大气的组成和热能.ppt

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1、自然地理学 2,主讲人：许振文,第三章 大气和气候,一、大气的成分二、大气的结构三、大气的热能四、气温,地球大气是多种物质的混合物，由干洁空气、水汽、悬浮尘粒或杂质组成。在距地表85km以下的各种气体成分中一般可分为两类。定常成分:各部分之间大致保持固定比例，如 N2 O2 Ar Ne Kr Xe He；可变成分:这些气体在大气中的比例随时间、地点而变，如H2O CO2 O3 CO CH4 H2S SO2,大气的组成,大气中除固体杂质和水汽之外的全部混合气体，称为干洁空气。氮和氧容积占99.04，加上氩，三者合占99.97，其他气体仅占0.03%。干洁空气中大多数气体的临界温度低于自然情况下大

2、气中可能出现的最低温度，CO2的临界温度虽然较高，但它所对应的压力却大大超过其实际分压力。因此，干洁空气中的所有成分都呈气体状态。观测结果表明，85km以下大气运动和分子扩散的结果使得空气充分混合，干结空气各成分的比例得以维持常定，因此可将85km以下的干结空气当作一种分子量为28.964，密度为标准状态下1.293103g/cm3的单一气体处理。85km以上的高层大气，主要由于N、O的离解，大气各成分间的比例随高度和时间而变化。,氮和氧,常温下N2的化学性质不活泼，不能直接被植物吸收和利用只能通过豆科植物的根瘤菌部分固定于土壤中，N2对太阳辐射0.030.13m 具有选择性吸收。O2是生物赖

3、以生存和繁殖的必要条件，除了游离态的外，还以硅酸盐、氧化物和水等化合态存在，在高空还有臭氧及原子氧。O2在波长小于0.24m 的辐射作用下受到分解到大气中的臭氧层的形成就和氧的分解有关。,CO2离地表20km以下，CO2平均含量约为0.03，向高空显著减少。CO2主要来自火山喷发、动植物的呼吸以及有机物的燃烧、腐败等。在人口稠密的工业区，其含量明显增高，达；在海洋上和人口稀少地区，含量大为减少。而海水中CO2的则明显超过大气中CO2的超过0.2-0.5%是会对生物有害。CO2能强烈吸收和放射长波辐射，对大气和地表温度有明显的影响，起着“温室”作用，另外CO2的升高，将导致平流层放射更多的长波辐

4、射引起平流层的冷却。,低层大气中的O3主要来源于闪电。闪电不经常发生，所以低层O3含量极少，而且不稳定。高空的O3是由太阳紫外线作用形成的，所以含量比低层大气多，并在2025km的高空达到极大值。O3能强烈地吸收太阳紫外线，对大气有增温作用，并在高空形成一个暖区。大量紫外线在高空被吸收，使地面上的生物免受危害。穿透大气层到达地表的少量紫外线，对人类和大部分生物则是有益的。O3层的破坏可能引起一系列的不利于人类的气候生物效应。,臭 氧,大气臭氧浓度随高度的变化,臭氧的浓度随高度的分布，具有不连续或突变现象。大气中O3主要存在于1050 km的大气层中，绝大部分集中在平流层，对流层只占了10%左右

5、。近地面层臭氧含量少，从10 km高度开始增加，到2030 km高度浓度达到最大值，称为“臭氧层”，再往上逐渐减少，到50Km以上就极少了。这是由于不同高度上O3的形成条件不同造成的。据观测，大气中CH4的增加将引起对流层O2的增加，而N2O和CFCs的增加将引起平流层O3的减少。,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。,水汽主要来源于海洋、江河湖沼和土壤，以及潮湿物体表面的蒸发和植物的蒸腾。大气中的水汽含量极不固定，随时间、地点、条件而不同。其所占容积

6、变化范围为04。观测结果表明，在1.52km高度，水汽含量只及地面的1/2；在5km高度，只相当于地面的1/10，再往上更少。水汽含量虽然不多，但它在大气温度变化范围内可以发生汽态、液态和固态三相转化，人们常见的云、雾、雨、雪等天气现象，都是水汽相变的表现。此外，水汽还善于吸收和放射长波辐射，显著影响大气和地表的温度。,（二）水汽,悬浮在大气中的固体杂质主要有烟粒、尘埃、盐粒等，它们的半径一般为10-210-8cm，多集中于低层大气中。烟粒主要来源于生产、生活方面的燃烧；尘埃主要来自经风的吹扬进入大气的地表松散微粒，以及火山爆发后产生的火山灰、流星燃烧的灰烬；盐粒则主要是由海洋波浪飞溅进入大气

