基本气象理论

第一节　基本气象理论

一、大气

包围着地球的大气层是由多种气体及固体、液体杂质组成的混合物。大气时刻都在运动着，如果大气能看得见，大气层就像海洋一样，有旋涡，有乱流，有升降运动，还有连绵不断的波峰浪谷。

1．大气的组成

根据气象学的观点，大气由三部分组成：干洁空气、水汽和称为大气气溶胶粒子的固态和液态悬浮粒子混合而成。不含水汽和杂质的大气称为干洁空气，即通常所说的干空气，它的主要成分是含有大约78%的氮气和21%的氧气，余下的1%由氩、二氧化碳、氢、氖、臭氧等几种气体组成，在85千米以下干洁空气各成分的比例基本是不变的，大气中唯一能发生相变的是气态、液态、固态三态，且之间可以互相转变。水汽是产生天气变化的主要原因，水汽主要来自地面，借助于空气的垂直运动向上扩散，因此，一般情况下水汽含量随高度升高而减少。2 000米高度上水汽含量约为近地面一半，5 000米高度则减少为十分之一，再向上就更少了。水汽凝结物（水滴、冰晶、雪花）和地面尘埃等飘浮在空中，就构成了大气中的液体和固体杂质，它们在一定条件下可形成各种天气现象，如云、雾、雨、雪、风沙等从而影响飞行活动。气溶胶粒子是底层大气的重要组成部分，主要包括水滴、冰晶、悬浮着的固体微粒以及带电粒子等。它们能吸收和散射太阳辐射从而影响地面气温，当它们大量聚集时，不但能加剧大气污染，而且会使大气透明度变差，影响飞行活动，它们有的又能作为水汽凝核促使云雾的形成。

2．大气分布的特征

大气具有层状结构，依据垂直方向上温度的变化规律，可将大气层划分为对流层、平流层、中间层、热层和散逸层（外大气层）等5个层次，如图7-1所示。航空器的飞行环境是对流层和平流层。大气层对飞行有很大影响，恶劣的天气条件会危及飞行安全。

图7-1　大气层垂直分布图

1）对流层

对流层是地球大气中最低的一层，对流层中气温随高度增加而降低，空气的对流运动极为明显，空气温度和湿度的水平分布也很不均匀。对流层的厚度随纬度和季节变化，一般低纬度地区平均为16～18千米，中纬度地区平均为10～12千米，在极地高纬度地区平均为8～9千米。就季节而言，中国绝大部分地区一般都是夏季对流层厚，冬季对流层薄。

对流层集中了全部大气约四分之三的质量和90%以上的水汽，是天气变化最复杂的层次，也是对飞行影响最大的层次。飞行中所遇到的各种重要天气现象几乎都出现在这一层中，如雷暴、浓雾、低云、雨、雪、大气湍流、风切变等。对流层从地表到1～2千米高度称摩擦层，该层受地表热力和摩擦作用影响大，空气要素变化剧烈，天气的地方性特征明显。

2）平流层

平流层位于对流层之上，顶界伸展到约50～55千米。在平流层内，随着高度的增加气温最初保持不变或微有上升，到25～30千米以上气温升高较快，到了平流层顶气温约升至270～290K。平流层的这种气温分布特征同它受地面影响小和存在大量臭氧有关。在平流层中，空气的垂直运动较弱，水汽和尘粒含量较少，因而气流比较平缓，能见度较高，干湿分布均匀。但该层空气稀薄，对阳光的散射作用减小，天气暗淡，目视观测比较困难。由于空气密度减小，飞机的空气动力性能变差，操纵性更差。

3）中间层

中间层从平流层顶（大约50～55千米）伸展到80千米高度。这一层的特点是：气温随高度增加而下降，空气有相当强烈的垂直运动。在这一层的顶部气温可低至160～190K。

4）热层

热层的范围是从中间层顶伸展到约800千米高度。这一层的空气密度很小，声波也难以传播。热层的一个特征是气温随高度增加而上升，另一个重要特征是空气处于高度电离状态。热层在电离层范围内，在电离层中，各高度上空气电离的程度是不均匀的，存在着电离强度相对较强的几个层次，电离层的变化会影响飞行器的无线电通信。

