大氣復(fù)習(xí)大綱

抱歉各位基地海洋的同志們。這才剛剛弄好一份熱騰騰的大氣復(fù)習(xí)大綱。弄得太遲了。有用就轉(zhuǎn)走吧來源：高嬋舒的日志第一章大氣概述（一）地球大氣的成分一、干潔大氣：不含水汽和懸浮顆粒物的大氣，簡(jiǎn)稱干空氣。二、水汽三、大氣顆粒物：懸浮在大氣中的各種固體和液體微粒，統(tǒng)稱為大氣氣溶膠粒子。（二）空氣狀態(tài)方程P10-11（三）主要?dú)庀笠貧庀笠兀捍髿庑誀罴捌洮F(xiàn)象（天氣和氣候）是用基本要素以及各種天氣現(xiàn)象來描述的，這些因子稱為氣象要素。一、氣溫：表示空氣冷熱程度的物理量二、氣壓：氣象上的氣壓是指大氣的壓強(qiáng)，靜止大氣中某地的氣壓是該地單位面積上大氣柱的重力。三、空氣濕度：表示大氣中水汽含量多少的物理量。常用濕度參量有七種。P12-141、水汽壓e：空氣中所含水汽的壓力。2、飽和水汽壓E：一定溫度下空氣中水汽的最大容量，其值隨溫度的升高而增大。3、絕對(duì)濕度a：?jiǎn)挝惑w積空氣中所含的水汽質(zhì)量。4、混合比r：濕空氣塊中所含的水汽質(zhì)量與該氣塊中十空氣質(zhì)量之比。5、比濕q：濕空氣中所含水汽質(zhì)量與濕空氣總質(zhì)量之比。6、相對(duì)濕度f：空氣的實(shí)際水汽壓與同溫度下飽和水汽壓之比值，常百分比表示。7、露點(diǎn)溫度：濕空氣在水汽含量不變的情況下，等壓降溫至對(duì)水面而言達(dá)飽和時(shí)的溫度，成為露點(diǎn)溫度。只與濕空氣的含水量有關(guān)，而與溫度無關(guān)。四、風(fēng)：空氣相對(duì)于地面的水平運(yùn)動(dòng)，它是一個(gè)水平矢量，有風(fēng)向與風(fēng)速之分。風(fēng)向是指風(fēng)的來向，一般用16個(gè)方位或度數(shù)來表示。以度數(shù)表示時(shí)，由北起按順時(shí)針方向量度，如北風(fēng)0度，東風(fēng)為90度，南風(fēng)180度，西風(fēng)270度。（四）大氣的垂直結(jié)構(gòu)一、氣溫的垂直分布1、對(duì)流層：地球大氣的最低層，其下邊界為地面或海面。（對(duì)流層也有臭氧，作為污染物）（1）氣溫隨高度增加而降低，其降低的數(shù)值隨地區(qū)、時(shí)間和所在高度等因素而變。有時(shí)在某地區(qū)會(huì)出現(xiàn)氣溫不隨高度而變，甚至隨高度增大而升高（逆溫）的情況。（2）大氣密度和水汽隨高度迅速遞減，對(duì)流層幾乎集中了整個(gè)大氣質(zhì)量的三分之四和水汽的90%。（3）有強(qiáng)烈的垂直運(yùn)動(dòng)。包括有規(guī)則的垂直對(duì)流運(yùn)動(dòng)和無規(guī)則的湍流運(yùn)動(dòng)，它們使空氣中的動(dòng)量、水汽、熱量以及氣溶膠等得以混合與交換。（4）氣象要素的水平分布不均勻。由于對(duì)流層空氣手地表影響最大，因此海陸分布、地形起伏等差異使對(duì)流層中的溫度、濕度等氣象要素分布不均勻。以上四個(gè)特點(diǎn)為云和降水的形成以及天氣系統(tǒng)的發(fā)生、發(fā)展提供了有利條件，因此大氣中所有重要的天氣現(xiàn)象和過程幾乎都發(fā)生在這一層。2、平流層：自對(duì)流層頂向上至55km左右這一范圍。（1）最初20km一下，氣溫基本均勻，從20km到55km，溫度很快上升，全平流層頂可達(dá)270-290K。這主要由于臭氧吸收太陽輻射所致。臭氧層位于10-50km，在15-30km臭氧濃度最高，30km以上臭氧濃度雖然逐漸減少，但這里的紫外輻射很強(qiáng)烈，故溫度隨高度能迅速增高。（2）層內(nèi)氣流平穩(wěn)，對(duì)流微弱，而且水汽極少，因此大多數(shù)為晴朗的天空，能見度很好。有時(shí)對(duì)流層中發(fā)展旺盛的積雨云頂部（卷云）也可伸展到平流層下部，在高緯地區(qū)有時(shí)日出前日落后會(huì)出現(xiàn)貝母云（珍珠云）。