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1、抱歉各位基地海洋的同志们。这才刚刚弄好一份热腾腾的大气复习大 纲。弄得太迟了。有用就转走吧来源：高婵舒的日志第一章大气概述（一）地球大气的成分一、干洁大气：不含水汽和悬浮颗粒物的大气，简称干空气。二、水汽三、大气颗粒物：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。（二）空气状态方程P10-11（三）主要气象要素气象要素：大气性状及其现象（天气和气候）是用基本要素以及各种天气现象来 描述的，这些因子称为气象要素。一、气温：表示空气冷热程度的物理量二、气压：气象上的气压是指大气的压强，静止大气中某地的气压是该地单位面 积上大气柱的重力。三、空气湿度：表示大气中水汽含量多少的物理量。常用
2、湿度参量有七种。P12-141、水汽压e：空气中所含水汽的压力。2、饱和水汽压E： 一定温度下空气中水汽的最大容量，其值随温度的升高而增 大。3、绝对湿度a：单位体积空气中所含的水汽质量。4、混合比r：湿空气块中所含的水汽质量与该气块中十空气质量之比。5、比湿q：湿空气中所含水汽质量与湿空气总质量之比。6、相对湿度f：空气的实际水汽压与同温度下饱和水汽压之比值，常百分比表 示。7、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，成为露点温度。只与湿空气的含水量有关，而与温度无关。四、风：空气相对于地面的水平运动，它是一个水平矢量，有风向与风速之分。风向是指风的来向
3、，一般用16个方位或度数来表示。以度数表示时，由北起按 顺时针方向量度，如北风0度，东风为90度，南风180度，西风270度。（四）大气的垂直结构一、气温的垂直分布1、对流层：地球大气的最低层，其下边界为地面或海面。（对流层也有臭氧， 作为污染物）（1）气温随高度增加而降低，其降低的数值随地区、时间和所在高度等因素而 变。有时在某地区会出现气温不随高度而变，甚至随高度增大而升高（逆温）的 情况。（2）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三分 之四和水汽的90%。（3）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
4、等得以混合与交换。（4）气象要素的水平分布不均匀。由于对流层空气手地表影响最大，因此海陆 分布、地形起伏等差异使对流层中的温度、湿度等气象要素分布不均匀。以上四个特点为云和降水的形成以及天气系统的发生、发展提供了有利条件，因 此大气中所有重要的天气现象和过程几乎都发生在这一层。2、平流层：自对流层顶向上至55km左右这一范围。（1）最初20km 一下，气温基本均匀，从20km到55km，温度很快上升，全平 流层顶可达270-290K。这主要由于臭氧吸收太阳辐射所致。臭氧层位于 10-50km，在15-30km臭氧浓度最高，30km以上臭氧浓度虽然逐渐减少，但这里 的紫外辐射很强烈，故温度随高度
5、能迅速增高。（2）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。有时对流层中发展旺盛的积雨云顶部（卷云）也可伸展到平流层下部， 在高纬地区有时日出前日落后会出现贝母云（珍珠云）。3、中层自平流层顶部向上，气温又再次随高度增加而迅速下降，至离地80-85km出达到 最低值。造成气温随高度迅速下降的原因，一方面在这一层中几乎已经没有臭氧， 另一方面氮和氧气等气体能直接吸收的太阳辐射大部分已经被上层大气吸收掉。在中层，有相当强烈的垂直对流和湍流混合。由于水汽极少，只是在高纬地区的 黄昏时刻，在该层顶部附近有时会看到银白色的夜光云。4、热层中层顶以上是热层，这一层没有明显
