自然地理学-第三章 大气圈与气候系统(伍光和)

1、第三章 大气圈与气候系统 大气的组成和热能 大气的水分和降水 大气运动和天气系统 气候的形成 气候变化 大气圈与气候系统 连续包围地球的气态物质称为大气，大 气是自然环境的重要组成部分和最活跃的 因素，在地理环境和能量转化中充当着十 分重要的角色，大气层中天气系统的生成 与消亡，以及发展和运动，是全球气候的 基础。 大气层保护着生物免受辐射，还为动植 物维持生命提供着需要。 第一节 大气的组成和热能 一、大气的成分 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。 定常成分：N2 O2 Ar 和微量惰性气体 Ne Kr Xe He 等 可变成分（气体在大气中的比例随时间地点

2、而 变）：水汽 二氧化碳 臭氧 碳、硫、氮的化合 物等 （一） 干洁空气的成分及其性质 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。 它是地球大气得主体，主要成分是氮、氧、 氩、二氧化碳等，此外还有少量氢、氖、 氪、氙、臭氧等稀有气体。 1 氮和氧 N 2约占大气容积的78。常温下，N 2 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。N 2对太阳辐射远紫外区0.030.13 具有选择性吸收。02占地球大气质量的23 ，按体积比占21。除了游离态外，氧 还以硅酸盐、氧化物、水等化合物形式存 在。 2 二氧化碳 只占大气容积的0.03

3、，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增长，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，引起严重的气候问题。 3 臭氧 主要分布在1040km的高度处，极大 值在2025km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氟化合 物（氟利昂）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

4、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 （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 太阳辐射的影响和增大散射辐射、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 （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

5、高度为大气顶层，但这种高度不可能出现。 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 征出发，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，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8000

6、m，整个大气柱的质量 为 m0p0 H1.1251038105 1013.3g/cm2 p0为标准情况下（T0oC，气压为 1013.25hPa）大气密度。 （二） 大气压力 1 气压 定义从观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9801040hPa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。 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。 其一般情况如图所示：

7、气压随高度的实际变化与气温和气压条件有关。再气 压相同条件下，气柱温度愈高，单位气压高度差 愈大，气 压垂直梯度愈小；在相同气温下，气压愈高单 位气压高度 差愈大，气压垂直梯度愈大。 三、大气的分层 按照分子组成，大气可分为两层，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、原子氧 层、氦层和氢层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

8、 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 气圈分为五层 对流层 平流层 中间层 暖层 散逸层 大气的垂直分布 （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/mol，且处于静力学平 衡和水平成层分布。在给定温度，高度廓线及边界条件 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 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

9、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0.40.76 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， 约占总辐射能的43；波长小于0.4 m的紫外辐射约占7 。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，即单位时 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（1.49610

10、8）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。 大气上界太阳辐射能量曲线及到达地表的典 型能量曲线 太阳辐射经过大气削弱后到达地面有两 部分：一是直接辐射，二是经大气散射后 到达地面的部分散射辐射，两者之和即为 太阳辐射总量，称为总辐射。 有明显的日变化和年变化 受云的影响（纬度变化） 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 质和状态不同二者有很大差别 不同性质地面对太阳的反射率 （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

11、经潜热和感热转化供给大气。 大气获得能量的具体结构为： 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。 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 m的长 波（红外）向外辐射。这种辐射能量的7595被大气 吸收，只有少部分波长为8.512 m的辐射能通过“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量得以输送到大气层 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8

12、4，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 大气获得热能后依据本身温度向外辐射，称为大气辐 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”据计算，如果没有大 气，地面平均温度将是18oC，而不是现在的150C。 （三） 地气系统的辐射平衡 辐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出的长波辐射， 辐射平衡为正值，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

