大气物理学主要知识点

主要知识点 理想气体状态方程 绝热过程与位温 饱和水汽压、冰面饱和水汽压 饱和绝热与假绝热 抬升凝结高度、自由对流高度、浮力能量、对流凝结高度 均质核化、异质核化 曲率效应、溶质效应 临界过饱和度/临界半径 Kohler曲线、霾的形成 云滴碰并增长、末速度 冰云核化、贝吉隆Bergeron过程 气溶胶、凝结核、云凝结核 气溶胶分类、源、汇、寿命、分布 气溶胶吸湿参数 气溶胶对云和降水的影响 气溶胶直接效应、间接效应 短波辐射、长波辐射、温室效应与温室气体 大气吸收谱与大气窗区 云对地球辐射的影响 Chapman机制、催化损耗循环、南极臭氧损耗机制、北极何时出现臭氧洞 边界层、地表能量平衡、地表水平衡 静力稳定度、动力不稳定 边界层日变化 海陆风、山谷风、城市热岛效应 Rayleigh散射、米散射 对流层顶定义、对流层顶分布特征 热带对流层顶层 第二讲 大气科学研究手段 探测设备研制研制少、技术落后、水平低 野外观测试验少、国外仪器、手段单调（促进国外改进设备） 遥感反演（卫星、飞机、地基、移动）国外观测、反演理论与方法少、验证工作多 资料同化（同化方案、资料库）国外模式、理论研究多、无国产品 诊断分析国外资料、国外卫星资料、国外模式资料、工作众多（促进国外完善资料） 数值模拟（模式研制、运行者）国外模式、研制改进少、运行者众多（促进国外完善模式）关于探测的一些注意事项1. 视事未必是事实2. 精确测量未必就是测量精确大气物理学范畴 大气物理学寻求从物理原理来解释大气中发生的各种时间与空间尺度的现象。大气物理学可以广泛地认为包括所有大气现象。流体力学、热力学、电磁学 大气科学领域传统上把大气物理学与大尺度动力学（中尺度、天气尺度、行星尺度）以及大气化学区分开来。 领域：大气辐射、气溶胶物理学、云物理学、大气电学、大气边界层物理学、小尺度大气动力学。大气化学 目的（社会需求）：提高天气、气候预测水平。大气物理学研究特点 实验科学，探测（实验）能力 研究水平 探测平台：地面观测、雷达；风筝、气球、平流层气球；飞机（无人机）、轮船、浮标、火箭、卫星 探测内容：常规要素（风温压湿、辐射）湍流通量云微物理量大气成分 实验室实验：化学反应（截面、常数、速率）、微物理（云滴、起电）大气物理学主要挑战 领域：大气辐射、气溶胶物理学、云物理学、大气电学、大气边界层物理学、小尺度大气动力学。 在每一个领域，我们对最基本问题所涉及的物理原理都有很好的认识。 但是，单独认识这些物理原理并不能保证对所观测到的大气现象有充分的认识，这是因为这些现象本质上是很复杂的，是各种物理过程之间错综复杂的相互作用的结果。另外，这些作用跨越很大的时间空间尺度，许多小尺度过程对大尺度过程有显著的群体效应（例如云滴的群体相互作用对云生命期的影响，云的演变对天气发展的影响，天气发展对气候的影响）。几个重要概念 能量收支：温室气体、反照率（冰雪）、云、气溶胶 水循环：蒸发、降水、径流 碳氮循环：排放、光合、源汇 多尺度、相互作用、非线性、复杂 参数化 非均匀：植被、城市化、沙漠绿洲、水面 复杂地形：深大地形 边界：地表、边界层顶、对流层顶 云的形成理想气体状态方程： 是描述理想气体在处于平衡态时，压强、体积、物质的量、温度间关系的状态方程。 pV=mRT，R是摩尔气体常数，取决于所考虑的气体。 气体密度=m/V，则p= RT 阿伏伽德罗假设：含有相同分子数的气体在相同温度和压强下体积相同。 气体摩尔数n=m/M（分子量），普适气体常数R*=R/M，则pV=nR*T，R*=8.3145J K1 mol1。 绝热过程与位温： 气体从原有的压强与温度出发，绝热膨胀或压缩到标准压强时(1000mb)的温度。可用来比较不同气压下的气体热状态。 泊松方程=T(p0/p)R/cp，cp是气体定压比热，对于干空气而言，R/cp0.286。 干绝热温度递减率：(dT/dz)=g/cp=d，9.8C/km。 饱和水汽压： 一个密封的盒子装有温度为T（假设维持不变）的纯水。假设初始盒子中空气完全是干燥的，水将开始蒸发。在蒸发过程中，盒子中的水分子数增加，从而导致水汽压增加。当水汽压不断增加时，水汽分子返回液态水面的速率也会增加。如果，返回速率低于蒸发速率，则盒子中的空气是未饱和的。