第一节大气的组成和热能1

1、第三章第三章 大气和气候大气和气候第一节第一节 大气的组成和热能大气的组成和热能第二节第二节 大气水分和降水大气水分和降水第三节第三节 大气运动和天气系统大气运动和天气系统第四节第四节 气候的形成气候的形成第五节第五节 气候变化气候变化主主 要要 内内 容容大气：连续包围地球的气态物质称为大气。大气：连续包围地球的气态物质称为大气。第一节第一节 大气的组成和热能大气的组成和热能一一 大气的成分大气的成分 地球大气是多种物质的地球大气是多种物质的混合物混合物，由干洁，由干洁空气、水汽、悬浮尘粒及杂质组成。在距地表空气、水汽、悬浮尘粒及杂质组成。在距地表85km以下的各种气体成分中，一般可分为两以

2、下的各种气体成分中，一般可分为两类。一类称为定常成分；另一类称可变成分。类。一类称为定常成分；另一类称可变成分。 （一）干洁空气（一）干洁空气1 1、概念：大气中除了水汽和固体杂质外的整个混合气体，、概念：大气中除了水汽和固体杂质外的整个混合气体，主要集中在从地面到主要集中在从地面到9090公里处。公里处。2 2、主要成分：、主要成分：N N2 2、O O2 2、ArAr，三者占整个干洁空气容积量，三者占整个干洁空气容积量的的99.97%99.97%，占质量的，占质量的99.95%99.95%。其中。其中N N2 2占容积的占容积的78%78%，O O2 2占容积的占容积的20.95%20.9

3、5%， ArAr占容积的占容积的 0.93%0.93%。除二氧化碳外。除二氧化碳外臭氧、氢、氖、氦、氪、氙等稀有气体含量不到空气臭氧、氢、氖、氦、氪、氙等稀有气体含量不到空气容积的容积的0.01%0.01%。3 3、观测结果显示，、观测结果显示，85km85km以下大气运动和分子扩散的结果以下大气运动和分子扩散的结果使干空气充分混合，干洁大气各成分的比例得以维持使干空气充分混合，干洁大气各成分的比例得以维持常定。因此将常定。因此将85km85km以下的干空气当做一种相对分子质以下的干空气当做一种相对分子质量为量为28.96428.964的单一气体处理。的单一气体处理。干洁空气成分及其性质干洁空

4、气成分及其性质大大气气组组 成成 氮和氧氮和氧二氧化碳二氧化碳臭氧臭氧（二）水（二）水 汽汽大气中的水蒸气大气中的水蒸气降水降水陆面或洋面水汽的蒸发陆面或洋面水汽的蒸发水汽的来源和去向水汽的来源和去向大气中水汽平均每年更替约大气中水汽平均每年更替约3232次次, ,即即11d11d循环一次；循环一次；通常水汽含量主要集中在距地面通常水汽含量主要集中在距地面3km3km范围内，其含范围内，其含量不仅随时间和地点变化，而且与大气环流、海陆量不仅随时间和地点变化，而且与大气环流、海陆分布密切相关；分布密切相关；水汽是大气中唯一能发生相变的成分，水汽能强烈水汽是大气中唯一能发生相变的成分，水汽能强烈吸

5、收和放出长波辐射能，在相变过程中还能释放和吸收和放出长波辐射能，在相变过程中还能释放和吸收热量。吸收热量。（三）（三） 固、液体杂质固、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。成的水滴和冰晶外，主要是大气尘埃和其他杂质。 气溶胶粒子主要来源有自然源和人工源两种，自然源包括火山灰、气溶胶粒子主要来源有自然源和人工源两种，自然源包括火山灰、宇宙尘埃、陨石灰烬、植物花粉孢子、岩石风化后的粉尘、森林着火宇宙尘埃、陨石灰烬、植物花粉孢子、岩石风化后的粉尘、森林着火后的灰烬、海

6、水溅沫蒸发后残留在空中的盐粒等。后的灰烬、海水溅沫蒸发后残留在空中的盐粒等。 近地面大气层气溶胶粒子的浓度，一般陆地大于海洋，城市大于农近地面大气层气溶胶粒子的浓度，一般陆地大于海洋，城市大于农村，时间上，夜间悬浮的粒子多于白天，冬季多于夏季村，时间上，夜间悬浮的粒子多于白天，冬季多于夏季 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。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。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，都有可能破它对太阳辐射

