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大气物理学题库答案

二、填空题

1.氮气、氧气、氩气（或N2、O2、Ar）

2.原始大气、次生大气、现代大气

3.基尔霍夫定律、普朗克定律、斯蒂芬-玻尔兹曼定律、维恩定律。

4. 核化（或填异质核化）、凝结、碰并、连锁；

5. 水云、冰云、混合云；

6. 色；

7. 爱根核，大核，巨核； 8. 增加空气中的水汽、降温。 9. CO2、O3；

10. 瑞利散射， 米散射， 几何光学散射；

11. 宇宙射线 地壳αβγ射线作用 大气中放射性元素 12. 低气压、高气压、低压槽、高压脊、鞍型气压场 13. Kirchhoff （或基尔霍夫） 14. 紫外光、红外光

15. 辐射平衡、热量平衡， 潜热 、感热，太阳辐射，大气 。 16. 高压、低压

17. 冷却、增湿、冷却、增湿 18. 日地平均距离大气上界

19. 比湿 、 混合比 、 水汽密度 、 露点 、 相对湿度 。 20. 状态（变化）、 层结 。

21. 对流层 、平流层 、 中层、热层 、外层。

22.

绝热上升膨胀冷却 、辐射冷却、平流冷却 、 混合冷却 。（降温过程很多，写出其中四种即可）

23.

0>??z

θ

、

0

25. TSP 、 降尘 、PM10 。（任意写出其中的三种）（可在TSP 、降尘、PM10、PM2.5、

尘粒、粉尘、灰、飞灰、总灰等中任选三个） 26. 虚温 。

27. 8 ， 等温 。 28.

29. 。

30. 31. 太阳散射辐射，瓦/米2 。 32. 行星反照率 。 33. 热流量。 34. 1000

35. 大气压力是指 单位面积上 直至 大气上界 整个空气柱的 重量 ，是气象学中极

其重要的一个物理量。常用的单位有： Pa 、 hPa 、 毫巴（标准大气压） 等。标准大气状态下，我们假设海平面气压为 1000hPa ，1.5km 高度气压为 850 hPa ，5.5km 高度气压为 500hPa 。

36. 水汽混合比是指 水汽 的质量与 干空气 的质量比，比湿是指 水汽 的质量与

湿空气 的质量比。

37. 绝热过程指系统与外界 没有热量交换 的过程。干绝热过程指 没有相变发生的的绝

热过程。位温指把空气块 干绝热膨胀 或 压缩 到标准气压时应有的温度。 38. 大气窗区是指 8-12μm 波段的 长波 辐射。 39. 光学厚度是指沿辐射传输路径上， 单位截面积上 所有 吸收和散射物质 产生的总削

弱。

40.大气按照温度随高度的变化分为对流层、平流层、中间层、热和

外层,其中极光出现在热层。

41.气象要素是表征大气状态和现象的物理量。例如温度、湿度、气压、

风都是常规气象要素。

42.大气静力学方程的导数形式是dp/dz=-ρg ，该方程适用于静止大气大气，

和一般大气，不适用于垂直运动强的大气。

43.地面天气图是等高面图，在地图上绘制等压线图；高空天气图是等压

面，其上绘制等高线。（填空选项：等高面，等压面，等高线，等压线）

44.位温是气块经过干绝热过程，气压变为1000 时，气块所具有的温度。

45.由于大气对8-12微米的辐射的吸收很弱，因此地面发出的该波段范围的长波辐

射可顺利地被发送到宇宙空间。

46.地球表面的辐射差额（净辐射）就是地面所吸收的太阳短波辐射和地面放出的有效辐射

之差。在夜间，表面的辐射差额是负值，则地面降温。

47.谱线增宽的因素有自然增宽、压力增宽、多普勒增宽,其中在实际大气中增宽

中压力增宽和多普勒增宽同时存在，在大气低层，谱线的增宽主要由压力增宽决定。高层的谱线增宽由多普勒增宽。

48.使空气达到饱和的途径有降温、增湿。在自然界中形成云雾的主要降温过程主要

以绝热膨胀降温为主。

49.在讨论大气的压强随高度的变化关系时，根据应用的需要将温度和密度作了一些假设，

进而产生了三种具有广泛应用的大气模式，分别为等温大气模式、多元大气模式、均质大气模式。

50.世界气象组织对标准大气的定义是，能够粗略地反映出周年、中纬度状况，得到国际

上承认的，假定的大气温度、密度和气压的垂直分布。

51.大气对辐射的吸收具有选择性，吸收长波辐射的主要气体是水汽，

其次是二氧化碳和臭氧。

52.按照尺度数可以将散射分为三类，分别是瑞利散射、米散射和几何光学散射，

其中气溶胶粒子对可见光的散射属于米散射。

53.在Ｔ－ｌｎＰ中，气块温度随高度的变化曲线称为状态曲线，周围大气温度随

高度的变化曲线称为层结曲线。

三、名词解释

1.大气气溶胶：含有分散、悬浮的固态和液态粒子的大气称为大气气溶胶。

2.大气窗：大气中主要吸收气体对长波辐射的吸收有明显的选择性，在某些波段有强

的或较强的吸收带，二者这些吸收带之间有些很弱的准透明区，称为“大气窗”，

为8-12微米波段。地面发生的长波辐射可以透过大气射向太空。

3.位温：位于任意温压状态（P，T）下的空气，干绝热移动到P=1000hpa处具有的

温度称为位温。

4.梯度风：在水平面上沿曲线运动的空气，在水平气压梯度力、科里奥利力和离心力

的平衡下的风称为梯度风。

5.峨眉宝光：在多雾的山上早晨或傍晚，当观测者站在山上，日光从他背后射向他前

面的密云或浓雾时，他可能看到云雾幕上出现一个人影，且围绕在人影四周有一圈

的彩色光环。这种光象常出现在四川峨眉山，故称为峨眉宝光。

S

,0

6. 以 表示大气上界在日地平均距离d0时，与日光垂直平面上的太阳分光辐照

度，此时的太阳积分辐照度 称为太阳常数。

7. 辐射通量密度：单位时间内通过单位面积的辐射能，单位为W.m -2。

8. 由于云和气溶胶（特别是火山灰）对太阳辐射的强散射作用，导致到达地面的太阳

辐射能减少，称为阳伞效应或反射效应。 9. 焚风效应：潮湿的气流经过山脉时被强迫抬升，达到凝结高度后水汽就凝结而形成

云。气流继续上升后其温度将按假绝热减温率变化，凝结出的水分部分或甚至全部降落。气流越过山顶以后，由于水分已全部降落或部分降落，将干绝热下沉或先湿绝热下沉待剩余水分蒸发完后再干绝热下沉。因此，在山前山后的同一高度上，气流的温度、湿度都不同，背风面出现了温度高、湿度小的干热风。

10. 假相当位温：空气由原来的状态沿干绝热过程上升，到达抬升凝结高度LCL 后再沿

假绝热过程上升到水汽全部凝结脱离，再按干绝热过程下降到1000hPa 处所具有的温度。

11. 大气透明窗：在地气辐射中的8~12um 波段，大气的吸收作用很弱，地面长波辐射

可以透过此窗口发送到宇宙空间。

12. 光学厚度：沿辐射传输路径，单位截面上所有吸收和散射物质产生的总削弱。是无

因次量。'0

l

l

ex ex k dl k dl δρ=

=?