7、的水滴被蒸发后形成的，固体杂质的含量陆地上空多于海洋上空，城市多于乡村，冬季多于夏季，白天多于夜晚，愈近地面愈多。固体杂质是大气中水汽凝结的必要条件；能吸收部分太阳辐射，又可阻挡地面长波辐射，对大气和地表温度有一定影响；其含量多少，还直接影响到大气能见度的好坏。,由于自然或人为的原因，导致空气中有害物质的浓度超过一定限度，维持一定的时间，直接或间接地对人类正常生活、动植物正常生长，以及对气候和各类物品、材料造成危害的现象，称为大气污染。除火山爆发、森林火灾、海水蒸发、植物花粉传播等自然原因外，人类活动如工业生产、生活燃烧、各种交通工具排放的烟、粉尘、废气等，还有现代化战争。都引起大气污染。常见

8、的有害气体有二氧化硫、一氧化碳、氟化氢、氮氧化物、氯化氢等。此外，还有各种烟和粉尘以及光化学烟雾等。据统计，全世界每年排放的有害气体总量高达6108多吨,在大气污染物中，以粉尘烟雾对人体健康危害最大。直径为0.55微米的粉尘烟雾可直接进入肺组织内部，通过血液传播全身。据分析，有的煤粉尘微粒表面存在致癌性的芳香族化合物。大气污染程度不仅与废气排放量有关，而且与气象状况有关。如1952年伦敦发生的大气严重污染事件就是由于受反气旋控制，上空气温逆增、大气层结稳定，阻碍污染物扩散，有毒气体浓度加大，烟雾笼罩达四天之久，导致数千人死亡。环境污染问题已引起世界各国的重视，相继采取措施加以防治，如对污染源进

9、行监测，改革生产工艺过程，增设除尘和回收设备，调整有污染的工厂布局，控制污染物的排放量等。对新建的城市、工业区、厂房、烟囱等，在规划设计中必须考虑气象条件，利用大气扩散的自行净化能力，以及进行合理的绿化布局，将大气污染的危害减少到最低限度。,1、大气上界 大气按其物理性质来说是不均匀的，特别是在铅直方向上变化急剧。在理论上，当气压为零或接近零的高度为大气的顶层，但是这种高度不可能出现。由此可见，地球大气圈的顶部并没有截然的界限。气象学家认为，只要发生在最大高度上的某种现象与地面气候有关，便可定义这个高度为大气上界。因此过去曾把极光出现的最大高度（1200km）定位大气上界。物理学家、化学家则从

10、大气物理、化学特征出发，认为大气上界至少高于1200km，但不超过3200km，因为这个高度上离心力已超过重力，大气密度接近星级气体的密度。所以在高层大气物理学中，常把大气上界定在3000km左右。,二、大气的结构,（一）大气质量,大气高度虽然不易确定，大气质量却可以从理论上求得。假定大气是均匀的，则大气的高度约为8000m，则单位面积大气柱的质量为：1013.3g/m2，那么整个地球大气的总质量为5.141018kg。实际上，空气具有高度可压缩性，大气低层密度大。由于大气密度虽高度按指数规律减少，因而大气质量的减少也按指数规律。由海平面至5.5km高度的大气中含有大气总质量的50%，至8km

11、含有63%，至36km含有99%。离地面361000km内不足总质量的1%,2、大 气 质 量,大气由于地球引力作用而具有的重量，对地面施加压力。在与大气接触的表面上,由于空气分子的碰撞在单位面积上所受的力称为大气压力,其大小因接触面的方向而不同.因为大气是有重量的，所以通常所说的气压是指单位水平面所承受的大气层的压力,它的数值相当于单位水平面上垂直空气柱的重量。气压测量单位是帕（斯米），符号Pa，1“百帕”等于1毫巴。当选定温度为0，纬度为45的海平面时，气压为1013.25百帕（hPa），称为一个标准大气压。大气压变化的正常范围是9801050hPa。地面记录到的最低气压为870hPa,发

