大气组成与热力状况(地理大气的热状况与大气运动)

地球大气是多种物质的混合物，由干燥空气、水蒸气、悬浮尘埃颗粒或杂质组成。距地球表面85公里以下的各种气体成分一般可分为两类。一种称为稳定分量，另一种称为可变分量。

1.干燥空气

通常将除去水蒸气、液体和固体杂质的全部混合气体称为干燥空气，简称干燥空气。它是地球大气层的主体。其主要成分为氮气、氧气、氩气、二氧化碳等，此外还有少量氢气、氖气、氪气、臭氧等稀有气体。

1.氮气和氧气

N2约占大气体积的78%。在室温下，N2没有化学活性，不能被植物直接利用。它只能通过植物的根瘤菌部分固定在土壤中。N2对0.03~0.13纳米远紫外区的太阳辐射有选择性吸收。它占地球大气质量的23%和体积的21%。除了各种形式之外，氧还以化合物的形式存在，例如硅酸盐、氧化物和水。

2.二氧化碳（CO2）

它只占大气体积的0.03%，大部分集中在海拔20公里以下。主要是由有机物的燃烧、腐烂和生物呼吸产生的。二氧化碳对太阳短波的吸收很少，但能强烈吸收地表的长波辐射，使得地表辐射的热量很难散失到太空中。对大地有隔热作用。然而，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上升，造成严重的气候变化。问题。

3.臭氧

主要分布在海拔10~40km处，最大值在20~25km附近，称为臭氧层。大气中臭氧的含量虽然很少，但它具有强烈吸收紫外线的能力。研究表明，由于人们大量使用氮肥以及用作制冷剂和除臭剂的碳氧化物（氢离子）造成的污染，平流层臭氧正在遭到破坏。臭氧层的破坏会引起一系列对人类不利的气候和生物效应，因此引起了广泛关注。

(2)水蒸气

水蒸气的来源和去向：大气中的水蒸气主要来自水面蒸发和植物蒸腾作用，特别是海洋蒸发。水蒸气上升、凝结，然后以降水的形式落到陆地和海洋。大气中的水蒸气平均每年更换约32次，即每11天更换一次。

(3)固体、液体杂质

大气中悬浮的固体杂质和液体颗粒。也称为气溶胶颗粒。除水滴和水蒸气转变而来的冰晶外，主要是大气尘埃和其他杂质。

大的水溶性气溶胶颗粒最容易凝结水蒸气，是云形成和降雨的重要条件。气溶胶颗粒可以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以及散射辐射和大气长波逆向辐射的增加可能会破坏地球的辐射平衡。

2.大气的结构（了解大气的各层以及各层的特点）。

(一)空气质量

1.大气上界

大气的物理特性是不均匀的，尤其是在垂直方向上。在非常高的海拔处，空气非常稀薄，气体分子之间的距离很大。理论上，压力为零或接近于零时的高度就是大气层的顶部，但这个高度是不可能出现的。因为在很高的高度，逐渐到达星际空间，没有任何地方是完全没有空气分子的。

气象学家认为，只要在最高高度发生的某种现象与地表气候有关，这个高度就可以定义为大气层的上界。因此，过去将极光出现的最高高度（1200公里）定义为大气层的上限。物理学家和化学家根据大气的物理和化学特性，认为大气的上限至少高于1200km，但不会超过3200km。由于在这个高度离心力超过了重力，因此大气层的密度接近星际气体的密度。因此，在高层大气物理学中，常将大气定义为3000km。

2.空气质量

虽然大气层的高度很难确定，但理论上可以得到大气层的质量。假设大气是均匀的，大气高度约为8000m，整个大气柱的质量为

mo=poH=1.125x10-3x8x105=980g/cm2；

po为标准条件下（T=0，气压为1013.25hPa）的大气密度。

(2)大气压

1.气压

定义从双测量高度到单位面积（截面积1cm2）大气上边界的垂直空气柱的重量为大气压，简称大气压。

地面气压值在980至1040hPa之间变化，平均为1013hPa。气压有日变化、年变化，也有非周期性变化。气压的非周期性变化往往与大气环流和天气系统有关，且变化幅度较大。

气压的日变化在整个过程中有两个最大值（9-10点、21-22点）和两个最小值（3-4点、15-16点）日夜。热带地区的日变化比温带地区更为明显。赤道地区气压年变化较小，高纬度地区气压年变化较大；大陆和海洋之间也存在显着差异。大陆上的气压冬季较高，夏季最低，而海洋则相反。

