5第五章大气圈.ppt

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1、第五章 大气圈系统,第一节 大气的能量基础 第二节 大气的运动 第三节 大气降水 第四节 天气系统 第五节 气候的形成及分异规律 第六节 人类活动对大气圈的影响及其环境效应,第一节 大气的能量基础,一、大气圈的物质组成与结构 （一）大气圈的物质组成 （二）大气圈的垂直结构 二、大气圈的辐射因素 （一）太阳辐射 （二）地面辐射和大气辐射 （三）地面有效辐射和辐射平衡 （四）地面热量平衡 三、大气圈的热力因素 （一）大气的增热和冷却 （二）大气温度的时空变化,一、大气圈的物质组成与结构 （一）大气圈的物质组成 1干洁空气 不包含水汽和杂质的整个混合气体。 主要成分是氮（N2）、氧（O2）、氩（Ar

2、）。 其中，氮气和氧气约占整个大气总体积的99%以上，加上氩（Ar），三者约占99.96%。,干洁空气中还含有少量的二氧化碳、臭氧和氢、氖、氦、氪、氙等稀有气体，含量极少，仅占0.04%，是干洁空气的微量成分。,表5-1 干洁空气的主要成分及含量,干洁空气中以氮、氧、二氧化碳和臭氧为最重要: 氮 主要来自地球形成过程中的火山喷发。 大气中的氮能冲淡氧，使氧化作用不致过于激烈。 氮是生命体的基础。氮可以作为化肥原料被地表豆科植物的根瘤菌所吸收，固定到土壤中，被直接改造为植物易吸收的化合物。, 氧 氧主要来自水的离解和光化学反应，以及植物的呼吸作用。 是地表一切生命所必须的气体，被称为“有生命的气

3、体” 二氧化碳 主要来源于火山喷发、燃料燃烧、动植物呼吸及人类的活动。集中分布于大气底部20km的一薄层中（4429） 。二氧化碳在大气中含量随时间、,空间而变化。一般是底层多高层少，冬季多夏季少，夜间多白天少，阴天多晴天少，城市多乡村少。CO2含量的变化主要是燃烧煤、石油、天然气等燃料引起。因此，随着工业的发展及世界人口的增长，全球大气中CO2含量也在逐年增加。 是植物光合作用不可缺少的原料，也是红外辐射的吸收剂，能透过太阳短波辐射而强烈吸收和放射地面与大气间的长波辐射，对大气和地表有一定的增温保温作用，形成温室效应。这种温室效应在其浓度不断增加时，可能会改变大气中的热平衡，导致大气低层和地

4、面的平均温度上升，从而引起气候变化。当含量达到0.2%0.5%时，对生物体有害。, 臭氧 主要来源于低层大气有机物的氧化和雷电作用，以及高层大气太阳紫外线作用。 是大气重要的可变成分和微量成分之一，无色、特殊臭味。臭氧在低层大气中含量极低，随高度增加，太阳紫外线逐渐加强使高层大气臭氧含量明显增多，并在20-25km达极大值后又逐渐减小，在55-60km附近臭氧含量已趋于零，因此通常将集中了地球上约90%臭氧的10-50km大气层称为臭氧层。强烈地吸收太阳紫外线，对大气有增温作用，在高空形成一个暖区，保护地球上的生物免遭过多紫外线伤害；少量穿透臭氧层的紫外线对人类和地表生物是有益的，故平流层臭氧

5、常被称为地面生物的“保护神”。,据观测，大气中CH4的增加将引起对流层O3的增加，而N2O和CFCs的增加将引起平流层O3的减少。对流层臭氧浓度增高，会对人体健康不利；有研究指出，自1765年，对流层臭氧一直增加，平流层臭氧一直减少，20世纪80年代后，平流层臭氧含量急剧减少。其中，南极减少最为突出，形成了“南极臭氧空洞”。即南极春天（10月），南极大陆上空气柱臭氧总量急剧下降，形成一个面积与极地涡旋相当的气柱臭氧总量很低的地区。有两层含义：一是从空间分布的角度看，随纬度增加气柱臭氧总量增加，在南极环极涡旋外围达最大，进入环极涡旋后，气柱臭氧总量突然大幅度下降，形成低值区；二是从时间角度看，9

6、-10月南极地区臭氧总量突然大幅下降，形成季节变化中的谷值。,Dobson就是当臭氧层处于地球表面时所具有的物理厚度， 300Dobson相当于 3毫米,大气臭氧的季节变化和纬度分布,大气臭氧的分布随纬度和季节的不同而不同：对纬度而言，臭氧总量的极小值在赤道附近，极大值在南北纬60o附近；就季节而言，春季出现极大值，秋季出现极小值。,臭氧空洞是含量低于正常值30%以上的区域,“南极臭氧空洞”的形成及变化的原因，是一个十分有争议的课题，至少在目前还无法完全弄清楚。比较有影响的推测有四种：与太阳活动周期有关；与当地天气动力学过程有关；与火山活动以及与人类活动产生的大量氯化物进入大气层有关。,2水汽

