大氣物理學復習綱要

1、大氣物理學第一章大氣概述1、了解地球大氣的演化包圍地球的氣殼稱為地球大氣，就是人們所說的空氣?，F(xiàn)在的大氣是由原始大氣經(jīng)歷一系列復雜變化才形成的。時間：原始大氣出現(xiàn)于距今約46億年年以前，比人類出現(xiàn)的時間約早三個量級（人類出現(xiàn)距今數(shù)百萬年），比人類最初出現(xiàn)文字記載的時間約早六個量級（文字出現(xiàn)距今數(shù)千年）。地球大氣的演化經(jīng)歷了原始大氣、次生大氣和現(xiàn)在大氣三代。原始大氣：（46億年前）地球形成初期的原始大氣應是以宇宙中最豐富的輕物質(zhì)H2,He和CO為主。由于太陽風和地球升溫的作用，使原始大氣逐漸上升到宇宙空間膨脹并逃逸散失。估計在45億年前或更晚些時候，地球上是沒有大氣的。次生大氣：（45-20億年

2、前）地球逐漸冷卻以后，由于造山運動、火山噴發(fā)和從地幔中釋放出地殼內(nèi)原來吸咐的氣體，形成了次生大氣，其主要成分是CO2、CH4 NH3和H2O等?；鹕絿姲l(fā)物中含有大量的水汽及少量CO2,氮硫化合物等，其中水汽沉降為地表水，即海洋和湖泊。此時 CO2濃度達到現(xiàn)在的10倍，CO2和水汽產(chǎn)生溫室效應而使地球表面溫度逐漸升高到300C左右。在此高溫下，大量CO2氣體又通過化學反應生成碳酸鹽累積在地殼中，降低了大氣中的CO2含量?，F(xiàn)在大氣： 以N2和O2為主。出現(xiàn)生命之前，地球上大氣中游離態(tài)氧極少，少量氧氣也是由太陽輻射裂解水汽產(chǎn)生。后來，地球上氧氣主要是由植物光合作用產(chǎn)生的，生物圈的作用使地球大氣進一步

3、演化。此后，臭氧層濃度增加，促進了生命誕生以及氧氣釋放。2、 掌握地球大氣的成分及其重要性（干潔大氣、水汽、氣溶膠）。大約在85公里以下的大氣層，對流、湍流盛行，大氣湍流擴散作用遠大于分子擴散作用，這層大氣的組分比例相同，稱 勻和層（曾稱均質(zhì)層）。勻和層內(nèi)干潔空氣的平均分子量約28.96。約110公里以上的大氣層，分子擴散作用超過湍流擴散作用，稱非勻和層，這層大氣的組分經(jīng)重力分離后，輕的在上、重的在下，干潔空氣的平均分子量隨高度的增加而減小。85110公里是從湍流混合為主過渡到分子擴散為主的過渡帶，稱湍流層頂。湍流層頂附近湍流擴散和分子擴散具有同樣重要性，大 氣成分具有從勻和層向非勻和層過渡的

4、特點。勻和層大氣成分基本不變的氣體成分：主要成分氮、 氧、氬占大氣總體積的 99.96%。其余氣體均是微量。在85公里以下，氮、氧等主要氣體各自所占的體積比在各高度上基本相同?？勺兊臍怏w成分主要有二氣化碳、水汽、臭氧等。這些氣體含量雖 少，它們對大氣物理狀況的影響卻很大。勻和層大氣成分： 大氣中除了氧、氮等氣體外，還懸浮著水滴（如云滴、霧滴）、冰晶和固體微粒（如塵埃、孢子、花粉等）。大氣中的懸浮物常稱為氣溶膠質(zhì)粒。沒有水汽和懸浮物的空氣，稱干潔空 氣。 二氧化碳。在1120公里以下，二氧化碳的分布比較均勻，相對含量基本不變。由于工業(yè)的發(fā)展、化石燃料（如：煤、石油、天然氣）燃量的增加、森林覆蓋面

5、積的減少，二氧化碳在大氣中的 含量有增加的趨勢。其中，人類對C02增加發(fā)揮著重要作用。 臭氧。主要分布在1050公里之間，尤其集中在 2030公里范圍內(nèi)。臭氧強烈吸收太陽紫外輻射（0.20.29um）,保護地球上的生命免受過量紫外輻射的傷害，并使平流層大氣的溫度較快地隨高度增加。大氣低層的臭氧含量少，其主要來源是平流層湍流和大氣光化學反應。高空的臭氧主要由 光化作用形成。大氣中的臭氧總量很少，其分布隨緯度和時間而異，主要在赤道上空形成，通過大 氣環(huán)流向高緯輸送。 水汽。最為活躍，地球上生命對水的依賴和水的三相改變，使水汽不同于其他微量氣體而具有 重要性。 其他成分。隨著工業(yè)的發(fā)展和化石燃料耗量

6、的增多，污染性氣體（例如二氧化硫、二氧化氮、 一氧化氮、一氧化二氮、硫化氫、氨、一氧化碳等）將日漸增多。 氣溶膠質(zhì)粒：勻和層內(nèi)除氣體成分外，懸浮著大量氣溶膠質(zhì)粒，其主要來源是地面。氣溶膠的 含量和分布隨時間、地點、天氣條件而變。大氣氣溶膠質(zhì)粒的總濃度一般是低空多、高空少，陸地 多、海上少，城市多、鄉(xiāng)村少。它們使能見度變壞，影響輻射傳輸，有的能起凝結(jié)核的作用。非勻和層 大氣成分：110公里以上的大氣，各成分的鉛直分布是按分子量（或原子量）的大小由下 而上排列的。由此高度向上，原子氧逐漸增加，再向上依次為原子氧層、原子氦層（距地表10002400公里）和原子氫層（2400公里以上）。3、掌握主要的

7、氣象要素和空氣狀態(tài)方程。氣象要素：是指表示大氣屬性和大氣現(xiàn)象的物理量，如氣溫、氣壓、濕度、風向、風速、云量、 降水量、能見度、日照、輻射、蒸發(fā)等。 氣溫：空氣冷的程度，實質(zhì)上是空氣分子平均動能的表現(xiàn)。當空氣獲得熱量時，其分子運動的 平均速度增大，平均動能增加，氣溫也就升高。氣溫的單位我國一般采用攝氏度。 氣壓：指大氣的壓強（P）。是空氣的分子運動與地球重力場綜合作用的結(jié)果。靜止大氣中任意高度上的氣壓值等于其單位面積上所承受的大氣柱的重量。氣壓值一般采用水銀氣壓表測量。單位 為百帕（hPa）。（海拔越高，氣壓越低；冬季要比夏季氣壓高；高緯度氣壓低）水汽壓：大氣中水汽的分壓強稱為水汽壓，常以e表示

