1、航航 空空 气气 象象 学学航航 空空 气气 象象 学学METEOROLOGY FOR PILOTS飞行技术专业飞行技术专业水可载舟，亦可复舟。风云变幻风云变幻 气象万千气象万千 趋利避害趋利避害 安全飞行安全飞行风云变幻风云变幻 气象万千气象万千 趋利避害趋利避害 安全飞行安全飞行航航 空空 气气 象象大气对飞行活动的影响:1.基本气象要素变化对飞行的影响基本气象要素变化对飞行的影响:2.空气运动对飞行的影响空气运动对飞行的影响:3.天气现象对飞行的影响天气现象对飞行的影响.随着航空事业的发展，飞机性能的提高，大型飞机的增多，气象对飞行的影响不但依然存在，而且对航空气象保障提出了更高的要求。
2、目前，飞行活动与气象条件之间的关系，正在从气象条件决定能否飞行，变为在复杂气象条件下如何飞行的问题。概概 述述 本教程是根据飞行员培训大纲要求，参考多种相关教材编写而成的。主要介绍如下内容 基本气象原理；基本气象原理；各种类型天气的发展过程及其预测；各种类型天气的发展过程及其预测；对飞行有严重影响的天气现象及如何避免对飞行有严重影响的天气现象及如何避免 它们的影响它们的影响。航航 空空 气气 象象 一一 大大 气气 二二 基本气象要素基本气象要素 三三 大大 气气 的的 运运 动动 第一章 基本气象理论航航 空空 气气 象象航航 空空 气气 象象 地球周围包围着一层深厚的空气圈，称为地球大气，
3、简称大大气气(atmosphere)。大气不停地运动，不断地变化，呈现出各种各样的天气天气(weather)现象。大气的状态用气温、气压、湿度、风、气温、气压、湿度、风、云、降水、能见度云、降水、能见度等基本气象要素气象要素(meteorological element)表示。第一节第一节 大气大气 一、一、大气的成分大气的成分 1.干洁空气 无水汽、无杂质的混合气体,氮(78%)、氧(21%)、氩、二氧化碳、臭氧占干空气总体积含量的99.97%；2.水汽 大气中唯一能发生相变的成分,来源于地面。含量不多,按容积计算,只占0-5%.但作用重要；3.气溶胶粒子(大气杂质)水汽凝结物水滴和冰晶，悬
4、浮的固体烟粒、盐粒、尘粒、各种凝结核以及带电离子等。第一章 基本气象理论 气态 液态 固态 相变航航 空空 气气 象象123干干 洁洁 空空 气气 的的 成成 分分 氮气氮气 78%其他气体 1%氧气氧气 21%氩 氦 二氧化碳 氖第一章 基本气象理论航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论*海 面陆 地冻 结融 化蒸发升华凝 结*蒸发凝华雨*雪水 滴冰 晶露凝 结蒸发凝 结雾霜凝 华水汽相变与循环*航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论对天气影响较大的大气成分：干洁空气 各种成分的气体（除臭氧外）不能直接吸收太阳辐射，大量的太阳 辐射可穿过大气层到达地面，使地面增温地面增温。二氧化碳
5、吸收地面受热后放出的长波辐射，而使热量不能大量向外 层空间散发，对地球具有“温室效应温室效应”的作用。臭氧 强烈吸收太阳紫外线辐射而使臭氧层增温臭氧层增温，改变大气温度的垂 直分布，同时也使地球生物免受了过多紫外线的照射使地球生物免受了过多紫外线的照射。航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论对天气影响较大的大气成分：水汽 相变产生云、雾、露、霜、雨、雪、雹等天气现象；相变过程中放出或放出或吸收热量吸收热量，影响地面和空气的温度。在大气中运动的水汽，通过状态变化传传输热量输热量，而热量的传递又是大气中的一个重要物理过程，与气温及天气变化关系密切。大气杂质 在一定的天气条件下，大气杂质常聚集在
6、一起，形成云、雾、雨、雪、风沙等天气现象天气现象，使大气透明度大气透明度变差，并能吸收、散射和反射地面和太阳辐射，影响大气温度大气温度。此外，固体杂质还可充当水汽的凝结核水汽的凝结核，在云、雾、降水等的形成过程中起着重要的作用。大气垂直分层示意图大气垂直分层示意图二、二、大气的结构大气的结构 大气表现为一定的层状结构。大气表现为一定的层状结构。主要根据垂直方向上大气温度分布的特点，将大气由下至上分为对流层、平流层（同温层）、中间对流层、平流层（同温层）、中间层、暖层（电离层）和散逸层层、暖层（电离层）和散逸层等五个层次。The gaseous mass or envelope surround