7、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。坏地球的辐射平衡。霾霾空气中的灰尘、硫酸、硝酸、有机碳氢化合物等粒子也能使大气混浊空气中的灰尘、硫酸、硝酸、有机碳氢化合物等粒子也能使大气混浊，视野模糊并导致能见度恶化，如果水平能见度小于，视野模糊并导致能见度恶化，如果水平能见度小于1000010000米时，将这米时，将这种非水成物组成的气溶胶系统造成的视程障碍称为种非水成物组成的气溶胶系统造成的视程障碍称为霾霾(Haze)(Haze)或灰霾或灰霾（Dust-hazeDust-haze），），香港天文台称香港天文台称烟霞烟霞(Haze)(Haze)。一般。一般相对湿度小于相对湿

8、度小于80%80%时的时的大气混浊视野模糊导致的能见度恶化是大气混浊视野模糊导致的能见度恶化是霾霾造成的，相对湿度大于造成的，相对湿度大于90%90%时时的大气混浊视野模糊导致的能见度恶化是的大气混浊视野模糊导致的能见度恶化是雾雾造成的，相对湿度介于造成的，相对湿度介于80-80-90%90%之间时的大气混浊视野模糊导致的能见度恶化是霾和雾的混合物共之间时的大气混浊视野模糊导致的能见度恶化是霾和雾的混合物共同造成的，但其主要成分是霾。同造成的，但其主要成分是霾。霾的厚度比较厚，可达霾的厚度比较厚，可达1 13 3公里左右公里左右。由于灰尘、硫酸、硝酸等粒子组成的霾，其散射波长较长的光比较。由于

9、灰尘、硫酸、硝酸等粒子组成的霾，其散射波长较长的光比较多，因而霾看起来呈多，因而霾看起来呈黄色或橙灰色。黄色或橙灰色。霾的形成因素霾的形成因素霾作为一种自然现象，其形成有霾作为一种自然现象，其形成有三三方面因素。方面因素。一是水平方向静风现象的增多。城市高楼聚集，增大了地面摩擦系数，一是水平方向静风现象的增多。城市高楼聚集，增大了地面摩擦系数，使风流经城区时明显减弱。静风现象增多，不利于大气污染物向城区外使风流经城区时明显减弱。静风现象增多，不利于大气污染物向城区外围扩展稀释，并容易在城区内积累高浓度污染。围扩展稀释，并容易在城区内积累高浓度污染。二是垂直方向的逆温现象。逆温层导致污染物的停留

10、。二是垂直方向的逆温现象。逆温层导致污染物的停留。 三是悬浮颗粒物的增加。近些年来随着工业的发展，机动车辆的增多，三是悬浮颗粒物的增加。近些年来随着工业的发展，机动车辆的增多，污染物排放和城市悬浮物大量增加，直接导致了能见度降低，使得整个污染物排放和城市悬浮物大量增加，直接导致了能见度降低，使得整个城市看起来灰蒙蒙一片。城市看起来灰蒙蒙一片。灰霾粒子的尺度比较小，从灰霾粒子的尺度比较小，从0.001微米到微米到10微米，平均直径大约在微米，平均直径大约在12微米左右，肉眼看不到空中飘浮的颗粒物。微米左右，肉眼看不到空中飘浮的颗粒物。 大气质量大气质量 1. 大气的高度大气的高度 大气的上界，通

11、常有以下两种分法：大气的上界，通常有以下两种分法： 物理上界：有极光出现的最大高度物理上界：有极光出现的最大高度1200km 极光：在南北半球高纬地带天空常出现的彩色光幕。极光：在南北半球高纬地带天空常出现的彩色光幕。密度上界：空气质点：密度上界：空气质点：1个个/cm3 电子浓度：电子浓度：102103个个/cm3 20003000km二、大气的结构二、大气的结构 (Atmospheric structure) 2. 大气质量大气质量 假定大气质量均一，高度为假定大气质量均一，高度为8000米，则大气柱质量为：米，则大气柱质量为： m0=p0H=1.225x103x8x105=1013.3g

