大气物理学复习纲要.doc

大气物理学第一章 大气概述1、了解地球大气的演化包围地球的气壳称为地球大气，就是人们所说的空气。现在的大气是由原始大气经历一系列复杂变化才形成的。 时间：原始大气出现于距今约46亿年年以前，比人类出现的时间约早三个量级（人类出现距今数百万年），比人类最初出现文字记载的时间约早六个量级（文字出现距今数千年）。地球大气的演化经历了原始大气、次生大气和现在大气三代。原始大气：（46亿年前）地球形成初期的原始大气应是以宇宙中最丰富的轻物质H2,He和CO为主。由于太阳风和地球升温的作用，使原始大气逐渐上升到宇宙空间膨胀并逃逸散失。估计在45亿年前或更晚些时候，地球上是没有大气的。次生大气：（45-20亿年前）地球逐渐冷却以后，由于造山运动、火山喷发和从地幔中释放出地壳内原来吸咐的气体，形成了次生大气，其主要成分是CO2、CH4、NH3和H2O等。火山喷发物中含有大量的水汽及少量CO2,氮硫化合物等，其中水汽沉降为地表水，即海洋和湖泊。此时CO2浓度达到现在的10倍，CO2和水汽产生温室效应而使地球表面温度逐渐升高到300C左右。在此高温下，大量CO2气体又通过化学反应生成碳酸盐累积在地壳中，降低了大气中的CO2含量。 现在大气：以N2和O2为主。出现生命之前，地球上大气中游离态氧极少，少量氧气也是由太阳辐射裂解水汽产生。后来，地球上氧气主要是由植物光合作用产生的，生物圈的作用使地球大气进一步演化。此后，臭氧层浓度增加，促进了生命诞生以及氧气释放。2、掌握地球大气的成分及其重要性（干洁大气、水汽、气溶胶）。大约在85公里以下的大气层，对流、湍流盛行，大气湍流扩散作用远大于分子扩散作用，这层大气的组分比例相同，称匀和层(曾称均质层)。匀和层内干洁空气的平均分子量约28.96。约110公里以上的大气层，分子扩散作用超过湍流扩散作用，称非匀和层，这层大气的组分经重力分离后,轻的在上、重的在下，干洁空气的平均分子量随高度的增加而减小。85110公里是从湍流混合为主过渡到分子扩散为主的过渡带，称湍流层顶。湍流层顶附近湍流扩散和分子扩散具有同样重要性，大气成分具有从匀和层向非匀和层过渡的特点。匀和层大气成分基本不变的气体成分：主要成分氮、氧、氩占大气总体积的99.96。其余气体均是微量。在85公里以下，氮、氧等主要气体各自所占的体积比在各高度上基本相同。可变的气体成分主要有二气化碳、水汽、臭氧等。这些气体含量虽少，它们对大气物理状况的影响却很大。匀和层大气成分：大气中除了氧、氮等气体外，还悬浮着水滴（如云滴、雾滴）、冰晶和固体微粒(如尘埃、孢子、花粉等)。大气中的悬浮物常称为气溶胶质粒。没有水汽和悬浮物的空气，称干洁空气。二氧化碳。在1120公里以下，二氧化碳的分布比较均匀，相对含量基本不变。由于工业的发展、化石燃料（如：煤、石油、天然气）燃量的增加、森林覆盖面积的减少，二氧化碳在大气中的含量有增加的趋势。其中，人类对CO2增加发挥着重要作用。 臭氧。主要分布在1050公里之间，尤其集中在2030公里范围内。臭氧强烈吸收太阳紫外辐射(0.20.29um)，保护地球上的生命免受过量紫外辐射的伤害，并使平流层大气的温度较快地随高度增加。大气低层的臭氧含量少，其主要来源是平流层湍流和大气光化学反应。高空的臭氧主要由光化作用形成。大气中的臭氧总量很少，其分布随纬度和时间而异，主要在赤道上空形成，通过大气环流向高纬输送。 水汽。最为活跃，地球上生命对水的依赖和水的三相改变，使水汽不同于其他微量气体而具有重要性。 其他成分。随着工业的发展和化石燃料耗量的增多，污染性气体（例如二氧化硫、二氧化氮、一氧化氮、一氧化二氮、硫化氢、氨、一氧化碳等）将日渐增多。气溶胶质粒：匀和层内除气体成分外，悬浮着大量气溶胶质粒，其主要来源是地面。气溶胶的含量和分布随时间、地点、天气条件而变。大气气溶胶质粒的总浓度一般是低空多、高空少，陆地多、海上少，城市多、乡村少。它们使能见度变坏，影响辐射传输，有的能起凝结核的作用。非匀和层大气成分：110公里以上的大气,各成分的铅直分布是按分子量（或原子量）的大小由下而上排列的。由此高度向上，原子氧逐渐增加，再向上依次为原子氧层、原子氦层（距地表10002400公里）和原子氢层（2400公里以上）。3、掌握主要的气象要素和空气状态方程。气象要素：是指表示大气属性和大气现象的物理量，如气温、气压、湿度、风向、风速、云量、降水量、能见度、日照、辐射、蒸发等。 气温：空气冷的程度，实质上是空气分子平均动能的表现。当空气获得热量时，其分子运动的平均速度增大，平均动能增加，气温也就升高。气温的单位我国一般采用摄氏度。 气压：指大气的压强（P）。是空气的分子运动与地球重力场综合作用的结果。静止大气中任意高度上的气压值等于其单位面积上所承受的大气柱的重量。气压值一般采用水银气压表测量。单位为百帕（hPa）。(海拔越高，气压越低；冬季要比夏季气压高；高纬度气压低)水汽压：大气中水汽的分压强称为水汽压，常以e表示。