章大气基本物理过程

2024/8/718节，6学时第一节大气中雷电现象及过程第二节太阳的短波辐射第三节地球大气的辐射与传输第四节地球大气的辐射收支第五节大气中的相变过程与雨、雾、雪和冰雹第六节大气热力学第七节大气中绝热过程与位温第八节大气中静力平衡与静力稳定度2024/8/72大气科学是研究地球大气状态的演变和发生在大气中的各种动力、物理和化学现象、过程及其机理。大气物理学是研究发生在大气中的各种物理现象、过程及其机理的科学。其研究对象包括：大气的组成、成分与物理结构水的相变与云雾降水的形成辐射能的吸收、放射、传输及其转换过程、能量交换大气中的声、光、电现象2024/8/73第一节

大气中雷电现象及过程2024/8/74一、大气中的雷电现象雷电由雷声与闪电组成雷电是主要的自然灾害：影响航天、航空、通讯毁坏建筑、电设备致人伤亡。2024/8/752008年9月20日到26日四川共发生雷电闪击近12万次

四川在线消息：四川省气象台发布近期雷电气象统计信息。22日晚到26日盆地西部出现了强雷暴和持续性暴雨天气过程，持续时间长、局地强度大。20日到26日，全省共发生雷电闪击118611次，创我省有雷电监测资料以来最高纪录。上图24日凌晨，成都再度遭遇强雷暴天气

闪电在云与地表之间发生，称为云地闪（下图）。在云中发生，称为云内闪。2024/8/76雷电知识雷电是一种常见的大气放电现象。在夏天的午后或傍晚，地面的热空气携带大量的水汽不断地上升到高空，形成大范围的积雨云，积雨云的不同部位聚集着大量的正电荷或负电荷，形成雷雨云，而地面因受到近地面雷雨云的电荷感应，也会带上与云底相反符号的电荷。2024/8/77雷电知识当云层里的电荷越积越多，达到一定强度时，就会把空气击穿，打开一条狭窄的通道强行放电。当云层放电时，由于云中的电流很强，通道上的空气瞬间被烧得灼热，温度高达6000--20000℃，所以发出耀眼的强光，这就是闪电，而闪道上的高温会使空气急剧膨胀，同时也会使水滴汽化膨胀，从而产生冲击波，这种强烈的冲击波活动形成了雷声。一次雷击或者一次云闪所释放出的能量大约在300千瓦以上，如果把这些能量全部利用起来，可供一个普通家庭使用2个月以上。由于雷电释放的能量相当大，它所产生的强大电流、灼热的高温、猛烈的冲击波、剧变的静电场和强烈的电磁辐射等物理效应给人们带来了多种危害。2024/8/78(一)“云地闪”过程又称天地闪，破坏力大。分四个阶段：梯级先导第1次回返闪电直窜先导第2次回返闪击2024/8/79云地闪的形成与演变过程图梯级先导第1次回闪直窜先导第2次回闪2024/8/710云地闪的形成当雷雨云移到某处时，云的中下部是强大负电荷中心，云底相对的下垫面变成正电荷中心，在云底与地面间形成强大电场。在电荷越积越多，电场越来越强的情况下，云底首先出现大气被强烈电离的一段气柱，称梯级先导。这种电离气柱逐级向地面延伸，每级梯级先导是直径约5米、长50米、电流约100安培的暗淡光柱，它以平均约150000米/秒的高速度一级一级地伸向地面，在离地面5─50米左右时，地面便突然向上回击，回击的通道是从地面到云底，沿着上述梯级先导开辟出的电离通道。2024/8/711云地闪的形成回击以5万公里/秒的更高速度从地面驰向云底，发出光亮无比的光柱，历时40微秒，通过电流超过1万安培，这即第一次回闪。相隔几秒之后，从云中一根暗淡光柱，携带巨大电流，沿第一次闪击的路径飞驰向地面，称直窜先导，当它离地面5─50米左右时，地面再向上回击，再形成光亮无比光柱，这即第二次回闪。接着又类似第二次那样产生第三、四次闪击。通常由3─4次闪击构成一次闪电过程。2024/8/712(二)“云内闪”过程雷暴云内部的闪电表现为云内移动的火花或先导在云中正、负电荷区之间活动产生暗淡而连续的光2024/8/713(三)雷声发生原因：闪电通道中的空气因放电而猛烈升温，气压猛升，闪电通道很快向周围大膨胀，产生猛烈的冲击波，其中一部分大振幅的声波，这就是雷声。雷声总是伴随着闪电而发生但先看到闪电，后听到雷声因为光波比声波传播快光每秒能走30公里，而声音只能走340米。一般25km外就听不到雷声了2024/8/714(三)雷声美国富兰克林1752年的风筝实验雷暴带电雷的本质就是电近代观测，云中强烈起电现象常出现于霰或雹等强烈降水过程起电理论热电效应起电感应起电2024/8/715二、雷电的产生原因

(一)热电效应这种起电理论是基于冰的热电效应对冰条一端加热——〉温度差水分子分解正负离子及差异（热的一端离子多）离子浓度不均，产生迁移正离子迁移率大，负离子几乎不迁移温度低的一端+电荷，温度高的一端-电荷形成一个电位差2024/8/716(二)雷暴云热电效应的起电机制（两种）1．第1种起电机制含冰块和霰粒的混合云水滴、冰晶与冰块相碰过冷水滴释放潜热，雹块升温冰晶带正电，雹块带负电雹块下降，冰晶上升雷暴云上部正电荷，下部负电荷形成强的电位差2024/8/717(二)雷暴云热电效应的起电机制（两种）2.第2种起电机制假设有过冷却水滴与雹块相碰表面结成的冰壳就向水滴内部增厚，冰壳内表面与水相接，温度为0度，而冰壳外部低于0度，冰壳内外形成温度梯度，冰壳的外表带正电从冰壳外表飞出的小冰屑带正电，而冰块带负电小冰屑上升，冰块下落从而也形成了强的电位差。2024/8/718

