大气物理学ppt课件
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大气物理学
所以大气是一种层结流体， 所以大气是一种层结流体，空气的垂直运动能否发展以 及发展的激烈程度涉及到云雾降水、雷暴、 及发展的激烈程度涉及到云雾降水、雷暴、冰雹等重要现 象，它和大气层结的不同类型密切相关，这就是大气稳定度 它和大气层结的不同类型密切相关， 的问题。 的问题。
◇地球大气的温度、气压可直接测量，体积不可以。 地球大气的温度、气压可直接测量，体积不可以。 大气中含有水汽， ◇大气中含有水汽，可分为未饱和湿空气系统和含 液态水（或冰）饱和湿空气系统等。 液态水（或冰）饱和湿空气系统等。
二、对于与外界无质量交换的封闭系，可简化 对于与外界无质量交换的封闭系，
U 2 − U1 = Qs + A
三、对于系统经历一个无穷小的过程
dU = δQs + δA
实质： 热力学第一定律的实质 热力学第一定律的实质： 是一能量转化和守恒定律 热力学第一定律的物理意义： 热力学第一定律的物理意义： 物理意义 系统内（ 能的变化= 系统内（热）能的变化 外界传给系统的热能+外界对系统所做的功 外界传给系统的热能 外界对系统所做的功
◇未饱和湿空气系统：通常的大气可当做由
干空气和水汽组成的二元单相系
◇含液态水（或冰）饱和湿空气系统：含液态 含液态水（或冰）
水或冰的饱和湿空气系统，是指由水滴或冰晶组成 水或冰的饱和湿空气系统， 的云和雾，它含有干空气和水物质（水汽、 的云和雾，它含有干空气和水物质（水汽、液态水和 固态水的总称）， ），所以是二元多相系 固态水的总称），所以是二元多相系
本章内容： 本章内容：
◇回顾普通热力学的基本原理 ◇热力学函数在大气中应用的具体形式 ◇对流层中常见的几种大气热力过程： 对流层中常见的几种大气热力过程：
干绝热过程、湿绝热过程（如云雾形成） 干绝热过程、湿绝热过程（如云雾形成）、等压降 温过程（如露、霜形成） 等压绝热蒸发（如露、 温过程（如露、霜形成）、等压绝热蒸发（如露、 霜消失） 霜消失）过程等
◇地球大气的温度、气压可直接测量，体积不可以。 地球大气的温度、气压可直接测量，体积不可以。 大气中含有水汽， ◇大气中含有水汽，可分为未饱和湿空气系统和含 液态水（或冰）饱和湿空气系统等。 液态水（或冰）饱和湿空气系统等。
二、对于与外界无质量交换的封闭系，可简化 对于与外界无质量交换的封闭系，
U 2 − U1 = Qs + A
三、对于系统经历一个无穷小的过程
dU = δQs + δA
实质： 热力学第一定律的实质 热力学第一定律的实质： 是一能量转化和守恒定律 热力学第一定律的物理意义： 热力学第一定律的物理意义： 物理意义 系统内（ 能的变化= 系统内（热）能的变化 外界传给系统的热能+外界对系统所做的功 外界传给系统的热能 外界对系统所做的功
◇未饱和湿空气系统：通常的大气可当做由
干空气和水汽组成的二元单相系
◇含液态水（或冰）饱和湿空气系统：含液态 含液态水（或冰）
水或冰的饱和湿空气系统，是指由水滴或冰晶组成 水或冰的饱和湿空气系统， 的云和雾，它含有干空气和水物质（水汽、 的云和雾，它含有干空气和水物质（水汽、液态水和 固态水的总称）， ），所以是二元多相系 固态水的总称），所以是二元多相系
本章内容： 本章内容：
◇回顾普通热力学的基本原理 ◇热力学函数在大气中应用的具体形式 ◇对流层中常见的几种大气热力过程： 对流层中常见的几种大气热力过程：
干绝热过程、湿绝热过程（如云雾形成） 干绝热过程、湿绝热过程（如云雾形成）、等压降 温过程（如露、霜形成） 等压绝热蒸发（如露、 温过程（如露、霜形成）、等压绝热蒸发（如露、 霜消失） 霜消失）过程等
大气圈层结构ppt
表2.1 我国部分高原训练基地的地理坐标
地点
甘肃榆中
青海多巴
云南海埂
河北兴隆
云南呈贡
海拔/m
1996
2366
1888
2118
1906
经度
104°02′E
101°31′E
102°41′E
117°22′E
102°48′E
纬度
35°52′N
36°40′N
25°01′N
40°36′N
24°53′N
在奥运会等世界重大体育赛事中，来自非洲埃塞俄比亚、肯尼亚的中长跑运动员往往成绩优异在非洲地形图上，找出这两个国家，归纳它们共同的地形特点由此，你能推测这两个国家中长跑运动员成绩优异的原因吗?