12、生于西太平洋台风的中心（1979年10月）；记录到的最高气压为1084hPa，发生于西伯利亚的Agata(67N，93E，1968年12月)。,（二）大气压力,1、气 压,气压变化，实质上是该地上空空气柱重量的增加或减少的反映。气压随时间的变化有周期性变化和非周期性变化。气压的周期性变化有日变化和年变化。,2.气压随时间的变化,地面气压的日变化有单峰、双峰和三峰等形式。其中以双峰型最为普遍，其特点是一天中有一个最高值和一个次高值，分别出现在9-10时，21-22时；一个最低值和一个次低值，分别出现在15-16时，3-4时。气压日变化幅度随纬度、季节、地形等不同而差异。热带日变化比温带明显，日振

13、幅3-5 hPa；温带地区，1-3hPa，高纬地区不到1hPa。,气 压 的 日 变 化,气压年变化受纬度、季节、海陆和海拔等地理因素的影响，有大陆型和海洋型。大陆上冬冷夏热，气压最高值出现在冬季，最低值出现在夏季，年振幅较大，并由低纬向高纬逐渐增大；海洋上冬暖夏凉，气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季，年振幅小于同纬度的陆地，高山区气压年变化具有海洋性特征，但成因不同，它们是空气受热或冷却，气柱膨胀上升或收缩下沉引起高山气柱质量变化所致。气压的非周期性变化，是指气压变化没有固定周期，是由于气压系统移动和演变造成的。,气 压 的 年 变 化,大气压总是随海拔高度升高而降低的，因为空气密度和空

14、气柱厚度都随高度升高而减小，所以空气柱重量减少，气压也就降低。,3、气压随高度的变化,气压随高度的增加而降低的快慢程度不同。低层大气，因其密度比高层大，所以气压随高度增加而降低比高层快，每改变单位气压，高度差小，高层大气，因其密度增加而降低慢，每改变单位气压高度差小；暖空气-密度较小，气压随高度增加而降低值大，改变单位气压高度差大。可见，气压随高度的变化与气温和气压条件有关。在气压相同的条件下，气柱温度愈高，密度越小，气压随高度递减缓慢，单位气压高度差越大，气压垂直梯度小；反之，气柱温度越低，气压随高度递减快，单位气压高度差越小，气压垂直梯度大。在相同气温下，气压值越大的地方，空气密度越大，气

15、压随高度递减快，单位气压高度差小；反之，单位气压高度差大（见表3-3）,3、气压随高度的变化,4、气压场和气压系统,气压的分布形势通常是用等压线与等压面来表示的。某一水平面上的气压相等各点的连线，称为等压线。根据等压线排列形状和疏密程度，就可以看出水平面上的气压分布状况。所谓海平面气压图，就是将各气象台站同一时刻测得的本站气压，订正到海平面气压值，然后填在图上，再把气压相同的点用平滑的曲线连接起来，得海平面等压线图，表示海平面的气压分布。若绘制的是某一高度的等压线，则得某高空的气压水平分布图。,4、气压场和气压系统,空间气压场用等压面表示。空间气压相等各点所组成的面，称等压面。等压面是一个起伏

16、不平的曲平。因气压随高度增加而降低，故高值等压面在下，低值等压面在上。对某一水平面来说，气压高的地方等压面向上突，气压低的地方等压面向下凹。因此在此等压面上绘制等高线，表示气压的高低分布。,气压的空间分布称为气压场。在同一水平面上，气压的分布是不均匀的，有的地方气压高，有的地方气压低，气压场呈现出各种不同的气压形势。,低气压-等压线闭合，中心气压比周围低，向外逐渐增高，空间等压面向下凹陷，形如盆地。空气向中心辐合气流上升。,高气压-其等压线闭合，中心气压比周围高，向外逐渐降低，空间等压面向上突出，形如山谷。空气自中心向四周辐散，气流下沉。,低压槽-由低压向外延伸出来的狭长区域，或一组未闭合的等

