《航空气象(第2版)》教学课件—01大气的状态及其运动.pdf

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1、黄 仪 方 主 编第一章大气的状态及其运动大气的成分及结构 基本气象要素空气的水平运动空气的垂直运动C ONTENTS目 录第一节大气的成分及结构 一、大气的成分1. 干洁空气干洁空气是构成大气的最主要部分，主要由氮气和氧气构成，其体积分别占整个干洁空气的 78% 和 21%。余下的 1% 由其他几种气体构成，如二氧化碳、臭氧、氩气、氖气等。干洁空气的这一比例在 50 km 高度以下基本保持不变。干洁空气的成分一、大气的成分2. 水 汽地表和潮湿物体表面的水分蒸发进入大气就形成了大气中的水汽。大气中的水汽含量平均约占整个大气体积的 05%，并随着高度的增加而逐渐减少。水汽的地理分布也不均匀。水

2、汽随大气运动而运动，并可在一定条件下发生状态变化，即气态、液态和固态之间的相互转换。水汽相变与循环示意图3. 大气杂质大气杂质又称为气溶胶粒子，是指悬浮于大气中的固体微粒或水汽凝结物。固体微粒包括烟粒、盐粒、尘粒等。水汽凝结物包括大气中的水滴和冰粒。二、大气的结构（一）大气垂直分层的依据大气分层的主要依据是气层气温的垂直分布特点，这一特点可用气温垂直递减率来描述。气温垂直递减率定义为：某高度 Z1 的气温为 T1，气层的气温垂直递减率为 ，则另一高度 Z2 的气温可用下式计算：二、大气的结构（一）大气垂直分层的依据大气结构：大气可分为对流层、平流层、中间层、暖层和散逸层五层。大气结构示意图二、

3、大气的结构（二）重要气层的特征1. 对流层对流层因为空气有强烈的对流运动而得名，它的底界为地面，上界高度随纬度、季节、天气等因素而变化。对流层有以下三个主要特征：（1）气温随高度升高而降低。（2）气温、湿度的水平分布很不均匀。（3）空气具有强烈的垂直混合。二、大气的结构（二）重要气层的特征2. 平流层对流层之上是平流层。平流层范围从对流层顶到大约 55 km 的高度上。l 平流层中空气热量的主要来源是臭氧吸收太阳紫外辐射，因此平流层中气温随高度增高而升高，整层空气几乎没有垂直运动，气流平稳。l 平流层中空气稀薄，水汽和杂质含量极少。l 平流层大气受地表影响极小，空气运动几乎不受地形阻碍及扰动。

4、三、标准大气人们根据全球各地各季多年探空资料的气压、气温、湿度及高度等数值加以平均，得出从海平面起的各高度层的平均气压、平均气温及平均密度等数值，作为世界各国公认的“标准大气”。三、标准大气 标准大气的气温、气压和相对密度（某高度的空气密度与海平面空气密度之比）随高度的分布情况：标准大气第二节基本气象要素 一、气 温（一）气温的概念气温是表示空气冷热程度的物理量，它实质上是空气分子平均动能大小的宏观表现。一般情况下我们可将空气看做理想气体，这样空气分子的平均动能就是空气内能，因此气温的升高或降低，也就是空气内能的增加或减少。气温通常用三种温标来量度，即摄氏温标（）、华氏温标（）和绝对温标（K）

5、。将摄氏度换算为华氏度的关系式为：一、气 温（二）气温变化的基本方式1. 气温的非绝热变化非绝热变化是指空气块通过与外界的热量交换而产生的温度变化。气块与外界交换热量的方式主要有：辐射、乱流、水相变化、传导。2. 气温的绝热变化 绝热变化是指空气块与外界没有热量交换，仅由于其自身内能增减而引起的温度变化。实际大气中，当气块作升降运动时，可近似地看做绝热过程。气块在升降过程中温度的绝热变化过程有两种情况：（1）干绝热过程。在绝热过程中，如果气块内部没有水相的变化，叫干绝热过程（即干空气或未饱和湿空气的绝热过程）。气块作干绝热运动时温度的变化（2）湿绝热过程。在绝热过程中，如果气块内部存在水相变化

6、，叫湿绝热过程。不同温度、气压下的m 值（/100 m）一、气 温（三）局地气温的变化近地面局地气温的变化，主要决定于气块的非绝热变化和气块的水平运动。前者的变化比较有规律，具有周期性年变化和日变化），而后者的变化无一定规律。1. 局地气温的周期变化气温在一日之中具有周期性的变化，有一个最低值和最高值，最低值一般出现在早晨日出时，最高值在当地正午（太阳高度角最大）后 2 h 左右。气温在一年之中也具有周期性变化，一般也有一个最低值和最高值。最低值在大寒前后，最高值在大暑前后。一、气 温（三）局地气温的变化2. 局地气温的非周期变化局地气温非周期性的变化，主要是由于大规模冷暖空气运动和阴雨天气的