P66”探究“
问题探究：
1. 有人认为,臭氧层是“地球生命的保护伞”。你认同这种看法吗？为什么？
同意。过量的紫外线辐射会增加人的皮肤癌患病率，还会引起白内障、免疫系统缺陷和发育停滞等疾病，而臭氧层可以吸收绝大部分对人有害的太阳的紫外线,保护地球上的生命免遭紫外线伤害。所以说,臭氧层是“地球生命的保护伞”。
B
由于太阳带电粒子流（太阳风）进入地球磁场，使高层大气分子或原子电离而产生，出现的灿烂美丽的光辉
C
课堂小结
干洁空气
水汽
杂质
大气组成
对流层
高层大气
大气垂直分层
平流层
大气的组成与垂直分层
一架客机要求保持在十千米左右的高度飞行，应该在（ ）地方上空飞最安全。
A.澳大利亚上空 B.加拿大北部上空C.新加坡上空 D.中国南部上空
对流层受地面影响，高度随纬度和季节而变化。
中纬度更明显
活动：1.在对流层,海拔每上升 100 米,气温约下降 0.6 ℃,从而形成一个随高度增加而温度下降的大气垂直温度梯度。据此,完成相关任务。
大气物理学
推出抬升凝结高度的估算公式为
Td Td 0 h 123(Td Td 0 )(m) 2 (0.98 0.17) 10
注意：有时误差很大。
第三节 大气中的湿绝热过程
定义：大气中有相变发生的绝热过程
一、两种极端情况
1、可逆湿绝热过程
水汽相变所产生的水成物不脱离原气块，始终跟随气块上升或 下降，所释放的潜热也全部保留在气块内部。
g dT dz c pd
∴近似为
dT g d 9.8 /1004 0.98K /100m dz c pd
三、位温
1、定义
气块经过干绝热过程气压变为1000hPa时， 气块所具有的温度。用θ表示，其定义式为
1000 T p
在精度要求不高的计算中常用kd代k计算θ。
1、坐标系
x T , y ln p
2、基本线条 等温线、等压线、等θ线（干绝热线）、 等qs线（等饱和比湿线）、等Θse线（假绝热线）。
等温线：平行于纵坐标的一组等间距（黄色）直线，每隔 1 ℃ 一条线，每隔 10 ℃ 标出温度 数值，其中大字体为摄氏温度 ( ℃ ) ，小字体为绝对温度（ K ）。 等压线：平行于横坐标的一组（黄色）直线，从 1050 百帕到 200 百帕之间，每隔 10 百帕一 条线，图左右两侧每隔 100 百帕标出气压数值。 干绝热线：即等位温线，是一组近似于直线的对数曲线，自图右下方向左上方倾斜的黄色实 线，线上每隔 10 ℃ 标出位温（ q ）数值。当气压值低于 200 百帕时，位温使用括号内数值。
• 对位温定义式求对数，
将x = T, y = ln（1000/p) 代入上式得，
1000 ln ln T k ln p
Td Td 0 h 123(Td Td 0 )(m) 2 (0.98 0.17) 10
注意：有时误差很大。
第三节 大气中的湿绝热过程
定义：大气中有相变发生的绝热过程
一、两种极端情况
1、可逆湿绝热过程
水汽相变所产生的水成物不脱离原气块，始终跟随气块上升或 下降，所释放的潜热也全部保留在气块内部。
g dT dz c pd
∴近似为
dT g d 9.8 /1004 0.98K /100m dz c pd
三、位温
1、定义
气块经过干绝热过程气压变为1000hPa时， 气块所具有的温度。用θ表示，其定义式为
1000 T p
在精度要求不高的计算中常用kd代k计算θ。
1、坐标系
x T , y ln p
2、基本线条 等温线、等压线、等θ线（干绝热线）、 等qs线（等饱和比湿线）、等Θse线（假绝热线）。
等温线：平行于纵坐标的一组等间距（黄色）直线，每隔 1 ℃ 一条线，每隔 10 ℃ 标出温度 数值，其中大字体为摄氏温度 ( ℃ ) ，小字体为绝对温度（ K ）。 等压线：平行于横坐标的一组（黄色）直线，从 1050 百帕到 200 百帕之间，每隔 10 百帕一 条线，图左右两侧每隔 100 百帕标出气压数值。 干绝热线：即等位温线，是一组近似于直线的对数曲线，自图右下方向左上方倾斜的黄色实 线，线上每隔 10 ℃ 标出位温（ q ）数值。当气压值低于 200 百帕时，位温使用括号内数值。
• 对位温定义式求对数，
将x = T, y = ln（1000/p) 代入上式得，
1000 ln ln T k ln p
大气物理学第十二章
一、水滴均质核化和开尔文方程
水汽转化成水滴，水分子和原子排列变得 有序，在核化发生时，必须克服能量障碍， 表现为潜热和感热的转化。 水汽分子的热运动不断产生分子碰撞，其中 小部分碰撞为非弹性碰撞，形成分子数多少不一 的胚团，其生命期很短，只有当最大的水汽分子胚团 达到可以生存的尺度时，才完成核化。 按此方式产生的胚滴不仅使分子结构和分子运动特征 改变，而且必须为它提供表面能。随着水汽过饱和度的 增加，当提供的潜热等于或大于表面能时，胚滴才能 稳定存在。
D
24 / Re
FD 6 rv
对于不同尺度段的水滴，根据试验结果可以 总结出对应的阻力系数与雷诺系数的关系， 从而得出水滴下落速度的经验公式：（r取代m）
(1)m 50 m; (3)m 500 m;
vw Ar 2 vw Br vw C r
12.2 云粒子的异质核化
实际上，悬浮在大气中的气溶胶粒子是无处 不在的。另外，由于大气中存在电离过程，产生 大量离子。
气溶胶粒子提供了汽—粒转化的基底，大气 离子则提供了有利于水汽凝聚的中心。
自然云、雾的产生主要通过凝结核、冰核的异质核化
作用，正因为大气气溶胶中一部分粒子可充作云核，才 使大气中的饱和比一般处于s=1.01-1.001之间。 (比s=4.7大大减少了！）
◇碰撞破碎
降水粒子发生碰撞时也可能破碎成若干小滴，这种 破碎称为碰撞破碎。
12.4.2 水滴的下降末速度 一、下降末速度定义