12、/cm2 大气密度随高度按指数规律减少，因而大气质量也大气密度随高度按指数规律减少，因而大气质量也按指数规律减少。由海平面至按指数规律减少。由海平面至5.5km高度的大气中含高度的大气中含有大气总质量的有大气总质量的50%，至，至8km含有含有63%，至，至36km含有含有99%（二）大气压强（二）大气压强 1.气压气压 1）定义：）定义：从观测高度到大气上界单位面积上（横截面积从观测高度到大气上界单位面积上（横截面积1cm2）铅直空气柱的重量为大气压强，简称气压。）铅直空气柱的重量为大气压强，简称气压。 水银气压表和空盒气压计两种水银气压表和空盒气压计两种 帕斯卡（帕斯卡（Pa），百帕（），

13、百帕（hPa） 气象学把温度为气象学把温度为0、纬度为、纬度为45的海平面气压作为标的海平面气压作为标准大气压，称为准大气压，称为1个大气压，相当于个大气压，相当于1013.25hPa 2、气压随时间的变化、气压随时间的变化 大气具有流动性和连续性，因此气压变化的实质就是大气具有流动性和连续性，因此气压变化的实质就是空气柱内空气质量的增多或减少空气柱内空气质量的增多或减少。影响空气运动的因素：影响空气运动的因素： 1、热力因素：、热力因素： 温度高，空气受热膨胀，空气密度变小，空气发生辐散现象，气压下降温度高，空气受热膨胀，空气密度变小，空气发生辐散现象，气压下降 温度低，空气冷却收缩，空气密

14、度变大，空气发生辐合现象，气压升高温度低，空气冷却收缩，空气密度变大，空气发生辐合现象，气压升高2、动力因素：、动力因素：水平气流的辐合和辐散水平气流的辐合和辐散辐合：空气聚积，且前面的运动速度小于后面的运动速度，产生空气的堆辐合：空气聚积，且前面的运动速度小于后面的运动速度，产生空气的堆 积，导致气压上升。积，导致气压上升。辐散：背离。且前面的运动速度大于后面的运动速度，产生空气的扩散，辐散：背离。且前面的运动速度大于后面的运动速度，产生空气的扩散， 导致空气的气压下降。导致空气的气压下降。总体上看，高空的辐合、辐散量大于低空的辐合、辐散量。总体上看，高空的辐合、辐散量大于低空的辐合、辐散量

15、。空气密度：空气密度：移来的气团密度大，空气质量增多，气压上升（如冷空气南下）移来的气团密度大，空气质量增多，气压上升（如冷空气南下）移来的气团密度小，空气质量减少，气压下降（如暖空气北上）移来的气团密度小，空气质量减少，气压下降（如暖空气北上）空气的垂直运动空气的垂直运动a：无运动，空气质量不变，则：无运动，空气质量不变，则Pa不变不变b：有下沉运动，上层空气质量减少，：有下沉运动，上层空气质量减少，Pb变小变小c：有上升运动，上层空气质量增多，：有上升运动，上层空气质量增多，Pc变大变大气压的变化：气压的变化：1）、气压的日变化：一天中有两个高值，两个低值。）、气压的日变化：一天中有两个高

16、值，两个低值。2）、气压的年变化：陆地上：最大在冬季，最小在夏季）、气压的年变化：陆地上：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，最小在冬季高原上：最大在夏季，最小在冬季 3）、还有非周期性变化。）、还有非周期性变化。3、气压的垂直分布、气压的垂直分布 由于大气质量的由于大气质量的3/43/4集中于大气的低层，因此气集中于大气的低层，因此气压与高度是成反比，即随着高度的升高，气压是逐压与高度是成反比，即随着高度的升高，气压是逐渐降低的。但由于空气质量分布不均，气压随着高渐降低的。但由于空气质量分布不均，气压随着高度减小的快慢程度