8、。假設濕空氣中水汽的摩爾分數(shù)為：vnv，式中m二mv/Mv，nd二mid/Md,分別是水汽和干空氣的摩爾數(shù)，Mv是水汽的摩n nv爾質(zhì)量。則水汽的分壓強應為：e S 濕度：表示大氣中水汽量多少的物理量。與云、降水等關系密切。大氣濕度通常用下述物理量 表示：A.水汽壓（e）和飽和水汽壓；B.相對濕度；C.飽和差；D.混合比與比濕；E.露點.其中，比濕為水汽與濕空氣的質(zhì)量比：q混合比為水汽與干空氣的質(zhì)量比：r =匹，那么r與q有對應關系：q md1 十 r相對濕度：在一定溫度和壓強下，水汽和飽和水汽的摩爾分數(shù)之比稱為水面的相對濕度：兀P AeUW =( )P,T =()P,T = e (T)P，T

9、VSP VS0(l 丿 降水：指從天空降落到地面的液態(tài)或固態(tài)水，包括雨、雪、冰雹等。降水量以毫米為單位。 風：空氣的水平運動。風是向量，有數(shù)值大小(風速)和方向(風向)。 云量：云是懸浮在大氣中的小水滴、冰晶微?；蚨呋旌衔锏目梢娋酆先后w，底部不接觸地面(接觸地面則為霧)，且有一定厚度。 能見度：指視力正常的人在當時天氣條件下，能夠從天空背景中看到和辨出目標物的最大水平距離。單位用米或千米表示。 蒸發(fā)：液體表面的氣化現(xiàn)象。氣象上指水由液體變成氣體的過程。 輻射：能量或物質(zhì)微粒從輻射體向空間各方向發(fā)送的過程。氣象上通常稱太陽輻射為短波輻射,地球表面輻射和大氣輻射為長波輻射。 日照：表示太陽照射的

10、時間的量，氣象上通常提供的是觀測到的實照時數(shù)?？諝鉅顟B(tài)方程：干空氣狀態(tài)方程：空氣可以看成是有多種化學成分的混合理想氣體。根據(jù)道爾頓分壓定律，混合理想氣體的壓強等于組成混合氣體的各成分的分壓強之和：P = P +F2 +.=送 R混合理想氣體的狀態(tài)方程：濕空氣的狀態(tài)方程：水汽和干空氣組成的混合理想氣體稱為濕空氣,4、掌握大氣靜力學方程及其物理意義。大氣壓力：是指單位面積上直至大氣上界整個空氣柱的重量。大氣在垂直方向上受到重力和垂直氣壓梯度力的作用并達到平衡時，稱為大氣處于流體靜力平衡 狀態(tài)。大氣靜力學方程反映在重力作用下，大氣處于流體靜力平衡時氣壓隨高度的變化規(guī)律。如圖所示，厚度z的氣塊，對其進

11、行受力分析后得到：A P(z)=卜AJzg P(z _z) A 其中，A為氣塊的上下表面積由式得：P(z) = J|Jzg - P(z _|z)假定： z - 0，則 P(z4Jz) P(z) = zghdP = Pg 這是靜力學方程的主要形式。P(E+A Z)/ 巾PA Zg *P(Z) Z大氣靜力學基本方程的物理意義就是在相對于地面呈靜止狀態(tài)的大氣中，單位質(zhì)量空氣所受到 的重力與垂直氣壓梯度力處于平衡。所以大氣靜力學基本方程又稱大氣靜力平衡方程，簡稱靜壓方 程。其方程式是：dp/dz=- pg ( P表示空氣密度)分析靜力學方程可得到以下幾點結(jié)論： 1當dz0時，dp0，說明隨高度的增加氣

12、壓是下降的。2任意高度處的氣壓等于從該高度向上到大氣上界的單位截面積垂直氣柱的重量。3因g隨高度的變化很小，所以氣壓隨高度的增加而降低的快慢主要取決于空氣的密度。密度大的 氣層，氣壓隨高度的增加降低得快，密度小的氣層，氣壓隨高度的增加而降低得慢。5、掌握各種模式大氣的壓高公式及標準大氣的定義。壓高公式：描述氣壓隨高度變化規(guī)律的公式。利用壓高公式可以計算出不同高度的氣壓值，可以 分析天氣系統(tǒng)垂直結(jié)構(gòu)。1) 均質(zhì)大氣的壓高公式：所謂均質(zhì)大氣，即假定大氣密度不隨高度變化的大氣。FZZ對靜力學方程積分：.dP =-gdz二P。- Ggz (此即均質(zhì)大氣壓高公式)P)02) 等溫大氣的壓高公式：氣溫不隨

13、高度變化的大氣稱為等溫大氣。由 dP - -: gdz P gdz - 晉=-、 積分后:Ro TPRo TInP)gzR0T當溫度的垂直遞減率為:3) 多兀大氣壓高公式：溫度隨高度線性遞減的大氣稱為多兀大氣。r =時，z處的溫度可以表示為T =T0-rz,那么靜力學方程dP=-gdz可表示為dPg dzRd (T0 -rz)積分后可得:Pz =P)(耳M)嚴。此式即多元大氣壓高公式。T0Rdr幾種大氣的氣壓隨高度遞減情況:z f1) 由壓高公式可以看出，在均質(zhì)大氣中氣壓隨高度線性遞減2) 等溫大氣氣壓隨高度按指數(shù)遞減，當Z趨近于0時，氣壓 為零標準大氣：假定某地區(qū)（如中緯度）垂直方向上氣溫、

14、氣壓、濕度等近似平均分布的一種模式大氣。如1976年美國標準大氣推廣委員會所設定的標準大氣為：空氣中無水汽； 86KM以下大 氣為均勻混合物，呈靜力平衡和層狀分布；11KM下氣溫隨高度降低，0.65度/100m :11-20KM 為等溫大氣。拉普拉斯壓高公式 是對較大垂直范圍內(nèi)氣壓力隨高度變化的規(guī)律，通常是在大氣靜力方程 的基礎上推導出來的氣壓高度公式。由于推導時要用到密度或溫度隨高度分布的數(shù)據(jù)，這些數(shù)據(jù)在大氣中是經(jīng)常變化的。因此， 只能在一定假定條件下求出一些典型的壓高公式。等溫大氣中氣壓隨高度遞減的關系由公式 表示。Z2-Z i=18400(1+at)lg(p1 /p 2)P2=P1 10

