大气物理与热力学

N2

78.08

o2

20.95

二氧化碳

0.037

基于“增大化现实”技术

0.934

不

1.82 x10

3

他

5.24 x10

4

基米-雷克南

1.14 x10

4

Xe

8.7 x10 -

6

H2

5.3 x10 -

5

甲烷

1.7 x 10 -

4

一氧化二氮

3.1 x10”

5

物种

年

ODP

采用的

三氯氟甲烷(CFC-11

45

1

4000

二氯氟甲烷(CFC-12

One hundred.

1

10000

三氯氟乙烷(CFC-113) C2 CI3F3

85

1

6000

二氯四氟乙烷(CFC-114) C2 CI2 F4

300

1

1000

五氯乙烷(CFC-115)

1700

0．5

7200

二氟溴氯甲烷(哈龙-1211

16

3.

1300

三氟溴甲烷(哈龙-1301

65

10

6900

二溴四氟甲烷(哈龙-2402)C2F4Br2

20.

6

-

氟氯甲烷(CFC-13)

640

1

1400

四氯化碳CCl4

26

1

1400

三氯乙烷(甲基氯仿)C2H3Cl3

5

0．1

其中H = RT/Mg为刻度高度，压力下降1/e的高度。从曲面(z = 0)到高度z积分p = po exp

由于R = 8.314 J K-1 mol -1和M = 28.96x10-3 kg mol -1的干燥空气，在290 K时H = 8.45 km，在T = 200 K时H = 5.84 km。

2.4蒸汽和理想气体

分子的压力-温度(P - T)图给出了实际气体存在固体、液体或气相的三个区域。P -T图上的曲线分别给出了液-固、固-气、气-液相共存的压力和温度，分别称为熔解曲线、升华曲线和汽化曲线。P -T图上的三相点对应于压力Po和温度to，三者共存，如图2.6所示。我们注意到，H2O的熔化曲线斜率为负，而其他分子的熔化曲线斜率为正。对于一定质量的水在特定温度下，如果我们降低压强，体积就会增加，所以密度就会减小。因此，如果融化曲线有一个负斜率，压力的降低(在恒定温度下)导致相从液体变为固体，因此冰的密度比水低，因此可以漂浮在水面上。相反，固相CO2的密度高于液相CO2的密度。水的这种不规则的热力学特征对地球上的生命至关重要水的结冰意味着冰可以漂浮，因此水生生物可以在冰冻的河流、湖泊和海洋表面以下生存。这也意味着

浮动。2.6.H2O和CO2的P -T曲线示意图。图中显示的是每个分子的三重点和临界点。我们注意到，H2O的融化曲线斜率为负(所以冰的密度比水低)，而其他分子的融化曲线斜率为正，固相的密度比液相大。

浮动。2.6.H2O和CO2的P -T曲线示意图。图中显示的是每个分子的三重点和临界点。我们注意到，H2O的融化曲线斜率为负(所以冰的密度比水低)，而其他分子的融化曲线斜率为正，固相的密度比液相大。

随着太阳加热的增加，冰更容易融化，使水体在很长一段时间内无法保持固体状态。

还显示了水的沸点(100°C)，我们注意到它对应于a水气压力等于1个大气压，即环境压力。还有一个临界温度Tc和压力Pc，超过这个温度分子就不能液化。在此区域内，分子表现为理想气体，当温度高于Tc时，气体的压力和温度由理想气体定律PV = rt关系。表2.3给出了类地行星大气中分子的临界压力和温度。临界压力被定义为在温度为Tc时刚好足以使气体液化的压力。从表中我们可以看出，在地球大气的压力和温度范围内，N2和O2不能被液化。然而，水蒸气是地球大气中的蒸汽，因此是一种可冷凝气体，很容易形成海洋、云、雨、雪或冰。对于金星来说，其表面压力约为92巴，其中96.5%是二氧化碳，表面温度为730 K，我们看到T > Tc = 304 K，在任何给定的大气压力下，大气温度都足够高，因此CO2表现为理想气体。在土卫六上，表面压力为1.5巴，温度为94 K，甲烷的行为与地球上的H2O相似，因此它是一种可冷凝气体，占大气压力的5%左右。在火星上，表面压力为7 mbar，温度为220 K，二氧化碳(95%的压力)可冷凝在汽固相区域，三点在To = 216 K和Po = 5.2 bar。因此，在火星的两极，二氧化碳可以冷凝出来，并通过升华(固体到蒸汽的相变)回到大气中。