7、ing a celestial body,especially the one surrounding Earth,and retained by the celestial bodys gravitational field.大气层指环绕天体的气团或气层，尤指环绕地球的气团，被天体重力场所束缚12345航航 空空 气气 象象大大 气气 的的 分分 层层平流层对流层中间层暖 层对流层顶80 90km50 60km7 10km17 20km第一章 基本气象理论TroposphereStratosphereMesosphereThermosphereATMOSPHERIC LEVELS散逸层Exo
8、sphereTropopause 对流层对流层(troposphere)大气热量的直接来源主要是空气吸收地面发出的长波辐射，靠近地面的空气受热后热量再向高处传递。平流层平流层(stratosphere)大气热量主要来自臭氧对太阳紫外线的吸收。航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论航空活动主要在对流层和平流层中进行航空活动主要在对流层和平流层中进行对流层的三个主要特点：对流层的三个主要特点：气温随高度的增高而降低；空气具有强烈的对流对流运动(垂直混合)；气象要素的水平分布不均匀。厚度随纬度和季节而变 低纬厚于高纬 夏季厚于冬季对流层上界高度随纬度的变化纬度 0-30：1718km;纬度 30
9、-60：1012km;纬度 60以上89km 在对流层中，在对流层中，水汽和二氧化碳水汽和二氧化碳对大气温度变化的影响最大。对大气温度变化的影响最大。航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论 对流层集中了约对流层集中了约75%的大气质量的大气质量和和90%以上的水汽。以上的水汽。气温随高度增高而降低气温随高度增高而升高气温随高度不变逆温层逆温层(inversion)等温层等温层(isothermal)航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论气温垂直递减率气温垂直递减率(Lapse Rate of Air Temperature)气温垂直递减率气温垂直递减率 每上升单位高度时的气温降低值，用
10、表示。=-T/Z 航航 空空 气气 象象 已知某地的地面气温为已知某地的地面气温为T0(C)，可大致推算该地可大致推算该地Z(m)高度上的气温高度上的气温TZ(C):TZ=T0 Z TZ=T0 0.65在对流层对流层中，平均取=0.65 C/100m，则TZT0ZZ 或 TZ=T0 0.0065Z东 X北 Y天第一章 基本气象理论Z100航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论三、三、大气大气的基本性状的基本性状 1.大气的基本物理性性质 连续性连续性 宏观上把流体视为连续介质，大气亦然；流动性流动性 大气流动形成风；压缩性压缩性 流体皆可压缩，气体压缩性 大于液体；气流速度很小时，其压缩性
11、不甚显著；大范围空气近似地当作不可压缩流体；粘粘 性性 两层流体相对运动，其间有力相互牵制。相对速度很小时，粘性对流体的运动不起主导作用。2.状状态方程 用以描述理想气体状态的三个参量-压力、温度、体积（或密度）之间的关系式：P=RT R为比气体常数，因气体不同而异。干空气的R为287焦耳/千克度(开)。适用于通常大气温度和压强下的干空气和未饱和湿空气。适用于通常大气温度和压强下的干空气和未饱和湿空气。航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论第二节第二节 基本气象要素基本气象要素 表示大气状态的物理量和物理现象通称为气象要素。表示大气状态的物理量和物理现象通称为气象要素。气温、气压、湿度、等
12、物理量和风、云、降水、能见度等天气现象都是气象要素。气温、气压、湿度是三大基本气象要素。一、一、气温气温(air temperature)（一）气温的概念（一）气温的概念 气温是表示空气冷暖程度的物理量，气温是表示空气冷暖程度的物理量，它实质上是空气分子平均动能（内能）大小的宏观表现。气温通常用三种温标来量度。气温通常用三种温标来量度。100 212 373.16 0 32 273.16 180等份100等份冰 点沸 点常用温标 C F K0-273.16冰、水和水汽 平衡共存分子热运动的动能为零一个大气压下的水一个大气压下的水Temperature Scales航航 空空 气气 象象 1.摄
13、氏(Celsius )温标（C）C=5/9x(F-32)2.华氏(Fahrenheit)温标（F）F=9/5xC+32 3.开氏(Kelvin )温标（K）K=C+273.16（二）（二）.气温的增热和冷却气温的增热和冷却 气温的变化实质上是空气内能的变化的反映 1.气温的非绝热变化 空气块与外界交换热量而产生的温度变化方式有辐射、传导、对对流流、乱流乱流、水相变化蒸发（升华）和凝结（凝华）等。空气与地面之间交换热量，最主要是长波辐射长波辐射；气层之间交换热量，主要依靠对流和乱流对流和乱流。2.气温的绝热变化 空气块由于自身内能增减而产生的温度变化：一团空气绝热上升，体积膨胀，其一部分内能反抗