在重力作用下，水滴的下降速度不断提高，与此 同时，阻力也随之增加，当水滴受力达到平衡时， 水滴匀速下降，此时的下降速度称为下降末速度。 在静止介质中，重力、浮力和阻力平衡
dv m mg 1 FD dt w FD为水滴运动时受到的阻力 FD为水滴运动时受到的阻力
大气的组成和垂直分层讲述课件
VS
保护措施
为了保护臭氧层，需要采取一系列措施， 包括减少使用氟利昂等ODS物质、控制 工业排放、加强国际合作等。同时，需要 加强公众宣传，提高人们对臭氧层保护的 意识。
CHAPTER 05
电离层
定义与特点
定义
电离层是指从对流层顶部延伸至500公里高度以上的大气层，该区域内的气体分子受到太阳辐射和宇 宙线的作用，被电离成自由电子层内产生的气象现象包括云、雨、雪、雾等。其中，云和降水是影响我们 日常生活的主要气象现象。
影响
对流层内的气象现象对人类生活和生态环境产生重要影响。例如，降水为地球 提供水资源，但过多的降水可能导致洪涝等灾害。
对流层内主要活动
01
02
03
空气上升
在对流层内，暖空气上升 至较冷的环境，形成云和 降水。
主要成分及其作用
主要成分：氮、氧、氩是大气的主要成 分，其中氮约占78%，氧约占21%，氩 及其他气体约占1%。
氩气：对红外线和紫外线有吸取作用， 可保护地球表面的生物免受宇宙射线的 伤害。
氮气：是植物生长的重要氮源，同时也 是合成许多有机物的原料。
作用
氧气：为生物呼吸提供必要的氧气，同 时也是燃烧和光合作用的必要条件。
大气的组成和垂直分 层讲述课件
目 录
• 大气的基本概念与组成 • 对流层 • 平流层 • 臭氧层 • 电离层
CHAPTER 01
大气的基本概念与组成
大气的定义与性质
大气的定义
大气是指地球表面上的气体圈， 主要由氮、氧、氩、二氧化碳等 组成。
大气的性质
大气具有温度、压力、密度、折 射率等物理性质，以及化学组成 和成分比例等化学性质。
平流层内主要活动
大气物理学(大气科学的一个分支)
大气物理学的许多内容，早就受到人们的**。在早期，所有的大气热力学和大气动力学研究内容均包含在大 气动力学和天气学中，20世纪20年代，人们开始**较小尺度大气动力学和热力学过程，其中包括了大气底层的边 界层结构的研究，因而形成大气湍流和大气边界层的研究方向，40年代大气中污染物的扩散受到了**，开始形成 污染气象学的研究方向。由于工农业对人工降水的需求，并对云的微观和宏观有了较深入的了解，因而逐渐形成 对云雾物理学的系统研究。有关大气中的光学、声学和电学现象的研究，早在气象学、物理学和无线电学中进行 了一些研究，40年代开始的气象雷达观测，60年代气象卫星的释放，对形成大气光、声、电学、雷达气象学和卫 星气象学的形成起了极大的推动作用。
大气物理学和大气科学其他分支有紧密的联系，如大气物理过程受到天气背景的制约，同时大气物理研究和 探测的结果，又广泛用于天气分析和预报，所以它和天气学关系密切；云动力学是大气物理学和大气动力学结合 的产物；大气物理学的许多内容涉及对气候变化的研究；大气物理学是大气探测和应用气象学的基础，而这两个 学科的发展，又丰富了大气物理学的内容。例如大气物理为气象雷达观测提供原理依据，而雷达的气象信息则为 研究大气物理过程提供了丰富的资料。
感谢观看
研究方向
1．天气动力学、数值模式及模拟分析 2．气候动力学及气候变化和预测 3．热带天气学、海—气相互作用和季风 4．中小尺度天气学和暴雨研究 大气声学5．云雾物理学及气溶胶6．卫星遥感学及其应用 7．大气光学探测及应用 8．大气边界层物理学及下垫面过程 9．污染气象学 10．雷电物理学和雷电探测 11．中层大气物理和化学
特点
云图大气声学、大气光学，大气电学和无线电气象学，是研究大气中声、光、电的现象和声波、电磁波在大 气中传播的特性；雷达气象学研究用气象雷达探测大气的原理和方法，及其在天气分析预报、云和降水物理中的 应用；大气辐射学研究辐射在地球大气系统内的传输转换过程和辐射平衡；云和降水物理学研究云和降水的形成、 发展和消散的过程；大气边界层物理研究受地面影响较大的大气低层的温度、湿度、风等要素的水平和铅直分布， 大气湍流和扩散，水汽和热量传输等；平流层和中层大气物理学研究对流层顶(10公里左右)到80～90公里大气层 中发生的物理过程。大气过程常是多因素综合作用的结果，故大气物理诸方面常常相互联系，如大气电学同云和 降水物理学都研究雷暴。既各有侧重，又紧密相关。
大气物理学和大气科学其他分支有紧密的联系，如大气物理过程受到天气背景的制约，同时大气物理研究和 探测的结果，又广泛用于天气分析和预报，所以它和天气学关系密切；云动力学是大气物理学和大气动力学结合 的产物；大气物理学的许多内容涉及对气候变化的研究；大气物理学是大气探测和应用气象学的基础，而这两个 学科的发展，又丰富了大气物理学的内容。例如大气物理为气象雷达观测提供原理依据，而雷达的气象信息则为 研究大气物理过程提供了丰富的资料。
感谢观看
研究方向
1．天气动力学、数值模式及模拟分析 2．气候动力学及气候变化和预测 3．热带天气学、海—气相互作用和季风 4．中小尺度天气学和暴雨研究 大气声学5．云雾物理学及气溶胶6．卫星遥感学及其应用 7．大气光学探测及应用 8．大气边界层物理学及下垫面过程 9．污染气象学 10．雷电物理学和雷电探测 11．中层大气物理和化学
特点
云图大气声学、大气光学，大气电学和无线电气象学，是研究大气中声、光、电的现象和声波、电磁波在大 气中传播的特性；雷达气象学研究用气象雷达探测大气的原理和方法，及其在天气分析预报、云和降水物理中的 应用；大气辐射学研究辐射在地球大气系统内的传输转换过程和辐射平衡；云和降水物理学研究云和降水的形成、 发展和消散的过程；大气边界层物理研究受地面影响较大的大气低层的温度、湿度、风等要素的水平和铅直分布， 大气湍流和扩散，水汽和热量传输等；平流层和中层大气物理学研究对流层顶(10公里左右)到80～90公里大气层 中发生的物理过程。大气过程常是多因素综合作用的结果，故大气物理诸方面常常相互联系，如大气电学同云和 降水物理学都研究雷暴。既各有侧重，又紧密相关。
