大气组成与热力状况(大气的热状况与大气运动知识结构图)

导语：自然地理学第三章第一节：大气的组成和热能知识点总结

地球大气是多种物质的混合物，由干洁空气、水汽、悬浮尘粒或杂质组成。在距地表 85km以下的各种气体成分一般可分为两类。一类称为定常成分：另一类称可变成分。

一、干洁空气

通常把除水汽、液体和固体杂质外的整个混合气体称为干洁空气，简称干空气。它是地球大气的主体，主要成分是氮、氧、氩、二氧化碳等，此外还有少量氢、氖、氪、臭氧等稀有气体。

1.氮和氧

N2约占大气容积的78%。常温下，N2的化学性质不活泼，不能被植物直接利用只能 通过植物的根瘤菌，部分固定于土壤中。N2对太阳辐射远紫外区0.03~0.13纳米，具有选择性吸收。占地球大气质量的23% ,按体积比占21%。除了游萬态外，氧还以硅酸盐、 氧化物、水等化合物形式存在。

2.二氧化碳（CO2）

只占大气容积的0.03% ,多集中在20km高度以下，主要由有机物燃烧、腐烂和生物呼吸过程产生。二氧化碳对太阳短波吸收很少，但能强烈吸收地表长波辐射，致使从地表辐射的热量不易散失到太空。对地球有保温作用，但近年来随着工业的发展和人口的増长，全球二氧化碳含量逐年增加，改变了大气热平衡，导致地面和低层大气平均温度升高，引起严重的气候冋题。

3.臭氧

主要分布在10~40km的高度处，极大值在20-25km附近，称为臭氧层。臭氧虽在 大气中的含量很少，但具有强烈吸收紫外线的能力。研究表明，人们大量使用氮肥以及作 冷冻剂和除臭剂使用的碳氧化合物（氫利昂）所造成的污染是平流层的臭氧遭到破坏。臭 氧层的破坏能引起一系列不利于人类的气候生物效应，因而受到广泛关注。

（二） 水汽

水汽的来源和去向：大气中水汽主要来源于水面蒸发和植物蒸腾，特别是海洋蒸发。水汽上升凝结后又以降水形式降到陆地和海洋上。大气中的水汽平均每年更替约32次，即 11天更替一次。

（三） 固、液体杂质

大气悬浮固体杂质和液体微粒.也可称为气溶胶粒子。除由水汽变成的水滴和冰晶外，主要是大气尘埃和其他杂质。

大的水溶性气溶胶粒子最易使水气凝结，是成云致雨的重要条件。气溶胶粒子能吸收部分太阳辐射并散射辐射，从而改变大气透明度。它对太阳辐射的影响和増大散射辐射、大气长波逆辐射，都有可能破坏地球的辐射平衡。

二、 大气的结构（掌握大气分层及各层次的特征）。

（一）大气质量

1.大气上界

大气按其物理性质来说是不均匀的，特别是在铅直方向变化急剧。在很高的高度上空气十分稀薄，气体分子之间的距离很大。在理论上，当压力为零或接近于零的高度为大气顶层，但这种高度不可能岀现。因为在很高的高度渐渐到达星际空间，不存在完全没有空 气分子的地方。

气象学家认为，只要发生在最大高度上的某种现象与地面气候有关，便可定义这个高 度为大气上界。因此.过去曾把极光出现的最大高度（1200km ）定为大气上界。物理学家、化学家则从大气物理、化学特征岀发，认为大气上界至少高于1200km，但不超过3200km . 因为在这个高度上离心力以超过重力，大气密度接近星际气体密度。所以在高层大气物理 学中，常把大气上界定在3000km。

2.大气质量

大气高度虽然不易确定，但大气质量却可以从理论上求得。假定大气是均质的，则大气高度约为8000m，整个大气柱的质量为

mo = poH = 1.125x10 -3x 8x105= 980g/cm2；

po为标准情况下（T = 0℃ ,气压为1013.25hPa ）大气密度。

（二）大气压力

1.气压

定义从双测高度到大气上界上单位面积上（横截面积1cm2）铅直空气柱的重量为大气压强，简称气压。

地面的气压值在980~1040hPa之间变动，平均为1013hPa。气压有日变化和年变化，还有非周期变化。气压非周期变化常与大气环流和和天气系统有关，且变化幅度大。

气压日变化，一昼夜有两个最高值（9-10时，21-22时）和两个最低值（3~4时，15-16 时）热带的日变化比温带明显。赤道地区气压年变化不大，高纬地区较大；大陆和海洋也有显著差别，大陆冬季气压高，夏季最低，而海洋相反。