2、气压垂直分布

气压取决于水平面上大气的质量。随着海拔的升高，大气柱的质量减小，因此气压随着海拔的升高而降低。

气压随海拔高度的实际变化与气温和气压条件有关。

相同气压下，气柱温度越高，单位压力高差越大，垂直压力梯度越小；相同温度下，气压越高，单位压力高度差越小，垂直压力梯度越大。

(3)大气层结

根据其分子组成，大气可分为两个主要层，即均质层和非均质层。均质层是指从地表到85km高度的大气层。除水蒸气变化较大外，其成分比较均匀。85km以上高度为异质层，可分为氮层（85~200km）、原子氧层（200~1100km）、氦层（1100~3200km）和氢层（3200~9600km）。

根据大气的化学和核物理性质，异质层可分为光化层和离子层。光化层含有由分子、原子和自由基组成的化学物质，包括海拔20km左右的臭氧层，其中03浓度最大。电离层含有大量的离子。以及反射无线电波的能力。从下到上分为D、E、F1、F2、G层。

在气象学上，大贝尔带根据温度和运动条件分为五层：对流层、平流层、中间层、暖层和外逸层。

(4)标准大气

人们根据高空探测数据和理论，定义了一种特征随高度均匀分布的大气模型，称为“标准大气”或“参考大气”。标准大气模型假设空气是干燥的，在86km以下是均匀混合物，平均摩尔质量为28.964kg/kmol，处于静态平衡和水平分层。给出温度-高度走廊和边界条件后，通过对静力学方程和状态方程积分得到压力和密度值。

3、大气热能概念（掌握太阳辐射、大气能与隔热效应、地-大气系统辐射平衡）。

地球气候系统的能源主要是太阳辐射，它从根本上决定了地球和大气的热条件，从而控制其他能量传递过程。辐射能量交换也发生在地球气候系统内。因此，有必要研究太阳、地球和大气之间的辐射能量交换以及其他地球-大气系统的辐射平衡。

(1)太阳辐射

太阳是距离地球最近的恒星。它的表面温度约为6000K，内部温度更高，因此太阳不断向外辐射巨大的能量。太阳辐射能主要为可见光，波长为0.4-0.76m，约占总能量的50%；其次是波长大于0.76m的红外辐射，约占总辐射能量的43%；波长小于0.4m的紫外线约占7%。与地球相比，太阳辐射的波长较短，因此太阳辐射称为短波辐射。“表示太阳辐射能量强度的物理量，即单个时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能量，称为太阳辐射强度。

在太阳与地球平均距离（1.496x108km）下，垂直于太阳光线的大气层顶部单位面积每分钟接收到的太阳辐射量称为太阳常数。

经大气减弱后到达地面的太阳辐射有两部分：一部分是直接辐射，另一部分是经大气散射后到达地面的部分，称为散射辐射。两者之和就是太阳总辐射量，称为总辐射量。总辐射的纬度分布：一般来说，纬度越高，总辐射越小；纬度越低，总辐射越大。由于赤道附近多云，最大总辐射并不出现在赤道处，而是出现在200N附近。到达地面的总辐射量一部分被地面吸收并转化为热能，一部分被反射。反射部分占辐射量的百分比称为反射率。反射率根据地面的性质和状态变化很大。

(2)大气能及其保温效果

大气本身吸收的直接太阳辐射非常少，但水和陆地植被等下垫面可以吸收太阳辐射，并通过潜热和显热转换将其供应给大气。大气能量增益的具体结构为：

1、直接吸收太阳辐射大气中吸收太阳辐射的物质主要是臭氧、水蒸气和液态水。地球大气层对太阳辐射的吸收

2、吸收地面辐射：地面吸收到达大气上边界的太阳辐射能的50%，转化为热能，升高温度，然后以长波（红外线）的形式向外辐射更大大于3纳米。这种辐射能量的75%-95%被大气吸收，只有一小部分波长为8.5至12纳米的辐射通过“大气窗”逃逸回宇宙。

3.潜热输送：海洋和陆地表面水的蒸发使地热输送到大气中。一方面，当水蒸气凝结成雨滴或雪时，它向空气释放潜热；另一方面，当雨滴或雪落到地面上时，它们很快就会蒸发。这个过程交替发生。全球地表年平均潜热输送量约为2760MJ/m2，占辐射平衡的84%。可见，地球与大气之间的能量交换主要是通过潜热传输完成的。

4、敏感热传输：地表与低层大气温度不相等，因地面与大气之间发生显热交换而发生能量传输。

大气获得热能后，根据自身温度向外辐射。这称为大气辐射。一部分逃逸到太空，一部分向下投射到地面，这就是大气逆向辐射。大气反向辐射的存在使得地面的实际损失略小于长波辐射释放的能量，地面能够保持一定程度的温暖。这种隔热效果通常被称为“温室效应”或“温室效应”。根据计算，如果没有大气层，地面的平均温度将为-18，而不是现在的15。