15、-(Z -Z )/(18400(1+at)2 1式中，R為乙高度上的氣壓，P2為 乙高度上的氣壓，a=1/273，t為乙到Z2間的空氣柱平 均溫度。若把大氣分成若干層，分別求出各層的平均溫度，代入公式依次求出各層氣壓隨高 度的分布情況，將各層的結(jié)果累計起來，就得到整個氣層的壓高關系。所以等溫大氣壓高公 式能近似地用于實際大氣。從上式可見，在等溫大氣中，氣壓是按指數(shù)規(guī)律隨高度而降低的。 此公式在氣象上的主要用途是：根據(jù)不同高度上兩點的氣壓值和它們之間的氣柱的平均溫度，求其間的高度差；還可以根據(jù)某一高度上的氣壓值和氣柱的平均溫度來推算另一高度上的氣 壓值。氣象上應用的大氣靜力學方程：-dP= p

16、gdZ。方程說明：氣壓隨高度遞減的快慢取決于空氣密度（p）和重力加速度（g）的變化。重力加速度（g）隨高度的變化量一般很小，因而氣 壓隨高度遞減的快慢主要決定于空氣的密度。在密度大的氣層里，氣壓隨高遞減得快，反之 則遞減得慢。6、熟悉氣壓的時空分布。大氣壓強在三維空間的分布稱為空間氣壓場。氣壓變化的實質(zhì)就是該地上空空氣柱重量增加或減 少的反映，而空氣柱的重量是其質(zhì)量和重力加速度的乘積。重力加速度通常可以看作是定值，因而一地的氣壓變化就決定于其上空氣柱中質(zhì)量的變化，氣柱中質(zhì)量增多了，氣壓就升高。質(zhì)量減少了， 氣壓就下降?？諝庵|(zhì)量的變化主要是由熱力和動力因子引起。熱力因子是指溫度的升高或降低引

17、起的體積膨脹或收縮、密度的增大或減小以及伴隨的氣候輻合或輻散所造成的質(zhì)量增多或減少。動 力因子是指大氣運動所引起的氣柱質(zhì)量的變化，根據(jù)空氣運動的狀況可歸納為三種情況：水平氣流 的輻合和輻散與氣壓變化、密度平流與氣壓變化、垂直運動與氣壓變化。一氣壓隨時間的變化 ：氣壓的周期性變化是指在氣壓隨時間變化的曲線上呈現(xiàn)出有規(guī)律的周期 性波動，明顯的是以日為周期和以年為周期的波動。氣壓的非周期性變化常和大氣環(huán)流及天氣系統(tǒng) 有聯(lián)系，而且變化幅度大，如冬季的寒流等。（氣壓是冬高夏低）二.氣壓系統(tǒng)及其隨高度的變化：靜力平衡下氣壓系統(tǒng)隨高度的變化同溫度分布密切相關。因此氣壓系統(tǒng)的空間結(jié)構(gòu)往往由于與 溫度場的不同配

18、置狀況而有差異。當溫度場與氣壓場配置重合（溫度場的高溫、低溫中心分別與氣 壓場的高壓、低壓中心相重合）時，稱氣壓系統(tǒng)是溫壓場對稱，此時該系統(tǒng)中水平面上等溫線基本 平行。系統(tǒng)中包括暖性高壓、冷性低壓和暖性低壓、冷性高壓。當溫度場與氣壓場的配置不重合時， 稱氣壓系統(tǒng)是溫壓場不對稱，此時中心軸線不是鉛直的，而發(fā)生偏斜。7、掌握大氣的垂直分層（48頁詳細）地球大氣按其基本特性可分為若干層，但按不同的特性有不同的分層方法。常見的分層方法有： 按熱狀態(tài)特征， 可分為對流層、平流層、中間層、熱層和 外層（又稱外逸層或逃逸層）。接近地面、對流運動最顯著的大氣區(qū)域為對流層，對流層上界稱對流層頂，在赤道 地區(qū)高度

19、約1718千米，在極地約8千米，中緯約11千米；從對流層頂 至約50千米的大氣層稱 平流層，平流層內(nèi)大氣多作水平運動，對流十分微弱，臭氧層即位于這一區(qū)域內(nèi)；中間層又稱中層， 是從平流層頂至約 80千米的大氣區(qū)域；熱層是中間層頂至300500千米的大氣層；熱層頂以上的大氣層稱外層大氣。按大氣成分隨高度分布特征，可分為勻和層和非勻和層。勻和層是指從地面到約80千米的大氣層，因其大氣各成分所占的體積百分比保持不變。勻和層的平均分子量為 28.966克/摩爾，為一常數(shù)。非勻和層為80千米以上的大氣區(qū)域，不同大氣成分所占的體積百分比隨高度而變，平均分子量不再是常數(shù)。按大氣的電離特征，可分為電離層和中性層

20、。中性層又稱非電離層，是指以中性成分為 主的大氣層。電離層又可分為 D層、E層和F層。第二章大氣輻射與光學1、掌握輻射的基本概念。任何物體，只要溫度大于絕對零度，都以電磁波形式向四周放射能量，同時以接收來 自周圍的電磁波，這是由物質(zhì)本身的電子、原子、分子運動產(chǎn)生的。物體可以通過空間以電磁波方式傳遞能量，無需介質(zhì)作為媒介，這種傳遞能量的方式稱為輻射，它所傳遞的能量稱為輻射能。太陽不斷向地球輻射能量，地球本身也向空間發(fā)射輻射，而且在大氣和地面之間以及不同氣層之間，輻射傳輸也是能量交換的主要方式。2、掌握輻射的物理規(guī)律。1) 吸收率、反射率和透射率：射至物體的輻射能，一部分會被物體吸收變?yōu)閮?nèi)能或其他

21、形成的能量，一部分會被反射回去，而另一部分則會透過物體。從能量守恒定律考慮應為：Q Qa Qr Qt定義：吸收率為 A= Q/Qo,反射率R=Q/Qo,透射率T=Q/Qo。如果某一物體對任何波長的輻射都能全部吸收，即A=1,則稱該物體為絕對黑體。2) 平衡輻射的基本規(guī)律：當物體放射出的輻射能正好等于吸收的輻射能時，該物體處于輻射平衡。這時物體處于熱平衡態(tài)。平衡輻射也稱為溫度輻射。物體處于熱平衡態(tài)下發(fā)射和吸收輻射的物理規(guī) 律有：(1) 基爾霍夫定律：熱平衡條件下，任何物體的輻射率 Fx t和它的吸收率 A xt之比是一個普適函數(shù)， 該普適函數(shù)是溫度和波長的函數(shù)，而與物體的性質(zhì)無關。以公式表示為：

22、卩和=f (九,t )。當某一物體對該波長為黑體( A a t=l )時，其輻射率就等于 f (T),因此，任一物體的輻射率/吸 收率等于同一溫度下黑體的輻射率。(2) 普朗克定律：黑體輻射輻射率隨波長和溫度而變化的函數(shù)關系。(3) 維恩位移定律：從熱力學理論導出黑體輻射峰值波長為 max, max與溫度的乘積為一常數(shù), 若黑體溫度越高，則最大輻射的波長向短波移動。(4) 斯蒂芬一波爾茲曼定律：黑體輻射通量密度F(T)= d T4, b稱為斯蒂芬一波爾茲曼常數(shù)。此 定律表示黑體的輻射率與其溫度的四次方成正比，即可以由溫度求出絕對黑體的積分輻射率。3、掌握地球大氣與輻射的相互作用(這上面的都沒改