我们注意到，在没有地球大气压的情况下，H2o的三重点为273.16 K，三重点压力为6.105 mbar。在地球大气压力下，水的三点温度具有溶气变为273.15 K(0°c)(例如Iribarne和godson 1981)，三点压力变为6.132 mbar。因此，在大气压为1.01325 bar时，三点温度和压力只是略有变化。此外，我们还注意到，如果我们定义一个临界摩尔体积Vc，那么RTc/PcVc的比值并不等于单位，而是在3.4和4.5之间，对于大气感兴趣的气体。

2.5垂直温度结构

图2.7显示了大气的平均垂直温度结构，以及通常以垂直温度梯度标记的区域名称。最低的10公里左右的区域，其特征是温度剖面以大致恒定的速率随高度下降，干燥空气的温度轨迹与从地表绝热上升到对流层顶的一团空气的温度轨迹相等。这意味着，诸如对流、波浪和湍流等动力过程占主导地位，其作用是将温度梯度推向垂直运动将被抑制的稳定值。绝热温度梯度的值是由热力学第一定律，当一个垂直移动的包裹和它的周围的热交换为零

Cv为恒定体积下每摩尔空气的热容，理想气体定律pdV + Vdp = RdT = (Cp - Cv)dT (2.7)

还有流体静力方程

获取干燥空气

浮动。2.7.的意思是垂直温度剖面和用于不同垂直温度梯度区域的命名法。两种惯例是常用的:经典的“球体”在剖面中被不弹性分隔，其中dT/dz = 0，而更现代的惯例是简单地指低层、中层和高层大气。

浮动。2.7.大气的平均垂直温度分布，以及不同垂直温度梯度区域的命名法。两种惯例是常用的:经典的“球体”在剖面中被不弹性分隔，其中dT/dz = 0，而更现代的惯例是简单地指低层、中层和高层大气。

其中cp是恒压下的比热容(或单位质量的热容)。

在某种程度上，密度下降到区域之间的辐射传热基本为零的程度不同的温度，包括大气层寒冷的空间变得重要，最终占据主导地位。这种变化表现为温度对高度的绝热梯度(典型湿度约为7kkm -1)转变为随高度不变的梯度。平流层的温度TS可以通过假设来估计辐射平衡下面的有效温度为TE的行星(包括大部分不透明的对流层)与上面的寒冷空间之间，其中ea(TE)4 = 2ea(Ts)4

从理论和观测可知TE接近255k，由此得出结论

10 -一月

190 210 230 250

温度(K)

10 -一月

190 210 230 250

温度(K)

浮动。2.8.选定的垂直温度廓线由个别无线电探空仪气球在斯堪的纳维亚上空测量，在指定的月份，代表四季。

在真实大气中，过渡区域介于对流层和平流层，对流层顶是通常非常尖锐(图2.8)。

观测到的垂直温度剖面的性质证实了这样一个概念，即低层大气是一个能量学受动力学支配的区域，而在中层大气中，辐射起主导作用。当然，具体情况要比这复杂得多。尽管就对流层空气密度而言，除了最短的大气路径以外，其他路径对辐射的平均程度都是不透明的，但大气对可见光波长的辐射却是相当透明的。即使在红外光谱中，存在分子振动旋转带吸收(见第4章)，热红外光谱中的“窗口”区域存在，光子可以从表面传播到空间而不被吸收。相反，平流层中也有运动，包括强风、波浪和湍流，尽管热的垂直动态传播不如对流层顶以下那么剧烈。

温度随高度升高而升高在平流层上层由于臭氧吸收了太阳紫外线辐射。在臭氧层之上，在中间层时，温度再次下降，在海拔约80公里处降至200 K以下。由于高能太阳光子、太阳射线和宇宙射线粒子在大气分子和原子解离过程中释放能量，上层大气表现出非常高的温度。带电粒子层(电离层)也存在。尽管有一些有趣的物理现象的热成在美国，这一地区的密度太低，没有多大意义