7、影响。北京十月份气温平均日变化北京、广州气温的年变化二、气 压气压即大气压强，是指与大气相接触的面上，空气分子作用在每单位面积上的力。这个力是由空气分子对接触面的碰撞而引起的，也是空气分子运动所产生的压力。常用的量度气压的单位有百帕（hPa）和毫米汞柱（mmHg），它们的关系如下式所示：二、气 压（一）气压随高度的变化在大气处于静止状态时，某一高度上的气压值等于其单位水平面积上所承受的上部大气柱的重量。气压总是随高度而降低的，z1、z2 高度上的气压差，应等于这两个高度间空气柱的重量，即：即：取极限可得：气压随高度的变化二、气 压（二）航空上常用的几种气压1. 本站气压2. 修正海平面气压3.

8、 场面气压4. 标准海平面气压飞行中常用的气压高度：1. 场面气压高度（QFE）2. 标准海平面气压高度（QNE）3. 修正海平面气压高度（QNH）（三）气压与高度二、气 压（四）气压的水平分布特点水平气压场水平气压场指某一水平面上的气压分布，这一水平面通常取为海平面。常见的水平气压分布的基本形式如图：1. 低 压2. 低压槽3. 高 压4. 高压脊5. 鞍型气压区水平气压场的基本形式二、气 压（四）气压的水平分布特点水平气压场等压线越密的地方，气压沿垂直于等压线的方向变化就越快。这一变化特点可用水平气压梯度的概念来表示。水平气压梯度是一个向量，它的方向垂直于等压线，从高压指向低压，它的大小等

9、于沿这个方向上单位距离内的气压差，可表示为：水平气压梯度三、空气湿度（一）常用的湿度表示方法1. 相对湿度 相对湿度定义为空气中的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的百分比，即理论和实践都证明，饱和水汽压的大小仅与气温有关，气温越高，饱和水汽压越大：不同温度下的饱和水汽压三、空气湿度（一）常用的湿度表示方法2. 露点（td）和温度露点差（ttd） 露点：当空气中水汽含量不变且气压一定时，气温降低到使空气达到饱和时的温度，称为露点温度，简称露点（td）。l 气压一定时，露点的高低只与空气中水汽含量的多少有关，水汽含量越多，露点温度越高。l 在水汽含量不变的情况下，气压降低时，露点温度也会随之降低。

10、温度露点差：当空气处于未饱和状态时，其露点温度低于气温，只有在空气达到饱和时，露点才和气温相等。所以可用气温露点差来判断空气的饱和程度，气温露点差越小，空气越潮湿。三、空气湿度（二）空气湿度的变化1. 空气中水汽含量的变化 空气中的水汽含量与地表有关，地面潮湿的地方空气中的水汽含量较高；在同一地区，水汽含量与气温的关系很大，在温度升高时饱和水汽压增大，空气中的含水量也相应增大。2. 空气饱和程度的变化 空气的饱和程度与气温高低和空气水汽含量的多少有关。四、基本气象要素与飞行（一）气体状态方程在研究大气状态变化时，可将常规条件下的大气近似地看做理想气体，其气温、气压和体积三个状态参量之间的关系，

11、可用理想气体的状态方程来表示：设 （称为比气体常数），再由 代入 ，则得研究实际大气常用的状态方程：四、基本气象要素与飞行（二）基本气象要素变化对空气密度的影响由 式，可得 。可见，空气密度与气压成正比，与气温成反比。水汽含量不同的空气，密度也不一样，水汽含量越大，空气密度越小。 暖湿空气的密度比干冷空气的密度要小得多，如图： 气温、湿度与空气密度的关系（三）密度高度密度高度是指飞行高度上的实际空气密度在标准大气中所对应的高度。在标准大气条件下，空气密度与高度的关系是确定的，但在实际大气中，某高度上的空气密度大小还要受到气温、湿度、气压等因素的影响。密度高度可用来描述这种密度随高度变化的差异。

12、（四）基本气象要素变化对飞行的影响1. 对高度表指示的影响 实际大气状态与标准大气状态通常存在一定差异，因此实际飞行时高度表指示高度与当时气象条件有关。l 在标准大气中“零点”高度上的气压为 760 mmHg，但实际上“零点”高度处的气压并不总是 760 mmHg，因而高度表示度会出现误差。l 当实际大气的温度与标准大气温度不同时，高度表示度也会出现偏差。四、基本气象要素与飞行温度误差示意图气压误差示意图（四）基本气象要素变化对飞行的影响2. 对空速表指示的影响 空速表是根据空气作用于空速表上的动压来指示空速的。空速表示度不仅取决于飞机的空速，也与空气密度有关。3. 对飞机飞行性能的影响 飞机