14、外界压力而作功，温度下降；反之，外力作功，转变为空气的内能，温度升高。第一章 基本气象理论 Every physical process of weather is accompanied by a heat exchange.气块作干绝热运动时温度的变化航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论空气块被压缩，空气块被压缩，外界对空气块外界对空气块做功转化为内做功转化为内能，其温度升能，其温度升高。高。空气块膨胀，空气块膨胀，空气块对外界空气块对外界做功消耗内能，做功消耗内能，其温度降低。其温度降低。航航 空空 气气 象象 引起空气温度变化的绝热因素和非绝热因素常常是同时存在同时存在的,但因条
15、件不同而有主次之分主次之分,当气块作水平运动或静止不动时当气块作水平运动或静止不动时,非绝热变化是主要的非绝热变化是主要的,当气块作垂直运动时当气块作垂直运动时,绝热变化是主要的。绝热变化是主要的。a.干空气温度的绝热变化(无水相变化)d=1 C/100 m b.湿空气温度的绝热变化(有水相变化)m=0.4-0.7 C/100 m 第一章 基本气象理论航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论二、二、气压气压(air pressure)（一）气压的概念及其单位（一）气压的概念及其单位 由地球周围大气的重量而产生的压强，简称气压。在静止大气中任一高度上的气压值，等于其单位面积上垂直空气柱的重量。
16、气压的单位为帕斯卡*，简称帕（Pa）。气象部门以百帕（hPa）为单位,亦用毫巴（mb）表示。一百帕=1000达因/厘米2=100牛顿/米2 气压的另一个单位为毫米水银柱高（mmHg）。两种气压单位的换算关系为 1mmHg 1.333hPa 1hPa 0.75mmHg *Pascal(1623-1662)法国数学家、物理学家、哲学家1643HghTorricelli(1608-1647)航航 空空 气气 象象（二）气压随高度的变化（二）气压随高度的变化 气压总是随高度递减的,但递减的快慢程度却不一样。低层较快，高层较慢。在近地面层中，高度每升高100米，气压约降低9.5mmHg。1.大气静力学基
17、本方程 大气静力学基本方程（简称静力方程）表示的是：大气在垂直方向上所受的作用力达到平衡时，气压随高度变化的定量关系，即 dP=-gdz 2.压高公式及其应用 压高公式 较好地解决了压力和高度间的定量关系，应用它可进行标准大气条件下气压与高度间的换算，并根据这些数据制作飞机上的气压高度表。z2-z1=18400(1+t)lg(P1/P2)=1/273第一章 基本气象理论航航 空空 气气 象象气气 压压 随随 高高 度度 的的 变变 化化第一章 基本气象理论 为什么气压总是随高度而降低？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。随着高度增加，其上部大气
18、柱越来越短，且气柱中空气密度越来越小。近地面层中,-9.5mmHg/100m航航 空空 气气 象象（三）常用的几种气压值（三）常用的几种气压值 1.本站气压(station pressure)本站气压是指气象台气压表所在高度上的气压。它也是推算其它各种气压值的基础。每小时测定一次。2.(修正)海平面气压(sea-level pressure)海平面气压是指把本站（海拔1500m以下）气压推算到同一地点海平面处的气压。用于绘制地面天气图。3.标准海平面气压(standard atmospheric pressure)标准海平面气压是指标准状态下的海平面气压，为一固定数值：760mmHg或1013
19、.25百帕。亦用于飞机在航线上的飞行。4.场面气压(aerodrome pressure)场面气压一般是指离跑道面三米高处的气压。国际民用航空公约附件三中，建议用着陆跑道入口端处的气压，通常可用机场标高处的气压代替。多在飞机起飞和着陆时使用。第一章 基本气象理论常用的几种气压值常用的几种气压值760mmHg机场跑道面海平面3m气象台本站气压海平面气压标准海平面气压标准海平面气压场面气压场面气压实测实测或推算推算规定航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论飞飞 机机 的的 飞飞 行行 高高 度度QNEQFE*QNH*AGLMSLISA SL*在标准大气条件下，场压高QFE=相对高度，海压高QN