5）散逸层

散逸层又称逃逸层、外大气层，是地球大气的最外层，位于热层之上。那里的空气极其稀薄，受地球的引力作用较小，因而大气分子不断地向星际空间逃逸。航天器脱离这一层后便进入太空飞行。

二、基本气象要素

基本气象要素有气温、气压和湿度，它们是表征大气性质的三个最基本要素，一般通过与空气运动和天气变化的联系来影响飞行活动。

1．气温

气温是空气的冷热程度的物理量，反映了空气内能的大小。距地面1．5米高的百叶箱测得的气温是地面气温。空中气温一般用探空仪器测量，气温采用的指标有摄氏温度（℃）、绝对温度（K）和华氏温度（℉）。实际大气中，气温变化的方式可以分为绝热化和非绝热化。

1）气温的绝热化

绝热变化是指空气块与外界没有热量交换，仅由于外界压力的变化使空气膨胀或压缩而引起的温度变化，称为气温的绝热变化。例如空气块被压缩时，外界对它做的功转化成内能，温度会升高；反之空气膨胀时，温度会降低。实际大气中空气作升降运动时，温度的变化可看作绝热变化。

气块在升降过程中其温度的绝热变化过程有两种情况，一种是气块内部不伴随水相变化的绝热过程称为干绝热过程；在干绝热过程中，气块每上升（或下降）100米，温度降低（或升高）约1℃；另外一种是气块内部伴随水相变化的绝热过程称为湿绝热过程，例如上升降温同时引起其内部水汽凝结，气块下沉增温同时引起其内部水滴蒸发的过程。这一过程中，由于水相变化造成的吸热或放热，部分地抵消了气块体积变化引起的温度变化，使得温度变化值小于干热变化过程，且随温度和气压而变化，通常每上升或下降100米的温度变化为0．4～0．7℃。

2）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引起的温度变化。这种热量交换主要是通过辐射、乱流、水相变化等方式实现的。辐射是物体以电磁波的形式向外放射能量的方式，地球与大气系统热量的主要来源是吸收太阳辐射。乱流是空气无规则的小范围涡旋运动，乱流使空气微团产生混合，气块间热量也随之得到交换。近地面空气由于地表的摩擦，阻碍产生扰动，以及地表增热不均引起空气乱流，是乱流活动最强烈的层次，乱流是这一层中热量交换的重要方式之一。水相变化过程中的吸热和放热，也会引起气温的改变。

2．气压

气压即大气压强，是指物体单位面积上所承受的空气的垂直作用力。气压的单位为帕斯卡，简称帕（Pa），气象学则以百帕（hPa）和毫米水银柱高（mmHg）为单位。1mmHg≈4/3hPa或1hPa≈3/4mmHg。

1）气压随高度的变化特点

静止大气中，各高度上的气压值等于其水平单位面积上所承受的上部大气柱的重量。随着高度增加，其上部大气柱越来越短，气柱中空气密度越来越小，气柱重量也就越来越小。因此，气压总是随高度降低的。两个高度之间的气压差，应等于它们之间单位面积上空气柱的重量，空气密度越小，气压差越小。实际大气中，高度升高，空气密度减小；温度升高，空气膨胀，密度减小。因此，高度越高的地方，气压随高度降低得越慢。

2）几种常用的气压值

根据不同的用途，在气象与航空上主要使用4种不同的气压值，即本站气压、海平面气压、标准海平面气压和场面气压。本站气压，是指气象台气压表所在高度上的气压。海平面气压是指把本站气压推算到海平面处的气压。标准海平面气压是一个常数，是指在标准天气状况下的海平面气压，值为760mmHg或1 013．25hPa。飞机在航线飞行时，都要按标准海平面气压调整高度表，目的是使所有在航线上飞行的飞机都有相同的“零点”高度（标准海平面高度），并按此保持规定的航线仪表高度飞行，以避免飞机在空中相撞。场面气压一般是指跑道面3米高处的气压。将机场气象站的本站气压订正到机场跑道入口处，就得到场面气压。气压高度表按场面气压值拨正，就能指示出飞机对于跑道的高度，如图7-2所示。

