干洁空气氧氮大气中氧一切生命所必须动物植物都要自然地理学

2012自然地理2012自然地理（第十回第三大气与气大气的组成和热大气水分和降大气运动和天气系气候的形气候变-大气圈（atmosphere）是地球最外部的一-大气圈（atmosphere）是地球最外部的一个层。大气是人类和生物赖以生存必不可少的物条件，也是使地表保持恒温和水分的保护层，时也是促进地表形态变化的重要动力和-地球的大气，质量约万亿吨，约占地球质量的百万分之一-的90%地表15km -2000km高度以上，大气极其稀薄，逐渐向星空间过渡，无明显上界第一第一节气的物质组成1干洁空气（dryand1干洁空气（dryandclear通常把除水汽、液体和固体杂质外的整个混合气称为干洁空主要组份：氮、氧（占大气的99%左右）微量组份：二氧化碳（）、氖（Ne）、（He）、臭氧（O3）、甲烷（CH4）、各类氧化物等（99.97%）等-85㎞以下干洁空气的成分可以说是本恒定的，因此，可以将85㎞以下水气悬浮颗粒水气悬浮颗粒4.定常成份、可变成份和不定成定常成份各成分之间大致保持固定比氮+氧+=氖、氦、氪、可变成份CO2、O3、不定成份尘埃、硫化氢、氮氧化物、硫氧化物1干洁空（1）氧和1干洁空（1）氧和氧大气中的氧是一切生命所必须的，动物和植物行呼吸，都要在氧化作用中得到热能以维持生命要氮生物体的基本成分；大量的氮可以冲淡氧，使氧化6（2）二氧化（2）二氧化二氧化碳主要由有机质燃料、腐烂和生物呼吸过程生。只占整个大气容积的0.03%多集中于20㎞高度以下能强烈吸收地表长波辐射，致使从地表辐射的热量易散失到太空中。产生温室效应。低温时溶于水（酸雨，参与碳酸盐溶解于结晶）。7（3）臭其作用是可（3）臭其作用是可以强烈吸收太阳紫外辐射主要分布在10~40㎞处，极大值在20~25㎞处，为臭氧层人们大量使用的氮肥和作为制冷剂的氟利昂所成的污染，能使平流层的臭氧层遭到破坏，臭层的破坏可能引起一系列不利于人类的气因而成为目前的一个研究热点效应82、水作用-水汽可以2、水作用-水汽可以强烈吸收和放出长波辐射，因而可以影地表的热量平衡-在大气温度变化的范围内，可以凝结成水滴，成致雨，成为淡水的主要来源-水的相变和水分循环把大气圈、海洋、陆地和生圈紧密地联系起来92、水来源：大气中的水汽2、水来源：大气中的水汽主要来源于水面蒸发和植物蒸时间变化：一般是夏季多于冬季空间变化1)垂直变化：高2)水平变化：纬度离海洋距verticalstructure）一、概大气低一、概大气低层密度大于高层5.5km50％（大气总质量8.0km63（大气总质量36km99（大气总质量36-1000km<1％（大气总质量2000~3000km，这个高度可以大致地看作是地球大气的上界13681368化，一般夏季较大，冬季较小二、大气的垂直结（1）对流对流层是地球大气中最低的一层，集中了整个气质量的3/4和几乎全部水汽，云、雾、雨、雪主要大气现象都出现在此层对流层有三个主要特征r0.65气温随高度增加而降垂直对流运动显气象要素水平分布不均HurricaneHurricane在飞机在飞机上俯瞰对流2.平流层2.