?

13. GPS 测湿原理：如果GPS 接收机所在位置是事先测定的，只要知道各颗GPS 星的

轨道参数，地面接收机和各卫星之间的直线距离L 是可以算出的，通过计算L 和所测伪距之差即可得到由于大气影响所带来的延迟。延迟的大小包含有大气结构的信息，可用来作为大气探测的一种方法，尤其是用于测量大气水汽含量。

14. 抬升凝结高度：未饱和湿空气块被外力强迫抬升时，因为上升速度快，可以认为是

绝热的。此时气块内的水汽压随着环境气压的减小而减小，与此对应，露点也降低。气块上升时的干绝热减温率远大于它的露点递减率，气块的温度和露点将逐渐接近，在某一高度达到饱和并发生凝结。这个湿空气块因绝热抬升而达到饱和的高度称为抬升凝结高度。 15. 在绝热过程中，若讨论的是未饱和湿空气（无相变），这样的过程称为干绝热过程。

干绝热过程是可逆过程。如果在饱和气块上升过程中，凝结物一旦形成便全部从气块中降落，并带走一些热量（不过此热量极少），在气块下沉时必然会沿着干绝热过程变化，无法再回到原来的状态。这是一个开放系的不可逆过程，严格来说也不是绝热的，所以称为假绝热过程。 16. 湿球温度是在等压绝热蒸发过程中，系统内的液态水蒸发使空气降温，达到饱和时

空气所具有的温度，是这个过程中的最低温度。这是理论上的湿球温度，也称等压湿球温度。

17. 低层大气是一个干绝热气层，此时只要低层有一点扰动，空气就能上升，若水汽含

量较大，上升到某一高度就会发生凝结。这个凝结高度称为对流凝结高度。

18. 维恩位移定律：1893年维恩从热力学理论推导出黑体辐射光谱极大值对应的波长

λmax 和温度的乘积为一常数。由此可知，若黑体温度越高，则λmax 愈小，故称维恩位移定律。

19. 相对大气质量的准确定义，是指日光自θ角倾斜入射时与自天顶入射时的光学厚度

之比。

20. 若要把漫射辐射当作平行辐射处理，应当将其光学厚度加大1.66 倍。其原理是清

楚的，因为(δ0-δ) 是这一层大气的垂直光学厚度，垂直方向辐射的光学路径最短，

0S

而其它方向的路径都要加长，其吸收当然也增加了。作为对各个方向的积分，其最终效果是加大1.66 倍，因此也有人把β 称为漫射因子。

21.空中如有薄云存在，而且这种云主要由冰晶组成，由于冰晶对日光或月光的折射，

就会引起一系列光学现象，统称为晕。

22.散射效率因子是粒子的散射截面与粒子几何截面之比。

23.辐射差额：系统或物体收入辐射能与支出辐射能的差值。

24.湿空气定压降温达到饱和时的温度称为露点Td。

25.气层的温度直减率小于干绝热直减率而大于湿绝热直减率时的状态（γd>Γ>γ s）。

即对未饱和空气，大气层结是稳定的。

26.根据正负面积的大小，可将潜在不稳定型再分成真潜不稳定和假潜不稳定两种。若

大气低层的湿度大，则气块能很快达到凝结高度，并容易被抬升到自由对流高度LFC以上，此时LFC以上的正面积大于LFC以下的负面积，即对流有效位能CAPE 大于对流抑制能量CIN，有利于对流发展甚至雷暴的形成，这是真潜不稳定型。27.LFC高度以下的负面积区称为对流抑制能量CIN。CIN的物理意义是：处于大气底部

的气块要能到达自由对流高度，至少需从其它途径获得能量的下限。

28.异质核化：水汽在气溶胶粒子和离子上的汽—粒转化。

29.假绝热过程：如果在饱和气块上升过程中，凝结物一旦形成便全部从气块中降落，

在气块下沉时必然会沿着干绝热过程变化，无法再回到原来的状态。这是一个开放系的不可逆过程，称为假绝热过程。

30.水汽同质核化：在纯净的空气中，靠水汽分子随机碰撞、相互结合而生成云的胚胎，

这种过程称为水汽同质核化。

31.大气压强：某高度的大气压强是指在该高度单位截面积的垂直空气柱的重量；

32.露点温度：在水汽含量不变的条件下，使湿空气等压冷却到相对于平的纯水面为饱

和时的温度。

33.假湿球位温:空气由原来的状态A沿干绝热线上升，到达抬升凝结高度C后再沿假

绝热线下降到原来的气压处B，则B处的温度即为假湿球温度,从假湿球温度Tsw 沿着假绝热线降到1000hPa处所具有的温度。

34.静力能：气快的焓与重力位势之和。即静力能= h + Φ = C p T + g z。

35.播种云—供应云降水机制：高层播种的云，一般是卷层云，在气旋云系中，高空对

流泡是一种典型的播种云。供应云，一般指浓密的层状云，如高层云、雨层云、层积云或层云。当供应云受到冰雪晶粒子的播种后，云内会通过云水碰冻→云冰碰连→雪晶的有效转化以及碰并等过程，使其降水强度明显增加。

