第一節(jié)大氣的組成和熱能1

第三章大氣和氣候第一節(jié)大氣的組成和熱能第二節(jié)大氣水分和降水第三節(jié)大氣運動和天氣系統第四節(jié)氣候的形成第五節(jié)氣候變化主要內容大氣：連續(xù)包圍地球的氣態(tài)物質稱為大氣。第一節(jié)大氣的組成和熱能一大氣的成分地球大氣是多種物質的混合物，由干潔空氣、水汽、懸浮塵粒及雜質組成。在距地表85km以下的各種氣體成分中，一般可分為兩類。一類稱為定常成分；另一類稱可變成分。

（一）干潔空氣1、概念：大氣中除了水汽和固體雜質外的整個混合氣體，主要集中在從地面到90公里處。2、主要成分：N2、O2、Ar，三者占整個干潔空氣容積量的99.97%，占質量的99.95%。其中N2占容積的78%，O2占容積的20.95%，Ar占容積的0.93%。除二氧化碳外臭氧、氫、氖、氦、氪、氙等稀有氣體含量不到空氣容積的0.01%。3、觀測結果顯示，85km以下大氣運動和分子擴散的結果使干空氣充分混合，干潔大氣各成分的比例得以維持常定。因此將85km以下的干空氣當做一種相對分子質量為28.964的單一氣體處理。干潔空氣成分及其性質大氣組

成氮和氧二氧化碳臭氧（二）水汽大氣中的水蒸氣降水陸面或洋面水汽的蒸發(fā)水汽的來源和去向大氣中水汽平均每年更替約32次,即11d循環(huán)一次；通常水汽含量主要集中在距地面3km范圍內，其含量不僅隨時間和地點變化，而且與大氣環(huán)流、海陸分布密切相關；水汽是大氣中唯一能發(fā)生相變的成分，水汽能強烈吸收和放出長波輻射能，在相變過程中還能釋放和吸收熱量。（三）固、液體雜質

大氣懸浮固體雜質和液體微粒，也可稱為氣溶膠粒子。除由水汽變成的水滴和冰晶外，主要是大氣塵埃和其他雜質。氣溶膠粒子主要來源有自然源和人工源兩種，自然源包括火山灰、宇宙塵埃、隕石灰燼、植物花粉孢子、巖石風化后的粉塵、森林著火后的灰燼、海水濺沫蒸發(fā)后殘留在空中的鹽粒等。近地面大氣層氣溶膠粒子的濃度，一般陸地大于海洋，城市大于農村，時間上，夜間懸浮的粒子多于白天，冬季多于夏季

大的水溶性氣溶膠粒子最易使水氣凝結，是成云致雨的重要條件。氣溶膠粒子能吸收部分太陽輻射并散射輻射，從而改變大氣透明度。它對太陽輻射的影響和增大散射輻射、大氣長波逆輻射，都有可能破壞地球的輻射平衡。霾空氣中的灰塵、硫酸、硝酸、有機碳氫化合物等粒子也能使大氣混濁，視野模糊并導致能見度惡化，如果水平能見度小于10000米時，將這種非水成物組成的氣溶膠系統造成的視程障礙稱為霾(Haze)或灰霾（Dust-haze），香港天文臺稱煙霞(Haze)。一般相對濕度小于80%時的大氣混濁視野模糊導致的能見度惡化是霾造成的，相對濕度大于90%時的大氣混濁視野模糊導致的能見度惡化是霧造成的，相對濕度介于80-90%之間時的大氣混濁視野模糊導致的能見度惡化是霾和霧的混合物共同造成的，但其主要成分是霾。霾的厚度比較厚，可達1－3公里左右。由于灰塵、硫酸、硝酸等粒子組成的霾，其散射波長較長的光比較多，因而霾看起來呈黃色或橙灰色。霾的形成因素霾作為一種自然現象，其形成有三方面因素。一是水平方向靜風現象的增多。城市高樓聚集，增大了地面摩擦系數，使風流經城區(qū)時明顯減弱。靜風現象增多，不利于大氣污染物向城區(qū)外圍擴展稀釋，并容易在城區(qū)內積累高濃度污染。二是垂直方向的逆溫現象。逆溫層導致污染物的停留。