(三)雷暴云的感应起电机制云质粒与降水质粒受到极化，极化的结果使它们下半部带正电，上半部带负电。当云质粒与向下落的降水质粒下部相碰时，云质粒的负电荷会传到降水质粒上，若云质粒从降水质粒弹开来则带负电的降水质粒向下运动，而带正电荷的云质粒随上升气流向上运动这就会使雷暴云中上部带正电，而下部带负电，从而产生雷暴云的电位差。2024/8/719三、雷电的防护

(一)避雷针技术装置避雷针是避免雷击的有效方法。在房屋最高处竖一金属棒，棒下端连一条足够粗的铜线，铜线下端连一块金属板埋入地下深处潮湿处。金属棒的上端是一个尖头或分叉为几个尖头当空中有带电的云时，避雷针的尖端因静电感应就集中了异种电荷，发生尖端放电，与云内的电相中和，避免发生激烈的雷电，这就是避雷针能避雷的一方面。但这种作用颇慢，如果云中积电很快，或一块带有大量电荷的云突然飞来，有时来不及按上述方式中和，于是有强烈的放电，雷电仍会发生。由于避雷针高过周围物体，它的尖端又集中了与云中电异号的电荷，如果雷电是在云和地面物之间发生，放电电流主要通过避雷针流入大地因此，不会打在房屋或附近人的身上，只会打在避雷针上了。由此可见，避雷针的尖端放电作用会减少地面物与云之间打雷的可能性；到了不可避免时，它自己就负担了雷的打击，房屋与人得到了安全。北京展览馆埃菲尔铁塔

应县塔美国国会大厦2024/8/721

(一)避雷针技术由于避雷针的构造和作用，我们要特别注意保持避雷针的良好导电性。一旦有一处联接不好，或断了，断口以上的一段就成为一个隔离的导电系统。如果放电，强大的放电电流只能通过建筑物放出大量热量，于是引起雷击。这样不但不能避雷，反而还招来雷祸。为防意外，高大建筑物最好竖起几条避雷针。另外，每一又避雷针只能保护一定的建筑面积，对于较大的建筑物也需要竖起几条避雷针。2024/8/722人的闪电防护雷鸣电闪时在室外的人，为防雷击，应当遵从四条原则。一是人体应尽量降低自己，以免作为凸出尖端而被闪电直接击中。二是人体与地面的接触面要尽量缩小以防止因“跨步电压”造成伤害。所谓跨步电压是雷击点附近，两点间很大的电位差，若人的两脚分得很开，分别接触相距远的两点，则两脚间便形成较大的电位差，有强电流通过人体使人受伤害。第三是不可到孤立大树下和无避雷装置的高大建筑体附近，不可手持金属体高举头顶。第四是不要进水中，因水体导电好，易遭雷击。总之，应当到较低处，双脚合拢地站立或蹲下，以减少遭遇雷的机会。雷电期间在室内者，不要靠近窗户、尽可能远离电灯、电话、室外天线的引线等；在没有避雷装置的建筑物内，应避免接触烟囱、自来水管、暖气管道、钢柱等。2024/8/7232024/8/724

(二)雷电定位技术（闪电定位）近年来发展起来的雷电防护技术之一，它可以提供雷击点的精确地理位置及时间演变特征使电站、电网和通讯设备的设计，避开多雷击发生处为航天、航空服务发现森林的雷击处，预防森林火灾具有重要的应用价值。2024/8/725闪电定位仪

探测闪电发生的强度、方向、频率及其变化的仪器。2024/8/726

(三)人工引雷技术20世纪70年代末以来，用火箭拖带接地的细金属导线对雷电进行人工引发，它可以使人们能够在一个可以控制的环境中研究雷电的物理过程及其雷电与建筑物、目标物的相互作用。人工引雷的实质是在雷暴强电场作用下，火箭和细导线尖端处上行电荷的激发和传播并导致云中电荷的对地释放，这与一般目标物受雷击的物理过程是一样的此技术可用来研究雷电危害的机理和检验各种避雷装备的防雷性能。在军事、能源利用上前景广阔。人工防雷技术的实验广泛在法、美、日和我国进行。中国科学院寒旱所（兰州）在这方面已有很多实验结果。2024/8/727(四)消雷装置从20世纪70年代以来，世界各地发明了各种消雷装置如美国的消散阵系统英国的雷电抑制器我国的半导体长针消雷器。这些装置虽可以大大减少建筑物或电讯设备遭受雷击的危害，但迄今有些设计的原理还不十分清楚。总之，雷电的危害大，物理机制复杂，防雷技术不完美，还需进一步深入研究。气象业务的多轨道——雷电视频：闪电2024/8/728第二节太阳的短波辐射2024/8/729地球大气的能量几乎全部来自太阳。太阳不断地向地球大气和地表面发射电此磁波由于太阳辐射99％以波长小于4μm的电磁波辐射，故又称短波辐射。太阳辐射经过大气要被散射、吸收，并被地表面反射，其过程是很复杂的。2024/8/730一、有关辐射的几个定律

