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1、大气科学基础复习大纲确定各种特征高度：抬升凝结高度：通过（P, T ）沿干绝热上升到与通过（P, Td ）的等饱和比湿线的交点即为 凝结高度。自由对流高度：气块温度大于环境温度的高度确定不稳定能量：层结曲线与状态曲线包围的面积状态曲线位于层结曲线右边，算作正面积对流有效位能是正面积的综合确定各种温度参量：位温：沿干绝热线移动到lOOOmb处所对应的温度值。假相当位温：通过（P, T ）按干绝热上升到达凝结高度（上升到与通过（P, Td ）的等饱和 比湿线相交），然后按湿绝热上升直至与干绝热线近似于平行，然后沿干绝热线下降到 lOOOmb处的温度即是。大气静力稳定度稳定气层：气层中气块受扰后产生
2、一个垂直位移，气块到达新位置后有返回原来位置的趋 势。不稳定气层：气层中气块受扰后产生一个垂直位移，气块到达新位置后有离开原来位置的 趋势。中性气层：气层中气块受扰后产生一个垂直位移，气块到达新位置既无返回原来位置又无 离开的趋势。位势不稳定包括条件不稳定和对流不稳定条件不稳定针对气块，对流不稳定针对气层条件不稳定：当/为，对任何气层不稳定，称为绝对不稳定气层；当7 小 对任何气层稳定，称为绝对稳定气层；当YmYYd对未饱和气层，为稳定；对干饱和气层，受垂直向上扰动为不稳定，受垂 直向下扰动为稳定；对湿饱和气层，不稳定，称为条件不稳定气层；当7 =为，对未饱和气层为中性；对湿饱和气层为不稳定；
3、对干饱和气层，受垂直向上扰 动为不稳定，受垂直向下扰动为中性；当/ =，对未饱和气层为稳定；为湿饱和气层为中性；对干饱和气层，受垂直向上扰动为中性，受垂直向下扰动为稳定。气层不稳定能量绝对稳定型：气块温度总小于气层温度，在埃玛图上气层不稳定能量为负绝对不稳定型：气块温度总大于气层温度，在埃玛图上气层不稳定能量为正潜在不稳定型：真潜不稳定型：正面积大于负面积假潜不稳定型：正面积小于负面积空气湿度对气层稳定度的影响：空气湿度大，则凝结高度低，构成的负面积就小。对流不稳定：气层被抬升后出现的不稳定开始时气块的上下端都按照干绝热上升；由于气层底部湿度较大而先达到饱和状态，按湿 绝热上升，温度递减率下降
4、；气层上部湿度较小仍未饱和，按照干绝热过程上升；因为气 块上下按不同的递减率上升，导致层结发生变化，最终导致不稳定的发生。有利于位势不稳定层结建立的有利因素包括：高空干冷空气平流、低层暖湿气流、地面辐 射加热。云物理学基础成云过程：水汽的凝结与过冷水滴的凝固 成云条件：凝结核（CCN ）、水汽过饱和：最根本条件增大空气湿度使水汽过饱和的途径：降低温度（主要）、增加水汽使水汽压增大（次要）降低温度对相对湿度的影响比增加水汽的影响大20倍 降温途径：热力对流：大气层结不稳定或地面受热不均匀而产生上升运动；动力抬升：暖湿气流受锋面、辐合气流的作用被迫上抬，或在运行中受地形阻挡产生上升气流；云的分类：
5、按云底高度：高云、中云、低云三族低云：积云、积雨云、层云、层积云、雨层云、碎雨云六属多由微小水滴组成，垂直发展旺盛中上部有过冷水滴和冰晶积云：淡积云、碎积云、浓积云 积雨云：秃积雨云、鬃积雨云层积云：透光层积云、蔽光层积云、积云性层积云、堡状层积云、荚状层积云层云：一般由水滴或过冷水滴组成。碎层云雨层:碎雨云：中云：高层云、高积云两属高层云：透光高层云、蔽光高层云高积云：透光高积云、蔽光高积云、积云性高积云、荚状高积云、絮状高积云、堡状高积高云：卷云、卷层云、卷积云三属卷云：冰晶组成。毛卷云、密卷云、钩卷云、伪卷云卷层云：毛卷层云、匀卷层云卷积云：不稳定天气系统。云雾滴的物态：水雾、水云、冰雹