17、不一。度减小的快慢程度不一。 静力学方程：静力学方程： 大气静力平衡状态，垂直受力为零：大气静力平衡状态，垂直受力为零：dp=-gdzdp=-gdz意义：负号：表示气压随着高度是降低的意义：负号：表示气压随着高度是降低的 因重力加速度变化小，因此气压在垂直方向上减小因重力加速度变化小，因此气压在垂直方向上减小的快慢程度主要决定于空气密度，低层空气密度大，的快慢程度主要决定于空气密度，低层空气密度大，气压随高度降的快；高层空气密度小，气压随高度降气压随高度降的快；高层空气密度小，气压随高度降的慢的慢条件：大气是静止的，无水平和垂直运动。条件：大气是静止的，无水平和垂直运动。单位高度气压差：单位高

18、度气压差：每改变一个单位高度时气压的变化量每改变一个单位高度时气压的变化量 单位：单位：mb/100m、hpa/100m 公式：公式：Gz=-dp/dz=-(-gdz)/dz=g 意义：意义：Gz愈大，气压随高度降得愈快。愈大，气压随高度降得愈快。单位气压高度差单位气压高度差：气压每改变气压每改变1mb所需要上升或下降的高度所需要上升或下降的高度 单位：单位：m/mb、m/hpa 公式：公式：h=-dz/dpdz/ -gdz=1/g 意义：单位气压高度差与空气密度成反比；意义：单位气压高度差与空气密度成反比；低层空气密度大，单位气压高度差小，气压随高度降的快；低层空气密度大，单位气压高度差小，

19、气压随高度降的快；高层空气密度小，单位气压高度差大，气压随高度降的慢。高层空气密度小，单位气压高度差大，气压随高度降的慢。气压随高度的实际变化与气温和气压条件有关气压随高度的实际变化与气温和气压条件有关，a、在气压相同的条件下，气柱温度愈高，单、在气压相同的条件下，气柱温度愈高，单位气压高度差愈大，气压垂直梯度愈小，即暖位气压高度差愈大，气压垂直梯度愈小，即暖区气压垂直梯度比冷区小；区气压垂直梯度比冷区小；b、在相同气温下，、在相同气温下，气压愈高，单位气压高度差愈小，气压垂直梯气压愈高，单位气压高度差愈小，气压垂直梯度愈大。暖区地面低压，高空高压，冷区地面度愈大。暖区地面低压，高空高压，冷区

20、地面高压，高空低压高压，高空低压气压梯度气压梯度是一个既有大小，又有方向的向量，它的方向垂直于气压梯度是一个既有大小，又有方向的向量，它的方向垂直于等压线，由高压指向低压，其大小等于沿这个方向上单位距离等压线，由高压指向低压，其大小等于沿这个方向上单位距离内气压的改变量，用内气压的改变量，用-P/ 来表示。来表示。 为两等压面之为两等压面之间的垂直距离，间的垂直距离， P为相应的气压改变量。为相应的气压改变量。气压梯度可以分解为在水平方向、垂直方向上的气压梯度可以分解为在水平方向、垂直方向上的2个分量，水个分量，水平气压梯度是空间气压梯度在水平方向上的分量，用平气压梯度是空间气压梯度在水平方向

21、上的分量，用-P/ n来表示，垂直气压梯度用来表示，垂直气压梯度用-P/ Z来表示实质上就是单来表示实质上就是单位高度气压差。位高度气压差。水平气压梯度的单位是百帕水平气压梯度的单位是百帕/赤道度。赤道度。1赤道度等于在赤道上，赤道度等于在赤道上，经度相差经度相差1度时的纬圈长度，其值约为度时的纬圈长度，其值约为111千米。水平气压梯千米。水平气压梯度数值很小，但它在空气的水平运动中作用巨大，可引起大规度数值很小，但它在空气的水平运动中作用巨大，可引起大规模运动，它的大小反映在水平气压场中就是一个等压线疏密的模运动，它的大小反映在水平气压场中就是一个等压线疏密的问题。垂直气压梯度很大，故可把空

