知识学习《大气物理与大气探测学》知识点Word文档下载推荐.docx

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　　4）ENSo：

ENSo循环：

ENSocirculation赤道太平洋海面水温的变化与全球大气环流尤其是热带大气环流紧密相关。

其中最直接的联系就是日界线以东的东南太平洋与日界线以西的西太平洋—印度洋之间海平面气压的反相关关系，即南方涛动现象（So）。

在拉尼娜期间，东南太平洋气压明显升高，印度尼西亚和澳大利亚的气压减弱。

厄尔尼诺期间的情况正好相反。

鉴于厄尔尼诺与南方涛动之间的密切关系，气象上把两者合称为ENSo（音“恩索”）。

这种全球尺度的气候振荡被称为ENSo循环。

厄尔尼诺和拉尼娜则是ENSo循环过程中冷暖两种不同位相的异常状态。

因此厄尔尼诺也称ENSo暖事件，拉尼娜也称ENSo冷事件。

　　5）酸雨：

大气中含有的二氧化硫在常温下溶解于雨水中并达到气液相平衡后，雨水之pH值约为5.6。

　　6）大气污染：

由于人类活动或自然过程引起某种物质进入大气中，呈现出足够的浓度，达到了足够的时间并因此而危害了人、动植物及环境的现象。

　　7）雾：

雾是水汽凝结物悬浮于大气边界层内，使地面水平能见度降至1km以下的天气现象。

　　8）露点（霜点）：

在空气中水汽含量不变，气压一定下，使空气冷却达到饱和时的温度，称露点温度，简称露点（td）。

其单位与气温相同。

　　9）沙尘暴：

沙尘暴是沙暴和尘暴两者兼有的总称，是指强风把地面大量沙尘物质吹起并卷入空中，使空气特别混浊，水平能见度小于一千米的严重风沙天气现象。

　　10）极光：

极光（Polarlight，aurora）是由于太阳带电粒子（太阳风）进入地球磁场，在地球南北两极附近地区的高空，夜间出现的灿烂美丽的光辉。

在南极称为南极光，在北极称为北极光。

　　11）臭氧空洞：

人类生产生活中向大气排放的氯氟烃等化学物质在扩散至平流层后与臭氧发生化学反应，导致臭氧层反应区产生臭氧含量降低的现象。

　　12）湖陆风（land-lakebreeze）是在沿湖地区，由于大陆地面的夜间冷却和白天加热作用，在夜间风从大陆吹向湖区，昼间风从湖面吹向陆地而形成的一种地方性的天气气候现象。

焚风（Foehn;