20、H=绝对高度。航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论飞行中常用的几种气压高度：飞行中常用的几种气压高度：1.场面气压高度(QFE)飞机相对于起飞或着陆机场跑道的高度。为使气压式高度表指示场面气压高度，飞行员需按场压来拨正气压式高度表，将气压式高度表的刻度拨正到场压值上。2.标准海平面气压高度(QNE)飞机相对于标准海平面的高度。飞机在航线上飞行时，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，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。3.修正海平面气压高度(QNH)如果按修正海平面气压拨正气压式高度表，则高度表将显示出修正海平面气压高度
21、。在飞机着陆时，将高度表指示高度减去机场标高就等于飞机距机场跑道面的高度。航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论（四）气压的水平分布的基本型式（四）气压的水平分布的基本型式 气压场气压场气压的空间分布。气压的空间分布。水平气压场水平气压场某一平面（通常取为海平面）上的气压分布。某一平面（通常取为海平面）上的气压分布。气压系统气压系统低压、低压槽、高压、高压脊、鞍型气压区低压、低压槽、高压、高压脊、鞍型气压区等压线 一 isobar脊 一 ridge槽 一 trough 高压 一 high低压 一 low鞍形区 一 col航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论低压与低压槽的空间等压面低压
22、与低压槽的空间等压面高压与高压脊的空间等压面鞍形气压场的空间等压面航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论水平气压梯度水平气压梯度(horizontal gradient of pressure)表现为等压线的疏密程度，反映出气压在水平方向上变化的快慢。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，它的大小等于沿这个方向上单位距离内的气压差，即低压，它的大小等于沿这个方向上单位距离内的气压差，即 Gn=-为沿气压梯度方向上两点间的距离，为这两点间的气压差。规定气压梯度方向与 方向（从高压指向低压）一致时取正。水平气压梯度
23、的单位通常用百帕/赤道度来表示。一赤道度一赤道度是指赤道上经度相差一度的纬圈长度,其值约为约为111km。PNPNN高高NP-1P-2P-3P航航 空空 气气 象象 度量空气中水汽含量多少或空气干湿程度的物理量，称为湿度。它有两方面的含义，即水汽含量和饱和程度。（一）常用的湿度表示方法（一）常用的湿度表示方法1.绝对湿度(absolute humidity)（a）由单位体积空气中所含的水汽质量。它的单位是克/米3。2.水汽压(water vapor pressure)（e）大气中的水汽所产生的那部分压力。它是大气压力的一部分。水汽含量达到饱和限度时的水汽压，叫饱和水汽压（E）。饱和水汽压的大小
24、仅与气温有关。第一章 基本气象理论三、三、湿度湿度(air humidity)不同温度下的饱和水汽压航航 空空 气气 象象 3.相对湿度相对湿度(relative humidity)（f）空气中的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的百分比。f=e/E100%通常，气温变化对相对湿度的影响，比水汽变化影响要大。4.露点温度露点温度(dew-point)（td）当空气中水汽含量不变且气压一定时，如气温不断降低，使空气达到饱和的温度。5.温度露点差温度露点差(dew-point deficit)（t-td）气温 露点温度 绝对湿度、水汽压、露点温度是表示空气中水汽含量的多少；绝对湿度、水汽压、露点温度
25、是表示空气中水汽含量的多少；而相对湿度、温度露点差则表示空气距离饱和的程度。而相对湿度、温度露点差则表示空气距离饱和的程度。第一章 基本气象理论航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论空气团的相对湿度相对湿度、温度温度和露点露点的关系航航 空空 气气 象象 实际大气中作上升运动的空气块，一方面由于体积膨胀而绝热降温，另一方面由于气压的减小其露点温度也有所降低。但气温的降低速度远远大于露点温度的降低速度，因而空气块只要能上升到足够的高度就能达到饱和（气温和空气块只要能上升到足够的高度就能达到饱和（气温和露点趋于一致）露点趋于一致）。一般而言，未饱和空气每上升100m,温度下降约1C，而露点温度