假设湿空气中水汽的摩尔分数为：，式中,分别是水汽和干空气的摩尔数，MV是水汽的摩尔质量。则水汽的分压强应为： 湿度：表示大气中水汽量多少的物理量。与云、降水等关系密切。大气湿度通常用下述物理量表示：A. 水汽压（e）和饱和水汽压; B. 相对湿度; C. 饱和差; D. 混合比与比湿; E. 露点.其中，比湿为水汽与湿空气的质量比：混合比为水汽与干空气的质量比：，那么r与q有对应关系：相对湿度：在一定温度和压强下，水汽和饱和水汽的摩尔分数之比称为水面的相对湿度： 降水：指从天空降落到地面的液态或固态水，包括雨、雪、冰雹等。降水量以毫米为单位。 风：空气的水平运动。风是向量，有数值大小（风速）和方向（风向）。 云量：云是悬浮在大气中的小水滴、冰晶微粒或二者混合物的可见聚合群体，底部不接触地面（接触地面则为雾），且有一定厚度。 能见度：指视力正常的人在当时天气条件下，能够从天空背景中看到和辨出目标物的最大水平距离。单位用米或千米表示。蒸发：液体表面的气化现象。气象上指水由液体变成气体的过程。辐射：能量或物质微粒从辐射体向空间各方向发送的过程。气象上通常称太阳辐射为短波辐射，地球表面辐射和大气辐射为长波辐射。日照：表示太阳照射的时间的量，气象上通常提供的是观测到的实照时数。空气状态方程：干空气状态方程：空气可以看成是有多种化学成分的混合理想气体。根据道尔顿分压定律，混合理想气体的压强等于组成混合气体的各成分的分压强之和：混合理想气体的状态方程： 湿空气的状态方程：水汽和干空气组成的混合理想气体称为湿空气，4、掌握大气静力学方程及其物理意义。大气压力：是指单位面积上直至大气上界整个空气柱的重量。大气在垂直方向上受到重力和垂直气压梯度力的作用并达到平衡时，称为大气处于流体静力平衡状态。大气静力学方程反映在重力作用下，大气处于流体静力平衡时气压随高度的变化规律。如图所示，厚度为z的气块，对其进行受力分析后得到： . 其中，A为气块的上下表面积由式得：假定：z 0，则这是静力学方程的主要形式。P(E+Z)ZAZgP(Z)大气静力学基本方程的物理意义就是在相对于地面呈静止状态的大气中，单位质量空气所受到的重力与垂直气压梯度力处于平衡。所以大气静力学基本方程又称大气静力平衡方程，简称静压方程。其方程式是：dp/dz=-g（表示空气密度）分析静力学方程可得到以下几点结论：1.当dz0时，dp0，说明随高度的增加气压是下降的。2.任意高度处的气压等于从该高度向上到大气上界的单位截面积垂直气柱的重量。3因g随高度的变化很小，所以气压随高度的增加而降低的快慢主要取决于空气的密度。密度大的气层，气压随高度的增加降低得快，密度小的气层，气压随高度的增加而降低得慢。5、掌握各种模式大气的压高公式及标准大气的定义。压高公式：描述气压随高度变化规律的公式。利用压高公式可以计算出不同高度的气压值，可以分析天气系统垂直结构。1） 均质大气的压高公式：所谓均质大气，即假定大气密度不随高度变化的大气。对静力学方程积分： （此即均质大气压高公式）2） 等温大气的压高公式：气温不随高度变化的大气称为等温大气。由 积分后：3） 多元大气压高公式：温度随高度线性递减的大气称为多元大气。当温度的垂直递减率为：那么静力学方程dP=-gdz可表示为。积分后可得：。此式即多元大气压高公式。几种大气的气压随高度递减情况：1） 由压高公式可以看出，在均质大气中气压随高度线性递减2） 等温大气气压随高度按指数递减，当Z趋近于0时，气压为零3） 多元大气中，气压随高度变化与温度的垂直递减率有关，温度随高度递减得快，气压随高度递减得也快。Z多元等温H均质P0P0标准大气：假定某地区(如中纬度)垂直方向上气温、气压、湿度等近似平均分布的一种模式大气。如1976年美国标准大气推广委员会所设定的标准大气为：空气中无水汽；86KM以下大气为均匀混合物，呈静力平衡和层状分布；11KM下气温随高度降低，0.65度/100m；11-20KM为等温大气。拉普拉斯压高公式是对较大垂直范围内气压力随高度变化的规律，通常是在大气静力方程的基础上推导出来的气压高度公式。由于推导时要用到密度或温度随高度分布的数据，这些数据在大气中是经常变化的。因此，只能在一定假定条件下求出一些典型的压高公式。等温大气中气压随高度递减的关系由公式表示。Z2-Z1=18400(1+at)lg(p1 /p2)或P2=P1 10-(Z2-Z1)/(18400(1+at)式中，P1为Z1高度上的气压，P2为Z2高度上的气压，a=1/273，t为Z1到Z2间的空气柱平均温度。若把大气分成若干层，分别求出各层的平均温度，代入公式依次求出各层气压随高度的分布情况，将各层的结果累计起来，就得到整个气层的压高关系。所以等温大气压高公式能近似地用于实际大气。从上式可见，在等温大气中，气压是按指数规律随高度而降低的。此公式在气象上的主要用途是：根据不同高度上两点的气压值和它们之间的气柱的平均温度，求其间的高度差；还可以根据某一高度上的气压值和气柱的平均温度来推算另一高度上的气压值。气象上应用的大气静力学方程：-dP=gdZ。