平流层含多层臭氧层layers），吸收紫外线（氧较重，下沉到平流层中），占地球臭氧量（90%）臭氧吸收紫外线，使温度逐渐上升，底部-顶部（-3~17°C）（热源来自太阳的短波辐射；气流以水平方向运动为主，垂直运动十分缓慢，例如火山尘埃，可以在平流层下部停留多年，使全球气温降低；水气少、尘埃少、透明度高，很少气象现象发生中间层（mesosphere中间层（mesosphere）（高空对流层无臭氧，气温随高度增大而下降，顶部气温暖层（thermosphere）或暖层（thermosphere）或电离层占大气总质量0.5%，空气密度在底部只有海平上的百万分之一，上升到20km，减少到百亿分之一；氧、氦气等被分解，处于原子或离子状态散逸层（exosphere）(散逸层（exosphere）(外逸层900~3000km，空气极为稀薄，以氧、氦、氢主，人造卫星轨道处气体质点不断向宇宙空间扩散，地球上大部分气已经扩散到宇宙空间地球的外磁圈大气圈大气圈的主要层次及特三气-从观测高度到大气三气-从观测高度到大气上界单位面积上铅直空气柱重量为大气压强，简称气压-气压的测量单位是帕（Pa），气象学采用百，纬度为45°的海平面时当选定温度气压hPa，称为一个标准大气压1013hPa气压气压垂直梯第三大第三大气的热力状地球气候系统的能源主要是太阳辐射，它从根决定地球、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能量交换和其他地－气系统的辐射平一、太阳、大气一、太阳、大气和地面的辐（一）太阳辐1、大气上界的太阳辐短波辐射和长波辐射：太阳辐射能主要是波长在µm的见光，约为总能量的50％。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一、太阳、大气和地面的辐一、太阳、大气和地面的辐（一）太阳辐1、大气上界的太阳辐太阳辐射光谱：太阳辐射中辐射能按波长的分布，称为太阳辐射谱太阳辐射强单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能太阳常在日地平均距离上，大气层顶界垂直于太阳光线的单面积上每分钟接受的太阳辐射。国际气象组织建议太阳常数1367W/m22、太阳辐射在大气中的2、太阳辐射在大气中的减弱过（１）大气对太阳辐射的吸大气对太阳辐射的吸收具有选择性，因而使穿过大气后太阳辐射光谱变得极不规则吸收作用主要削弱紫外和红外部分，对可见光影响较小辐射的减弱作用不大也就是说，大气直接吸收的太阳辐射并不多，特别对于对流层大气来讲，太阳辐射并不是主要的直接热源2、太阳2、太阳辐射在大气中的减弱过（2）大气对太阳辐射的散太阳辐射通过大气，遇到空气分子、尘粒、云滴等质点时，都发生散射。散射并不像吸收那样把辐射能变为热能，而只是改变辐射的方向。2、太阳辐射2、太阳辐射在大气中的减弱过（3）大气的云层和尘埃对太阳辐射的反大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中一部分能量反均反射率为，厚云可反射。地面的太阳辐射减弱了约一半3、到达地面的太3、到达地面的太阳辐（＋D总辐射的变1)时间日变化：值，午后逐渐减小。年变化：夏季总辐射最大，冬季最小2)空间低纬多，高纬少，最大值出现在20°N附近4、地面对太4、地面对太阳辐射的反反射率：地面反射部分占辐射量的百分比地面对太阳辐射的反射率决定于地面的性质和状态陆地表面对太阳辐射的反射率约为10%-30%总的来说水面的反射率比陆地反射率稍小-洁白的新雪反射率可达90—（二）大气能量来源及其（二）大气能量来源及其大气热能来源地面辐射的吸收——地面长波辐潜热输送——水分蒸发产感热输送——海陆面与大气热交-大气辐射大气逆辐-大气温室效应——全球地面平均15℃层地面温度-18℃，提高地面温度33℃（三）（三）地面的长波地面的辐射作用（长波辐射温室气体可以吸收长波辐射二、地-二、地-气系统的辐射平地面和大气在吸收太阳辐射的同地球表面所接收的太辐射平辐射平衡大气的保温效二、地-气系统的二、地-气系统的辐射平全球年平均辐射平衡为零，但局部地区却并非如此。