《自然地理學》第三章：大氣和氣候

自然地理學

（第四版）第一節(jié)大氣的組成和熱能第二節(jié)大氣水分和降水第三節(jié)大氣運動和天氣系統(tǒng)第四節(jié)氣候的形成第五節(jié)氣候變化

第三章大氣和氣候

地球大氣是多種物質的混合物，由干潔空氣、水汽、懸浮塵?；螂s質組成。在距地表85km以下的各種氣體成分中，一般可分為兩類。一類稱為訂常成分；另一類稱可變成分。

（一）干潔空氣通常把除水汽、液體和固體雜質外的整個混合氣體稱為干潔空氣。簡稱干空氣。它是地球大氣得主體，主要成分是氮、氧、氬、二氧化碳等，此外還有少量氫、氖、氪、氙、臭氧等稀有氣體。

一

大氣的成分第一節(jié)

大氣的組成和熱能干潔空氣成分及其性質

1·氮和氧

N2約占大氣容積的78％。常溫下，N2的化學性質不活潑，不能被植物直接利用只能通過植物的根瘤菌，部分固定于土壤中。N2對太陽輻射遠紫外區(qū)0.03～0.13具有選擇性吸收。02占地球大氣質量的23％，按體積比占21％。除了游離態(tài)外，氧還以硅酸鹽、氧化物、水等化合物形式存在。

2·二氧化碳（co2）

只占大氣容積的0.03％，多集中在20km高度以下，主要由有機物燃燒、腐爛和生物呼吸過程產生。二氧化碳對太陽短波吸收很少，但能強烈吸收地表長波輻射，致使從地表輻射的熱量不易散失到太空。

對地球有保溫作用，但近年來隨著工業(yè)的發(fā)展和人口的增長，全球二氧化碳含量逐年增加，改變了大氣熱平衡，導致地面和低層大氣平均溫度升高，引起嚴重的氣候問題。3·

臭氧

主要分布在10～40km的高度處，極大值在20～25km附近，稱為臭氧層。臭氧雖在大氣中的含量很少，但具有強烈吸收紫外線的能力。研究表明，人們大量使用氮肥以及作冷凍劑和除臭劑使用的碳氟化合物（氟利昂）所造成的污染是平流層的臭氧遭到破壞。臭氧層的破壞能引起一系列不利于人類的氣候生物效應，因而受到廣泛關注。（二）水汽

大氣中的水蒸氣降水陸面或洋面水汽的蒸發(fā)水汽的來源和去向（三）固、液體雜質大氣懸浮固體雜質和液體微粒，也可稱為氣溶膠粒子。除由水汽變成的水滴和冰晶外，主要是大氣塵埃和其他雜質大的水溶性氣溶膠粒子最易使水氣凝結，是成云致雨的重要條件。氣溶膠粒子能吸收部分太陽輻射并散射輻射，從而改變大氣透明度。它對太陽輻射的影響和增大散射輻射、大氣長波逆輻射，都有可能破壞地球的輻射平衡。二大氣的結構（一）大氣質量

1·

大氣上界

大氣按其物理性質來說是不均勻的，特別是在鉛直方向變化急劇。在很高的高度上空氣十分稀薄，氣體分子之間的距離很大。在理論上，當壓力為零或接近于零的高度為大氣頂層，但這種高度不可能出現(xiàn)。因為在很高的高度漸漸到達星際空間，不存在完全沒有空氣分子的地方。

氣象學家認為，只要發(fā)生在最大高度上的某種現(xiàn)象與地面氣候有關，便可定義這個高度為大氣上界。因此，過去曾把極光出現(xiàn)的最大高度（1200km）定為大氣上界。物理學家、化學家則從大氣物理、化學特征出發(fā)，認為大氣上界至少高于1200km，但不超過3200km，因為在這個高度上離心力已超過重力，大氣密度接近星際氣體密度。所以在高層大氣物理學中，常把大氣上界定在3000km。2·