2.气压的垂直分布

气压大小取决于所在水平面的大气质量，随高度的上升，大气柱质量减少，所以气压随高度升高而降低。

气压随高度的实际变化与气温和气压条件有关。

在气压相同条件下，气柱温度愈高，単位气压高度差愈大，气压垂直梯度愈小；在气温相同条件下，气压愈高，单位气压高度差愈小，气压垂直梯度愈大。

（三）大气分层

按照分子组成，大气可分为两个大大层次，即均质层和非均质层。均质层为从地表至 85km高度的大气层，除水汽有较大变动外，其组成较均一。85km高度以上为非均质层，其中又可分为氮层（85~200km）、原子氧层（200~ 1100km）、氦层（1100~ 3200km ） 和氢层（3200 ~ 9600km ）。

按大气化学核物理性质，非均质层可分为光化层和离子层。光化层具有分子、原子和自由基组成的化学物质，其中包括约在20km高度处、03浓度最大处的臭氧层。离子层包含大量离子。又反射无线电波能力。从下而上，又分为D、E、F1、F2和G层。

在气象学中按照温度和运动情况，将大貝圏分为五层：对流层、平流层、中间层、暖层、散逸层。

（四）标准大气

人们根据高空探测数据和理论，规定了一种特性随高度平均分布的大气模式，称为“标准大气”或“参考大气”。标准大气模式假定空气是干燥的，在86km以下是均匀混合物，平均 摩尔质量为28.964kg/kmol ,且处于静力学平衡和水平成层分布。在给定温度—高度廊线及 边界条件后，通过对静力学方程和状态方程求积分，就得到压力和密度值。

三、 大气的热能概念（掌握太阳辐射、大气能量及保温效应及地—气系统的辐射平衡）。

地球气候系统的能源主要是太阳辐射，它从根本决定地球、大气的热状况，从而支配其他的能量传输过程。地球气候系统内部也进行着辐射能量交换。因此，需要研究太阳、 地球及大气的辐射能量交换和其他地-气系统的辐射平衡。

（一） 太阳辐射

太阳是离地球最近的一个恒星，其表面温度约为6000K ，内部温度更高，所以太阳不停地向外辐射巨大的能量。太阳辐射能主要是波长在0.4 -0.76 m的可见光，约为总能量 的50% ;其次是波长大于0.76 m的红外辐射，约占总辑射能的43%；波长小于0.4 m的紫外辐射约占7%0相对于地球来说，太阳辐射的波长较短，故称太阳辐射为短波辐射“ 表示太阳辐射能强弱的物理量，即単位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能，称为 太阳辐射强度。

在日地平均距离（1.496x108km）上，大气顶界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟接受的太阳辐射，称为太阳常数。

经大气削弱后到达地面的太阳辐射有两部分：一是直接辐射，二是经大气散射后到达地面的部分，称为散射辐射。二者之和就是太阳辐射总虽，称为总辐射。总福射的纬度分布：一般是纬度意高，总辐射愈小；纬度愈低，总辐射愈大。因为赤道附近多云，总辐射最大值并不岀现在赤道， 而是出现在200N附近。到达地面的总辐射一部分被地面吸收转变成热能，一部分被反射。反射部分占辐射量 的百分比，称为反射率。反射率随地面性质和状态不同，二有很大差别。

（二） 大气能量及其保温效应

大气本身对太阳辐射直接吸收很少，而水、陆植被等下垫面却能吸收太阳辐射，并经潜热和感热转化供给大气。大气获得能虽的具体结构为：

1.对太阳辐射的直接吸收大气中吸收太阳辐射的物质主要是臭氧、水汽和液态水。地球大气对太阳辐射的吸收

2.对地面辐射的吸收 地表吸收了到达大气上界太阳辐射能的50% ,变成热能，温度升高，而后以大于3 纳米的长波（红外）向外辐射。这种辐射能量的75%-95%被大气吸收，只有少部分波长为8.5 ~ 12纳米的辐射通过“大气窗”逸回宇宙空间。

3.潜热输送：海面和陆面的水分蒸发使地面热昌得以输送到大气层中。一方面水汽凝结成雨滴或雪时，放出潜热给空气：另一方面雨滴或雪降到地面不久又被蒸发，这个过程 交替进行。全球表面年平均潜热输送约为2760MJ/m2，占辐射平衡的84%，可见，地-气间能量交换主要是通过潜热输送完成的。

4.感热输送：陆面水面温度与低层大气温度并不相等，因此地面和大气间便由感热交换而产生能量输送。

大气获得热能后依据本身温度向外辐射.称为大气编射。其中一部分外逸到宇宙空间，一部分向下投向地面，即为大气逆辐射。大气逆辐射的存在使地面实际损失略少于长波辐射放出的能量，地面得以保持一定的温暖程度。这种保温作用，通常称为“温室效应”或“花房效应”据计算，如果没有大气，地面平均温度将是-18℃ ,而不是现在的15℃。