36.干洁大气：不含水汽和悬浮颗粒物的大气称为干洁大气

37.标准大气：所谓标准大气，就是能够粗略地反映出周年、中纬度状况的，得到国际

上承认的，假定的大气温度、压力和密度的垂直分布。

38.净辐射：系统或物体收入辐射能与支出辐射能的差值

39.比湿：水汽与湿空气的质量比。

40.比辐射率：物体的放射能力Fλ , T和黑体的辐射能力F B( ,T )之比为比辐射率ελ , T。

41.逆温层：某些气层的温度会随高度而增加，即Γ< 0，这些气层称为逆温层。

42.多元大气：气温随高度线性变化的大气。

43.瑞利（Rayleigh）散射：分子散射的光的强度（决定于体积散射系数）与波长的4

次方成反比。波长短的光散射多，波长长的波散射少。

44.混合比：水汽与干空气的质量比。

45.辐亮度：单位立体角、单位时间、单位面积所通过的辐射能量，单位为W/m2sr。

46.大气电导率：在单位电场作用下，因大气离子运动而形成的大气电流密度值。

47.霜点：湿空气在水汽含量不变的条件下，等压降温达到相对于纯冰平面饱和的温度。

48.光学质量：辐射传输路径上单位截面气柱内所包含吸收或散射气体的质量。

49.行星反照率：地球-大气系统的反照率称为行星反照率，它表示射入地球的太阳辐

射被大气、云及地面反射回宇宙空间的总百分数。

50.海陆风：在晴朗小风的气象条件下，海岸边界层内常观测到向岸风和离岸风的交替

变化。白天边界层下部的气流来自海面，称为海风；夜间则风向相反，称为陆风。

51.辐射通量：是指单位时间内通过某曲面的辐射能，单位为W

52.大气逆辐射：大气辐射一部分向上进入太空，一部分向下到达地面，向下到达地面

的大气辐射称为大气逆辐射

53.蒸发雾：冷空气流经暖水面上，由于暖水面的蒸发，使冷空气达到饱和，产生凝结

而形成的雾。

54.水汽的均质凝结核化：在纯净的空气中，靠水汽分子随机碰撞、相互结合而生成云

滴的胚胎，这种过程称为水汽同质凝结核化。

55.散射：是指微粒把入射到其上的辐射重新向各方向辐射出去的一种现象。

56.地面有效辐射：地面辐射和地面所吸收的大气逆辐射之差。

57.平流雾：由暖湿空气平流到冷的下垫面上，经冷却而形成的雾

58.冰晶的异质冻结核化：以气溶胶粒子为核心，过冷水滴冻结成冰晶的过程。

59.虚温：虚温是关于温度、水汽压和压强的函数。为了能在湿空气状态方程中使用

Rd，并且使其与干空气状态方程具有类似的简单形式所引入的参量。定义式为

V e

T=T(1+0.378)

p

60.不稳定能量：如果气块在不稳定气层里做垂直运动，那么其垂直速度会不断增大，

也就是气块的垂直运动动能会不断增加，气块所增加的这部分动能可看作由不稳定大气对气块作功而来。转化为气块运动动能的那部分能量称为气块的不稳定能量。

61.位势高度：重力位势与标准重力加速度的比值。

62.干绝热温度直减率：气块在干绝热升降过程中，其温度随高度的变化率-dT/dz称为

干绝热递减率。

63.辐射平衡：物体的辐射收入与支出相等。

64.湿绝热过程：有相变发生的绝热过程。

65.地面总辐射：到达地面的太阳直接辐射与散射辐射之和称为地面总辐射。

66.均质大气：密度不随高度变化的大气。

67.假绝热递减率：气块在假绝热升降过程中，其温度随高度的变化率-dT/dz称为假绝

热递减率。

68.酸雨：pH值小于5.6的降水

69.超绝热减温率：超过干绝热减温率的大气温度随高度的降低率。

70.光化学烟雾：由汽车、工厂等排放的碳氢化合物和氮氧化合物等一次污染物在阳光

的作用下发生复杂的光化学反应，生成臭氧、醛、酮、酸、过氧乙酰硝酸酯等二次污染物，这些一次污染物和二次污染物混合形成有害的光化学烟雾。

71.大气可降水量：单位面积空气柱中所有水汽都凝结成液态水时所具有的厚度。

72.大气匀和层（均质层）：86~90 km 高度以下，包括对流层、平流层、中层在内，由

于湍流扩散作用使大气均匀混合，大气中各种成份所占的比例，除臭氧等可变成份外，在垂直方向和水平方向保持不变。

73.大气混合层：大气边界层中，湍流受热对流控制的近地面层以上部分。特点是层结

不稳定，对流旺盛，位温和风向风速都变化甚小，常发生于晴朗的白天，其高度较

层结稳定的边界层高，一般为1~2 km，主要由热对流的高度决定，与地面的垂直

湍流热通量和大气层结稳定度有关，边界层以下的大尺度下沉运动和平流作用对其

高度也有所影响。

74.大气流体静力平衡：大气处于静止时垂直气压梯度力与重力相平衡。

75.大气边界层：又称摩擦层。是指从地面至离地500~2000m以下的气层。（本层气流

受地面摩擦作用的影响大，故风速随高度增加而变大。空气受地面的冷热影响大，

故气温具有较明显的日变化。摩擦层内的对流运动与乱流运动都很强烈。低云、雾、

霾出现在这一层中。）

76.PM10：悬浮在空气中，空气动力学直径≤10微米的颗粒物，又称为可吸入颗粒物

或飘尘）。

77.热岛效应：城市地区由于人口稠密，工业集中，造成温度高于周围地区的现象。

78.绝对不稳定大气：环境温度递减率大于干绝热减温率的大气状态，此时气块抬升后

温度高于环境空气温度。

79.辐射雾：由于地面辐射冷却，致使贴近地面的空气层中水汽达到饱和而凝结形成的

雾。一般发生在晴朗无云有微风水汽较充沛的夜间。

80.贝吉隆过程：在有冰晶和过冷却水滴共存的云中，由于冰面的饱和水汽压比过冷却

水面的饱和水汽压小，当空气中的实有水汽压介于两者之间时，过冷却水滴会因蒸

发而减小，水分子不断由水滴向冰晶上转移，冰晶则因凝华而增大。

81.大气保温效应：简称“大气效应”。大气具有允许太阳短波辐射透入大气低层，并

吸收地面和低层大气的长波辐射，从而阻止地面和低层大气长波辐射逸出大气层，

使大气温度保持较高的水平。

82.日周光:当散射过程以米散射为主时，在太阳周围的天空表现出很强的散射光强

83.自由对流高度: 起始高度以上状态曲线和层结曲线第一次交点，该高度以下，空气

块只能在冲击力的作用下作强迫抬升,超过此高度，空气块就可以在大气中获得自

由上升的不稳定能量。

四、简答题

1.请简述水成云降水形成的机制。

水成云中，云滴的增长主要通过凝结过程和重力碰并过程来完成。水成云形成之后，水汽在凝结核上凝结成云滴并继续由凝结过程增大，但其增长速度随着云滴增大而

变慢。当云滴长大到10μm以上时，凝结过程基本就不起作用了。这是重力碰并

过程开始启动，而且随着云滴的长大，其增长速度越来越快。当云滴增大到一定程

度，上升气流无法托住云滴时，大云滴就会脱离云滴而降落成雨。

2.晴天的天空为什么是蓝色的？在什么情况下它会变成乳白色或灰白色，为什么？

晴空呈蔚蓝色，可以用瑞利散射理论来解释。

晴天的天空中，大气中的粗粒子少，我们看到的天空颜色主要是大气分支对太阳光

的散射光。根据瑞利散射理论，分支散射的光的强度（决定于体积散射系数）与波

长的4次方成反比。波长短的光散射多，波长长的波（为红、黄、橙光）散射少，所以我们看到天空呈蔚蓝色。

当天空中粗粒子（为浮沉、雾滴等）较多时，主要为米散射。其散射光对波长无选

择性，所以天空呈乳白色或灰白色。

3.什么是气旋？什么是反气旋？在我国境内通常有哪几种气旋？他们对我国天气有

何影响？

在北半球的低气压区附近，空气围绕低气压中心成反时针方向流动（旋转），称为气旋。而在高气压区附近空气围绕高压中心成顺时针方向旋转，称为反气旋。在我国境内通常有华北气旋、东北低压、江淮气旋和西南低涡。它们常常带来大风、降水等天气。

