关于大气物理学题库_答案

1、大 气 物 理 学 题 库 答 案选择题12345BDECD 678910AAC .BA 1112131415AACCD1617181920BDABC21222324251AAABC 12627282930BCBAA3132333435DCCBEBEADABD4647482950CDCBB :5152535455DCBAB5657585960DBABA :6162636465DCEDD6667686970ADCAB 二7172737475AADBC7677787980BCBBA8182838485CBBAA8687888990BDABA 二9

2、192939495CDCACI 96979899100D "BCDB 二101102103104105 jc BACA 106107108109110A BADB111112113114115A AADc :116117118119120B "FECA :121122123124125D 1CDBc :126127128129130B DCBA131132133134135B 1ACAD :136137138139140DABCC141142143144145C nDBAA 二146147148149150 1DBDAB151152153154155B 1DBCA 二156

3、157158159160C 1BDBB161162163164165A AABB 二166167168169170B CADD :171172173174175BCABDBB J176177178179180B AACB 二181182183184185CABDB186187188189190C 1DEAB 二191192193194195DAACC196197198199200CCCDA 1201202203204205ACACD :206207208209210DCDBC ：211212213214215BCCAD216217218219220BADDB221222223224225 jA

4、ACCB226227228229230DDCAB 二231232233234235DEBAD236237238239240ACBCD241242243244245DBADC246247248249250DBDAC 二251252253254255DBDCB 256257258259260CCCAC261262263264265ADCCD :266267268269270BCACC271272273274275DADBD ;276277278279280BDACA281282283284285AABAA286287288289290CCABA填空题1.氮气、氧气、量气（或 Nb、Q、Ar）2 .

5、 原始大气、次生大气、现代大气3 . 基尔霍夫定律、普朗克定律、斯蒂芬- 玻尔兹曼定律、维恩定律。4 . 核化（或填异质核化）、凝结、碰并、连锁；5 . 水云、冰云、混合云；6 . 色；7 . 爱根核，大核，巨核；8 . 增加空气中的水汽、降温。9 . CO2、 O3；10 . 瑞利散射，米散射，几何光学散射；11 .宇宙射线 地壳a B 丫射线作用大气中放射性元素12 . 低气压、高气压、低压槽、高压脊、鞍型气压场13 . Kirchhoff （或基尔霍夫）14 . 紫外光、红外光15 . 辐射平衡、热量平衡，潜热 、感热，太阳辐射，大气。16 . 高压、低压17 . 冷却、增湿、冷却、增湿

6、18 . 日地平均距离大气上界19 . 比湿 、 混合比、 水汽密度、 露点 、 相对湿度。20 . 状态（变化）、 层结 。21 . 对流层、平流层、 中层、热层、外层。22 . 绝热上升膨胀冷却、辐射冷却、平流冷却、 混合冷却。 （降温过程很多，写出其中四种即可）23 . 一 0、se 0。zz24 .大气温度直减率，干绝热递减率，湿绝热递减率。25 . TSP、 降尘 、PM10。（任意写出其中的三种）（可在TSP降尘、PM10、 尘粒、粉尘、灰、飞灰、总灰等中任选三个）26 .虚温。27 . 8 , 等温 。28 .长管射。29 .、分子散射（或瑞利散射）。30 .波长、红外光、紫外光

7、。31 .太阳散射辐射，瓦/米2。32 .行星反照率。33 .热流量。34 . 100035 .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，是气象学中极其重要的一个物理量。常用的单位有：Pa 、hPa 、 毫巴（标准大气压）等。标准大气状态下，我们假设海平面气压为 1000hPa 、1.5km高度气压为850 hPa , 5.5km高度气压为 500hPa。36 .水汽混合比是指水汽的质量与干空气的质量比,比湿是指 水汽的质量与 湿空气的质量比。37 .绝热过程指系统与外界没有热量交换的过程。干绝热过程指没有相变发生的的绝热过程。位温指把空气块干绝热膨胀 或 压缩 到标准气压时应有

8、的温度38 .大气窗区是指 8-12 m 波段的 长波 辐射。39 .光学厚度是指沿辐射传输路径上，单位截面积上所有吸收和散射物质产生的总削弱。40 .大气按照温度随高度的变化分为对流层、平流层、中间层 、热和外层,其中极光出现在热 层。41 .气象要素是表征大气状态和现象的物理量。例如 温度 、湿度 、气压、风都是常规气象要素。42 .大气静力学方程的导数形式是dp/dz=- p g ,该方程适用于 静止大气 大气,和 一般 大气,不适用于 垂直运动强的 大气。43 .地面天气图是 等高面 图,在地图上绘制等压线 图；高空天气图是 等压面 ，其上绘制 等高线 。 （填空选项：等高面，等压 面