低纬地能量盈余；高纬地区能量亏损；高纬地区亏损的部分由低纬地区盈余的部分补充，能量由低纬向高纬输送主要是依靠全球性的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，辐射平为正值，夜间为负值在一年内，北半球夏季辐射平衡因太阳辐射增多而加大；份愈少。三、气温的周期变化和分1三、气温的周期变化和分1气温的周期变（1）气温的日变特点：在一日内有一个最高值，一般出现在午后时左右；一个原因：大气主要吸收地面长波辐射而增温，白天地表吸收太阳辐能而增温，通过辐射、分子运动、湍流及对流运动和潜热输送等辐射而冷却，使大气温度也随之降低。因而引起气温的日变化。气温日较差：一天中气温的最高值与最低值之差，温日变化的程度大小反映气温日较差的变纬度变化气温日较差的变纬度变化：随纬度增加而减小，主要因为正午太阳高度角随度增加而减小。气温日较差：低纬平均12℃，中纬为8-纬3-4℃℃，季节变化：夏季大而冬季小，原因同上随地表性质的变化：陆地大于海洋、干旱地区大于湿润地区盆地和谷地大于山峰等凸出地形随天气的变化：晴天大于阴天三、气温的周期变三、气温的周期变化和分布特1气温的周期变（2）气温的年变在一年中月平均气温有一个最高和一个最低值。由于地面储存热量的原因，使气温最高和最低出现的时间，不是在太阳辐射最强和最弱的一天(北半球夏至和冬至)，也不是在太阳辐射最强和最弱一天所在的月份(北半球6陆地上落后较少、沿海落后较多、内陆落后较少。就北半球而言，内陆的气温以月为最高、月为最低。海洋上的气温以月为最高、2月为最低气温年较差：气温年较差：一年中月平均气温最高值和最低值之差气温年较差的变化纬度变化：随纬度的增高而增大。赤道约为1℃，中纬度为左右，高纬度达30℃以上℃下垫面性质：海洋上年较差小于陆地，沿海小于内陆。在一般况下，温带海洋上年较差为11℃，大陆上年较差可达20-60℃2气温的2气温的水平分世界1月海平面气温（摄氏度）的分世界7世界7月海平面气温（摄氏度）的分2气温的水平分2气温的水平分等温线分布总趋势大致与纬度平行同纬度夏季海面气温低于陆面，冬季反之洋流对海面气温的分布有很大的影；近赤道地区有一个高温带，称热赤道。热赤道平位于5-10ºN，夏季在20ºN左右3、气温的垂直分3、气温的垂直分对流层：平均而言，高度每升高100m气温下降约-随地点、季节、昼夜的不同而变在一定条件下，对流层中还会出现气温随高度增加而升的逆温现象。造成逆温的条件主要有（1）辐射逆（2）平流逆（3）下沉逆第四大气水分和降一第四大气水分和降一大气湿二蒸发与凝三水汽的凝结现四大气降一大气湿-湿度一大气湿-湿度的概大气从海洋、湖泊、河流以及潮湿土壤的蒸发或植的蒸腾作用中获得水分。水分进入大气后，通过分1.绝对湿绝对湿度humidity）——单位体积气中所含水蒸汽的质量（kg／m3）饱和空气（凝结成降水）（一定温度下）2．相对湿相对湿度humidity）是单位体积中汽压与饱和水汽压之比的百分3．露点温在气压一定时，使某体积空气中的水汽冷3．露点温在气压一定时，使某体积空气中的水汽冷却到饱表不同温度下的饱和水汽在气压不变下，露点温度愈低，说明该体积空气温度---0-水汽压和饱和水汽-水汽压和饱和水汽大气压力是大气中各中气体压力的总和。大气中汽所产生的那部分压力叫水汽压（e）水汽压随高度的变化而变化。水汽压随高度变化验公式空气中空气中水汽含量与温度关系密切。