大气物理学课件完整PPT
水平气压梯度一般为多少？
d t x y z （1）大陆型：一年中气压最高值 出现在冬季，最低值出现在夏季，气压年变化值很大，并由低纬向高纬逐渐增大。
程
2、不同密度气团的移动
（二）辐散、辐合与垂直运动
u , v , w x y z
u 0 x u 0 x
空气的散度 辐散 辐合
立方体中的总散度等于三个偏导数之和 1ddtuxyvw z
( ) （3） 2、不同密度气团的移动
x y z t 气压梯度是一个空间矢量，它垂直于等压面，由高压指向低压，数值等于两等压面间的气压差（ΔP）除以其间的垂直距离（ΔN），可
用下式表示：
一、气压梯度（pressure gradient)
水平气压梯度力的大小为
当或
时
((u)(v)(w ))0 （4）
( t )z
g
dz
z t
对于地面，有
(p0 ) t
g
0
dz
t
[(u)(v)(w )] 连续方程
x y z t
代入
(
p0
)
g
dz
t
0 t
得到
( p 0) g( u v )d zg (u v )d zg (w )dz t 0 x y 0 x y 0 z
水平方向上的 速度辐散、辐 合
气压梯度力（ pressure gradient force) 气压梯度存在时，单位质量的空气所受的力叫气压梯度力，其大小与气压梯度成正比，与空气
密度成反比。
或 则在 时间内，流入这小立方体中总净质量为：
（三）引起局地气压变化的原因
方
二、水平气压梯度力的大小和方向 可以分为以下三种类型：
1duvw0 （9） 将（7）式代入（5）式，得到：
d t x y z （1）大陆型：一年中气压最高值 出现在冬季，最低值出现在夏季，气压年变化值很大，并由低纬向高纬逐渐增大。
程
2、不同密度气团的移动
（二）辐散、辐合与垂直运动
u , v , w x y z
u 0 x u 0 x
空气的散度 辐散 辐合
立方体中的总散度等于三个偏导数之和 1ddtuxyvw z
( ) （3） 2、不同密度气团的移动
x y z t 气压梯度是一个空间矢量，它垂直于等压面，由高压指向低压，数值等于两等压面间的气压差（ΔP）除以其间的垂直距离（ΔN），可
用下式表示：
一、气压梯度（pressure gradient)
水平气压梯度力的大小为
当或
时
((u)(v)(w ))0 （4）
( t )z
g
dz
z t
对于地面，有
(p0 ) t
g
0
dz
t
[(u)(v)(w )] 连续方程
x y z t
代入
(
p0
)
g
dz
t
0 t
得到
( p 0) g( u v )d zg (u v )d zg (w )dz t 0 x y 0 x y 0 z
水平方向上的 速度辐散、辐 合
气压梯度力（ pressure gradient force) 气压梯度存在时，单位质量的空气所受的力叫气压梯度力，其大小与气压梯度成正比，与空气
密度成反比。
或 则在 时间内，流入这小立方体中总净质量为：
（三）引起局地气压变化的原因
方
二、水平气压梯度力的大小和方向 可以分为以下三种类型：
1duvw0 （9） 将（7）式代入（5）式，得到：
大气物理学第三章第二节
如果
g
T h T z
则
T h z
0 z
静止大气中所能存在的最大的温度递减率
3、多元大气
温度递减率不随高度变化的大气，称为多元大气。
T const . z
垂直方向满足静力平衡方程： P
z
g
温度随高度怎样变？ 气压随高度怎样变？ 密度随高度怎样变？ 多元大气的高度？
g Rd
压强与高度之间的关系
P2 T1 H 2 H1 (1 1 P
Rd g
)
压强与高度之间的关系
c.
多元大气的高度
P2 T1 H 2 H1 (1 P 1
Rd g
)
P2=0 时的高度 即多元大气的高度：
6.5 / km
T0 273 HT 54.6(km ) 0.0065
多元大气的特例:
0
HT
T0 R HT Hh g
等温大气 均质大气
g 34 / km R
总结: 这三种大气哪一种最厚? 为什么?
g d ln P dz Rd Tv
均质大气是有界的。
如果取
0
（ 0 是地面附近的空气密度）
此时大气的高度为 z2：
P2 P 1 gdz P 1 g ( z2 z1 )
z1
z2
0 P0 0 g ( z2 0) P0 RT0 287 273 z2 8000 (m) 0 g g 9.8
均质大气的高度 H h
RT0 为8000米。 g
气压随高度的减小比实际大气要快
b. 均质大气温度随高度的变化，
g
T h T z
则
T h z
0 z
静止大气中所能存在的最大的温度递减率
3、多元大气
温度递减率不随高度变化的大气，称为多元大气。
T const . z
垂直方向满足静力平衡方程： P
z
g
温度随高度怎样变？ 气压随高度怎样变？ 密度随高度怎样变？ 多元大气的高度？
g Rd
压强与高度之间的关系
P2 T1 H 2 H1 (1 1 P
Rd g
)
压强与高度之间的关系
c.
多元大气的高度
P2 T1 H 2 H1 (1 P 1
Rd g
)
P2=0 时的高度 即多元大气的高度：
6.5 / km
T0 273 HT 54.6(km ) 0.0065
多元大气的特例:
0
HT
T0 R HT Hh g
等温大气 均质大气
g 34 / km R
总结: 这三种大气哪一种最厚? 为什么?