三是懸浮顆粒物的增加。近些年來隨著工業(yè)的發(fā)展，機動車輛的增多，污染物排放和城市懸浮物大量增加，直接導致了能見度降低，使得整個城市看起來灰蒙蒙一片?；姻擦Ｗ拥某叨缺容^小，從0.001微米到10微米，平均直徑大約在1－2微米左右，肉眼看不到空中飄浮的顆粒物。㈠大氣質量

1.大氣的高度

大氣的上界，通常有以下兩種分法：物理上界：有極光出現的最大高度——1200km

極光：在南北半球高緯地帶天空常出現的彩色光幕。密度上界：空氣質點：1個/cm3

電子濃度：102—103個/cm32000—3000km二、大氣的結構

(Atmosphericstructure)

2.大氣質量

假定大氣質量均一，高度為8000米，則大氣柱質量為：m0=p0H=1.225x103x8x105=1013.3g/cm2大氣密度隨高度按指數規(guī)律減少，因而大氣質量也按指數規(guī)律減少。由海平面至5.5km高度的大氣中含有大氣總質量的50%，至8km含有63%，至36km含有99%（二）大氣壓強

1.氣壓

1）定義：從觀測高度到大氣上界單位面積上（橫截面積1cm2）鉛直空氣柱的重量為大氣壓強，簡稱氣壓。

水銀氣壓表和空盒氣壓計兩種帕斯卡（Pa），百帕（hPa）氣象學把溫度為0℃、緯度為45°的海平面氣壓作為標準大氣壓，稱為1個大氣壓，相當于1013.25hPa

2、氣壓隨時間的變化大氣具有流動性和連續(xù)性，因此氣壓變化的實質就是空氣柱內空氣質量的增多或減少。影響空氣運動的因素：

1、熱力因素：

溫度高，空氣受熱膨脹，空氣密度變小，空氣發(fā)生輻散現象，氣壓下降溫度低，空氣冷卻收縮，空氣密度變大，空氣發(fā)生輻合現象，氣壓升高2、動力因素：①水平氣流的輻合和輻散輻合：空氣聚積，且前面的運動速度小于后面的運動速度，產生空氣的堆積，導致氣壓上升。輻散：背離。且前面的運動速度大于后面的運動速度，產生空氣的擴散，導致空氣的氣壓下降?？傮w上看，高空的輻合、輻散量大于低空的輻合、輻散量。②空氣密度：移來的氣團密度大，空氣質量增多，氣壓上升（如冷空氣南下）移來的氣團密度小，空氣質量減少，氣壓下降（如暖空氣北上）③空氣的垂直運動a：無運動，空氣質量不變，則Pa不變b：有下沉運動，上層空氣質量減少，Pb變小c：有上升運動，上層空氣質量增多，Pc變大氣壓的變化：1）、氣壓的日變化：一天中有兩個高值，兩個低值。2）、氣壓的年變化：陸地上：最大在冬季，最小在夏季

海洋上：最大在夏季，最小在冬季

高原上：最大在夏季，最小在冬季3）、還有非周期性變化。3、氣壓的垂直分布由于大氣質量的3/4集中于大氣的低層，因此氣壓與高度是成反比，即隨著高度的升高，氣壓是逐漸降低的。但由于空氣質量分布不均，氣壓隨著高度減小的快慢程度不一。

靜力學方程：大氣靜力平衡狀態(tài)，垂直受力為零：dp=-ρgdz意義：負號：表示氣壓隨著高度是降低的因重力加速度變化小，因此氣壓在垂直方向上減小的快慢程度主要決定于空氣密度，低層空氣密度大，氣壓隨高度降的快；高層空氣密度小，氣壓隨高度降的慢條件：大氣是靜止的，無水平和垂直運動。單位高度氣壓差：每改變一個單位高度時氣壓的變化量