1000

90°70°50°30°10°1 10°30°50°70°90°夏季半球赤道冬季半球

1000

90°70°50°30°10°1 10°30°50°70°90°夏季半球赤道冬季半球

浮动。2.9.夏至时的纬向平均大气温度(C)与高度和纬度的关系(一个半球是仲夏，另一个半球是仲冬)。虚线表示对流层顶、平流层顶和中间层顶的大致高度，显示它们随纬度的变化。

影响地球的能量收支或影响地表气候。raybet雷竞技最新

图2.9为冬至时平均大气温度结构的纬度-高度剖面图。的对流层顶高度随着纬度的变化，海拔从8公里到18公里不等，在赤道地区海拔较高，在冬季高纬度地区海拔最低。平流层顶在夏季最温暖，正如预期的那样，因为臭氧丰度和升温速率都与光子通量成正比，但中间层顶的行为恰恰相反，在夏季最冷。事实上，由于冬季的动力过程，这两个水平都经历了很大的升温速率，那时环绕极地的强风消散，其动能退化为热量。这一因素更倾向于在中间层占主导地位，与富含臭氧和相对稠密的平流层相比，中间层的辐射加热很微弱，尽管由于地球大气层的崩溃，“突然变暖”高达100 K或更高极地漩涡是一种众所周知的平流层现象，在仲冬间歇性发生。

2.6湿空气热力学

图2.10显示了温度和水汽混合比的一些典型测量值，它们在对流层上部随高度增加而下降，然后在平流层下部几乎保持不变。平流层温度的轻微上升，伴随着一条恒定的冰点线，

你X

温度(K) 180 190 200 210 220 230

温度(K) 180 190 200 210 220 230

10-6 10-5 10-4 10-3 H20混合比例(gm/gm)

10-6 10-5 10-4 10-3 H20混合比例(gm/gm)

浮动。2.10.在北纬52°，由气球载仪器测量的空气温度和水蒸气质量混合比的剖面。(由E.J. Williamson博士提供)

这表明，在对流层顶上方的极低温度下，空气是饱和的，尽管混合比只有4左右百万分之一体积(ppmv)。

对流层空气通常接近饱和，潜热效应对垂直温度分布有重要影响。一团空气绝热上升的热力学第一定律表达式为dQ = CvdT + pdV +

Mh2o, m是1mol空气中水的质量L是摩尔水潜热．利用理想气体定律pdV + Vdp = CpdT - CvdT (2.13)

和克劳修斯——克拉珀龙方程方程dpH2O _ L

其中，ph2o为水的分压，Vv和Vi分别为水蒸气和液体的摩尔体积，dp/dz = -pg，我们可以得到绝热递减率在饱和空气中为dT

浮动。2.11.典型的垂直温度廓线计算假设(上曲线)潮湿大气中的对流平衡，(中曲线)干燥大气中的对流平衡，(下曲线)辐射平衡。(见Manabe and Wetherald 1967)

L2PH2O

饱和递减率总是小于干燥值，在温暖潮湿的大气中，这一比率f可以下降到0.35。

垂直温度剖面的第三个模型假设动态过程与辐射相比可以忽略不计，因此垂直温度剖面是由吸收入射太阳辐射引起的加热、红外热发射对空间的冷却以及不同高度大气层之间的辐射交换之间的平衡所决定的。为了进行近似计算，可以将大气分为几层，每一层都假设为黑体吸收体，因此根据斯特凡-玻尔兹曼定律发射。温度为Tn的第n层与相邻层处于平衡状态

而地球表面的能量平衡方程是

式中，S0为地球表面的太阳辐照度，a为斯特凡-玻尔兹曼常数，5.670x10-8 J m-2 K-4 s-1。图2.11显示了根据以下假设计算的剖面示例:(i)辐射平衡(二)对流干燥，及(iii)潮湿的对流；最后一个是最真实的，所以在真实的大气中大多数测量的剖面都最接近这个。请注意平流层中所有三种剖面的收敛，其中辐射平衡适用于所有情况。