26、下降约0.2 C，因此气温露点差的减小速度约为气温露点差的减小速度约为0.8 C/100m。（二）空气湿度的变化（二）空气湿度的变化 1.空气中水汽含量的变化 水汽含量与地表地表和气温气温有关，地表潮湿、气温高，水汽含量多。2.空气饱和程度的变化 空气饱和程度与气温气温和水汽含量水汽含量有关，气温低、水汽含量多，离饱和程度近。第一章 基本气象理论航航 空空 气气 象象-56.5 第一章 基本气象理论四、四、标准大气标准大气(ISA)比较飞机性能和设计大气数据仪表的需要 目前由国际民航组织(ICAO)统一采用的30公里以下标准大气标准大气的主要数据是：（1）干洁大气干洁大气，垂直方向上成份（各种
27、气体的比例）不改变，平均分 子量为28.9644（以12C为标准）；（2）具有理想气体的性质；（3）标准海平面的重力加速度为标准海平面的重力加速度为g0=9.80665m/s2；（4）在平均海平面上，气温为在平均海平面上，气温为T0=15C=288.16 K，气压为，气压为 P0=1013.25hPa(mb)或760mmHg 或29.92inHg或1个大气压，空气 密度为0=1.225kg/m3；（5）处于流体静力平衡状态；（6）气温的垂直递减率，在海拔气温的垂直递减率，在海拔11公里以下为公里以下为0.65/100m，1120 公里为零公里为零(即气温随高度不变即气温随高度不变 )，2030
28、公里为-0.1/百米。航航 空空 气气 象象一、一、风的形成和风压定理风的形成和风压定理（一）风的表示和测量（一）风的表示和测量 风是指空气相对于地面的水平运动。风是指空气相对于地面的水平运动。方向：在气象上，风向是指风的来向。以方位或方位角表示。在气象上，风向是指风的来向。以方位或方位角表示。风速：单位时间内空气运动的水平距离。速度单位。单位时间内空气运动的水平距离。速度单位。空气时刻都在运动，水平 风风(wind)升降 对流对流(convection)不规则的小范围涡旋运动 乱流乱流(turbulence)（或湍流）较有规律的大范围空气运动第一章 基本气象理论第三节第三节 大气的运动大气的
29、运动 由于空气的运动，使得各地区和各高度之间的热量、水汽、杂质等得以输送和交换，从而使大气始终保持一种平衡状态。航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论风速单位的换算关系是：1米米/秒秒=3.6公里公里/小时小时1海里海里/小时小时1.852公里公里/小时小时 0.5米米/秒秒 风的方位和方位角航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论 风力等级 风速对照表风力等级与风速（米/秒）之间有如下近似关系：1 4级 风速风速1.5风力等级风力等级512级 风速风速3.8风力等级风力等级 10航航 空空 气气 象象风的测量风的测量仪器探测：风向风速仪风向风速仪近地面风 测风气球测风气球高空风风袋风袋
30、飞行员观测跑道区风向风速多普勒测风雷达多普勒测风雷达机场区域内一定高度风的分布 目视估计：按按风力等级表风力等级表第一章 基本气象理论 航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论1.水平气压梯度力水平气压梯度力G(pressure gradient force)水平气压梯度引起的作用在单位质量空气上的压力差。水平气压梯度力的方向与水平气压梯度方向一致，垂直于等压线，水平气压梯度力的方向与水平气压梯度方向一致，垂直于等压线，从高压指向低压，它的大小与水平气压梯度成正比，与空气密度成反从高压指向低压，它的大小与水平气压梯度成正比，与空气密度成反比。即比。即 G=-PN（二）风的形成（二）风的形成1
31、 同一水平面上空气密度通常变化不大，因此，一般水平气压梯度越大的地方，水平气压梯度力也越大。航航 空空 气气 象象2.科氏力科氏力 Coriolis Force(地球自转偏向力地球自转偏向力)A 由于地球自转所引起的、使相对于地球运动的物体偏离原来运动方向的力。科氏力是一种惯性力，它不改变运动物体速度的大小，而只改变其方向。它是虚力，但具有实力的作用。第一章 基本气象理论（二）风的形成（二）风的形成地球自转对空气运动的作用地球自转对空气运动的作用转动的圆盘显示地球自转效应航航 空空 气气 象象科氏力科氏力的大小为A=2Vsin即A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