單位：mb/100m、hpa/100m

公式：Gz=-dp/dz=-(-ρgdz)/dz=ρg

意義：Gz愈大，氣壓隨高度降得愈快。單位氣壓高度差：氣壓每改變1mb所需要上升或下降的高度

單位：：m/mb、m/hpa

公式：h=-dz/dp—dz/-ρgdz=1/ρg

意義：單位氣壓高度差與空氣密度成反比；低層空氣密度大，單位氣壓高度差小，氣壓隨高度降的快；高層空氣密度小，單位氣壓高度差大，氣壓隨高度降的慢。氣壓隨高度的實際變化與氣溫和氣壓條件有關，a、在氣壓相同的條件下，氣柱溫度愈高，單位氣壓高度差愈大，氣壓垂直梯度愈小，即暖區(qū)氣壓垂直梯度比冷區(qū)小；b、在相同氣溫下，氣壓愈高，單位氣壓高度差愈小，氣壓垂直梯度愈大。暖區(qū)地面低壓，高空高壓，冷區(qū)地面高壓，高空低壓氣壓梯度氣壓梯度是一個既有大小，又有方向的向量，它的方向垂直于等壓線，由高壓指向低壓，其大小等于沿這個方向上單位距離內氣壓的改變量，用-△P/△Ｎ來表示?！鳎螢閮傻葔好嬷g的垂直距離，△P為相應的氣壓改變量。氣壓梯度可以分解為在水平方向、垂直方向上的2個分量，水平氣壓梯度是空間氣壓梯度在水平方向上的分量，用-△P/△n來表示，垂直氣壓梯度用-△P/△Z來表示實質上就是單位高度氣壓差。水平氣壓梯度的單位是百帕/赤道度。1赤道度等于在赤道上，經度相差1度時的緯圈長度，其值約為111千米。水平氣壓梯度數值很小，但它在空氣的水平運動中作用巨大，可引起大規(guī)模運動，它的大小反映在水平氣壓場中就是一個等壓線疏密的問題。垂直氣壓梯度很大，故可把空間氣壓場看作是水平的。等壓面與等高面的對應關系：

1013百帕--------------0高度（海平面）850百帕---------------1500米700百帕---------------3000米500百帕---------------5500米300百帕---------------9000米100百帕---------------16000米

氣壓的空間分布叫氣壓場。三度空間的氣壓場叫空間氣壓場，某一水平面上的氣壓場叫水平氣壓場。氣壓場形式的變化可引起天氣的變化。表示方法圖示法等高面上畫等壓線：等高面、等壓線等壓面

空間氣壓相等的各點所組成的曲面叫等壓面。由于在同一高度上各點的氣壓值并不完全相同，所以等壓面并不是一個平面，而是象地形一樣是一個曲面。在這個曲面上，向上突出的地方表示在同一高度上其氣壓值比四周高，凹下的地方表示在同一高度上其氣壓值比四周低。既然等壓面不是一個平面，那么它一定能與等高面相交，其交線就是等高面上的等壓線。氣壓場的基本型式

（一）低氣壓簡稱低壓，是由閉合等壓線構成的低氣壓區(qū)。氣壓值由中心向外逐漸增高?？臻g等壓面向下凹陷，形如盆地。（二）低壓槽簡稱槽，是低氣壓延伸出來的狹長區(qū)域。在低壓槽中，各等壓線彎曲最大處的連線稱槽線。氣壓值沿槽線向兩邊遞增。槽附近的空間等壓面類似地形中狹長的山谷，呈下凹形。

（三）高氣壓簡稱高壓，由閉合等壓線構成，中心氣壓高，向四周逐漸降低，空間等壓面類似山丘，呈上凸狀，（四）高壓脊簡稱脊，是由高壓延伸出來的狹長區(qū)域，在脊中各等壓線彎曲最大處的連線叫脊線，其氣壓值沿脊線向兩邊遞減，脊附近空間等壓面類似地形中狹長山脊。

（五）鞍形氣壓場簡稱鞍，是兩個高壓和兩個低壓交錯分布的中間區(qū)域。鞍形區(qū)空間的等壓面形似馬鞍。（三）大氣的分層結構

由于地球引力作用，大氣密度隨高度的增加逐漸減小，到大氣上界，逐漸過渡為星際氣體密度。從地面到高空，不僅大氣的密度、成分不同，大氣的溫度也存在著明顯的變化?？梢赃@么認為：地球大氣在垂直方向上形成三個相對的暖層和兩個相對的冷層。

