大气科学大纲精华版

1、 大气科学概论总结一、地球大气的成分及分布掌握大气的基本组成；大气是由具有不同物理性质的各种气体以及悬浮其中的不等量固态和液态小颗粒组成的。大气分为：干空气、水汽、微粒杂质和新的污染物。干洁大气的主要成分为:氮、氧、氩理解大气水汽的重要性，水汽是云和降水的源泉。水汽是唯一能在常态中以三种相态存在的物质（固态、液态、气态）随着大气的垂直运动，空气中的水汽会发生凝结或凝华，形成雨滴或冰晶，进而产生云和降水。臭氧的作用：通常称1050千米这一层为臭氧层。a）、能强烈吸收太阳紫外线（90%）以上，使臭氧层增温，并在50Km高度附近形成一个暖区。（影响了大气温度的垂直分布及高层大气的加热过程）b）、使地

2、面上的生物免受过多紫外线的伤害，少量的紫外线，起到杀菌治病的作用。c）、促进大气的增温。（对红外辐射的吸收，使地面向外空间的辐射受阻）气溶胶的作用：（1）在云雾降水中起到凝结核的作用。（2）在大气辐射中吸收和散射太阳、大气和地面辐射，改变地球的辐射平衡。（3）使大气能见度和空气质量变坏。（4）造成严重的大气污染水汽的作用：1）、相变使大气变温2）、水汽的多少对地面和空气的温度影响很大（对大气有温室效应）（它能强烈吸收地面放出的红外辐射，从而使大气获得热量，水汽本身也能放射红外辐射使地面获得热量。）3）、扮演天气现象的主要角色水汽的相变：升华大气科学：是研究地球大气中各种现象的演变规律，以及如何

3、利用这些规律为人类服务的一门学科。地球系统：岩石圈、水圈、大气圈和生物圈共同构成一个综合体，称之为“地球系统”。气溶胶粒子：大气颗粒物是悬浮在大气中的各种固体和液体微粒，统称为大气气溶胶粒子。温室气体：二氧化碳，溴氧等起着使地面和空气增温的效应，因此称它们为温室气体。空气的状态方程：lmol理想气体的状态方程：PV/T=R*（R*=8.314J/mol.K）干空气的状态方程：PdVd=RdT或Pd=pdRdT其中：Rd=R*/|Jdpd=28.964g/mol有：Rd=287J/kg.K水汽的状态方程：e=pvRvT（pv是水汽密度Rv为水汽的比气体常数=461.5J/Kg*K）湿空气的状态方

4、程：P=pRmT（P大气压强p湿空气密度Rm湿空气的比气体常数T大气温度）P=pRdT（1+0.608q）由此可见，湿空气比干空气轻大气颗粒物的来源：天然来源和人为来源，人为来源：1，燃料燃烧产生的固体颗粒物，2,生产性粉尘，3,汽车尾气。简述大气对地球的“温室效应”？答：大气对太阳短波辐射吸收很少，绝大部分太阳辐射能透过大气而到达地面，使地面在白天能吸收大量的太阳辐射能而升温。但大气中的部分气体成分，如水汽、二氧化碳等，都能强烈地吸收地面放射的长波辐射，并向地面发射大气逆辐射，使地面的辐射能不至于大量逸出太空而散热过多，同时使地面接收的辐射能增大（大气逆辐射）。因而对地面有增温或保暖效应，称

5、为大气的“温室效应”。二大气的分层和结构为什么水汽和尘埃是大气的重要成分？答：水汽是云和降水的源泉。水汽是唯一能在常态中以三种相态存在的物质（固态、液态、气态）随着大气的垂直运动，空气中的水汽会发生凝结或凝华，形成雨滴或冰晶，进而产生云和降水。尘埃可以作为大气中水汽凝结或冻结的核心，是形成云、雾和降水的重要条件；它们能吸收和散射太阳、大气和地面的辐射，改变地球的辐射平衡；使大气能见度和空气质量变坏。水循环：干洁大气：不含水汽和悬浮颗粒物的大气为干洁大气，简称干空气大气污染：当由于人为和自然因素改变了大气的组成，致使人类和生态系统出现不良反应,破坏了系统的平衡和协调，就称为大气污染。大气污染引起