6、、冰云、混合云、混合雾雾： -18-20 水雾 -20含有冰晶，多为混合雾 0水云- 150过冷水滴组成的水云- 30-15混合云- -30冰云云雾滴的大小：雾滴:l-40um ,温度大于0时，雾滴7 - 15um ,温度小于0 z2 - 5um云滴：半径小云lOOum水滴，多数在2-15um雨滴：半径大于lOOum数密度（浓度）：单位体积云体内包含的云滴个数，用立方厘米有云滴（或雾滴）多少个滴谱：不同半径云滴的浓度按半径大小的分布。雨层云滴谱宽，易降水云雾含水量：单位体积空气中水汽或冰晶的质量，单位g/m3云、雾一般温度越高含水量越高；积状云含水量一般大于层状云形成云雾的基本过程冷却过程：绝
7、热冷却、平流冷却、辐射冷却蒸发过程混合过程：水平混合、垂直混合云雾消散的基本过程：增高温度和减小水汽含量雾的分类：气团雾和锋面雾辐射雾：地面辐射冷却使贴地气层变冷而形成的雾平流雾：由于暖湿空气平流到冷的下垫面上经冷却形成的雾上坡雾：空气沿地形抬升，绝热膨胀冷却形成的雾。气层要对流性稳定，否则形成对流云蒸发雾：冷空气移经到暖水面上，由暖水面蒸发，水汽达到饱和凝结形成的。混合雾：两团接近饱和的空气水平混合达到饱和凝结成雾温差大于10,相对湿度大于 95%O地方性雾：都市雾：多凝结核锋面雾：锋前雾、锋际雾、锋后雾水的相变：潜热：物体在等温等压发生相态改变所吸收或释放的能量。（分子热动能及分子间位能）
8、饱和水汽压和温度的关系：随温度增高而增大at马格努斯公式：E = E010向,a=7.45 , b=235相同温度下冰面饱和水气压小于过冷水面饱和水汽压，相差最大；产生冰晶效 应：在由过冷水滴和冰晶组成的混合云中，如果水汽压介于冰面饱和水气压和过冷水面 饱和水气压之间时，对过冷水滴表面水汽未饱和，产生蒸发使水滴变小，水汽向冰晶转 移；对冰晶表面水汽过饱和产生凝华，冰晶增大。云滴增长：凝结增长和碰并增长云滴凝结增长：水滴依靠在水汽分子表面凝聚而增长的过程内部大小云滴、冷暖云滴或冰水云滴共存使水汽从一种云滴转移到另一种云滴上云滴碰并增长：云滴常处于运动当中，这使它们可能发生碰并。大小云滴发生碰并而
9、合并 增大的过程。重力碰并：在重力场中由于大小云滴速度不同而产生碰并现象碰撞系数：实际碰撞的水滴数与大水滴下降路径上圆柱体内水滴总数之比合并系数：碰撞后导致合并的水滴数目与相碰撞的水滴总数目之比碰并系数，碰撞系数乘以合并系数即为碰并系数（捕获系数、捕获效率）云中水滴增大一破碎一再增大一再破碎的循环往复过程，常用来解释暖云降水的形成，称 之为“链锁反应，有时也称为暖云的繁生机制。降水强度：单位时间内降水量降水的种类：连续性降水：降水强度变化小，时间长，范围大；多降自雨层云或高层云间歇性降水：降水强度时大时小，时降时止，变化慢；多降自层积云或高层云阵性降水：骤降骤止，降水强度大，时间短，范围小；主