23、)輻射進入大氣，即與大氣產(chǎn)生作用，主要是大氣各種成分對輻射的吸收、散射和折射，使輻射在 大氣中傳輸受到削弱。1)大氣對輻射的吸收：大氣中含量最多的是N2和02分子，它們吸收帶位于紫外和可見光輻射區(qū)；大氣中吸收長波輻射的主要氣體是CO （吸紅外線）、H20 （吸紅外線）和 Q;大氣中吸收短波輻射的主要氣體是 HH0,其次是C2（吸紫外線）和Q（吸紫外線）。除了上述過程外，原子或分子還有光化 學反應及光致電離兩種途徑吸收或發(fā)射電磁輻射。大氣窗區(qū)（8-12um）的存在對維持地氣系統(tǒng)的輻射平衡十分重要。2） 大氣對輻射的散射：電磁輻射在遇到大氣中的氣體分子以及懸浮的塵埃、云滴、雨滴、冰 粒及雪花等粒子

24、時，會產(chǎn)生散射，使一部分入射波能發(fā)散，原方向的輻射能被削弱。太陽光的散射 雖然減弱了直接輻射，卻使大氣層變得明亮。4、熟悉太陽輻射在地球大氣中的傳輸。太陽輻射可認為是一種平行光輻射。理想的平行光束進入地球大氣之后，由于大氣中氣體成分的 吸收和散射，造成太陽直接輻射的衰減。吸收是把太陽能轉(zhuǎn)為氣體分子的熱能和化學能，散射則是將輻射能發(fā)散到四面八方。地球-大氣系統(tǒng)包括地面、 各種氣體分子以及云和氣溶膠，地球-大氣系統(tǒng)所處的溫度為 200-300K，其輻射能量主要集中在 4-120U M之間，這種輻射常稱為長波輻射或地球輻射。長波輻射傳輸特征：（1）大氣中的氣體分子和尺度較小的氣溶膠粒子，半徑都比較小

25、，比長波輻射的波長要小得多。（2）在討論太陽輻射在大氣中的傳輸所受的削弱時，未考慮大氣本身發(fā)射的短波輻射。（3）地球表面和大氣作為熱輻射源，它所發(fā)射的長波輻射具有漫射性質(zhì)，即大氣中任一平面發(fā)射 的輻射都是向各個方向的?？傊L波輻射在大氣中的傳輸是種漫輻射，是在無散射但有吸收又有放射的介質(zhì)中的傳輸。相關概念：陽傘效應：由于云和氣溶膠對太陽輻射的強散射作用，導致到達地面的太陽輻射能減 少，稱為陽傘效應或反射效應。在地球-大氣系統(tǒng)對太陽輻射的吸收中，大氣吸收只占20%地球表面吸收了約 50%這點在地球能量平衡中很重要。太陽常數(shù) So定義為在日地平均距離處大氣上界與太陽光垂直面上的太陽輻射總輻照度。

26、去曲常數(shù)：太陽積分輻射通量卓度；丸氣上界小城平均距離虬時，舟日戔垂直著向上帕農(nóng)FE1僉光撈削為木陽積分齟煦度：-J地比C如曲.丸弋上翠 與日it垂也的平而上送嚴瓦包）5、了解地氣系統(tǒng)的長波輻射。大氣輻射英文名稱：atmospheric radiatio n其他名稱：長波輻射。定義：大氣發(fā)射的能量主要集中在4120卩m波長范圍內(nèi)的輻射。大氣輻射（atmospheric radiati on ）大氣吸收地面長波輻射的同時，又以輻射的方式向外放 射能量。大氣這種向外放射能量的方式，稱為大氣輻射。由于大氣本身的溫度也低，放射的輻射能的波長較長，故也稱為長波輻射。6、掌握地面輻射差額和能量平衡模式及其結(jié)

27、論。系統(tǒng)或物體收入輻射能與支出輻射能的差值稱為輻射差額，也稱凈輻射。輻射差額二輻射收入-輻射支出地球由于溫度平穩(wěn)，所以應是處于輻射平衡的，但是地面在一定時間一定區(qū)域總存在著輻射差額， 這將導致該地的溫度隨時間變化。地面收入輻射能減去支出輻射能，所得輻射能的差值，稱為地面 輻射差額Fb.吃1 =(孔十 S(l - g)十碼-SdT =戎中比為丸陽H接輻射，弘為到達地面的散射輻射, %為地面總播肘，珥為地面短注反射率， &為地面紅外輻射吸收軋為地面發(fā)射的長波輻射，由斯波茲曼定律求出。F0為地面有效輻射，定義為地面向上的長波輻射和大氣逆輻射之差。輻射差額的曰變化大氣逆輻射則是入射到地面的長波輻射,凡

28、展羽響點F日歳輻肘帝地面有效輻身的閡于都能樓響白天.器輻射起主要作用； 夜間*地面有效轄射起主姜作用*也就是來自整層大氣的輻射。白丸為正由旬值待到正值的時卻 一般淮耳出肩1小時.由血僅轉(zhuǎn)到貢值妁時劇 LHSKIl.i 小時- 哂為轉(zhuǎn)聊總篁目寰也怕情鞏能量平衡模式：地表面除了輻射造 成的能量收支之外，還有地表和貼 地層空氣的熱量交換（感熱）。地表 和深層土壤之間的熱交換和因地表 水分蒸發(fā)，由相變引起的地表能量 損失（潛熱）。用血冷弋袁地卓凈絹董通董，則：Hal = R、-R-H -H”一 H、廠蚩血IM時地表獲得能量*溫度升禹;HaKO時，地表先去能董，溫度下降；:吒牴豐弟曾驚:瓷九忙嗚血1=0

29、時地表能量平衡，沒度不變.e-k He；妁地革;賣血為3U4土損潭展的艄賣.7. 掌握瑞利散射和米散射的基本規(guī)律。光束通過不均勻媒質(zhì)時，部分光束將偏離原來方向而分散傳播，從側(cè)向也可以看到光的現(xiàn)象，叫做光的散射。（大氣中光的散射是普遍現(xiàn)象。大多數(shù)進入人眼的光，不是直接光而是散射光。）散射光的特征、散射規(guī)律則與散射粒子的半徑（r）、入射光的波長（入）有關。常用尺度參數(shù) a=2 ji r/入作為特征量，根據(jù)a的大小，將散射分類：當a 400時，可用幾何光學處理。瑞利散射時，散射光強與入射光波長的四次方成反比。波長愈短的電磁波，散射愈強烈。由于藍光波長較短，其散射強度比波長較長的紅光強，因此散射光中藍