3、中層自平流層頂部向上，氣溫又再次隨高度增加而迅速下降，至離地80-85km出達(dá)到最低值。造成氣溫隨高度迅速下降的原因，一方面在這一層中幾乎已經(jīng)沒有臭氧，另一方面氮和氧氣等氣體能直接吸收的太陽輻射大部分已經(jīng)被上層大氣吸收掉。在中層，有相當(dāng)強(qiáng)烈的垂直對(duì)流和湍流混合。由于水汽極少，只是在高緯地區(qū)的黃昏時(shí)刻，在該層頂部附近有時(shí)會(huì)看到銀白色的夜光云。4、熱層中層頂以上是熱層，這一層沒有明顯的上界，而且與太陽活動(dòng)情況有關(guān)。在這一層，由于氧原子和氮原子吸收大量的太陽短波輻射，而使氣溫再次升高。在100km以上，大氣熱量的傳輸主要靠熱傳導(dǎo)而非對(duì)流和湍流運(yùn)動(dòng)。由于熱層內(nèi)空氣稀薄分子稀少，傳導(dǎo)率小，因此該層的氣溫能很快上升到幾百度。然而，由于大氣稀薄，分子間的碰撞機(jī)會(huì)極少，溫度只有動(dòng)力學(xué)意義。熱層的溫度又很顯著的日變化，下午的溫度可比早晨溫度高300K甚至更多。5、外逸層熱層以上是外逸層，它是大氣的最高層。在這層中氣溫很高，但隨高度的增加很少變化。由于氣溫高，粒子運(yùn)動(dòng)速度很大，而且這里的地心引力很小，因此一些高速運(yùn)動(dòng)的空氣質(zhì)?？赡苌⒁莸叫请H空間。二、氣壓的高度分布1、靜力方程2、壓高公式P21-23（五）氣壓場(chǎng)圖P26一、低壓槽（簡(jiǎn)稱槽）由低壓延伸出來的狹長(zhǎng)區(qū)域。槽附近空間等壓面形如山谷。槽中各條等壓線彎曲度最大處的連線，稱為槽線。二、高壓脊（簡(jiǎn)稱脊）由高壓延伸出來的狹長(zhǎng)區(qū)域。脊附近的空間等壓面形如山脊。脊中各條等壓線彎曲度最大處的連線稱為脊線。三、鞍形氣壓場(chǎng)（簡(jiǎn)稱鞍）兩個(gè)高壓和兩個(gè)低壓相對(duì)而組成的中間區(qū)域。其附近的空間等壓面形如馬鞍。以上幾種氣壓場(chǎng)基本形式統(tǒng)稱為氣壓系統(tǒng)。第二章大氣輻射學(xué)（一）熱輻射的基本定律P33-35一、基爾霍夫定律在熱平衡條件下，一物體放射波長(zhǎng)的輻射率和該物體對(duì)波長(zhǎng)輻射的吸收率之比等于同溫度、同波長(zhǎng)時(shí)的黑體輻射率。二、普朗克定律黑體輻射隨溫度和波長(zhǎng)的分布形式。三、斯蒂芬-玻耳茲曼定律黑體的輻射通量密度與絕對(duì)溫度的四次方成正比。四、維恩定律黑體光譜輻射率極大值對(duì)應(yīng)的波長(zhǎng)與絕對(duì)溫度成反比。該定律指出了一個(gè)有名的現(xiàn)象：輻射體愈熱所發(fā)出的光就愈“白”。（二）太陽輻射及其在大氣中的衰減一、大氣對(duì)太陽輻射的吸收1、吸收光譜大氣中吸收太陽輻射的主要成分是氧氣、臭氧（在紫外區(qū)）和水汽（在紅外區(qū)），其次是二氧化碳、甲烷、一氧化二氮，其他成分吸收很小。除其體外，大氣氣溶膠也吸收和散射部分太陽輻射和紅外輻射。氣溶膠對(duì)氣候的影響比較復(fù)雜，這和氣溶膠的分布、形狀和化學(xué)性質(zhì)有關(guān)。2、指數(shù)削弱定律P38-39二、大氣對(duì)太陽輻射的散射P39-401、瑞利散射基本出發(fā)點(diǎn)是把空氣分子當(dāng)作是一個(gè)振動(dòng)偶極子，若入射波頻率恰好等于分子的共振頻率時(shí)，分子就發(fā)生共振，向四周發(fā)射電磁波。尺度參數(shù)＜0.1，散射輻射歲散射角而變，前后向散射量，其三維散射圖類似于一個(gè)蠶繭，呈對(duì)稱分布。散射光強(qiáng)與波長(zhǎng)的4次方成正比，因而對(duì)藍(lán)光和紅光來說，對(duì)藍(lán)光的散射要比對(duì)紅光的散射要強(qiáng)9倍以上，這就是天空呈藍(lán)色的原因。而在日出或日落時(shí)，由于太陽直接輻射經(jīng)過很長(zhǎng)時(shí)間的散射路程，藍(lán)色削弱很多，因而使太陽呈現(xiàn)紅色。