6、的全球性环境问题有哪四个方面：温室效应与全球气候变暖；臭氧层的破坏；酸雨；城市空气污染。掌握对流层大气、平流层大气的基本特征；对流层有四个特点：气温随高度增加而降低，其降低的数值随地区、时间和高度等因素而变。每上升100米降低0.65度。大气密度和水汽随高度迅速递减，对流层几乎集中了整个大气质量的3/4和水汽的90%。有强烈的垂直运动。包括有规则的垂直对流运动和无规则的湍流运动，它们使空气中的动量、水汽、热量以及气溶胶等得以混合交换。气象要素的水平分布不均匀。由于对流层空气受地表的影响最大，海陆分布、地形起伏等差异使对流层中的温度湿度等气象要素的分布不均匀。平流层的范围：自对流层顶向上至55k

7、m左右这一范围成为平流层平流层主要特点：20km以下，气温基本均匀；20km55km，温度很快上升，至平流层顶可达270K290K。层内气流平稳、对流微弱，而且水汽极少，因此大多数为晴朗的天空，能见度很好。气温的垂直分布：通常将大气分成对流层、平流层、中层、热层和外逸层等五层。气象要素：表示大气中物理现象和物理过程的物理量统称为气象要素，其中以气温、气压、湿度和风最为重要。气温：表示空气冷热程度的物理量，其中摄氏温度（t）、华氏温度（F）、绝对温度（T）。T=t+273.16F=95C+32气压是指作用在单位面积上大气柱的重量。1mhg=1013.25hpa空气湿度是表示大气中水汽含量多少的物

8、理量。各种湿度参量:水汽压（e）、饱和水汽压（E）、绝对湿度（a=pv）、混合比（r）、比湿（q）、相对湿度（f）、露点温度（td或Td）和霜点温度或Tf）饱和水汽压（E）：在一定温度条件下，一定体积空气中能溶纳水汽分子的数量有一定限度，如果水汽含水量达到这个限度，此时，水汽产生的压力称为E。E=E010at/b+t（E0=6.11hpa，ab为经验常数，对纯水面：a=7.63b=241.9对纯冰面：a=9.5b=265.5）相对湿度f:f=（e/E）100%相对湿度越大，空气越潮湿，也愈接近于饱和，反之空气越干燥，离饱和程度越远。换句话说，fvl空气未饱和,f=l空气饱和状态,fl空气过饱和

9、状露点温度湿空气在水汽含量不变的情况下，等压降温至对水面而言达饱和时的温度，称为露点温度。露点数值只与湿空气的含水量有关而与温度无关。将它作为一个湿度参量，这是露点的一个重要特点。对冰面而言达饱和时的温度称为霜点。温度露点差（t-td）：（t-td）0空气未饱和（t-td）=0空气饱和（t-td）0空气过饱和空气中水汽含量多露温度高，空气中水汽含量少露温度低。风是指空气相对于地面的水平运动。风向是指风的来向。风速是指单位时间内空气相对于地面移动的水平距离。三、大气静力学理解重力与地心引力的概念、重力位势和位势米的概念，静力学方程的意义，重力与地心引力：所谓重力位势，是指单位质量的物体从海平面上

10、（位势取为零）抬升（沿任意路径到）z高度时，克服重力所做的功，位势米的定义：1位势米为质量1千克的空气上升1米时克服重力所作的功，即1位势米=9.8J.kg-1。位势米是表示能量的单位，几何米是几何高度的单位。掌握均质大气的概念，均质大气是指空气密度不随高度变化的大气，并不考虑水汽的影响和重力g随高度的变化。均质大气的密度随高度不变，但其温度是随高度递减的掌握等压面、等高面的概念，气压梯度、气压系统随高度的变化。等高面：等高面是空间高度相等的（平）面，而等压面指空间气压相等的各点组成的面，一般为曲面（因为同一高度上各地的气压不相同），类似于起伏不平的地形曲面。气压梯度：气压梯度是一个空间矢量，