7、 主要来自江、河、湖、海及潮湿物体表面、动植物表面水分的蒸发（蒸腾），并借助空气的垂直运动向上输送。50%集中2km以下，90%集中5km以下。 大气中的水汽含量虽然不多，但它是唯一能发生相变的大气成分，在自然界中具有三相变化，能产生云、雾、雨、雪、霜等天气现象，对天气和气候的形成起重要作用。大气中的水汽通过水循环、以及伴随水相变化的潜热转换，把大气圈、生物圈和整个地球表面紧密联系起来，显著影响大气和地表的温度。,3气溶胶 大气中悬浮着的各种固态微粒和液态微滴与气体介质一起所构成的稳定混合物。 固体：烟粒、盐粒、尘埃、花粉、细菌 液体：水滴、过冷水滴、冰晶 来源：火山爆发、流星燃烧、森林火灾、

8、海浪飞沫、风尘、植物花粉、人类活动（工业、生活、交通） 通常集中于大气底部，一般陆地海洋，低空高空，城市乡村，冬季夏季，夜间白天,气溶胶作用： 能成为水汽的凝结核，对云、雨、雾的形成起重要作用； 能吸收部分太阳辐射，削弱了到达地表的太阳辐射，又可阻挡地面长波辐射，对大气和地面产生一定的保温作用； 含量多少可直接影响到大气能见度的好坏。,4污染气体 混入大气中的对生物体有害的气体和烟尘。 主要来源于工业、农业、生活废弃物燃烧、交通运输业、火山爆发等。 目前对人类危害最大的有煤粉尘、硫氧化物、氟化物、碳氧化物、氮氧化物、碳氢化合物和放射性物质等。,影响： 污染气体可直接危及人类健康（如尘肺病）和农

9、、林作物的正常生长； 影响环境和生态； 对天气、气候的影响也日益加剧。如粉尘烟雾、酸雨等。 在城市，特别是大城市，污染气体的含量远远超过了天然空气中的含量。,机动车尾气污染,电厂排污,氟中毒,贵州因燃煤导致氟中毒 的人口达1900万，占贵 州总人口的一半。当地 煤氟含量达 598mg/kg。 氟中毒从20世纪70年代 开始发生，受害者出现 牙齿变黄变黑、腿呈 X 形或 O形、躬腰背驼、 下肢瘫痪、手臂只能弯 不能伸等等症状。,氟骨症,用高含氟煤熏烤粮食,用高含氟煤熏烤粮食,土法炼焦，山西,土法炼焦，山西,农民燃烧秸秆,广州1,广州,广州2,广州,广州3,广州,由中信广场鸟瞰,成都,成都,兰州,

10、兰州,上海,上海,哈尔滨,哈尔滨,德国法兰克福,德国法兰克福,被污染的彩虹,智利圣地亚哥,智利圣地亚哥,美国Mont.州Butte市,美国Mont.州Butte市,南非开普敦,南非开普敦,罐装“济州岛空气”在汉城热卖,罐装“济州岛空气”在汉城热卖,（二）大气圈的垂直结构,由于地球引力的作用，大气密度随高度的增加逐渐减小。大气总质量的55%都集中在离下垫面5.5km以下的最低层。大气圈从地面到大气上界，其密度和压力迅速减少，并逐步过渡到宇宙空间。因此很难以界面划定大气圈的上界。利用人造地球卫星探测资料定义大气上界在20003000km之间（大气密度接近行星空际间的气体密度）。,世界气象组织（WM

11、O）根据温度、成分、电荷等物理性质的差异，同时考虑到大气的垂直运动特性，将整个大气圈分成对流层、平流层以及高空的中间层、暖层和散逸层五个圈层。,绝对零度0k -273.16,1.对流层 (p105) 其下界是地面，上界因纬度和季节而不同。低纬度为1718 公里，中纬度1012 公里，高纬度89公里。夏季对流层的厚度大于冬季。 对流层集中了整个大气质量的3/4 和几乎全部水汽。 具有以下三个基本特征： 气温随高度增加而降低（ r=-0.6/100m ），其值的大小因所在地区、高度、季节等因素而异； 空气对流运动显著； 天气现象复杂多变（温度、湿度水平分布不均匀）；,2.平流层 对流层顶向上至50

12、55 公里范围是平流层。 特点： （1）平流层气温基本上不受地面影响，故随着高度的增加，起初不变或变化极小；至30 公里高度以上时，由于臭氧含量多，吸收了大量的紫外线，因此升温很快，并大致在50 公里高空形成一个暖区。 （2）平流层水汽、尘埃含量少，气流运动相当平稳，并以水平运动为主。现代民用航空飞机可在平流层内飞行。,3.中间层（高空对流层） （1）自平流层顶到8085 公里是中间层 （2）主要特点是气温随高度增加而迅速下降，到顶部降至160190K （-113.16至-80.16）。这可能与这一高度几乎没有O3有关。 水汽含量极少，几乎无云 在60-90km高度上，存在仅白天出现的电离层,