2、米散射（有上限）米用電磁理論給出了均勻球狀粒子散射問題的精確解也就是米散射理論。（1）隨著增大，圖形愈來愈不規(guī)則，且前向散射增大很大，這一現(xiàn)象稱為米效應(yīng)。（2）隨著增大，散射能量愈來愈集中于前向一個(gè)很小的角度范圍內(nèi)。（3）隨著增大，圖形呈現(xiàn)許多“花瓣”。當(dāng)尺度參數(shù)達(dá)到5時(shí)，散射效率最大，隨著的進(jìn)一步增大，散射效率趨于常數(shù)2,即大粒子從入射輻射中消去的能量正好等于它橫截面的攔截輻射能量的2倍。并且與入射輻射的波長(zhǎng)無關(guān)。對(duì)于半徑為5m的水滴，對(duì)可見光來講散射效率已經(jīng)接近常數(shù)，各可見光波長(zhǎng)都能同等散射，因此云是白色的。（三）到達(dá)地面的太陽輻射到達(dá)地面的太陽輻射包括天文輻射和天空輻射兩種一、到達(dá)地面的太陽的直接輻射由于太陽常數(shù)變化很小以及日地距離變化影響不大，所以太陽直接輻射的大小由太陽高度角和大氣透明系數(shù)決定的。（大氣透明系數(shù)：當(dāng)太陽位于天頂時(shí)，到達(dá)地表的太陽直接輻射通量密度與大氣上界太陽輻射通量密度之比，是一個(gè)與m無關(guān)的無量綱量。）直接輻射隨太陽高度角的增大而增加。一方面是由于太陽高度角愈小，等量的太陽輻射能散布的面積愈大，則單位面積上接收到的能量就愈少；另一方面，因?yàn)樘柛叨冉怯r(shí)，太陽光穿過的大氣層就愈厚，大氣對(duì)太陽輻射的減弱作用就愈強(qiáng)。所以到達(dá)地面上的輻射能就愈少。直接輻射隨著大氣透明系數(shù)的改變而改變，而大氣中的水汽、雜質(zhì)等含量愈多時(shí)，太陽輻射被削弱的愈多。直接輻射有顯著的日變化，這種變化主要決定于大氣透明系數(shù)的變化。直接輻射也有顯著的年變化，這種變化主要決定于太陽高度角的年變化。直接輻射還隨緯度而改變。二、到達(dá)地表的太陽散射輻射由于大氣的存在，到達(dá)地表的輻射除太陽直接輻射外，還有從天空各方向散射而來的太陽散射輻射。散射輻射來自整個(gè)半球天空，又稱天空輻射。天空輻射的大小取決于太陽高度角、大氣透明系數(shù)、云量、海拔高度，并受地面反射率影響，其變化范圍較大。隨太陽高度角的減小，天空輻射也減小，太陽高度低時(shí)，散射輻射較小，但太陽直接輻射減小得更多，因此太陽高度低時(shí)，散射粒子較多，散射輻射顯得更重要。大氣透明程度差時(shí)，散射粒子較多，散射輻射增強(qiáng)；反之，大氣透明度好時(shí)，散射輻射減弱。此外云也能強(qiáng)烈地增大散射輻射，但當(dāng)云層很厚，云量很大時(shí)，由于直接輻射減弱的太多，散射輻射可能比晴天還小。另外當(dāng)?shù)孛娣瓷渎始哟髸r(shí)，加上地面有雪，散射輻射加大，如果有云又有雪，會(huì)有反復(fù)反射現(xiàn)象，使散射輻射加大很多。同太陽直接輻射類似，散射輻射的變化也主要決定于太陽高度。散射輻射一般比直接輻射弱，但有時(shí)散射輻射會(huì)大于直接輻射。例如在高緯度地區(qū)，散射輻射甚至比直接輻射大幾倍。三、地面總輻射到達(dá)地表的太陽直接輻射與散射輻射值和稱為地面總輻射。一年之內(nèi)，總輻射在夏季最大，冬季最小?？傒椛涞木暥确植迹话闶蔷暥扔涂傒椛溆?。但實(shí)際上總輻射并不出現(xiàn)在赤道，而是在北緯20度附近，這是因?yàn)槌嗟栏浇嘣频木壒?。總輻射的年變化和太陽直接輻射的年變化基本一致，中高緯度地區(qū)最大之出現(xiàn)在夏季月份，最小值出現(xiàn)在冬季月份；赤道地區(qū)，一年中有兩個(gè)最大值分別出現(xiàn)在春分和秋分。總輻射量的日總量隨緯度的分布，一般是由高緯向低緯增加。在春分日，最大值出現(xiàn)在赤道上，由赤道向兩極減小。在夏全日和冬至日，最大值分別出現(xiàn)在北極和南極90度附近，且夏至日北半球各緯度上的值比冬至日南半球?qū)?yīng)緯度上的值略小些，這是由于地球在夏全日接近遠(yuǎn)日電，冬至日接近近日點(diǎn)的緣故。