11、其方向垂直于等压面，从高压指向低压（与数学上定义的梯度相反），其大小等于沿着这个方向单位距离内的气压该变量。气压梯度的物理意义是由于空间气压分布不均匀而作用于单位体积空气上的力。气压系统随高度的变化：对于暖高压，由于其地面的高压中心和高温中心一致，随着高度增加，等压面凸起越来越显著，高压越来越强。所以暖高系统能伸展到较高的高空甚至对流层上层，故属于深厚系统。同样分析出冷低压也属于深厚系统。在冷高压和暖低压中，由于水平气压梯度与水平温度梯度方向相反，结果等压面形状随着高度增加而趋向于平缓，气压系统的厚度不大，成为浅薄系统。如果地面的气压中心和温度中心不重合，则气压系统的轴线就会倾斜，低压中心随高

12、度增加向冷区倾斜，高压中心则向暖区倾斜。均质大气的密度随高度不变，但其温度是随高度递减的等压面图：空中一个等压面，用一组等高面来切，所得的交线投影到一个平面上得到一个等压面图。（在图上填写一个等压面的海拔高度并绘在有等高线的图）等高面图：空中一簇等压面，用一个等高面来切，所得的交线投影到一个平面上得到等高面图。气压场的基本型式：低气压、低压槽、高气压、高压脊、鞍型气压场低压（简称低压或气旋）：由一簇闭合等压线构成的中心气压较低。四周气压较高的区域。低压槽：低压向外伸出的狭长部分或一组未闭合的等压线向气压较高一方凸出部分简称槽。高压（简称高压也称反气旋）：由一组闭合等压线构成的中心气压较高，四周

13、气压较低的区域。高压脊：从高压向外伸出的狭长部分（或一组未闭合的等压线向低的一方凸出部分）也称脊。鞍型气压场（简称鞍）：两高压和两低压对应组成的中间区域。气压系统的移动与演变，是预报未来天气的重要依据。位势高度：在绘制气压形势图时，必须知道某一等压面在各个不同地点的高度，这个高度,气象上一般不用几何高度，而是采用位势高度。10位势米=1位势什米无论赤道或是极地,随着高度的增加g逐渐减小，因而各相邻位势面间的距离也就愈来愈大。zg=g大气静力学方程：dp=-pgdz该式说明（大气静止时垂直气压梯度力与重力相平衡）任一两个不同高度上的气压差等于这两个高度之间单位截面积空气柱的重量。dz0、dpv0

14、说明气压随高度增加是减小的。因g随高度的变化很小，所以气压递减快慢，主要决定空气密度。物理意乂：表示大气处于静止时垂直气压梯度力与重力相平衡，即流体静力平衡温压场对称系统：深厚系统：暖高压、冷低压随高度的增加，高压越来越强；浅薄系统:冷高压、暖低压等压面的形状随着高度的增加而趋向于平缓。温压场不对称系统：低压中心随高度增加向冷区倾斜，高压中心向暖去倾斜。地面高低气压系统的改变由温度场的配置决定*气压的高度分布：气压不仅随高度减小，而且其减小的速率随高度的增加而变小，愈到高空，气压降低的速度愈慢，这是由于空气密度随高度的增加而.减小所造成。气压随高度降低的速率与空气密度成正比。ddzcpdcpd

15、.等温大气压高公式，气温不随高度变化的大气称为等温大气。等温大气中气压随高度呈指数递减。气温愈高，气压递减的速度愈慢。位势米的定义：1位势米为质量1千克的空气上升1米时克服重力所作的功，即1位势米=9.8j.kg-l。位势米是表示能量的单位，几何米是几何高度的单位。深厚系统：冷低压，暖高压：水平气压梯度与水平温度梯度相同，气压系统厚度大。温压系统从对流层低层一直延伸到对流层高层，且气压强度随高度增加逐渐增强。浅薄系统：冷高压，暖低压：水平气压梯度与水平温度梯度相反，气压系统厚度不大。温压系统主要存在于对流层低空。四、大气的热力学过程掌握气块（空气微团）的假定、干绝热过程、湿空气的绝热过程、位温