13、4.暖层（电离层） 自中间层顶到800 公里高空属于暖层。该层仅占大气总质量的5%，密度很小，300km高空仅为地面10-11。 特点： （1）气温随高度上升迅速升高，具有较大温度梯度。在300km高空，温度已达1000以上，这是由于波长小于0.175um的太阳紫外辐射都被气体吸收，故称暖层或热层。 （2）空气处于高度电离状态。氧分子和部分氮分子在太阳紫外线和宇宙射线作用下被分解为原子，并处于高度电离状态，所以暖层又称电离层。,电离层对电波传播的影响与人类活动密切相关，如无线电通讯、广播、无线电导航、雷达定位等。,5.散逸层（外层） 暖层以上的大气与星际空间的过渡带，又称外层或大气上界。地冕可

14、延伸至22000km。 该层内温度极高，空气极稀薄，高速运动着的空气粒子可克服地心引力和空气阻力而散逸到星际空间去。 大气密度随高度增高而减小，但无论在哪个高度，其密度也不等于零。,二、大气圈的辐射因素,（一）太阳辐射 太阳以电磁波的形式向外传递能量，称太阳辐射。其所传递的能量，称太阳辐射能。 太阳辐射是地球表层能量的主要来源。 太阳辐射能按波长的分布称太阳辐射光谱。 太阳辐射为短波辐射。,太阳辐射的波长范围很广，但其能量的绝大部分集中在0.154.0m之间，其中波长在0.40.76m之间的为可见光区，其能量占太阳辐射总量的50%，波长在0.77m以上的为红外区，其能量占43%，紫外区波长小于

15、0.4m，其能量约占7%。可见光光谱区又分红、橙、黄、绿、青、蓝、紫七色光。,太阳能量随波长的分布,7% 50% 43%,1大气上界的太阳辐射 到达大气上界的太阳辐射 取决于太阳高度、日地距 离和可照时数的变化。 （1）太阳高度的影响 太阳辐射强度与太阳高度的正弦成正比朗伯定律，其表达式为： I=Iosinh 式中：I为大气上界水平面上的太阳辐射；I。为太阳常数；h为太阳高度。太阳高度为90时，太阳辐射强度最大。,（2）日地距离对太阳辐射的影响 地球在远日点所获得的太阳辐射能比近日点仅减少7，故日地距离（b）对太阳辐射的季节变化影响甚小。 太阳辐射在近日点较远日点多7%。若不考虑其他因素，北半

16、球冬季较南半球冬季暖4，夏季相反。故南半球冬夏温差大于北半球。若考虑其他因素，结果如何？,(3) 可照时数的影响 大气上界太阳辐射日总量与可照时数成正比，地球 上可照时间的长短（即昼长）随纬度和季节而有变化。 北半球夏季，昼长夜短，可照时间长，太阳辐射 到达量大；冬季，昼短夜长，可照时间短，太阳辐射 到达量少，南半球相反。,2.大气对太阳辐射的削弱作用 吸收作用（选择性） 能吸收太阳辐射的物质主要有臭氧（0.26um的紫外辐射）、氧气（0.22-0.32um的紫外区）、水汽（0.93-2.95um红外区）、CO2 （4.3um远红外区） 、云、雨滴、气溶胶粒子等。主要削弱紫外和红外部分，而对可

17、见光部分（0.4-0.76）则影响较少。,散射作用 散射质点直径小于入射光波长，散射能力与散射光波长四次方成正比，称分子散射，散射光具选择性，选短波散射；散射质点大于入射光波长，散射能力与入射光波长无关，且无选择性，各种波长的光都同样反射，成漫射或粗粒散射。 在晴空时，起散射作用的主要是空气分子，波长较短的蓝紫光被散射，使天空呈蔚蓝色；阴天或大气尘埃较多时，起散射作用的主要是直径比辐射波长大得多的大气悬浮微粒，散射光长短波混合，天空呈灰白色。,反射作用 大气中的云层和颗粒较大的尘埃、水滴等气溶胶粒子，能将太阳辐射的一部分反射回宇宙空间。 据观测，云层的平均反射率为5055；实际反射率受云层厚薄

18、所制约，当云层厚度在50100m 时，太阳辐射几乎全部被反射掉。 反射作用 散射作用 吸收作用,3.到达地面的太阳辐射,太阳辐射经大气削弱后，到达地面的有两部分： 直接辐射（S）：从太阳直接发射到地面的部分 散射辐射（D）：经大气散射后到达地面的部分 二者之和（S+D）就是到达地面的太阳辐射总量，称为太阳总辐射Q。总辐射被地面反射的部分称反射辐射（S+D）r，r为地面反射率。,总辐射,(1)直接辐射（S） 受太阳高度（时刻、季节、纬度）和大气透明度的影响。太阳高度越小，太阳辐射穿过的大气层越厚，被大气消弱越多，到达地面的直接辐射越小；大气透明度越小，直接辐射被消减越多。 直接辐射年变化主要受云

