海洋气象学基础知识

海洋气象学基础知识

众所周知,大气和海洋构成了航海环境。本篇首先介绍大气概况、大气的基本运动形式、与

航海活动密切相关的气象要素及其变化规律等内容。正确地理解和掌握这些内容,是学好气象

学、分析预测天气变化的基础。

第一章 大气概况

由于地心引力的作用,地球周围聚集着一个空气层,称其为大气层(A tm osphere),简称大

气。在大气中存在着各种物理过程(如增热、冷却、蒸发、凝结等)和各种物理现象(如风、云、雾、

雨等),它们的发生及变化都是与大气本身的组成、结构及物理性质密切相关的。

第一节 大气的组成

大气主要是由多种气体混合组成的,此外还包括一些悬浮着的固体及液体杂质。通常把大

气的组成分为三个部分。

一、干洁空气

大气中除水汽、液体和固体杂质以外的整个混合气体,称为干洁空气或干空气(D ry A ir)。

干洁空气是大气的主要组成成分,其中包含多种气体,它们所占空气总容积的百分比如下:

氮78.09% 氧20.95% 氩0.93% 二氧化碳0.03% 氢、氖、氦、氪、氙、氡、臭氧等< 0.01% 可见,干洁空气的主要成分是氮、氧、氩三种气体,二氧化碳及氢、臭氧等稀有气体是干洁