（四）地球輻射一、地面輻射P46地面輻射可以近似地看作灰體輻射二、云的輻射云對(duì)太陽輻射的作用主要是散射和反射。對(duì)于紅外輻射，一定厚度的云可簡(jiǎn)單的當(dāng)作黑體看待。云底構(gòu)成對(duì)來自地面和低層大氣向上輻射的吸收表面，云頂則構(gòu)成另一表面，該表面通過大氣窗區(qū)向太空放射輻射能。對(duì)于某些較薄的云來說要看作灰體。三、大氣輻射大氣對(duì)太陽輻射的直接吸收很小，主要是通過吸收地面紅外輻射而維持其溫度的。大氣中吸收紅外輻射的成分主要是水汽和液態(tài)水，此外還有一些微量氣體如二氧化碳臭氧等。大氣輻射的強(qiáng)弱既決定于大氣溫度，又決定于大氣濕度和云況。溫度愈高，水汽和液態(tài)水含量愈大，則大氣輻射也愈大。大氣輻射一部分向上進(jìn)入太空，一部分向下達(dá)到地面，向下達(dá)到地面的大氣輻射成為大氣逆輻射。大氣對(duì)太陽輻射吸收很小，結(jié)果讓大量的太陽輻射透過大氣達(dá)到地面，而大氣強(qiáng)烈地吸收地面紅外輻射而增熱，并以大氣逆輻射的方式返回一部分給地面，使得地面不致失熱過多，大氣的這種作用猶如花房的保暖作用，所以成為大氣溫室效應(yīng)，也稱大氣效應(yīng)。四、有效輻射有效輻射是指地面輻射和地面所吸收的大氣逆輻射之差。大氣逆輻射主要是水汽和液態(tài)水所放射的能量，所以地面有效輻射的大小主要決定于下墊面溫度、空氣溫度、濕度和云況，在其他條件不變的情況下，地面溫度越高，地面輻射越強(qiáng)，有效輻射也愈大。氣溫越高，絕對(duì)濕度愈大，天空中云愈多愈密，則大氣輻射愈強(qiáng)，故有效輻射愈小。有效輻射有明顯的日變化，入夜逐漸減少，早晨達(dá)到最小值，日出后顯著增大，正午達(dá)到最大值，但云往往能破壞上述日變化規(guī)律。（五）地面輻射差額和能量平衡二、地面能量平衡地表面除了輻射造成的能量收支外，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相變（地表水分蒸發(fā)）引起的地表能量損失（潛熱）等項(xiàng)。用Hal表示地表凈能量通量，則Hal=Rs-Rl-Hs-He-Hm式中Rs為地表凈短波輻射能量，Rl為凈長(zhǎng)波能量（地面有效輻射），Hs為地表感熱通量，He為地表潛熱通量，Hm為流進(jìn)土壤深層的熱量。當(dāng)Hal為正時(shí)，地表獲得能量，地表溫度上升；當(dāng)Hal為負(fù)時(shí)，地面失去能量，地表溫度下降；當(dāng)Hal為零時(shí)，即地表達(dá)到能量平衡時(shí)，地表溫度不變。地表溫度是非常重要的參數(shù)，它通過影像地氣間熱量交換來影響大氣環(huán)流。三、氣溫的日變化（接近sin函數(shù)）氣溫日變化的特點(diǎn)是：一天中有一個(gè)最高值和一個(gè)最低值，最高值出現(xiàn)在午后2點(diǎn)鐘左右，最低值出現(xiàn)在清晨日出前后。一■天中，中午太陽輻射最強(qiáng)，但最高氣溫卻出現(xiàn)在午后2點(diǎn)鐘左右，這是因?yàn)閷?duì)流層大氣的熱量來源主要是地面紅外輻射，地面溫度的高低不直接決定于地面當(dāng)時(shí)吸收太陽輻射的多少，而決定于地面儲(chǔ)存熱量的多少。在正午時(shí)，太陽輻射最強(qiáng)，地面凈熱量也多，地面溫度上升，大氣溫度也跟著上升，過了正午，地面接收的太陽輻射雖然開始減弱，但是得到的熱量仍大于支出的熱量。地面溫度繼續(xù)上升，氣溫也跟著上升。當(dāng)?shù)孛鏌崃繌氖杖氪笥谥С鲛D(zhuǎn)為收入小于支出時(shí)，地面溫度由上升轉(zhuǎn)為下降，這個(gè)時(shí)刻通常出現(xiàn)在下午1點(diǎn)左右。由于熱量傳遞給空氣需要一定的滯后時(shí)間，所以最高氣溫出現(xiàn)在午后2點(diǎn)左右。夜間，沒有短波輻射的能量輸入，地面由于長(zhǎng)波輻射不斷冷卻，氣溫也逐漸下降，一直下降到地面熱量從收入小于支出轉(zhuǎn)為收入大于支出位置，所以最低氣溫出現(xiàn)在清晨日出前后，而不在午夜。