大氣質量大氣高度雖然不易確定，大氣質量卻可以從理論上求得。假定大氣是均質的，則大氣高度約為8000m，整個大氣柱的質量為

m0＝p0H

＝1.125×10－3×8×105

＝1013.3g/cm2p0為標準情況下（T＝00，氣壓為1013.25hPa）大氣密度。（二）大氣壓力1·

氣壓

定義從觀測高度到大氣上界上單位面積上（橫截面積1cm2）鉛直空氣柱的重量為大氣壓強，簡稱氣壓。地面的氣壓值在980～1040hPa之間變動，平均為1013hPa。氣壓有日變化和年變化，還有非周期變化。氣壓非周期變化常與大氣環(huán)流和和天氣系統(tǒng)有關，且變化幅度大。

氣壓日變化，一晝夜有兩個最高值（9~10時，21~22時）和兩個最低值（3~4時，15~16時）。熱帶的日變化比溫帶明顯。赤道地區(qū)氣壓年變化不大，高緯地區(qū)較大；大陸和海洋也有顯著差別，大陸冬季氣壓高，夏季最低，而海洋相反。

2·氣壓的垂直分布

氣壓大小取決于所在水平面的大氣質量，隨高度的上升，大氣柱質量減少，所以氣壓隨高度升高而降低。其一般情況如圖所示：

氣壓隨高度的實際變化與氣溫和氣壓條件有關。

如表所示

再氣壓相同條件下，氣柱溫度愈高，單位氣壓高度差

愈大，氣壓垂直梯度愈??；在相同氣溫下，氣壓愈高單

位氣壓高度差愈大，氣壓垂直梯度愈大。（三）

大氣分層

按照分子組成，大氣可分為兩個大大層次，即均質層和非均質層。均質層為從地表至85km高度的大氣層，除水汽有較大變動外，其組成較均一。85km高度

以上為非均質層，其中又可分為氮層（85~200km）、原子氧層（200～1100km）、氦層（1100～3200km）和氫層（3200～9600km）按大氣化學核物理性質，非均質層可分為光化層和離子層。光化層具有分子、原子和自由基組成的化學物質，其中包括約在20km高度處03濃度最大處的臭氧層。離子層包含大量離子。又反射無線電波能力。從下而上，又分為D、E、F1、F2和G層。

在氣象學中按照溫度和運動情況，將大氣圈分為五層

以上為非均質層，其中又可分為氮層（85~200km）、原子氧層（200～1100km）、氦層（1100～3200km）和氫層（3200～9600km）按大氣化學核物理性質，非均質層可分為光化層和離子層。光化層具有分子、原子和自由基組成的化學物質，其中包括約在20km高度處03濃度最大處的臭氧層。離子層包含大量離子。又反射無線電波能力。從下而上，又分為D、E、F1、F2和G層。

在氣象學中按照溫度和運動情況，將大氣圈分為五層

大氣的垂直分層對流層氣溫變化（四）標準大氣人們根據(jù)高空探測數(shù)據(jù)和理論，規(guī)定了一種特性隨高度平均分布的大氣模式，稱為“標準大氣”或“參考大氣”。標準大氣模式假定空氣是干燥的，在86km以下是均勻混合物，平均摩爾質量28.964kg/mol，且處于靜力學平衡和水平成層分布。在給定溫度，高度廓線及邊界條件后，通過對靜力學方程和狀態(tài)方程求積分，就得到壓力和密度值。三、大氣的熱能地球氣候系統(tǒng)的能源主要是太陽輻射，它從根本決定地球、大氣的熱狀況，從而支配其他的能量傳輸過程。地球氣候系統(tǒng)內部也進行著輻射能量交換。因此，需要研究太陽、地球及大氣的輻射能量交換和其他地－氣系統(tǒng)的輻射平衡。（一）太陽輻射太陽是離地球最近的一個恒星，其表面溫度約為6000K，內部溫度更高，所以太陽不停地向外輻射巨大的能量。太陽輻射能主要是波長在0.4～0.76m的可見光，約為總能量的50％；其次是波長大于0.76m的紅外輻射，約占總輻射能的43％；波長小于0.4m的紫外輻射約占7％。相對于地球來說，太陽輻射的波長較短，故稱太陽輻射為短波輻射。表示太陽輻射能強弱的物理量，即單位時間內垂直投射在單位面積上的太陽輻射能，稱為太陽輻射強度。