13、的飞行性能主要受大气密度的影响。四、基本气象要素与飞行第三节空气的水平运动 一、风的表示和测量1. 风的表示风是矢量，有大小和方向。气象上的风向是指风的来向，常用 360或 16 个方位来表示。风的 16 个方位一、风的表示和测量1. 风的表示风速是指单位时间内空气微团的水平位移，常用的表示风速的单位是米/秒 （m/s），千米/小 时（km/h），海里/小时（n mile/h）。此外，风速大小也可用风力等级来表示：风力等级表一、风的表示和测量2. 风的测量风的测量方法主要有仪器探测和目视估计两大类：常用仪器有风向风速仪、测风气球、风袋、多普勒测风雷达等。风的目视估计主要是按风力等级表进行的。二

14、、风的形成（一）形成风的力实际大气中作用于空气上的水平力有以下几种：1. 水平气压梯度力 使空气产生水平运动的直接动力是气压在水平方向上分布不均匀而形成的水平气压梯度力。在 Gn 方向上选一面积为 S 的横截面，则由式 可得：将单位体积空气块换算成单位质量空气块，则得到水平气压梯度力的表达式：二、风的形成（一）形成风的力2. 地转偏向力 另一个形成风的很重要的力是地球自转偏向力，也称科氏力。科氏力是由地球自转引起的使相对于地球运动的物体偏离原来运动方向的力。地球旋转对空气运动的作用用转动的圆盘显示地球自转效应二、风的形成（一）形成风的力2. 地转偏向力 科氏力是一种惯性力，它不改变运动物体速度

15、的大小，而只改变其方向。科氏力是由地球自转引起的一种效应，它是虚力而不是实力，但具有实力的作用。由地球自转引起的偏转效应随纬度的增高而增强。科氏力的大小为：即 的大小与风速及纬度的正弦成正比。科氏力的方向垂直于物体运动的方向，在北半球指向右，在南半球指向左。纬度 处地平面绕其垂直轴的转动角速度北半球风与科氏力的关系二、风的形成（一）形成风的力3. 摩擦力 当空气在近地面运动时，地表对空气运动要产生阻碍作用，即产生摩擦力。摩擦力可表示如下：4. 惯性离心力空气在水平方向上相对于地球表面作圆周运动时，还要受到惯性离心力的作用。惯性离心力的方向与速度 垂直，由曲率中心指向外缘，其大小为对单位质量空气

16、块而言，惯性离心力二、风的形成（二）风的形成及风压定理1. 自由大气中风的形成及风压定理自由大气中平直等压线气压场的简单情况如图:地转风的形成这种由气压梯度力与地转偏向力相平衡而形成的风，称为地转风。当自由大气中的空气做曲线运动时，则需考虑惯性离心力的作用。以等压线为圆形的高压和低压为例:自由大气中低压区和高压区中的风二、风的形成（二）风的形成及风压定理1. 自由大气中风的形成及风压定理自由大气中空气水平运动与气压分布的关系规律，即自由大气中的风压定理：风沿着等压线吹，在北半球背风而立，高压在右，低压在左，等压线越密，风速越大。南半球风的运动方向与北半球相反。自由大气中风与气压场的关系二、风的

17、形成（二）风的形成及风压定理2. 摩擦层中风的形成及风压定理在摩擦层中，空气的水平运动还要受到摩擦力的作用:摩擦层中风的形成在摩擦层，风是斜穿等压线的:摩擦层中风场与气压场的关系二、风的形成（二）风的形成及风压定理2. 摩擦层中风的形成及风压定理根据摩擦层中的风压定理，可以判断图中任一地方的风向和风速的相对大小。根据自由大气中的风压定理，可判断航线上风的情况。根据飞行时遇到的风的情况，可判断高、低压位置。 3 000 m 空中气压形式图由风压定理可判断飞机正飞向高压区 地面气压形式图三、风的变化（一）摩擦层中风的变化1. 摩擦层中风随高度的变化在摩擦层中，由于摩擦力随高度减小，在气压场随高度变

18、化不大的情况下，随高度增加，风速会逐渐增大，而风向将逐渐趋于与等压线平行。2. 摩擦层中风的日变化 由于摩擦层中上、下层风向风速不一致，当上、下层空气混合强烈时，其相互影响就大，上、下层风有趋于一致的趋势。当空气混合作用减弱时，上、下层风就显示出较大差异。 北半球摩擦层中风随高度变化示意图三、风的变化（一）摩擦层中风的变化3. 摩擦层中风的阵性 摩擦层中由于地表对空气运动的影响，常使气流中挟带着空气的乱流运动，这种乱流运动通常以不规则的涡旋形式存在。乱流涡旋随大范围基本气流一起运动，引起局地风向不断改变，风速时大时小，形成风的阵性。 阵风的形成三、风的变化（二）自由大气中风的变化1. 自由大气