图7-2　各种气压高度示意图

由于各气象站所在位置的海拔高度不同，要分析气压在水平方向上的分布特点，就需要将本站气压订正到同一高度上进行比较。为方便起见，通常将海平面作为基准面，按照气压随高度变化的一般规律，根据当时的气温和其他一些因素，将本站气压订正到海平面高度上，得到修正海平面气压；再将各气象站的修正海平面气压填在一张图上，把图上气压相等的点用线连起来，这就是等压线。等压线用百帕表示，通常每相邻的两条等压线间隔2．5hPa。通过分析等压线的分布形式，可以得到气压梯度的概念，或者说气压在一定距离上的变化。等压线分布稀疏的地区，气压梯度小，等压线密集的地区，气压梯度越大。绘制等压线也有助于识别气压系统，气压系统的种类有高压、低压、脊和鞍形式气压区。高压是有一个高气压中心，周围气压都比中心气压低；低压正好相反，是一个周围被高气压包围的低气压中心。脊是高压向外升展的区域，槽是低压向外升展的区域。两个相对的高压或脊与两个相对的低压或槽之间的区域称为鞍形气压区，如图7-3所示。

图7-3　气压系统的基本类型

3．湿度

表示空气中水汽含量和潮湿程度的物理量称为湿度。天气与空气湿度的关系非常密切，空气干燥时，天气通常比较好。空气很潮湿的时候，就会出现不好的天气甚至恶劣天气。

1）大气中的水相变化

大气中含有水分，水在大气中以3种状态存在：固态、液态、气态。3种状态都可出现在大气常温下，并且很容易从一种状态变化到另一种状态。当水分从一种物理状态变化到另一种物理状态时，热量交换也随之发生。状态变化是通过蒸发、凝结、溶化、冻结和升华、凝华等过程实现的。

蒸发是液态水向不可见的水汽变化的过程。水汽产生时，要向周围物体吸收热量。与蒸发相反的过程是凝结，凝结是水汽变成液态水的过程，与热天冷玻璃杯上形成水滴的过程一样。凝结发生时，水汽在蒸发过程中吸收的热量又被释放出来，释放出的热量叫做凝结潜热，凝结是形成云的重要过程。升华是冰直接变成水汽的过程；凝结是水汽直接变成冰的过程。溶化是冰变成水的过程；冻结是与此相反的过程。在上述变化过程中，热量交换很少，相对来说对天气的影响也很小。

2）饱和空气

空气容纳水汽的能量在湿度一定的条件下是有一定限度的。实际水汽含量达到这一限度的空气称为饱和空气。此时若水汽量继续增加或空气降温，多余的水汽就会凝结，云、雾等天气现象由此形成。

3）空气湿度的量度

潮湿的空气是指饱和程度高的空气，而不一定是含水汽量多的空气。例如，晴朗的夜晚形成的雾或露，就是由于空气降温而变得更潮湿的缘故。相对湿度指空气实际水汽含量与当时温度下空气所能达到的最大水汽含量的比值，饱和空气的相对湿度为100%。露点是指某一温度值，空气温度达到这一值时，它所容纳的水汽量也达到极限，即空气实际容纳的水汽与它在这一温度下能够容纳的水汽相等，达到饱和。值得注意的是，上述每一表示湿度的量都与温度联系在一起，这是天气的两个不可分割的特征。

4）水汽凝结物形成的天气现象

当空气冷却至饱和时，凝结和凝华过程中就把不可见的水汽转变成可见的状态。可见水汽的最常见形式是云和雾，其他还有降水、露和霜等。

云由非常小的水滴聚集而成，如果温度足够低，则由冰晶聚集而成。水滴和冰晶凝结或凝华在空气中极小的固体颗粒上，这些颗粒叫做凝结核，它们可以是灰尘、溅入空中的浪花蒸发出的盐粒或物质燃烧后的产物，形成于近地面的云就是雾。