方程说明：气压随高度递减的快慢取决于空气密度（）和重力加速度（g）的变化。重力加速度（g）随高度的变化量一般很小，因而气压随高度递减的快慢主要决定于空气的密度。在密度大的气层里，气压随高递减得快，反之则递减得慢。6、熟悉气压的时空分布。大气压强在三维空间的分布称为空间气压场。气压变化的实质就是该地上空空气柱重量增加或减少的反映，而空气柱的重量是其质量和重力加速度的乘积。重力加速度通常可以看作是定值，因而一地的气压变化就决定于其上空气柱中质量的变化，气柱中质量增多了，气压就升高。质量减少了，气压就下降。空气柱质量的变化主要是由热力和动力因子引起。热力因子是指温度的升高或降低引起的体积膨胀或收缩、密度的增大或减小以及伴随的气候辐合或辐散所造成的质量增多或减少。动力因子是指大气运动所引起的气柱质量的变化，根据空气运动的状况可归纳为三种情况：水平气流的辐合和辐散与气压变化、密度平流与气压变化、垂直运动与气压变化。一气压随时间的变化：气压的周期性变化是指在气压随时间变化的曲线上呈现出有规律的周期性波动，明显的是以日为周期和以年为周期的波动。气压的非周期性变化常和大气环流及天气系统有联系，而且变化幅度大，如冬季的寒流等。（气压是冬高夏低）二. 气压系统及其随高度的变化：静力平衡下气压系统随高度的变化同温度分布密切相关。因此气压系统的空间结构往往由于与温度场的不同配置状况而有差异。当温度场与气压场配置重合（温度场的高温、低温中心分别与气压场的高压、低压中心相重合）时，称气压系统是温压场对称，此时该系统中水平面上等温线基本平行。系统中包括暖性高压、冷性低压和暖性低压、冷性高压。当温度场与气压场的配置不重合时，称气压系统是温压场不对称，此时中心轴线不是铅直的，而发生偏斜。7、掌握大气的垂直分层（页详细）地球大气按其基本特性可分为若干层，但按不同的特性有不同的分层方法。常见的分层方法有：按热状态特征，可分为对流层、平流层 、中间层 、热层和 外层（又称外逸层或逃逸层）。接近地面、对流运动最显著的大气区域为对流层，对流层上界称对流层顶，在赤道地区高度约1718千米，在极地约8千米，中纬约11千米；从对流层顶 至约50千米的大气层称平流层，平流层内大气多作水平运动，对流十分微弱，臭氧层即位于这一区域内；中间层又称中层，是从平流层顶至约80千米的大气区域；热层是中间层顶至300500千米的大气层；热层顶以上的大气层称外层大气。按大气成分随高度分布特征，可分为匀和层和非匀和层。匀和层是指从地面到约80千米的大气层，因其大气各成分所占的体积百分比保持不变。匀和层的平均分子量为28.966克摩尔，为一常数。非匀和层为80千米以上的大气区域，不同大气成分所占的体积百分比随高度而变，平均分子量不再是常数。按大气的电离特征，可分为电离层和中性层。中性层又称非电离层 ，是指以中性成分为 主的大气层。电离层又可分为D 层、E层和F层。第二章 大气辐射与光学1、掌握辐射的基本概念。任何物体，只要温度大于绝对零度，都以电磁波形式向四周放射能量，同时以接收来自周围的电磁波，这是由物质本身的电子、原子、分子运动产生的。物体可以通过空间以电磁波方式传递能量，无需介质作为媒介，这种传递能量的方式称为辐射，它所传递的能量称为辐射能。太阳不断向地球辐射能量，地球本身也向空间发射辐射，而且在大气和地面之间以及不同气层之间，辐射传输也是能量交换的主要方式。2、掌握辐射的物理规律。1）吸收率、反射率和透射率：射至物体的辐射能，一部分会被物体吸收变为内能或其他形成的能量，一部分会被反射回去，而另一部分则会透过物体。从能量守恒定律考虑应为：定义：吸收率为A=Qa/Q0,反射率R=Qr/Q0,透射率T=Qt/Q0。如果某一物体对任何波长的辐射都能全部吸收，即A=1,则称该物体为绝对黑体。2）平衡辐射的基本规律：当物体放射出的辐射能正好等于吸收的辐射能时，该物体处于辐射平衡。这时物体处于热平衡态。平衡辐射也称为温度辐射。物体处于热平衡态下发射和吸收辐射的物理规律有：(1)基尔霍夫定律：热平衡条件下，任何物体的辐射率FT和它的吸收率AT之比是一个普适函数，该普适函数是温度和波长的函数，而与物体的性质无关。以公式表示为：。当某一物体对该波长为黑体（At=1）时，其辐射率就等于,因此，任一物体的辐射率/吸收率等于同一温度下黑体的辐射率。（2）普朗克定律：黑体辐射辐射率随波长和温度而变化的函数关系。（3）维恩位移定律：从热力学理论导出黑体辐射峰值波长为max, max与温度的乘积为一常数，若黑体温度越高，则最大辐射的波长向短波移动。 （4）斯蒂芬波尔兹曼定律：黑体辐射通量密度F(T)=T4, 称为斯蒂芬波尔兹曼常数。此定律表示黑体的辐射率与其温度的四次方成正比，即可以由温度求出绝对黑体的积分辐射率。3、掌握地球大气与辐射的相互作用（这上面的都没改）辐射进入大气，即与大气产生作用，主要是大气各种成分对辐射的吸收、散射和折射，使辐射在大气中传输受到削弱。