30、光的成份較多。瑞利散射的結(jié)果，減弱了太陽投射到地表的能量，使地面的紫外線極弱而不能作為遙感可用波段；使到達地表 可見光的輻射波長峰值向波長較長的一側(cè)移動。米散射：當球形粒子的尺度與波長可比擬時，發(fā)生的散射為米散射。此時必須考慮散射粒 子體內(nèi)電荷的三維分布。此散射情況下，散射粒子應考慮為由許多聚集在一起的復雜分子構(gòu) 成，它們在入射電磁場的作用下，形成振蕩的多極子，多極子輻射的電磁波相疊加，就構(gòu)成散射波。米散射強度比瑞利散射大得多，散射強度隨波長的變化不如瑞利散射那樣劇烈。8熟悉實際大氣中的散射過程大氣散射(atmospheric scattering )，太陽輻射通過大氣時遇到空氣分子、塵粒、云

31、滴等質(zhì)點時，都要發(fā)生散射。但散射并不象吸收那樣把輻射能轉(zhuǎn)變?yōu)闊崮埽皇歉淖冚椛浞较?，使太陽輻射?質(zhì)點為中心向四面八方傳播開來。經(jīng)過散射之后，有一部分太陽輻射就到不了地面。如果太陽輻射遇到的是直徑比波長小的空氣分子，則輻射的波長愈短，被散射愈厲害。其散射能力與波長的對比關系是：對于一定大小的分子來說，散射能力和波長的四次方成反比，這種散射是有選擇性的。例如波長為0.7微米時的散射能力為 1,波長為0.3微米時的散射能力就為 30。因此， 太陽輻射通過大氣時，由于空氣分子散射的結(jié)果，波長較短的光被散射得較多。雨后天晴，天空呈 青藍色就是因為輻射中青藍色波長較短，容易被大氣散射的緣故。如果太陽輻

32、射遇到直徑比波長大的質(zhì)點，雖然也被散射，但這種散射是沒有選擇性的，即輻射的 各種波長都同樣被散射。如空氣中存在較多的塵?；蜢F粒，一定范圍的長短波都被同樣的散射，使天空呈灰白色的。有時為了區(qū)別有選擇性的散射和沒有選擇性的散射，將前者稱為散射，后者稱為 漫射。9、了解大氣光學現(xiàn)象的產(chǎn)生原因大氣層對光的散射和吸收，出現(xiàn)了一系列的大氣光學現(xiàn)象，包括白晝天空的發(fā)光、曙光、暮色等。大氣光學現(xiàn)象的產(chǎn)生與 光的傳播以及光與介質(zhì)相互作用的規(guī)律是分不開的。藍天、白云、紅日其實都是太陽光被大氣散射的結(jié)果。當陽光進入地球的大氣層后 ，空氣和水蒸氣的分子吸收部分陽光，再向四面八方輻射，這種現(xiàn)象稱為散射。虹霓現(xiàn)象是大氣中

33、的水滴對陽光折射、色散和全反射所產(chǎn)生 的綜合效應。曙暮光的天空亮度和色彩變化與大氣的結(jié)構(gòu)有關。第三章大氣熱力學1、熟悉大氣熱力學基本規(guī)律。定義自然界一切物體都具有能量，能量有各種不同形式，它能從一種形式轉(zhuǎn)化為另一種形式,從一個物體傳遞給另一個物體，在轉(zhuǎn)化和傳遞過程中能量的總和不變。U = Q+ W （這里的 W是外界對系統(tǒng)做的功）（分孤立系、封閉系、開放系 3種）不可能從單一熱源取熱力學第二定律：不可能把熱從低溫物體傳到高溫物體而不產(chǎn)生其他影響;熱使之完全轉(zhuǎn)換為有用的功而不產(chǎn)生其他影響；不可逆熱力過程中熵的微增量總是大于零。2、掌握干空氣和未飽和濕空氣及飽和濕空氣的絕熱變化。絕熱過程：由于空氣

34、能通過湍流交換、輻射和分子熱傳導與環(huán)境交換熱量，故不是絕熱的。但對于運動著的氣塊，特別是垂直運動的空氣，其空氣壓縮或膨脹對溫度產(chǎn)生的影響遠大于空氣與外界 環(huán)境交換熱量產(chǎn)生的影響。因此忽略其他作用假設氣塊是絕熱的。在絕熱過程中，若討論的是未飽和濕空氣（無相變），這樣的過程稱為干絕熱過程，干絕熱過程是可逆過程，絕熱過程中溫度的改變完全由環(huán)境氣壓的改變所決定。濕空氣絕熱過程中上升達到凝結(jié) 高度以后，水汽就開始凝結(jié)并放出潛熱。它滿足泊松方程。對未飽和濕空氣來說，只要在垂直運動過程中未達到飽和，均可作為干絕熱過程處理。在干絕熱過程中，氣塊每上升（或下降）100米,溫度大約下降（或上升）1 Co濕絕熱過程

35、是飽和濕空氣的可逆絕熱過程。大氣中未飽和濕空氣按干絕熱過程上升時，相 對濕度逐漸加大，達到飽和后水汽凝結(jié)并放出潛熱。此潛熱使?jié)窠^熱過程的鉛直減溫率小于 干絕熱減溫率。在濕絕熱上升時，液態(tài)水全部保留，當氣塊下沉時液態(tài)水將蒸發(fā)，并沿著逆 過程回到原來的狀態(tài)，因而是可逆過程。若液態(tài)水一旦形成就脫離氣塊而下降，就是不可逆 過程，而且也不是真正絕熱的，稱為假絕熱過程。實際大氣往往介于兩者之間，作上升運動 時，兩者的鉛直減溫率數(shù)值極為接近。3、掌握干、濕絕熱過程和方程，抬升凝結(jié)高度、位溫、假相當位溫等溫濕參量水汽不發(fā)生相變的過程簡稱干過程，過程前面的干”字是指水汽不發(fā)生相變”。未飽和氣塊所經(jīng)歷的絕熱過程必

36、然是干絕熱過程，該氣塊又必然是一個封閉系，該氣塊的比濕q、比氣體常量Rm定壓比熱Cpm都保持不變。干絕熱過程方程:(搞不懂公式)一個不含液態(tài)水的飽和氣塊，可逆絕熱(等熵)上升，變成云塊(含液態(tài)水的飽和氣塊)。云塊在可逆絕熱過程中其內(nèi)部發(fā)生水相變化，這一發(fā)生水相變化的等熵過程稱為可逆濕絕熱過程(又稱可 逆飽和絕熱過程)，其中的“濕”字是指“存在水相變化”。抬升凝結(jié)高度：lifti ng con de nsation level(LCL); lifti ng con de nsation level未飽和濕空氣絕熱抬升達到飽和時的高度。水汽開始凝結(jié)的高度稱為凝結(jié)高度。凝結(jié)高度的高低取決于近地大，凝