通常情况下，空气达到饱和就可立即形成云和雾，可通过比较地面气温和露点的差异来判断雾或高度很低的云能否形成，气温和露点的差异叫做气温露点差。气温露点差降至2℃或更低时，空气接近饱和，形成雾和低云雨的可能性就大大增加。

4．空气密度

空气密度是指单位体积内的空气质量。气温、气压、空气湿度的变化都会对飞机性能和仪表指示造成一定的影响，这种影响主要是通过它们对空气密度的影响而实现的。气温升高，空气密度减小；气压升高，空气密度增大。对局部空气而言，气温变化幅度比气压变化幅度要大得多，空气密度变化主要由气温变化引起。由于水汽比空气轻，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。此外，高度增加，空气密度减小。

实际大气状态是在不断变化着的，而飞机的性能和某些仪表（高度表、高速表等）的指示度都与大气状态有关。为了便于比较飞机性能和设计仪表，必须以一定的大气状态为标准。标准大气就是人们根据大量的大气探测数据规定的一种特性，随高度平均分布最接近实际大气的大气模式。飞机性能及仪表指示都是按标准大气状态制定的。当实际大气状态与标准大气状态有差异时，飞机性能及仪表指示就会发生变化。例如，当实际大气密度大于标准大气密度时，指示空速会大于真空速。因此在暖湿空气中飞行的飞机指示空速容易偏低；在干冷空气中飞行的飞机指示空速容易偏高。同时，当空气密度增大时，一方面空气作用于飞机上的力要加大，另一方面，发动机功率要增加，推力增大。这两方面作用的结果就能使飞机飞行性能变好，即最大爬升率、最大平飞速度和起飞载重量会增大，而起飞、着陆滑跑距离会缩短。反之，飞机飞行性能则会变差。

三、大气的运动

大气中热量和水汽的输送，以及一切天气变化，都是通过大气运动实现的。大气运动的能量来源于太阳辐射。由于各纬度获得的太阳辐射能多少不均，造成高低纬度间温度的差异，这是引起大气运动的根本原因。大气运动的形式有水平运动和垂直运动之分。其中，大气的垂直运动表现为气流的上升或气流的下沉；大气的水平运动即是风。

1．空气环流

由于地面冷热不均而形成的空气环流，它是大气运动的一种最简单的形式。空气被加热时，它的分子距离加大，空气膨胀，密度变小，重量变得比周围空气轻。空气冷却时，分子距离变小，密度加大，重量变得比周围空气重，结果使得冷而重的空气下沉取代上升暖空气的位置。这种空气的热升冷降运动通常称为对流。

由于重力作用而下降的冷空气会使暖空气上升，上升的空气膨胀降温，最终又会下沉，这样就形成了空气的环形运动，称之为环流。大气的对流过程形成环流。太阳辐射在赤道地区比在极地更为集中，导致赤道地区温度大大高于极地。因此，极地冷而重的空气下沉并流向赤道，在赤道地区取代上升的暖空气位置。

空气的环流运动有大有小，大的可覆盖地球整个半球，构成通常所说的大气环流；小的出现于局部地区，形成局地环流。

2．空气的水平运动——风

气压在水平方向上的不均匀分布是形成风的直接原因。影响大气水平运动的3个因素是：

（1）水平气压梯度。其是大气水平运动的原动力。在大气水平运动的初始状态，大气只受到水平气压梯度力的作用，风向垂直于等压线，并从高压指向低压。水平气压梯度力越大，风速越大，也就是说，水平气压梯度力能决定风速大小。实际上，水平气压梯度力不仅能决定风的大小，也能影响风的方向。

（2）地转偏向力。在水平气压梯度力的作用下，随风速增大，地转偏向力开始出现并增大。在高空摩擦力可忽略不计的情况下，当地转偏向力与水平气压梯度力大小相等，方向相反，即二力达到平衡状态时，风向平行于等压线。在北半球背风而立，高压在右，低压在左。因为地转偏向力的方向始终与大气运动的方向垂直，在大气运动方向上不做功，所以说它不影响风速，只影响风向（北半球右偏，南半球左偏）。