22、间气压场看作是水平的。问题。垂直气压梯度很大，故可把空间气压场看作是水平的。等压面与等高面的对应关系：等压面与等高面的对应关系： 1013百帕百帕-0高度（海平面）高度（海平面）850百帕百帕-1500米米700百帕百帕-3000米米500百帕百帕-5500米米300百帕百帕-9000米米100百帕百帕-16000米米 气压的空间分布叫气压场。三度空间的气压的空间分布叫气压场。三度空间的气压场叫空间气压场，某一水平面上的气气压场叫空间气压场，某一水平面上的气压场叫水平气压场。气压场形式的变化可压场叫水平气压场。气压场形式的变化可引起天气的变化。引起天气的变化。表示方法图示法图示法 等高面上画等

23、压线：等高面、等压线等高面上画等压线：等高面、等压线等压面等压面 空间气压相等的各点所组成的曲面叫等压面。由于空间气压相等的各点所组成的曲面叫等压面。由于在同一高度上各点的气压值并不完全相同，所以等压面在同一高度上各点的气压值并不完全相同，所以等压面并不是一个平面，而是象地形一样是一个曲面。在这个并不是一个平面，而是象地形一样是一个曲面。在这个曲面上，向上突出的地方表示在同一高度上其气压值比曲面上，向上突出的地方表示在同一高度上其气压值比四周高，凹下的地方表示在同一高度上其气压值比四周四周高，凹下的地方表示在同一高度上其气压值比四周低。低。 既然等压面不是一个平面，那么它一定能与等高面既然等压

24、面不是一个平面，那么它一定能与等高面相交，其交线就是等高面上的等压线。相交，其交线就是等高面上的等压线。气压场的基本型式气压场的基本型式 （一）低气压（一）低气压简称低压，是由闭合等压线构成的低气压区。气压值由中心向外逐简称低压，是由闭合等压线构成的低气压区。气压值由中心向外逐渐增高。空间等压面向下凹陷，形如盆地。渐增高。空间等压面向下凹陷，形如盆地。（二）低压槽（二）低压槽简称槽，是低气压延伸出来的狭长区域。在低压槽中，各等压线弯简称槽，是低气压延伸出来的狭长区域。在低压槽中，各等压线弯曲最大处的连线称槽线。气压值沿槽线向两边递增。槽附近的空间曲最大处的连线称槽线。气压值沿槽线向两边递增。槽

25、附近的空间等压面类似地形中狭长的山谷，呈下凹形。等压面类似地形中狭长的山谷，呈下凹形。 （三）高气压（三）高气压简称高压，由闭合等压线构成，中心气压高，向四周逐渐降低，空简称高压，由闭合等压线构成，中心气压高，向四周逐渐降低，空间等压面类似山丘，呈上凸状，间等压面类似山丘，呈上凸状，（四）高压脊（四）高压脊简称脊，是由高压延伸出来的狭长区域，在脊中各等压线弯曲最大简称脊，是由高压延伸出来的狭长区域，在脊中各等压线弯曲最大处的连线叫脊线，其气压值沿脊线向两边递减，脊附近空间等压面处的连线叫脊线，其气压值沿脊线向两边递减，脊附近空间等压面类似地形中狭长山脊。类似地形中狭长山脊。 （五）鞍形气压场（

26、五）鞍形气压场简称鞍，是两个高压和两个低压交错分布的中间区域。鞍形区空间简称鞍，是两个高压和两个低压交错分布的中间区域。鞍形区空间的等压面形似马鞍。的等压面形似马鞍。 （三）大气的分层结构（三）大气的分层结构 由于地球引力作用，大气由于地球引力作用，大气密度随高度的增加逐渐减小，密度随高度的增加逐渐减小，到大气上界，逐渐过渡为星际到大气上界，逐渐过渡为星际气体密度。气体密度。 从地面到高空，不仅大气从地面到高空，不仅大气的密度、成分不同，大气的温的密度、成分不同，大气的温度也存在着明显的变化。可以度也存在着明显的变化。可以这么认为：地球大气在垂直方这么认为：地球大气在垂直方向上形成三个相对的暖