13、 射增多而加大；冬季则相反，甚至出现负 值。纬度愈高，辐射平衡保持正值的月份 愈少。 不同纬度辐射差额的变化 四、气温 气温是大气热力状况的数量量度。空气中 分子运动的平均动能与绝对温度T成正比。 气温的周期性变化 日变化 年变化 气温的水平分布 气温的垂直分布 第二节 大气水分和降水 大气湿度 蒸发和凝结 水汽的凝结现象 大气降水 一、大气的湿度 （一） 湿度的概念和表示方法 大气从海洋、湖泊、河流以及潮湿土壤 的蒸发或植物的蒸腾作用中获得水分。水 分进入大气后，通过分子扩散和气流的的 传递而散布于大气中，使之具有不同的潮 湿度。常用多个湿度参量表示水气含量。 1 水汽压和饱和水汽压 大气压

14、力是大气 中各中气体压力的总和。大气中水汽所产 生的那部分压力叫水汽压（e）地面的水汽 压随纬度的升高而减小。赤道平均26hPa， 350N约为13hPa，650N约为4hPa极低附近 约为12hPa。 水汽压随高度的变化经验公式 ez=e010 bz 不同温度条件下水面上的饱和水汽 压/hPa 2 绝对湿度和相对湿度 单位容积空气所 含的水气质量通常以g/cm3表示，称为绝对 湿度（a）或水汽密度。绝对湿度不能直接 测定，但可间接算出。 a289e/T (g /m3) 式中，e为水汽压（mm）；T为绝对温度。大气的 实际水汽压e与同温度饱和水汽压E之比，称为相对湿度 （f），用百分数表示。

15、fe /T100 由于E随温度而变，所以相对湿度取决于e和T，其中T 往往起主导作用。当e一定时，温度降低则相对湿度增大； 温度升高相对湿度减小。夜间多云、雾、霜、露，天气 转冷时容易产生云等都是相对湿度增大的结果 3 露点温度 一定质量的湿空气，若气 压保持不变，而令其冷却，则饱和水 汽压E随温度降低而减小。当 Ee时， 空气达到饱和。湿空气等压降温达到 饱和时的温度就是露点温度Td，简称 露点。 （二）湿度的变化与分布 相对湿度能够直接反映空气距饱和的程度， 在气候资料分析中应用广泛。 相对湿度日变化通常与气温日变化相反。 相对湿度分布随距海远近与纬度高低而有 不同。 二、蒸发和凝结 蒸发

16、面上出现蒸发还是凝结取决于实际 水汽压于饱和水汽压的关系。当eE ，出 现蒸发；eE，则出现凝结。饱和水汽压和 实际水汽压都是不断变化的通常饱和水汽 压变化更为明显和迅速。 （一）蒸发及其影响因素 1 影响蒸发的因素 其影响因素主要包括蒸发面的温 度、性质、性状、空气湿度、风等。 2 蒸发量 实际工作中，一般以水层厚度（mm）表 示蒸发速度，称为蒸发量。蒸发量的变化与气温变化一致， 一日内，午后蒸发量最大；日出前蒸发量最小。一年内， 夏季蒸发量大，冬季小。蒸发量的空间变化受气温、海陆 分布、降水量等因素的影响。 北半球大陆各纬度平均蒸发量 （二）蒸发和凝结的条件 凝结是发生在f100%(eE)

17、过饱和情况下的与蒸发相 反的过程，在地面和大气中均可以产生。大气中的水汽发 生凝结，需具备一定的条件，既要使水汽达到饱和或过饱 和，还需有凝结核。 大气降温过程主要有四种：绝热冷却、辐射冷却、平流冷 却以及混合冷却 凝结核主要起的作用:一是对水汽的吸附作用；二是使形 成的粒滴比单纯水分子形成的粒滴大，有利于水汽继续凝 结。 三、水汽的凝结现象 （一） 地表面的凝结现象 1 霜与露 日没后，地面及近地面层 空气冷却，温度降低。当气温降到露点一 下时，水汽即凝附于地面或地面物体上。 如温度在00C以上，水汽凝结为液态，称为 露；温度在00C以下，水汽凝结为固态，称 为霜。霜常见于冬季，露见于其他季