空气的次要成分。干洁空气的各种成分在地球的自然温度、气压条件下,总保持气体状态。另

据探空资料分析结果,在90km 高度以下,除二氧化碳和臭氧等易变成分外,干洁空气中各主

要气体的浓度几乎是恒定的。因此,通常把90km 以下的干洁空气作为分子量为28.966 的单

一成分的理想气体处理。

值得注意的是,在干洁空气的各种成分中,二氧化碳和臭氧所占比例虽然极少,但它们对

于大气温度的分布和变化有很大影响,所以它们都是大气的重要成分。二氧化碳(C O 2)具有强

烈吸收和放射长波辐射的性质,在空气中二氧化碳含量较多的地方,地面的长波辐射大量被二

氧化碳吸收,使热量被截留在二氧化碳层内,不致于散失到宇宙空间去;同时,二氧化碳又向周

1

围空气和地面放射长波辐射, 使地面和大气保持一定的温度, 这种现象称为温室效应

(G reenhouse E ffect)。例如,近一、二百年来,由于人类大规模使用燃料,二氧化碳排放量大大

增加,人为地改变了大气的某些成分,使全球气候逐渐变暖,对农业生产等产生不良影响。臭氧

(O 3)能大量吸收太阳紫外线,使得高空臭氧层温度增高,从而影响了大气温度的垂直分布;另外,由

于臭氧层的存在使到达地面的太阳紫外线辐射大大减少,对地面生物机体起到保护作用。

二、水 汽

水汽(V apour)是气体,它来自地球表面上江、河、湖、海及潮湿物体表面的水分蒸发,并借

助空气的垂直对流向上空输送。大气中水汽所占的容积比例,随着时间、地点和气象条件的不

同有较大的差异,其变化范围在0～4% 之间。如在热带洋面上空,水汽含量可达4% ,而在高纬

寒冷的陆面上空,其含量几乎接近于零。在近地面的低空,水汽含量多,随着高度的升高水汽含

量迅速减少。观测证明,在高度为1.5～2km 处的水汽含量约为地面的一半,在高度为5km 处

的水汽含量约为地面的1/ 10,再往上水汽含量就更少了。

大气中的水汽含量虽然很少,但它是大气的重要成分之一。在一般的自然条件下,水汽可

以转变成水滴或冰晶,是大气中唯一可以发生相态变化的成分,像云、雾、雨、雪等都是一定条

件下由水汽凝结而成的,可以说水汽是天气演变中的“主角”。此外,水汽和二氧化碳一样,具有

吸收和放射长波辐射的性能,加上水相变化过程中伴有放热或吸热,这些都对地面和空气温度

的分布及变化发生影响。

通常把不含水汽的空气称为干空气(即干洁空气),把含有水汽的空气称为湿空气(M oist

A ir,W et A ir)。实际上大气总是含有水汽的。

三、杂 质

悬浮在大气中的固体或液体微粒,称为大气杂质(又称气溶胶粒子)。它包括尘埃、烟粒、水

滴和冰晶等水汽凝结物及海洋上飞溅的浪花蒸发后残留在空中的微小盐粒等。杂质多集中在

大气低层,其分布随着时间、地点及气象条件不同而改变。当有大量的杂质聚集在低空时,会形

成霾、雾及沙尘暴等天气现象,使能见度变得恶劣,严重影响海陆交通的安全。另外,大气中的

固体杂质是水汽的凝结核心,称为凝结核。大气中大量凝结核的存在,对于云、雾、雨、雪等天气

现象的形成起着重要作用。

随着全球工业及交通运输业的发展,大量废气、废物被排放到大气中去,造成大气污染。大气污染

物不仅直接危及人体的健康和农、林作物的正常生长,而且也越来越多地影响天气和气候的变化。据统

计,对人类环境威胁较大的大气污染物主要是煤粉尘、二氧化硫、一氧化碳、一氧化氮、硫化氢、碳氢化

合物和氨等,例如,在臭氧的作用下,二氧化硫能引起有害的酸雨,这种酸雨还会对船体产生腐蚀作用;