(一)发射能力和吸收能力从实验结果可知，在单位时间内从某一物体单位面积上向各个方向所发射的频率范围内的辐射能量可写成：E是频率和温度的函数，称为该物体在温度T时发射频率为ν(读nu)的辐射能量的发射能力。此外，当一定量的辐射照射在某物体表面时，其中一部分会被该物体吸收，其余部分则被反射或散射，或透过物体。我们将物体吸收到的辐射与照射到的辐射总量之比称为吸收能力，记为A。同样，A也是辐射的频率和物体的温度的函数。2024/8/731(二)基尔霍夫辐射定律辐射与热平衡假定一物体与其他物体之间只能通过辐射和吸收来交换能量，当该物体发出的辐射能量比吸收的能量多时，它的温度就会下降，这时辐射就会减弱；反之，当发射的辐射能量比吸收的能量少时，温度就会上升，辐射就会增强。如果这一系统是封闭的，则经过一段时间后，物体之间就会建立起热平衡状态，此时各物体在单位时间内发出的辐射能量正好等于吸收的能量因而，在热平衡状态下，辐射能力较强的物体，其吸收能力也就较强；反之，辐射能力较弱的物体，其吸收能力也较弱。2024/8/732(二)基尔霍夫辐射定律对地球大气，基尔霍夫定律都是成立的。只要气体分子碰撞频率与吸收和发射的频率相比是较大的，那么基尔霍夫定律就适用于该种气体。而在地球大气中，一直到60km高度（包括对流层和平流层），这个条件都是满足的，因而基尔霍夫定律是适用的。2024/8/733(三)普朗克黑体辐射定律也简称作普朗克定律或黑体辐射定律根据黑体的定义，黑体它吸收所有波长的辐射，即吸收能力为1，又能发射所有波长的电磁波根据基尔霍夫定律，黑体的发射能力完全由它的温度和辐射频率所决定。黑体所发射的单色辐射强度可写成：德国物理学家马克斯·普朗克2024/8/734(三)普朗克黑体辐射定律即普朗克定律（1901年）是用于描述在任意温度T下，从一个黑体中发射的电磁辐射的辐射率与电磁辐射的频率的关系公式。电磁波波长和频率的关系为：λ=c/νh=6.626×10-34J·s称为普朗克常数k=1.38×10-23J/K称为玻尔兹曼常数c=3.0×108m/s为光速温度为T时，波长λ发射的辐射能量2024/8/735(四)斯蒂芬-波尔兹曼定律将上述普朗克定律在所有频率范围内积分，可得到黑体的辐射通量如右式即斯蒂芬－玻尔兹曼定律说明黑体辐射只与物体的温度有关黑体的辐射能力与其绝对温度的四次方成正比放射体的温度越高，放射的能量就越大σ＝5.67032×10-8W/m2·K4σ(sigma)称为斯蒂芬-玻尔兹曼常数2024/8/736(五)维恩位移定律由普朗克定律（黑体的发射能力完全由它的温度和辐射频率[波长]所决定）得知，最大辐射强度的波长λm满足下式

λmT=bb=2.8978×10-3m·K，是一常数上式就是维恩位移定律。它表明：当黑体的温度增高时，最大辐射强度向短波方向移动。当黑体温度不高时，辐射能量主要集中在长波区域；温度较高时，辐射能量的主要部分在短波区域。2024/8/737(五)维恩位移定律温度高于绝对温度为零度的物体都向外放射辐射，即电磁波。放射体的温度越高，放射的能量就越大（斯蒂芬-波尔兹曼定律），并且放射能量最大的波长也缩短（维恩位移定律）。因而，实际上，不仅是太阳和地球，所有的物体都发射电磁波。可见光的波长范围：0.35~0.7μm2024/8/738辐射规律大致可以归纳为下列四点：(1)所有物体不论其温度如何，都向外放射辐射能。高温的太阳和地球都在不停地向外辐射能量。(2)温度较高的物体单位面积放射的总能量，要比温度低的物体放射多。如太阳表面温度为6000°K，而地球表面的平均温度为288°K，因而，太阳表面单位面积上放射的能量要比地球表面放射的能量大几百万倍。(3)物体温度愈高，其放射的最大辐射的波长愈短；反之，物体的温度愈低，其放射的最大辐射波长愈长。例如，太阳放射的最大辐射波长0.5微米，而地球放射的最大辐射波长为10微米。(4)辐射能力强的物体，其吸收辐射的能力也强；反之，辐射能力弱的物体，吸收能力也弱。黑体吸收能力最强，放射能力也最强。地球和太阳，对于它们各自的温度而言，都是吸收和放射能力很强的物体，可看作是近似黑体。而地球大气则是选择性的吸收和辐射体。对于某种确定波长的辐射可让其透过(即不吸收)；对于另外波长的辐射，则近乎不透明的(即吸收很强)。2024/8/739无线电波——波长从几千米到0.3米左右，一般的电视和无线电广播的波段就是用这种波；微波——波长从0.3米到10-3米，这些波多用在雷达或其它通讯系统；红外线——波长从10-3米到7.8×10-7米；可见光——这是人们所能感光的极狭窄的一个波段。波长从（78～3.8）×10-6厘米。紫外线——波长从3×10-7米到6×10-10米。X射线（伦琴射线）——波长从2×10-9米到6×10-12米。γ射线——是波长从10-10～10-14米的电磁波。2024/8/740二、太阳辐射太阳辐射，大部分能量分布在波长0.2～4μm的范围内，在0.5μm处辐射最强，其中大约有一半集中在可见光区域地球所发出的电磁波是红外线，其波长范围为4～100μm可将辐射能量分成二种类型：太阳的短波辐射和地球的长波辐射。太阳（左图）和地球（右图）所产生的黑体辐射2024/8/741(一)太阳辐射常数多年的观测表明，太阳辐射的强度没有很大的变化，因而，可以引入太阳常数的概念。定义：在日地平均距离处，与辐射方向成垂直的单位面积上，在单位时间内接受的太阳辐射量，其值为1.38×103W/m2这个值是指太阳辐射未受到地球大气的吸收、散射和云反射时的值。2024/8/742(二)地球上所接收的太阳辐射的变化地球有自转，有公转，因此，地球上所接收的太阳辐射不仅有日变化，而且还有季节变化。太阳高度角2024/8/743(二)地球上所接收的太阳辐射的变化若忽略地球大气对太阳辐射的散射和吸收，则在地面上单位面积所接收的太阳辐射强度比应是

