大气物理学复习纲要Word文档下载推荐.doc
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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。
①二氧化碳。
在11～20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。
②臭氧。
主要分布在10～50公里之间，尤其集中在20～30公里范围内。
臭氧强烈吸收太阳紫外辐射（0.2~0.29um），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。
③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。
④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。
⑤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1000～2400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。
①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。
②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：
③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：
④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。
⑤风：
空气的水平运动。
风是向量，有数值大小（风速）和方向（风向）。
⑥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。
⑦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。
⑧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。
⑨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。
⑩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：
……….①
其中，A为气块的上下表面积
由①式得：
假定：
△z0，则
这是静力学方程的主要形式。
P（E+△Z）
△Z
ρA△Zg
P（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=-ρg（ρ表示空气密度）分析静力学方程可得到以下几点结论：
1.当dz>
0时，dp<
0，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
P0
P
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：
①空气中无水汽；
②86KM以下大气为均匀混合物，呈静力平衡和层状分布；
③11KM下气温随高度降低，0.65度/100m；
④11-20KM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=P110-（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=ρgdZ。
方程说明：
气压随高度递减的快慢取决于空气密度（ρ）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（４８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：
①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17～18千米，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300～500千米的大气层；
热层顶以上的大气层称外层大气。
②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。
③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FλT和它的吸收率AλT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（AΛt=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）=σT4,σ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：
atmosphericradiation其他名称：
长波辐射。
大气发射的能量主要集中在4～120μm波长范围内的辐射。
大气辐射（atmosphericradiation） 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（λ）有关。
常用尺度参数α=2лr/λ作为特征量，根据a的大小，将散射分类：
当α<
0.6时，称瑞利散射（或分子散射）；
0.6〈α〈400时，称米散射（或粗粒散射）；
α>
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（atmosphericscattering），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。
ΔU=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℃。
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