4.什么是晴天大气电场？请说明它能维持的原因。

晴天大气电场——地球-大气系统是一个球形电容器，其正极在电离层和磁层，负极在地面，中间是导电性能差的大气形成一个电场，称为晴天大气电场。

由于大气有弱导电性，所以晴天大气电场中有从上向下的传导电流，它会使地面负电荷减少。如果没有其他电流的补偿，晴天电场就会逐渐消失。晴天电场之所以能够维持，主要是因为地球-大气系统中存在着一种充电机制-雷暴。当雷暴发生时，雷暴云下引地面的电场方向与晴天大气电场相反。通过云地闪电，将云底的负电荷传到地面，同时地面的物体向云底的尖端放电，把正电荷传向上方，使地面负电荷得以维持，也就维持了晴天大气电场。

5.何谓条件不稳定气层？这气层稳定度的性质取决于什么条件？

温度直减率γ满足γs<γ<γd的气层称为条件不稳定气层。其中γd和γs分别是干绝热和湿绝热过程的温度递减率。此气层的不稳定性质决定于：1. 气层中是否有充足的水汽，2. 气层中是否有液态水，3. 气层中有上升运动还是下沉运动。

如果气层中水汽充足又有上升运动，那么，在上升过程中还未达到饱和时是稳定的，达到饱和后就不稳定了。如果气层中有液态水，则无论上升或下沉都是不稳定的。

如果无液态水，则下沉运动时是稳定的。

6.地球上的南北温度梯度一方面决定于不同纬度带地气系统吸收的太阳辐射量，放射

的红外辐射量，感热通量和潜热通量，另一方面还受到大气环流和海洋环流的影响。

由于经向环流不断把低纬度获得的较多的热量向高纬度和极地区域输送，所以使地球上南北温度梯度比由辐射平衡算出的值小得多。

7.锋面定义：（1）冷、暖两种不同性质气团之间的狭窄过渡带。（2）大气热力学场和

风场具有显著变化的狭窄倾斜带。

锋面分为：冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋。他们是根据峰在移动过程中冷、暖气团所占有的主次地位来划分的。在锋面移动过程中，如果冷气团起主导作用，冷气团推动暖气团向暖气团一侧移动，这类锋面称为冷锋。如果锋面移动过程中，暖空气团起主导作用，暖气团推动冷气团向冷气团一侧移动，这类锋面称为暖锋。当冷、暖气团的势力相当时，锋面的移动十分缓慢或相对静止，这种锋面称为准静止锋。

有冷锋赶上暖锋或者两条冷锋迎面相遇叠并而成的锋面称为锢囚锋。

8.冷云中存在着温度低于0℃的过冷却水滴，在有冻结核的情况下，他们很容易冻结

为小的冰晶，这时如果环境水汽压对冰面来说是过饱和的，则小冰晶将由凝华过程而进一步增长，而且其凝华增长很快，比水滴的凝结增长快得多。这样就做云内建立起一个水汽扩散场，使水份从水滴面上蒸发而凝华到冰晶上去，进而导致水滴的逐渐消失和冰晶的迅速长大。这就是冰晶效应。冰晶效应为冷云提供较大的冰晶，然后这些较大的冰晶通过与过冷却水滴的碰冻和与别的冰晶的碰粘过程进一步长大称为降水质点而降落。这就是冷云降水的机制。

9. 声波在大气中传播经过不同声速的气层时会发生折射，其折射角与声速成正比。夏

季晴天的夜晚和清晨由于地面附近放射大量红外热辐射，使近地层大气温度降低而形成逆温层，即温度随高度增加而增加。

因为声速与大气温度的平方根成正比，所以声速也随高度的增加而增大。在这种情况下，声波向上传播时，折射角逐渐变大，即声波传播时，声线逐渐向下弯曲。如图所示：

10. 在天空有卷层云时，有可能观测到晕。因为卷层云中有大量的冰晶，太阳（或月亮）

的光通过冰晶时会发生折射而产生色散，使得地面上的观测者看到日（月）周围出现以日（月）为中心的彩色光圈、光弧、光柱或光斑。这就是晕。 11. 对臭氧洞成因的研究目前主要在两个方面：

（1） 大气动力学原因：南极冬季环极涡旋的作用。大气动力学过程本身不会破坏臭氧，但它能将臭氧重新分布；另外，特殊的气象条件（极涡、严寒、平流层云等）能促进化学原因对臭氧的破坏。（2）大气化学原因：氟氯烃(CFC)等化合物对臭氧的破坏作用。大气污染物质如氟氯烃(CFC)和溴化烃(halons)等人造化合物中释放的氯和溴对臭氧有破坏作用。因此平流层云有利于氟氯烃(CFC)化合物对臭氧的破坏过程。

12. 大气气溶胶概念及气溶胶粒子在大气过程中的作用

（1）气溶胶是指悬浮在气体中的固体和(或)液体微粒与气体载体组成的多相体系。 （2）气溶胶粒子在云雾降水、大气辐射、大气光、电等大气物理过程中起着重要的作用：在云雾降水中的作用，对大气辐射过程的影响，对大气光学特性的影响，对大气电学特性的影响，在大气化学过程中的作用。

13. 太阳辐射穿透大气层到达地面前会受到削弱，试问基本的削弱因子有哪些？

大气总的距离衰减系数k 为 其中kλ,R 和kλ,p 分别为气体分子和气溶胶粒子散射所引起的衰减； kλ,o 和kλ,v 分别为臭氧和水汽吸收所引起的衰减；kλ,a 为其它气体分子（主要是CO2和O2）吸收所引起的衰减。

14. 基尔霍夫定律的意义在于：它将物体的吸收能力和放射能力联系了起来，只要知道

了某种物体的吸收率，也就知道了它的比辐射率；特别是它将各种物体的吸收、放射能力与黑体的放射能力联系了起来，这是很有意义的。

普朗克定律揭示了绝对黑

a

,v ,O ,p ,R ,λλλλλλk k k k k k ++++=

体辐射率随波长变化的函数关系。绝对黑体的辐射光谱对于研究一切物体的辐射规律具有根本的意义。

15.与太阳的短波辐射相比，长波辐射在大气中的传输过程具有以下特点:

（1）地球与大气都是放射红外辐射的辐射源，通过大气中的任一平面射出的是具有各个方向的漫射辐射。而太阳直接辐射是主要集中在某一个方向的平行辐射。在红外波段，到达地面的太阳直接辐射能量远小于地球与大气发射的红外辐射，常常可不予考虑。

（2）除非在云或尘埃等大颗粒质点较多时，大气对长波辐射的散射削弱极小，可以忽略不计。即使在有云时，云对长波的吸收作用很大，较薄的云层已可视为黑体。

因而研究长波辐射时，往往只考虑其吸收作用，忽略散射。

（3）大气不仅是削弱辐射的介质，而且它本身也放射辐射，有时甚至其放射的辐射会超出吸收部分，因此必须将大气的放射与吸收同时考虑。

总之，长波辐射在大气中的传输，是一种漫射辐射，是在无散射但有吸收又有放射的介质中的传输。

16.在绝热过程中，若讨论的是未饱和湿空气（无相变），这样的过程称为干绝热过程。

假如在上升过程中是绝热的，全部凝结水都保留在气块内，当气块下沉时凝结的水分又会蒸发，仍然沿着绝热过程回到原来的状态，这个过程就是可逆的, 称为可逆的饱和绝热过程或可逆的湿绝热过程，又简称湿绝热过程。与上述情况相反，如果在饱和气块上升过程中，凝结物一旦形成便全部从气块中降落，并带走一些热量（不过此热量极少），在气块下沉时必然会沿着干绝热过程变化，无法再回到原来的状态。这是一个开放系的不可逆过程，严格来说也不是绝热的，所以称为假绝热过程。