IH＝I0sinαIH是与太阳光线垂直相交的单位面积上所接收的太阳辐射I0是太阳辐射强度2024/8/744(二)地球上所接收的太阳辐射的变化由于地球自转轴与公转轴成66.5°角，这就是说，地球的赤道面与它的轨道面成23.5°角。因此，在北半球夏至(6月22日）太阳位于北纬23.5°的北回归线，这就是说夏至这一日，位于北回归线地方正中午时，太阳高度角是90°；相反，在冬至（12月22日），位于南回归线地方正中午时，太阳高度角是90°。2024/8/745(二)地球上所接收的太阳辐射的变化因此，太阳高度角可为下式：

α=90°-φ+δφ为某地所在的纬度δ为赤纬，即太阳光线与赤道面上的交角sinα=sinφsinδ+cosδcoshh是时角因为地球绕太阳每小时运转15°故地方时与时角的关系为

h=15°×（地方时-12时）2024/8/746(二)地球上所接收的太阳辐射的变化sinα=sin(90°-φ+δ)=cos(φ-δ)可以看出：h不同，sinα变化大，地球上所接收的太阳辐射随太阳高度角的变化有很大日变化。春、夏、秋、冬其赤纬有很大不同，故sinα就有很大变化，因此，地球上所接收的太阳辐射随季节有很大变化。地球上所接收的太阳辐射随纬度而变化。由地球上某地点所在的纬度，以及从所要求的某月、某日和某时便可得知太阳高度角，再由（3.2.5）式便可求出该地点某月、某日、某时大气上界单位面积所接收的太阳辐射量（见图3.2.3）。纬度赤纬时角2024/8/748(三)地球大气对太阳辐射的吸收与散射1、地球大气对太阳辐射的吸收入射到地球大气的太阳辐射量一部分要被大气所吸收与散射，一部分透过大气层到达地面而到达地面的太阳辐射一部分要被地表面反射至大气这就是说，入射太阳辐射量等于地面反射的辐射量，大气吸收的辐射量，透过气层的辐射量之和。太阳光谱中存在许多的吸收带和吸收线，其中有些是由于太阳大气的吸收作用，对这些吸收带或吸收线进行分析，可以知道太阳大气的组成成分。2024/8/749地气系统的辐射平衡2024/8/750(三)地球大气对太阳辐射的吸收与散射另外的吸收带和吸收线则是由于地球大气的吸收作用，吸收太阳辐射的大气气体主要成分有臭氧、氮气、水汽、甲烷等。波长小于0.3μm的太阳辐射（紫外线、X射线）主要被20km以上的臭氧、氧气和氮气所吸收，在大气的高层，因具有很强能量的远紫外线和X射线的作用，产生了电离层。在平流层，因氧气和臭氧的作用，对太阳辐射的吸收主要在近紫外线区域。以上的吸收使得在能够进入大气对流层的太阳辐射中，波长小于0.3μm的辐射相当弱。2024/8/751(三)地球大气对太阳辐射的吸收与散射臭氧是吸收紫外线的主要大气成分，臭氧层是使地球生物圈免受过强紫外线伤害的保护层。电冰箱使用，氟里昂扩散，致使臭氧层遭到破坏，并带来严重重的环境问题。臭氧的减少会导致射到地球表面的紫外线增强，从而艰少农业产量，破坏海洋生物链，增加人类皮肤癌的发病率。因此，国际组织对臭氧层的保护给予了广泛的关注。2024/8/752(三)地球大气对太阳辐射的吸收与散射2、地球大气对太阳辐射的散射在大气中，光线遇到质点或通过光学性质不均匀的介质时，它会向各个方向弥散，这种现象就叫做光的散射。大气对辐射的散射取决于辐射电磁波的波长和散射粒子半径的大小。一般把小于光的波长的微粒对入射太阳辐射的散射现象称为瑞利（Rayleigh）散射。入射辐射的波长越短，被散射的辐射就越强。2024/8/753(三)地球大气对太阳辐射的吸收与散射3、地表面对太阳辐射的反射经过大气散射和吸收之后，透过气层到达地面的太阳辐射一部分要被地表面所反射。一般定义出射辐射能与入射辐射能之比称反射率。遥感技术在科研领域应用以“近10年来青藏高原景观格局变化特征分析”为例2024/8/755第三节