1） 大气对辐射的吸收：大气中含量最多的是N2和O2分子，它们吸收带位于紫外和可见光辐射区；大气中吸收长波辐射的主要气体是CO2（吸红外线）、H20（吸红外线）和O3；大气中吸收短波辐射的主要气体是H20,其次是O2(吸紫外线)和O3(吸紫外线)。除了上述过程外，原子或分子还有光化学反应及光致电离两种途径吸收或发射电磁辐射。大气窗区（8-12um）的存在对维持地气系统的辐射平衡十分重要。2） 大气对辐射的散射：电磁辐射在遇到大气中的气体分子以及悬浮的尘埃、云滴、雨滴、冰粒及雪花等粒子时，会产生散射，使一部分入射波能发散，原方向的辐射能被削弱。太阳光的散射虽然减弱了直接辐射，却使大气层变得明亮。4、熟悉太阳辐射在地球大气中的传输。太阳辐射可认为是一种平行光辐射。理想的平行光束进入地球大气之后，由于大气中气体成分的吸收和散射，造成太阳直接辐射的衰减。吸收是把太阳能转为气体分子的热能和化学能，散射则是将辐射能发散到四面八方。地球-大气系统包括地面、各种气体分子以及云和气溶胶，地球-大气系统所处的温度为200-300K，其辐射能量主要集中在4-120UM之间，这种辐射常称为长波辐射或地球辐射。长波辐射传输特征：（1）大气中的气体分子和尺度较小的气溶胶粒子，半径都比较小，比长波辐射的波长要小得多。（2）在讨论太阳辐射在大气中的传输所受的削弱时，未考虑大气本身发射的短波辐射。（3）地球表面和大气作为热辐射源，它所发射的长波辐射具有漫射性质，即大气中任一平面发射的辐射都是向各个方向的。总之，长波辐射在大气中的传输是种漫 辐射，是在无散射但有吸收又有放射的介质中的传输。相关概念：阳伞效应：由于云和气溶胶对太阳辐射的强散射作用，导致到达地面的太阳辐射能减少，称为阳伞效应或反射效应。在地球-大气系统对太阳辐射的吸收中，大气吸收只占20%，地球表面吸收了约50%，这点在地球能量平衡中很重要。太阳常数S0定义为在日地平均距离处大气上界与太阳光垂直面上的太阳辐射总辐照度。5、了解地气系统的长波辐射。大气辐射英文名称：atmospheric radiation 其他名称：长波辐射。定义：大气发射的能量主要集中在4120m波长范围内的辐射。大气辐射（atmospheric radiation）大气吸收地面长波辐射的同时，又以辐射的方式向外放射能量。大气这种向外放射能量的方式，称为大气辐射。由于大气本身的温度也低，放射的辐射能的波长较长，故也称为长波辐射。6、掌握地面辐射差额和能量平衡模式及其结论。系统或物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为辐射差额，也称净辐射。辐射差额=辐射收入-辐射支出地球由于温度平稳，所以应是处于辐射平衡的，但是地面在一定时间一定区域总存在着辐射差额，这将导致该地的温度随时间变化。地面收入辐射能减去支出辐射能，所得辐射能的差值，称为地面辐射差额FB. 为地面发射的长波辐射，由斯波兹曼定律求出。 F0为地面有效辐射，定义为地面向上的长波辐射和大气逆辐射之差。 大气逆辐射则是入射到地面的长波辐射，也就是来自整层大气的辐射。能量平衡模式：地表面除了辐射造成的能量收支之外，还有地表和贴地层空气的热量交换（感热）。地表和深层土壤之间的热交换和因地表水分蒸发，由相变引起的地表能量损失（潜热）。7.掌握瑞利散射和米散射的基本规律。光束通过不均匀媒质时，部分光束将偏离原来方向而分散传播，从侧向也可以看到光的现象，叫做光的散射。（大气中光的散射是普遍现象。大多数进入人眼的光，不是直接光而是散射光。）散射光的特征、散射规律则与散射粒子的半径（r）、入射光的波长（）有关。常用尺度参数=2r/作为特征量，根据a的大小，将散射分类：当400时，可用几何光学处理。瑞利散射时，散射光强与入射光波长的四次方成反比。波长愈短的电磁波，散射愈强烈。由于蓝光波长较短，其散射强度比波长较长的红光强，因此散射光中蓝光的成份较多。瑞利散射的结果，减弱了太阳投射到地表的能量，使地面的紫外线极弱而不能作为遥感可用波段；使到达地表可见光的辐射波长峰值向波长较长的一侧移动。米散射：当球形粒子的尺度与波长可比拟时，发生的散射为米散射。此时必须考虑散射粒子体内电荷的三维分布。此散射情况下，散射粒子应考虑为由许多聚集在一起的复杂分子构成，它们在入射电磁场的作用下,形成振荡的多极子,多极子辐射的电磁波相叠加，就构成散射波。米散射强度比瑞利散射大得多，散射强度随波长的变化不如瑞利散射那样剧烈。8、熟悉实际大气中的散射过程大气散射（atmospheric scattering），太阳辐射通过大气时遇到空气分子、尘粒、云滴等质点时，都要发生散射。但散射并不象吸收那样把辐射能转变为热能，而只是改变辐射方向，使太阳辐射以质点为中心向四面八方传播开来。经过散射之后，有一部分太阳辐射就到不了地面。如果太阳辐射遇到的是直径比波长小的空气分子，则辐射的波长愈短，被散射愈厉害。其散射能力与波长的对比关系是：对于一定大小的分子来说，散射能力和波长的四次方成反比，这种散射是有选择性的。例如波长为0.7微米时的散射能力为1，波长为0.3微米时的散射能力就为30。