19、量 及大气透明度影响。如呼和 浩特市（4049N）直接 辐射年总量为重庆市 （2934N)的2倍。,(2)散射辐射（D） 与太阳高度、大气透明度、云量状况、海拔高度有关。 太阳高度大，入射辐射量多，散射辐射也相应增强； 大气透明度差，参与散射作用的质点多，散射辐射强； 云量状况，一般云多散射辐射强。与云的高低、云状等有关。 海拔高，大气中散射质点少，散射辐射小。,总辐射有明显的日变化、年变化和随纬度的变化: 1）一天之内，夜间总辐射为零，日出后逐渐增加，正午达到最大值，午后又逐渐减少，日落前达极小值。云的影响可使这一过程提前或延后。 2）一年内，月均总辐射值，以夏季各月为最大，冬季各月为最小。

20、 3）总辐射量的空间分布因纬度而不同。纬度愈低，总辐射量愈大；反之，总辐射量愈小。,(3)总辐射（Q）,4）由于赤道带多云，太阳辐射削弱较多，故有效总辐射最大值并不在赤道，而大致在10N附近。气候学上称这一区域为“热赤道”,且热赤道的位置会随太阳直射点的南北移动而发生相应变化。 5）可能总辐射是考虑了受大气削弱后到达地面的太阳辐射，有效总辐射是考虑受大气和云削弱后到达地面的太阳辐射。北半球年总辐射随纬度分布的情况见表3-4。,(4)地面对太阳辐射的反射 到达地面的太阳总辐射只有一部分被地面吸收，另一部分被地面反射，地面反射的这部分太阳辐射，称地面反射辐射。 地面对太阳总辐射的反射能力，用地面反

21、射率表示；,r的大小取决于地面性质（水面、陆面）不同，反射率差别很大状态（颜色深浅、粗滑、干湿）。 在同样太阳辐射条件下，由于反射率不同，地面所获得的太阳辐射有很大差异，这就是地面温度分布不均匀的原因之一。,（5）地面吸收的太阳总辐射 地面吸收的太阳总辐射强度为：,（二）地面辐射和大气辐射,地面和大气既吸收太阳辐射，又依据本身的温度向外辐射能量。地面温度约300k，对流层大气平均温度约250k。在此温度下，它们的辐射主要集中在3-120um的红外光波长范围内，与太阳辐射相比，地面辐射和大气辐射均属长波辐射。,1.地面辐射 地面以电磁波的方式向上辐射能量，称为地面辐射。其大小取决于地面温度，随地

22、面温度升高而增大，其辐射波长在3-80um之间，属红外辐射。白天，地面吸收的太阳辐射多于放射的辐射而增温，夜间无太阳辐射，地面因辐射降温。 “大气窗”地面辐射绝大部分（ 75 95）被大气吸收，只有波长8.412 的部分，可穿过大气层逃逸到宇宙空间，所以称此波段为“大气窗”。,2.大气辐射 地面是大气第二热源（也是主要热源）。 气温变化必然受到地面性质的影响。地面长波辐射几乎全被近地面4050 米厚的大气层所吸收。低层空气吸收的热量又以辐射、对流等方式传递到较高一层。这就是对流层气温随高度增加而降低的主要原因。,大气吸收地面长波辐射的同时，又以辐射的方式向外放射能量。大气这种向外放射能量的方式

23、，称为大气辐射。由于大气本身的温度也低，放射的辐射能的波长较长，故也称为大气长波辐射。 大气辐射大小，取决于大气温度、湿度和云量状况。气温越高，水汽和液态水含量越多，大气辐射能力越强。,3.大气温室效应 大气中的水汽和二氧化碳及杂质等物质，可以透过太阳短波辐射，又能强烈吸收地面长波辐射，使绝大部分地面辐射的能量保存在大气层中，并通过大气辐射向上传递。 地面辐射的方向是向上的，而大气辐射的方向既有向上的，也有向下的。向下的部分称大气逆辐射E气。 E气几乎全部被地面吸收，这就使得地面因辐射所损耗的能量得到了一定的补偿，因而大气对地面有保温作用。大气的这种对地面的保温作用，称大气的温室效应（Gree

24、nhouse Effect）(又称花房效应)。,简述大气温室效应的正、负面作用？,温室效应气体主要包括： 二氧化碳、氟氯碳化合物、甲烷、臭氧、氧化亚氮、及水汽等。,1.地面有效辐射 （1）地面辐射Eg与地面吸收的大气逆辐射之差值，称为地面的有效辐射F0,F0为地面通过长波辐射而实际损失的热量； Eg为地面辐射； EA为大气逆辐射； 为地面相对吸收率。 表示地-气系统通过长波辐射交换后地面实际损失的 热量。正值，地面净损失热量；负值，地面净获得热量。,（三）辐射平衡,（2）地面有效辐射的大小主要决定于地面温度、大气温度、大气湿度以及云量状况。 当地面温度增高时，地面辐射增强，如果其他条件不变，则