而氮的氧化物和碳化氢物经紫外线照射能产生毒性很大的光化学烟雾等。

第二节 大气的垂直结构

一、大气的垂直范围和垂直分层

由于包围在地球周围的大气层中的空气具有可压缩性,就使得绝大部分的大气质量集中

于大气底层,越往高空,空气越稀薄。根据实测,大气质量的大约75% 集中在10km 以下,99%

2

图1-1 大气的垂直结构

集中在35km 以下,而到700～800km 处,气

体分子之间距离可达几百米远,说明大气密

度已极为稀薄,大气与星际空间之间实际上

不存在一个截然的“分界面”,因而就难于确

定出准确的大气上界。通常是把“极光”出现

的最大高度定为大气上界, 其数值约为

1000k m 。理由是“极光”这种物理现象只在大

气中才有,而星际空间是没有的。另据人造

卫星的探测资料推算,大气上界大约在2000

～3000k m 高度上。

根据高空探测资料分析, 在垂直方向

上,大气中不同层次的物理性质存在显著差

异。气象上依据气温和水汽的垂直分布、大

气的扰动程度和电离现象等不同特点,将大

气层自下而上划分为对流层、平流层、中间

层、热层和散逸层5 个层次,如图1-1 所示。

图中:实曲线代表气温随高度的分布。

1.对流层

大气的最低层称为对流层

(T roposphere),其下界是地表面,通常把地

球表面称为大气层的下垫面。整个对流层平

均厚度约10km 左右。云,雾、雨、雪等主要大

气现象都发生于此层,所以它是对人类影响最大的层次,也是气象学研究的重点对象,有关对

流层的特点将放在本节最后着重介绍。

2.平流层

从对流层顶向上到大约55km 高度之间的气层,称为平流层(S tratosphere)。由图1-1 可

看出,在平流层下部温度随高度升高保持不变或略有升高,称为同温层。向上约到20k m 以上,

温度随高度的升高而显著升高,出现一个逆温层,直到平流层顶可能超过0℃,比对流层顶的温度

(217K ,相当于- 56℃)要高出约60℃之多。气温的这种分布特征主要是由于在大约20～40k m 的

高度上存在一个臭氧层(D zonsphere),臭氧能大量吸收太阳紫外线使空气增温而造成的。

平流层中的大气以水平流动为主,没有强烈的对流运动,加之平流层中水汽含量极少,所

以类似对流层中的云很难生成。

3.中间层

从平流层顶向上到大约80km 高度之间的气层,称中间层(M esosphere)。该层的特点是温

度随高度的升高而迅速降低,空气有强烈的垂直运动,因而又有高层对流层之称。另外,在该层

的60km 附近,有一个只有白天出现的电离层,称为D 层。

4.热层

从中间层顶至800k m 的层次,称为热层(T h erm osphere)。这里空气密度极小,温度随高度升高

而迅速升高,由于受强烈的太阳紫外辐射和宇宙射线的作用而处于高度电离状态,因而又可称为电离层

(Ionosphere),它具有反射短波无线电波的能力,对实现远程无线电通讯具有重要意义。

3

5.散逸层

800km 高度以上的大气层,称为散逸层(E xosphere)。该层的气温也具有随高度升高而升

高的特点,气温可高达数千度,空气密度极为稀薄,是大气层与星际空间的过渡带。

二、对流层的主要特征

对流层是大气的最低层,由图1-1 可见,它的厚度随纬度而异,在赤道最高,向两极减小。

低纬地区平均17～18km ,中纬地区10～12k m ,高纬地区6～ 8km 。整个对流层的平均厚度为

10k m 左右。厚度还随季节变化,夏季大于冬季。对流层的厚度与整个大气层相比虽然只是极

薄的一层,但因其靠近地面,空气密度大(据计算, 在标准情况下,地面附近干空气密度ρ=

1-2 气温垂直逆减率的概念1293g ·m - 3),所以,这里却集中了大气质量的75% 。

对流层有如下三个最主要的特征:

1.气温随高度的升高而降低。对流层的空气主要是从地面得到热

量,因此总的情况是气温随高度升高而降低。平均而言,每升高100m ,

气温下降约0.65℃,称为平均气温垂直递减率,以γ� .表示。实际上,对

流层中气温直减率是个变量,它随时间、地点、高度等的不同而变化。

实测的气温直减率以γ表示。通常情况下,气温随高度升高而降低,即

γ> 0; 有时会出现气温随高度增加而升高的现象, 称为逆温(Inversion,

T em perature Inversion ),出现逆温的空气层称为逆温层,逆温层内,γ< 0;

等温层内,γ= 0。逆温层和等温层能阻碍对流运动的发展,对天气变化有一

定影响。实际大气中,垂直方向上可能会出现γ值各不相同的层次,如图1-2 所示。

2.对流层中有强烈的对流和乱流运动,因而有利于上下层间热量和水汽交换及杂质的向

上输送,对成云致雨有重要作用。

3.气象要素(如温度、湿度等)在水平方向上分布不均匀。如高纬大陆上空气寒冷干燥,低

纬洋面上空气高温潮湿;特别是在冷、暖气团交汇地带,形成锋区,温度、湿度水平梯度很大,往

往伴有严重的天气现象。

在对流层内,根据大气运动的不同特征又将其分为摩擦层和自由大气两个层次。摩擦层

(F riction L ayer)是指对流层底部贴近地表面的气层,这里的空气运动受地面摩擦和空气分子

的湍流粘滞作用较大,随着高度的增加,摩擦作用减小,因此摩擦层中风随高度的增加而增大,

摩擦层的厚度大约为1km 。在摩擦层以上,由于距地面较远和空气密度变小,摩擦作用很小,

通常可忽略不计,称为自由大气(F ree A tm osphere)。在自由大气中,大气的运动规律显得比较

清楚,通常用对流层中部(5～6k m )的气流状况表征整个对流层大气运动的趋势。在对流层的

上层(指6km 以上)常出现风速≥30m / s 的强风带,称为高空急流。

此外, 在对流层和平流层之间有一个厚度约为1 ～ 2km 的过渡层, 称为对流层顶

(T ropopause)。这里的主要特征是气温随高度的变化很小或出现等温,甚至逆温。我们经常观

察到的发展旺盛的积雨云顶部被阻而平衍成砧状的现象,就是由于对流层顶的逆温层阻挡了

其下方的对流运动继续发展的结果。

第三节 大气状态方程

大气状态方程是气象学的基本方程之一,它反映了大气的基本物理性质及大气状态变化

4

的基本规律。

一、干空气的状态方程

单位体积的干空气,其状态方程可写为如下形式:

p = ρdRdT (1-1)