10、要降自积雨云毛毛状降水：降水量和强度都很小，持续时间不定；主要降自层云人工影响天气基础人工降水基本原理和方法冷云人工降水：根据冰晶水滴共存的冰晶效应，是缺少冰晶的冷云中产生产生冰晶向冷云中播散干冰作为制冷剂，使被、部分水汽和过冷水滴转化为冰晶胚胎直接向冷云中散播碘化银（或碘化铅、碘化汞等），晶体结构与冰晶相似，具有冰核作 用，水汽可在其表面凝华或冻结形成较大冰晶。暖云人工降水：暖云云滴尺度均匀，使其降水原理是使云中大小水滴共存将吸湿性强的粉末（氯化钠、氯化钾等）撒入云中，使水汽和小水滴凝附在盐粉上形成大 水滴直接向云中撒播大水滴，破坏暖云的胶性形成降水如低而厚的浓积云、积雨云，可在云的过冷却水
11、滴区撒入干冰或碘化银；在云体高于0 的部位撒入盐粉，往往效果较好。人工消雾：人工消冷雾：向雾中撒播适当物质使之产生大量冰晶，产生冰晶效应减少和清除大气 中的雾滴。可产生冰晶的物质有制冷剂（液氮、丙烷和干冰等）、人工冰核（碘化银等） 和通过膨胀降温产生冰晶的压缩空气人工消暖雾：减湿法：撒播吸湿性强的盐分，培植大水滴引发冲并，造成雾滴沉降加热法：直接燃烧燃料增加局部区域温度，使雾滴蒸发而消散；消耗能量太大，不经济。混合法大气科学基础复习大纲大气动力学基础作用于空气的力：重力、气压梯度力、地转偏向力、摩擦力 气压梯度力：G =-V/?P其中一切=一（曳：+生7+%E）dx dy dz水平气压梯度力：
12、G = _-V,p1P 垂直气压梯度力：g =-lv p = -k p p dz地转偏向力：C = -2CxD科里奥利系数：/ = 2Osin。x = 2 C vsin 0-2Cwcos0科里奥利力在各方向的分量：y = -2Cucos。z = 2Qucos0du 1 dp，忽略摩擦，标准坐标系的动量方程为：dTp dx+ 2Q vs in 0-2。wcos0=1曳-2Qusin0P dydw15P 仆 /=F 2 2 U COS0 - g dtp dzdu 简化后：；： 市=-fu连续方程:明一况3P如一力ap-szgp+ V(pV) = Odp dp dp ,du dv dwx + u +
13、 v - + w- + p1 + + )=0 dx dy dz dx dy dz+ /?Vv = 0速度散度的意义:D 一 du dv OWVv = + + dx dy dz一 1 dp 1 daVv =p dt a dt单位时间质量的变化率：质量增加，Vy0,流出辐散0 ,体积增加，VD0,膨胀辐散 单位时间体积的变化率：力0 ,体积减少，VD0,水平辐散，包0,垂直速度随高度减小 减弱上升运动 dz0,垂直速度随高度增大 加强上升运动 dz大气中的平衡运动：地转风：在水平气压梯度力与水平地转偏向力达到平衡的风，无加速度、无摩擦的空气水平运动梯度风是水平气压梯度力、水平地转偏向力和惯性离心力
14、三者相平衡时的风。热成风是上层地转风与下层地转风的矢量差，太阳、地面和大气的辐射能量的传递方式：辐射，传导，对流辐射：以电磁波传递能量的过程辐射能：辐射过程传播的能量热辐射：由于热的原因发生的辐射，物体减少本身的内能或吸收传来的热量发生的辐射微波：1mm1m红外波段：0.761000um可见光：0.380.76um 紫夕卜线：0.0010.38um 太阳短波辐射：0.154um 地面、大气长波辐射：3120umP=dQ辐射通量：单位时间内通过空间任一平面的辐射能：力（W）辐射通量密度：单位时间单位面积通过的辐射量：dA发射面放出的称为辐射出射率或辐射能力；接受面的称为辐照度辐射强度：单位时间内