32、，在北半球指向右，在南半球指向左。第一章 基本气象理论（二）风的形成（二）风的形成转动角速度转动角速度sin北半球风与科氏力的关系北半球风与科氏力的关系航航 空空 气气 象象3.摩擦力摩擦力R(friction)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。R=-kV k 为摩擦系数，V 为空气运动速度。摩擦力的作用可通过空气分子、微团的运动向上传递，一直到摩擦层顶部。第一章 基本气象理论（二）风的形成（二）风的形成4.惯性离心力惯性离心力C(inertial centrifugal force)当空气在水平方向上相对于地球表面作曲线运动时，还要受到惯性离心力的作用。惯性离
33、心力的方向与速度V垂直，由曲率中心指向外缘，其大小为 C=mV2/r V 为空气运动的线速度，r为曲率半径，m为空气块质量。航航 空空 气气 象象 气压梯度力使空气由高压区流向低压区。气压梯度力使空气由高压区流向低压区。一旦空气开始运动，就要受到科氏力的作用，在北半球，科氏力使空气向右偏转，在高压区形成了在高压区形成了顺时针旋转的气流顺时针旋转的气流，在低压周围气流的方向是逆在低压周围气流的方向是逆时针的时针的。这种偏转一直进行到气压梯度力和地转偏向力达到平衡（两者大小相等、方向相反），这时风（地转风 geostrophic wind）的流向大约与等压线平行。第一章 基本气象理论 作用于空气作
34、用于空气上的水平力有：上的水平力有：水平气压梯度力、水平气压梯度力、地转偏向力（科地转偏向力（科氏力）、摩擦力氏力）、摩擦力和惯性离心力。和惯性离心力。这些水平力这些水平力使空气产生水平使空气产生水平运动，形成运动，形成风风。（二）风的形成（二）风的形成地转风的形成航航 空空 气气 象象气流逆时针旋转气流逆时针旋转气流顺时针旋转气流顺时针旋转第一章 基本气象理论低压区低压区高压区高压区航航 空空 气气 象象 摩擦层摩擦层 对流层下层 （离地1500m高度以下高度以下）的空气受地形扰动地形扰动 和 地表摩擦地表摩擦作用最大，气流混乱，称为摩擦层。自由大气自由大气 在1500m高度以上高度以上，大
35、气几乎不受地表摩擦的影响，称为自由大气。第一章 基本气象理论航航 空空 气气 象象 自由大气中的风压定理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。北半球相反。自由大气中风与气压场的关系第一章 基本气象理论（三）风压定理（三）风压定理航航 空空 气气 象象 摩擦层中的风压定理摩擦层中的风压定理 风斜穿等压线吹风斜穿等压线吹*，在北半球背风而立，高压在右后方，在北半球背风而立，高压在右后方，低压在左前方。等压线越密，
36、风速越大。南半球风的运低压在左前方。等压线越密，风速越大。南半球风的运动方向与北半球相反。动方向与北半球相反。摩擦层中风与气压场的关系 *斜穿角度取决于摩擦力大小，地面越粗糙，风与等压线的交角越大。陆地大于（约30450）水面（约15200）。第一章 基本气象理论（三）风压定理（三）风压定理航航 空空 气气 象象 第一章 基本气象理论（四）风的变化（四）风的变化 1.摩擦层中在北半球随高度增加，风速增大，风向右偏；风的阵性：由乱流涡旋运动迭加引起风的阵性：由乱流涡旋运动迭加引起 2.自由大气中 热成风热成风:风沿着等温线吹风沿着等温线吹,在北在北半球热成风而立半球热成风而立,高温在右手高温在右
37、手,低温在左手低温在左手,等温线越等温线越密密,风速越大风速越大.3.地方性风 海陆风(发生在海边的水、陆间)山谷风(发生在山区的坡、谷间)峡谷风(产生于山口、河谷)焚 风(出现在山脉的背风坡)BA阵风的形成气温水平差异产生的风航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论海陆风山谷风海 风陆 风山 风谷 风航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论焚 风峡谷风航航 空空 气气 象象二、二、空气的垂直运动空气的垂直运动 起因于空气块所受的垂直气压梯度力与重力不平衡 对流是由于空气块与周围大气有温度差异而产生的、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。对流能否发展取决
38、于大气稳定度。大气稳定度是指大气对垂直运动的阻碍程度。大气是否稳定，通常用周围空气的温度直减率（大气是否稳定，通常用周围空气的温度直减率（）与上升空气块的绝热）与上升空气块的绝热直减率（直减率（d 或或m）对比来判断。）对比来判断。对于干空气和未饱和湿空气而言，对于干空气和未饱和湿空气而言，当当 d时，大气是不稳定的；当当=d时，大气是中性稳定的。对于饱和湿空气而言，对于饱和湿空气而言，当当 m 时，大气是不稳定的；当当=m 时，大气是中性稳定的。d=1C/100m m=0.4 0.7C/100m第一章 基本气象理论(一一)对流运动和大气稳定度对流运动和大气稳定度(atmospheric st