9、，等身线，等压线）44 .位温是气块经过 干绝热 过程，气压变为10位 时,气块所具有的 温度。45 .由于大气对8-12微米的辐射的吸收很弱,因此地面发出的该波段范围的长波辐射可顺利地被发送到宇宙空间。46 .地球表面的辐射差额（净辐射）就是地面所吸收的太阳短波辐射和地面放出 的有效辐射之差。在夜间，表面的辐射差额是负值3电面降温。47 .谱线增宽的因素有 自然增宽 、 压力增宽、 多普勒增宽，其中在实际大 气中增宽中压力增宽和 多普勒增宽 同时存在、在大气低层，谱线的增宽主要由 压力增宽 决定。高层的谱线增宽由 多普勒增宽48 .使空气达到饱和的途径有降温、增湿。在自然界中形成云雾的主要降

10、温过程主要以 绝热膨胀降温 为主。49 .在讨论大气的压强随高度的变化关系时，根据应用的需要将温度和密度作了 一些假设，进而产生了三种具有广泛应用的大气模式，分别为等温大气模、多元大气模式、均质大气模式 050 .世界气象组织对标准大气的定义是，能够粗略地反映出周年、中纬度状况， 得到国际上承认的，假定的大气温度、密度 和 气压 的垂直分布。51 .大气对辐射的吸收具有选择性，吸收长波辐射的主要气体是 水汽 ，其次是二氧化碳和臭氧 。52 .按照尺度数可以将散射分为三类，分别是瑞利散射、米散射和几何光 学散射,其中气溶胶粒子对可见光的散射属于米散射。53 .在T 1 n P中，气块温度随高度的

11、变化曲线称为状态 曲线,周围大气温度随高度的变化曲线称为层结 曲线。三、 名词解释1. 大气气溶胶：含有分散、悬浮的固态和液态粒子的大气称为大气气溶胶。2. 大气窗：大气中主要吸收气体对长波辐射的吸收有明显的选择性，在某 些波段有强的或较强的吸收带，二者这些吸收带之间有些很弱的准透明 区，称为“大气窗”，为8-12微米波段。地面发生的长波辐射可以透过 大气射向太空。3. 位温：位于任意温压状态（P, T）下的空气，干绝热移动到P=1000hpa处具有的温度称为位温。4. 梯度风：在水平面上沿曲线运动的空气，在水平气压梯度力、科里奥利力和离心力的平衡下的风称为梯度风。5. 峨眉宝光：在多雾的山上

12、早晨或傍晚，当观测者站在山上，日光从他背 后身/他前面的密云或浓雾时，他可能看到云雾幕上出现一个人影，且 围绕在人影四周有一圈的彩色光环。这种光象常出现在四川峨眉山，故 称为峨眉宝光。6. 以表示大气上界在导地平均距离 ？d0时，与日光垂直平面上的太阳So分光辐照度，此时的太阳积分辐照度称为太阳常数。7. 辐射通量密度：单位时间内通过单位面积的辐射能，单位为。8. 由于云和气溶胶（特别是火山灰）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。9. 焚风效应：潮湿的气流经过山脉时被强迫抬升，达到凝结高度后水汽就 凝结而形成云。气流继续上升后其温度将按假绝热减温率变

13、化，凝结出 的水分部分或甚至全部降落。气流越过山顶以后，由于水分已全部降落 或部分降落，将干绝热下沉或先湿绝热下沉待剩余水分蒸发完后再干绝 热下沉。因此，在山前山后的同一高度上，气流的温度、湿度都不同， 背风面出现了温度高、湿度小的干热风。10. 假相当位温：空气由原来的状态沿干绝热过程上升，到达抬升凝结高度 LCL后再沿假绝热过程上升到水汽全部凝结脱离，再按干绝热过程下降到1000hPa处所具有的温度。11. 大气透明窗：在地气辐射中的 812um波段，大气的吸收作用很弱，地面 长波辐射可以透过此窗口发送到宇宙空间。12. 光学厚度：沿辐射传输路径，单位截面上所有吸收和散射物质产生的总削弱。

14、是无因次量。0l ke'x dl 0l kexdl13. GPS测湿原理：如果 GPS接收机所在位置是事先测定的，只要知道各颗GPSS的轨道参数，地面接收机和各卫星之间的直线距离L是可以算出的,通过计算L 和所测伪距之差即可得到由于大气影响所带来的延迟。延迟的大小包含有大气结构的信息，可用来作为大气探测的一种方法，尤其是用于测量大气水汽含量。14. 抬升凝结高度：未饱和湿空气块被外力强迫抬升时，因为上升速度快，可以认为是绝热的。此时气块内的水汽压随着环境气压的减小而减小，与此对应，露点也降低。气块上升时的干绝热减温率远大于它的露点递减率， 气块的温度和露点将逐渐接近，在某一高度达到饱和

15、并发生凝结。这个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。15. 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。如果在饱和气块上升过程中，凝结物一旦形成便全部从气块中降落，并带走一些热量（不过此热量极少）在气块下沉时必然会沿着干绝热过程变化，无法再回到原来的状态。这是一个开放系的不可逆过程，严格来说也不是绝热的，所以称为假绝热过程。16. 湿球温度是在等压绝热蒸发过程中，系统内的液态水蒸发使空气降温，达到饱和时空气所具有的温度，是这个过程中的最低温度。这是理论上的湿球温度，也称等压湿球温度。17. 低层大气是一个干绝热气层，此时只要低