15、通过垂直于选定方向上的单位面积（单位立体角）的辐射能：1=贮dQ辐射亮度：通过选定方向上单位立体角单位面积的辐射通量：L=或咳 出dAcosOdCl dAcosOdF - F;dA辐射光谱：出F = FM Jo z太阳常数：在日地平均距离处大气上界与太阳光垂直面上的太阳辐照度，1367W/m2物体对辐射发生反射、投射与吸收 黑体：吸收率不随波长变化，且都等于1,即对入射辐射全部吸收的物体 灰体：吸收率不随波长变化的非黑体。辐射的基本定律 基尔霍夫定律：在辐射平衡的条件下，任一物体的单色辐射能力与物体对该波长吸收率的 比值是一个温度与波长的普适函数，与物体性质无关。=旦3)也可表达为任意物体的辐
16、射能力与其吸收率之比等于相同温度下的黑体的辐射能力。意义：把物体吸收率、放射率和黑体辐射联系起来2hc51普朗克定律：绝对黑体的单色辐出度随波长变化的函数：（%）=： 丁;Z e -1对应任一温度，只有一个峰值，温度能唯一确定单色辐出度的光谱变化和辐射出射度 单色辐出度随温度升高而增大；峰值随温度升高向短波方向移动。7维恩位移定律：随温度增加辐射能峰值向短波方向移动：4ax =2孚-斯蒂芬玻尔兹曼定律：黑体发射辐射的能力与其绝对温度的四次方成正比：E =太阳温度：约6000K 太阳辐射能力对应峰值0.475um ,对应可见光青光太阳辐射：紫外光区：7% ;可见光区：50% ;红外光区43%影响
17、大气上界太阳辐射的因素：日地距离、太阳高度、白昼长度太阳辐射在大气中的衰减：大气对辐射的吸收、大气对辐射的散射、大气对辐射的反射。大气的吸收：太阳辐射因水汽吸收减弱4-15% ;大气对太阳辐射吸收具有选择性，减弱作用不大；太阳辐射不是大气主要的直接热源。大气的散射：散射：光通过密度或折射率分布不均的介质，除光传播方向外，其他方向也可见到光。瑞利散射（分子散射）：太阳辐射遇到直径比起波长小的空气分子发生的散射。有选择性，波长越短散射越强，天空呈蓝色是因为辐射中波长短。粗颗粒散射（米散射）：太阳辐射遇到空气中波长尺度大的颗粒所发生的散射。无选择性，使天空呈灰白色。大气的反射：无选择性，反射光呈白色
18、太阳辐射在大气中的削弱与其经过路径的空气质量有关，还与大气透明度有关到达地面的太阳辐射：直接辐射和散射辐射直接辐射：受太阳高度和大气透明度影响散射辐射：受太阳高度角，大气透明度和云量、云状有关。总辐射主要决定于直接辐射地面辐射：由地面发射指向的电磁波辐射，大部分被大气吸收大气辐射：大气发射的长波辐射，一部分下达地面，一部分周围大气吸收，小部分到达宇 宙。大气逆辐射：大气辐射指向地面部分大气保温效应：没有大气地表均温255K ,实际288K。地面有效辐射：地面发射的辐射与地面吸收大气逆辐射之差影响地面有效辐射因子：地气温度差、湿度、云、地表植被地面辐射差额：物体辐射能与支出辐射能的差值。无其他热
19、交换方式，辐射差额决定物体 温度的升降。地面辐射差额：获得能量：太阳直接辐射、太阳散射辐射、大气逆辐射失去能量：地面发射的长波辐射、地面对太阳辐射的反射Rg=Q + q +讽 _a(Q + q)_ EgU%=(Q + q)(l-af影响地面辐射差额的因子：昼夜变化和季节变化、地理纬度、地面发射率大气辐射差额：获得能量：太阳短波辐射的吸收、地面有效长波辐射失去能量：大气上界有效长波辐射(=%+片)一旦一般而言，大气辐射差额为负数，热量平衡需要其他热传输渠道来维持，如潜热输送地气系统辐射差额：地面辐射差额与大气辐射差额之和Rs =人 +4 =（Q + “）（1 一&） - E）+ 为 + ”-七U