25、有效辐射增大； 气温增高时，大气逆辐射增强，如果其他条件不变，则有效辐射减少；,水汽及其凝结物发射长波辐射的能力较强，可增强大气逆辐射，降低地面有效辐射。 空中云量较大时，不仅增强大气逆辐射，而且吸收地面长波辐射，以致大大减弱地面有效辐射。因此，有云的夜晚比晴天夜晚温暖，冬季人造烟雾可防霜冻，就是减弱地面有效辐射，增强大气温室效应的缘故。“月夜苦寒”则是增强地面有效辐射的结果。,2.地面净辐射 地面吸收太阳总辐射能获得能量，同时又通过有效辐射而丧失能量，在某一时段内收支的差值，称为地面辐射差额，又称地面净辐射或地面辐射平衡。,直接辐射,散射辐射,太阳总辐射,地面有效辐射,反射率,地面净辐射,地

26、面净辐射的大小和时空变化，由短波辐射收入和长波辐射支出两部分决定，因而也有日变化和年变化。白天，净辐射随太阳高度的增大而增加，地面净得热量；夜间，净辐射为负值，地面净失热量。年变化随纬度而异，纬度越低，净辐射保持正值时间愈长，甚至全年为正，净得热量越多；纬度越高，净辐射保持正值时间越短，净得热量越少。我国宜昌全年为正。,3.地-气系统净辐射 把地面和对流层大气视为一个整体，称地-气系统。其在一定时间内辐射能收入与支出的差额，称地-气系统净辐射。如下： 地气净辐射= 地面吸收 +大气吸收 qa为大气吸收的太阳辐射； F为地气系统长波辐射； 低纬为正，有热量盈余，随纬度增高，由正转负，热量由盈余转

27、亏损，高纬为负值。地-气系统辐射差额为零的纬度在南北纬35附近。,4.地面热量平衡及其方程式 地面净辐射为正值时，表示有能量盈余，一方面地面温度升高，另一方面盈余的热量以湍流显热或蒸发潜热的形式向空气输送，以调节空气温度并供给空气水分，使地面和大气在垂直方向进行显热和潜热交换。通过大气环流和洋流进行水平方向的显热（相不变温度变化吸收或放出的热量）和潜热（相变温度不变吸收或放出的热量）输送，还有同地表（或海面）以下的土层（或水层）间热量交换，改变土壤（或海水）的温度分布。 当地面净辐射为负值时，地面温度降低，所亏损的热量通过湍流显热或水汽凝结潜热从空气中获得，使空气降温，或由土壤（或海水）下层向

28、上输送。 这种地面净辐射与其转换成其他形式的热量收入与支出的守恒，称地面热量平衡。,地面热量平衡表达式如下： 式中，Rg为地面辐射平衡；LE为地面与大气间的潜热交换（L为蒸发潜热，E为蒸发量或凝结量）；P为地面与大气间的显热交换；A为地面与下层间的热量传输与平流输送之和。+表示地面得到热量，-表示地面失去热量。 不同地区，方程式各项量值不同，干燥沙漠地区，LE趋于0，Rg几乎全部通过湍流显热交换传给大气；潮湿地区，LE较大，Rg主要消耗于蒸发，乱流显热交换弱，大气增温不明显。,5.地球表层系统的能量平衡 大气和地面吸收太阳辐射，同时也在发射长波辐射。地面发射的长波辐射，大部分被大气吸收，少部分

29、散失到地外空间。 大气的长波辐射是多方向的，向下的长波辐射返回地面，叫做大气逆辐射，向上的长波辐射有可能散失到地外空间。 地面还在不断地向大气输送显热与潜热。尽管显热与潜热并不辐射能量，但在讨论能量平衡时还必须考虑。,p115,全球辐射平衡图解,地面能量平衡方程：48+97=113+22+10 大气能量平衡方程：18+3+107+22+10 = 63+97 地气系统平衡方程：48+18+3=6+63,如上图所示，假设到达大气层顶的太阳辐射总量为100，那么地面接受到的太阳辐射能为48，接受到的大气长波辐射（逆辐射）为97，也就是接受的总能量为48+97=145；而地面长波辐射总量为113，潜热

30、损失为22，显热损失为10，即能量总损失为113+22+10=145。接受的总能量与输出的总能量相等，说明地面能量处于平衡状态。,对于大气来说，吸收的太阳短波辐射为21，接受的地面长波辐射为107，接受的来自地面的潜热为22，显热为10，也就是说获得的总能量为21+107+22+10=160；由大气散失到地外空间的辐射能量为63，辐射到地面的长波辐射（逆辐射）为97，输出的能量总和为63+97=160。输出的和输入的能量相等，表明大气能量的平衡。 因此 地面能量平衡方程：48+97=113+22+10 大气能量平衡方程：18+3+107+22+10 = 63+97 地气系统平衡方程：48+18