因此，太阳辐射通过大气时，由于空气分子散射的结果，波长较短的光被散射得较多。雨后天晴，天空呈青蓝色就是因为辐射中青蓝色波长较短，容易被大气散射的缘故。如果太阳辐射遇到直径比波长大的质点，虽然也被散射，但这种散射是没有选择性的，即辐射的各种波长都同样被散射。如空气中存在较多的尘埃或雾粒，一定范围的长短波都被同样的散射，使天空呈灰白色的。有时为了区别有选择性的散射和没有选择性的散射，将前者称为散射，后者称为漫射。9、了解大气光学现象的产生原因大气层对光的散射和吸收，出现了一系列的大气光学现象，包括白昼天空的发光、曙光、暮色等。大气光学现象的产生与光的传播以及光与介质相互作用的规律是分不开的。蓝天、白云、红日其实都是太阳光被大气散射的结果。当阳光进入地球的大气层后,空气和水蒸气的分子吸收部分阳光，再向四面八方辐射，这种现象称为散射。虹霓现象是大气中的水滴对阳光折射、色散和全反射所产生的综合效应。曙暮光的天空亮度和色彩变化与大气的结构有关。第三章 大气热力学1、熟悉大气热力学基本规律。热力学第一定律 ：也叫能量不灭原理，就是能量守恒定律。定义自然界一切物体都具有能量，能量有各种不同形式，它能从一种形式转化为另一种形式，从一个物体传递给另一个物体，在转化和传递过程中能量的总和不变。U = Q+ W（这里的W是外界对系统做的功）（分孤立系、封闭系、开放系3种）热力学第二定律：不可能把热从低温物体传到高温物体而不产生其他影响；不可能从单一热源取热使之完全转换为有用的功而不产生其他影响；不可逆热力过程中熵的微增量总是大于零。2、掌握干空气和未饱和湿空气及饱和湿空气的绝热变化。绝热过程：由于空气能通过湍流交换、辐射和分子热传导与环境交换热量，故不是绝热的。但对于运动着的气块，特别是垂直运动的空气，其空气压缩或膨胀对温度产生的影响远大于空气与外界环境交换热量产生的影响。因此忽略其他作用假设气块是绝热的。在绝热过程中，若讨论的是未饱和湿空气（无相变），这样的过程称为干绝热过程，干绝热过程是可逆过程，绝热过程中温度的改变完全由环境气压的改变所决定。湿空气绝热过程中上升达到凝结高度以后，水汽就开始凝结并放出潜热。它满足泊松方程。对未饱和湿空气来说,只要在垂直运动过程中未达到饱和,均可作为干绝热过程处理。在干绝热过程中,气块每上升(或下降)100米,温度大约下降(或上升)1。湿绝热过程是饱和湿空气的可逆绝热过程。大气中未饱和湿空气按干绝热过程上升时，相对湿度逐渐加大，达到饱和后水汽凝结并放出潜热。此潜热使湿绝热过程的铅直减温率小于干绝热减温率。在湿绝热上升时，液态水全部保留，当气块下沉时液态水将蒸发，并沿着逆过程回到原来的状态，因而是可逆过程。若液态水一旦形成就脱离气块而下降，就是不可逆过程，而且也不是真正绝热的，称为假绝热过程。实际大气往往介于两者之间，作上升运动时，两者的铅直减温率数值极为接近。3、掌握干、湿绝热过程和方程,抬升凝结高度、位温、假相当位温等温湿参量。水汽不发生相变的过程简称干过程，过程前面的“干”字是指“水汽不发生相变”。未饱和气块所经历的绝热过程必然是干绝热过程，该气块又必然是一个封闭系，该气块的比湿q、比气体常量Rm、定压比热Cpm都保持不变。干绝热过程方程： （搞不懂公式）一个不含液态水的饱和气块，可逆绝热（等熵）上升，变成云块（含液态水的饱和气块）。云块在可逆绝热过程中其内部发生水相变化，这一发生水相变化的等熵过程称为可逆湿绝热过程（又称可逆饱和绝热过程），其中的“湿”字是指“存在水相变化”。抬升凝结高度： lifting condensation level(LCL); lifting condensation level未饱和湿空气绝热抬升达到饱和时的高度。水汽开始凝结的高度称为凝结高度。凝结高度的高低取决于近地空气层的湿度大小。湿度大，凝结高度低；反之，则高。凝结高度的计算公式h=123（t00）。式中h为凝结高度，t0为百叶箱温度，0为近地面空气层的露点温度。位温（potential temperature)是将一块干空气从其原来位置绝热压缩或膨胀到气压为标准气压（1000hPa）时所具有的温度。在绝热过程中，气块的温度T与气压P之间有公式=T(1000/P)0.286 即为位温。由于空气块在作绝热运动时，位温是保持不变的，也即是守恒的，因此可以利用来鉴别气块。同时，也可利用的垂直分布特点，来决定大气静力稳定度。如 Z0，是干静力稳定的；如 Z0，是干静力不稳定的；Z =0，是中性层结。假相当位温（pseudo-equivalent potential temperature）未饱和湿空气块上升，直到气块内水汽全部凝结降落后，再按干绝热下沉到1000百帕处，此时气块所具有的温度称为该气块的假相当位温，通常以se表示。它相当于湿空气通过假绝热过程将其水汽全部凝结降落后所具有的位温。在假相当位温中，不仅考虑了气压对温度的影响，也考虑了水汽的凝结和蒸发对温度的影响。它实际上是把温度、气压、湿度包括在一起的一个综合物理量。