g d ln P dz Rd Tv
均质大气是有界的。
如果取
0
（ 0 是地面附近的空气密度）
此时大气的高度为 z2：
P2 P 1 gdz P 1 g ( z2 z1 )
z1
z2
0 P0 0 g ( z2 0) P0 RT0 287 273 z2 8000 (m) 0 g g 9.8
均质大气的高度 H h
RT0 为8000米。 g
气压随高度的减小比实际大气要快
b. 均质大气温度随高度的变化，
大气科学概论课件(第五：大气压力1)
3.1.2 气压－高度公式
Gz、h只能定性判断气压的变化快慢，要 定量确定气压随高度的关系最常用压高公式。 将
dP g dZ p RdTv
由高度z1(P=P1)积分到高度z2(P=P2)：
Z 2 Z 1 Rd
P2 P1
Tv d ln P g
因为在公式中，g和T都随高度而有变 化，而且R因不同高度上空气组成的差异 也会随高度而变化，因而进行积分是困难的。
确定与气压随高度变化的定量关系，一般 是应用静力学方程和压高方程。
3.1 大气静力学方程和气压－高度公式
3.1.1 大气静力学方程
大气在垂直方向上受到重力和垂直气压梯度力的 作用达到平衡时，称为流体静力平衡状态。
通常情况下，空气的垂直加速度<10-3m/s2,比重力加速度小 一万倍。所以说，在垂直方向，实际大气可以看成处于流体静 力平衡状态，有强对流的地区除外。
dp 对 g 进行积分（0-Z，P0-P） dZ
得
p = p0 - ρgz
令p=0,则均质大气顶为 z=P0/ρg， 说明均质大气的高度是有限。
此时，均质大气的高度称大气厚度Ｈ
Ｈ≈RdT0/g0≈8000m
均质大气的密度不变，温度却是变化的， 大气的垂 直减温率Γ=3.42K/100m。均质大气是一种假设的大气 模式，在处理某些理论问题时有一定意义。
四、标准大气的压高公式（自学）
实际大气状态的空间分布是复杂的，但是人们 根据探测数据和理论计算，制定一种温度、气压、 密度等大气特性垂直分布比较接近实际大气的平 均状况的大气模式，称为标准大气。 世界气象组织（wmo）对于标准大气的定义： 所谓标准大气，就是能够粗略的反映出周年、中 纬度状况的，得到国际上承认的，假定的大气温度、 气压和密度的垂直分布。
大气物理
重力波。
分类：
1. 发生在流体表面的重力波称为表面重力波； 浅水波：流体厚度远小于波长 深水波：流体厚度远大于波长
2. 发生在密度不同的流体内部的称为重力内波； 不同密度的两种流体界面 流体内部的稳定温度层结
重力波
举例：
“举手推开窗前月，掷石击破水中天”
摇动盛水的杯子，投石于池塘以及风暴经过海面都能产生表面 重力波。
u 1 p 0, t 0 x w 1 p g 0, t 0 z 0 u w 0, x z w 0 0 t z
0 p 0 0 c s2 0
h uh hB v h hB 0 t x y
再设： 1.运动为一维；2. f = 0；3.无地形： hB
0
u u h u g t x 1 x
h uh 0 t x
浅水重力波
u u u,
气象上将声波视为“噪音”，将它从方程中滤去。
滤声波：
①不可压，完全滤出声波； ②水平无辐散，滤水平声波； ③静力平衡，滤垂直波，无垂直向压力扰动； ④准地转方程，既滤去水平声波，又滤去垂直声波
大气长波
行星波：1928年，发明无线电探空仪，30‘s高空资料增多。
发现：高层大气运动多呈现波状，波长数千公里，传播速度 与大气的风速差不多。
Cg
High
C
Warm
滤波：1、中性层节,N = 0 ;
2、无水平幅合幅散； 3、w = 0 ; 4、准地转方程组
大气声波
பைடு நூலகம்
声扰动在
可压缩大 气中的传 播就形成 声波。
大气声波
声波造成的气压和空气速度均很小，不影响天气；但对声波 进行数值描述，所需要的时间空间步长均很小，否则，将造
分类：
1. 发生在流体表面的重力波称为表面重力波； 浅水波：流体厚度远小于波长 深水波：流体厚度远大于波长
2. 发生在密度不同的流体内部的称为重力内波； 不同密度的两种流体界面 流体内部的稳定温度层结
重力波
举例：
“举手推开窗前月，掷石击破水中天”
摇动盛水的杯子，投石于池塘以及风暴经过海面都能产生表面 重力波。
u 1 p 0, t 0 x w 1 p g 0, t 0 z 0 u w 0, x z w 0 0 t z
0 p 0 0 c s2 0
h uh hB v h hB 0 t x y
再设： 1.运动为一维；2. f = 0；3.无地形： hB
0
u u h u g t x 1 x
h uh 0 t x
浅水重力波
u u u,
气象上将声波视为“噪音”，将它从方程中滤去。
滤声波：
①不可压，完全滤出声波； ②水平无辐散，滤水平声波； ③静力平衡，滤垂直波，无垂直向压力扰动； ④准地转方程，既滤去水平声波，又滤去垂直声波
大气长波
行星波：1928年，发明无线电探空仪，30‘s高空资料增多。
发现：高层大气运动多呈现波状，波长数千公里，传播速度 与大气的风速差不多。
Cg
High
C
Warm
滤波：1、中性层节,N = 0 ;
2、无水平幅合幅散； 3、w = 0 ; 4、准地转方程组
大气声波
பைடு நூலகம்
声扰动在
可压缩大 气中的传 播就形成 声波。
大气声波
声波造成的气压和空气速度均很小，不影响天气；但对声波 进行数值描述，所需要的时间空间步长均很小，否则，将造
大气物理学：第二章+大气压力
2、方程推导： 假设：大气处于静力平衡，在水平方向温、压、 湿变化很小，等压面与等温面近于水平，且由于 是静止大气，空气无水平运动。
一、 大气静力学方程(2)
在静止大气中取厚度 为dz的单位截面积空 气柱
上下表面所受气压合力
p ( p p dz) p dz
z
z
一、 大气静力学方程(3)
重力
第二章 大气压力
气压是如何产生的？它在垂直方向应该是如何分布的 呢？ 大气空气分子不断地做无规则的热运动，不断地与 物体表面相碰撞，宏观上，物体表面就受到一个持续 的、恒定的压力。这与液体压强类似，
液体压强 P上
h
h
P下
液体压强 P上
h
P下 g h
单位面积内物体表面直 至液面整个液柱的重量
h P上 g h g h
Δh内液压的变化值
P下
P总 P下 P上
第二章 大气压力
物体表面单位面积所受的大气分子的压力称为大气压 强或气压。其大小等于单位面积上直至大气上界整个 空气柱的重量。 本章研究静止或匀速垂直运动大气所受力的作用，以 及在力的作用下气压与温度、高度之间的定量关系， 即气压垂直分布的问题。
第二章 大气压力
P
P0
exp(
1 Rd
z g dz) 0 Tv
3、将单位质量的物体通过任意路径从海平面上升到某一
高度克服重力所做的功称为重力位势，
z
g dz （J/kg） 0
Z
g
' 0
（ gpm）
本章小结（3）
将位势高度代替几何高度，则压高公式简化成：
P2
P1exp
g
' 0
Rd
Z2 dZ
一、 大气静力学方程(2)