四、氣溫的年變化（振蕩）地球上大部分地區(qū)，氣溫年變化特點(diǎn)是：一年中有一個(gè)最高值和一個(gè)最低值。中高緯度大路上氣溫以7月份為最高，1月份為最低。海洋上氣溫以8月份最高，2月份為最低。（六）地氣系統(tǒng)能量平衡圖P53第三章大氣溫度、濕度和穩(wěn)定度（一）大氣溫度一、平均氣溫和氣溫極值1、平均氣溫日平均氣溫：一晝夜的24次、8次或4次觀測(cè)值的平均數(shù)據(jù)月平均氣溫：1月內(nèi)隔天日平均氣溫相加然后除以該月的天書所得的值年平均氣溫：12個(gè)月的月平均氣溫相加除以12所得結(jié)果2、氣溫極值某氣象要素的極值是指有觀測(cè)記錄以來該氣象要素的極端數(shù)據(jù)或在某特定時(shí)段的極端數(shù)值。實(shí)際應(yīng)用中，常用的極值有兩種：平均極值和極端極值。（1）平均極值：對(duì)每天觀測(cè)到的某項(xiàng)極值進(jìn)行旬、月、年或多年平均的結(jié)果（2）極端極值：以某一要素在某時(shí)段內(nèi)的全部極值觀測(cè)記錄中挑選出的最極端的數(shù)據(jù)二、影響地面氣溫的因子1、水陸加熱率差異地球表面的加熱（或冷卻）控制著其上面空氣的加熱（或冷卻），為了了解氣溫的變化，必須知道不同下墊面的受熱性質(zhì)。主要體現(xiàn)在三方面：（1）吸收、反射和投射率（2）比熱（3）蒸發(fā)以上各種因子的綜合結(jié)果，使得水體增溫緩慢，能儲(chǔ)存更多的熱能，同時(shí)其冷卻液比陸地緩慢。2、洋流影響洋流分為冷、暖兩種，向極地流動(dòng)的為暖洋流，向赤道流動(dòng)的為冷洋流。冷暖洋流會(huì)對(duì)其鄰近陸地氣溫產(chǎn)生不同影響。在同一緯度，處于暖洋流一側(cè)、受暖洋流影響的陸地某處，氣溫將要比不受暖洋流影響的某地高好幾度；冷洋流情況可與此類比。3、高度顯然，測(cè)站高度對(duì)平均氣溫有影響，因?yàn)闅鉁仉S高度平均按0.65度/100m遞減率下降。4、地理位置（二）水（分）循環(huán)相變一、水（分）循環(huán)地球系統(tǒng)水分的無止境的循環(huán)成為水循環(huán)。水循環(huán)是由太陽能驅(qū)動(dòng)的龐大系統(tǒng)，其中大氣充當(dāng)了連接海洋和大陸的重要作用。來自海洋和大陸的水不斷地蒸發(fā)進(jìn)入大氣，風(fēng)使含有水汽的空氣作遠(yuǎn)距離輸送，直至云和降水形成；降入海洋的降水已結(jié)束它的一個(gè)循環(huán)周期，并開始另一個(gè)周期循環(huán)，然后，降至陸地的降水必須通過不同的途徑返回到海洋。一旦降水降于陸面，其中一部分將被地面吸收，一部分作向下和橫向流動(dòng)，最后滲入湖泊、河流，或直接進(jìn)入海洋。很多被地面吸收或流出的水，最后還是以不同的方式返回大氣；除了從土壤、湖泊、河流蒸發(fā)以外，還有一些滲入地表的水被植物吸收，然后它們又被釋放進(jìn)入大氣，這一過程叫蒸騰。二、水的相變和相平衡如果我們很小心地使水冷卻，則純水可以在0.0075度以下并不凍結(jié)，這時(shí)的水稱為過冷水。過冷水與水汽的平衡稱為亞穩(wěn)平衡。（三）絕熱過程和絕熱溫度變化P65-71系統(tǒng)與外界無熱量交換的過程叫絕熱過程。一、十絕熱過程干絕熱過程：在絕熱過程中，氣塊內(nèi)的水汽始終未達(dá)到飽和、沒有相變發(fā)生的過程。1、干絕熱方程未飽和濕空氣的絕熱方程與十空氣絕熱方程相當(dāng)接近，可以用同一方程來描述。2、位溫位溫：氣塊沿十絕熱過程移動(dòng)到1000hPa時(shí)所具有的溫度。位溫在干絕熱過程中是不變的，干絕熱過程就是等位溫過程。3、位溫梯度（判斷大氣穩(wěn)定度）位溫梯度：位溫的垂直梯度，它表示位溫的垂直分布。4、抬升凝結(jié)高度抬升凝結(jié)高度：未飽和濕空氣絕熱上升到達(dá)飽和的高度h為抬升凝結(jié)高度，它可以作為云底高度的近似。二、飽和濕空氣的絕熱過程焚風(fēng)：是氣流過山后再背風(fēng)坡形成的干熱風(fēng)。