当盒子中的水汽压增加到一定程度，返回率等于蒸发率，则盒子中的空气相对于温度为T的纯水面是饱和的。此时水汽压强es称为温度T时纯水面上的饱和水汽压。 饱和水汽压公式： 水汽压随温度非线性变化，满足克劳修斯-克拉伯龙（Clausius-Clapeyron）关系。 饱和水汽压、 蒸发比潜热、水汽气体常数 August-Roche-Magnus近似表达式： T摄氏度冰面饱和水汽压： 如果把水换成温度为T的冰面，当返回率等于蒸发率时的水汽压esi称为温度为T时的冰面饱和水汽压。 esi与esi是温度T的函数，也受液（或冰）面形状影响。 在任何温度下，冰的蒸发率都小于水的蒸发率，因此es(T)esi(T)。 随着温度增加，水分子脱离水面或冰面的速率增加，因此，es与esi都随温度增加。esesi的大小在12C左右达到最大。 所以，如果冰晶粒子处于水面饱和空气，水汽分子将沉积在冰晶粒子上，从而会增长。 湿度表达方式 比湿：单位质量空气（干空气+水汽）中水汽质量mv所占的比例，称作比湿q 相对湿度（液面），空气相对湿度定义为空气中水汽分压与空气温度饱和水汽压（液面）之比，露点与霜点 露点（dew）Td：是在维持空气气压不变的情况下，把空气冷却到相对于纯水面（平面）来说达到饱和时的温度。 霜点（frost）Tf：是不改变气压条件下，把空气冷却到相对于纯冰面（平面）为饱和时的温度。饱和绝热与假绝热 气块上升时，温度以干绝热递减率降低，直到气块达到水汽饱和为止。 再上升液态水（或冰晶）凝结（或凝华），释放潜热，则气块温度递减率变小。 如果全部凝成物保留在上升气块内，如果所释放潜热没有流出该气块，则该过程可视为绝热的（可逆的），即饱和绝热过程。 但是，如果全部凝成物都掉出气块，则这一过程是不可逆的，则气块经历了一次假绝热过程。 饱和绝热递减率与假绝热递减率基本相同。抬升凝结高度（Lifted condensation level） 干绝热上升，气温下降，RH增大，因为空气中水汽含量不变（比湿），而饱和水汽压随温度指数下降。如果气块到达LCL，则气块中水汽开始凝结，形成云滴。 对于从地面机械抬升过程而言，LCL是云底高度很好的近似。静力稳定度 气块温度小于环境温度自由对流高度（Level of Free Convection） 气块温度等于环境温度，气块饱和，凝结 平衡高度EL（气块温度等于环境温度） 理论上，EL是该环境条件下雷暴可达到的最大高度（环境空气夹卷） 可用来预报雷达观测到的雷暴高度浮力能量 负阴影区面积为负浮力能量（CIN），是气块要到达LFC必须克服的能量。 它是低层大气中垂直上升运动的环境阻力。 正阴影区面积是正浮力能量，上升气块可加速到达EL并维持雷暴。也称为对流有效位能CAPE （Convective Available Potential Energy）。EL垂直速度： 对于某一给定环境，负面积越小、正面积越大，则雷暴越易形成且强大。当盖子一揭开，位能快速转变成动能，加速气块向上运动，上升速度有时可达50m/s。 探空数据可以实时用斜温度对数压力图（Skew-T）显示，并标出正面积和负面积，估计雷暴发生的可能性。如何增加浮力能量？ 如果在地面加热或增湿，负面积将减小。如果在LFC上方有冷空气侵入（例如急流附近常出现的），正面积将增大。 从下面加热或从上面冷却的过程都将刺激和加强雷暴的发展。增加浮力能量的方式 日变化 假设午后地面温度升高而露点不变，则干绝热线向上抬，而等混合比线不变。两线相交得到一个新的LCL，比早晨的要高，即积云底升高。因此夏季，早晨的云底距离地面较近，而下午要高一些。 在LCL之上，沿着湿绝热线继续抬升气块，与温度廓线相交，得到一个新的LFC。新的负面积较之前要小，意味着地面加热使得阻力减弱，只需要少量的能量就可以让气块到达LFC。 如果气块继续上升，则在LFC之上温度沿着湿绝热线变化，直至EL，注意正面积大于之前面积。 因此，地面及热不仅减小了阻力使得深对流容易启动，而且也增大了CAPE，使得深对流变强。 Skew-T分析从温度、露点（湿度）与能量角度解释了，为什么雷暴容易发生在下午地面空气最热时，且最强。雷暴形成的三要素 雷暴形成必须满足三个要素：湿度、不稳定、垂直上升运动。在斜温图上，湿度可通过露点和混合比估计。不稳定度决定于 温度递减率和正面积大小。 