6、的上界，而且与太阳活动情况有关。在这 一层，由于氧原子和氮原子吸收大量的太阳短波辐射，而使气温再次升高。在 100km以上，大气热量的传输主要靠热传导而非对流和湍流运动。由于热层内空 气稀薄分子稀少，传导率小，因此该层的气温能很快上升到几百度。然而，由于 大气稀薄，分子间的碰撞机会极少，温度只有动力学意义。热层的温度又很显 著的日变化，下 午的温度可比早晨温度高300K甚至更多。5、外逸层热层以上是外逸层，它是大气的最高层。在这层中气温很高，但随高度的增加很 少变化。由于气温高，粒子运动速度很大，而且这里的地心引力很小，因此一些 高速运动的空气质粒可能散逸到星际空间。二、气压的高度分布1、静力
7、方程2、压高公式P21-23（五）气压场图P26一、低压槽（简称槽）由低压延伸出来的狭长区域。槽附近空间等压面形如山谷。槽中各条等压线弯曲 度最大处的连线，称为槽线。二、高压脊（简称脊）由高压延伸出来的狭长区域。脊附近的空间等压面形如山脊。脊中各条等压线弯 曲度最大处的连线称为脊线。三、鞍形气压场（简称鞍）两个高压和两个低压相对而组成的中间区域。其附近的空间等压面形如马鞍。以上几种气压场基本形式统称为气压系统。第二章大气辐射学（一）热辐射的基本定律P33-35一、基尔霍夫定律在热平衡条件下，一物体放射波长的辐射率和该物体对波长辐射的吸收率之比等 于同温度、同波长时的黑体辐射率。二、普朗克定律黑
8、体辐射随温度和波长的分布形式。三、斯蒂芬-玻耳兹曼定律黑体的辐射通量密度与绝对温度的四次方成正比。四、维恩定律黑体光谱辐射率极大值对应的波长与绝对温度成反比。该定律指出了一个有名的 现象：辐射体愈热所发出的光就愈“白”。（二）太阳辐射及其在大气中的衰减一、大气对太阳辐射的吸收1、吸收光谱大气中吸收太阳辐射的主要成分是氧气、臭氧（在紫外区）和水汽（在红外区）， 其次是二氧化碳、甲烷、一氧化二氮，其他成分吸收很小。除其体外，大气气溶胶也吸收和散射部分太阳辐射和红外辐射。气溶胶对气候的 影响比较复杂，这和气溶胶的分布、形状和化学性质有关。2、指数削弱定律P38-39二、大气对太阳辐射的散射P39-4
9、01、瑞利散射基本出发点是把空气分子当作是一个振动偶极子，若入射波频率恰好等于分子的 共振频率时，分子就发生共振，向四周发射电磁波。尺度参数0.1，散射辐射岁散射角而变，前后向散射量，其三维散射图类似于一 个蚕茧，呈对称分布。散射光强与波长的4次方成正比，因而对蓝光和红光来说， 对蓝光的散射要比对红光的散射要强9倍以上，这就是天空呈蓝色的原因。而在 日出或日落时，由于太阳直接辐射经过很长时间的散射路程，蓝色削弱很多，因 而使太阳呈现红色。2、米散射（有上限）米用电磁理论给出了均匀球状粒子散射问题的精确解也就是米散射理论。（1）随着增大，图形愈来愈不规则，且前向散射增大很大，这一现象称为米效 应
10、。（2）随着增大，散射能量愈来愈集中于前向一个很小的角度范围内。（3）随着增大，图形呈现许多“花瓣”。当尺度参数达到5时，散射效率最大，随着的进一步增大，散射效率趋于常数2, 即大粒子从入射辐射中消去的能量正好等于它横截面的拦截辐射能量的2倍。并 且与入射辐射的波长无关。对于半径为5m的水滴，对可见光来讲散射效率已经 接近常数，各可见光波长都能同等散射，因此云是白色的。（三）到达地面的太阳辐射到达地面的太阳辐射包括天文辐射和天空辐射两种一、到达地面的太阳的直接辐射由于太阳常数变化很小以及日地距离变化影响不大，所以太阳直接辐射的大小由 太阳高度角和大气透明系数决定的。（大气透明系数：当太阳位于天