17.黑体辐射基本定律及其意义：普朗克定律揭示了绝对黑体辐射率随波长变化的函数

关系。绝对黑体的辐射光谱对于研究一切物体的辐射规律具有根本的意义。基尔霍夫定律，它将物体的吸收能力和放射能力联系了起来，只要知道了某种物体的吸收率，也就知道了它的比辐射率；特别是它将各种物体的吸收、放射能力与黑体的放射能力联系了起来，这是很有意义的。维恩位移定律，在一定温度下，绝对黑体的与辐射本领最大值相对应的波长λ和绝对温度T的乘积为一常数。斯蒂芬波尔兹曼定律，绝对黑体的积分辐出度与其温度的4次方成正比。

18.解答举例：单位时间单位体积中形成活化核的数目称为核化率或活化率。（可列举

云物理学中任何概念）

19.形成、成熟和消散三个阶段

形成：有组织上升气流（关键点）

形成阶段是指从淡积云向浓积云发展的阶段。这个阶段的主要特征是云顶呈现轮廓清晰的花椰菜状隆起，云下有潮湿空气辐合进入云中，云内都是有组织的上升气流。

随上升气流入云的水汽凝结而释放大量潜热，导致云内温度高于环境温度，并使云内上升气流进一步增强。

成熟：上升气流为主，产生下沉气流；（关键点）

成熟阶段是从浓积云向积雨云过渡的阶段。这一阶段的主要特征是，从云体的外形上看，由于受对流层顶阻挡和高空风的作用，顶部向两侧延展而成砧状。云的前部

和上部仍以上升气流为主，但由于这个阶段易形成降水，在降水粒子拖拽下开始出

现了有组织的下沉气流。下沉气流区温度将低于环境温度，以至在云下出现辐散气

流。这一阶段约需时10~30 分钟，取决于地理条件和气团属性等。一般高纬度地

区要缓慢些。

消散：有组织的下沉气流，至少低层全为下沉气流（关键点）

在云的低层，当下沉气流阻碍了上升气流，并最终切断了上升气流的来源后，单体

就进入它的消散阶段。消散阶段的特征是云中都为有组织的下沉气流，至少在云的

低层全为下沉气流。此阶段历时只有几分钟。

20.两者的区别：瑞利散射，散射光强度和波长的4次方成反比，散射光强度和粒子体

积的平方成正比；米散射，随着粒子尺度数x的增大，前向散射光在总散射光中的

比值迅速增大。解释天空颜色：大气的散射系数是和波长有关的。分子大气的散射

系数和波长的4次方成正比。故大气对波长较短的光的散射能力大于波长较长的光，散射光的峰值波长就比入射光要偏向短波方向，使天空散射光呈蓝色。若空气中的

气溶胶含量较多，在构成天空散射光中所起的作用较大时，由于其散射光波长依赖

关系较小，天空的蓝色就较淡甚至呈现灰白色。

21.用大气不稳定能量判别。方法：1.点绘温度层结曲线；2.点绘地面上升气块的状态

曲线（有地面逆温时气块取自逆温层顶）；3.状态曲线全部在层结曲线左边为绝对

稳定型大气，状态曲线全部在层结曲线右边为绝对不稳定型大气，状态曲线与层结

曲线相交，交点以上为“+”面积、以下为“-”面积，称潜在性不稳定型大气。

22.按温度的垂直分布，对流层和平流层具有哪些变化特征？

对流层

1)、温度随高度的增加而降低，气温递减率Γ为6.5℃/km；

2)、对流层中的垂直运动显著。

3)、集中了80%的大气质量和几乎全部水汽

4)、云雾降水均发生在此层

5)、受地表影响最强烈，空气属性的水平分布很不均匀

平流层

1)25km以下温度递减率接近零，25km以上温度随高度明显增加

2)平流层气流运动主要以水平运动为主.

3)水汽极少，颗粒物极少，能见度极好。

4）大气污染物进入平流层后能长期存在

23.按温度的垂直分布特点可将地球大气分成哪几层？各层温度随高度如何变化？

对流层、平流层、中间层、热层、外层。温度变化：减小---增加---减小---增加---不变。

24.解释说明下图中不同温度时黑体辐射光谱的特点

1）理论上，任何温度的绝对黑体都放射波长0 ~ m 的辐射，但温度不同，辐射能量集中的波段也就不同。显然，随着温度的下降，辐射能量集中的波段向长波方向移动。2）当温度升高时，各波段放射的能量均加大，积分辐射能力F T也随着迅速加大，且能量集中的波段向短波方向移动。

25.焚风是气流过山后在背风坡所形成的干热风。用假绝热过程说明焚风形成的原理，

潮湿的气流过山时被迫抬升，达到抬升凝结高度后水汽凝结形成云。气流继续上升

后温度降按假绝热减温率变化，凝结出来的水分部分或甚至全部降落。气流过山顶后，由于水分已全部降落或者部分降落，将干绝热下沉或者先湿绝热下沉待水分蒸发完后再干绝热下沉。

26.对流层：1)、温度随高度的增加而降低，气温递减率Γ为6.5℃/km；2)、对流层中

的垂直运动显著；3)、集中了80%的大气质量和几乎全部水汽；4)、云雾降水均发生在此层；5)、受地表影响最强烈，空气属性的水平分布很不均匀。平流层：1)25km 以下温度递减率接近零，25km以上温度随高度明显增加；2)平流层气流运动主要以水平运动为主；3)水汽极少，颗粒物极少，能见度极好；4）大气污染物进入平流层后能长期存在。

27.图略。大小关系：Tsw

28.什么是压高公式?讨论压高公式时通常使用哪三种模式大气?说出三种模式大气的

定义，并画出三种模式大气中气压随高度变化曲线示意图。

压高公式：气压与高度的函数关系表达式

均质大气：空气密度不随高度变化的大气

等温大气：气温（或虚温）不随高度变化的大气

多元大气：气温（或虚温）随高度线性变化的大气

示意图：均质大气-线性减小，有上界

等温大气-指数减小，无上界

多元大气-幂函数减小，有上界，高于均质大气的上界

29.农业上使用熏烟法防止霜冻，说明其道理。

熏烟可以增加大气逆辐射，从而减小地面有效辐射，减小地面降温率，防止夜间地面气温低于霜点，这就是农业上使用熏烟法防止霜冻的道理。

30.根据不稳定能量，把厚气层分为哪三种类型？分别画出各类型的示意图。

绝对不稳定型、潜不稳定型、绝对稳定型

图。。。

在厚气层内，

绝对不稳定型：状态变化曲线在层结曲线的右侧

潜不稳定型：状态变化曲线和层结曲线有交叉

绝对稳定型：状态变化曲线在层结曲线的左侧

31.列举稳定边界层的两种成因，并简述其一般特征。

稳定边界层的成因举例：夜间地表辐射冷却形成的逆（位）温层结；

暖平流流经冷的下垫面，其它

稳定边界层的一般特征：

（1）有逆温层，因而湍流能量很弱，但因为还有切应力的作用，所以湍流不会完全消失，而是在弱的水平上维持，湍流热交换过程不占优势，辐射、平流、气层的抬升及地形等的影响，与湍流热交换过程的影响相当。