世界氣象組織（WMO）根據氣溫從地面到高空垂直方向的分布，將整個大氣分成對流層、平流層以及中間層、暖層和散逸層。

按照分子組成，大氣可分為兩個大層次，即均質層和非均質層。均質層為從地表至85km高度的大氣層，除水汽有較大變動外，其他組成較均一。根據大氣中的溫度、水汽、成分、及大氣垂直運動等情況，一般將大氣分為五層。1）.對流層（Troposphere）

厚度從赤道向兩極減少，低緯：15-18㎞；中緯：10-12㎞；高緯：8-9㎞。特征：①

氣溫隨高度升高而降低；

γ=0.65℃/100m

②

垂直對流運動

③對流層集中了約75%的

大氣質量和90%以上的水汽云、霧、雨、雪等主要天氣現象在對流層內，按氣流和天氣現象分布特點又可分為三層。

下層：又稱摩擦層或擾動層。它的范圍自地面到2km高度。下層受地面強烈影響摩擦作用、湍流交換十分明顯，各氣象要素具有明顯的日變化。由于本層的水汽、塵粒含量多，因而低云、霧、霾、浮塵等出現頻繁。

中層：從摩擦層頂到6km左右高度。這一層受地表影響較小，氣流的狀況基本上可以表征整個對流層空氣運動的趨勢。大氣中的云和降水現象大都產生在這一層。

上層：從6km高度到對流層頂。由于這一層離地面更遠，受地表影響更小，水汽含量極少，氣溫常在0℃以下，各種云多由冰晶和過冷水滴組成。在中、低緯度地區(qū)上層，常有風速＞30m/s的強風帶出現。2）平流層（Stratosphere）

從對流層頂到55km左右的大氣層氣流穩(wěn)定①溫度隨高度升高而增加

在平流層內，隨著高度的增高，氣溫最初保持不變或微有上升，自25km以上氣溫隨高度增加而明顯上升，到平流層頂可達-3℃左右，平流層這種氣溫分布的特征，主要是臭氧對太陽紫外線的強烈吸收。雖然25km以上臭氧的含量已逐漸減少，但紫外輻射的強度隨高度逐漸增強，而空氣密度隨高度升高又迅速減小，致使高層吸收的有限輻射可以產生較大的溫度增量。②沒有強烈的對流運動③水汽、塵埃含量很少

平流層遠離地面，加之有逆溫層存在，空氣無對流運動，水汽、塵埃很少，使得平流層天氣晴朗，大氣透明程度好。但有時在20-30km處可看到貝母云，它常出現在冬季極區(qū)。3）中間層（Mesosophere)從平流層頂到85km高度的氣層，亦成為高空對流層①氣溫隨高度增加迅速降低：

頂界溫度可降至-83℃-113℃，幾乎成為大氣層中的最低溫。其原因是這里沒有臭氧吸收太陽紫外輻射，而氮和氧等氣體所能吸收的波長更短的太陽輻射又大部分被更上層的大氣吸收了。因此，這里的氣溫隨高度是遞減的。②有相當強烈的垂直運動：

這種下暖上涼的氣溫垂直分布，有利于導致空氣的垂直運動，又稱“高空對流層”。該層的80-90km高度上有一個只在白天出現的電離層，叫做D層。4)

暖層（Thermosphere）

中間層頂至800km高度的氣層，亦稱為電離層。①溫度隨高度增加迅速上升：

據探測，在300km高度上，氣溫可達1000℃以上，這是因為所有波長＜0.175μm的紫外線輻射，都被該層中的大氣物質所吸收的緣故。②空氣處于高度電離狀態(tài)：

因而這層也稱為電離層。由于空氣密度極少，暖層中的N2、O2、O等氣體成分在強烈的太陽紫外線和宇宙射線的作用下，處于高度電離狀態(tài)。即E層和F層。它們都能反射無線電波，對無線電通訊具有重要意義。5)散逸層(Exosphere)