自然界的一種假絕熱過程焚風(fēng)現(xiàn)象：當(dāng)氣流遇山被迫抬升時(shí)，若其凝結(jié)高度低于山脈高度，則山前氣流先按十絕熱遞減律緩慢降溫，至凝結(jié)高度，達(dá)飽和后，水汽開始凝結(jié)，并進(jìn)而形成云和降水，這時(shí)空氣按濕絕熱遞減率緩慢降溫。當(dāng)氣流過山頂沿山坡下滑時(shí)，因凝結(jié)物大多在迎風(fēng)破作為雨降落，背山坡空氣在開始下滑的短時(shí)間內(nèi)，會(huì)因保留在氣塊中的一小部分凝結(jié)物的蒸發(fā)而按濕絕熱遞減率增溫。但在以后的大部分時(shí)間內(nèi)，則以干絕熱變溫率增溫。結(jié)果，越山氣流到達(dá)山下時(shí)，其溫度就會(huì)比越山前高得多，而濕度卻小得多。（四）大氣的靜力穩(wěn)定度處于靜力平衡狀態(tài)的大氣中，一旦空氣團(tuán)塊受到外力因子的擾動(dòng)，離開原來位置，產(chǎn)生垂直運(yùn)動(dòng)。當(dāng)除去外力后，空氣能保持它的原位、或上升或下降的這種趨勢(shì)，稱為大氣靜力穩(wěn)度。一、判斷靜力穩(wěn)定度的基本方法——?dú)鈮K法P79二、不穩(wěn)定能量與對(duì)流圖P80三、穩(wěn)定度的變化1、空氣的水平運(yùn)動(dòng)對(duì)穩(wěn)定度的影響當(dāng)暖空氣平流到冷地面上時(shí)，會(huì)是氣層的穩(wěn)定度增加，甚至出現(xiàn)平流逆溫，從而形成平流霧；相反，當(dāng)十氣流平流全暖水面時(shí)，氣層的溫度直減率會(huì)大幅度的增加，層結(jié)變得不穩(wěn)定，通常會(huì)產(chǎn)生云和降水。如果在大氣低層出現(xiàn)暖平流，高層有冷平流，則未來的不穩(wěn)定度將大大增加，在適當(dāng)?shù)耐饬_擊下，常常造成嚴(yán)重的雷雨、冰雹、暴雨等強(qiáng)對(duì)流天氣。2、整層空氣抬升或下沉?xí)r穩(wěn)定度的變化假設(shè)：a.氣層在升降過程中是絕熱的，總質(zhì)量也保持不變b.氣層內(nèi)部不發(fā)生湍流混合，也不發(fā)生翻滾現(xiàn)象，因此氣層內(nèi)部的相對(duì)位置不變。（1）氣層升降過程中始終未未飽和狀態(tài)P83（2）氣層抬升過程中達(dá)到飽和的情況P843、夾卷作用對(duì)穩(wěn)定度的影響考慮夾卷作用后，飽和濕空氣垂直上升的溫度梯度遞減率將大于濕絕熱遞減律。因此，但溫度層結(jié)不變時(shí)，夾卷作用使氣層的不穩(wěn)定度減小，從而影響對(duì)流及積云的發(fā)展。對(duì)未飽和空氣而言，夾卷過程對(duì)上升氣塊溫度變化率的影響還與夾卷率I有關(guān)。I越大，影響越大。第四章大氣運(yùn)動(dòng)（一）大氣運(yùn)動(dòng)方程一、作用于地球大氣的力1、氣壓梯度力在大氣中，垂直方向的氣壓梯度力通常與重力相平衡。因此，水平方向的氣壓梯度力可以說是空氣水平運(yùn)動(dòng)的原動(dòng)力。2、科里奧利力（地轉(zhuǎn)偏向力）產(chǎn)生條件：（1）坐標(biāo)系隨地球轉(zhuǎn)動(dòng)（2）空氣微團(tuán)相對(duì)于該旋轉(zhuǎn)坐標(biāo)系運(yùn)動(dòng)。科里奧利力只能改變空氣運(yùn)動(dòng)的方向，不能改變其速率。3、離心力、地心引力和重力4、摩擦力包括外摩擦和內(nèi)摩擦兩種力。二、連續(xù)方程(根據(jù)質(zhì)量守恒定律)輻散輻合三、運(yùn)動(dòng)方程的閉合和及簡(jiǎn)化運(yùn)動(dòng)方程的簡(jiǎn)化一一尺度分析大氣運(yùn)動(dòng)具有很寬的尺度譜，人們?cè)谘芯看髿膺\(yùn)動(dòng)時(shí)，往往不是同時(shí)考慮大氣中所有類型的運(yùn)動(dòng)，而是分別討論大氣運(yùn)動(dòng)中的某一特殊現(xiàn)象。