（3）摩擦力。在近地面，大气运动与地面发生摩擦，此时大气受三个力的作用，在水平气压梯度力、地转偏向力和摩擦力这三个力的共同作用下，风向与等压线之间成一夹角。在北半球背风而立，高压在右后方，低压在左前方。摩擦力不仅影响风速，也影响风向。在离地约1 500米以内，由地球表面产生的摩擦力会使空气运动速度减小，空气运动方向发生改变，不再沿等压线运动。

风有三种模式，分别是：

1．全球风模式

当热带空气上升并向北流动时，在北纬30度附近，气流改为向东流动，引起空气在这一纬度的堆集。这样就形成了一个半永久的高压区。在地面附近，空气向赤道流回。向南流动的底层空气同样向右偏转，形成东北信风，如加勒比海地区就盛行这种风。

从北纬30度附近高压带向北流动的底层空气向右偏转，由此造成北美中部地区盛行偏西风。

向南流动的极低冷空气向右偏转形成极地东风带，当这一冷气流与西风带的较暖气流相遇时，引起空气堆集而形成另一个半永久性高压区，约位于北纬60度附近。这一高压区对极地冷空气有阻挡作用，并因而形成极峰。

2．地方性风

地方性风是由地形变化引起的，如山地、峡谷、水面。形成这些风的机制是冷空气下沉取代上升暖空气位置，它与全球风模式的形成机制相似。

沿海地区常形成海陆风。在白天，海浪对海岸的冲击会越来越强烈，海风的作用解释了这一现象，地表比水面的加热和冷却更快，因此白天地面比水面热，这样就产生了海风，风从冷水面吹向热地表。夜间，陆地冷却快于水面，形成陆风从较冷的陆地吹向较暖的水面。

丘陵和山地也会形成地方性风。白天，山坡在太阳照射下增热快，靠近山坡的空气增热也快。山谷上的冷空气下沉和山坡上的暖空气上升就形成了从山谷吹向山坡的谷风。晚上，山坡地表冷却快，使山坡附近的冷空气很快降温。冷空气沿山坡向下流动并取代山谷中较暖空气的位置，这样就形成了山风。

沿斜坡下吹的风都叫下滑风，山风就是一种下滑风。如果局地条件合适，下滑风可以对气温产生意想不到的影响。当密度很大的冷空气快速越过山顶并沿山坡下沉且占据它前方的空气位置时，这种影响就会产生。如果这种快速下沉能持续到足够的高度，下沉空气会由于压缩增温直到温度高于它所取代的空气。暖的下沉风叫焚风。有时，一团下沉的空气温度非常低，即使它在下沉过程中要变暖，但仍然比它所取代的冷空气温度低，这就是下坡风，也叫重力风。下坡风的风速是比较大的，一般20米/秒左右，强的可达40～50米/秒，可对飞机起降造成严重影响。

3．空气的垂直运动

空气垂直运动的形式是多种多样的，不同垂直运动的特点不同，产生的天气及对飞行的影响也就不同。

在稳定大气中空气垂直运动会受到抑制，不会强烈发展而形成恶劣天气。此时在一定条件下，也会出现一些特定的大气垂直运动。如近地面空气沿水平方向向地面汇集时，由于空气运动的连续性会形成上升运动；近地面空气沿水平方向区域散开时，会引起下沉运动。这种形成的空气垂直运动称为系统垂直运动，其特点是水平范围大、持续时间长、升降速度小。

大气中有时会出现垂直方向的波动气流，引起空气的垂直运动。大气波动的出现有两种原因。一是两层密度不同的空气发生相对时，在其交接面上会出现波动，就像风吹过水面时引起波动，这一情形常出现在等温层和逆温层中。因为等温层或逆温层上下空气密度和风向、风速常存在较大差异，易引起空气波动。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，在一定条件下，可在山的背风面形成波动，称为山岳波。

若乱流的速度和尺度都不大，且在一定高度范围内同时存在很多乱流，也可使垂直运动扩展到较高高度。

当大气不稳定时，各种形成的垂直运动都可触发对流运动，甚至引起强烈对流而产生恶劣天气。强烈对流的垂直速度可达每秒几十米，但水平范围不大，一般几公里到几十公里，持续时间短，一般几十分钟到几小时。