暖層頂以上的大氣稱為逸散層，是地球大氣與星際空間的過渡區(qū)域，無明顯的邊界

空氣極其稀薄

溫度隨高度升高（四）標準大氣

人們根據高空探測數據和理論，規(guī)定了一種特性隨高度平均分布的大氣模式，稱為“標準大氣”或“參考大氣”。標準大氣世界氣象組織規(guī)定標準大氣條件1）干潔空氣，且成分比例不隨高度變化2）海平面氣溫為15℃，海平面氣壓為1013.25hPa，海平面空氣密度為1.225Kg/m33)對流層頂高11Km4）對流層內的氣溫直減率γ＝0.65℃/100m，平流層內的γ＝0，溫度恒為-56.5℃三大氣的熱能

地球氣候系統的能源主要是太陽輻射，它從根本決定地球、大氣的熱狀況，從而支配其他的能量傳輸過程。地球氣候系統內部也進行著輻射能量交換。因此，需要研究太陽、地球及大氣的輻射能量交換和其他地－氣系統的輻射平衡。㈠

太陽輻射（SolarRadiation）

表示太陽輻射強弱的物理量，即單位時間內垂直投射在單位面積上的太陽輻射能，稱為太陽輻射強度在日地平均距離上，大氣頂界垂直于太陽光線的單位面積上每分鐘接受的太陽輻射，稱為太陽常數通過大氣對太陽輻射的吸收、散射、反射等作用，使到達地球表面的太陽輻射較之大氣上界的太陽輻射有不同程度的削弱

太陽輻射總量有日變化和年變化，緯度變化；經大氣削弱后到達地面的太陽輻射有兩部分：一是直接輻射，二是經大氣散射后到達地面的部分，稱為散射輻射，兩者之和為太陽輻射總量。不同性質和狀態(tài)的地面對太陽輻射的反射率不同50%43%7%不同性質地面對太陽的反射率/%（h為太陽高度角）

大氣本身對太陽輻射直接吸收很少，而水、陸植被等下墊面卻能吸收太陽輻射，并經潛熱和感熱轉化供給大氣。大氣獲得能量的具體結構為：1、對太陽輻射的直接吸收大氣中吸收太陽輻射的物質主要是臭氧、水汽和液態(tài)水。對對流層而言，太陽輻射不是主要的直接熱源。2、對地面輻射的吸收地表吸收了到達大氣上界太陽輻射能的50％，變成熱能，溫度升高，而后以大于3m的長波（紅外）向外輻射。這種輻射能量75～95％被大氣吸收，地面是大氣的第二熱源。3、潛熱輸送海面和陸面的水分蒸發(fā)使地面熱量得以輸送到大氣層中。一方面水汽凝結成雨滴或雪時，放出潛熱給空氣；另一方面雨滴或雪降到地面不久又被蒸發(fā)，這個過程交替進行。大氣依靠水汽的凝結釋放潛熱而得到能量。4、感熱輸送陸面、水面溫度與低層大氣溫度不等，地表與大氣之間便由感熱交換而產生能量輸送。大氣獲得熱能后依據本身溫度向外輻射，稱為大氣輻射。其中一部分外逸到宇宙空間一部分向下投向地面，即為大氣逆輻射。大氣逆輻射的存在使地面實際損失略少于長波輻射放出的能量，地面得以保持一定的溫暖程度。這種保溫作用，通常稱為“溫室效應”據計算，如果沒有大氣，地面平均溫度將是－18oC，而不是現在的150C。（二）大氣能量及其保溫效應

（三）地－氣系統的輻射平衡

地－氣系統內部，地面與大氣不斷以輻射和熱量輸送形式交換能量，在某一時段內物體能量收支的差值，稱為輻射平衡或輻射差額，在北半球30°N以南的差額為正值，以北為負值，因此低緯度多余的能量以大氣環(huán)流和洋流形式輸往高緯度地區(qū)輻射平衡有年變化和日變化。在一日內白天收入的太陽輻射超過支出的長波輻射，輻射平衡為正值，夜間為負值。正轉負和負轉正的時刻分別在日沒前與日出后1小時。在一年內，北半球夏季輻射平衡因太陽輻射增多而加大；冬季則相反，甚至出現負值。緯度高，輻射平衡保持正值的月份愈少。

宜昌（30042`N）圣彼得堡（59056