對(duì)各種運(yùn)動(dòng)的分析結(jié)果表明，運(yùn)動(dòng)特征與運(yùn)動(dòng)水平尺度最為密切。大多數(shù)情況下，運(yùn)動(dòng)的水平尺度一確定，運(yùn)動(dòng)的其它主要特征量也就隨之而定。因此，一般根據(jù)水平尺度的大小可以把大氣中的主要運(yùn)動(dòng)系統(tǒng)分成大中小和微尺度系統(tǒng)四類。尺度越大，生命史越長(zhǎng)，垂直速度越??；水平尺度越小，生命史越短，垂直速度越大。一級(jí)近似方程二級(jí)近似方程P96自由大氣中的平衡運(yùn)動(dòng)一、地轉(zhuǎn)風(fēng)地轉(zhuǎn)風(fēng)：自由大氣中，水平氣壓梯度與水平科氏力平衡下形成的水平勻速直線運(yùn)動(dòng)。白貝羅風(fēng)壓定律：北半球(f>0)，背風(fēng)而立，高壓在右低壓在左；南半球(f<0)，背風(fēng)而立，高壓在左低壓在右。二、梯度風(fēng)梯度風(fēng)：水平氣壓梯度力、水平科氏力和離心力相平衡下的無切向加速度的空氣水平運(yùn)動(dòng)。梯度風(fēng)性質(zhì)：空氣作水平曲線運(yùn)動(dòng)時(shí)，其運(yùn)動(dòng)方向有兩種情況圍繞曲率中心做逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)，這時(shí)的梯度風(fēng)成為氣旋式梯度風(fēng)圍繞曲率中心做順時(shí)針旋轉(zhuǎn)的反氣旋式梯度風(fēng)。1）若科氏力大于離心力，氣壓梯度力指向圓外，中心為高壓，風(fēng)壓場(chǎng)關(guān)系符合風(fēng)壓定律。2）若離心力大于科氏力，氣壓梯度力指向圓內(nèi)，中心為抵押，風(fēng)壓場(chǎng)關(guān)系不符合風(fēng)壓定律，稱為反常低壓。三、地轉(zhuǎn)風(fēng)隨高度的變化一一熱成風(fēng)1、地轉(zhuǎn)風(fēng)隨高度變化的原因誘因：水平溫度梯度這種由于水平溫度梯度所引起的上、下氣層之間的地轉(zhuǎn)風(fēng)矢量差，稱為熱成風(fēng)。2、熱成風(fēng)方程的應(yīng)用為什么北半球?qū)α魅?nèi)西風(fēng)（分量）向上增加？P102（1）若低層地轉(zhuǎn)風(fēng)為西風(fēng)，這時(shí)等壓線呈東西向分布，其值為南高北低。由于熱成風(fēng)方向與地轉(zhuǎn)風(fēng)方向一致，因此，隨著高度增加，地轉(zhuǎn)風(fēng)方向不變但風(fēng)速不斷增大。（2）若低層大氣吹東風(fēng)，這時(shí)由于熱成風(fēng)方向與地轉(zhuǎn)風(fēng)方向相反，東風(fēng)將隨高度減少，至某一高度z處東風(fēng)減小為零，再向上將轉(zhuǎn)為西風(fēng)，并且隨著高度的增加西風(fēng)不斷增大。（3）若低層為西南風(fēng)（有暖平流），這時(shí)等壓線與等溫線不再平行，熱成風(fēng)與地轉(zhuǎn)風(fēng)之間有一定夾角，而且熱成風(fēng)指向地轉(zhuǎn)風(fēng)的右側(cè)，于是地轉(zhuǎn)風(fēng)將隨著高度的增加向右偏轉(zhuǎn)（順時(shí)針旋轉(zhuǎn)），即地轉(zhuǎn)風(fēng)將隨高度的增加，風(fēng)速不斷加大，風(fēng)向逐漸偏西。若低層地轉(zhuǎn)風(fēng)為偏北風(fēng)（有冷氣流），則地轉(zhuǎn)風(fēng)將隨高度逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)，逐漸變?yōu)槲黠L(fēng)，風(fēng)速不斷增大。同理可以討論低層其他方向的地轉(zhuǎn)風(fēng)隨高度的變化，總會(huì)在某一高度以上轉(zhuǎn)變?yōu)槠黠L(fēng)，其風(fēng)速歲高度不斷增大，以致在對(duì)流層頂附近出現(xiàn)西風(fēng)急流。