17、压线，向气压较高一方突出的部分，称低压槽，简称槽。在槽内各等压线弯曲最大处的连线，称为槽线。槽线上的气压值比两侧都低。在北半球，槽的尖端多指向南方；尖端指向北方的称倒槽；向东或向西的称为横槽。槽附近空间等压面形如山谷，空气向槽内辐合上升。槽线过境，通常会引起天气的迅速变化,高压脊-由高压向外延伸出来的狭长区域，或一组未闭合的等压线向气压较低的地方突出的部分，称为高压脊，简称脊。在脊中等压线弯曲最大处的连线，叫脊线。脊线上的气压值比两侧都高。脊线附近的空间等压面形如山脊，空气向外辐散。高压脊里的天气则通常是良好的,两个高压与两个低压相对应的中间区域，叫鞍型气压区，简称鞍。其附近空间等压面形状似马

18、鞍。区内气流不稳定，天气阴沉。,气压场的型式、变化和移动情况，是预报天气趋势的前提,按照大气化学组成，可以将它从上到下划分成两个广阔的层次，即非均质层和均质层。非均质层范围大致在距地面85480km之间，这里以480km的高度近似地作为大气圈顶部（上界），与太阳常数的高度界限是一致的。在此高度以上，基本上为真空，称为外逸层。在此层内，各种气体分子和原子（主要是氮和氧）依其重量而成层地分布，除此之外，本层还具有独特的热性质和电离功能，因此，又称为热成层和电离层。,（三）大气分层,热成层的范围与非均质层大致相当，其上界称为热成层顶，高度在太阳活动的活跃期可达550km，在宁静期则降低到250km上

19、下，热成层的温度从底部向顶部迅速增高，由90到1200，因此，本层的中、上部温度很高。这是空气分子吸收大量的太阳短波辐射，使其动能增大的结果。然而，由于本层空气分子的密度很小，所以，可感热传递的能量很少。,非均质层,电离层上界的高度与热成层基本相同，但下界可达到距地面55km处。由于该层吸收大量宇宙射线、X射线、射线和紫外线等短波辐射，使原子变成带正电的离子，故而得名。电离层的作用是过滤掉有害波段的太阳辐射，可以保护地球表面不受到过强射线的照射。此外，电离层还能反射无线电波，使之得以远距离传播。当太阳风十分强烈时，电离层也非常活跃，可以使无线电通讯中断。太阳风引起的极光通常也发生在此层中。电离

20、以又可以划分为D层、E层和F层几个电离程度相对比较集中的层次。,非均质层,大气分层,均质层范围在地表到85km处。尽管随着高度的增加，空气的密度迅速减少，但在均质层中，各种气体的混合几乎是均匀的，具有相对稳定的成分。当然也有例外，例如臭氧在平流层大气中的聚集，以及水汽和污染物在近地面低层大气中含量的变化等。,按照从地面到高空，大气的成分、密度、温度等物理性质的明显变化。世界气象组织根据气温的垂直分布，将大气分为对流层、平流层、中间层、暖层和散逸层。,对流层其下界是地面，上界因纬度和季节而不同。根据观测，对流层的平均厚度在低纬度为1718km，中纬度1012km，高纬度89km。夏季对流层的厚度

21、大于冬季，例如南京夏季对流层厚度可达17km，冬季只有11km。对流层集中了整个大气质量的3/4和几乎全部水汽，它具有以下三个基本特征：,（1）在一般情况下，对流层中气温随高度增加而降低。因为，对流层空气主要依靠地面长波辐射增热，愈近地面，空气受热愈多，反之愈少。因此，高度愈大，气温愈低。平均每升高100米气温降低0.6。,（3）天气现象复杂多变。由于空气有垂直对流与水平运动，水汽和杂质含量均多，随着气温变化，可产生一系列物理过程，形成复杂的天气现象。因此，对流层与地表自然界和人类关系最为密切。,（2）空气对流运动显著。对流层的温度垂直变化明显，水平分布不均，愈近地面气温愈高，纬度愈高气温愈低