(3)地气系统的系统平衡

辐射平衡有年变化和日变化。当白天接收到的太阳辐射超过出射的长波辐射时，夜间辐射平衡为正负。积极到消极和消极到积极的时刻分别是日落前一小时和日出后一小时。

一年之内，北半球夏季辐射平衡因太阳辐射增加而增加；冬季则相反，甚至出现负值。

纬度越高，辐射平衡保持正值的月份就越少。

4、温度（掌握温度水平和垂直分布的特点）。

(1)温度的周期性变化

(2)温度垂直分布

对流层大气距离地面越高，吸收的长波辐射能量就越少。因此，在对流层内，气温随着高度的增加而降低。温度随海拔高度的变化用单位高度（通常为100米）的温度变化值来表示，即/100米，称为温度垂直递减率。称为温度递减率。从整个对流层的平均情况来看，海拔每升高100米，气温就会降低0.6。

由于温度受纬度、地面性质、气流运动等因素影响，对流层温度递减率不可能到处都是0.65/100米，而是随地点、季节、昼夜的不同而变化。一般来说，夏季和白天，地面吸收太阳辐射量大，地面温度高，地面辐射强度大，近地面空气层受热较多，温度递减率大；反之，在冬季和夜间，蒸气混合物的递减率较小。在一定条件下，下层的温度可能反比上层的温度低。气温随海拔升高而升高的现象称为逆温。

逆温发生的主要原因有3个：(1)辐射：常发生在晴朗无云的夜间。由于来自地面的有效辐射较强，近地表层温度迅速下降，而上层空气层冷却较少，从而形成从地面开始的现象。逆温层。(2)平流：暖空气在冷地面或空气层上方水平移动。下层受寒冷的地面或空气层影响而迅速冷却。上层受到的影响较小，冷却速度较慢，从而形成逆温。(3)气沉：多发生在山区。山坡上的冷空气沿着山坡下沉到谷底，谷底原来的暖空气被冷空气推高，从而引起逆温现象。这种逆温主要是在一定地形条件下形成的，因此也称为地形逆温。逆温的存在阻碍了空气的垂直运动，阻碍烟雾、污染物和水汽凝结的扩散，有利于雾的形成，使能见度恶化，使空气污染更加严重。废气污染严重的工厂不宜建在封闭山谷内，避免地形倒转造成大气污染事故。

(3)温度水平分布。

空气温度的水平分布通常用等温线表示。等温线是连接具有相同温度的地方的曲线。等温线越接近，温度水平的变化越大；否则，情况正好相反。闭合等温线表明存在暖中心或冷中心。有时为了便于比较，可将表层气温的实际观测值（或统计值）修正为海面温度，然后绘制等温线。气温的水平分布与地理纬度、陆地和海洋分布、大气环流、地形起伏、洋流等因素密切相关。根据世界多年平均1月和7月气温分布图可以看出，全球气温水平分布具有以下特点：

(1)由于太阳辐射量随纬度变化，等温线分布的总趋势大致与纬度平行。北半球夏季，随着太阳直射点北移，整个等温线系统也北移；冬季则相反，整个等温线系统向南移动。这一特征在南半球广阔的海洋中相当典型。北半球海洋和陆地的分布十分复杂。等温线不像南半球海上的等温线那么简单和直。相反，它们扭曲、转动，甚至变成闭合曲线，形成温暖或寒冷的中心。

(2)冬季太阳辐射的纬度差异大于夏季。北半球一月份等温线密集，南北温差较大；7月，等温线稀疏，南北温差较小。在南半球，由于海洋的巨大调节作用，1月和7月等温线分布的反差并不像北半球那么明显。

(3)水体温度升高缓慢，冷却缓慢。夏季，海面温度低于陆地表面，冬季，海面温度高于陆地表面。因此，冬季，大陆等温线向南弯曲，海洋等温线向北弯曲；夏季则相反，大陆等温线向北弯曲，海洋等温线向南弯曲。这种等温线的弯曲在欧亚大陆和北太平洋最为明显。

(4)洋流对海面温度分布影响较大。强劲的墨西哥湾流使大西洋的等温线向东北-西南方向移动。1月份，大西洋的0C等温线延伸至北纬70左右。其他洋流系统对等温线方向也有类似的影响，但影响范围较小。

（5）7月最热的地方不是赤道，而是北纬20-30的撒哈拉、阿拉伯、加利福尼亚州。全球绝对最高气温发生在利比亚阿齐齐亚，受来自撒哈拉沙漠南部的干热风影响，当地气温达到58。1月，西伯利亚形成寒冷中心，奥伊米亚莫极端最低气温为-71C。南极洲还记录了-88.3C的最低表面温度。