（2）当浮力引起的湍流动能损失达到切应力产生动能的1/5左右，湍流结构在空间和时间上出现不连续，形成所谓的间歇性湍流或波与间歇性湍流共存。

（3）因湍流很弱，湍涡尺度小，边界层不同层次之间的相互作用减弱，地面强迫对边界层的响应放缓。

（4）各种特征量在边界层顶没有明显的过渡特征，难于确定层顶的位置。

32.影响大气污染的因子有哪些?它们是如何影响其散布的?

影响污染物散布的因子很多，主要有风、湍流、大气稳定度、温度层结、云、辐射、天气形势、降水以及下垫面条件和其它物理化学过程。

风的作用是整体的输送和对污染物的冲淡稀释作用；湍流运动会造成流场各部分之间强烈的混合和交换，以致不断将清洁空气卷入污染的空气，同时将污染空气带到周围空气中去，这就大大地加快了污染物的散布速率。风和湍流是决定污染物质在大气中稀释扩散的最直接、最本质的因子。通常，风速越大，湍流越强，稀释扩散的速率越高。

凡是有利于增大风速和增强湍流的气象条件都会有利于污染物的稀释扩散。

大气温度层结影响湍流的强弱，因此，气温的垂直分布与大气污染物的散布有十分密切的关系。

云、辐射和天气形势这些宏观气象特征影响支配着近地面能量与温度层结的变化，从而也对大气污染物的散布有影响。太阳辐射是近地面层温度随高度分布周日变化的主导因素。云对辐射可起到屏障作用，它既阻挡白天太阳向地面的辐射，又阻挡夜晚地面向上的辐射，使得气温随高度变化的趋势趋于缓和。从而影响大气稳定度，进而影响大气的湍流强弱，一定的气象条件与伴随的大气现象都与相应的天气形势相联系的，因而与大气污染物散布有关的气象因子也随之相关联。

降水的清除作用可能是降低大气中污染物浓度最快速有效的因子。

机械湍流的能量来源于风随高度的变化和地面粗糙度，气流流过粗糙地面，将随地

形表面的起伏而抬升或下沉，于是，湍流活动会由这种机械作用而产生或增强，风

速愈大则愈强。下垫面不仅通过粗糙度和风随高度的变化影响大气污染物的散布，

而且也会因一些特殊地形和下垫面条件，如山谷地形，水陆交界，城乡交界等形成

一些特殊大气过程和气流分布形式，从而直接影响大气污染物的散布。

33.按温度的垂直分布特点可将地球大气分成哪几层？最下面一层的主要特点是什

么？

按温度的垂直分布特点可将地球大气分成对流层、平流层、热层、中层、外层共5层。

最下面一层对流层的主要特点为：

1）温度随高度的增加而降低，气温递减率Γ的平均值为6.5℃/km

2）对流层中空气的垂直运动显著

3）集中了80%的大气质量和几乎全部水汽

4）云雾降水均发生在此层

5）受地表影响最强烈，空气属性的水平分布很不均匀

34.未饱和湿空气绝热上升时为何会降温？未饱和湿空气绝热上升时为何会发生凝

结？

气块上升时由于周围大气的气压越来越低，气块为了与周围气压相平衡就不断膨胀对外作功，消耗气块自身的内能，这个过程会使气块降温。气块上升过程中由于绝热，除了当气块上升到凝结高度以上时凝结潜热释放供给气块热量外，没有其他热量供给，而凝结产生的热量没有气块所消耗的内能大，所以不管是否发生凝结，气块温度总是随着高度的增加不断降低的。未饱和气块在起始高度处露点低于其温度。未饱和气块绝热上升时其温度随高度的增加不断降低，而其露点也随高度的增加不断降低，但后者比前者慢，所以必然在上升到某高度时气块温度等于露点温度，达到饱和开始发生凝结现象。

35.简述云雾形成的宏观过程

形成云雾的宏观过程实际上是使湿空气达到饱和的宏观过程，达饱和有降温、增湿、既降温又增湿三种途径，其中降温是主要途径。降温达饱和的方式有上升绝热膨胀冷却、辐射冷却、平流冷却、湍流混合冷却、相变冷却，其中上升膨胀降温最为重要。增湿达饱和的方式主要是平流增湿。既降温又增湿达饱和的方式主要有湿空气水平混合和垂直混合。展开说明略。

36.简述暖云形成和暖云降水所涉及的微观过程

水汽的异质凝结核化：以气溶胶粒子为核心，水汽凝结形成初始胚滴的过程。

云滴的凝结增长：当大气中的水汽在凝结核上凝结，形成胚滴以后，如环境水汽压仍大于胚滴表面的平衡水汽压，胚滴就能继续因水汽凝结而增长。这种凝结增长速度随云滴半径的增长而减小，只能在云滴增长的前期起作用，要形成降水必须通过云滴的碰并。

云滴的碰并增长：大小云滴之间碰撞后，有一部分小云滴被大云滴所合并，使大云滴增长，从而有助于雨滴的形成。

雨滴的繁生：雨滴通过自发破碎或碰撞破碎形成多个小滴的现象称为雨滴的繁生。破碎形成的小滴可以作为大云滴，参与云滴的碰并。对于较大雨滴，除了表面张力以外，还有两个力作用于水滴，一个是四周空气的压力，另一个是重力引起的水滴内部的静压力差。随着水滴的增大，后两个力也随之增加，而表面张力却因曲率的减小而减小。这三个力的共同作用，使大雨滴降落时发生变形。雨滴越大，变形越厉害，以至最终破碎。这种破碎称为自发破碎。另外，降水粒子发生碰撞时也可能破碎成若干小滴，称为碰撞破碎。

37.用“气块法”如何判断大气的静力稳定度?