对于干绝热、湿绝热、假绝热过程同一气块的se值都保守不变。se的这一特性常被用来鉴别气团，因气团移动中其se值等于常数。相当位温是某一高度的气团下降（或上升）至参照气压值的位置时，经过绝热膨胀（或收缩）以及所含的水汽全部凝结为水滴释出潜热后，所具有的温度。从相当温度而言，相当位温也就是指某一高度的气团绝对移动至参照气压值位置时所具有的相当温度。与大气稳定度的关系实际上，相当位温可作为饱和气团所处的大气稳定度指标。如果相当位温随着高度而上升，即表示气团身处的大气是稳定的；反之，若相当位温随高度下跌，即表示所处的大气并不稳定4、掌握热力学图解及应用，会用T-lnP图求各特征量及判定气层稳定度。大气热力学图解是利用探空资料迅速而直观地研究局地大气垂直结构及其特性的良好工具。有以下特征：1.坐标最好是能实测到的气象要素，如温度、压强、湿度等，纵坐标最好大致和高度成正比，以便形象了解大气垂直结构；2.图解上各种线条是直线或近似直线。3.各组线条之间夹角尽可能大，以便于区分各种热力学过程。4.图解上面积最好和能量成正比，以便计算能量。常用的有温度对数压力图解、温熵图解、假绝热图解等。温度对数压力图解又称为埃玛图，以温度为横坐标，气压为纵坐标，即x=T或 Td,干绝热线的方程可由温定义式取对数后得到：等饱和比湿线是一组双曲线，它的方程是判定气层稳定度常用的方法是气块法：用“气块法”判断大气的静力稳定度，通常运用气块模型：令气块离开平衡位置作微小的虚拟位移，（1）如果气块到达新位置后有继续移动的趋势，则此气块的大气层结是不稳定的，它表明稍有扰动就会导致垂直运动的发展；（2）如果相反，气块有回到原平衡位置的趋势，则这种大气层结是稳定的；（3）如果气块既不远离平衡位置也无返回原平衡位置的趋势，而是随遇平衡，就是中性的。5、掌握大气静力稳定度的判别方法及引起稳定度变化的因子。处于静力平衡状态的大气中，一些空气团块受到动力因子或热力因子的扰动，就会产生向上或向下的垂直运动。这种偏离其平衡位置的垂直运动能否继续发展，是由大气层结即大气温度和湿度的垂直分布所决定的。层结大气所具有的这种影响垂直运动的特性称为大气的静力稳定度，也称层结稳定度。通常采用气块法判别大气静力稳定度，令气块离开平衡位置作微小的虚拟位移，如果气块到达新位置后有继续移动的趋势，则此气层的大气层结是不稳定的，它表明稍有扰动就会导致垂直运动的发展。如果相反，气块有回到原平衡位置的趋势，则这种大气层结是稳定的。大气层结稳定度判据：1）当时，为不稳定大气层结（加速离开原平衡位置）；2）当=时，为中性层结（垂直运动既不发展也不衰减）；3）若d时，绝对不稳定；B. 当dS,条件性不稳定；C. 当S时，绝对稳定。影响稳定度变化的因子:辐射和温度平流。第四章大气动力学1. 理解大气动力学基本方程组（168页）控制大气运动的方程组(简称为控制方程组)主要有，旋转坐标系中的流体力学方程、连续方程、状态方程和热流量方程2. 掌握大气运动的尺度分析及近似大气运动具有流体运动的共性，其运动形态都可用大气动力-热力学方程组去研究。但不同尺度的运动形态中方程各项所起的作用不一样，不可能把所有的大气运动都放在一起去研究，合理方法是把这些运动形态按其水平、垂直的伸展范围以及运动持续时间，分成若干级别，分别进行研究，这就是尺度分析的观念。3. 掌握地转风和热成风地转风：（ geostrophic wind ）在离地面约1KM以上的大气中，地球表面对大气运动的摩擦作用已可以忽略不计，这部分大气称为自由大气。在自由大气中，运动基本上水平的。如果运动是大致平直的，离心力也可以忽略。于是作用在运动大气上的主要力就只有气压梯度力和科氏力，这两种力的平衡称为地转平衡，地转平衡情况下形成的水平匀速直线运动称为地转风。定义：自由大气中，在水平气压梯度力和水平科氏力平衡的情况下空气的水平运动称为地转风。 热成风：（thermal wind）假设有两个等压面，两等压面之间地转风的矢量差则称为两等压面之间的热成风。定义：某一气层上、下两界面上的地转风的矢量差。4. 理解大气波动大气波动（atmospheric wave）：具有时空二重周期性的一种大气流型。地球大气在重力、惯性力、科里奥利力或层结等因素作用下所发生的各种振荡。主要包括声波、重力波、惯性重力波、声重力波、行星波、开尔文波和罗斯比-重力混合波。声波：在可压缩的大气中，声源的振动，使邻近空气产生压缩和膨胀，形成了具有弹性振荡性质的大气波动，称为声波（见大气声学）。它属于纵波，可以沿任一方向传播。 重力波：在具有一定层结（空气密度或气温具有一定的铅直分布）的大气中，空气在重力和铅直惯性力作用下，围绕某一平衡位置将产生振荡现象，这种振荡向四周传播形成波动，称为重力波，它属于横波。第五章大气边界层1. 掌握大气边界层特征大气边界层可定义为：存在各种尺度的湍流，湍流输送起着重要作用并导致气象要素日变化显著的低层大气。与一般流体边界层不同，要考虑大气层结、地球重力场和地球自转的影响。