式中: p 、ρd、T 和Rd 分别表示干空气的压强、密度、温度和比气体常数。

式(1-1)表明,在气温一定时,气体的压强大小与它的密度成正比;空气的密度一定时,气

体的压强与气温的高低成正比。

二、湿空气的状态方程

实际大气中,尤其是近地面气层中总是含有水汽的。水汽的密度小于干空气密度,两者之

比为0.622,因此水汽的存在总是使实际大气的密度变小。可以证明,湿空气的状态方程具有

与干空气状态方程同样的形式,即:

p = ρw RdT v (1-2)

式中: p 表示湿空气的压强;ρw 表示湿空气密度;T v 称为虚温,用它代替湿空气的实际温度

T ,T v= T 1+ 0.378

e

p

,e 为水汽压。实际上,因为

e

p

很少超过0.02,所以Tv 与T 之差很少超

过2～3℃,由此可以说明,空气中水汽含量越大(即水汽压e 值大),T v 与T 之间差值越大,所

以,在低层大气,尤其是夏季,e 值较大时,必须用湿空气状态方程表示大气的状态变化。

由式(1-1)和式(1-2)可以看出,当气压和气温相同时,空气越潮湿(e 越大), 则其密度越

小;在气压相同的情况下,暖湿空气的密度比干冷空气的密度小得多。以上结论具有重要的理

论和实践意义。

同样,水汽的状态方程可写为:

e= aRaT (1-3)

式中: e、a 和Ra 分别表示水汽的压强、密度和水汽的比气体常数。

海洋气象学基础知识

众所周知,大气和海洋构成了航海环境。本篇首先介绍大气概况、大气的基本运动形式、与

航海活动密切相关的气象要素及其变化规律等内容。正确地理解和掌握这些内容,是学好气象

学、分析预测天气变化的基础。

第一章 大气概况

由于地心引力的作用,地球周围聚集着一个空气层,称其为大气层(A tm osphere),简称大

气。在大气中存在着各种物理过程(如增热、冷却、蒸发、凝结等)和各种物理现象(如风、云、雾、

雨等),它们的发生及变化都是与大气本身的组成、结构及物理性质密切相关的。

第一节 大气的组成

大气主要是由多种气体混合组成的,此外还包括一些悬浮着的固体及液体杂质。通常把大

气的组成分为三个部分。

一、干洁空气

大气中除水汽、液体和固体杂质以外的整个混合气体,称为干洁空气或干空气(D ry A ir)。

干洁空气是大气的主要组成成分,其中包含多种气体,它们所占空气总容积的百分比如下:

氮78.09% 氧20.95% 氩0.93% 二氧化碳0.03% 氢、氖、氦、氪、氙、氡、臭氧等< 0.01% 可见,干洁空气的主要成分是氮、氧、氩三种气体,二氧化碳及氢、臭氧等稀有气体是干洁