在静止大气中取厚度 为dz的单位截面积空 气柱
上下表面所受气压合力
p ( p p dz) p dz
z
z
一、 大气静力学方程(3)
重力
第二章 大气压力
气压是如何产生的？它在垂直方向应该是如何分布的 呢？ 大气空气分子不断地做无规则的热运动，不断地与 物体表面相碰撞，宏观上，物体表面就受到一个持续 的、恒定的压力。这与液体压强类似，
液体压强 P上
h
h
P下
液体压强 P上
h
P下 g h
单位面积内物体表面直 至液面整个液柱的重量
h P上 g h g h
Δh内液压的变化值
P下
P总 P下 P上
第二章 大气压力
物体表面单位面积所受的大气分子的压力称为大气压 强或气压。其大小等于单位面积上直至大气上界整个 空气柱的重量。 本章研究静止或匀速垂直运动大气所受力的作用，以 及在力的作用下气压与温度、高度之间的定量关系， 即气压垂直分布的问题。
第二章 大气压力
P
P0
exp(
1 Rd
z g dz) 0 Tv
3、将单位质量的物体通过任意路径从海平面上升到某一
高度克服重力所做的功称为重力位势，
z
g dz （J/kg） 0
Z
g
' 0
（ gpm）
本章小结（3）
将位势高度代替几何高度，则压高公式简化成：
P2
P1exp
g
' 0
Rd
Z2 dZ
空气动力学基本理论—大气物理参数
露点温度是指大气中所含水蒸气已达到了饱和状态并开始
凝结，从而形成云、雾、降水等各种气象，而这些都会影响 飞机的飞行安全。所以，了解露点温度对飞行安全十分重 要。 含有水蒸气的空气比干空气密度小、重量轻，这对飞机的起 飞性能也有影响。
声速
声速是小扰动在介质中的传播速度，单位：米每秒（m.S1） 声速成因：物体的振动在介质中引起的小扰动会以介质不 断被压缩（压力和密度增大）、膨胀（压力和密度减小） 的形式向四周传播，形成介质疏密交替变化的小扰动波。
大气密度
单位体积内流体的空气质量，简单来说 就是空气稠密的程度。
＝ m
V
国际单位制中，单位为kg/m3 空气密度大，说明单位体积内的空气分子多，比较稠密；反之相反。
由于地心引力的作用，大气的密度随高度的增加而减少，近似按指数曲线变 化。注：在6700米高度时，大气密度仅为海平面大气密度的一半。
大气温度
2023/12/14
学习目的
通过学习本章内容，掌握大气的重要参数 和构造，掌握国际标准大气的制定及应用 并能熟练分析气象对飞行活动及飞机机体 的影响。
主要内容
1
大气的重要物理参数
2
大气层的构造
3
国际标准大气
4
气象对飞行活动的影响
第一节 大气的重要物理参数
大气组成
• 氮气、氧气 • 二氧化碳 • 氩、氖、氦、氢等气体 • 水蒸气和尘埃颗粒。
不同流体具有不同的粘度系数，同一流体的粘度系数又随温度而 变化；流体黏度随着温度变化的特性又称为流体的黏温特性
气体的粘度系数随温度的升高而增大 液体的粘度系数随温度的升高而减小
为何二者相反？
气体的粘度系数随温度的升高而增大 液体的粘度系数随温度的升高而减小
凝结，从而形成云、雾、降水等各种气象，而这些都会影响 飞机的飞行安全。所以，了解露点温度对飞行安全十分重 要。 含有水蒸气的空气比干空气密度小、重量轻，这对飞机的起 飞性能也有影响。
声速
声速是小扰动在介质中的传播速度，单位：米每秒（m.S1） 声速成因：物体的振动在介质中引起的小扰动会以介质不 断被压缩（压力和密度增大）、膨胀（压力和密度减小） 的形式向四周传播，形成介质疏密交替变化的小扰动波。
大气密度
单位体积内流体的空气质量，简单来说 就是空气稠密的程度。
＝ m
V
国际单位制中，单位为kg/m3 空气密度大，说明单位体积内的空气分子多，比较稠密；反之相反。
由于地心引力的作用，大气的密度随高度的增加而减少，近似按指数曲线变 化。注：在6700米高度时，大气密度仅为海平面大气密度的一半。
大气温度
2023/12/14
学习目的
通过学习本章内容，掌握大气的重要参数 和构造，掌握国际标准大气的制定及应用 并能熟练分析气象对飞行活动及飞机机体 的影响。
主要内容
1
大气的重要物理参数
2
大气层的构造
3
国际标准大气
4
气象对飞行活动的影响
第一节 大气的重要物理参数
大气组成
• 氮气、氧气 • 二氧化碳 • 氩、氖、氦、氢等气体 • 水蒸气和尘埃颗粒。
不同流体具有不同的粘度系数，同一流体的粘度系数又随温度而 变化；流体黏度随着温度变化的特性又称为流体的黏温特性
气体的粘度系数随温度的升高而增大 液体的粘度系数随温度的升高而减小
为何二者相反？
气体的粘度系数随温度的升高而增大 液体的粘度系数随温度的升高而减小
《大气受热过程和大气运动》地球上的大气PPT课件
➢下 列 地 理 现 象 和 形 成 原 因 ， 组 合 正 确 的 是 :
A.天多云时，白天不会太热一一大气的反射作用 B.日落后的黄昏天空仍然明亮——大气逆辐射强 C.多云的夜晚比晴朗的夜晚温暖——大气的散射作用 D.城市上空的雾比郊区多——空气中二氧化碳较多
➢“ 蓝 蓝 的 天 空 ， 飘 着 那 白 云 。 . . . . . . ” 歌 词 中 赞 美 的 蓝 天 ， 其 蓝色的形成是由于:
课堂总结
今天我们主要学习了对流层大气的受热过程，分析了大气 对太阳辐射的削弱作用，其中人气对太阳辐射的吸收、散射 作用具有选择性，而反射不具选择性，人气逆辐射对地表能 起到保温作用。
这节课到此结束 Thank you！
第二章 第二节
大气受热过程和大气运动
-.
课前导读
目 录
壹 大气受热过程 贰 大气对地面的保温作用 叁 大气热力环流 肆 大气的水平运动——风
01
大气的受热过程
大气能量转换的能量来源
• 大气中的一切物理过程 都伴随着能量的转换。
• 太阳辐射①是地球 大气最重要的能量 来源。
①太阳辐射为短波辐射，包括紫外线，红外线，50%可见光
自身增温。臭氧吸收紫外线，二氧化碳吸收红外线。
2.反射（无选择性）：指大气颗粒能把太阳光按照太阳能量传递
过来的相反路径反射回去。反射光为白光。
3.散射（无选择性）：是指大气颗粒能把照射在其上的太阳光反
射向四面八方。散射蓝光。
• 大气受热过程（大地暖大气）
➢ 到达地球表面的太阳 辐射，被地面吸收和 反射。地面因吸收太 阳辐射而增温，同时 又以长波辐射的形式 把热量传递给近地面 大气。
• 大气受热过程（太阳暖大气）
A.天多云时，白天不会太热一一大气的反射作用 B.日落后的黄昏天空仍然明亮——大气逆辐射强 C.多云的夜晚比晴朗的夜晚温暖——大气的散射作用 D.城市上空的雾比郊区多——空气中二氧化碳较多
➢“ 蓝 蓝 的 天 空 ， 飘 着 那 白 云 。 . . . . . . ” 歌 词 中 赞 美 的 蓝 天 ， 其 蓝色的形成是由于:
课堂总结
今天我们主要学习了对流层大气的受热过程，分析了大气 对太阳辐射的削弱作用，其中人气对太阳辐射的吸收、散射 作用具有选择性，而反射不具选择性，人气逆辐射对地表能 起到保温作用。
这节课到此结束 Thank you！
第二章 第二节
大气受热过程和大气运动
-.