16、和假相当位温、逆温层的概念。气块（空气微团）的假定：是指宏观上足够小而微观上含有大量分子的空气团，其内部可包含水汽、液态水或固态水。有如下规定：A）此气块内温度、压强、湿度等都成均匀分布，各物理量服从热力学定律和状态方程。B）气块运动时是绝热的，遵从准静力条件，环境大气处于静力平衡状态。干绝热过程：是指在绝热过程中，气块内的水汽始终未达到饱和、没有相变发生的过程。干绝热方程干绝热（温度）递减率：在静力平衡大气中，未饱和湿空气在绝热上升（或下降）过程中，由于外界气压变化引起体积的膨胀（或压缩），其温度也随之发生变化。这种作干绝热升降运动的气块的温度随高度的变化率Yd=-dt/dz称为干绝热递减率

17、。上式表明，未饱和湿空气绝热上升时，每升高100米其温度下降0.98；同理，每下降100m，温度升高1C。在上升过程中，气层顶部和底部的温差加大，使原稳定层结变为不稳定层结。这种由整层空气抬升而发展起来的不稳定，称为对流性不稳定或位势不稳定。判断静力稳定度的方法气块法：假设气块垂直运动满足以下假定；气块作垂直运动时,周围的环境大气仍保持静力平衡状态；气块与周围环境之间无混合，即不发生质量和热量的交换；在任一时刻气块的气压与同高度环境空气的气压相等，符合准静力条件。湿绝热过程：未饱和湿空气上升时，先按干绝热过程降温，到达凝结高度水汽达饱和时就开始出现凝结，如果饱和气块继续上升，其绝热过程就成为湿

18、绝热过程。湿绝热温度递减率Ym与丫d相比，至少有两点区别：因为Y(Y)Yd;msdd=g/Cpd是常数，而Ym是P、T的函数，不是常数。干、湿绝热直减率与气温直减率的比较m:反映气块在湿绝热过程中自身的温度递减率；d：反映气块在干绝热过程中本身的降温率；:反映气块周围大气环境温度随高度的分布，可变；位温：是气块沿干绝热过程移动到lOOOhpa时气块所具有的温度，以e表示。假相当位温：定义气块假绝热上升至水汽全部凝结时得到的最大e值为假相当位温ese。逆温层：一般情况下，在低层大气中，气温是随高度的增加而降低的。但有时在某些层次可能出现相反的情况，气温随高度的增加而升高，这种现象称为逆温。出现逆

19、温现象的大气层称为逆温层。掌握热力学第一定律在大气中的表达式、大气静力稳定度的判别，条件性不稳定、对流性不稳定的意义，dQ=CpdT一热力学第一定律在大气中的表达式:或dT=和+罗-CCP是定压比热、dT温度的改变量、R是常数、dp是气压的改变量大气静力稳定度：处于静力平衡状态的大气中，一旦空气团块收到外力(动力或热力)因子的扰动，离开原来位置，产生垂直运动。当除去外力后，空气能保持它的原位。或上升或下降的这种趋势，称为大气静力稳定度。大气静力稳定度的判别：YY对于干空气和饱和湿空气都是不稳定的，称为“绝对不稳定”YY“对于干空气和湿空气都是稳定的，称为“绝对稳定”。YYmY对于干空气是稳定的

20、，对湿空气为不稳定，称为“条件性不稳定”。mdY=Yd对干空气为中性，对湿空气为不稳定。Y=Y:对干空气是稳定的，对饱和湿空气是中性层结。(Y为层结曲线，Yd为干绝热线，Y为湿绝热递减率)dm条件性不稳定：YY0）,背风而立，高压在右，低压在左；在南半球（f0），背风而立，高压在左边，低压在右。这种地转运动的风场与气压场关系首先由白贝罗注意到，因此常称之白贝罗风压定律。湍流是这样一种不规则运动，其流场的各种特征是时间和空间的随机变量，因此其统计平均值是有规律的。大气边界层一般可分为两层：近地层和摩擦层上层。系统性垂直运动通常是指由于水平气流的辐合、辐散、锋面强迫抬升及地形抬升等动力作用引起的大

21、范围上升或下沉运动。其特点是垂直速度小、持续时间长，能造成大范围层云和连续性降水，对天气的形成和演变产生很大影响。正压大气：如果大气密度的空间分布只是气压的函数，称这样的大气为正压大气。斜压大气：密度分布不完全由气压分布所决定，还与其他气压要上要素有关的大气称为斜压大气。大气环流是指大范围的大气运动状态或某一时段的变化过程。大气环流通常包含平均纬向环流、平均水平环流和平均径圈环流3部分。影响大气环流的因子，也就是形成和影响大气运动的因子，它包括太阳辐射、地球自转、地球表面的不均匀性、地面摩擦力以及大气本身的尺度和物理特性等几个基本因子。单圈环流一一哈特莱环流：假定条件：仅考虑太阳辐射（英国的哈