22、。这种状况有利于空气的垂直对流和水平运动。空气的对流运动，使高低层空气得到交换，近地面的热量、水汽和杂质通过对流向上空输送，导致一系列的天气现象的形成。,对流层内部根据温度、湿度和气流运动，以及天气状况诸方面的差异，通常划分为三层：下层：底部和地表接触，上界大致为12公里，有季节和昼夜等的变化，一般夏季高于冬季，白天高于夜间。下层的特点是水汽、杂质含量最多，气温日变化大，气流运动受地表摩擦作用强烈，空气的垂直对流、乱流明显，故下层通常也叫摩擦层或边界层。中层：下界为摩擦层顶，上部界限在6km左右。中层受地面影响很小，空气运动代表整个对流层的一般趋势，大气中发生的云和降水现象，多数出现在这一层。

23、此层的上部，气压只及地面的一半。上层：范围从6km高度伸展到对流层顶部。这一层的水汽含量极少，气温经常保持在0以下，云都由冰晶或过冷水滴所组成。在对流层和平流层之间，还存在一个厚度数百米至12km的过渡层，称为对流层顶。其气温随高度增加变化很小，甚至没有变化，它抑制着对流层内的对流作用进一步发展。,对流层顶以上到5055公里范围是平流层。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。到平流层顶，气温约升到270290K。平流层水汽含量极少，因而没有对流层内出现的那些天

24、气现象，只在底部偶然出现一些分散的贝云。本层气流运动相当平稳，并以水平运动为主，平流层即由此而得名。现代民用航空飞机可在平流层内飞行。,由于平流层温度随高度上升而显著增高，所以对流层顶如同一个“盖子”，阻碍下层较冷空气进入平流层混合。然而，飓风仍可以将水汽带入平流层中，火山爆发也可将尘埃和硫微粒带入平流层，形成阻挡太阳辐射的“阳伞效应”。在对流层中，自然和人为成因的各种气体、颗粒物和化学物质组成大气的成分，其中，各种大气污染物的时空分布及其作用机理已成为环境科学的重要研究领域。,自平流层顶到8085km是中间层，主要特点是气温随高度增加而迅速下降，到顶部降至160190K。这可能与这一高度几乎

25、没有O3有关。由于下层气温比上层高，故空气有垂直对流运动，又称为高空对流层或上对流层。,又叫电离层。自中间层顶到800公里高空属于暖层。这一层大气密度很小，在700公里厚的气层中，只含有大气总质量的0.5。本层特点是：气温随高度的增加而迅速升高，到顶部高达1000K，这是因为所有波长小于0.175m的太阳紫外辐射都已被暖层气体所吸收的缘故。由于大气密度太小，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。电离程度较强的有高度在100120公里的E层和00400公里的F层，以及介于中间层和暖层之间的，只在白天出现、高度大致为80公里的D层。电离

26、层能够反射无线电波，故在远距离无线电通讯中具有重要意义。当太阳活动强烈时，电离层受到骚扰，并能吸收短波无线电，导致地球上无线电通讯受阻甚至短时间中断。,又叫外层。暖层顶之上，因大气十分稀薄，离地面远，受地球引力场约束微弱，一些高速运动的空气质点就能散逸到星际空间，所以本层称为散逸层。根据宇宙火箭探测资料，地球大气层之外，还有一层极其稀薄的电离气体，可伸展到22000公里高度，称为地冕。这可能就是地球大气层向宇宙空间的过渡区域。,大气空间状态复杂，而大气压强、温度、密度等参数随高度的分布状况对航空、军事和空间科学研究十分重要，因此人们根据高空探测数据和理论，规定了一种特性随高度平均分布的大气模式

27、，称为标准大气或参考大气。标准大气模式假定空气是干燥的，在86km以下是均匀混合的，平均摩尔质量为：28.9644kg/kmol,且处于静力学平衡和水平成层分布。,地球及大气的热状况是天气变化的基本因素。辐射交换是决定热状况的能量交换方式之一，也是地球气候系统与宇宙空间交换能量的唯一方式。地球气候系统的能源主要是太阳辐射，它从根本上决定地球、大气的热状况，从而支配其他能量的传输过程。地球气候系统内部也进行着辐射能量交换。因此，需要研究太阳、地球及大气的辐射能量的交换和地气系统的辐射平衡。,太阳表面温度6000k，能不断地向外辐射能量。太阳每时每刻都在向外发射能量，称为太阳辐射，它包括微粒流辐射