地球大气的辐射与传输2024/8/756一、地球的长波辐射(一)辐射平衡温度太阳辐射被大气散射、反射和吸收，之后它到达地球。一部分被地球表面反射到大气。地球吸收部分太阳辐射而增温；并且，按照基尔霍夫定律，地球将以长波的电磁波向空间辐射而降温。当两者平衡后，地球温度就保持不变的状态，这个状态下的温度称为地球的平衡温度。2024/8/757一、地球的长波辐射从上表可以看出：地球辐射平衡温度为255K，比金星、火星和本星都高。由于地球大气的温室效应，表面实际平均温度比辐射平衡温度要高。2024/8/758一、地球的长波辐射(二)地球辐射特性——长波辐射由于地球温度远比太阳温度低，因此，地球辐射的波长远比太阳辐射的波长要长。如图，太阳辐射在波长为0.5μm处为最强，而地球辐射则在14μm处为最强，此两辐射在4μm为交界，可以清楚分辨出两种不同液长的辐射，因此，太阳辐射称短波辐射，而地球辐射称长波辐射。若以辐射谱线分类，地球辐射属红外辐射，而太阳辐射大部分在可见光部分。2024/8/759一、地球的长波辐射(三)温室效应温室效应，又称“花房效应”，是大气保温效应的俗称。大气能使太阳短波辐射到达地面，但地表向外放出的长波热辐射线却被大气吸收，这样就使地表与低层大气温度增高，因其作用类似于栽培农作物的温室，故名温室效应。2024/8/760一、地球的长波辐射能吸收红外线的大气成分被称做温室气体温室气体有水汽、二氧化碳、甲烷、氧化亚氮气体。这些气体不吸收太阳发射的短波辐射，使得地球能够接受到太阳辐射能量，但另一方面，这些气体却能够吸收地球发射的某些长波长的红外线，从而起到温室效应。2024/8/761一、地球的长波辐射温室效应有利有弊由于温室效应，地球的温度从-18.5℃变到15℃，使我们的家园——地球变得温暖而遣于人类和生物的生存。由环境污染引起的温室效应是指地球表面变热的现象。它会带来以下列几种严重恶果：地球上的病虫害和传染疾病增加；海平面上升；气候反常，海洋风暴增多；土地干旱，沙漠化面积增大。

科学家预测：如果地球表面温度的升高按现在的速度继续发展，到2050年全球温度将上升2－4摄氏度，南北极地冰山将大幅度融化，导致海平面大大上升，一些岛屿国家和沿海城市将淹于水中，其中包括几个著名的国际大城市：纽约，上海，东京和悉尼。2024/8/762二、大气的辐射传输(一)大气的辐射传输先讨论理想状态下大气的辐射传输问题比尔定律关于辐射强度的单色平行辐射通过吸收介质的一般规律。假定在某一介质中，辐射强度在经过了路径dS后被该介质吸收了dIλ

，则Iλ—辐射强度ρ—

密度（几种介质混合）kλa—该介质对波长λ辐射的吸收系数2024/8/763二、大气的辐射传输对平行辐射通过大气时产生的散射，也有类似形式的定律。同时存在吸收和散射时，可将散数系数和吸收系数加在一起，定为削弱系数kλ，即2024/8/764二、大气的辐射传输在实际大气中，上述定律的应用会遇到巨大的困难。首先，削弱系数与波长有关，所以无法直接计算总的辐射变化，这需要对所有波长积分。另外，由于辐射几乎都不是平行辐射，因而需要对所有的立体角进行积分。最后，云和气溶胶产生的散射由于粒子的直径比较大，瑞利定律已经不再适用了。当对这种散射进行计算时，发现该过程本身是极其复杂的，它与粒子的特性密切相关，然而这些粒子的特性和空间分布又变化无常，难于测量。因而，心须采取一系列的近似。2024/8/765二、大气的辐射传输(二)大气对辐射的吸收特性地表面所观侧的光谱要比在大气层顶的光谱弱大气所吸收的部分最明显的是波长大于0.7μm红外光谱部分，这有强水汽吸收带，在波长2μm，除水汽外，还有CO2大气对可见光谱段几乎不吸收，因此大气是太阳辐射可见光部分之窗。地球大气顶（上线）与地球表面（下线）所观测到的太阳辐射光谱2024/8/766二、大气的辐射传输(三)大气遥感原理微波大气遥感利用微波辐射信号探测大气的方法和技术。飞机和卫星上安装可以接收地面或大气射出的各波段辐射能的电磁波接收器（或称传感器），从所测得的辐射能通过大气辐射传输方程反演求解，从而可以推算出云的分布、温度的垂直廓线、各种吸收辐射气体的含量，如水汽和臭氧，并从云可以估算出风。分为主动式微波大气遥感和被动式微波大气遥感两类。作为主动式微波大气遥感的气象雷达，从20世纪40年代起就被应用于大气科学。被动式微波大气遥感的地面试验，起始于60年代初，获得了0～10公里左右的大气温度分布资料。1972年，被动式微波大气遥感在美国“雨云”5号气象卫星上试验成功。1978年美国发射的第三代气象业务卫星“泰罗斯”N号，已正式采用被动式微波大气遥感探测大气温度。此外，微波大气遥感在探测晴空和有云条件下的海温、海面风、海面上空水汽总含量、云中含水量和降水强度方面的试验，也取得了成功。2024/8/767第四节地球大气的辐射收支2024/8/768地气系统的辐射平衡2024/8/769一、入射太阳辐射的收支4％被地表面反射回宇宙空间12％被大气散射掉。一半（6％）向上返回到宇宙空间，另一半则散射到地表由于大气有云，入射的太阳辐射约有20％被云反射到宁宙空间云吸收掉3%的太阳辐射大气中的水汽、O3和气溶胶吸收了17％的太阳辐射，因此，大气与云吸收了20％的太阳辐射有20％被地球吸收由于云的遮盖作用，使24%的太阳辐射返回地表面地表吸收了50％的太阳辐射2024/8/770二、地球大气红外辐射的收支太阳短波辐射(100个单位)气体（H2O，O3…