16、层有一点扰动，空气就能上升，若水汽含量较大，上升到某一高度就会发生凝结。这个凝结高度称为对流凝结高度。18. 维恩位移定律：1893 年维恩从热力学理论推导出黑体辐射光谱极大值对应的波长 入max和温度的乘积为一常数。由此可知，若黑体温度越高，则人max愈小，故称维恩位移定律。19. 相对大气质量的准确定义，是指日光自?角倾斜入射时与自天顶入射时的光学厚度之比。20. 若要把漫射辐射当作平行辐射处理，应当将其光学厚度加大倍。其原理是清楚的，因为(?0?) 是这一层大气的垂直光学厚度，垂直方向辐射的光学路径最短，而其它方向的路径都要加长，其吸收当然也增加了。作为对各个方向的积分，其最终效果是加大

17、倍，因此也有人把B称为漫射因子。21. 空中如有薄云存在，而且这种云主要由冰晶组成，由于冰晶对日光或月光的折射，就会引起一系列光学现象，统称为晕。22. 散射效率因子是粒子的散射截面与粒子几何截面之比。23. 辐射差额：系统或物体收入辐射能与支出辐射能的差值。24. 湿空气定压降温达到饱和时的温度称为露点Td。25. 气层的温度直减率小于干绝热直减率而大于湿绝热直减率时的状态(?d>? > ? s) 。即对未饱和空气，大气层结是稳定的。26. 根据正负面积的大小，可将潜在不稳定型再分成真潜不稳定和假潜不稳定两种。若大气低层的湿度大，则气块能很快达到凝结高度，并容易被抬升到自由对流高

18、度 LFC以上，此时LFC以上的正面积大于 LFC以下的负面积，即对流有效位能 CAP或于对流抑制能量 CIN,有利于对流发展甚至雷暴的形成，这是真潜不稳定型。27. LFC高度以下的负面积区称为对流抑制能量CIN。CIN的物理意义是：处于大气底部的气块要能到达自由对流高度，至少需从其它途径获得能量的下限。28. 异质核化：水汽在气溶胶粒子和离子上的汽粒转化。29. 假绝热过程：如果在饱和气块上升过程中，凝结物一旦形成便全部从气块中降落，在气块下沉时必然会沿着干绝热过程变化，无法再回到原来的状态。这是一个开放系的不可逆过程，称为假绝热过程。30. 水汽同质核化：在纯净的空气中，靠水汽分子随机碰

19、撞、相互结合而生成云的胚胎，这种过程称为水汽同质核化。31. 大气压强：某高度的大气压强是指在该高度单位截面积的垂直空气柱的重量；32. 露点温度：在水汽含量不变的条件下，使湿空气等压冷却到相对于平的纯水面为饱和时的温度。33. 假湿球位温: 空气由原来的状态A 沿干绝热线上升，到达抬升凝结高度C后再沿假绝热线下降到原来的气压处B,则B处的温度即为假湿球温度，从假湿球温度Tsw沿着假绝热线降到1000hPa处所具有的温度。34. 静力能：气快的给与重力位势之和。即静力能 =h+=CpT + gz o35. 播种云供应云降水机制：高层播种的云，一般是卷层云，在气旋云系中，高空对流泡是一种典型的播

20、种云。供应云，一般指浓密的层状云，如高层云、雨层云、 层积云或层云。当供应云受到冰雪晶粒子的播种后， 云内会通过云水碰冻“云冰碰连”雪晶的有效转化以及碰并等过程，使 其降水强度明显增加。36. 干洁大气：不含水汽和悬浮颗粒物的大气称为干洁大气37. 标准大气：所谓标准大气，就是能够粗略地反映出周年、中纬度状况的，得到国际上承认的，假定的大气温度、压力和密度的垂直分布。38. 净辐射：系统或物体收入辐射能与支出辐射能的差值39. 比湿：水汽与湿空气的质量比。40. 比辐射率：物体的放射能力F-t和黑体的辐射能力 Fb (? , T )之比为比辐射率？入,TO41. 逆温层：某些气层的温度会随高度

21、而增加，即 r< 0,这些气层称为逆温层。42. 多元大气：气温随高度线性变化的大气。43. 瑞利( Rayleigh )散射：分子散射的光的强度(决定于体积散射系数)与波长的4 次方成反比。波长短的光散射多，波长长的波散射少。44. 混合比：水汽与干空气的质量比。45. 辐亮度：单位立体角、单位时间、单位面积所通过的辐射能量，单位为 2W/msr 。46. 大气电导率：在单位电场作用下，因大气离子运动而形成的大气电流密度值。47. 霜点：湿空气在水汽含量不变的条件下，等压降温达到相对于纯冰平面饱和的温度。48. 光学质量：辐射传输路径上单位截面气柱内所包含吸收或散射气体的质量。49.