18、节， 以夏季为最多。 2 雾淞和雨淞 雾淞是一种白色固体凝结物， 由过冷雾滴附着于地面物体或树枝迅速冻 结而成，俗称“树挂”。多出现于寒冷而湿度 高的天气条件下。雨淞是形成在地面或地 物的迎风面上的，透明的或毛玻璃状的紧 密冰层，俗称“冰棱”。多半在温度为 0 60C时，由过冷却雨、毛毛雨接触物 体表面形成；或是经过长期严寒后，雨滴 降落在物体表面冻结而成。 （二） 大气中的凝结现象 1、雾 雾是漂浮在近地面层的乳白色微小水滴 或冰晶。根据不同成因，雾可分为辐射雾、 平流雾、蒸汽雾、上坡雾和锋面雾。 2、云 云是高空水气凝结现象。空气对流、锋 面抬升、地形抬升等作用使空气上升到凝 结高度，就会

19、形成云。云有各式各样的外 貌特征。 根据云的形状、云底高度及形成云的上升运 动的特点可将云分为以下几类 积状云的形成 层状云的形成 波状云的形成 四、大气降水 （一） 降水的形成 从云层中降落到地面的液态水或固态水，称为降水。 降水是云中水滴或冰晶增大的结果。从雨滴到形成降水 需具备两个基本条件： 一是雨滴下降速度超过气流上升 速度；二是雨滴从云中降落到地面前不被完全蒸发。降 水的形成，必须经历云滴增大为雨滴、雪花及其他降水 物的过程。云滴增长主要有两个过程： 云滴的凝结（凝华）增长 云滴的冲并增长 1 云滴的凝结（凝华）增长云滴的凝结（凝华）增长 在云的发展阶段，云体上升绝热冷却，或不断有水

20、汽输 入，使云滴周围的实际水汽压大于其饱和水汽压云滴就会 因水汽凝结或凝华而逐渐增大。当水滴和冰晶共存时在温 度相同条件下，冰面水汽压小于水面水汽压，水滴将不断 蒸发变小，而冰晶则不断凝华增大这种过程称为冰晶效 应。 2 云滴的冲并增长云滴的冲并增长 云滴大小不同， 相应具有不同的运动 速度。云滴下降时， 个体大的云滴落得快， 个体小的慢，于是大 云滴“追上”小云滴，碰 撞合并成为更大的云 滴。 冲并增长示意图 （二）降水的类型 根据降水形成原因（主要是气流上升特 点），可分为四个基本类型： 1 对流雨 暖季空气湿度较大，近地面 气层强烈受热，引起对流而形成的降水称为对 流雨。赤道全年以对流雨

21、为主。我国西南夏季 多对流雨。 2 地形雨 暖湿空气前进途中遇到较高 山地阻挡被迫抬升，绝热冷却，在达到凝结高 度时便产生降水。因此，山的迎风坡常成为多 雨中心；背风坡因水汽早已凝结降落，且下沉 增温，将发生焚风效应，降水很少，形成雨影 区。 3 锋面雨 两种物理性质不同的气团相遇， 暖湿空气沿交界面上升，绝热冷却，达到 凝结高度便产生云雨。温带地区锋面雨占 主要地位。 4 台风雨 台风是产生在热带海洋上的一种 空气漩涡。台风中有大量暖空气上升，可 产生强度极大的降水。 （三）（三） 降水的时间变化降水的时间变化 1 降水强度 单位时间内的降水量，称为降 水强度。气象部门为确定一定时间内降水的数量特 征，并用以预报未来降水数量变化趋势，将降水强 度划分为若干等级： 2. 降水的日变化 一天内的降水变化，在很大程度 受地方条件限制，可大致分为两个类型： （1） 大陆型 特点是一天有两个最大值，分别出 现在午后和清晨；两个最小值，分别出现在夜间 和午前。 （2） 海洋型 特点是一天只有一个最大值，出现 在清晨，最