）吸收：16云吸收：3散射回至太空：6云反射：20地面反射：4地面吸收：51长波辐射(进入太空的量)地面发射：21，其中15为气体吸收，只有6进入太空。大气发射：38云发射：26对大气而言：吸收=16+3+15=34放射=38+26=642024/8/771三、辐射的纬向平均分布吸收的太阳辐射在经向上，即在南北方向上，具有最显著的变化在赤道地区，因为太阳光直射，地—气系统接收更多的辐射而在高纬地区，因为阳光斜射，并且在高纬地区冰雪覆盖的面积大，造成反射率比赤道地区大得多，所以地—气系统吸收的辐射明显的少。在赤道地区地球表面的温度最高，但往外辐射的长波辐射最强的地方并不在赤道这是因为在赤道地区，地表温度最高，使得空气在此地区上空是上升的，致使赤道上空的云量较多，而云能很好地吸收地球放射的长波辐射，具有同温室效应气体一样的作用，于是在赤道地区，从大气顶部射出的地与系统的长波辐射较其两侧稍弱。在35S~35N之间的低纬地区，地—气系统吸收的辐射能量大于放出的辐射能量与此相反，在纬庄高于35的中高纬地区，放出的辐射能置大于吸收的辐射能量。因而，把全球地气系统作为一个整体，维持着辐射平衡但对各个区域，辐射平衡是不成立的，在低纬地区净辐射2024/8/772三、辐射的纬向平均分布如果讨论总能量，那么各个区域在较长时间内依然是能置平衡的。在南北两个半球，均存在着从低纬地区向高纬地区的能量输送，这种能量形式不再是辐射的方式，这种能量的输送是由大气和海洋的运动来完成的。2024/8/773第五节

大气中的相变过程与雨、雾、雪和冰雹2024/8/774一、大气中的相变相变过程是大气中基本物理过程之一。一般物质都以固体、液体和气体3种相态形式存在着。固体内部分子靠电磁力相互结合，只能有很小的振动；液体内部分子可在液体内部移来移去改查形态，但无法脱离液体本身；而气体内部分子并不互相结合，它们是不规则地运动着。当固体温度逐渐上升，固体内分子振动逐渐增强，终致溶解成液体，这就是液化；当固体全部溶解成液体若再加热，分子与分子之间的结合就会被截断，分子就变成自由运动，这就是汽化。如我国北方湖泊、河流中的水在温度很低的冬天就会结成冰，冰是固体，当到春天，由于气温升高，冰就会融解变成湖水或河水，当温度足够高，海水、湖水或河水就蒸发变成气体，即变成大气中的水蒸汽；相反，如果大气中水蒸汽，当温度降低，它就会变成液体水，即水滴，当温度继续下降，水滴就会变成固体的小冰块。大气中成分相态的改变称为相变。2024/8/775(一)大气中的基本相变过程1、融解过程大气中气温大于0℃以上，冰就会变成水，云中小冰粒就会变成小水滴，这就是大气中融解过程。大气中的融解过程需要热量，通常在气温为0℃时，融解热为3.34×105J/kg，这就是说1.0kg的冰融解成水所需要的热量是3.34×105J。因此，在冰雪融化时，大气温度将降低。溶解过程吸收热量，溶解致冷。2024/8/776(一)大气中的基本相变过程