11、顶时，到达 地表的太阳直接辐射通量密度与大气上界太阳辐射通量密度之比，是一个与m 无关的无量纲量。）直接辐射随太阳高度角的增大而增加。一方面是由于太阳高度角愈小，等量的 太阳辐射能散布的面积愈大，则单位面积上接收到的能量就愈少；另一方面，因 为太阳高度角愈小时，太阳光穿过的大气层就愈厚，大气对太阳辐射的减弱作 用就愈强。所以到达地面上的辐射能就愈少。直接辐射随着大气透明系数的改变 而改变，而大气中的水汽、杂质等含量愈多时，太阳辐射被削弱的愈多。直接辐射有显著的日变化，这种变化主要决定于大气透明系数的变化。直接辐射 也有显著的年变化，这种变化主要决定于太阳高度角的年变化。直接辐射还随纬 度而改变
12、。二、到达地表的太阳散射辐射由于大气的存在，到达地表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。天空辐射的大小取决于太阳高度角、大气透明系数、云量、海拔高度，并受地 面反射率影响，其变化范围较大。随太阳高度角的减小，天空辐射也减小，太阳 高度低时，散射辐射较小，但太阳直接辐射减小得更多，因此太阳高度低时， 散射粒子较多，散射辐射显得更重要。大气透明程度差时，散射粒子较多，散射 辐射增强；反之，大气透明度好时，散射辐射减弱。此外云也能强烈地增大散 射辐射，但当云层很厚，云量很大时，由于直接辐射减弱的太多，散射辐射可能 比晴天还小。另外
13、当地面反射率加大时，加上地面有雪，散射辐射加大，如果 有云又有雪，会有反复反射现象，使散射辐射加大很多。同太阳直接辐射类似， 散射辐射的变化也主要决定于太阳高度。散射辐射一般比直接辐射弱，但有时散射辐射会大于直接辐射。例如在高纬度地 区，散射辐射甚至比直接辐射大几倍。三、地面总辐射到达地表的太阳直接辐射与散射辐射值和称为地面总辐射。一年之内，总辐射在夏季最大，冬季最小。总辐射的纬度分布，一般是纬度愈低 总辐射愈大。但实际上总辐射并不出现在赤道，而是在北纬20度附近，这是因 为赤道附近多云的缘故。总辐射的年变化和太阳直接辐射的年变化基本一致，中高纬度地区最大之出现在 夏季月份，最小值出现在冬季月
14、份；赤道地区，一年中有两个最大值分别出现在 春分和秋分。总辐射量的日总量随纬度的分布，一般是由高纬向低纬增加。在春分日，最大 值出现在赤道上，由赤道向两极减小。在夏全日和冬至日，最大值分别出现在北 极和南极90度附近，且夏至日北半球各纬度上的值比冬至日南半球对应纬度上 的值略小些，这是由于地球在夏全日接近远日电，冬至日接近近日点的缘故。（四）地球辐射一、地面辐射P46地面辐射可以近似地看作灰体辐射二、云的辐射云对太阳辐射的作用主要是散射和反射。对于红外辐射，一定厚度的云可简单的 当作黑体看待。云底构成对来自地面和低层大气向上辐射的吸收表面，云顶则构 成另一表面，该表面通过大气窗区向太空放射辐射
15、能。对于某些较薄的云来说要 看作灰体。三、大气辐射大气对太阳辐射的直接吸收很小，主要是通过吸收地面红外辐射而维持其温度 的。大气中吸收红外辐射的成分主要是水汽和液态水，此外还有一些微量气体如二 氧化碳臭氧等。大气辐射的强弱既决定于大气温度，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。大气辐射一部分向上 进入太空，一部分向下达到地面，向下达到地面的大气辐射成为大气逆辐射。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达到地面，而大气强 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，所以成为大气温室效 应，也称大气效应。四、有效辐射有效辐射是指地面辐射和地面所吸收的大气逆辐射之差。大气逆辐射主要是水汽和液态水所放射的能量，所以地面有效辐射的大小主要决 定于下垫面温度、空气温度、湿度和云况，在其他条件不变的情况下，地面温度 越高，地面辐射越强，有效辐射也愈大。气温越高，绝对湿度愈大，天空中云愈 多愈密，则大气辐射愈强，故有效辐射愈小。有效辐射有明显的日变化，入夜逐渐减少，早晨达到最小值，日出后显著增大， 正午达到最大值，但云往往能破坏上述日变化规律。（五）地