28、和电磁波辐射两种。太阳输送给地球能量的最主要方式是电磁能，它的传播速度等于光速。辐射能的电磁波谱由不同波长的射线组成，大部分影响地表系统的太阳辐射位于紫外、可见光和近红外范围内，其中，7%在紫外范围（0.76m）。,（一）太阳辐射,根据维恩定律，黑体辐射能力最大值对应的波长max与辐射体表面的绝对温度T成反比，表示为 max=C/T 式中，比例常数C=2897.8mK。据此，物体温度越高，其辐射的波长就越短；物体温度越低，其辐射的波长就越长。由于太阳对各种波长辐射的吸收率均接近于1，所以它可以被看做是绝对黑体。在地球大气上界测量太阳光谱发现，太阳辐射能量最大的波段是在0.474m处，将其代入维

29、恩定律公式，即可计算出太阳表面温度约为6113.7K。根据温度为6113.7K的黑体辐射通量密度分布曲线，可以得出太阳辐射能的99%集中在0.174.0m的波长范围内。太阳作为热辐射体所在发射的辐射称为短波辐射（short wave radiation）。,（一）太阳辐射,表示太阳辐射能强弱的物理量，即单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能，称为太阳辐射强度。太阳辐射在宇宙空间传播没能量损失，但其光束随远离太阳而发散，因此投射到一定横截面上的太阳光速辐射强度，与它离开太阳距离的平方成反比地减小。太阳辐射能分配在以太阳为球心的球面空间内，地球大圆横截面在这个空间球面上所占面积的比例，即地球拦

30、截的太阳辐射能量仅为其总能量的20亿分之一。,（一）太阳辐射,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所接受的太阳辐射，称为太阳常数（用S0表示）。国际气象组织（WMO）在1981年推荐太阳常数的最佳值为1367W/m2。太阳常数这个词早在1837年就已提出。但其是否是一个常数多年尚有争论。事实上，由于太阳光谱照度随波长的变化曲线而有年际变化，太阳常数并非保持恒定，地球公转而引起的日地距离的变化可使大气上界太阳辐射强度出现 3.5%的变化；太阳物理状况的日际变化和太阳周期活动也可导致 1%的变化。太阳常数随着时间的流逝而维持定常是非常重要的，因为它的微小变化都会引起地表系统能

31、量收入的巨大扰动。根据估算，如果太阳常数变化1%（13.67W/m2）,全球平均地面气温将变化0.652。,（一）太阳辐射,太阳辐射穿过大气层后才到达地面。大气对太阳辐射有吸收、散射和反射作用、使到达地面的辐射通量密度减小，而且光谱组成也发生变化。,4、地球大气对太阳辐射的影响,大气中能吸收太阳辐射的物质主要有臭氧、氧、水汽、二氧化碳、云、雨滴及气溶胶粒子等，它对太阳辐射的吸收具有选择性。氧主要吸收小于0.24m的紫外辐射，使100KM以上的高层大气增温，故出现暖层。臭氧在0.22-0.32m的紫外区，有强的吸收带，所以地面观测不到小于0.32m的紫外辐射，对地球生物起保护作用。臭氧的吸收使臭

32、氧层增温，故平流层气温逆增。水汽是大气中最主要的吸收体，主要吸收带在0.932.95m之间的红外区，而此波段的太阳辐射能很小，因此水汽吸收的太阳辐射能并不多，约占4-15%。水汽吸收主要影响对流层大气。二氧化碳主要吸收4.3m的远红外区，而这一区域能量很弱，所以二氧化碳吸收作用不大。水汽和二氧化碳的吸收使对流层增温。尘埃、水滴吸收也甚微。由此可见，透过大气的太阳辐射，被大气吸收后辐射能减弱，但主要吸收带位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，故大气对太阳辐射的吸收并不多，约占到达大气上界太阳辐射总量的20%左右。所以太阳辐射不是对流层大气的直接热源。大气吸收使到达地面的太阳辐射光光谱变得不规则。,