（三）地—气系统的辑射平衡

福射平衡有年变化和日变化。在一日内白天收入的太阳辐射超过支岀的长波福射，相射平衡为正值，夜间为负值。正转负和负转正的时刻分别在日没前与日出后1小时。

在一年内，北半球夏季辐射平衡因太阳辐射増多而加大；冬季则相反，甚至岀现负值。

纬度愈高，辐射平衡保持正值的月份愈少。

四、 气温（掌握气温的水平分布和垂直分布的特点）。

（一）气温的周期性变化规律

（二）气温的垂直分布

对流层大气距离地面愈高，所吸收的长波辐射能便愈少。因此，在对流层范围内，气温随海拔升高而降低。气温随高度变化的情况，用单位髙度(通常100米)气温变化值来表示，即°C/100米，称为气温垂直递减率。简称气温直减率。从整个对流层平均状 况来看，海拔每升高100米，气温降低0.6°C。

由于气温受纬度、地面性质、气流运动等因素影响，所以对流层内的气温直减率不可能到处都是0.65°C/100米，而是随地点、季节、昼夜的不同而变化。一般说来，在夏季和白天，地面吸收大量太阳辐射，地温高，地面辐射强度大，近地面空气层受热多，气温直减 率大；反之，在冬季和夜晚汽混直减率小。在一定条件下，还可能呈现下层气温反比上层 为低的现象。气温随高度增大而上升的现象，称为逆温。

产生逆温的原因主要有三：(1 )辐射：经常发生在晴朗无云的夜间，由于地面有效辐射很强，近地面层气温迅速下降, 而高处气层降温较少，从而形成自地面开始的逆温层。（2）平流：暖空气水平移动到冷地面或气层之上，其下层受冷地面或气层的影响而迅速降 温，上层受影响较少，降温较慢,从而形成逆温。（3）空气下沉：常发生在山地。山坡上的冷空气循山坡下沉到谷底，谷底原来的暖空气 被冷空气抬挤上升，从而岀现温度的倒置现象。这样的逆温主要是在一定的地形条件下形 成的，所以又称为地形逆温。逆温的存在阻碍空气垂直运动，妨碍烟尘、污染物、水汽凝结物的扩散,有利于雾的形成并使能见度变坏，使大气污染更为严重。废气污染严重的工厂不宜建在闭塞的山谷，以免地形逆温引起大气污染事故。

（三）气温的水平分布。

气温的水平分布通常用等温线来表示。等温线就是将气温相同的地点连结起来的曲线。 等温线愈密，表示气温水平变化愈大；否则，反之。封闭的等温线表示存在温暖或寒冷的中心。有时为了便于比较可将地面气温实际观测值(或统计值)订正为海平面温度，然后再绘制等温线。气温的水平分布状况与地理纬度、海陆分布、大气环流、地形起伏、洋流等因素有密切关系。根据1月份和7月份世界多年平均气温分布图， 从中可见全球范围内的气温水平分布有如下几个特点：

（1） 由于太阳辐射量随纬度的变化而不同，所以等温线分布的总趋势大致与纬度平行。北半球的夏季，随着太阳直射点北移，整个等温线系统也北移；冬季则相反，整个等温线系统南移。这个特点在南半球辽阔的海面上表现得相当典型。北半球海陆分布复杂，等温线不像南半球海面上那样简单、平直，而是走向曲折，甚至变为封闭曲线，形成温暖或寒冷中心。

（2） 冬季太阳辐射量的纬度差异比夏季大。北半球一月份等温线密集，南北温差大；七月份等温线稀疏，南北温差小。在南半球，因海洋的巨大调节作用，一月与七月的等温 线分布对比不像北半球那样鲜明。

（3） 水体増温慢，降温也慢，夏季海面气温低于陆面，冬季海面气温高于陆地。所以，冬季大陆上等温线向南弯曲，海洋上等温线向北弯曲；夏季情况则相反，大陆上等温线向北弯曲，海洋上等温线向南弯曲。等温线这种弯曲在亚欧大陆和北太平洋上表现得最清楚。

（4） 洋流对海面气温的分布有很大影响。强大的墨西哥湾流使大西洋上的等温线呈NE—SW向，一月份0°C等温线在大西洋伸展到70°N附近。其他洋流系统对等温线走向也有类似的影响，但影响范围较小。

（5） 7月份最热的地方不在赤道，而在20°-30°N的撒哈拉、阿拉伯、加利福尼亚形成炎热中心。世界绝对最高温岀现在利比亚的阿济济亚，那里受来自南部撤哈拉大沙漠的干热 风影响，气温曾达到58°C。1月份，西伯利亚则形成寒冷中心，在奥伊米亚摩曾观测到-71°C的极端最低温。南极洲也出现过-88.3°C的地面最低温度纪录。

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