课前导读
目 录
壹 大气受热过程 贰 大气对地面的保温作用 叁 大气热力环流 肆 大气的水平运动——风
01
大气的受热过程
大气能量转换的能量来源
• 大气中的一切物理过程 都伴随着能量的转换。
• 太阳辐射①是地球 大气最重要的能量 来源。
①太阳辐射为短波辐射，包括紫外线，红外线，50%可见光
自身增温。臭氧吸收紫外线，二氧化碳吸收红外线。
2.反射（无选择性）：指大气颗粒能把太阳光按照太阳能量传递
过来的相反路径反射回去。反射光为白光。
3.散射（无选择性）：是指大气颗粒能把照射在其上的太阳光反
射向四面八方。散射蓝光。
• 大气受热过程（大地暖大气）
➢ 到达地球表面的太阳 辐射，被地面吸收和 反射。地面因吸收太 阳辐射而增温，同时 又以长波辐射的形式 把热量传递给近地面 大气。
• 大气受热过程（太阳暖大气）
2.2大气的受热过程和大气运动课件(共59张PPT).ppt
2、根据所学知识解释在寒冬，为什么人造烟幕能起到 防御霜冻的作用？
（人造烟幕能增强大气逆辐射，减少夜晚地面辐射损 失的热量，对地面起到保温作用，所以可防御霜冻）。
为什么山上温度比山下低？
《大林寺桃花》 —白居易
人间四月芳菲尽， 山寺桃花始盛开。 长恨春归无觅处， 不知转入此中来。
气温随海拔高度增加而递减,通常海拔高度每升高100米气 温下降0.6℃.庐山大林寺海拔高度在1100～1200米间,它比 山下气温要低6℃左右,因此,桃花开放的时间要落后20～30 天。
城 郊 风
郊区
A
市区
市区 B
郊区 C
1.工业区应该建在A、B、C、中的 C 地。 2.城市在A、B地规划建设较大面积的绿地，主要作用是什么？ 大面积的绿地放置在城市的中心区和郊区之间，可以有效利 用植物净化郊区吹向中心区的空气，改善城市的空气质量。
由于城市风的出现，城区工厂排出的污染物随上升气流而上升， 笼罩在城市上空，并从高空流向郊区，到达郊区后下沉。下沉气流 又从近地面流回市中心，并将郊区工厂排出的污染物也带回了城市， 致使城市的空气污染更加严重。
地球：白天，地球大气削弱了到达地面 的太阳辐射，气温不会太高。夜间，地 面辐射绝大部分热量又被大气逆辐射还 给地面，使气温不致降得过低。
归纳：大气的受热过程知识要点
１、地球大气最重要的能量来源是：太阳辐射（能）。
2、近地面大气主要、直接的热源是：地面
地面接收到太阳辐射增温后又以长波辐射的形式将能量传给近地面大 气，近地面大气又以对流、传导等方式层层向上传递热量，所以离地 面越近温度越高，离地面越远温度越低。
“太阳暖大地”
(大气的削弱作用)
“大地暖大气”
(地面辐射)
（人造烟幕能增强大气逆辐射，减少夜晚地面辐射损 失的热量，对地面起到保温作用，所以可防御霜冻）。
为什么山上温度比山下低？
《大林寺桃花》 —白居易
人间四月芳菲尽， 山寺桃花始盛开。 长恨春归无觅处， 不知转入此中来。
气温随海拔高度增加而递减,通常海拔高度每升高100米气 温下降0.6℃.庐山大林寺海拔高度在1100～1200米间,它比 山下气温要低6℃左右,因此,桃花开放的时间要落后20～30 天。
城 郊 风
郊区
A
市区
市区 B
郊区 C
1.工业区应该建在A、B、C、中的 C 地。 2.城市在A、B地规划建设较大面积的绿地，主要作用是什么？ 大面积的绿地放置在城市的中心区和郊区之间，可以有效利 用植物净化郊区吹向中心区的空气，改善城市的空气质量。
由于城市风的出现，城区工厂排出的污染物随上升气流而上升， 笼罩在城市上空，并从高空流向郊区，到达郊区后下沉。下沉气流 又从近地面流回市中心，并将郊区工厂排出的污染物也带回了城市， 致使城市的空气污染更加严重。
地球：白天，地球大气削弱了到达地面 的太阳辐射，气温不会太高。夜间，地 面辐射绝大部分热量又被大气逆辐射还 给地面，使气温不致降得过低。
归纳：大气的受热过程知识要点
１、地球大气最重要的能量来源是：太阳辐射（能）。
2、近地面大气主要、直接的热源是：地面
地面接收到太阳辐射增温后又以长波辐射的形式将能量传给近地面大 气，近地面大气又以对流、传导等方式层层向上传递热量，所以离地 面越近温度越高，离地面越远温度越低。
“太阳暖大地”
(大气的削弱作用)
“大地暖大气”
(地面辐射)
大气概述-教师课件
第二节 1. 90km以下大气的气体成分
1）按大气成分在大气中的停留时间可分为： • 定常成分：它们平均寿命大于1K年，成分大致保持固定的比例。 • 可变成分：寿命几年到几十年，例如CO2, O3, CH4和H2等。 • 快变成分：平均寿命短于1年，如C, S, N的化合物，含量极少。
2）按浓度（单位为体积混合比）来分，分为： 主要气体：浓度≥1%，包括N2、O2、Ar； 微量气体：1ppm~1%，包括CO2、CH4、Ne、 He、 Kr、水汽； 痕量气体：＜ 1ppm。 第二节 2. 90km以上大气
大气物理学 Atmospheric Physics
主讲: 刁一伟 Office: 气象楼809 Email: yiweidiao@
课程性质及考核方式
课程属性: 专业基础课 学 时: 48
考试方式：平时20%，期中30%，期末50%
预修课程：高等数学、普通物理学 适用专业：大气科学专业 教 材：盛裴轩,毛节泰等编著,大气物理学,北京大学 出版社, 2003
1）空气分子大部分都发生离解。
2）空气成分随高度的分布逐渐变成 按分子量或原子量大小排列； 从低层到高层依次为N2, O, He, H。
第二节3. 重要气体成分及其主要作用
1）氮氧：对生命活动有重要意义，对气候变化等没有什么作用。
2）水汽：水汽是云和降水的源泉；
全球能量平衡中起重要作用，影响地面和空气温度；
120
122
Decomposition
<1 2 6
92
90
650
36000
4000?