27、层和两向上形成三个相对的暖层和两个相对的冷层。个相对的冷层。 世界气象组织（世界气象组织（WMOWMO）根）根据气温从地面到高空垂直方向据气温从地面到高空垂直方向的分布，将整个大气分成对流的分布，将整个大气分成对流层、平流层以及中间层、暖层层、平流层以及中间层、暖层和散逸层和散逸层。 按照分子组成，大气可分为两个大层次，即按照分子组成，大气可分为两个大层次，即均质均质层层和和非均质层非均质层。均质层为从地表至。均质层为从地表至85km高度的大高度的大气层，除水汽有较大变动外，其他组成较均一。气层，除水汽有较大变动外，其他组成较均一。 根据大气中的温度、水汽、成分、及大气垂直运根据大气中的温度、

28、水汽、成分、及大气垂直运动等情况，一般将大气分为五层。动等情况，一般将大气分为五层。1）. 对流层（对流层（Troposphere） 厚度从赤道向两极减少，低纬：厚度从赤道向两极减少，低纬：15-18 ；中纬：；中纬：10-12 ；高纬：；高纬：8-9 。 特征特征： 气温随高度升高而降低；气温随高度升高而降低； =0.65/100m 垂直对流运动垂直对流运动 对流层集中了约对流层集中了约75%的的 大气质量和大气质量和90%以上的水汽以上的水汽云、雾、雨、雪等主要天气现象云、雾、雨、雪等主要天气现象在对流层内，按气流和天气现象分布特点又可分为三层。在对流层内，按气流和天气现象分布特点又可分为

29、三层。 下层：又称摩擦层或扰动层。它的范围自地面到下层：又称摩擦层或扰动层。它的范围自地面到2km高度。下层受高度。下层受地面强烈影响摩擦作用、湍流交换十分明显，各气象要素具有明显地面强烈影响摩擦作用、湍流交换十分明显，各气象要素具有明显的日变化。由于本层的水汽、尘粒含量多，因而低云、雾、霾、浮的日变化。由于本层的水汽、尘粒含量多，因而低云、雾、霾、浮尘等出现频繁。尘等出现频繁。 中层：从摩擦层顶到中层：从摩擦层顶到6km左右高度。这一层受地表影响较小，气流左右高度。这一层受地表影响较小，气流的状况基本上可以表征整个对流层空气运动的趋势。大气中的云和的状况基本上可以表征整个对流层空气运动的趋势

30、。大气中的云和降水现象大都产生在这一层。降水现象大都产生在这一层。 上层：从上层：从6km高度到对流层顶。由于这一层离地面更远，受地表影高度到对流层顶。由于这一层离地面更远，受地表影响更小，水汽含量极少，气温常在响更小，水汽含量极少，气温常在0以下，各种云多由冰晶和过冷以下，各种云多由冰晶和过冷水滴组成。在中、低纬度地区上层，常有风速水滴组成。在中、低纬度地区上层，常有风速30m/s的强风带出的强风带出现。现。2） 平流层（平流层（Stratosphere） 从对流层顶到从对流层顶到55km左右的大气层气流稳定左右的大气层气流稳定温度随高度升高而增加温度随高度升高而增加 在平流层内，随着高度的

31、增高，气温最初保持不变或微有上升，自在平流层内，随着高度的增高，气温最初保持不变或微有上升，自25km以上气温随高度增加而明显上升，到平流层顶可达以上气温随高度增加而明显上升，到平流层顶可达-3左右左右，平流层这种气温分布的特征，主要是臭氧对太阳紫外线的强烈吸，平流层这种气温分布的特征，主要是臭氧对太阳紫外线的强烈吸收。虽然收。虽然25km以上臭氧的含量已逐渐减少，但紫外辐射的强度随以上臭氧的含量已逐渐减少，但紫外辐射的强度随高度逐渐增强，而空气密度随高度升高又迅速减小，致使高层吸收高度逐渐增强，而空气密度随高度升高又迅速减小，致使高层吸收的有限辐射可以产生较大的温度增量。的有限辐射可以产生较