在这一层中，湍流交换在大气的动量、热量、水汽及其他微量气体的平衡中起重要作用。大气中的热量和水分主要来源于下垫面，而动量主要来源于上层气流的运动。动量输送到低层，以补偿下垫面的不光滑而摩擦消耗的动量。大气边界层基本特征表现为气象要素存在明显的日变化。与下垫面通过湍流交换造成大气边界层内温度的日变化，下垫面的变化传递到边界层顶的过程将受到涡旋的空间和时间尺度的影响；大型气压场形成的大气运动动量通过湍流切应力的作用源源不断向下传递，经大气边界层到达地面并由于摩擦而部分损耗，相应造成大气边界层内风的日变化。大气边界层与其上部的自由大气之间也存在着相互作用。稳定边界层上部经常存在明显的波动，在层顶较强的风切变作用下，间歇性湍流与波动在边界层顶上下交替出现；不稳定的对流边界层则因发展过程中上部暖空气向下的卷夹以及层顶的不断抬升，使边界层上部与自由大气之间相互作用。大气边界层的运动状态一般是湍流的。风和气流有明显的日变化。边界层的多层结构演变也存在日变化。在大气边界层中，气象要素分布具有一定的特点，如近地面层的气温、水汽含量和风速的铅直梯度特别大；风速随高度变化有其特殊规律等等。 边界层的大气，既要受气压梯度力、科里奥利力和湍流粘性力的作用，又要受地面的摩擦作用和由辐射引起的温度分布不均匀性的影响，运动非常复杂，具有涡旋和可压缩流体的湍流特征，故大气边界层物理是建立在大气湍流理论基础上的。2. 了解近地面层及其廓线规律近地面层全称大气近地面层（ atmospheric surface layer），又称常应力层（constant stress layer）或常通量层（constant fluxes layer），是大气边界层最接近地表面的部分。近地面层其各种属性（动量、热量等）的湍流铅直通量近似为常数。由此可导得适合于该层的风速和温度廓线规律。也是湍流动量通量(湍流切应力)、热通量和水汽通量近似不随高度变化的气层。按照稳定度性质区分为不稳定近地面层、中性近地面层和稳定近地面层。厚度在十米至百米左右，不稳定或地面粗糙度大的情形下厚度较大，稳定或地面粗糙度小的时候较浅薄。近地面层中温度、湿度、风速等气象要素随高度的变化很大，湍流运动对该层的性质起着决定性的作用，进而又决定了整个大气边界层的特征。近地面层是人类和生物直接接触的气层和大气污染影响最主要的表现场所。廓线是描述风向、风速、温度、湿度诸气象要素或污染物浓度垂直分布的曲线或函数。P243风廓线：地面对风的摩擦阻力随着离地面高度的增加而减小，从而使风速随高度的增加而变大，并且随着地面粗糙度的加大，风速随距地面高度变化的现象就越发显著。一定的地面粗糙长度下，风速随距地面高度H的变化称为风廓线。3. 理解中性大气边界层、对流边界层、稳定边界层的特点与异同大气边界层（atmospheric boundary layer）：靠近地球表面、受地面摩擦阻力影响的大气层区域。大气流过地面时，地面上各种粗糙元，如草、沙粒、庄稼、树木、房屋等会使大气流动受阻，这种摩擦阻力由于大气中的而向上传递，并随高度的增加而逐渐减弱，达到某一高度后便可忽略。此高度称为大气边界层厚度，它随气象条件、地形、地面粗糙度而变化，大致为3001000米。在陆上高压区域，大气边界层的日夜演化，结构常比较清晰， 主要包括混合层，剩余层和稳定边界层。对流边界层: 一般把含有混合层的边界层称为对流边界层。特点是层结不稳定，对流旺盛，位温和风向风速都变化甚小，常发生于晴朗的白天，其高度较层结稳定的边界层高，一般为12km，主要由热对流的高度决定，与地面的垂直湍流热通量和大气层结稳定度有关，边界层以下的大尺度下沉运动和平流作用对其高度也有所影响。日落后，地表受热停止，使得混合层内的乱流强度减弱， 原来为不稳定的大气，逐渐转为中性的大气； 此为白天混合层的残余，故称之为剩余层。稳定边界层：常发生在傍晚，地表一长波辐射冷却，逐渐降温，在地表形成逆温，发展成为夜间地面逆温层，这一层大气非常稳定，故称之为稳定边界层，曾内的乱流强度很微弱。混合高度(mixed depth)：行星边界层中发生湍流混合的厚度。当层结为中性或不稳定时，它是行星边界层高度的一个定义。当行星边界层为稳定层结时，它表示层内下部发生湍流混合的厚度，这时它比边界层高度要低。第六章 云和降水物理学与人工影响天气1、 了解水(分)循环相变。水分循环一般包括降水、径流、蒸发三个阶段。降水包括雨、雪、雾、雹等形式；径流是指沿地面和地下动着的水流，包括地表径流和地下径流；蒸发包括水面蒸发、植物蒸腾、土壤蒸发等。水的循环按其循环过程的不同，可分为大循环和小循环两种。从海洋蒸发上升的水汽被气流带到陆地，遇冷凝聚而以降水的方式落到地面。降落的水一部蒸发，重新回到空中，一部分形成地表径流汇入江河，流归海洋。这种海洋与陆地之间的水迁移与交换现象称为大循环。从海洋表面蒸发变成的水汽，上升到空中，遇冷凝聚后又降落到海洋上，或者从陆地上蒸发变成的水汽，上升到空中，遇冷凝聚后又降落到陆地上，这种海洋内部或陆地内部的水的迁移与交换现象称为小循环。