hnwind）是出现在山脉背面，由山地引发的一种局部范围内的空气运动形式——过山气流在背风坡下沉而变得干热的一种地方性风。

　　13）城市热岛：

城市热岛效应是指城市中的气温明显高于外围郊区的现象。

在近地面温度图上，郊区气温变化很小，而城区则是一个高温区，就象突出海面的岛屿，由于这种岛屿代表高温的城市区域，所以就被形象地称为城市热岛。

　　14）大气中的光现象解释：

　　海市蜃楼是一种因光的折射而形成的自然现象。

　　虹，阳光射入水滴经折射和反射而在雨幕或雾幕上形成视角半径约42°

的彩色或白色光环。

　　天空蓝色，我们所看到的蓝天是因为空气分子和其他微粒对入射的太阳光进行选择性散射的结果。

散射强度与微粒的大小有关。

当微粒的直径小于可见光波长时，散射强度和波长的4次方成反比，不同波长的光被散射的比例不同，此亦成为选择性散射。

当太阳光进入大气后，空气分子和微粒会将太阳光向四周散射。

组成太阳光的红、橙、黄、绿、蓝、靛、紫7种光中，红光波长最长，紫光波长最短。

波长比较长的红光透射性最大，大部分能够直接透过大气中的微粒射向地面。

而波长较短的蓝、靛、紫等色光，很容易被大气中的微粒散射。

以入射的太阳光中的蓝光和红光为例，当光穿过大气层时，被空气微粒散射的蓝光约比红光多5.5倍。

因此晴天天空是蔚蓝的。

但是，当空中有雾或薄云存在时，因为水滴的直径比可见光波长大得多，选择性散射的效应不再存在，不同波长的光将一视同仁地被散射，所以天空呈现白茫茫的颜色。

（另可参看《大气遥感》P97页）

　　海洋蓝色：

当太阳光照射到海面时，大海像个透明的三棱镜。

太阳光被分成红、橙、黄、绿、青、蓝、紫七种颜色。

这七色光线的波长不同，被海水吸收和散射的程度也不同。

红、橙、黄的波长比较长，射入水中穿透力强，容易被水分子吸收，使海水的温度提高。

蓝光和一部分绿光，光波比较短，穿透力差，容易发生散射。

在深海里红橙光大都被海水吸收掉了，这就使海水呈现出蓝色了。

　　15）平流层急剧增温（SSw）：

平流层爆发性增温（stratosphericsuddenwarming）也称平流层突然增温，指冬季极地平流层下部出现的迅速增暖现象。

虽然平流层中年平均经向温度梯度与对流层中相反，由极地指向赤道，但在正常情况下，冬季温度极大区却在北纬45°

附近，分别向极地和赤道递减，因而冬季极地平流层是一西风涡旋。

然而，隔数年时间，这种冬季正常的冷性极地西风涡旋型式会突然在仲冬崩溃，短短几天内，极地平流层便迅速增暖，有时，50hPa高度上的增温竟达40℃之多，并建立起一支绕极的东风气流。

这种突然增暖现象只在北半球观测到，南半球未见。

因而有关研究认为是地形强迫形成的纬向波数为1和2的行星波动产生了能量从对流层垂直向上传播造成的。

在北半球，只有在条件能使能量充分向上传播的某些冬季，才会出现平流层爆发性增暖现象。

　　3.

　　基本专业词汇的理解，气溶胶的物理特性参数，粒子尺度谱，折射率，粒子形状；

气溶胶的光学特性参数，如光学厚度，消光系数，吸收系数，散射系数（或消光吸收散射效率），单次散射反照率，不对称因子，相函数等。

　　a）

　　云的光学特性参数，全球变化，全球气候变化，地球系统科学，大气层结构及特征，降水（暖云降水，冷云降水）形成的条件（过程机制），人工影响天气，大气边界层特征，地气系统辐射收支平衡的解释等。