32、大的温度增量。没有强烈的对流运动没有强烈的对流运动水汽、尘埃含量很少水汽、尘埃含量很少 平流层远离地面，加之有逆温层存在，空气无对流运动，水汽、尘平流层远离地面，加之有逆温层存在，空气无对流运动，水汽、尘埃很少，使得平流层天气晴朗，大气透明程度好。但有时在埃很少，使得平流层天气晴朗，大气透明程度好。但有时在20-30km处可看到贝母云，它常出现在冬季极区。处可看到贝母云，它常出现在冬季极区。3） 中间层（中间层（Mesosophere)从平流层顶到从平流层顶到85km高度的气层，亦成为高空对流层高度的气层，亦成为高空对流层气温随高度增加迅速降低：气温随高度增加迅速降低： 顶界温度可降至顶界温度

33、可降至-83 -113，几乎成为大气层中的最低温。其原，几乎成为大气层中的最低温。其原因是这里没有臭氧吸收太阳紫外辐射，而氮和氧等气体所能吸收的波因是这里没有臭氧吸收太阳紫外辐射，而氮和氧等气体所能吸收的波长更短的太阳辐射又大部分被更上层的大气吸收了。因此，这里的气长更短的太阳辐射又大部分被更上层的大气吸收了。因此，这里的气温随高度是递减的。温随高度是递减的。有相当强烈的垂直运动：有相当强烈的垂直运动： 这种下暖上凉的气温垂直分布，有利于导致空气的垂直运动，又称这种下暖上凉的气温垂直分布，有利于导致空气的垂直运动，又称“高空对流层高空对流层”。该层的。该层的80-90km高度上有一个只在白天出

34、现的电离层高度上有一个只在白天出现的电离层，叫做，叫做D层。层。4) 暖层（暖层（Thermosphere） 中间层顶至中间层顶至800km高度的气层，亦称为电离层。高度的气层，亦称为电离层。温度随高度增加迅速上升：温度随高度增加迅速上升： 据探测，在据探测，在300km高度上，气温可达高度上，气温可达1000以上，这是因为所以上，这是因为所有波长有波长0.175m的紫外线辐射，都被该层中的大气物质所吸的紫外线辐射，都被该层中的大气物质所吸收的缘故。收的缘故。空气处于高度电离状态：空气处于高度电离状态： 因而这层也称为电离层。由于空气密度极少，暖层中的因而这层也称为电离层。由于空气密度极少，暖

35、层中的N2、O2、O等气体成分在强烈的太阳紫外线和宇宙射线的作用下，处于等气体成分在强烈的太阳紫外线和宇宙射线的作用下，处于高度电离状态。即高度电离状态。即E层和层和F层。它们都能反射无线电波，对无线电层。它们都能反射无线电波，对无线电通讯具有重要意义。通讯具有重要意义。5) 散逸层散逸层(Exosphere) 暖层顶以上的大气称为逸散层，是地球大气与星际空暖层顶以上的大气称为逸散层，是地球大气与星际空间的过渡区域，无明显的边界间的过渡区域，无明显的边界 空气极其稀薄空气极其稀薄 温度随高度升高温度随高度升高（四）（四） 标准大气标准大气 人们根据高空探测数据和理论，规定了一人们根据高空探测数

36、据和理论，规定了一种特性随高度平均分布的大气模式，称为种特性随高度平均分布的大气模式，称为“标标准大气准大气”或或“参考大气参考大气”。标准大气标准大气世界气象组织规定标准大气条件世界气象组织规定标准大气条件1）干洁空气，且成分比例不随高度变化）干洁空气，且成分比例不随高度变化2）海平面气温为）海平面气温为15，海平面气压为，海平面气压为1013.25hPa，海平面空气密度为海平面空气密度为1.225Kg/m33)对流层顶高对流层顶高11Km4）对流层内的气温直减率）对流层内的气温直减率0.65/100m0.65/100m，平流层，平流层内的内的0 0，温度恒为，温度恒为-56.5-56.5三

37、三 大气的热能大气的热能 地球气候系统的能源主要是太阳辐射，它从根本决地球气候系统的能源主要是太阳辐射，它从根本决定地球、定地球、 大气的热状况，从而支配其他的能量传输过程。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。辐射平衡。 太阳辐射（太阳辐射（Solar Radiation） 表示太阳辐射强弱的物理量，即单位时间内垂直投表示太阳辐射强弱的物理量，即单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射