22、德莱Hadley）；假设地球表面均匀，不考虑地球自转三圈环流模式:假定条件:假设地球表面均匀;考虑太阳辐射和地球自转;水平地转偏向力A=2QVsin三圈环流模式大体上反映了大气环流的最基本情况：a）赤道与两极之间的温差是引起和维持大气环流的根本原因；b）地转偏向力使赤道和两极间温差所引起的径向环流变为纬向环流；c）大气环流的基本形势是以纬向气流为主了解边界层中风随高度的变化：在摩擦层中风随高度的变化，既受摩擦力随高度变化的影响，又受气压梯度力随高度变化的影响。假若各高度上的气压梯度力都相同，由于摩擦力随高度不断减小，其风速将随高度增高而逐渐增大，风向随高度增高不断向右旋转（北半球），到摩擦层顶

23、部风速接近于地转风，风向与等压线平行。地转偏差：实际风与地转风的向量差，又称偏差风。等压线有辐合辐散时会产生地转偏差；等压线呈南北走向，且等压线之间等距时，会产生地转偏差；气压变化不一致时，会产生地转偏差。摩擦力对空气水平运动的影响摩擦力使得风斜穿等压线，由高压吹向低压。在北半球，背风而立，高压在右后方，低压在左前方。在摩擦层中，风速随高度增加而逐渐增大，风向则随高度增加而逐渐右偏，到摩擦层顶，风几乎沿等压线吹了；在同一气团控制下，近地层中风还存在着有规律的日变化，在同一天中，日出以后，风速逐渐增大，午后达到最大值，夜间风速减小，在高层大气中则相反；在近地层中，由于空气的乱流作用，使得风具有阵

24、性的特征，风的阵性是指风向变化不定，风速时大时小的特性。边界层风随高度的变化：埃克曼螺线。影响我国的大气活动中心：冬季：阿留申低压、蒙古冷高压；夏季；印度低压、太平洋副热带高压。半永久性大气活动中心：阿留申低压，太平洋副热带高压。季节性大气活动中心：蒙古冷高压；印度低压、地方性风：山谷风、海陆风。海陆风：在沿海地区发生的昼夜间有风向转换现象的风山谷风：山地中，风随昼夜交替而转换方向。白天风从山谷吹向山坡称为谷风；夜间风从山坡吹向山谷称为山风，山风和谷风合称为山谷风。六、地面和大气中的辐射过程掌握大气辐射、太阳常数、大气逆辐射、地面有效辐射的基本概念，大气辐射：由大气发射出的辐射，一部分到地面、

25、一部分为周围大气所吸收，少量射向宇宙太阳常数：假设在大气上界日地平均距离处，放一块与太阳光垂直的平面，在这个平面上,每单位时间、单位面积上所接受的太阳辐射能，称为太阳常数。0=1372瓦/平方米（W.M-2）大气逆辐射：向下到达地面的大气辐射称为大气逆辐射。地面有效辐射：是指地面辐射和地面所吸收的大气逆辐射之差。Fo=FE理解地气系统对太阳辐射的吸收和反射及地气之间的辐射交换过程。根据图中所示，在入射太阳辐射这100个单位中，有20个单位被平流层臭氧、对流层水汽和气溶胶以及云所吸收，30个单位被空气分子、云及地面散射或反射回太空，只有50个单位被地球表面吸收。在呗地面吸收的50个单位的太阳辐射

26、中，20个单位以长波辐射的形式进入大气，30个单位则经过湍流和对流以感热和潜热形式传输至大气。在20个单位的地球长波辐射中，14个单位被大气（主要是水汽和二氧化碳）吸收，6个单位则直接进入太空。所以，对于大气而言，它吸收了20个单位的太阳辐射，14个单位的长波辐射，以及30个单位的显热和潜热形式的能量，再以长波辐射形式向太空发射64个单位，达到平衡。基尔霍夫定律：在热平衡条件下，一物体放射波长入的辐射率和该物体对波长入辐射的吸收率之比等于同温度、同波长时的黑体辐射率。该定律的意义是：对不同的物体辐射能力强的物体，其吸收能力也强；辐射能力弱的物体，其吸收能力也弱。对同一物体，如果在温度T时，它辐