22、行星反照率：地球-大气系统的反照率称为行星反照率，它表示射入地球的太阳辐射被大气、云及地面反射回宇宙空间的总百分数。50. 海陆风：在晴朗小风的气象条件下，海岸边界层内常观测到向岸风和离 岸风的交替变化。白天边界层下部的气流来自海面，称为海风；夜间则 风向相反，称为陆风。51. 辐射通量：是指单位时间内通过某曲面的辐射能，单位为 W52. 大气逆辐射：大气辐射一部分向上进入太空，一部分向下到达地面，向 下到达地面的大气辐射称为大气逆辐射53. 蒸发雾：冷空气流经暖水面上，由于暖水面的蒸发，使冷空气达到饱和, 产生凝结而形成的雾。54. 水汽的均质凝结核化：在纯净的空气中，靠水汽分子随机碰撞、相

23、互结 合而生成云滴的胚胎，这种过程称为水汽同质凝结核化。55. 散射：是指微粒把入射到其上的辐射重新向各方向辐射出去的一种现象。56. 地面有效辐射：地面辐射和地面所吸收的大气逆辐射之差。57. 平流雾：由暖湿空气平流到冷的下垫面上，经冷却而形成的雾58. 冰晶的异质冻结核化：以气溶胶粒子为核心，过冷水滴冻结成冰晶的过 程。59. 虚温：虚温是关于温度、水汽压和压强的函数。为了能在湿空气状态方 程中使用Rd,并且使其与干空气状态方程具有类似的简单形式所引入的 一 一 eTV=T（1+0.378-）参量。定义式为p60. 不稳定能量：如果气块在不稳定气层里做垂直运动，那么其垂直速度会 不断增大，

24、也就是气块的垂直运动动能会不断增加，气块所增加的这部分动能可看作由不稳定大气对气块作功而来。转化为气块运动动能的那 部分能量称为气块的不稳定能量。61. 位势高度：重力位势与标准重力加速度的比值。62. 干绝热温度直减率：气块在干绝热升降过程中，其温度随高度的变化率-dT/dz 称为干绝热递减率。63. 辐射平衡：物体的辐射收入与支出相等。64. 湿绝热过程：有相变发生的绝热过程。65. 地面总辐射：到达地面的太阳直接辐射与散射辐射之和称为地面总辐射。66. 均质大气：密度不随高度变化的大气。67. 假绝热递减率：气块在假绝热升降过程中，其温度随高度的变化率-dT/dz称为假绝热递减率。68.

25、 酸雨： pH 值小于的降水69. 超绝热减温率：超过干绝热减温率的大气温度随高度的降低率。70. 光化学烟雾：由汽车、工厂等排放的碳氢化合物和氮氧化合物等一次污染物在阳光的作用下发生复杂的光化学反应，生成臭氧、醛、酮、酸、过氧乙酰硝酸酯等二次污染物，这些一次污染物和二次污染物混合形成有害的光化学烟雾。71. 大气可降水量：单位面积空气柱中所有水汽都凝结成液态水时所具有的厚度。72. 大气匀和层（均质层）： 8690 km 高度以下，包括对流层、平流层、中层在内，由于湍流扩散作用使大气均匀混合，大气中各种成份所占的比例，除臭氧等可变成份外，在垂直方向和水平方向保持不变。73. 大气混合层：大气

26、边界层中，湍流受热对流控制的近地面层以上部分。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12 km,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。74. 大气流体静力平衡：大气处于静止时垂直气压梯度力与重力相平衡。75. 大气边界层：又称摩擦层。是指从地面至离地5002000m以下的气层。（本层气流受地面摩擦作用的影响大，故风速随高度增加而变大。空气受地面的冷热影响大，故气温具有较明显的日变化。摩擦层内的对流运动与乱流运动都很强烈。低云、雾、霾出现在这

27、一层中。）76. PM10悬浮在空气中，空气动力学直径010微米的颗粒物，又称为可吸入颗粒物或飘尘）。77. 热岛效应：城市地区由于人口稠密，工业集中，造成温度高于周围地区的现象。78. 绝对不稳定大气：环境温度递减率大于干绝热减温率的大气状态，此时气块抬升后温度高于环境空气温度。79. 辐射雾：由于地面辐射冷却，致使贴近地面的空气层中水汽达到饱和而凝结形成的雾。一般发生在晴朗无云有微风水汽较充沛的夜间。80. 贝吉隆过程：在有冰晶和过冷却水滴共存的云中，由于冰面的饱和水汽压比过冷却水面的饱和水汽压小，当空气中的实有水汽压介于两者之间时，过冷却水滴会因蒸发而减小，水分子不断由水滴向冰晶上转移，

28、冰 晶则因凝华而增大。81. 大气保温效应：简称“大气效应”。大气具有允许太阳短波辐射透入大气低层，并吸收地面和低层大气的长波辐射，从而阻止地面和低层大气长波辐射逸出大气层，使大气温度保持较高的水平。82. 日周光 : 当散射过程以米散射为主时，在太阳周围的天空表现出很强的散射光强83. 自由对流高度: 起始高度以上状态曲线和层结曲线第一次交点，该高度以下，空气块只能在冲击力的作用下作强迫抬升, 超过此高度，空气块就可以在大气中获得自由上升的不稳定能量。简答题1. 请简述水成云降水形成的机制。水成云中，云滴的增长主要通过凝结过程和重力碰并过程来完成。水成云形成之后，水汽在凝结核上凝结成云滴并继