2、蒸发与凝结过程发生在液体表面的汽化过程。蒸发在任何温度下都能发生。在一定温度下，海洋、湖泊、河流的水和地球上含有水分的土壤将不断汽化，从液体水变成水汽输送到大气，这称蒸发过程。蒸发过程吸收热量，蒸发致冷。与上面相反，当大气中水汽被抬升到一定高度因大气温度低，水蒸气就凝结成水滴，这称凝结过程。凝结过程释放热量，又称潜热（latentheat）。大气中因水蒸汽凝结释放出潜热是大气得到热量的一个重要途径。2024/8/777(一)大气中的基本相变过程3、凝华、升华过程凝华：物质从气态不经过液态而直接变成固态的现象。如：冬夜，室内的水蒸气常在窗玻璃上凝华成冰晶；树枝上的“雾凇”；“霜”的形成等。凝华过程物质要放出热量。升华：固态物质不经液态直接转变成气态的现象。如：冬天室外冰冻的衣服变干升华过程物质要吸收热量。升华是凝华的逆过程。2024/8/778水、水汽、冰之间转换的物理过程冰水水汽蒸发凝结凝华升华冻结融化2024/8/779(二)水汽饱和与饱和水汽压空气中含有的水汽所产生的压强，叫水汽压。空气中的水汽压不能无限制地增加，在一定的温度下，如果水汽压增大到某一个极限值，空气中水汽就达到饱和，如果超过这个极限值，将会有一部分水汽凝结成液体水，这一极限值称为该温度下的饱和水汽压。根据理论计算和实验证明，饱和水汽压与温度有关，随温度的升高而迅速增大。2024/8/780(二)水汽饱和与饱和水汽压当饱和水汽压与周围的气压相等时，水就开始沸腾，此时的水温常称水的沸点。平原地区：大气压1013hPa，水的沸点100℃青藏高原：大气压600~500hPa，水的沸点70~80℃。需要使用压力锅做饭。2024/8/781二、大气中的相变现象大气是一部多变的热机，由于大气下垫面有海洋、湖泊和河川以及土壤，它们每时每刻都在发生着蒸发现象，把大量水蒸汽送到大气中。抬升，降温，水汽凝结成小水滴，再抬升降温，形成小粒或冰晶。大气中由这些小水滴或小冰粒、小冰晶组成许多天气现象，如云、雪、雾、雨、冰雹等，这就是大气中的相变现象。2024/8/782(一)云由于当包含水蒸汽的空气块随上升气流抬升达到饱和时，就有水汽向空气中气溶胶质粒上凝结，形成由小水滴组成的云。如图：卫星云图上的台风云系。2024/8/783(一)云云有各种形状，英国学者霍伍德在1803年依云的高度和形状分成如下几种云。注意积云（cumulus）和层云（straus）2024/8/7841、积云积云是在不稳定大气中暖湿空气剧烈上升发展而形成，因此，此种云又称对流云（convectivecloud）。积云发展分五个阶段。第一阶段是云的前方刚要发展的积云，而背后已发展成浓积云；第二阶段是已发展成浓积云，云顶轮廓模糊；第三、四阶段是积云顶部已遇到对流层顶附近，由于无法伸展到稳定的平流层，云被迫水平伸展成云帖（cloudanvil）；第五阶段是积云扩展成卷云。2024/8/7902、层云层云是在较稳定的大气中因大范围上升气流所形成。层云的形成过程，如图当蓝色天空出现像细的羽毛状轻盈云，这就是卷云。这种云处于高度为9km的高空，它一般由小冰粒组成；隔一段时间云层增厚可达2～3km，云底降低，天空渐渐被灰色云所覆盖，即出现高层云，最后出现雨层云，于是就降起雨来。我国地处温带和亚热带，云系不像在热带地区都是对流旺盛引起的积云，引起降水经常是层云和积云的混合。2024/8/791卷云Ci高层云As雨层云Ns卷层云Cs2024/8/792(二)雾凡是大气中因悬浮的水汽凝结，能见度低于1千米时，气象学称这种天气现象为雾。雾实际上也可以说是靠近地面的云。区别：雾接地，云不接地发生原因：一是冷却二是加湿，增加水汽含量或者两者兼有根据生成原因，雾可以分成以下几种：2024/8/7931、辐射雾主要是因为夜间地面辐射冷却，使空气中的水汽达到饱和所致这种雾是地面温度低，从而靠近地表的空气温度低，形成逆温现象，经过长时间，水汽与凝结核下沉致地表而形成。主要发生在晴朗、微风、近地面、水汽比较充沛的夜间或早晨。风速对辐射雾的形成有一定影响。如果没有风，就不会使上下层空气发生交换，辐射冷却效应只发生在贴近地面的气层中，只能生成一层薄薄的浅雾。如风太大，上下层空气交换很快，流动也大，气温不易降低很多，则难于达到过饱和状态。只有在1-3米/秒的微风时，有适当强度的交流，既能使冷却作用伸展到一定高度，又不影响下层空气的充分冷却，因而最利于辐射雾的形成。辐射雾出现在晴朗无云的夜间或早晨，太阳一升高，随着地面温度上升，空气又回复到未饱和状态，雾滴也就立即蒸发消散。因此早晨出现辐射雾，常预示着当天有个好天气。"早晨地罩雾，尽管晒稻谷"、"十雾九晴"就是指的这种辐射雾。2024/8/7942、平流雾当暖空气流到冷海（地）面上时，就会降温而凝结成雾，这种雾称为平流雾。通常发生在冬季，持续时间一般较长，范围大，雾较浓，厚度较大，有时可达几百米。随着春季暖气流不断北上，沿海地区雾季就自南向北先后开始了。形成条件：暖湿空气与地表之间有较大的温差；要有适当的风向和风速（2米—7米/秒）。2024/8/7953、蒸汽雾又称蒸发雾。如果水面是暖的，而空气是冷的，当它们温差较大的时候，水汽便源源不断地从水面蒸发出来，闯进冷空气，然后又从冷空气中凝结出来成为蒸汽雾。蒸汽雾常发生在深秋季节寒冷早晨的湖面、河面或极地。2024/8/796山坡雾与锋面雾山坡雾暖空气沿山坡爬升时温度下降达到露点所形成在近处观侧是雾，远处眺望则是山被云所笼罩我国江南和西南地区的山区经常可看到这种山坡雾锋面雾主要是由于长时间降雨，空气相对湿度增大，出现饱和而形成雾通常在我国南方梅雨季节可经常见到这种“雾蒙蒙”的天气。2024/8/797雾的影响雾使大气能见度降低，对航空、航海、高速公路有严重影响；出现雾时，大气污染物不容易扩散，污染物与雾相结合，从而加重污染，对人体健康会产生严重危害。2024/8/798

(三)雨雨是从云层中降向地面的水雨是大气降水的重要形式雨造福于人类，又危害人类从海洋输送来的大量水汽以雨的形式降到地球的各个角落，滋养着人类，使人类能够进行工农业生产和生活，雨还滋养着各种生物的生长，雨是造福于人类和自然界美好的礼物，但是雨若过干大，即暴雨，又是往往破坏人类工农业主产，甚至给人类的生命带来威胁。2024/8/7991、雨的形成当大量水蒸汽随气流吹到某个地区，若该地区大气有强烈上升气流，水蒸汽就会上升而凝结成云，根据上升运动速度可形成不同的云如在积云中垂直速度可达到几米／秒，而在层云垂直速度只有几厘米／秒。由于云中水滴半径只有1~100μm左右，而要产生雨滴，就必须使云中小水滴的半径增长到1000μm即1mm左右，因此，当云中水滴由于下列几种机制使得小水滴增长到1.0mm左右，从而可以克服浮力作用，就会降到地面上，形成雨。此外，还有云中小冰粒、雪粒在下降过程中溶化也是雨形成原因之一。2024/8/71002、雨滴的增长过程扩散过程——云滴饱和空气中的水汽分子向水滴扩散，在水滴表面凝结，水滴增大。云滴增长成雨滴首先是扩散过程；扩散过程使云滴发展成为水滴的时间较长。碰撞合并过程——因大小云滴下降速度不同，碰撞而增大为水滴，增大到一定程度时，以雨的形式降到地面。2024/8/7101