　　）气溶胶的物理特性参数：

　　粒子尺度谱：

略

　　折射率：

sinθi/sinθt=υ1/υ2=m

　　m是第二种介质相对于第一种介质的折射率。

　　粒子形状：

（根据mie散射理论，把气溶胶粒子近似看作球形粒子，可以算出它的消光效率因子。

）

　　2）气溶胶的光学特性参数：

　　光学厚度：

定义点s1和s2之间的介质的光学厚度为：

大气物理与大气探测学（考研复习资料）

　　消光系数：

当消光截面乘以粒子数密度（厘米-3）或当质量消光截面乘以密度（克·

厘米-3）时，该量称为“消光系数”，它具有长度倒数（厘米-1）的单位。

　　吸收系数：

根据比尔定律，吸光度A与吸光物质的浓度c和吸收池光程长b的乘积成正比。

当c的单位为g/L，b的单位为cm时，则A=abc，比例系数a称为吸收系数。

　　散射系数（或消光吸收散射效率）：

单位容积的散射介质在各方向散射的总量与入射通量之比。

　　单次散射反照率：

辐射发生每一次消光（或简称散射）过程中，遭受散射的百分比。

　　不对称因子：

为了表示前向散射与后向散射的对称性，在研究散射问题时，引入了不对称因子。

不对称因子定义为散射角余弦的加权平均值，值域为[-1,1]。

不对称因子同时也是相函数的一阶矩，在辐射传输研究中是一个重要参数。

对于各向同性散射情况，由于辐射在所有方向的分布是相同的，不对称因子为g=0（比如瑞利散射的情况）。

当相函数的衍射峰变陡峭时，不对称因子增大。

如果相函数峰值出现在朝后的方向（90°

～180°

），则不对称因子可为负值。

对于很强的后向散射，不对称因子接近-1。

对于洛伦兹-米类型的粒子，它的相函数在0°

散射角普遍有尖峰，所以不对称因子表示了前向散射的相对强度。

对于很强的前向散射，不对称因子接近为+1；

　　也就是说，不对称因子用于描述前向散射和后向散射分别占有的份额。

对于实际大气，通常认为大气在水平方向是均匀的，不同之处表现在向上和向下的辐射的不同。

这时不对称因子也可用于表达向上和向下辐射流的近似，即二流近似。

卫星接收到的辐射基本上是大气分子和气溶胶的后向散射。

　　相函数：

综合方向上每单位立体角内的粒子散射能量与粒子所有方向平均的每单位立体角内的散射能量之比，记为p，θ为散射角。

　　3）云的光学特性参数：

　　全球变化（globalchange）：

全球变化是地球环境中所有的自然和人为因素引起的能够改变地球承载生命能力的变化。

主要包括气候变化、大气组成变化，生物多样性的丧失、荒漠化以及由于人口、经济、技术和社会的压力引起土地利用的变化和土地覆盖变化等。

　　全球气候变化（globalclimatechange）：

全球气候变化是全球变化的核心，主要是指由于大气co2等温室气体浓度的上升所引起的全球变暖，以及由此引发的降水格局变化、冰川退化、海平面上升等一系列变化。

　　地球系统科学：

地球系统是由地球自然圈层构成的系统。

广义的讲，把地球看成一个由相互作用的地核、地幔、岩石圈、水圈、大气圈、冰雪圈和生物圈等组成的系统。

地球系统包含了下部固体地球系统、上部的物理气候系统和全球生态系统，分别控制着水循环、生物地球化学循环和能量循环。

三个循环（生物物理化学过程）相互有机地联系成为一个完整的体系。

是地球上所有生物生存的空间和活动的场所。

地球系统科学是从传统的地球科学脱胎而来的。

人类的生活要从环境中获取食物、能源，故必然关心所居住的环境，对所立足的地球产生求知欲，于是逐渐形成了地球科学的各分支，如气象学、海洋学、地理学、地质学、生态学等。

　　大气层结构及特征：

①对流层：

赤道约17-18km，中纬度平均约为12km，极地约为8km。

热力特征为温度随高度的增加而递减，递减率为6.5k/km。

②平流层：

从对流层顶至约50km高度的大气层。

主要由于大气臭氧对太阳紫外辐射的强烈吸收，平流层内温度随高度增加而增高，上半部的温度增高明显大于下半部，到平流层顶，温度可达270~290k。

③中间层：

从平流层顶至85km左右的大气层。

温度随高度的增加而递减，而且递减率远大于对流层的情形。

④热层和外逸层：

热层从平流层顶至250km（太阳宁静期）或500km（太阳活动期）的大气层，温度随高度的增加迅速增高，可达XXk，因此称为热层。

在热层之上直至XX~3000km是大气的最外层，空气极端稀薄，一些高速运动的中性分子可摆脱大气重力场，向星际空间逃逸，因而称为外逸层。

　　降水（暖云降水，冷云降水）形成的条件（过程机制）：

　　①冷云人工增雨：

原理：

过冷云中，如果因为缺乏冰晶或冰晶甚少而不能降水或降水强度甚弱的话，可以人工地增加云内冰晶浓度以引发云层降水或增大其强度。

人工地引进一定数量的冷云催化剂，如干冰、AgI，使云中产生足够数量的冰晶，使云内降水形成过程得以实现。

过量播撒冷云催化剂，产生的冰晶数量过多，数密度很大，都不能够增长得足够大，可用此方法延缓或阻止降水发展。

　　②暖云人工增雨：

大陆性暖积云很难产生降水，降水效率不高。

是由于吸湿性巨核极少，云滴谱很窄，云滴大小较均匀，微结构常呈胶性稳定状态，碰并过程进行得很慢。

而海洋性暖积云的滴谱较宽，云体内含有较多的大水滴，通过大云