31、+3=6+63,三、大气圈的热力因素,(一)大气的增温与冷却 空气增热时，分子运动加剧，内能增加，温度升高；空气冷却时，分子运动减慢，内能减少，温度下降。因此，空气内能的变化是引起气温变化的根本原因。 空气内能变化有两种情况：一是由于空气块与外界有热量交换，引起气温的升或降，称非绝热变化；二是空气块与外界没有热量交换，只是由于外界压力的变化，引起气温的升或降，称绝热变化。,三、大气圈的热力因素,1大气的非绝热变化 空气与外界互相交换热量，引起的气温变化。 其方式主要有： （1）传导：是依靠分子的热运动，将热量从一个分子传递给另一个分子。地面和大气均是热的不良导体，故传导作用只有在空气分子密度大

32、和气温梯度大的近地气层中表现明显。 （2）辐射：自然界中的一切物体,只要温度在绝对温度零度（-273.15）以上,都以电磁波的形式时刻不停地向外传送热量,这种传送能量的方式称为辐射。辐射交换使大气净增热量。,（3）对流与湍流：由于地表性质差异、受热不均等所引起的空气大规模有规则的升降运动，称为对流；小规模不规则的涡旋运动称为乱流，又称湍流。通过对流，上下层空气混合。热量在垂直方向上得到交换，使低层热量较快传到高层，是高低层间热量交换的重要形式。湍流使相邻气团发生混合，从而交换热量。对流和湍流使空气在垂直方向和水平方向经常进行热量交换，使空气的热量分布趋于均匀，是近地层大气热量交换的重要方式。

33、（4）水相变化：蒸发时，水变成水汽，吸收热量。地面蒸发的水汽被带到高空后，温带下降，水汽凝结，释放潜热，被空气吸收，即把地面的热量输送到空气中，进行潜热转移。地面蒸发的水分远比凝结的水分多，因而通过水分相变，地面失去热量，大气获得热量。因大气中的水汽主要集中在5km以下，故此作用主要发生在对流层下半部。水相变化对热带地区热量交换具有重要作用。,大气的增热和冷却，是以上几种热量交换形式共同作用的结果。 地面与空气的热量交换是气温升降的直接原因； 对流层底部对流和湍流是实现空气本身热量交换的方式之一，但地气系统的热量交换的主要方式还是辐射； 对流层的热源是太阳辐射和地面辐射； 海陆热力差异影响气温

34、（水的热容量大）；,2.大气的绝热变化 气温的绝热变化：气块与外界无热量交换，由于外界压力变化，使气块胀缩作功，引起内部能量转换所产生的大气温度变化，称。 这种气块在升降运动中与周围空气没有热量交换的状态变化过程，称绝热过程。 （1）干绝热过程 干空气或未饱和的湿空气块，进行垂直运动时，与外界没有热量交换，只因体积膨胀（或收缩）做功引起内能增减和温度变化的过程，称为干绝热过程。（无水相变化，无热量交换）,干空气块或未饱和的湿空气块作垂直升降绝热变化过程中，温度与气压之间变化规律的公式，称干绝热方程，又称泊淞方程。 式中T0，P0为干绝热过程初态的温度和气压，T、p为其终态的温度和气压。利用此方

35、程可求得干空气在上升到任何高度处的温度值。此式表明，干空气在绝热上升过程中，温度随气压的降低而呈指数规律递减。,气块在绝热上升过程中，每上升单位距离的温度变化，称为气温绝热垂直递减率，或绝热直减率。干空气或未饱和的湿空气，绝热上升单位距离时的温度降低值，称为干绝热直减率rd，经理论计算，近似地等于1/100米。,（2）湿绝热过程。饱和湿空气做垂直运动时的绝热变化过程，称为湿绝热过程。饱和湿空气绝热上升单位距离时的温度降低值，称为湿绝热直减率，用rm表示。 由于气块已经饱和，在绝热上升过程中，随着温度的降低，水汽会发生凝结，便会有潜热释放，使气块增温，补偿了一部分因气块上升膨胀做功消耗的内能。因

36、此，湿绝热直减率显然要小于1/100m。同理，饱和湿空气绝热下降时，由于气块中的水滴蒸发或冰晶升华要消耗内能，故每下降100m的增温也小于1。,3.大气静力稳定度 大气中温度的垂直分布，称为大气温度层结。每上升单位距离气温的降低值，称为气温直减率，也称气温垂直梯度r，单位/100m。r的大小因时、因地、因高度而异，对流层大气平均值r=0.65/100m。 大气温度层结，有使在其中做垂直运动的气块返回或远离起始位置的趋势，称为大气层结稳定度，简称大气稳定度。因为气块运动是相对于静止大气而言的，故又称为大气静力稳定度。分三种情况：稳定、不稳定、中性。,（1）大气温度层结有使在其中做垂直运动的气块返

37、回初始位置的，称大气稳定； （2）大气温度层结有使在其中做垂直运动的气块远离起始位置的，称大气不稳定； （3）大气温度层结有使在其中做垂直运动的气块随遇而安的，称大气为中性。 当rrd时，大气层结无论对干绝热过程或湿绝热过程都是不稳定的，故称绝对不稳定； 当rrm时，大气层结无论对干绝热过程或湿绝热过程都是稳定的，故称绝对稳定； 当rmrrd时，大气层结对湿绝热过程来说是不稳定的，而对干绝热过程来说是稳定的，故称条件性不稳定。,绝对不稳定大气，r很大，此状况多凡是在炎热夏季的白天，因热雷雨多而产生。绝对稳定的大气，r很小，r=0甚至r0,出现逆温，垂直运动受到抑制，容易产生大气污染。条件性不稳