温度一定时，单位积空气容纳的水汽量有一定的限度，达到这个限度气呈饱和状态，称为饱和空气。饱和空气的水汽压，称为饱和水汽压（E），饱和水汽压随温度升高而增大。二蒸发与凝蒸发面上出现蒸发还二蒸发与凝蒸发面上出现蒸发还是凝结取决于实际水汽压与饱和水压的关系。当，出现蒸发；e<E，则出现凝结1、蒸发及其影响因影响蒸发的因◦◦◦蒸发面的温空气湿度和蒸发面的性影响蒸发速度诸因素中，通常温度是起决定作用的因素温度愈高，蒸发愈快；反之，愈慢。其次是风速，风速大，蒸发愈快；反之，愈慢（2）蒸发蒸（2）蒸发蒸发消耗的水量称为蒸发量，以蒸发失去的水层厚度mm）表示蒸发量的日变化和年变化：一般与气温变化一致。午蒸发量最大；日出前最小。夏季蒸发量大，冬季小蒸发量的空间变化：受气温、海陆、降水量、海拔高诸因素影响。纬度越低，气温越高，蒸发能力越强。在温度相同条件下，海洋上的蒸发量多于大陆，并有自沿海向大陆内部显著减少的趋势。降水量多的地方，蒸发量也大；反之，蒸发量小2凝结和凝结的条（1）2凝结和凝结的条（1）凝结：水由汽态转化为液态的过程，称为凝结（2）水汽凝结的条件：以水汽达到过饱和状态为前，还必须有凝结核–水汽开始凝结的核心（3）水汽达到过饱和状态的途增加空气中的水汽含量使空气温度降到露点温度或以下-大气的降温过-大气的降温过1)绝热冷却：任一气块与外界之间无热量交换时的态变化过程，叫绝热过程。在大气中，作垂直运动的气，其状态变化通常接近绝热过程时的温度降低值，称绝热垂直减温率简称绝热直减率。对于干空气和未饱和的湿空气来说，则称干绝热直减率γd，在干绝热过程中，气块每上升100M，温度约下降1℃注意绝热直减率与气温直减率是不同的。前者是气块身的降温率，后者是周围大气的温度随高度的分布情-大气的降温过辐射冷却：-大气的降温过辐射冷却：空气本身因向外放散热量产生冷却。辐射却过程一般较缓慢，水汽凝结量不多，只能形成露、霜雾等平流冷却：较暖的空气经过冷地面，暖空气温度降露点或以下时，就可能产生凝结混合冷却：温度相差较大，且接近饱和的两团空气合时产生的冷却（5）凝结三水汽的凝结现1地表三水汽的凝结现1地表面的凝结现（1）霜与日没后，地面及近地面层空气冷却，度降低。当气温降到露点一下时，水汽即凝附于地或地面物体上。如温度在℃以上，水汽凝结为液态，称为露；温度在℃以下，水汽凝结为固态，称为霜。霜常见于冬季，露见于其他季节，以夏季为最多雾淞和雨2大气中的凝结现雾雾是漂浮2大气中的凝结现雾雾是漂浮在近地面层的乳白色微小水滴或冰晶。根据不同因，雾可分为辐射雾、平流雾、蒸汽雾、上坡雾和锋面辐射雾：由地面辐射冷却使贴地气层变冷形成有利于辐射雾形成的条件是：空气中有充足的水汽；天气朗少云；风力微弱；大气层结稳定平流雾：由暖湿空气流经冷的下垫面而逐渐冷却形成形成平流雾的有利条件是：下垫面与暖湿空气温差较大；湿空气的湿度大；适宜的风向(由暖向冷)和风速；层结稳。（2）云是高空水气凝结现象（2）云是高空水气凝结现象云的形成条件：热力对流、动力抬升、地形抬升等云量：天空被云遮蔽的程度云量的分布赤道多云带：全年以上升气流为主，气温高，对流旺，水汽来源充足，平均却是云量为620-30°少云带：全年以下沉气流为主，空气干燥，均云量4，荒漠地区不足2中高纬多云带：气团、锋面活动频繁，高纬度地带还气温低，是全球高云量带。