通常运用气块模型：令气块离开平衡位置作微小的虚拟位移，(1)如果气块到达新

位置后有继续移动的趋势，则此气块的大气层结是不稳定的，它表明稍有扰动就会

导致垂直运动的发展；(2)如果相反，气块有回到原平衡位置的趋势，则这种大气

层结是稳定的；(3)如果气块既不远离平衡位置也无返回原平衡位置的趋势，而是

随遇平衡，就是中性的。

38.同是无风或微风晴夜，北方的地面降温，常比同样情况下的南方要快些，为什么？

夜间地面没有太阳辐射收入，在无风或微风晴夜，地面的变温率取决于地面有效辐

射，该值越大，地面降温率越大。北方的空气常比南方的干燥，因此夜间大气逆辐

射比南方小，所以地面有效辐射就较大，因此在无风或微风晴夜，北方的地面降温，

常比同样情况下的南方要快些。

39.气块绝热上升时为什么会降温? 未饱和气块绝热上升时为何会凝结？

气块绝热上升时，由于周围大气的气压不断减小，因此气块会不断膨胀，使其内部

的气压与周围的相平衡，因此气块不断对外做功，消耗自身的内能，对于可看作理

想气体的气块而言，内能的减少必然使分子无规则热运动减慢，从而使温度下降。

未饱和气块绝热上升时，比湿不变，水汽压由于气块内部气压的减小而不断减小，

露点也不断减小。由前一个问可知，气块绝热上升时其温度也不断减小。而露点随

高度减小率小于温度随高度的减小率，因此气块温度露点差不断减小，因此气块上

升到一定高度时必然使温度露点差为零，气块达饱和，如果继续上升则会发生凝结。

40.答案：

气块法假定气块在垂直运动时满足以下假定：1）气块作垂直运动时，周围的环境大气仍保持静力平衡状态；2）气块与周围环境之间无混合，即不发生质量和热量的交换；3）在任一时刻气块的气压与同高度环境空气的气压相等，符合准静力条件。在以上假定下，在静止气层中任取一气块，设此气块受外力作用产生一个铅直位移到达某高度时，气块在铅直方向上的力与位移方向是否一致，从而判断该气层的静力稳定度。这种判断大气静力稳定度的方法称为气块法。

局限性：1）气块作垂直运动时，周围的环境大气仍保持静力平衡状态，这一假设与实际不符，事实上周围大气会有补偿性运动；2）气块与周围环境之间无混合，即不发生质量和热量的交换，这一假设也与实际不符；3）在任一时刻气块的气压与同高度环境空气的气压相等，这一假设与实际略有不符。

41.答案：

大气中CO2浓度增加的原因有两个方面：第一，大气中CO2的源在增加。由于人口的剧增和工业化的发展，人类社会消耗的化石燃料急剧增加，燃料所产生的大量的CO2进入大气，使大气中的浓度增加。第二，大气中CO2的汇在减小。森林毁坏使得被植物吸收利用的CO2量减少。于是，工业革命后，大气中CO2源和汇的平衡逐渐遭到破坏，出现源大于汇，所以大气中CO2浓度不断增加。

可能的后果：在科学界，关于CO2浓度已经，并且还在增加这一点不存在争论，且会引起全球变暖也达成共识，但对CO2浓度增加量与温度升高量之间的定量联系，却意见不同。可能后果为：

1）全球气候变暖，气候带北移，在远离赤道的地方变化最显著。在高纬度地区，农业条件可能会比现在更好些。

2）沿海海平面每百年上升1～３米，对中国沿海地区的影响非常大．

3）森林火灾更频繁，更严重，向天空排放更大量的碳，同时森林脱除碳的速率降低。

4）由于气候的原因，人口死亡率上升。

5）大量物种迅速灭绝。

6）温度升高会造成灌溉，空调和冷冻量增加，因而发电量也更大。

7）导致冰川融化释放出南极病毒，地球上成千上万的物种将面临灭顶之灾。

42.答案：

大气保温效应——由于大气的存在使得地球表面的温度比无大气时要高，大气的这种抬升地球表面温度的作用，称为大气保温效应。

由于大气层对太阳短波辐射的吸收弱，使得大部分太阳辐射透过大气到达地球表面，而大气对地球表面所发射的长波辐射吸收却强，使得地球发射的辐射较少透过大气射向宇宙空间，大部分又返回地面，这样如果地面还保持无大气时的地球有效温度，必然造成辐射收入大于支出，地面温度必然升高，从而使地面温度比无大气时要高。

43.恒星的颜色与其温度有关，而行星的颜色却与其温度无关。

恒星是一种能发光发热的星体，发出的辐射与其温度有关，而发出的辐射中哪种颜

色的单色辐射率最大，就会显示出哪种颜色，而这是由其温度决定的；而行星却不

能发光发热，我们发现它们有颜色主要是由于它们能够反射其他星体的光，这取决

于行星表面的反射特性，而与其温度无关。

44.人为改变地面辐射差额的措施，如农业上使用熏烟法防止霜冻，雪面上播撒碳黑粉

末，以增加径流蓄水。

熏烟可以增加大气逆辐射，从而减小地面有效辐射，这样就可以减小地表降温率，可以提高凌晨最低温度，在满足一定条件下，不致于使凌晨最低温度低于霜点，这样可以在一定条件下防止霜冻。 雪面上播撒碳黑粉末，可以增加地表对太阳总辐射的吸收量，从而提高地表的辐射增温率，地表温度也就会相应地提高，就可以加速雪的融化，从而增加径流蓄水。 45. 简述三种大气模式。

答：等温大气：大气层的虚温（或温度）不随高度变化。 多元大气：指气温（或虚温）是高度z 的线性函数的大气层。

均质大气：大气密度不随高度变化，这就是等密度大气模式，称为“均质大气”。 46. 逆温层形成有哪些主要成因？

形成逆温层的原因，除前面已经涉及的湍流逆温外，再介绍以下几种：

① 辐射逆温 图6.28是晴朗天气下低层大气和土壤表层温度廓线的典型日变化状况。白天由于地表吸收太阳辐射而迅速增温，导致低层大气温度升高；夜晚由于地面长波辐射降温使近地气层形成逆温层。逆温层的厚度从几米到几百米，凌晨日出前最强，日出后逐渐消失。最有利于形成逆温层的是晴朗无风的夜晚，因为无云有利于地面辐射能向上空发散；无风使上层空气的热量难以通过湍流作用下传，这些条件都使地面气温很快下降而形成逆温。

② 下沉逆温 由于空气下沉增温而形成的逆温（参见6.9.1节）。一般出现在高气压区，范围广，厚度大，且常不接地而从空中某一高度开始。大范围的下沉逆温相当于近地面层上空的一个盖子，极不利于污染物的扩散。

③ 地形逆温 由于局部特殊的地形条件形成的，例如盆地和谷地的逆温，山脉背风侧的逆温等。夜间山坡附近的空气因辐射冷却而向谷地下沉，暖空气被挤上升浮在冷空气上面，形成谷地逆温（参见图9.12）。

④ 平流逆温 当较暖的空气流经较冷的地面或水面上时，使上层空气温度比低层温度高，形成暖平流逆温。例如冬季沿海地区常出现这种逆温，是海洋上的较暖空气流到大陆上时产生的，厚度不大，水平范围较广。此外，夜间城市的近地面气层仍有弱的温度递减率，当农村因辐射冷却而产生的厚逆温层随气流移到城市上空时，会形成空中逆温层；经过城市后，在下风方向的农村近地面层又会建立起逆温，城市的烟气层也将被带到地面逆温层中，污染大气。