29、续由凝结过程增大，但其增长速度随着云滴增大而变慢。当云滴长大到10 dm以上时，凝结过程基本就不起作用了。这是重力碰并过程开始启动，而且随着云滴的长大，其增长速度越来越快。当云滴增大到一定程度，上升气流无法托住云滴时，大云滴就会脱离云滴而降落成雨。2. 晴天的天空为什么是蓝色的？在什么情况下它会变成乳白色或灰白色，为什么？晴空呈蔚蓝色，可以用瑞利散射理论来解释。晴天的天空中，大气中的粗粒子少，我们看到的天空颜色主要是大气分支对太阳光的散射光。根据瑞利散射理论，分支散射的光的强度（决定于体积散射系数）与波长的4 次方成反比。波长短的光散射多，波长长的波（为红、黄、橙光）散射少，所以我们看到天空呈

30、蔚蓝色。当天空中粗粒子（为浮沉、雾滴等）较多时，主要为米散射。其散射光对波长无选择性，所以天空呈乳白色或灰白色。3. 什么是气旋？什么是反气旋？在我国境内通常有哪几种气旋？他们对我国天气有何影响？在北半球的低气压区附近，空气围绕低气压中心成反时针方向流动（旋转） ， 称为气旋。而在高气压区附近空气围绕高压中心成顺时针方向旋转，称为反气旋。在我国境内通常有华北气旋、东北低压、江淮气旋和西南低涡。它们常常带来大风、降水等天气。4. 什么是晴天大气电场？请说明它能维持的原因。晴天大气电场地球 - 大气系统是一个球形电容器，其正极在电离层和磁层，负极在地面，中间是导电性能差的大气形成一个电场，称为晴天

31、大气电场。由于大气有弱导电性，所以晴天大气电场中有从上向下的传导电流，它会使地面负电荷减少。如果没有其他电流的补偿，晴天电场就会逐渐消失。晴天电场之所以能够维持，主要是因为地球- 大气系统中存在着一种充电机制- 雷暴。当雷暴发生时，雷暴云下引地面的电场方向与晴天大气电场相反。通过云地闪电，将云底的负电荷传到地面，同时地面的物体向云底的尖端放电，把正电荷传向上方，使地面负电荷得以维持，也就维持了晴天大气电场。5. 何谓条件不稳定气层？这气层稳定度的性质取决于什么条件？温度直减率丫满足?< ?< ?的气层称为条件不稳定气层。其中？?和 ?分别是干绝热和湿绝热过程的温度递减率。此气层的不

32、稳定性质决定于： 1. 气层中是否有充足的水汽，2. 气层中是否有液态水，3. 气层中有上升运动还是下沉运动。如果气层中水汽充足又有上升运动，那么，在上升过程中还未达到饱和时是稳定的，达到饱和后就不稳定了。如果气层中有液态水，则无论上升或下沉都是不稳定的。如果无液态水，则下沉运动时是稳定的。6. 地球上的南北温度梯度一方面决定于不同纬度带地气系统吸收的太阳辐射量，放射的红外辐射量，感热通量和潜热通量，另一方面还受到大气环流和海洋环流的影响。由于经向环流不断把低纬度获得的较多的热量向高纬度和极地区域输送，所以使地球上南北温度梯度比由辐射平衡算出的值小得多。7. 锋面定义：（ 1）冷、暖两种不同性

33、质气团之间的狭窄过渡带。（ 2）大气热力学场和风场具有显着变化的狭窄倾斜带。锋面分为：冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋。他们是根据峰在移动过程中冷、暖气团所占有的主次地位来划分的。在锋面移动过程中，如果冷气团起主导作用，冷气团推动暖气团向暖气团一侧移动，这类锋面称为冷锋。如果锋面移动过程中，暖空气团起主导作用，暖气团推动冷气团向冷气团一侧移动，这类锋面称为暖锋。当冷、暖气团的势力相当时，锋面的移动十分缓慢或相对静止，这种锋面称为准静止锋。有冷锋赶上暖锋或者两条冷锋迎面相遇叠并而成的锋面称为锢囚锋。8. 冷云中存在着温度低于0的过冷却水滴，在有冻结核的情况下，他们很容易冻结为小的冰晶，这时如果环境水

34、汽压对冰面来说是过饱和的，则小冰晶将由凝华过程而进一步增长，而且其凝华增长很快，比水滴的凝结增长快得多。这样就做云内建立起一个水汽扩散场，使水份从水滴面 上蒸发而凝华到冰晶上去，进而导致水滴的逐渐消失和冰晶的迅速长大。这就是冰晶效应。冰晶效应为冷云提供较大的冰晶，然后这些较大的冰晶通过与过冷却水滴的碰冻和与别的冰晶的碰粘过程进一步长大称为降水质点而降落。这就是冷云降水的机制。9. 声波在大气中传播经过不同声速的气层时会发生折射，其折射角与声速成正比。夏季晴天的夜晚和清晨由于地面附近放射大量红外热辐射，使近地层大气温度降低而形成逆温层，即温度随高度增加而增加。因为声速与大气温度的平方根成正比，所