平均云量为6.5-7云的类云 云 符 云的类云 云 符 积雨 由水滴组成，云100 层积 平坦，垂直向上 中 高层 由水滴和冰晶组成 高积 可降水或变雨层云 高 由冰晶组成，一卷层 不产生降水卷积 包括淡积云、包括淡积云、浓积云和积雨云出现①积状常呈孤立分散状态，是由于空气对流上升，体积膨绝热冷却，使水汽发生凝结而形成的②层状云：由②层状云：由空气大规模的系统性上升运动而产生的均幕状云层成因：主要是锋面上的上升运动及暖湿空气沿地形界面升引起的特点：水平范围大分类：按形成高度可以分为雨层云、高层云、卷层云波状云是表面呈现波状波状云是表面呈现波状起伏或鱼鳞状的③波状层，包括卷积云、高积云、层积云和层云。通常因空密度不同、运动速度不同等的两个气层界面上产生波动而形成的。成因：通常由空气的密度及运动速度不同引起类：层积云、层云(低云)；高积云(中云)；卷分云(高云四大气降1降水的形四大气降1降水的形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。从雨滴到形成水需具备两个基本条件一：雨滴下降速度超过气流上升速度二：雨滴从云中降落到地面前不被完全蒸发云滴的凝结（凝华）云滴的凝结（凝华）增在云的发展阶段，云体当水滴和冰晶共存时，在温相同条件下，冰面水汽压小水面水汽压，水滴将不断蒸变小，而冰晶则不断凝华增图3-16云滴的凝结（凝华）这种过程称为冰晶效应(2)云滴的冲并(2)云滴的冲并增云滴大小不同，相具有不同的运动速碰撞合并成为更大云滴图3-17云滴的冲并增2、降水的类根据降水形成原2、降水的类根据降水形成原因（主要是气流上升特点），可分为四基本类型对流暖季空气湿度较大，近地面气层强烈受，引起对流而形成的降水称为对流雨。赤道全年以对流为主。我国西南夏季多对流雨地形暖湿空气前进途中遇到较高山地阻挡被抬升，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，且下沉增温，将发生焚风效应，降水很少，形成雨影。(3锋面两(3锋面两种物理性质不同的气团相遇，暖湿气沿交界面上升，绝热冷却，达到凝结高度便产生雨。温带地区锋面雨占主要地位(4台风台风是产生在热带海洋上的一种空气涡。台风中有大量暖空气上升，可产生强度极大的水3降水的时间变3降水的时间变降水强单位时间内的降水量，称为降水度。气象部门为确定一定时间内降水的数量特征，降水强降水强度划分标（2）降水的日变一天内（2）降水的日变一天内的降水变化，在很大程度受地方条件限制，大致分为两个类型①大陆特点是一天有两个最大值，分别出现午后和清晨；两个最小值，分别出现在夜间和午前②海洋特点是一天只有一个最大值，出现在清，最小值出现在午后降水的季节变降水降水的季节变降水季节变化因纬度，海陆位置、大气环流等因素影响不同。全球降水的年类型大致可分为以下几类①赤道型：全年多雨，其中有两个高值和两个低值时期00②热带型位于赤道型南北两侧。由于太阳在天顶的间不像在赤道上间隔相等，随纬度的增加，两段最多降量时间逐渐接近，至回归线附近合并为一个③副热带型副热带③副热带型副热带全年降水只有一个最高值，一最低值。大陆东岸降水量集中于夏季（季风型），陆西岸则冬季多雨（地中海型）④温带及高纬型内陆及东海岸以夏季对流雨为主西海岸则以秋冬气旋雨为主（4）降水变率（4）降水变率表征某一地区降水的变化程度的降水变Cv就是各年降水量的距平数与多年平均降水量之比的百数。其公式式中，平均数为某地多年平均降水量；距平数为当年降水与平均数之差值降水变率大降水变率大小，表示某一地区降水的稳定性或可靠性一个地区降水量丰富、变率小，说明水资源利用价值高。变率愈大，表明降水愈不稳定，即年际间降水量正或负距平值则表示年降水接近平均数，这就是正我国降水变率基本情况是：北方大于南方，内陆大于沿。