(四)雪与冰雹雪与冰雹都是固体降水形式雪经常发生在气温较低的冬、春季；而冰雹却发生在夏季，尤其在山地。这两种降水形式也经常造成灾害。积雪覆盖牧草，牲畜无草可吃，造成大量牲畜饿死；严重的雪灾往往需要关闭高速公路；冰雹会给农作物造成严重毁坏，尤其是果树。2024/8/71021、冰晶生长过程气温低于0℃，对冰面而言，水汽已达到过饱和，这时大气中经常有小冰晶形成。水汽分子凝华就会形成冰晶芽。产生冰晶芽可由下列几种途径：云中温度很低，温度低于-40℃以下的云，它只能由冰晶组成；云中过冷却水滴接触到某些微粒，冻结而形成冰晶；过冷却水滴内包含了微粒，由于核作用而冻结；水汽直接凝华形成冰晶芽。2024/8/71032、冰粒成长过程冰粒有下列3种成长过程：直接由水汽凝华水滴饱和，冰粒过饱和。水汽凝华形成不同形状的冰晶。捕捉过冷云滴成长过冷水滴与冰粒碰撞，水滴冻结在冰粒上。由凝聚过程而成长冰粒在下降时碰撞，结合在一起。2024/8/7104由于冰晶生长与冰粒成长有不同的过程，因此可以生成不同固体降水形式，包括各种形状的雪片、霰（xiàn，亦称软雹，是一种白色不透明，近似圆形，直径约2-5cm，构造与雪相类似之冰所构成之降水，霰质软易碎）、冻雨和雹。大气中相变过程，特别是水蒸汽凝结成水滴，它会放出大量的潜热，这为大气运动握供了大量热源。2024/8/7105第六节大气热力学2024/8/7106大气中一切运动均是由于冷、热分布不均匀造成的，因此，大气中热力过程是大气动力过程的基础。大气中的基本热力过程如下：太阳短波辐射与地气系统长波辐射的加热过程由于水蒸汽在大气中发生相变而产生的潜热由于大气的下垫面（洋面与陆面地表面）向大气输送的热量本节主要阐述宏观上大气的热力过程及应遵从的基本规律。2024/8/7107一、热力学第一定律能量守恒定律应用在热力学系统中时，就表现为热力学第一定律。热力学第一定律指出：对某一热力学系统，输入的热能应该等于该系统内能的变化与该系统所作功的和，即单位质量热力学系统的内能变化单位质量热力学系统所作的功对单位质量热力学系统所加的热量2024/8/7108二、大气热力学定律在大气热力学中，讨论系统所作的功时只需考虑由于大气系统膨胀或压缩过程所作的功。而系统在实际膨胀或压缩过程中，并不处于平衡态，因而不能利用状态参量（温度、气压等）来描述，这将引起功的计算复杂化。为简单起见，引进一个理想过程，使系统在膨胀或压缩过程中的每一步都处于平衡态。假想使过程进行得非常缓慢，以致于过程进行的每一时刻，系统都可被看作近似地处于平衡态，膨胀或压缩过程就是这一无限缓慢过程的总和。2024/8/7109二、大气热力学定律于是就有：即任何空气块的体积增加量为△V时，其作功应为

△W=p△Vp为气压若只考虑单位质量气体所占有的体积α，则其作功应为

△W=p△α2024/8/7110二、大气热力学定律英国物理学家焦耳发现气体的内能唯一与气体温度有关，即△U=cv△Tcv为定容比热把上两式入热力学第一定律，得大气大气热力学第一定律：

△Q=cv△T+p△α2024/8/7111二、大气热力学定律利用大气状态方程：

P=ρRT大气热力学第一定律可改写成：△Q=cp△T-α△pcp为定压比热Q

是大气的热源：它包括辐射加热、地球表面输送的感热和大气中因水汽凝结而释放的潜热。大气热力学第一定律说明：外部对大气的热量变化就会引起大气温度和压力的变化。大气受热时，若大气的压力保持不变，则大气的温度要上升；若温度保持不变，则气压要降低。因为在气象上，气压的变化比体积的变化更容易测量，因而上式的应用最广。2024/8/7112第七节

大气中绝热过程与位温2024/8/7113一、大气中的绝热过程若△Q=0，即大气中某气块在运动中其气压、体积或温度改变，但却无热量从该气块进出，则称此过程为大气的绝热过程。这就是说，当大气中气块在上升或下沉过程中既不把自己的热量传给周围空气，又不从周围大气吸收热量，则称此气块在运动中处于绝热过程。大气中绝热过程对研究大气运动具有重要意义当所考虑大气运动的时间比较短，它来不及与周围交换热量，这时大气运动可以考虑为绝热运动。2024/8/7114(一)大气干绝热过程与减温率若气块中空气不含水汽，此气块的气压、体积或温度改变，但却无热量从此气块进出，则称此过程为干绝热过程。考虑p=-ρgz，则α△p=-αρg△z=-mg△z=-g△z则可得△Q=cp△T+g△z2024/8/71