35、以声速也随高度的增加而增大。在这种情况下，声波向上传播时，折射角逐渐变大，即声波传播时，声线逐渐向下弯曲。如图所示：10. 在天空有卷层云时，有可能观测到晕。因为卷层云中有大量的冰晶，太阳（或月亮）的光通过冰晶时会发生折射而产生色散，使得地面上的观测者看到日（月）周围出现以日（月）为中心的彩色光圈、光弧、光柱或光斑。这就是晕。11. 对臭氧洞成因的研究目前主要在两个方面：（ 1） 大气动力学原因：南极冬季环极涡旋的作用。大气动力学过程本身不会破坏臭氧，但它能将臭氧重新分布；另外，特殊的气象条件（极涡、严寒、平流层云等）能促进化学原因对臭氧的破坏。（ 2）大气化学原因：氟氯煌（CFC）等化合物对

36、臭氧的破坏作用。大气污染物质如氟氯烧 （CFC）和滨化煌（halons）等人造化合物中释放的氯和漠对臭氧有破坏作 用。因此平流层云有利于氟氯煌（CFC）化合物对臭氧的破坏过程。12. 大气气溶胶概念及气溶胶粒子在大气过程中的作用（ 1）气溶胶是指悬浮在气体中的固体和（ 或 ） 液体微粒与气体载体组成的多相体系。（ 2）气溶胶粒子在云雾降水、大气辐射、大气光、电等大气物理过程中起着重要的作用：在云雾降水中的作用，对大气辐射过程的影响，对大气光学特性的影响，对大气电学特性的影响，在大气化学过程中的作用。13. 太阳辐射穿透大气层到达地面前会受到削弱，试问基本的削弱因子有哪k k ,R k ,p k

37、 ,O k ,v k ,a些？大气总的距离衰减系数 k?为？其中k人,R和k人,p分别为气体分子和气溶胶粒子散射所引起的衰减；k人,o和k人,v分别为臭氧和水汽吸收所引起的衰减；k人,a为其它气 体分子（主要是CO开口 02）吸收所引起的衰减。14. 基尔霍夫定律的意义在于：它将物体的吸收能力和放射能力联系了起来，只要知道了某种物体的吸收率，也就知道了它的比辐射率；特别是它将各种物体的吸收、放射能力与黑体的放射能力联系了起来，这是很有意义的。普朗克定律揭示了绝对黑体辐射率随波长变化的函数关系。绝对黑体的辐射光谱对于研究一切物体的辐射规律具有根本的意义。15. 与太阳的短波辐射相比，长波辐射在大

38、气中的传输过程具有以下特点:（ 1）地球与大气都是放射红外辐射的辐射源，通过大气中的任一平面射出的是具有各个方向的漫射辐射。而太阳直接辐射是主要集中在某一个方向的平行辐射。在红外波段，到达地面的太阳直接辐射能量远小于地球与大气发射的红外辐射，常常可不予考虑。（ 2）除非在云或尘埃等大颗粒质点较多时，大气对长波辐射的散射削弱极小，可以忽略不计。即使在有云时，云对长波的吸收作用很大，较薄的云层已可视为黑体。因而研究长波辐射时，往往只考虑其吸收作用，忽略散射。（ 3）大气不仅是削弱辐射的介质，而且它本身也放射辐射，有时甚至其放射的辐射会超出吸收部分，因此必须将大气的放射与吸收同时考虑。总之，长波辐射

39、在大气中的传输，是一种漫射辐射，是在无散射但有吸收又有放射的介质中的传输。16. 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。假如在上升过程中是绝热的，全部凝结水都保留在气块内，当气块下沉时凝结的水分又会蒸发，仍然沿着绝热过程回到原来的状态，这个过程就是可逆的, 称为可逆的饱和绝热过程或可逆的湿绝热过程，又简称湿绝热过程。与上述情况相反，如果在饱和气块上升过程中，凝结物一旦形成便全部从气块中降落，并带走一些热量（不过此热量极少）在气块下沉时必然会沿着干绝热过程变化，无法再回到原来的状态。这是一个开放系的不可逆过程，严格来说也不是绝热的，所以称为假绝热过程。17.

40、黑体辐射基本定律及其意义：普朗克定律揭示了绝对黑体辐射率随波长变化的函数关系。绝对黑体的辐射光谱对于研究一切物体的辐射规律具有根本的意义。基尔霍夫定律，它将物体的吸收能力和放射能力联系了起来，只要知道了某种物体的吸收率，也就知道了它的比辐射率；特别是它将各种物体的吸收、放射能力与黑体的放射能力联系了起来，这是很有意义的。维恩位移定律，在一定温度下，绝对黑体的与辐射本领最大值相对应的波长人和绝对温度T的乘积为一常数。斯蒂芬波尔兹曼定律，绝对黑体的积分辐出度与其温度的4 次方成正比。18. 解答举例：单位时间单位体积中形成活化核的数目称为核化率或活化率。（可列举云物理学中任何概念）19. 形成、成

