大气的状态及其运动

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包围着地球的整个空气圈称为地球大气,简称为大气。飞机的飞行活动是在大气中进行的,所以我们必须对大气本身有充分的了解。

大气的成分及结构

大气的成分

图1.1干洁空气的成分

在讨论大气中的气象现象及天气过程时,可将大气看做一种混合物,它由三个部分组成:干洁空气、水汽和大气杂质

1. 干洁空气

干洁空气是构成大气的最主要部分,一般意义上所说的空气,就是指这一部分。由1.1可以看出,干洁空气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50km高度以下基本保持不变。

在构成干洁空气的多种成分中,对天气影响较大的是二氧化碳和臭氧。

除臭氧之外,大气中各种成分的气体几乎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。二氧化碳对地球具有“温室效应”的作用,因为二氧化碳基本上不直接吸收太阳短波辐射,而地面受热后放出的长波辐射却能被二氧化碳吸收,这样热量就不能大量向外层空间散发(“只进不出”),对地球起到了保温作用。

臭氧能强烈吸收太阳紫外线,它是氧分子在太阳辐射作用下离解为氧原子,氧原子再和别的氧分子结合而形成的。在海拔10~50km的高度上,是一个臭氧含量相对集中的层次,称为臭氧层。臭氧层通过吸收太阳紫外辐射而增温,改变了大气温度的垂直分布。同时也使地球生物免受过多紫外线的照射。

2. 水汽(气态水)

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0~5%,并随着高度的增加而逐渐减少,在离地1.5~2km高度上,水汽含量约为地面的一半,5km高度上仅为地面的1/10。水汽的地理分布也不均匀,水汽含量(按体积比)平均为:从极区的0.2%到热带的2.6%,干燥的内陆沙漠近于零,而在温暖的洋面或热带丛林地区可达3%~4%。

图1.2 水汽相变与循环示意图

水汽是成云致雨的物质基础,因此大多数复杂天气都出现在中低空,高空天气往往很晴朗。水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。这一变化过程伴随着热量的释放或吸收,如水汽凝结成水滴时要放出热量,放出的热量称为凝结潜热。反之,液态的水蒸发成水汽时要吸收热量。水汽直接冻结成冰的过程叫凝华,而冰直接变成水汽的过程叫升华,水汽相变与循环关系如图1.2所示。


3. 大气杂质

大气杂质又称为气溶胶粒子,是指悬浮在大气中的固体微粒或者水汽凝结物。固体微粒包括烟粒、尘粒和盐粒等等。水汽凝结物包括大气中的水滴和冰粒。在一定的天气条件下,大气杂质聚集在一起,就会形成如云、雾、雨、雪等天气现象。它们使大气透明度变差,并且还可以吸收、反射和散射地面和太阳辐射,从而影响大气的温度,形成“阳伞效应”。除此之外,固体杂质还可充当水汽的凝结核,进一步形成云、雾和降水。

大气的结构

整个大气层具有相当大的厚度,从垂直方向看,不同高度上的空气性质是不同的,但在水平方向上空气的性质却相对一致,即大气表现出一定的层状结构


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:

式中 为高度变化量 为响应的温度变化量,因此 表示的是气温随高度变化的快慢

从上式中可以看出,气温随高度上升而降低时 值为正,气温随高度上升而增高时 值为负。实际运用中,通常将 的单位取为(℃/100 m),及每100m摄氏度。

知道某高度的气温 ,气层的气温垂直递减率为 ,则另一高度的气温可用下式计算:

通过大气探测发现,大气结构如图所示。大气可分为对流层、平流层、中间层、暖层和散逸层

重要气层的特征

1. 对流层

对流层是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。平均而言,低纬度地区(南北纬30°之间)上界高度为17~18km,中纬度地区(纬度30°~60°)为10~20km,高纬度地区(纬度在69°以上)为8~9km。同一地区的对流层上界高度夏季大于冬季。除此之外,大气变化对对流层的厚度也有一定影响。

相对于整个大气层来说,对流层是很薄的一层,但是由于大气是上密下疏的,所以对流层集中了大于75%的大气质量和90%以上的水汽,所以云、雾、降水基本上都出现在这一层。飞机也主要在这一层中飞行。

对流层有以下三个主要特征:

(1)气温随高度升高(一般而言)而降低对流层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,因此在对流层,气温普遍随高度升高而降低(),高山常年积雪就是这个道理。根据实际探测,对流层中的平均气温垂直递减率 =0.65°C/100m。利用这一数值,如果已知某地地面气温为,可以大致推算出该地 高度上的气温 。但 的实际值是随时间、地点、高度而变化的,按上述方法计算有时会出现误差。在对流层中虽然气温的普遍分布是随高度升高而降低,但有时也会出现y=0或y<0随高度增加而升高,我们称之为逆温层(见图1.4),它们对在 时,气层气温的气层:在 时,气层气温随高度没有变化,我们称之为等温层大气运动或某些天气现象的形成具有特殊的作用,这将在后面讨论。

(2)气温、湿度的水平分布很不均匀。对流层与地面相接,其温、湿特性主要受地表性质的影响,故在水平方向上分布很不均匀。如南北地区空气之间明显的温差,海陆之间空气的湿度差异等.

(3)空气具有强烈的垂直混合。由于对流层低层的暖空气总是具有上升的趋势,上层冷空气总是具有下沉的趋势,加之温度水平分布不均匀,因此对流层中空气多垂直运动,具有强烈的垂直混合。

对流层中,按气流和天气现象分布的特点可分为下、中、上三个层次:对流层下层(离地1500m高度以下)的空气运动受地形扰动和地表摩擦作用最大,气流混乱。中层(摩擦层顶到6000m高度)空气运动受地表影响较小,气流相对平稳,可代表对流层气流的基本趋势,云和降水大多生成于这一层;上层(从6000m高度到对流层顶)受地表影响更小,水汽含量很少,气温通常在0℃以下,各种云多由冰晶或过冷水滴组成。

在离地1500m高度的对流层下层又称为摩擦层,在1500m高度以上,大气几乎不受地表摩擦作用的影响,故称为自由大气

2.平流层

运输机的高度可达到平流层低层。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,故称之为平流层。平流层中空气稀薄,水汽和杂质含量极少,只有极少数垂直靛展相当旺盛的云才能伸展到这一层来,故天气晴朗,飞行气象条件良好。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,因此气流运动,温、湿分布也比对流层有规律得多。对流层与平流层之间的过渡气层叫对流层顶,它的作用就像一个盖子,阻挡了下层水汽、杂质的向上扩散.使得对流层顶上、下的飞行气象条件常有较大差异。

3.中间层

中间层又称中层,是自平流层顶到85km之间的大气层。在该层因臭氧含量低,同时,能被氮、氧直接吸收的太阳短波辐射大部分已经被上层大气所吸收,所以温度垂直递减率很大,对流运动强盛。中间层顶附近的温度约为190K。该层中距地表60~90km高度上,空气分子吸收太阳辐射后可发生电离,习惯上称为电离层,也叫D层。中间层在高纬度、夏季、黄昏时可能有夜光云出现。

4.暖层

暖层是指中间层顶(约85km)至250km(太阳宁静期)和500km(太阳活动期)左右之间的大气层,又称热层。暖层几乎吸收了波长短于1750Å的全部太阳紫外辐射,成为主要热源,暖层温度结构主要受太阳活动的影响。从暖层底部向上,大气温度迅速增加,层内温度很高。到达暖层顶温度梯度消失,层顶温度可达1500K。昼夜变化很大,暖层下部上有少量的水份存在,因此偶尔会出现银白微带青色的夜光云。

5.散逸层

暖层以上的大气层称为散逸层,亦称外层、逃逸层,是地球大气的最外层,主要成分是氢和氦。这层空气在太阳紫外线和宇宙射线的作用下,大部分分子发生电离,使质子和氦核的含量大大超过中性氢原子的含量。逃逸层空气极为稀薄,其密度几乎与太空密度相同,故又常称为外大气层。由于空气受地心引力极小,气体及微粒可以从这层飞出地球引力场进入太空。逃逸层的温度极高,由低到高呈垂直分布,随高度增加而略有增加。

从航天考虑,通常把大气成分分成两个部分。150km以下为低层大气或稠密大气,150~930000km称为近地宇宙空间。在低层大气中飞行,由于受到很大的空气阻力,如不用动力装置就不能围绕地球飞行,但是,在150km以上,不需要发动机,飞行器也能依靠惯性绕地球飞行。

标准大气

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、空速表等)的示度,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。

表1.1 标准大气

所谓标准大气,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。

目前由国际民航组织统一采用的标准大气,与我国45°N地区的大气十分接近,低纬度地区则有较大偏差。我国规定,在建立自己的标准大气之前,取其30km以下部分作为国家标准,其特性规定如下:

(1)干洁大气,且成分不随高度改变,平均分子量m=28.9644;