20、& =（Q + 4）（l-c） +/一兄地气系统辐射差额在不同季节、不同纬度有正有负太阳短波辐射：总吸收：70% :地表吸收、大气吸收、云吸收地表吸收：直接发射到空间、传导和对流到大气、潜热携带到云和大气、辐射到大气总反射：30% :地表反射、大气反射、云反射温室气体：水汽、二氧化碳（CO2 ）、甲烷（CH4 ）、氧化亚氮（N2O ）、臭氧（03 ）、氯氟煌类化合物（CFCs ）、氢代氯氟麻类化合物（HCFCs ）、氢氟碳化物（HFCs ）、全氟碳化物（PFCs ）、六氟化硫（SF6 ）等等。大气热力学基础热力学第一定律：系统热量的变化等于系统内能的变化和对外做功之和： 热力学定律的（T,v
21、）形式：等容条件下，系统不做功，有：6Q = du + PdV = CvdT+PdvpV = RT热力学定律的（TZP ）形式：利用状态方程得：dV） = d（RT）RTpdV = RdT-Vdp=RdTdpP6Q = （G，+ R）dT-RT姐=C dT-RT- 则可得：pp干绝热过程：干空气在状态变化的过程中与外界无质量和热量交换的过程。未饱和湿空气无相变也可视为干绝热。可得热力学方程：c dT R包=0 ,P两边积分得泊松方程：（工产=（产，工=（）需4 B 4 凡T_（P）0.286将气体常数和定压比容的数值填入得:不一仄干绝热方程表明，干空气绝热过程中温度变化的直接原因是气压变化：气
22、压升高，外界对 气块做功，温度上升。X T干绝热温度递减率：”=一5 x = 21L = 0.98（K/100m） dz Cm 1004位温：将任意高度空气块按干绝热过程移到lOOOhPa高度上所具有的温度。T_（ P）0.286T。 PoLet: Po = 1000m/?= Z = （。产86 e woo= e=幽产 p凝结高度：未饱和湿空气绝热上升正好达到饱和状态时的高度。凝结高度上气块温度和露 点温度相等，即：（=TdcTc=一/”0Tdc = TdO - Xrzc可得：O=4c.n n- Z/0湿绝热过程：始终保持饱和状态的绝热过程，与干绝热过程根本区别是有凝结潜热的释 放。可逆湿绝热
23、过程：凝结物留在气块内，下沉时蒸发减缓气块升温过程不可逆湿绝热过程(假绝热过程)：凝结物变为降水掉落地面，下沉时按干绝热过程增:日 /uno湿绝热温度垂直递减率小于干绝热。假相当温度% :湿空气块绝热上升到水汽全部凝结降落后，再沿干绝热过程下降到 lOOOmb时所具有的温度。假湿球温度为/：气块按干绝热过程上升到凝结高度后，再沿湿绝热过程下降到lOOOmb 时所具有的温度。实际不存在。% 。 %温度-压力对数图及应用热力学图解设计要求：坐标为实际气象要素或其简单函数，使基本线条呈直线或近似直线；基本线条交角尽可能大；图上面积应与能量成正比坐标：横坐标是温度，纵坐标为ln(lOOO/p)基本线条等温线、等压线、等饱和比湿线、露点温度、干绝热线、湿绝热线、温度层结曲线、露点 层结曲线、状态曲线。确定湿度参量：给出(T,P)点可以得出该点的饱和比湿值qs,读出(Td,P)所对应的饱和比湿 值qsT即是与(T, Td, P)相对应的实际比湿。实际比湿为露点温度下的饱和比湿饱和水汽压：根据给定的温度T,找到T对应的等温线与622mb等压线的交点，读出通 过该点的等饱和比湿数值，即为与温度T对应的饱和水汽压。实际水汽压：根据给定的露点温度Td,找到Td对应的等温线与622mb等压线的交点，读 出通过该点的等饱和比湿数值，即为与(T,Td)对应的饱和水汽压。