38、能，称为射在单位面积上的太阳辐射能，称为太阳辐射强度太阳辐射强度 在日地平均距离上，大气顶界垂直于太阳光线的单位在日地平均距离上，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，称为面积上每分钟接受的太阳辐射，称为太阳常数太阳常数 通过大气对太阳辐射的通过大气对太阳辐射的吸收吸收、散射散射、反射反射等作用，使等作用，使到达地球表面的太阳辐射较之大气上界的太阳辐射有不到达地球表面的太阳辐射较之大气上界的太阳辐射有不同程度的削弱同程度的削弱 太阳辐射总量太阳辐射总量有日变化和年变化，纬度变化；经大气有日变化和年变化，纬度变化；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，削弱后到达

39、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，两二是经大气散射后到达地面的部分，称为散射辐射，两者之和为太阳辐射总量。者之和为太阳辐射总量。 不同性质和状态的地面对太阳辐射的不同性质和状态的地面对太阳辐射的反射率反射率不同不同50%43%7%不同性质地面对太阳的反射率不同性质地面对太阳的反射率/%（h为太阳高度角）为太阳高度角） 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。大气获得能量的具体结构为：太阳辐射，并经潜热和感热转化供给大气。大气获得

40、能量的具体结构为：1、对太阳辐射的直接吸收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、水汽大气中吸收太阳辐射的物质主要是臭氧、水汽和液态水。对对流层而言，太阳辐射不是主要的直接热源。和液态水。对对流层而言，太阳辐射不是主要的直接热源。2、对地面辐射的吸收对地面辐射的吸收 地表吸收了到达大气上界太阳辐射能的地表吸收了到达大气上界太阳辐射能的50，变成，变成热能，温度升高，而后以大于热能，温度升高，而后以大于3 m的长波（红外）向外辐射。这种辐射的长波（红外）向外辐射。这种辐射能量能量7595被大气吸收，地面是大气的第二热源。被大气吸收，地面是大气的第二热源。3、潜热输送潜热输送 海

41、面和陆面的水分蒸发使地面热量得以输送到大气层中。一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。地面不久又被蒸发，这个过程交替进行。 大气依靠水汽的凝结释放潜热大气依靠水汽的凝结释放潜热而得到能量。而得到能量。4、感热输送感热输送 陆面陆面 、水面温度与低层大气温度不等，地表与大气之间便由、水面温度与低层大气温度不等，地表与大气之间便由感热交换而产生能量输送。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，称为大气获

42、得热能后依据本身温度向外辐射，称为大气辐射大气辐射。其中一部分。其中一部分外逸到宇宙空间一部分向下投向地面，即为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。大气逆辐射的。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，通常称为温暖程度。这种保温作用，通常称为“温室效应温室效应”据计算，如果没有大据计算，如果没有大气，地面平均温度将是气，地面平均温度将是18oC，而不是现在的，而不是现在的150C。（二）（二） 大气能量及其保温效应大气能量及其保温效应 （三）（三） 地

43、气系统的辐射平衡地气系统的辐射平衡 地气系统内部，地面与大气不断以辐射和热量输送形式交换能地气系统内部，地面与大气不断以辐射和热量输送形式交换能量，在某一时段内物体能量收支的差值，称为量，在某一时段内物体能量收支的差值，称为辐射平衡或辐射差额辐射平衡或辐射差额，在北半球在北半球30N以南的差额为正值，以北为负值，因此低纬度多余的以南的差额为正值，以北为负值，因此低纬度多余的能量以大气环流和洋流形式输往高纬度地区能量以大气环流和洋流形式输往高纬度地区 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，北半球夏季辐射平小时。在一年内，北半球夏季辐射平衡因太阳辐射增多而加大；冬季则相反，甚至出现负值。纬度高，辐衡因太阳辐射增多而加大；冬季则相反，甚至出现负值。纬度高，辐射平衡保持正值的月份愈少。射平衡保持正值的月份愈少。 宜昌宜昌（30042N）圣彼得堡圣彼得堡（59056N）太平港太平港（89019N）不同纬度辐射差额的变化不同纬度辐射差额的变化太阳辐射太阳辐射全全球球辐辐射射