(2)具有理想气体性质:

(3)标准海平面重力加速度g0=9.80665m/s²;

(4)海平面气温T0=288.16K=15℃;海平面气压P0=1013.25hPa=760mmHg=1个大气压;海平面空气密度ρ0=1.225kg/m3

(5)处于流体静力平衡状态;

(6)在海拔11000m以下,气温直减率为0.65℃/100m;从11000~20000m,气温不变,为-56.5℃;从20000~30000m.气温直减率为-0.1℃/100m。

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)随高度的分布情况见表1.1。

基本气象要素

表示大气状态的物理量和物理现象统称为气象要素。气温、气压、湿度等物理量是气象要素,风、云、降水等天气现象也是气象要素,他们都能在一定程度上反映当时的大气状况。本节讨论三种最基本的气象要——气温、气压和空气湿度,他们也称为三大气象要素。

气温

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的平均动能大小的宏观表现。一般情况下,我们可将空气看作理想气体,这样空气分子的平均动能就是空气内能。因此气温的升高和降低,也就是空气内能的增加和减少。

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)。摄氏温标将标准状况下纯水的冰点定为0℃,沸点定为100℃,其间分为100等分,每一等分为1℃。华氏温标是将纯水的冰点定为32℉,沸点定为212沸点,其间分为180等分,每一等分为1℉,可见1℃与1℉是不相等的。将摄氏度换算为华氏度的关系式为:

在绝对温标下,以冰水和水气平衡共存的三相点,为此温标的273.16K,水的沸点为373.16K。此温标多用于热力学理论研究。

气温变化的基本方式

实际大气中,气温变化的基本方式有以下两种。

1.气温的非绝热变化

非绝热变化是指空气块通过由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以下几种。

(1)辐射。辐射是指物体以电磁波的形式向外放射能量的方式。所有温度不低于绝对零度的物体都要向周围放出辐射能,同时也吸收周围的辐射能。物体温度越高,辐射能力越强,辐射的波长越短。如物体吸收的辐射能大于及放射的辐射能,温度就要升高,反之则温度降低。

地球-大气系统热量的主要来源是吸收太阳辐射(短波)。当太阳辐射通过大气层时有24%被大气直接吸收,31%被大气反射和散射到宇宙空间,余下的45%到达地表。地面吸收其大部分后,由于反射和辐射(长波)的形式回到大气中大部分被大气吸收。同时大气也在不断地放出长波辐射,有一部分又被地表吸收。这种辐射能的交换情况极为复杂,但对大气层而言,对流层热量主要直接来自地面长波辐射,平流层热量主要来自臭氧对太阳紫外线的吸收。因此这两层大气的气温分布有很大差异。总的来说,大气层白天由于太阳辐射而增温,夜间由于向外放出辐射而降温。

(2)乱流。断流是空气无规则的小范围涡旋运动。乱流是空气微团产生混合,气块间热量也随之得到交换。摩擦层下层由于地表的摩擦阻碍而产生扰动,以及地表增热不均而引起空气乱流,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。

(3)水相变化。水相变化是指水的状态变化,水通过相变释放热量或吸收热量引起气温变化。

(4)传导。传导是依靠分子的热运动,将热量从高温物体直接传递给低温物体的现象。由于空气分子间隙大,通过传导交换的热量很少,仅在贴地层中较为明显。

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。例如当空气块被压缩时,外界对它做的功转化成内能,空气块温度会升高;反之,空气块在膨胀时,温度会降低。飞机在飞行中及机翼前缘空气被压缩而增温,后缘涡流区空气因膨胀而降温,对现代高速飞机来说是非常明显的。实际大气中当气块做升降运动时,可近似地看作绝热过程。气块上升时,因外界气压降低而膨胀,对外做功耗去一部分内能,温度降低,气块下降时则相反,温度升高。

气块在升降过程中温度绝热变化的快慢用绝热直减率来表示。绝热直减率表示在绝热过程中,气块上升单位高度是其温度的降低值(或下降单位高度时其温度的升高值)。气块温度的绝热变化过程有两种情况,及伴随水相变化的绝热过程和不伴随水相变化的绝热过程,下面分别讨论。

(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(即干空气和未饱和湿空气的绝热过程)。在干绝热过程中,气块温度的直减率叫干绝热直减率,用γd表示。根据实际计算,γd=1℃/100m。

表1.2 不同温度、气压下的γm值

(2)湿绝热过程。在绝热过程中,如果气块内部存在水相变化,叫湿绝热