27、射某一波长的辐射，那么在同一温度下它也吸收这一辐射；如果物体不吸收某波长的辐射，它也就不放射这个波长的辐射到达地面的太阳辐射包括太阳直接辐射和天空辐射（即太阳散射辐射）两种。太阳直接辐射的大小主要是由太阳高度角和大气透明系数决定的。天空辐射：到达地面的辐射除太阳直接辐射外，还有从天空各方向散射而来的太阳散射辐射。散射辐射来自整个半球天空，又称天空辐射。到达地面的太阳辐射包括太阳直接辐射和天空辐射（散射辐射）两种地面总辐射：到达地表的太阳直接辐射与散射辐射之和称为地面总辐射。地面能吸收太阳短波辐射，同时按其本身的温度不断向外放射长波辐射。云对太阳辐射的作用主要是散射和反射。大气辐射的强弱既决定于

28、大气温度，又决定于大气湿度和云况。温度愈高，水汽和液态水含量愈大，则大气辐射也愈大。大气温室效应：大气对太阳辐射吸收很小，结果让大量的太阳辐射透过大气到达地面，而大气又强烈地吸收地面红外辐射而增热，并以大气逆辐射的方式返回一部分给地面，使得地面不致失热过多，大气的这种作用犹如花房的保暖作用，称为大气温室效应，简称大气效应。气温年较差：一年中月平均气温最高值与最低值之差，称为气温年较差。各种物体之间通过辐射来交换热量，称为辐射热交换。当物体放出的辐射等于吸收的辐射，它的热状态保持不变，此时称为辐射平衡。太阳辐射通量密度或辐射率随波长的分布称为太阳辐射光谱。地面由于吸收太阳总辐射和大气逆辐射而增加

29、热量，同时又向外放射长波辐射而损失热量。地面收入辐射能减去支出，所得辐射能的差值称为地面辐射差额。把地面和大气看成一个整体，对此整体所计算的辐射差额，称为地气系统的辐射差额。辐射通量(radiantflux)：指单位时间能通过某一平面(或虚拟平面)的辐射能，也称辐射功率，单位J/S或W。辐射通量也可指单位时间内某个表面发射或接收的辐射能。以巾表示辐射通量。辐亮度的物理意义是：在辐射传输方向上的单位立体角内，通过垂直于该方向的单位面积的，单位波长间隔的辐射功率。辐射通量密度E(radiantfluxdensity)单位时间通过单位面积的辐射能量斯蒂芬-玻尔兹曼(Stefen-Boltzmann)

30、定律1879年斯蒂芬由实验发现，1884年波尔兹曼由热力学理论得出：绝对黑体的积分辐出度与其温度的4次方成正比。普朗克定律表明：绝对黑体辐射率跟波长和温度有关。七、大气边界层掌握大气边界层的基本概念，大气边界层：通常指从地面到高度约为11.5km之间的大气层，也称行星边界层。理解边界层在现代气候学中的作用，边界层大气中的湍流运动能将大气的动量、热量、水汽和质量(包括污染物)不断地从地表向上输送，因此边界层在大气和下垫面的相互作用和影响，以及污染物的扩散输送中起着重要作用。(答案不确定)掌握海陆风的形成机理用斜压大气中的绝对环流原理来解释海陆风。在沿海地区低层大气中，白天风常从海上吹向陆地，夜间风从陆地吹向海洋，这就是海陆风，它是由海陆下垫面热力差异而形成的一种中尺度地方性环流。在晴空弱风的条件下，因为海水的比热远大于陆面。于是，白天因太阳辐射使陆面升温比海面快，从而使陆面温度高于海面；晚上因地面长波辐射而降温，陆面又比海面快，使陆面温度低于海面，根据热力环流的特点，在低层空气由冷区流向暖区，于是在沿海地区，空气白天吹向大陆，晚上由大陆吹向海洋，这样就形成了海陆风。边界层：大气边