在日地平均距離（1.496×108）上，大氣頂界垂直于太陽光線的單位面積上每分鐘接受的太陽輻射，稱為太陽常數(shù)。

大氣上界太陽輻射能量曲線及到達地表的典型能量曲線

經大氣削弱后到達地面的太陽輻射有兩部分：一是直接輻射；二是經大氣散射后到達地面的部分，稱為散射輻射。二者之和就是太陽輻射總量，稱為總輻射，總輻射的緯度分布，一般是緯度愈高，總輻射愈??；緯度愈低，總輻射愈大。因為赤道附近多云，總輻射最大值并不出現(xiàn)在赤道，而是出現(xiàn)在200N附近。

到達地面的總輻射一部分被地面吸收轉變成熱能，一部分被反射。反射部分占輻射量的百分比，稱為反射率。反射率隨地面性質和狀態(tài)不同二有很大差別。

不同性質地面對太陽的反射率（二）

大氣能量及其保溫效應

大氣本身對太陽輻射直接吸收很少，而水、陸植被等下墊面卻能吸收太陽輻射，并經潛熱和感熱轉化供給大氣。大氣獲得能量的具體結構為：

1·對太陽輻射的直接吸收

大氣中吸收太陽輻射的物質主要是臭氧、水汽和液態(tài)水。地球大氣對太陽輻射的吸收

2·

對地面輻射的吸收地表吸收了到達大氣上界太陽輻射能的50％，變成熱能，溫度升高，而后以大于3m的長波（紅外）向外輻射。這種輻射能量的75％～95％被大氣吸收，只有少部分波長為8.5～12m的輻射能通過“大氣窗”逸回宇宙空間。

3·

潛熱輸送海面和陸面的水分蒸發(fā)使地面熱量得以輸送到大氣層中。一方面水汽凝結成雨滴或雪時，放出潛熱給空氣；另一方面雨滴或雪降到地面不久又被蒸發(fā)，這個過程交替進行。全球表面年平均潛熱輸送約為2760MJ/m2,占輻射平衡的84％，可見，地－氣間能量交換主要是通過潛熱輸送完成的。

4·

感熱輸送

大氣獲得熱能后依據(jù)本身溫度向外輻射，稱為大氣輻射。其中一部分外逸到宇宙空間，一部分向下投向地面，即為大氣逆輻射。大氣逆輻射的存在使地面實際損失略少于長波輻射放出的能量，地面得以保持一定的溫暖程度。這種保溫作用，通常稱為“溫室效應”據(jù)計算，如果沒有大氣，地面平均溫度將是－18oC，而不是現(xiàn)在的150C。（三）地－氣系統(tǒng)的輻射平衡全球輻射平衡圖解

輻射平衡有年變化和日變化。在一日內白天收入的太陽輻射超過支出的長波輻射，輻射平衡為正值，夜間為負值。正轉負和負轉正的時刻分別在日沒前與日出后1小時。在一年內，北半球夏季輻射平衡因太陽輻射增多而加大；冬季則相反，甚至出現(xiàn)負值。緯度愈高，輻射平衡保持正值的月份愈少。不同緯度輻射差額的變化第二節(jié)

大氣水分和降水

一、大氣濕度

（一）

濕度的概念和表示方法

大氣從海洋、湖泊、河流以及潮濕土壤的蒸發(fā)或植物的蒸騰作用中獲得水分。水分進入大氣后，通過分子擴散和氣流的的傳遞而散布于大氣中，使之具有不同的潮濕度。常用多個濕度參量表示水氣含量。