（三）地轉(zhuǎn)偏差和垂直運(yùn)動(dòng)一、地轉(zhuǎn)偏差地轉(zhuǎn)偏差：不考慮摩擦作用時(shí)，實(shí)際風(fēng)與地轉(zhuǎn)風(fēng)的矢量差。成因：局地加速度、平流加速度和對(duì)流加速度共同產(chǎn)生的地轉(zhuǎn)偏差（1）局地加速度通常稱為“變壓風(fēng)”，其大小與等壓線的梯度成正比；方向與等變壓線垂直，并指向低變壓區(qū)。（2）平流加速度可分解成兩部分：地轉(zhuǎn)風(fēng)速沿流線的變化所引起的法向地轉(zhuǎn)偏差；流線彎曲產(chǎn)生的切向地轉(zhuǎn)偏差。（3）對(duì)流加速度由垂直運(yùn)動(dòng)和地轉(zhuǎn)風(fēng)隨高度的變化引起的。垂直上升運(yùn)動(dòng)時(shí)，加速度矢量的方向與上下兩高度上的地轉(zhuǎn)風(fēng)的矢量差相同；垂直下沉運(yùn)動(dòng)時(shí)，加速度矢量與熱成風(fēng)方向相反。地轉(zhuǎn)偏差的方向指向加速度矢量的左方。二、大氣的垂直運(yùn)動(dòng)1、對(duì)流對(duì)流：通常指熱力作用引起的垂直運(yùn)動(dòng)，它的特點(diǎn)是范圍小，發(fā)生、發(fā)展的時(shí)間短，垂直運(yùn)動(dòng)的速度較大，能引起陣性降水、雷暴、冰雹和龍卷等不穩(wěn)定天氣。2、系統(tǒng)垂直運(yùn)動(dòng)系統(tǒng)垂直運(yùn)動(dòng)：由于水平氣流的輻合、輻散，鋒面強(qiáng)迫抬升及地形抬升等動(dòng)力作用引起的大范圍上升或下沉運(yùn)動(dòng)。其特點(diǎn)是垂直速度小、持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)，能造成大范圍層云和連續(xù)性降水，對(duì)天氣的形成和演變產(chǎn)生很大影響。（四）環(huán)流與渦度局地?zé)崃Νh(huán)流：由于大氣中同一時(shí)間加熱率（或降溫率）分布不均產(chǎn)生的環(huán)流。主要有：季風(fēng)、海陸風(fēng)、山谷風(fēng)。海陸風(fēng)：可以用斜壓大氣中的絕對(duì)環(huán)流定理來解釋。在沿海地區(qū)低層大氣中，白天風(fēng)常從海上吹向陸地，夜間風(fēng)從陸地吹向海洋，它是由海陸下墊面熱力差異而形成的一種尺度地方性環(huán)流。山谷風(fēng)：由于山坡和山谷溫差引起的熱力環(huán)流。白天低層谷風(fēng)，晚上低層吹山風(fēng)。（五）大氣環(huán)流圖P116-117單圈環(huán)流模型三圈環(huán)流模型第五章云、霧和降水物理學(xué)基礎(chǔ)（一）云的分類、形成和特征一、云的分類國(guó)際分類：高云中云低云直展云（記2000和6000m）我國(guó)分類：高云中云低云（記2500和5000m）二、云的行程條件1、形成條件1）充足的水汽；2）上升運(yùn)動(dòng)2、形成云的一般過程可以分為兩類：1）冷卻過程；2）既降溫又增加水汽的過程三、主要云屬的宏觀和微觀特征1、積狀云1）淡積云2）濃積云3）積雨云積雨云形成在暖濕而具有很大不穩(wěn)定能量、并有適當(dāng)抬升力的大氣中。發(fā)展成熟的積雨云通常產(chǎn)生雷電、大風(fēng)、暴雨及冰雹等，因此也稱它為雷暴云。水平L和垂直尺度H相同的量級(jí)-km生命史短云內(nèi)盛行強(qiáng)烈的上升氣流對(duì)流單體生命史：形成階段：從初始淡積云發(fā)展到濃積云的階段，一般10-15分鐘。云內(nèi)都是上升氣流，云內(nèi)氣溫高于周圍空氣的溫度（1-2攝氏度）。一般無降水成熟階段：從濃積云向積雨云發(fā)展的階段。15-30分鐘。云內(nèi)有組織的下沉氣流和云下降水的出現(xiàn)。云中下沉冷空氣歲降水傾瀉全地面后向四周輻射。在上升與下沉氣流的交界處形成冷暖空氣的交界面，成為雷暴鋒。云內(nèi)上升氣流區(qū)的氣溫仍高于環(huán)境溫度，下沉氣流低于云外。消散階段：下沉氣流。云內(nèi)外溫度逐漸趨一致