2.7凝结过程、云和气溶胶

大气的垂直温度分布不仅通过辐射发射的源函数和吸收系数的温度依赖性进入辐射传输模型，而且还间接地通过其与迫使垂直和水平运动的密度变化的关系进入辐射传输模型。它们重新分配空间可变的吸收物，如臭氧和水蒸气，但对于云的形成和分布更重要，云是任何气候系统辐射模型的关键要素。raybet雷竞技最新

2.7.1竖向稳定性准则

的辐射平衡温度剖面(图2.11)表示没有垂直运动的大气假设情况，其中热量通过只有辐射和(可以忽略不计的量)传导。温度梯度如此之陡，以至于连续垂直层密度随着高度的增加而增加，这种情况显然是不稳定的。因此，对流和其他形式的动力传输(如波传播和湍流)将会发生，并在垂直方向上传递热量，直到恢复稳定，同时垂直温度梯度也会减小，我们预计其接近上述计算的绝热值。真实大气的湿度很少低到足以达到我们在干燥情况下得到的简单g/cp梯度，但一般来说，我们期望dT \ dT (dT \ (dT \

这时大气对对流是有条件稳定的。然而，如果空气在某一高度受到外力(如传播波)的强迫而上升，它就可能达到凝结的高度。然后它会变得不稳定，继续上升，与进一步凝结的水蒸气，导致云的形成．

2.7.2云颗粒生长

在这些条件下云的形成，以及它们生长的速度，可以通过考虑单个液滴的微观物理来研究。即使在过饱和的空气中，这些液滴也不是自发形成的，因为随机聚集的水分子最多只能产生微小的液滴，不能稳定地防止再蒸发。相反，需要冷凝核来启动液滴的生长。它们必须由吸湿的、水溶性的物质组成，最常见的是风对海浪和浪花的作用产生的海盐晶体，以及火山或人为成因的硫酸盐。

因此，云的生长速度首先取决于可以启动生长的合适核的数量。每个原子核成长为足以与辐射相互作用的液滴(即大小与光子波长大致相当，或更大)的速率取决于周围空气的相对湿度，这当然是温度和海拔的函数。随着不稳定空气饱和度的上升，然后是过饱和，液滴的增长速度趋于增加。一旦现有的原子核开始生长，新的液滴就不会在上升的气团中形成，而可用的水蒸气(实际上超过饱和的混合比)就会被现有粒子的生长所消耗。

半径为r的凸面上蒸气压pv(r)的经典表达式是开尔文公式，其中pv(ro)是平面表面上的等效值，a和M是液体的表面张力和分子量，p是液体的密度。常数a与r的单位相同，温度T在降附近为常数。根据这一理论，空气总是在一个小水滴以上过饱和，所以它将趋向于蒸发，除非周围的空气更加过饱和，所需的值不合理地高。例如，要制造一个半径只有0.5纳米的液滴，需要同时碰撞大约17个分子，以及环境空气大约750%的过饱和。

然而，溶解的溶剂根据拉乌尔定律降低了液滴表面附近的蒸汽压，该定律指出，半径为r的液滴的饱和蒸汽压(SVP)直接取决于溶质的浓度n0/(n0 + n)，其中n和n0分别是溶质和水的分子数。将其与开尔文定律结合，就得到了众所周知的科勒曲线(图2.12)。它在临界处有一个最大值

浮动。2.12.含有溶质的液滴表面的蒸汽压的科勒曲线(粗线)，它降低了蒸汽压，作为液滴半径的函数，蒸汽压通过开尔文效应与液滴半径成反比。净效应是一个饱和比(SVP相对于平面)，在液滴生长的临界半径r*处有一个很强的峰值。一旦液滴比这大，加水就会降低液滴表面的SVP，促进液滴进一步生长，反之亦然。

浮动。2.12.含有溶质的液滴表面的蒸汽压的科勒曲线(粗线)，它降低了蒸汽压，作为液滴半径的函数，蒸汽压通过开尔文效应与液滴半径成反比。净效应是一个饱和比(SVP相对于平面)，在液滴生长的临界半径r*处有一个很强的峰值。一旦液滴比这大，加水就会降低液滴表面的SVP，促进液滴进一步生长，反之亦然。

r和S的值，粒子将总是增长，低于这个值，它可以收缩，在这个近似中给出和S * = 1 +

对于含有10”kg NaCl的液滴，常数a和b的值分别为6 × 10”3yu,m和2 × 10”5 ^m3, r*约为0.1 ^m。质量m和半径r的下降速率由扩散定律di dR给出