空气的次要成分。干洁空气的各种成分在地球的自然温度、气压条件下,总保持气体状态。另

据探空资料分析结果,在90km 高度以下,除二氧化碳和臭氧等易变成分外,干洁空气中各主

要气体的浓度几乎是恒定的。因此,通常把90km 以下的干洁空气作为分子量为28.966 的单

一成分的理想气体处理。

值得注意的是,在干洁空气的各种成分中,二氧化碳和臭氧所占比例虽然极少,但它们对

于大气温度的分布和变化有很大影响,所以它们都是大气的重要成分。二氧化碳(C O 2)具有强

烈吸收和放射长波辐射的性质,在空气中二氧化碳含量较多的地方,地面的长波辐射大量被二

氧化碳吸收,使热量被截留在二氧化碳层内,不致于散失到宇宙空间去;同时,二氧化碳又向周

1

围空气和地面放射长波辐射, 使地面和大气保持一定的温度, 这种现象称为温室效应

(G reenhouse E ffect)。例如,近一、二百年来,由于人类大规模使用燃料,二氧化碳排放量大大

增加,人为地改变了大气的某些成分,使全球气候逐渐变暖,对农业生产等产生不良影响。臭氧

(O 3)能大量吸收太阳紫外线,使得高空臭氧层温度增高,从而影响了大气温度的垂直分布;另外,由

于臭氧层的存在使到达地面的太阳紫外线辐射大大减少,对地面生物机体起到保护作用。

二、水 汽

水汽(V apour)是气体,它来自地球表面上江、河、湖、海及潮湿物体表面的水分蒸发,并借

助空气的垂直对流向上空输送。大气中水汽所占的容积比例,随着时间、地点和气象条件的不

同有较大的差异,其变化范围在0～4% 之间。如在热带洋面上空,水汽含量可达4% ,而在高纬

寒冷的陆面上空,其含量几乎接近于零。在近地面的低空,水汽含量多,随着高度的升高水汽含

量迅速减少。观测证明,在高度为1.5～2km 处的水汽含量约为地面的一半,在高度为5km 处

的水汽含量约为地面的1/ 10,再往上水汽含量就更少了。

大气中的水汽含量虽然很少,但它是大气的重要成分之一。在一般的自然条件下,水汽可

以转变成水滴或冰晶,是大气中唯一可以发生相态变化的成分,像云、雾、雨、雪等都是一定条

件下由水汽凝结而成的,可以说水汽是天气演变中的“主角”。此外,水汽和二氧化碳一样,具有

吸收和放射长波辐射的性能,加上水相变化过程中伴有放热或吸热,这些都对地面和空气温度

的分布及变化发生影响。

通常把不含水汽的空气称为干空气(即干洁空气),把含有水汽的空气称为湿空气(M oist

A ir,W et A ir)。实际上大气总是含有水汽的。

三、杂 质

悬浮在大气中的固体或液体微粒,称为大气杂质(又称气溶胶粒子)。它包括尘埃、烟粒、水

滴和冰晶等水汽凝结物及海洋上飞溅的浪花蒸发后残留在空中的微小盐粒等。杂质多集中在

大气低层,其分布随着时间、地点及气象条件不同而改变。当有大量的杂质聚集在低空时,会形

成霾、雾及沙尘暴等天气现象,使能见度变得恶劣,严重影响海陆交通的安全。另外,大气中的

固体杂质是水汽的凝结核心,称为凝结核。大气中大量凝结核的存在,对于云、雾、雨、雪等天气

现象的形成起着重要作用。

随着全球工业及交通运输业的发展,大量废气、废物被排放到大气中去,造成大气污染。大气污染

物不仅直接危及人体的健康和农、林作物的正常生长,而且也越来越多地影响天气和气候的变化。据统

计,对人类环境威胁较大的大气污染物主要是煤粉尘、二氧化硫、一氧化碳、一氧化氮、硫化氢、碳氢化

合物和氨等,例如,在臭氧的作用下,二氧化硫能引起有害的酸雨,这种酸雨还会对船体产生腐蚀作用;