41、熟和消散三个阶段形成：有组织上升气流（关键点）形成阶段是指从淡积云向浓积云发展的阶段。这个阶段的主要特征是云顶呈现轮廓清晰的花椰菜状隆起，云下有潮湿空气辐合进入云中，云内都是有组织的上升气流。随上升气流入云的水汽凝结而释放大量潜热，导致云内温度高于环境温度，并使云内上升气流进一步增强。成熟：上升气流为主，产生下沉气流；（关键点）成熟阶段是从浓积云向积雨云过渡的阶段。这一阶段的主要特征是，从云体的外形上看，由于受对流层顶阻挡和高空风的作用，顶部向两侧延展而成砧状。云的前部和上部仍以上升气流为主，但由于这个阶段易形成降水，在降水粒子拖拽下开始出现了有组织的下沉气流。下沉气流区温度将低于环境温度，以

42、至在云下出现辐散气流。这一阶段约需时1030分钟，取决于地理条件和气团属性等。一般高纬度地区要缓慢些。消散：有组织的下沉气流，至少低层全为下沉气流（关键点）在云的低层，当下沉气流阻碍了上升气流，并最终切断了上升气流的来源后，单体就进入它的消散阶段。消散阶段的特征是云中都为有组织的 下沉气流，至少在云的低层全为下沉气流。此阶段历时只有几分钟。20. 两者的区别：瑞利散射，散射光强度和波长的4 次方成反比，散射光强度和粒子体积的平方成正比；米散射，随着粒子尺度数x 的增大，前向散射光在总散射光中的比值迅速增大。解释天空颜色：大气的散射系数是和波长有关的。分子大气的散射系数和波长的4 次方成正比。故

43、大气对波长较短的光的散射能力大于波长较长的光，散射光的峰值波长就比入射光要偏向短波方向，使天空散射光呈蓝色。若空气中的气溶胶含量较多，在构成天空散射光中所起的作用较大时，由于其散射光波长依赖关系较小，天空的蓝色就较淡甚至呈现灰白色。21. 用大气不稳定能量判别。方法：1. 点绘温度层结曲线；2. 点绘地面上升气块的状态曲线(有地面逆温时气块取自逆温层顶)； 3. 状态曲线全部在层结曲线左边为绝对稳定型大气，状态曲线全部在层结曲线右边为绝对不稳定型大气，状态曲线与层结曲线相交，交点以上为“+”面积、以下为“-”面积，称潜在性不稳定型大气。22. 按温度的垂直分布，对流层和平流层具有哪些变化特征？

44、对流层1)、温度随高度的增加而降低，气温递减率r为6.5 C/km；2) 、对流层中的垂直运动显着。3) 、集中了80%的大气质量和几乎全部水汽4) 、云雾降水均发生在此层5) 、受地表影响最强烈，空气属性的水平分布很不均匀平流层1)25km以下温度递减率接近零，25km以上温度随高度明显增加2） 平流层气流运动主要以水平运动为主3） 水汽极少，颗粒物极少，能见度极好。4）大气污染物进入平流层后能长期存在23. 按温度的垂直分布特点可将地球大气分成哪几层？各层温度随高度如何变化？对流层、平流层、中间层、热层、外层。温度变化：减小- 增加 - 减小 - 增加 - 不变。24. 解释说明下图中不同

45、温度时黑体辐射光谱的特点1） 理论上， 任何温度的绝对黑体都放射波长0 ?m 的辐射， 但温度不同，辐射能量集中的波段也就不同。显然，随着温度的下降，辐射能量集中的波段向长波方向移动。2）当温度升高时，各波段放射的能量均加大，积分辐射能力Ft也随着迅速加大，且能量集中的波段向短波方向移动。25. 焚风是气流过山后在背风坡所形成的干热风。用假绝热过程说明焚风形成的原理，潮湿的气流过山时被迫抬升，达到抬升凝结高度后水汽凝结形成云。气流继续上升后温度降按假绝热减温率变化，凝结出来的水分部分或甚至全部降落。气流过山顶后，由于水分已全部降落或者部分降落，将干绝热下沉或者先湿绝热下沉待水分蒸发完后再干绝热

46、下沉。26. 对流层：1）、温度随高度的增加而降低，气温递减率r为C/km； 2）、对流层中的垂直运动显着；3）、 集中了80%的大气质量和几乎全部水汽；4）、云雾降水均发生在此层；5） 、受地表影响最强烈，空气属性的水平分布很不均匀。平流层：1）25km以下温度递减率接近零，25km以上温度随高度明显增加；2） 平流层气流运动主要以水平运动为主；3）水汽极少，颗粒物极少，能见度极好；4）大气污染物进入平流层后能长期存在。27. 图略。大小关系：Tsw <T< Tse28. 什么是压高公式?讨论压高公式时通常使用哪三种模式大气?说出三种模式大气的定义，并画出三种模式大气中气压随高度