其中R为径向维数，D为水蒸气在空气中的扩散系数，p为水蒸气密度。这个积分得到dr / dt

在液滴表面和远离液滴表面的地方，pr和pare的蒸汽密度是什么液态水密度，为液滴在恒定温度下的生长速度。

实际温度取决于释放潜热L所获得的热量与释放潜热L所损失的热量之间的平衡空气导热系数， A，当液滴比周围环境的温度高一定程度时，就会发生这种情况

(Ti-T00) = LD{\粪便)。(2.27)

这些方程的数值解，以及克劳修斯——克拉珀龙方程和科勒表达式，给出了一组给定条件下雨滴的增长率。在真实的大气中，液滴由于蒸汽的扩散而增长的速度是很慢的。一个亚微米的液滴需要几个小时才能增长到100°，即一个典型的云粒子的大小。比这更大的液滴容易沉淀，尽管这取决于周围空气垂直速度的支持。如果空气开始下降到较暖、较低的水平，各种大小的液滴就会蒸发。

另一方面，如果空气继续上升到较冷的水平，则继续增长、冻结和凝固都是可能的。冰上的蒸汽压比过冷水上的蒸汽压小，所以结冰会导致小颗粒的快速增长。一旦它们大到足以开始下降，碰撞就会导致合并，甚至更快地增长，最终产生降水。由于结冰加速了粒子的生长，许多到达中纬度地区地表的雨水最初是云中的冰冻液滴，在下降到地表的过程中融化。根据云下空气中的温度和湿度条件，如果蒸发速率很高，液滴往往无法到达表面。

2.7.3云粒径分布

云的辐射传递特性很大程度上取决于云所含粒子的大小分布。正如前面的讨论所指出的，这可能是一个非常动态的因素，在气候模型或遥感数据检索中所能做的最好的事情是，根据对各种条件下真实云中测量结果的统计研究，假设某种平均值或代表性分布。raybet雷竞技最新

在云的建模中，重点通常是在相对较高的高度上具有中等光学厚度的卷云。积云和类似的云，因为它们靠近地表，通常在光学上相当厚，通常可以用黑色或灰色的物体来表示，而不需要考虑它们的详细微观物理。卷云中的粒子是由冰组成的，并且是非球形的，通常至少有一个维度比中红外波长大，通常以数百微米为单位测量。如果假设这些云的方向是随机的，那么它们就可以被处理(显然是引入了额外的不确定性)，作为具有代表性的平均半径r的球体。这允许使用Mie散射理论相对容易地计算模型云的光学深度和方向相位函数(见第6章)。

浮动。2.13.冰云颗粒数密度n(D)随粒径的变化呈双峰分布，在~500±时出现二次峰。(摘自普拉特1977)

在最先进的模型中，冰云参数化通常使用三个变量:冰水含量(IWC)、有效粒子半径r和描述冰云形状的因子粒度分布(PSD)。最后一个可能只是高斯宽度或云中大小分布的其他度量，或者通过采用单分散分布(其中所有粒子都被视为具有相同的有效半径)将其设置为零。然而，测量结果表明冰云通常具有双峰(双峰)分布(图2.13)，特别是对于这些情况，单分散假设是一个较差的近似，这可能导致具有相同IWC和r的模型云的光学厚度有很大差异。PSD也可能因云类型、高度、纬度及IWC。在文献中可以找到大量以各种方式解决这个问题的公式(参见第6章)。

第2.7.4气溶胶

除了参与云形成的可溶性颗粒外，许多类型的固体或液体的长寿命气溶胶不断大量存在于大气中的任何地方，包括平流层。这些通常是肉眼看不见的，或者最多表现为细雾霾或“浑浊”，但在气候系统中具有重要的辐射影响。raybet雷竞技最新例如，他们分散

浮动。2.14.按质量(M)和数密度(N)计算的典型气溶胶浓度，是直径(D)对数的函数。大部分质量是由风对灰尘表面或海沫的影响产生的最大颗粒，但非常小的颗粒(烟雾、细菌等)要多得多。中央峰主要由累积的颗粒组成(例如，由火山和化石燃料燃烧产生的气体的化学反应产生的硫酸滴)往往是气候系统中最重要的辐射影响，尽管个别情况差异很大。raybet雷竞技最新