37、結(jié)高度低；反之，則高。凝結(jié)高度的計算公式h=123 (to t)。式中h為凝結(jié)高度，to為百葉箱溫度，T為近地面空氣層的露點溫度。位溫(potential temperature)是將一塊干空氣從其原來位置絕熱壓縮或膨脹到氣壓為標準氣壓(1000hPa )時所具有的溫度。在絕熱過程中，氣塊的溫度T與氣壓P之間有公式 匸T(1000/P)0.286B即為位溫。由于空氣塊在作絕熱運動時，位溫是保持不變的，也即是守恒的，因此可以利用B來鑒別氣塊。同時，也可利用 0的垂直分布特點，來決定 大氣靜力穩(wěn)定度。如 S0/Zc 0,是干靜力穩(wěn)定的；如 3B/Z崔0,是干靜力不穩(wěn)定的； 3 0 / =0，是中性

38、層結(jié)。假相當位溫(pseudo-equivale nt pote ntial temperature )未飽和濕空氣塊上升，直到氣塊內(nèi)水汽全部凝結(jié)降落后，再按干絕熱下沉到1000百帕處，此時氣塊所具有的溫度稱為該氣塊的假相當位溫，通常以0e表示。它相當于濕空氣通過假絕熱過程將其水汽全部凝結(jié)降落后所具有的位溫。在假相當位溫中，不僅考慮了氣壓對溫度的影響，也考慮了水汽的凝結(jié)和蒸發(fā)對溫度的 影響。它實際上是把溫度、氣壓、濕度包括在一起的一個綜合物理量。對于干絕熱、濕絕熱、 假絕熱過程同一氣塊的虹值都保守不變。se的這一特性常被用來鑒別氣團，因氣團移動中其虹值等于常數(shù)。相當位溫是某一高度的氣團下降（或

39、上升）至參照 氣壓值的位置時，經(jīng)過 絕熱膨脹（或收縮）以 及所含的水汽全部 凝結(jié)為水滴釋出 潛熱后，所具有的 溫度。從相當溫度 而言，相當位溫也就是指某 一高度的氣團絕對移動至參照氣壓值位置時所具有的相當溫度。與大氣穩(wěn)定度的關系實際上，相當位溫可作為飽和氣團所處的大氣穩(wěn)定度指標。如果相當位溫隨著高度而上升，即表示氣團身處的大氣是穩(wěn)定的；反之，若相當位溫隨高度下跌，即表示所處的大氣并不穩(wěn)定4、掌握熱力學圖解及應用，會用 T-lnP圖求各特征量及判定氣層穩(wěn)定度大氣熱力學圖解是利用探空資料迅速而直觀地研究局地大氣垂直結(jié)構(gòu)及其特性的良好工具。有以下特征：1.坐標最好是能實測到的氣象要素，如溫度、壓強、

40、濕度等，縱坐標最好大致和高度成正比，以便形象了解大氣垂直結(jié)構(gòu)；2.圖解上各種線條是直線或近似直線。3.各組線條之間夾角盡可能大，以便于區(qū)分各種熱力學過程。4.圖解上面積最好和能量成正比，以便計算能量。常用的有溫度對數(shù)壓力圖解、溫熵圖解、假絕熱圖解等。溫度對數(shù)壓力圖解又稱為埃瑪圖，以溫度為橫坐標，氣壓為縱坐標，即x=T或T d, V = In電二In1000y P P干絕熱線的方程可由溫定義式取對數(shù)后得到：1y = k_ (1 n v - ln x)等飽和比濕線是一組雙曲線，它的方程是y= 4098（ 11 ）x-36 T0-36判定氣層穩(wěn)定度常用的方法是氣塊法：用氣塊法”判斷大氣的靜力穩(wěn)定度，

41、通常運用氣塊模型：令氣塊離開平衡位置作微小的虛擬位移，（1）如果氣塊到達新位置后有繼續(xù)移動的趨勢，則此氣塊的大氣層結(jié)是不穩(wěn)定的,它表明稍有擾動就會導致垂直運動的發(fā)展；（2 ）如果相反，氣塊有回到原平衡位置的趨勢，則這種大氣層結(jié)是穩(wěn)定的；（3）如果氣塊既不遠離平衡位置也無返回原平衡位置的趨勢，而是隨遇平衡，就是中性的。5、掌握大氣靜力穩(wěn)定度的判別方法及引起穩(wěn)定度變化的因子。處于靜力平衡狀態(tài)的大氣中，一些空氣團塊受到動力因子或熱力因子的擾動，就會產(chǎn)生向上或向 下的垂直運動。這種偏離其平衡位置的垂直運動能否繼續(xù)發(fā)展，是由大氣層結(jié)即大氣溫度和濕度的 垂直分布所決定的。層結(jié)大氣所具有的這種影響垂直運動的

42、特性稱為大氣的靜力穩(wěn)定度，也稱層結(jié) 穩(wěn)定度。通常采用氣塊法判別大氣靜力穩(wěn)定度，令氣塊離開平衡位置作微小的虛擬位移，如果氣塊到達新 位置后有繼續(xù)移動的趨勢，則此氣層的大氣層結(jié)是不穩(wěn)定的，它表明稍有擾動就會導致垂直運動的 發(fā)展。如果相反，氣塊有回到原平衡位置的趨勢，則這種大氣層結(jié)是穩(wěn)定的。大氣層結(jié)穩(wěn)定度判據(jù)：1）當rY時，為不穩(wěn)定大氣層結(jié)（加速離開原平衡位置）；2） 當r=Y時，為中性層結(jié)（垂直運動既不發(fā)展也不衰減）；3）若尺丫，則為穩(wěn)定層結(jié)（氣 塊有回到原平衡位置的趨勢）。其中r和丫分別為環(huán)境氣層和氣塊的垂直減溫率未飽和氣塊和飽和氣塊的丫分別用丫 d和丫 s表示。大氣層結(jié)穩(wěn)定度總判據(jù)：A. 當r

43、Y d時，絕對不穩(wěn)定；B. 當YdrY s,條件性不穩(wěn)定；C. 當rY s時，絕對穩(wěn)定。影響穩(wěn)定度變化的因子：輻射和溫度平流第四章大氣動力學1. 理解大氣動力學基本方程組（168頁）控制大氣運動的方程組（簡稱為控制方程組）主要有，旋轉(zhuǎn)坐標系中的流體力學方程、連續(xù)方程、狀 態(tài)方程和熱流量方程2. 掌握大氣運動的尺度分析及近似大氣運動具有流體運動的共性， 其運動形態(tài)都可用大氣動力 - 熱力學方程組去研究。 但不同尺度的 運動形態(tài)中方程各項所起的作用不一樣，不可能把所有的大氣運動都放在一起去研究，合理方法是 把這些運動形態(tài)按其水平、垂直的伸展范圍以及運動持續(xù)時間，分成若干級別，分別進行研究，這 就是