要形成深对流雷暴，气块必须到达LFC。需要某种外部过程把气块抬升到LFC，这就需要考查斜温图以外的天气条件。常见的抬升源包括冷锋、海风、地形抬升、其他雷暴引起的阵风、强地表加热产生空气热泡。外源强迫必须提供克服斜温图中负面积所需的能量。预估白天浮力能量 通常早晨的探空资料会显示，在地面之上存在一个温度逆温（即温度随高度增加），这是由于夜间地面冷却造成的。 假设白天加热会驱散早晨逆温，我们可以估计白天温度廓线，从而估计负面积和正面积大小。 最常用的方法是，首先估计地面温度，再向上沿着干绝热线，直到与早晨廓线相交。预估白天浮力能量 对于湿度来说，在平静凉爽的早晨，露点通常接近于最低温度，夜晚蒸发的水汽在地面逆温层堆积。白天空气加热，水汽在加热层（地面温度干绝热线与环境温度廓线的交点）内混合。常用平均法来代表加热层内湿度。如用露点廓线最低100mb层的平均混合比，即画一条平行于混合比的线，是两边面积相等。 气块上升时，用地面温度干绝热线及平均混合比线，相交点称作对流凝结高度（CCL），而不是LCL。原理一样，唯一区别是CCL是一层的平均，而LCL是只由地面值得到。根据不同的情形，气象学家采用CCL或LCL来预测云底高度。预估白天浮力能量 可以根据探空廓线来估计需要多少地表加热来消除稳定边界层。 “对流温度”是指，要消除温度廓线中逆温层，地表空气块必须加热达到的温度。确定该温度需要分两种情况。一、如果通过地表露点的饱和混合比线与实际环境温度廓线的相交点位于逆温层顶或之上；二、如果通过地表露点饱和混合比线位于逆温层之下。预估白天浮力能量 步骤一：找出通过早晨地表露点的饱和混合比线，向上画直至与温度廓线相交，该交点位于逆温层顶或之上，则该点称为对流凝结高度（CCL）。 CCL是当地表气块加热到对流温度（对流温度是指地表空气加热到绝对不稳定的最低温度）时，对流云底出现的高度。 CCL是LCL与LFC的一种组合。对流温度是加热地表气块从而消除逆温，出现绝对不稳定的温度。预估白天浮力能量 如果通过地表露点的饱和混合比线与温度廓线的交点文娱逆温层之下，则怎么办？预估白天浮力能量1. 通过地表露点画饱和混合比线。2. 通过逆温鼻尖画湿绝热线并延长，直至与饱和混合比线相交，则交点为CCL。3. 从CCL向下画干绝热线至地面，得到对流温度。4. 向上延长湿绝热线至新的EL，则新的CAPE可从逆温层鼻尖至EL层内计算。“降水”可能是：1. 雨2. 雪3. 雹4. 其他然而，必须是到达地面。否则，称为“雨幡virga”较重的水凝物掉出云底，但在到达地面之前蒸发了。水凝物（Hydrometeors）大小：云滴大小比雨滴要小几百倍，质量小百万倍。控制水凝物增长的三个过程1. 核化（Nucleation）：水汽在云凝结核（CCN）上凝结或沉积。可以是 “均质homogeneous”或 “异质heterogeneous”均质核化：发生完全洁净的空气中在实际大气中是不可能的“异质核化”空气中的杂质使得凝结或沉积容易发生云凝结核（Cloud Condensation Nuclei, CCN），大气中含量非常丰富2扩散：水汽向云滴的输送3碰撞：小云滴粘在的一起的增长 凝结与蒸发 每个水凝物都同时存在两个过程：1. 水汽分子不断地凝结到水滴2. 水分子不断地从水滴蒸发出来水滴要增长，凝结过程必须比蒸发过程要快得到！控制蒸发速率的两个效应1. 曲率效应2. 溶质效应“曲率效应Curvature Effect”小水滴半径小或曲率半径小大水滴曲率半径大平面曲率半径无穷大随着曲率半径的减小蒸发速率增加！由于小水滴蒸发速率快，因此很难增长！“溶质效应（Solute Effect）”溶液比纯水蒸发要慢很多CCN溶解于云滴，形成溶液小水滴溶液浓，而大水滴比较稀释因此，小水滴比大水滴蒸发要慢，决定于曲率效应与溶质效应之间的平衡Kohler Equation把曲率效应和溶质效应结合在一起得到方程方程左边是相对湿度方程右侧分子是曲率效应T=温度（K） R=水滴半径（微米）右侧分母是溶质效应：Kohler曲线Graphs of the Kohler equation are called “Kohler Curves”.Well discuss plenty of examples now.纯水