1·水汽壓和飽和水汽壓

大氣壓力是大氣中各中氣體壓力的總和。大氣中水汽所產生的那部分壓力叫水汽壓（e）地面的水汽壓隨緯度的升高而減小。赤道平均26hPa，350N約為13hPa，650N約為4hPa。極地附近約為2hPa。

第二節(jié)

大氣水分和降水

一、大氣濕度

（一）

濕度的概念和表示方法

大氣從海洋、湖泊、河流以及潮濕土壤的蒸發(fā)或植物的蒸騰作用中獲得水分。水分進入大氣后，通過分子擴散和氣流的的傳遞而散布于大氣中，使之具有不同的潮濕度。常用多個濕度參量表示水氣含量。

1·水汽壓和飽和水汽壓

大氣壓力是大氣中各中氣體壓力的總和。大氣中水汽所產生的那部分壓力叫水汽壓（e）地面的水汽壓隨緯度的升高而減小。赤道平均26hPa，350N約為13hPa，650N約為4hPa。極地附近約為2hPa。

水汽壓隨高度的變化而變化水汽壓隨高度變化經驗公式:

ez=e0×10–bz

式中，ez為高度z（m）的水汽壓；e0為地面的水汽壓；b為水汽壓隨高度變化的常數(shù)。

空氣中水汽含量與溫度關系密切。溫度一定時，單位體積空氣容納的水汽量有一定的限度，達到這個限度，空氣呈飽和狀態(tài)，稱為飽和空氣。飽和空氣的水汽壓，稱為飽和水汽壓（E），飽和水汽壓隨溫度升高而增大。不同溫度條件下水面上的飽和水汽壓/hPa

2·

絕對濕度和相對濕度單位容積空氣所含的水氣質量通常以g/cm3表示，稱為絕對濕度（a）或水汽密度。絕對濕度不能直接測定，但可間接算出。它與水汽壓有關系：

a＝289e/T(g/m3)

式中，e為水汽壓（mm）；T為絕對溫度。

大氣的實際水汽壓e與同溫度飽和水汽壓E之比，稱為相對濕度（f），用百分數(shù)表示。

f＝e/T×100％

由于E隨溫度而變，所以相對濕度取決于e和T，其中T往往起主導作用。當e一定時，溫度降低則相對濕度增大；溫度升高相對濕度減小。夜間多云、霧、霜、露，天氣轉冷時容易產生云等都是相對濕度增大的結果

3·露點溫度

一定質量的濕空氣，若氣壓保持不變，而令其冷卻，則飽和水汽壓E隨溫度降低而減小。當

E＝e時，空氣達到飽和。濕空氣等壓降溫達到飽和時的溫度就是露點溫度Td，簡稱露點。（二）

濕度的變化與分布

相對濕度能夠直接反映空氣距飽和的程度，在氣候資料分析中應用廣泛。

相對濕度日變化通常與氣溫日變化相反。

相對濕度分布隨距海遠近與緯度高低而有不同。例如，我國東南沿海相對濕度年平均為80％，內蒙古西部只有40％。各緯度上水汽壓與相對濕度的平均值

二蒸發(fā)與凝結蒸發(fā)面上出現(xiàn)蒸發(fā)還是凝結取決于實際水汽壓于飽和水汽壓的關系。當e>E，出現(xiàn)蒸發(fā)；e<E，則出現(xiàn)凝結。

（一）蒸發(fā)及其影響因素

1·

影響蒸發(fā)的因素其影響因素主要包括蒸發(fā)面的溫度、性質、性狀、空氣濕度、風等。

2·

蒸發(fā)量實際工作中，一般以水層厚度（mm）表示蒸發(fā)速度，稱為蒸發(fā)量。蒸發(fā)量的變化與氣溫變化一致，一日內，午后蒸發(fā)量最大；日出前蒸發(fā)量最小。一年內，夏季蒸發(fā)量大，冬季小。蒸發(fā)量的空間變化受氣溫、海陸分布、降水