44、尺度分析的觀念。3. 掌握地轉(zhuǎn)風和熱成風地轉(zhuǎn)風：(geostrophic wind )在離地面約1KM以上的大氣中，地球表面對大氣運動的摩擦作用已可以忽略不計，這部分大氣稱為自由大氣。在自由大氣中，運動基本上水平的。如果運動是大致平直的，離心力也可以忽略。于 是作用在運動大氣上的主要力就只有氣壓梯度力和科氏力，這兩種力的平衡稱為地轉(zhuǎn)平衡，地轉(zhuǎn)平 衡情況下形成的水平勻速直線運動稱為地轉(zhuǎn)風。定義：自由大氣中，在水平氣壓梯度力和水平科氏力平衡的情況下空氣的水平運動稱為地轉(zhuǎn)風。熱成風：(thermal wind )假設有兩個等壓面，兩等壓面之間地轉(zhuǎn)風的矢量差則稱為兩等壓面之間的熱成風。定義：某一氣層上

45、、下兩界面上的地轉(zhuǎn)風的矢量差。4. 理解大氣波動大氣波動(atmospheric wave ):具有時空二重周期性的一種大氣流型。地球大氣在重力、慣性力、科里奧利力或?qū)咏Y(jié)等因素作用下所發(fā)生的各種振蕩。主要包括聲波、 重力波、慣性重力波、聲重力波、行星波、開爾文波和羅斯比-重力混合波。聲波：在可壓縮的大氣中，聲源的振動，使鄰近空氣產(chǎn)生壓縮和膨脹，形成了具有彈性 振蕩性質(zhì)的大氣波動，稱為聲波(見大氣聲學)。它屬于縱波，可以沿任一方向傳播。重力波：在具有一定層結(jié)(空氣密度或氣溫具有一定的鉛直分布)的大氣中，空氣在重 力和鉛直慣性力作用下，圍繞某一平衡位置將產(chǎn)生振蕩現(xiàn)象，這種振蕩向四周傳播形成 波動，

46、稱為重力波，它屬于橫波。第五章大氣邊界層1. 掌握大氣邊界層特征大氣邊界層可定義為：存在各種尺度的湍流，湍流輸送起著重要作用并導致氣象要素日變化顯 著的低層大氣。與一般流體邊界層不同，要考慮大氣層結(jié)、地球重力場和地球自轉(zhuǎn)的影響。在這一 層中，湍流交換在大氣的動量、熱量、水汽及其他微量氣體的平衡中起重要作用。大氣中的熱量和 水分主要來源于下墊面，而動量主要來源于上層氣流的運動。動量輸送到低層，以補償下墊面的不 光滑而摩擦消耗的動量。大氣邊界層基本特征表現(xiàn)為氣象要素存在明顯的日變化。與下墊面通過湍流交換造成大氣邊界層 內(nèi)溫度的日變化，下墊面的變化傳遞到邊界層頂?shù)倪^程將受到渦旋的空間和時間尺度的影響

47、；大型 氣壓場形成的大氣運動動量通過湍流切應力的作用源源不斷向下傳遞，經(jīng)大氣邊界層到達地面并由 于摩擦而部分損耗，相應造成大氣邊界層內(nèi)風的日變化。大氣邊界層與其上部的自由大氣之間也存在著相互作用。穩(wěn)定邊界層上部經(jīng)常存在明顯的波動， 在層頂較強的風切變作用下，間歇性湍流與波動在邊界層頂上下交替出現(xiàn)；不穩(wěn)定的對流邊界層則 因發(fā)展過程中上部暖空氣向下的卷夾以及層頂?shù)牟粩嗵?，使邊界層上部與自由大氣之間相互作用。大氣邊界層的運動狀態(tài)一般是湍流的。風和氣流有明顯的日變化。邊界層的多層結(jié)構(gòu)演變也存在日變化。在大氣邊界層中，氣象要素分布具有一定的特點，如近地面層的氣溫、水汽含量和風速的鉛直梯 度特別大；風速

48、隨高度變化有其特殊規(guī)律等等。邊界層的大氣，既要受氣壓梯度力、科里奧利力和湍流粘性力的作用，又要受地面的摩擦作 用和由輻射引起的溫度分布不均勻性的影響，運動非常復雜，具有渦旋和可壓縮流體的湍流特征， 故大氣邊界層物理是建立在大氣湍流理論基礎上的。2. 了解近地面層及其廓線規(guī)律近地面層全稱大氣近地面層( atmospheric surface layer),又稱常應力層(constant stresslayer)或常通量層(constant fluxes layer),是大氣邊界層最接近地表面的部分。近地面層 其各種屬性(動量、熱量等)的湍流鉛直通量近似為常數(shù)。由此可導得適合于該層的風速和溫度廓線

49、規(guī)律。也是湍流動量通量(湍流切應力)、熱通量和水汽通量近似不隨高度變化的氣層。按照穩(wěn)定度性質(zhì)區(qū)分為不穩(wěn)定近地面層、中性近地面層和穩(wěn)定近地面層。厚度在十米至百米左右， 不穩(wěn)定或地面粗糙度大的情形下厚度較大，穩(wěn)定或地面粗糙度小的時候較淺薄。近地面層中 溫度、濕度、風速等氣象要素隨高度的變化很大，湍流運動對該層的性質(zhì)起著決定性的作用， 進而又決定了整個大氣邊界層的特征。近地面層是人類和生物直接接觸的氣層和大氣污染影 響最主要的表現(xiàn)場所。廓線 是描述風向、風速、溫度、濕度諸氣象要素或污染物濃度垂直分布的曲線 或函數(shù)。 P243風廓線：地面對風的摩擦阻力隨著離地面高度的增加而減小，從而使風速隨高度的增加

50、而變大， 并且隨著地面粗糙度的加大，風速隨距地面高度變化的現(xiàn)象就越發(fā)顯著。一定的地面粗糙長度下， 風速隨距地面高度 H 的變化稱為風廓線。3. 理解中性大氣邊界層、對流邊界層、穩(wěn)定邊界層的特點與異同大氣邊界層 ( atmospheric boundary layer )：靠近地球表面、受地面摩擦阻力影響的大氣層區(qū)域。 大氣流過地面時，地面上各種粗糙元，如草、沙粒、莊稼、樹木、房屋等會使大氣流動受阻，這種 摩擦阻力由于大氣中的而向上傳遞，并隨高度的增加而逐漸減弱，達到某一高度后便可忽略。此高 度稱為大氣邊界層厚度，它隨氣象條件、地形、地面粗糙度而變化，大致為3001000米。在陸上高壓區(qū)域，大氣