19、中风随高度变化的原因自由大气中风随高度有明显的变化。由于自由大气中空气运动不再受摩擦力的影响，因此风的变化主要取决于气压场的变化。而自由大气中气压随高度的变化主要是由气温水平差异引起的。2. 热成风 由气温的水平差异而形成的风称为热成风。 气温水平差异产生的风三、风的变化（三）地方性风1. 海陆风天气晴朗时，白天涌向岸边的海浪会越来越强烈，这就是海风造成的现象。2. 山谷风 山谷风是由山区的特殊地理条件造成的，形成原因与海陆风相似。海陆风的形成谷风的形成山风的形成三、风的变化（三）地方性风3. 峡谷风在山口、河谷地区常产生风速较大的风，称峡谷风。4. 焚 风 气流过山后沿着背风坡向下吹的热而干

20、的风，叫做焚风。峡谷风焚风示意图四、风对飞行的影响1. 风对飞机起飞着陆的影响飞机起降时所能承受的最大风速，取决于机型和风与跑道的夹角：几种机型起落时容许的最大风速2. 风对飞机航行的影响飞机在航线飞行时，也不可避免地要受到风的影响。第四节空气的垂直运动 一、空气垂直运动的形成原因空气的垂直运动及其变化是由作用在空气上的垂直方向的力造成的。这种力有两个，即向下的重力和向上的垂直气压梯度力。单位体积空气块所受的重力和垂直气压梯度力二、空气垂直运动的种类及特点1. 对流的概念和特征 对流是指大气中的一团空气在热力或动力作用下的强烈而比较有规则的升降运动。局地空气的热升冷降运动，就是空气的对流运动。

21、2. 对流产生的原因热力原因产生的对流：热力作用下的大气对流主要是指在层结不稳定的大气中，一团空气的密度小于环境空气的密度，因而它所受的浮力大于重力，则在浮力作用下形成的上升运动。动力作用下大气对流主要是指在气流水平辐合或存在地形的条件下所形成的上升运动。（一）对 流二、空气垂直运动的种类及特点3. 对流冲击力使原来静止的空气产生垂直运动的作用力，称为对流冲击力。实际大气中，对流冲击力的形成有热力和动力两种原因，它们产生的对流分别称为热力对流和动力对流。热力对流冲击力是由地面热力性质差异引起的。动力对流冲击力是由于空气运动时受到机械抬升作用而引起的。（一）对 流热力对流冲击力的形成地形动力对流

22、冲击力的形成二、空气垂直运动的种类及特点4. 大气稳定度大气稳定度是指大气对垂直运动的阻碍程度。大气稳定度的判断方法：（一）对 流大气对不饱和气块的稳定度 用层结曲线和状态曲线表示的大气稳定度大气稳定度分成三种情形： 绝对稳定 绝对不稳定 条件性不稳定此结论也可用气层气温随高度变化的曲线（层结曲线）与气块温度随高度变化的曲线（状态曲线）的关系来表示，如图：二、空气垂直运动的种类及特点大范围空气有规则的升降运动称为系统性垂直运动，一般产生于大范围空气的水平气流辐合、辐散区，以及冷、暖空气交锋区。实际大气中，摩擦层内低压区中风是斜穿等压线吹向低压中心，水平气流是辐合的，越靠近地面，气流与等压线交角

23、越大，辐合作用越强，因此低压区盛行上升运动。高压区内相反。当风吹向山的迎风面时，其水平速度越接近山坡越小，形成空气辐合，在山的迎风面出现系统性上升运动。（二）系统性垂直运动大气对不饱和气块的稳定度 地形引起的系统性上升运动 摩擦层中低压区和高压区的水平气流和垂直运动 低层气流辐合引起其上空气产生上升运动二、空气垂直运动的种类及特点在重力作用下产生的波动，叫重力波。重力波的形成有两种原因：一是两层密度不同的空气发生相对运动时，在其交界面上会出现波动，与风吹过水面时引起波动的道理相同。另一种情况是在有较强的风吹过山脉时，由于山脉对气流的扰动作用，在一定条件下，可在山的背风面形成重力波。（三）大气波动 逆温层下形成的重力波山地背风波二、空气垂直运动的种类及特点乱流是空气不规则的涡旋运动，又称湍流或扰动气流。乱流涡旋是由大气中的气流切变引起的，气流切变是指气流间速度和方向的差异。1. 热力乱流2. 动力乱流（四）大气乱流气流切变形成乱流涡旋热力乱流的形成 近地面动力乱流