38、定，是自然界中常见现象。 0.65/100m 1 /100m,绝对不稳定,绝对稳定,条件性不稳定,r,(二）大气温度的时空变化 1.气温的时间变化 大气温度的时间变化，主要是由地球的自转运动和公转运动引起的气温的周期性变化（日变化、季变化与年变化），和由大气运动引起的气温的非周期性变化。,（1）气温的日变化 一天之内，气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差。其大小与地理纬度、季节、地表性质、天气状况等有关。 气温最高值不是出现在正午太阳高度角最大时，而是在午后二时前后，气温最低值不在午夜，而在日出前后； 高纬气温日较差比低纬小；日变化夏季高于冬季； 地表性质对气温的日较差也有显著的影响，海洋

39、上气温日变化比大陆要小得多； 阴天气温日较差比晴天小； 高原上空因空气稀薄、水汽和二氧化碳含量少，白天太阳辐射强而夜间大气保温作用弱，造成气温日较差较周围大。 河谷、盆地内的气温日较差比同纬度平地大（白天不易散热，夜间冷空气下沉）；,上海7月的气温日变化,（2）气温的年（年内）变化 一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称为气温年较差；年较差的大小随纬度、地表性质、形态、海拔高度而异。 由于太阳辐射的年变化高纬比低纬大，所以，纬度越高，年较差越大； 在北半球，一年的气温最高值在大陆上出现在7 月份，在海洋上出现在8月份；气温最低值在大陆上和海洋上分别出现在1月和2月； 大陆上的年较差要比海洋大

40、得多；,气温年变化一般可划分为四种类型： 赤道型 热带型 温带型 极地型,气温日变化、年变化是气温的周期性变化，但这种变化常因大气的不规则运动而遭到破坏。例如3月以后，我国江南正值春暖花开的时节，就常常因为冷空气的活动有突然转冷的现象。寒潮冷空气南下使所经地区气温骤降，导致下午2点左右的最高气温不明显。秋季，正是秋高气爽的时候，往往也会因为暖空气的来临而气温突然回暖。这种变化的时间和辐度视气流的冷暖性质和运动状况而不同，它没有一定的周期，称非周期性变化。实际上，一个地方的气温变化，是周期性变化和非周期性变化共同作用的结果。,2大气温度的空间分布 （1）气温的水平分布 气温的水平分布，主要受地理

41、纬度、海陆分布、地形起伏、大气环流、洋流等因素的影响。 气温的水平分布通常用等温线图表示。 单位距离内气温的变化值称气温水平梯度。,全球气温水平分布有如下特点： 赤道地区气温高，向两极逐渐降低。 等温线并不与纬度圈平行，而是发生很大的弯曲。 全球最高温度带并不是出现在地理赤道上，而是出现在10N附近的热赤道上，显示了云量对太阳总辐射的影响。 南半球不论冬夏最低气温都出现在南极。 大陆中纬度西岸气温比同纬度的东岸高，主要是受洋流的影响。（注：40N-40S正好相反）,世界1月海平面气温（摄氏度）的分布,世界7月海平面气温（摄氏度）的分布,（2）对流层中气温的垂直分布 （1）从整个对流层平均状况来

42、看，海拔每升高100 米，气温降低0.65。 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，在冬季和夜晚气温直减率小。 （2）在一定条件下，还可能呈现下层气温反比上层低的现象，气温随高度增大而上升的现象，称为逆温。,（3）产生逆温的原因分为： 1）辐射逆温 2）平流逆温 3）下沉逆温 4）锋面逆温,辐射逆温的形成过程,下沉逆温,第二节 大气的运动,一、大气运动的驱动力 二、大气的辐合与辐散 三、大气环流和风系 （一）全球大气环流 （二）区域大气环流 （三）局地大气环流,一、大气运动的驱动力 1水平气压梯度力 产生水平气压梯度的主要原因是地球

43、表面受热不均匀，导致气压的水平分布不均。其程度用气压梯度（GN）表示。气压梯度是一个向量，它的方向垂直于等压面，由高压指向低压；它的大小等于两等压面直接的气压差（p）除以其间的垂直距离（N），即,1007,1005,1003,1001,气压梯度大,气压梯度小,等压线疏密与气压梯度大小,气压梯度,气压梯度力可分为垂直气压梯度力和水平气压梯度力，垂直气压梯度力有重力与其平衡。而水平气压梯度力促使空气从高压区流向低压区，它是使大气从静止到运动的原动力。习惯上，将大气水平方向上的运动称为风。风向指风的来向。风速（蒲福风级0-17级）多以km/h或m/s为单位。 地面上，气流从冷区到暖区，高空，气流则由