⑤ 锋面逆温 锋面是一个倾斜的面，无论冷锋还是暖锋其较暖空气总是在较冷空气的上面，所以

在冷空气区能观测到逆温。由于锋面在移动，所以除移动缓慢的暖锋以外，一般对空气污染影响不大。

47. （1）温度随高度降低；（2）规则的垂直对流和不规则的湍流作用强；（3）气象要

素水平分布不均匀；（4）云雾降水及猛烈风暴均发生在这一层内，有“天气层”之称。 48.

kds

k ds k u

τρ='='=?? 49. 典型雨滴半径1000 μm ，根据尺度参数，x=2πr/λ=2×π×1000/10000≈0.628<1

50. 大气中的H2O 、CO2、O3、N2O 等气体对地气系统发射的长波辐射的吸收力较强，

但对太阳短波辐射的吸收力比较弱。因此，这些气体的存在使得地气系统能够保存更多的能量，地球整体温度较没有这些气体存在时要高。

51. （1）平流层臭氧层阻挡了强紫外辐射到达地面，保护了地球上的生命；（2）在对

流层中，臭氧是一种强氧化剂，也时一种重要的污染气体和温室气体，同时在许多大气污染物的转化过程中起重要作用，危害人体健康和生态环境。 52. 色温由维恩位移定律确定，有效温度由斯蒂芬–波尔兹曼定律确定，亮温由普朗克

定律确定，当物体为黑体时三者相等。

53. 当温度较高时，通过体表出汗蒸发冷却作用防止体温过高。同温度下，环境湿度越

大，蒸发过程越慢，所以高湿时体表蒸发冷却作用小，人体温度易较高，所以感觉更热。

54. 条件性不稳定。理由：1）实际温度递减率为8 o C/(100 m)，干绝热递减率和湿绝热

递减率（平均）分别为10 o C/(100 m)和6 o C/(100 m) 。2）对于末饱和过程，即地面空气块上升到1000 m 过程中末发生饱和，到1000 m 时温度为10 o C ，低于环境温度，因此是稳定的；对于湿绝热过程，地面饱和空气块上升到1000 m 温度为14 o C ，高于环境温度，因此是不稳定的。 55. 决定地面太阳辐射能收入主要有两个因素：日长和太阳高度角。虽然北极极昼期间

日长很大，但其太阳高度角远低于南京，基本上接近地平线，因此入射的太阳辐射能一方面被大量反射，另一方面太阳辐射在大气中长距离传输吸收也较南京多。2）大气环流与海洋环流将热（冷）空气和海水向极地（低纬度地区）输送。 56. （1）温度随高度降低；（2）规则的垂直对流和不规则的湍流作用强；（3）气象要

素水平分布不均匀；（4）云雾降水及猛烈风暴均发生在这一层内，有“天气层”之称。 57. 0(,,)()d k r m n r r λσλ∞

=?[8分]

58. （1）当云层太厚，其中云滴较大小，强烈消光，造成可见光透过率很低，看起来

发暗；（2）云层较薄时，对可见光发生米散射，无波长选择性，所以呈白色；。（3）空气分子对可见光的散射为瑞利散射，散射光与波长4次方成反比，蓝光散射多，所以天空呈蓝色。

59. （1）平流层臭氧层阻挡了强紫外辐射到达地面，保护了地球上的生命；（2）在对

流层中，臭氧是一种强氧化剂，也时一种重要的污染气体和温室气体，同时在许多大气污染物的转化过程中起重要作用，危害人体健康和生态环境。

60. 从地面开始，对流层大气温度随高度降低，平流层大气温度随高度升高，中间层大

气温度随高度降低，热层大气温度随高度升高

61. 高空天气图中，高空冷空气对应的是低压区。原因：等压面厚度与温度成正比，冷

空气柱等压面厚度小，气压随高度下降快。 62. 午后近地面温度随高度增加

，因为地面接收太阳辐射增温快于上面气

层的增温；入夜后，地面净辐射转变为负值，下垫表面冷却，导致近地层从下往上

降温，形成接地逆温。

63. 假设该层过冷云不能产生降水是由于云中缺少足够数量的冰晶；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，启动冰晶效应，使

云内降水形成过程得以实现。

64. 对于连续源的平均烟流，高斯扩散模式假定：(1)污染物浓度在水平和垂直轴上的

分布符合高斯分布（正态分布）；(2)在全部空间中风速是均匀的、稳定的；(3)源强是连续均匀的；(4)在扩散过程中污染物质量守恒。 65. 污染物在混合层下混合扩散，混合层厚度午后最大，参与污染物扩散的空气体积大，

因此此时近地面污染物浓度；日出前混合层厚度最小，不利于扩散，因此此时污染物浓度最高。

66. 某一气层的γ在初始时小于γs ，因此气层是绝对稳定的。如果该气层的下层水汽含

量比较大，上层水汽含量少，在气层的抬升过程中，气层下部的空气很快达到饱和，并沿γs 继续降低气温，而该气层的上部仍以γd 的递减率降温，通常在大气下层，γs 比γd 要小得多，因此气层的下部降温速度要比上层慢，气层的γ将不断增大，经过一段时间后，有可能γ＞γs 或γ＞γd ，气层将由稳定骤然变得很不稳定。 67. 简述大气长波辐射性质。

大气长波辐射是漫射红外辐射；大气对长波辐射的散射削弱极小,一般只考虑吸收作用； 大气的吸收和放射须同时考虑。 68. 简述对流层大气特征。

1)、温度随高度的增加而降低，气温递减率Γ为6.5℃/km ； 2)、对流层中的垂直运动显著；

3)、集中了80%的大气质量和几乎全部水汽； 4)、云雾降水均发生在此层；

5)、受地表影响最强烈，空气属性的水平分布很不均匀。 69. 简述大气上界太阳光谱的地面测量。 由布格-朗伯定律可知太阳辐射的传输方程 昂 ，如果在一段时间δλ不变，则地面所测太阳直接辐射光谱仅随m 变化。将上面的方程两边取对数再微分有： 令lnS λ,m =y, lnS λ,0=A,―δλ(0)=B,m=x,则：

Y 可以通过测量太阳光谱的仪表读数给出，通过最小二乘法给出A 和B 的值。同时还要求较长时间进行观测，保证m 有相当大的变化范围，受天气条件限制；紫外、红外观测不全，需补足 。

70. 4、用t -lnp 图比较θsw θ和θse 大小。

假湿球位温θsw ：气块由某高度干绝热上升，达到饱和之后，再湿绝热下降到原来高度时所具有的温度,称为假湿球温度。θsw 在T -lnp 图中为空气由状态（p,t,td) 按干绝热上升到凝结高度后，再沿湿绝热线下降到气压1000hpa 时所具有的温度。

假相当位温θse ：如果气块先作干绝热变化，达到饱和之后，再依湿绝热过程上升，直到所有的水汽全部凝结为水而脱离该气块为止，然后将这种已无水汽的干空气干绝热地下降至1000hpa 处，气块在这种虚拟的过程中所能达到的温度。

位温：未饱和湿空气沿干绝热线下降至1000hpa 所具有的温度。 假湿位温(θsw)< 位温(θ)<假相当位温(θse) 。

,0,exp ()m S S m λλλ

δ=-(),,0ln ln 0m S S m

λλλδ=-y A Bx =+