长江以南在20％左右，黄淮之间20—30％，华北超过，西北内陆超过40%。西南季风区变率最小，只有10%左。内陆盆地，多年平均降水量已没有实际意义4降水量的地理分降水量空间分布受纬度、4降水量的地理分降水量空间分布受纬度、海陆位置、大气环流、天气系统、地等多种因素制约，降水的分布存在纬度带状分布的特点。全球划分为四个降水带（1）赤道多雨赤道及其两侧是全球降水量最多的地。年降水量至少1500mm，一般为2000~3000mm（2）南北纬150~300少雨是全球降水稀少带。大西岸和内部一般不足500mm，不少地方只有100~300mm（3）中纬多雨年降水量一般为500~100mm（4）高纬少雨本带因纬度高，全年气温低，蒸发弱，大气中所含水汽量较少，故年降水量一般不超过300mm第五大气的第五大气的运动和天气系三.天气系一大气一大气水平运动的驱动气压梯度力地转偏向力惯性离心力摩擦力1、气压梯1、气压梯度力和水平气压梯度（1）由于ΔN是从高压指向低压，沿着ΔN为正的方但气压梯度取得是正值，故Δp/ΔN前要加负号BABAA处Δp/ΔN=2.5/2.5=1(hpa/赤道度B处Δp/ΔN=2.5/5=0.5(hpa/赤道度气压气压梯度就好象阶梯一(2)水平气压梯度力(2)水平气压梯度力G——水平气压梯度G=-Δp/ΔNG与气压梯度成正比，等压线愈密，G就愈大；当气压梯度一定时，G与空气质量密度成2、地转偏向2、地转偏向A2mvm：空气质量；v：风速；ω：地球自转速度：地理纬度惯性离心力4·4·二、大二、大气的水平运（一）自由大气中的空气运（1）地转低GG（一）自由大气中的空气运（1）地转低GGP2P3G高（1）地转地转（1）地转地转⻛与气压场的关系（2）梯度VGAGC低C高GA（2）梯度VGAGC低C高GAA逆时气旋式风顺时梯度地转G-梯度力，A-地转偏向力，C-惯性离心力，V-速（一）（一）自由大气中的空气运（2）梯度（2）梯（2）梯度（三风随高度（三风随高度的变-，用VT表示热成热成风的形成与方热成热成风的形成与方（三风随高度的变-摩擦层中风随高度（三风随高度的变-摩擦层中风随高度考虑摩擦力的地转VGG低VRARA高平衡状态下，G等于R和A的合G-梯度力，A-地转偏向力，R-摩擦力，V-速（三风随高（三风随高度的变摩擦层中，风随高度的变化受摩擦力和气压梯度随高度变的影响。在气压梯度不随高度变化的情况下，离地面愈远，风速愈大，风向与等压线的交角愈小。把北半球摩擦层中不同高度上风的向量投影到同一水平面上，可得到一条风向风速随高北半球埃克风速螺旋曲二大气环定义：是指二大气环定义：是指大范围内具有一定稳定性的各种气流运的综合现象。水平尺度可涉及某个地区、半球甚至球；垂直尺度有对流层、平流层、中间层或整个大气圈的大气环流；时间尺度有一日至数日、月、季、半年、一年甚至多年的平均大气环流。其主要表现形式（一全球环1·全球气压如果地表性质均匀，那么地表气压完全取决于纬单圈环在单圈环在太阳辐射的直接加作用下，地球高低纬度之的大气不断增温而膨胀上收缩下沉。为保持静力平质均一且地球不自转，那，在赤道和极地之间就形了一个单一的闭合的直接力环流圈现在地球上的大气环流图（三圈环流然而,现在地球上的大气环流图（三圈环流然而,空气一旦始运动,地转偏向力就随之发生作用.正是由于地转偏向力的存在,就不可能存在一个单一的闭合的热力环流,而在全球近地面气层、副热带高压、副极地低压、极地高压带2、行星风2、行星风主要包括三个盛行风带①信风带：由副热带高压带吹向赤道。半球为东北信风，南半球为东南信②盛行西风带：由副热带高压带吹向高地区。北半球为西南风，南半球为西北