44、暖区上空到冷区上空；冷区的空气以下降运动为主，暖区空气以上升运动为主。因此，空气的垂直运动，称为上升气流或下沉气流。,2地转偏向力（科里奥利力） 当空气在气压梯度力的作用下运动时，地转偏向力使气流产生偏向，这是由地球的自转运动所导致的。 这个力只改变运动物体的方向，不改变运动物体运动的速度。 在北半球，气流偏向运动方向的右方；在南半球，则偏向左方。 这个力的大小与物体运动的线速度成正比。,这个力的大小与运动物体所在的地理纬度的正弦成正比，在赤道处为零，向两极地区逐步增大。地转偏向力只在空气相对于地表有运动时才产生只要大气有运动，就会受到地转偏向力的作用（赤道地区例外）。 地转偏向力对于地球表层

45、环境的形成起到了非常重要的作用。由于地转偏向力的作用，导致了大气运动方向的改变，从而形成了地转风、气旋、反气旋；导致了河流、洋流、潮流等运动轨迹的偏转，从而形成了北半球河流多向右岸侵蚀，洋流、潮流的向右偏转。,3惯性离心力 当空气作曲线运动时，还受到惯性离心力的作用。 惯性离心力的方向与空气运动方向相垂直，并自曲线路径的曲率中心指向外，其大小与空气运动线速度v 的平方成正比，与曲率半径r 成反比。即： 惯性离心力和地转偏向力一样，只改变空气运动的方向，而不能改变空气运动的速度。,4摩擦力 水平气压梯度力使空气的运动产生加速度，但风速加大总是有限度的。因为处于不同运动状态的气层之间，以及空气和地

46、面之间都会发生相互作用，对气流的运动产生阻力。 气层之间产生的阻力，称为内摩擦力；地面对气流运动产生的阻力，叫外摩擦力。,摩擦力总是和运动的方向相反。 摩擦力的存在限制了风速的加大。 摩擦力随高度升高而减少。 在摩擦力的作用下，空气运动的速度减小，并引起地转偏向力相应减少。 摩擦力对运动空气的影响以近地面最为显著，随着高度的增加而逐渐减少，1km2km高度以下称为摩擦层或行星边界层，以上称为自由大气。,总结 1、各种力的平衡是暂时的； 2、气压梯度力是主要的； 3、低纬不考虑地转偏向力； 4、直线运动时不考虑惯性离心力； 5、自由大气中可不考虑摩擦力；,二、大气环流和风系 （一）全球大气环流

47、1径向三圈环流模式和行星风系 热力环流图说 假设地球表面性质均一且 地球不自转，那么，在赤 道和极地之间就会形成一 个单一闭合的直接热力环 流圈（如右图）。 因此，太阳辐射是产生和 维持大气环流的最直接的 原动力。,在假设的均质地表而且地球不自转的大气环流 热力环流图,行星气压带和三圈环流模式图,三圈环流图,地球上的行星风带（六个风带和七个气压带） 行星风系是指不考虑海陆分布和地形起伏等的影响，全球性的低层盛行风带。主要包括三个盛行风带： 信风带：由副热带高压带吹向赤道。北半球为东北信风，南半球为东南信风；风从较高纬度吹向较低纬度，干燥、少雨。但当局部地区风从暖流海面吹向陆地则多雨。 盛行西风

48、带：由副热带高压带吹向高纬地区。北半球为西南风，南半球为西北风；风从较低纬度吹向较高纬度，多雨。 极地东风带：由极地高压向外辐散形成。风从较高纬度吹向较低纬度，降水少。,气压带 赤道低气压带（位于赤道附近）：无风，气流上升为主，多雨。 副热带高气压带（位于南、北回归线附近地区）：无风，气流以下沉为主，干燥、少雨。 副极地低气压带（位于南、北纬6070附近地区）：“极锋”地带，气流以上升为主，多雨。 极地高气压带（位于极地地区）：风从较高纬度吹向较低纬度，降水少。,地面行星风系的季节移动： 随着冬夏太阳位置的南北移动，极地东风带、盛行西风带以及信风带的位置也随之南北移动, 强度发生变化。 在60

49、90高纬度地区的极地东风和在3060中纬度地区的盛行西风是冬强夏弱； 在030的低纬度地区的信风带，其强度则是夏强冬弱。,2海平面气压分布 地球表面，海陆相间分布，由于海陆热力性质的差异，使纬向气压带发生断裂，形成若干个闭合的高压和低压中心。 冬季（1月），北半球大陆是冷源，有利于高压的形成。如亚欧大陆的西伯利亚高压和北美大陆的北美高压；海洋相对是热源，有利于低压的形成。如北太平洋的阿留申低压，北大西洋的冰岛低压 。,北半球冬季（1月）近地面大气环流状况,夏季（7月）相反，北半球大陆是热源，形成低压。如亚欧大陆的印度低压，又称亚洲低压，和北美大陆上的北美低压。副热带高压带在海洋上出现两个明显的高压中心，即夏威夷高压和亚速尔高压。,北半球夏季（7月）近地面大气环流状况,特点： 南半球的气压带基本上呈带