水的大循环与小循环实际小是不能截然分开的，是互相联系的，小循环往往包含在大循环内部。水的循环的总的趋势是海洋向陆地输送水汽，而陆地又将一部分径流流回至大海。在水的循环过程中，地球上的大气圈、水圈和岩石圈之间，通过蒸发、降水、下渗也进行着水的交换。相变：物质从一种相转变为另一种相的过程。物质系统中物理、化学性质完全相同，与其他部分具有明显分界面的均匀部分称为相。与固、液、气三态对应，物质有固相、液相、气相。任何气体或气体混合物只有一个相，即气相。相变是物质系统不同相之间的相互转变。固、液、气三相之间转变时，常伴有吸热或放热以及体积突变。2、了解云的分类、形成和特征。云的分类是根据云的特性和形成过程将云区分归类的体系。云的形成：自然界中，上升的潮湿空气，随大气压力降低而绝热、膨胀、冷却，造成空气相对湿度升高，空气中的水汽达到饱和，进一步冷却产生了过多饱合水汽，过剩的水汽附着到凝结核上，开始凝结形成了许多小水滴组成的云。云的生成和增长是十分复杂的物理过程，它是依据当时大气中温度、湿度、气流、凝结核和冰核数量的多少等诸多因素的相互作用而形成了绚丽多彩的云状和具有瞬间多变的特点。熟练地掌握云的特征，就能够准确地识别各种云状，才能够不断提高观测云的水平。 二、云的分类云的分类有许多方法。第一种，根据云的微结构，分为：水云（由小水滴组成）、冰云（由小冰晶组成）、冰水混合云（由小冰晶和小水滴组成）3类。第二种，根据云体温度，分为：暖云、冷云2类。第三种，根据云形成的物理过程以及具有的形态特征，分为：积状云、层状云、波状云3类。第四种，根据云的外形特征、结构特点和云底高度，分为：低云、中云、高云3族。每个族又分若干个属，每个属又分若干个类。这是目前我国气象观测上使用的分类方法。根据中国气象局2003年7月颁布的地面气象观测规范，将云分为3族、10属、29类。具体分类和特征如下：1低云族：分为积云、积雨云、层积云、层云、雨层云5属。 积云（Cu）-垂直向上发展的、顶部呈圆弧形或圆拱形重叠凸起，而底部几乎是水平的云块。云体边界分明。如果积云和太阳处在相反的位置上，云的中部比隆起的边缘要明亮；反之，如果处在同一侧，云的中部显得黝黑但边缘带着鲜明的金黄色；如果光从旁边照映着积云，云体明暗就特别明显。积云是由气块上升、水汽凝结而成。 淡积云（Cu hum）-扁平的积云，垂直发展不盛，水平宽度大于垂直厚度。在阳光下呈白色，厚的云块中部有淡影，晴天常见。 碎积云（Fc）-破碎的不规则的积云块（片），个体不大，形状多变。 浓积云（Cu cong）-浓厚的积云，顶部呈重叠的圆弧形凸起，很象花椰菜；垂直发展旺盛时，个体臃肿、高耸，在阳光下边缘白而明亮。有时可产生阵性降水。 积雨云（Cb）-云体浓厚庞大，垂直发展极盛，远看很象耸立的高山。云顶由冰晶组成，有白色毛丝般光泽的丝缕结构，常呈铁砧状或马鬃状。云底阴暗混乱，起伏明显，有时呈悬球状结构。积雨云常产生雷暴、阵雨（雪），或有雨（雪）旛下垂。有时产生飑或降冰雹。云底偶有龙卷产生。 秃积雨云（Cb calv）-浓积云发展到鬃积雨云的过渡阶段，花椰菜形的轮廓渐渐变得模糊，顶部开始冻结，形成白色毛丝般的冰晶结构。秃积雨云存在的时间一般比较短。 鬃积雨云（Cb cap）-积雨云发展的成熟阶段，云顶有明显的白色毛丝般的冰晶结构，多呈马鬃状或砧状。 层积云（Sc）-团块、薄片或条形云组成的云群或云层，常成行、成群或波状排列。云块个体都相当大，其视宽度角多数大于5（相当于一臂距离处三指的视宽度）。云层有时满布全天，有时分布稀疏，常呈灰色、灰白色，常有若干部分比较阴暗。层积云有时可降雨、雪，通常量较小。层积云除直接生成外，也可由高积云、层云、雨层云演变而来，或由积云、积雨云扩展或平衍而成。 透光层积云（Sc tra）-云层厚度变化很大，云块之间有明显的缝隙；即使无缝隙，大部分云块边缘也比较明亮。 蔽光层积云(Sc op)-阴暗的大条形云轴或团块组成的连续云层，无缝隙，云层底部有明显的起伏。有时不一定满布全天。 积云性层积云(Sc cug)-由积云、积雨云因上面有稳定气层而扩展或云顶下塌平衍而成的层积云。多呈灰色条状，顶部常有积云特征。在傍晚，积云性层积云有时也可以不经过积云阶段直接形成。 堡状层积云(Sc cast)-垂直发展的积云形的云块，并列在一线上，有一个共同的底边，顶部凸起明显，远处看去好象城堡。 荚状层积云（Sc lent）-中间厚、边缘薄，形似豆荚、梭子状的云条。个体分明，分离散处。 层云（St）-低而均匀的云层，象雾，但不接地，呈灰色或灰白色。层云除直接生成外，也可由雾层缓慢抬升或由层积云演变而来。可降毛毛雨或米雪。碎层云（Fs）-不规则的松散碎片，形状多变，呈灰色或灰白色。由层云分裂或由雾抬升而成。山地的碎层云早晚也可直接生成。 雨层云（Ns）-厚而均匀的降水云层，完全遮蔽日月，呈暗灰色，布满全天，常有连续性降水。如因降水不及地在云底形成雨（雪）旛时，云底显得混乱，没有明确的界限。雨层云多数由高层云变成，有时也可由蔽光高积云、蔽光层积云演变而成。碎雨云（Fn