浮动。2.14.按质量(M)和数密度(N)计算的典型气溶胶浓度，是直径(D)对数的函数。大部分质量是由风对灰尘表面或海沫的影响产生的最大颗粒，但非常小的颗粒(烟雾、细菌等)要多得多。中央峰主要由累积的颗粒组成(例如，由火山和化石燃料燃烧产生的气体的化学反应产生的硫酸滴)往往是气候系统中最重要的辐射影响，尽管个别情况差异很大。raybet雷竞技最新

入射的阳光，增加了地球反照率，同时吸收太阳辐射和长波辐射。有些是自然产生的，来自火山、沙尘暴、森林和草原火灾、花粉和浪花。燃烧化石燃料和农业或工业过程等人类活动大大增加了自然气溶胶负担。

主要的气溶胶类型是

1.硫酸盐颗粒，包括固体(主要是硫酸铵)和液体(硫酸)。这些污染来自于汽车、发电站和工业中使用的含硫燃料的燃烧，以及火山爆发和生物质燃烧等自然过程。

2.海-盐颗粒在海水蒸发时被风吹起。

3.由沙漠和其他干燥平原吹来的细尘。

4.碳颗粒(烟灰)和其他有机物构成了许多种类燃烧过程中可见烟柱的大部分。

图2.14显示了在典型条件下可能发现的气溶胶尺寸分布的代表性图(参见第6章)mid-troposphere．就像冰云一样，双峰分布是常见的，尽管在这种情况下，原因不那么难以捉摸，因为气溶胶颗粒有许多不同的来源和组成。按质量和按数量分布的差异是惊人的;大部分质量集中在最大的粒子中，但较小的粒子数量最多，因此在影响辐射能量平衡方面往往发挥更重要的作用。

在考虑时，成分也是一个重要因素辐射特性的粒子。硫酸盐气溶胶特别擅长散射可见光，它们在大气中的积聚是全球变化的一个主要因素，往往与温室气体积累相反，产生全球变冷。灰尘和煤烟，另一方面，吸收太阳能和热红外辐射会使大气变热，导致气候系统净变暖。raybet雷竞技最新一些常见的气溶胶，如矿物粉尘或弱吸收的有机物种，可以根据它们的颗粒大小分布和化学成分使大气变冷或变暖，而它们的化学成分是如此多变，以至于影响了吸收与散射的比率。地球上的位置也很重要，因为当时的天气条件会影响气溶胶的形成和行为。平流层气溶胶它们的寿命很长，以年甚至几十年为单位，但对流层气溶胶往往只能存活几天或可能几周，这导致地球表面的空间和时间变化很大。

2.8参考书目

2.8.1发布笔记

本章的主题由泰勒从初级层次介绍，由安德鲁斯、霍顿和萨尔比在更高级的层次上发展。威尔斯、库里和韦伯斯特的书还包括基本物理海洋学的概述，而罗杰斯和丘是云和气溶胶物理学的标准参考。

2.8.2参考文献和进一步阅读

安德鲁斯，d.g.(2000)。大气物理学概论。剑桥大学出版社，剑桥。

柯里、韦伯斯特(1999)。大气和海洋热力学．学术出版社，纽约。

霍顿，J. T.(2002)。大气物理，第三版。剑桥大学出版社，剑桥。

艾里巴恩、葛德森(1981)。大气热力学。D.雷德尔，多德雷赫特。

Manabe, S.和Wetherald, R. T.(1967)。在给定相对湿度分布下的大气热平衡。j .大气压。科学。，24, 241-259.

普拉特，c.m.r.(1977)。混合相的激光雷达观测高层云云．j:。Meteorol。，16，3.3.9-345.

罗杰斯、丘明凯(1996)。云物理的短期课程。Butterworth-Heinemann,波士顿。

萨尔比，m.l.(1996)。大气物理学基础。学术出版社，纽约。

泰勒，f.w.(2005)。基础气候物理学。raybet雷竞技最新牛津大学出版社，牛津。

威尔斯，N.(1997)。大气和海洋:物理介绍。威利，新泽西。