51、邊界層的日夜演化，結(jié)構(gòu)常比較清晰， 主要包括混合層，剩 余層和穩(wěn)定邊界層。對流邊界層 : 一般把含有混合層的邊界層稱為 對流邊界層 。特點是層結(jié)不穩(wěn)定，對流旺盛，位溫 和風向風速都變化甚小，常發(fā)生于晴朗的白天，其高度較層結(jié)穩(wěn)定的邊界層高，一般為12km ，主要由熱對流的高度決定，與地面的垂直湍流熱通量和大氣層結(jié)穩(wěn)定度有關，邊界層以下的大尺度 下沉運動和平流作用對其高度也有所影響。日落后，地表受熱停止，使得混合層內(nèi)的亂流強度減弱， 原來為不穩(wěn)定的大氣，逐漸轉(zhuǎn)為中 性的大氣； 此為白天混合層的殘余，故稱之為剩余層。穩(wěn)定邊界層： 常發(fā)生在傍晚，地表一長波輻射冷卻，逐漸降溫，在地表形成逆溫，發(fā)展成為夜

52、間 地面逆溫層，這一層大氣非常穩(wěn)定，故稱之為 穩(wěn)定邊界層 ，曾內(nèi)的亂流強度很微弱。混合高度(mixed depth):行星邊界層中發(fā)生湍流混合的厚度。當層結(jié)為中性或不穩(wěn)定 時，它是行星邊界層高度的一個定義。當行星邊界層為穩(wěn)定層結(jié)時，它表示層內(nèi)下部發(fā) 生湍流混合的厚度，這時它比邊界層高度要低。第六章 云和降水物理學與人工影響天氣1、了解水(分)循環(huán)相變。水分循環(huán)一般包括降水、徑流、蒸發(fā)三個階段。降水 包括雨、雪、霧、雹等形式； 徑流是指沿地面和地下動著的水流，包括地表徑流和地下徑流； 蒸發(fā) 包括水面蒸發(fā)、植物蒸騰、土壤蒸發(fā)等。水的循環(huán)按其循環(huán)過程的不同，可分為大循環(huán)和小循環(huán)兩種。從海洋蒸發(fā)上升的

53、水汽被氣流帶到 陸地，遇冷凝聚而以降水的方式落到地面。降落的水一部蒸發(fā)，重新回到空中，一部分形成地表徑 流匯入江河，流歸海洋。這種海洋與陸地之間的水遷移與交換現(xiàn)象稱為 大循環(huán) 。從海洋表面蒸發(fā)變 成的水汽，上升到空中，遇冷凝聚后又降落到海洋上，或者從陸地上蒸發(fā)變成的水汽，上升到空中， 遇冷凝聚后又降落到陸地上，這種海洋內(nèi)部或陸地內(nèi)部的水的遷移與交換現(xiàn)象稱為小循環(huán) 。水的大循環(huán)與小循環(huán)實際小是不能截然分開的，是互相聯(lián)系的，小循環(huán)往往包含在大循環(huán)內(nèi)部。水的循環(huán) 的總的趨勢是海洋向陸地輸送水汽，而陸地又將一部分徑流流回至大海。在水的循環(huán)過程中，地球 上的大氣圈、水圈和巖石圈之間，通過蒸發(fā)、降水、下滲

54、也進行著水的交換。相變： 物質(zhì)從一種相轉(zhuǎn)變?yōu)榱硪环N相的過程。物質(zhì)系統(tǒng)中物理、化學性質(zhì)完全相同，與其他部分 具有明顯分界面的均勻部分稱為相。與固、液、氣三態(tài)對應，物質(zhì)有固相、液相、氣相。任何氣體 或氣體混合物只有一個相，即氣相。相變是物質(zhì)系統(tǒng)不同相之間的相互轉(zhuǎn)變。固、液、氣三相之間 轉(zhuǎn)變時，常伴有吸熱或放熱以及體積突變。2、了解云的分類、形成和特征。云的分類是根據(jù)云的特性和形成過程將云區(qū)分歸類的體系。云的形成 ：自然界中，上升的潮濕空氣，隨大氣壓力降低而絕熱、膨脹、冷卻，造成空氣相對濕 度升高，空氣中的水汽達到飽和，進一步冷卻產(chǎn)生了過多飽合水汽，過剩的水汽附著到凝結(jié)核上， 開始凝結(jié)形成了許多小水

55、滴組成的云。云的生成和增長是十分復雜的物理過程，它是依據(jù)當時大氣中溫度、濕度、氣流、凝結(jié)核和冰核 數(shù)量的多少等諸多因素的相互作用而形成了絢麗多彩的云狀和具有瞬間多變的特點。熟練地掌握云 的特征，就能夠準確地識別各種云狀，才能夠不斷提高觀測云的水平。二、云的分類云的分類有許多方法。第一種，根據(jù)云的微結(jié)構(gòu)，分為：水云（由小水滴組成） 、冰云（由小冰晶組成） 、冰水混合云 （由小冰晶和小水滴組成） 3 類。第二種，根據(jù)云體溫度，分為：暖云、冷云 2 類。第三種，根據(jù)云形成的物理過程以及具有的形態(tài)特征，分為：積狀云、層狀云、波狀云 3 類。 第四種，根據(jù)云的外形特征、結(jié)構(gòu)特點和云底高度，分為：低云、中

56、云、高云 3 族。每個族又 分若干個屬，每個屬又分若干個類。這是目前我國氣象觀測上使用的分類方法。根據(jù)中國氣象局 2003年 7月頒布的地面氣象觀測規(guī)范 ，將云分為 3族、10 屬、 29類。具體 分類和特征如下：1低云族：分為積云、積雨云、層積云、層云、雨層云5 屬。 積云（ Cu）- 垂直向上發(fā)展的、 頂部呈圓弧形或圓拱形重疊凸起， 而底部幾乎是水平的云塊。 云體邊界分明。如果積云和太陽處在相反的位置上，云的中部比隆起的邊緣要明亮；反之，如果處在同一側(cè)， 云的中部顯得黝黑但邊緣帶著鮮明的金黃色；如果光從旁邊照映著積云，云體明暗就特別明顯。積云是由氣塊上升、水汽凝結(jié)而成。 淡積云 （Cu hum）- 扁平的積云， 垂直發(fā)展不盛，水平寬度大于垂直厚度。在陽光下呈白色， 厚的云塊中部有淡影，晴天常見。 碎積云（ Fc） - 破碎的不規(guī)則的積云塊（片） ，個體不大，形狀多變。 濃積云（ Cu cong ） - 濃厚的積云，頂部呈重疊的圓弧