而氮的氧化物和碳化氢物经紫外线照射能产生毒性很大的光化学烟雾等。

第二节 大气的垂直结构

一、大气的垂直范围和垂直分层

由于包围在地球周围的大气层中的空气具有可压缩性,就使得绝大部分的大气质量集中

于大气底层,越往高空,空气越稀薄。根据实测,大气质量的大约75% 集中在10km 以下,99%

2

图1-1 大气的垂直结构

集中在35km 以下,而到700～800km 处,气

体分子之间距离可达几百米远,说明大气密

度已极为稀薄,大气与星际空间之间实际上

不存在一个截然的“分界面”,因而就难于确

定出准确的大气上界。通常是把“极光”出现

的最大高度定为大气上界, 其数值约为

1000k m 。理由是“极光”这种物理现象只在大

气中才有,而星际空间是没有的。另据人造

卫星的探测资料推算,大气上界大约在2000

～3000k m 高度上。

根据高空探测资料分析, 在垂直方向

上,大气中不同层次的物理性质存在显著差

异。气象上依据气温和水汽的垂直分布、大

气的扰动程度和电离现象等不同特点,将大

气层自下而上划分为对流层、平流层、中间

层、热层和散逸层5 个层次,如图1-1 所示。

图中:实曲线代表气温随高度的分布。

1.对流层

大气的最低层称为对流层

(T roposphere),其下界是地表面,通常把地

球表面称为大气层的下垫面。整个对流层平

均厚度约10km 左右。云,雾、雨、雪等主要大

气现象都发生于此层,所以它是对人类影响最大的层次,也是气象学研究的重点对象,有关对

流层的特点将放在本节最后着重介绍。

2.平流层

从对流层顶向上到大约55km 高度之间的气层,称为平流层(S tratosphere)。由图1-1 可

看出,在平流层下部温度随高度升高保持不变或略有升高,称为同温层。向上约到20k m 以上,

温度随高度的升高而显著升高,出现一个逆温层,直到平流层顶可能超过0℃,比对流层顶的温度

(217K ,相当于- 56℃)要高出约60℃之多。气温的这种分布特征主要是由于在大约20～40k m 的

高度上存在一个臭氧层(D zonsphere),臭氧能大量吸收太阳紫外线使空气增温而造成的。

平流层中的大气以水平流动为主,没有强烈的对流运动,加之平流层中水汽含量极少,所

以类似对流层中的云很难生成。

3.中间层

从平流层顶向上到大约80km 高度之间的气层,称中间层(M esosphere)。该层的特点是温

度随高度的升高而迅速降低,空气有强烈的垂直运动,因而又有高层对流层之称。另外,在该层

的60km 附近,有一个只有白天出现的电离层,称为D 层。

4.热层

从中间层顶至800k m 的层次,称为热层(T h erm osphere)。这里空气密度极小,温度随高度升高

而迅速升高,由于受强烈的太阳紫外辐射和宇宙射线的作用而处于高度电离状态,因而又可称为电离层

(Ionosphere),它具有反射短波无线电波的能力,对实现远程无线电通讯具有重要意义。

3

5.散逸层

800km 高度以上的大气层,称为散逸层(E xosphere)。该层的气温也具有随高度升高而升

高的特点,气温可高达数千度,空气密度极为稀薄,是大气层与星际空间的过渡带。

二、对流层的主要特征

对流层是大气的最低层,由图1-1 可见,它的厚度随纬度而异,在赤道最高,向两极减小。

低纬地区平均17～18km ,中纬地区10～12k m ,高纬地区6～ 8km 。整个对流层的平均厚度为

10k m 左右。厚度还随季节变化,夏季大于冬季。对流层的厚度与整个大气层相比虽然只是极

薄的一层,但因其靠近地面,空气密度大(据计算, 在标准情况下,地面附近干空气密度ρ=

1-2 气温垂直逆减率的概念1293g ·m - 3),所以,这里却集中了大气质量的75% 。

对流层有如下三个最主要的特征:

1.气温随高度的升高而降低。对流层的空气主要是从地面得到热

量,因此总的情况是气温随高度升高而降低。平均而言,每升高100m ,

气温下降约0.65℃,称为平均气温垂直递减率,以γ� .表示。实际上,对

流层中气温直减率是个变量,它随时间、地点、高度等的不同而变化。

实测的气温直减率以γ表示。通常情况下,气温随高度升高而降低,即

γ> 0; 有时会出现气温随高度增加而升高的现象, 称为逆温(Inversion,

T em perature Inversion ),出现逆温的空气层称为逆温层,逆温层内,γ< 0;