47、变化曲线示意图。压高公式：气压与高度的函数关系表达式均质大气：空气密度不随高度变化的大气等温大气：气温（或虚温）不随高度变化的大气多元大气：气温（或虚温）随高度线性变化的大气示意图：均质大气-线性减小，有上界等温大气-指数减小，无上界多元大气-幂函数减小，有上界，高于均质大气的上界29. 农业上使用熏烟法防止霜冻，说明其道理。熏烟可以增加大气逆辐射，从而减小地面有效辐射，减小地面降温率，防止夜间地面气温低于霜点，这就是农业上使用熏烟法防止霜冻的道理。30. 根据不稳定能量，把厚气层分为哪三种类型？分别画出各类型的示意图。绝对不稳定型、潜不稳定型、绝对稳定型图。 。 。在厚气层内，绝对不稳定型：

48、状态变化曲线在层结曲线的右侧潜不稳定型：状态变化曲线和层结曲线有交叉 绝对稳定型：状态变化曲线在层结曲线的左侧31. 列举稳定边界层的两种成因，并简述其一般特征。稳定边界层的成因举例：夜间地表辐射冷却形成的逆（位）温层结；暖平流流经冷的下垫面，其它稳定边界层的一般特征：（ 1）有逆温层，因而湍流能量很弱，但因为还有切应力的作用，所以湍流不会完全消失，而是在弱的水平上维持，湍流热交换过程不占优势，辐射、平流、气层的抬升及地形等的影响，与湍流热交换过程的影响相当。（ 2）当浮力引起的湍流动能损失达到切应力产生动能的1/5 左右，湍流结构在空间和时间上出现不连续，形成所谓的间歇性湍流或波与间歇性湍流

49、共存。（ 3）因湍流很弱，湍涡尺度小，边界层不同层次之间的相互作用减弱，地面强迫对边界层的响应放缓。（ 4） 各种特征量在边界层顶没有明显的过渡特征，难于确定层顶的位置。32. 影响大气污染的因子有哪些?它们是如何影响其散布的?影响污染物散布的因子很多，主要有风、湍流、大气稳定度、温度层结、云、辐射、天气形势、降水以及下垫面条件和其它物理化学过程。风的作用是整体的输送和对污染物的冲淡稀释作用；湍流运动会造成流场各部分之间强烈的混合和交换，以致不断将清洁空气卷入污染的空气，同时将污染空气带到周围空气中去，这就大大地加快了污染物的散布速率。风和湍流是决定污染物质在大气中稀释扩散的最直接、最本质的因

50、子。通常，风速越大，湍流越强，稀释扩散的速率越高。凡是有利于增大风速和增强湍流的气象条件都会有利于污染物的稀释扩散。大气温度层结影响湍流的强弱，因此，气温的垂直分布与大气污染物的散布有十分密切的关系。云、辐射和天气形势这些宏观气象特征影响支配着近地面能量与温度层结的变化，从而也对大气污染物的散布有影响。太阳辐射是近地面层温度随高度分布周日变化的主导因素。云对辐射可起到屏障作用，它既阻挡白天太阳向地面的辐射，又阻挡夜晚地面向上的辐射，使得气温随高度变化的趋势趋于缓和。从而影响大气稳定度，进而影响大气的湍流强弱，一定的气象条件与伴随的大气现象都与相应的天气形势相联系的，因而与大气污染物散布有关的气

51、象因子也随之相关联。降水的清除作用可能是降低大气中污染物浓度最快速有效的因子。机械湍流的能量来源于风随高度的变化和地面粗糙度，气流流过粗糙地面，将随地形表面的起伏而抬升或下沉，于是，湍流活动会由这种机械作用而产生或增强，风速愈大则愈强。下垫面不仅通过粗糙度和风随高度的变化影响大气污染物的散布，而且也会因一些特殊地形和下垫面条件，如山谷地形，水陆交界，城乡交界等形成一些特殊大气过程和气流分布形式，从而直接影响大气污染物的散布。33. 按温度的垂直分布特点可将地球大气分成哪几层？最下面一层的主要特点是什么？按温度的垂直分布特点可将地球大气分成对流层、平流层、热层、中层、外层共5 层。最下面一层对流

52、层的主要特点为：1）温度随高度的增加而降低，气温递减率r的平均值为 6.5 C/km2）对流层中空气的垂直运动显着3）集中了80%的大气质量和几乎全部水汽4）云雾降水均发生在此层5）受地表影响最强烈，空气属性的水平分布很不均匀34. 未饱和湿空气绝热上升时为何会降温？未饱和湿空气绝热上升时为何会发生凝结？气块上升时由于周围大气的气压越来越低，气块为了与周围气压相平衡就不断膨胀对外作功，消耗气块自身的内能，这个过程会使气块降温。气块上升过程中由于绝热， 除了当气块上升到凝结高度以上时凝结潜热释放供给气块热量外，没有其他热量供给，而凝结产生的热量没有气块所消耗的内能大，所以不管是否发生凝结，气块温度总是随着高度的增加不断降低的。未饱和气块在起始高度处露点低于其温度。未饱和气块绝热上升时其温度随高度的增加不断降低，而其露点也随高度的增加不断降低，但后者比前者慢，所以必然在上升到某高度时气块温度等于露点温度，达到饱和开始发生凝结现象。35. 简述云雾形成的宏观过程形成云雾的宏观过程实际上是使湿空气达到饱和的宏观