39、ability)静力平衡的三种状态 稳定平衡稳定平衡 中性平衡中性平衡 不稳定平衡不稳定平衡 安之若素随遇而安危如累卵 高度高度(米米)10020030013C12C11C12.8C12.0C11.2C d d d 11C11C11C12C12C13C13C12.0C13.0C11.0C12.0C13.2C10.8C某空气块未饱和时大气的稳定度某空气块未饱和时大气的稳定度01.0 0.81.0=1.01.0 1.2航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论ZTTTZZ m(d)m d(m)绝对稳定绝对不稳定条件性不稳定mmmddd用层结曲线和状态曲线表示的大气稳定度层结曲线-气层气温随高度变化
40、的曲线状态曲线-气块温度随高度变化的曲线航航 空空 气气 象象 在逆温层（在逆温层（0）和等温层（）和等温层（=0）中，大气是非常稳）中，大气是非常稳定的定的，因此又将它们称为稳定层和阻挡层。它们能阻碍空气垂直运动的发展，在稳定层下面常聚集大量的杂质和水汽，使稳定层上下飞行气象条件有明显差异稳定层上下飞行气象条件有明显差异。逆温层 等温层稳定层稳定层第一章 基本气象理论航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论大气稳定度（）的日变化和年变化规律：日变化日变化 日出后，值增大，午后达到最大，大气变得不稳定；入夜后，值减小，清晨达到最小，大气变得很稳定，甚至可在近地面附近形成等温层（=0）或逆温层
41、（0）；天气越晴朗，大气稳定度的日变化越明显。年变化年变化 夏季大气最不稳定，冬季大气最稳定。航航 空空 气气 象象暖而湿的空气不稳定，冷而干的空气稳定。第一章 基本气象理论空气块的稳定度取决于它的密度空气块的稳定度取决于它的密度温 度湿 度密 度密 度水汽轻于干空气。航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论形成对流的基本条件：1.对流冲击力对流冲击力 触发原来静止的空气产生垂直运动的作用力。热力对流冲击力：由地面热力性质差异引起的。动力对流冲击力：由于空气运动时受到机械抬升作用引起的。2.大气不稳定大气不稳定 对流冲击力触发空气产生垂直运动，能否继续发展和加强，并最终形成强烈的对流运动，则
42、取决与大气的稳定度。航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论热力对流冲击力的形成航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论动力对流冲击力的形成航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论(二二)系统性垂直运动系统性垂直运动 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，或山的迎风面气流辐合。运动范围广阔、持续时间长。地形引起的系统性上升运动航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论低层气流辐合引起其上空气产生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航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论(三三)大气波动大气波动 大气在重力作用下产生的波动（重力波），由于界面上下空气
43、密度和风向、风速较大差异引起，或在山的背风面形成。空气在波峰处作上升运动，在波谷处作下降运动。逆温层下形成的重力波山地背风波航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论(四四)大气乱流大气乱流 空气不规则的涡旋运动，由大气中的气流切变引起，与热力、动力因素及大气稳定度有关。涡旋可绕水平轴、垂直轴或其他方向的轴旋转，因而乱流涡旋中存在尺度和速度都不等的垂直运动。气流切变形成乱流涡旋热力乱流的形成航航 空空 气气 象象第一章 基本气象理论近地面动力乱流航航 空空 气气 象象本 章 小 结1234 56716章内容条定理（风压）种气压种气压系统型式项数据（标准大气）种大气稳定度第一章 基本气象理论个基本气象要素（本章4个）个风向方位