等温层内,γ= 0。逆温层和等温层能阻碍对流运动的发展,对天气变化有一

定影响。实际大气中,垂直方向上可能会出现γ值各不相同的层次,如图1-2 所示。

2.对流层中有强烈的对流和乱流运动,因而有利于上下层间热量和水汽交换及杂质的向

上输送,对成云致雨有重要作用。

3.气象要素(如温度、湿度等)在水平方向上分布不均匀。如高纬大陆上空气寒冷干燥,低

纬洋面上空气高温潮湿;特别是在冷、暖气团交汇地带,形成锋区,温度、湿度水平梯度很大,往

往伴有严重的天气现象。

在对流层内,根据大气运动的不同特征又将其分为摩擦层和自由大气两个层次。摩擦层

(F riction L ayer)是指对流层底部贴近地表面的气层,这里的空气运动受地面摩擦和空气分子

的湍流粘滞作用较大,随着高度的增加,摩擦作用减小,因此摩擦层中风随高度的增加而增大,

摩擦层的厚度大约为1km 。在摩擦层以上,由于距地面较远和空气密度变小,摩擦作用很小,

通常可忽略不计,称为自由大气(F ree A tm osphere)。在自由大气中,大气的运动规律显得比较

清楚,通常用对流层中部(5～6k m )的气流状况表征整个对流层大气运动的趋势。在对流层的

上层(指6km 以上)常出现风速≥30m / s 的强风带,称为高空急流。

此外, 在对流层和平流层之间有一个厚度约为1 ～ 2km 的过渡层, 称为对流层顶

(T ropopause)。这里的主要特征是气温随高度的变化很小或出现等温,甚至逆温。我们经常观

察到的发展旺盛的积雨云顶部被阻而平衍成砧状的现象,就是由于对流层顶的逆温层阻挡了

其下方的对流运动继续发展的结果。

第三节 大气状态方程

大气状态方程是气象学的基本方程之一,它反映了大气的基本物理性质及大气状态变化

4

的基本规律。

一、干空气的状态方程

单位体积的干空气,其状态方程可写为如下形式:

p = ρdRdT (1-1)

式中: p 、ρd、T 和Rd 分别表示干空气的压强、密度、温度和比气体常数。

式(1-1)表明,在气温一定时,气体的压强大小与它的密度成正比;空气的密度一定时,气

体的压强与气温的高低成正比。

二、湿空气的状态方程

实际大气中,尤其是近地面气层中总是含有水汽的。水汽的密度小于干空气密度,两者之

比为0.622,因此水汽的存在总是使实际大气的密度变小。可以证明,湿空气的状态方程具有

与干空气状态方程同样的形式,即:

p = ρw RdT v (1-2)

式中: p 表示湿空气的压强;ρw 表示湿空气密度;T v 称为虚温,用它代替湿空气的实际温度

T ,T v= T 1+ 0.378

e

p

,e 为水汽压。实际上,因为

e

p

很少超过0.02,所以Tv 与T 之差很少超

过2～3℃,由此可以说明,空气中水汽含量越大(即水汽压e 值大),T v 与T 之间差值越大,所

以,在低层大气,尤其是夏季,e 值较大时,必须用湿空气状态方程表示大气的状态变化。

由式(1-1)和式(1-2)可以看出,当气压和气温相同时,空气越潮湿(e 越大), 则其密度越

小;在气压相同的情况下,暖湿空气的密度比干冷空气的密度小得多。以上结论具有重要的理

论和实践意义。

同样,水汽的状态方程可写为:

e= aRaT (1-3)

式中: e、a 和Ra 分别表示水汽的压强、密度和水汽的比气体常数。