Time taken for CO2 to double at current emission rate: 750 GTC / (5 GTC yr-1) = ~150 yr
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1d e 1d p ( 6 . 2 . 1 9 ) ed z pd z
ed p 2 d T d T e pd gR z d d d v T d e L v d z d e d z L v R e T e 2 R T v d
T d 6.310 T e
注意：有时误差很大。
第三节 大气中的湿绝热过程
定义：大气中有相变发生的绝热过程
一、两种极端情况
1、可逆湿绝热过程
水汽相变所产生的水成物不脱离原气块，始终跟随气块上升或 下降，所释放的潜热也全部保留在气块内部。
2、假绝热过程 水汽相变产生的水成物全部脱离气块，但所释放的潜热仍 留在气块中。 注：实际大气的湿绝热过程往往处于以上两者之间。
R 2 8 7 d 0 . 2 8 6 d c 0 0 4 p d 1
∴（6.2.2）式可近似表示为
T p T 0 p 0
0 .2 8 6
(6 .2 .4 )
二、干绝热递减率
1、定义： 作干绝热升降运动 的气块温度随高度 的变化率，
d dT dz
大气物理学
气块（微团）模型 １）定义：是指宏观上足够小而微观上又大到含 有大量分子的封闭空气团，其内部可包含水汽、 液态水或固态水。 ２）规定（使用气块模型时的约定）
a) 此气块内Ｔ、Ｐ、湿度等都呈均匀分布，各物理量 服从热力学定律和状态方程。
b) 气块运动时是绝热的，遵从准静力条件，环境大 气处于静力平衡状态。
利用准静力条件，周围大气静力平衡， 周围大气状态方程，上式化为
g 1 1 T e z T z R T e e e
由于
T TR , m R e e
，
所以上式可化为
Tg ( ) d T zT z c p
2、应用
1）可用于追溯气块或气流的源地以及 研究它们以后的演变
2）用于判断气层静力稳定度
3、θ的守恒性
(6.2.8)两边取对数然后微分，可得
d d T d p T p
( 6 . 2 . 1 2 )
RT 对热流量方程 d Qcpd T m d p 两边同除以cpT, 则有 p
∴近似为
d Tg 9 . 8 / 1 0 0 40 . 9 8 K / 1 0 0 m d d zc p d
三、位温
1、定义
气块经过干绝热过程气压变为1000hPa时， 气块所具有的温度。用θ 表示，其定义式为
1000 T p
在精度要求不高的计算中常用kd代k计算θ。
二、湿绝热温度递减率γs
湿绝热过程的温度递减率在各种情形之间 的差异不大，故用假绝热过程的温度递减 率来近似所有湿绝热情形下的温度递减率。
L r v d s r r s d c z p d d
( 6 . 3 . 6 )
rs rd
三、假相当位温θse
1、公式
气块吸收的热量 来自于潜热释放
有时也使用泊松方程的近似式：
( 6 . 2 . 2 ) 中 ， R 1 0 . 6 0 8) q 1 0 . 6 0 8 q m R d( d c c 1 0 . 8 6) q 1 0 . 8 6 q p p d(
考虑到实际大气中的比湿q<0.04kg/kg,
1 0.608q 1 1 0.86q
T 其中 称为大气温度直减率。 z
( 6 . 2 . 1 5 a )
因此，位温的垂直变化率是和(d )成正比的。如果某一层大气 的减温率=d，则整层大气位温必然相等。在对流层内，一般情 况下大气垂直减温率 < d，所以有
。 0 z
五、抬升凝结高度
1、定义：未饱和湿空气块因绝热抬升而 达到饱和的高度称为抬升凝结高度 （Lifting Condensation Level),简称LCL 2、求露点随高度变化
6
2
3、抬升凝结高度的估算公式
若取Te=2 1 7 K /m d z
推出抬升凝结高度的估算公式为
TT d d 0 h 1 2 3 ( TTm ) () d d 0 2 ( 0 . 9 8 0 . 1 7 )1 0
称为干绝热递减率。
2、Γd的数值
在热流量方程中令dQ=0, 并整理得
RmT dp dT cp p
把准静力条件、大气静力方程、环 境空气的状态方程代入，有
RT d z m eg d T cp eRT e e
由于
TT , R R , CC e m e p p d
g dT dz c pd
dp L 在克拉柏龙－克劳修斯方程 dT T(2 1)
中以e、Td、Lv分别代替p、T、L， 且考虑到α2>>α1
L e L d e L v v v 2 ( 6 . 2 . 1 8 ) R T d T T R T vd d d 2 T vd d e
又由
e 可得， vp
dQ dT R m dp cpT T cp p
比较上两式，可得
d d Q cT p
( 6 .2 .1 4 )
因为在干绝热过程中， dQ=0, 所以dθ=0，即干绝热过程中位温θ 是守恒量。
四、位温垂直梯度
（6.2.8）式两边取对数再对z求导，得
1 1 T 1 p z T z p z
p pe
dpe e g dz
一、干绝热方程
RT m 在热流量方程 d Qcpd T d p p
中令dQ=0, 然后两边积分后整理，得
T p p T 0 p 0 0 p
R m c p
( 6 .2 .2 )
公式（6.2.2）就是干空气或未饱和湿空气 的绝热方程，即干绝热方程，也称为泊松 方程。
d Q Ld v r s