33、4、地球大气对太阳辐射的影响,太阳辐射通过大气时，遇到大气中的空气分子、尘埃、水滴等质点，这些质点内部的电子在电滋波的作用下，发生振动，因而向四面八方发射同样波长的电滋波，称为散射。在散射的过程中，能量并不损失，只是一部分辐射改变了方向，变成了逆辐射而溢出大气层，从而使到达地面的辐射量减少。,4、地球大气对太阳辐射的影响,散射能量决定于散射质点的大小与入射光波长的对比关系。散射质点直径小于入射光波长的，如空气分子，这种质点按分子散射的规律进行散射，散射能力与散射光波长的四次方成反比，这种散射称分子散射，散射光具有选择性，选短波散射；散射质点直径大于入射光波长的，如云滴、尘埃等，此时，分子散射规

34、律不起作用，散射能力与入射光谱波长无关，散射光无选择性，各种波长的光都能同样的散射，这种散射称为漫射或粗粒散射。,大气散射的波长范围集中于辐射最强的可见光区，所以散射辐射是太阳辐射减弱的重要原因。太阳辐射通过大气层散射减弱68%的能量，大气对短波光线的散射作用较大，而对长波光线的散射作用很小，所以散射使到达地面的太阳辐射光谱成分改变，青、蓝光辐射能量比例减小，红橙光辐射能力增加。雨后天晴，大气中的尘埃、水滴等粗粒质点减少，大气较干洁，以分子散射为主，对青蓝光散射能力最强，所以天空呈蔚蓝色。大气中的水汽、尘埃较多时，各种波长的光都被散射，天空呈灰白色。晨昏时，太阳光斜射穿过大气层，低层大气水滴、

35、灰尘等大质点多、红、橙光散射多，出现“霞光”。由于散射光的作用，室内无直射阳光也觉明亮。,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，其中，云的反射作用最为显著。低云反射率为65%，中云50%，高云25%，稀薄的云层反射10%20%，厚的云层可以反射90%以上，云的平均反射率为50%55%。所以，阴天时地面得到的太阳辐射能量少。上述三种方式中，反射作用最主要，散射次之，吸收损失最小，到达地面的只有大气上界太阳辐射约一半。,4、地球大气对太阳辐射的影响,到达地面的太阳辐射包括两部分：一部分是以平行光线形式直接投射到地面上的，称太阳直接辐射（S）。另一部分是

36、经过大气散射后，从天空投射到地面的，称散射辐射（D）。两者之和称总辐射（S+D）。总辐射被地面反射的部分称反辐射（S+D）r，r为地面反射率。阴天时，散射辐射即总辐射。,水平面上直接辐射强弱受太阳高度和大气透明度的影响。直接辐射量有日变化、年变化和纬度变化。晴天时直接辐射的日变化，与太阳高度变化一致。大气中云滴、灰尘、烟雾越多，大气透明度越小，直接辐射被削减越多；太阳高度越小，太阳辐射穿过的大气层越厚，被大气削减越多，到达地面的直接辐射越小，反之则越多。直接辐射的年变化主要受云量及大气透明度的影响。在气候干燥地区，即使纬度较高的地方直接辐射也并不少，而云量较多的地区，即使纬度较低、直接辐射也不

37、多。例如，呼和浩特（4049N）直接辐射年总量达367104kJ/cm2。重庆（2934N）只有165104kJ/cm2，不及呼市的一半。,5、到达地面的太阳辐射,强弱和太阳高度、大气透明度、云天状况、海拔高度等因素有关。太阳高度大时，入射的辐射量多，散射辐射也相应增强（如图），一日内正午前后最强。大气透明度较差时，参与散射作用的质点较多，散射辐射强，反之则弱。云对散射辐射的影响，由云状、云量而定。海拔越高，大气散射质点越少，散射辐射就越小。,5、到达地面的太阳辐射,影响直接辐和散射辐射的因素，也是影响总辐射的因素。由于太阳高度和昼夜随时间、季节、纬度而变化，因此总辐射也有明显的日变化、年变化

38、和随纬度的变化。一般，一天中，早晚总辐射小，中午大；一年中，总辐射是夏季大，冬季小；纬度越低，总辐射越大；反之，总辐射越小。但云可以使这种变化规律受破坏。比如总辐射最大值并不出现在赤道，而是出现在20N,原因就是赤道附近多云。我国总辐射年总量最高的地区在西藏，为213.3252.1 W/m2，因其海拔高度大。新疆、青海和黄河流域次之，为159.2212.3 W/m2，因其干旱、云少。长江流域和大部分华南地区，因云、雨较多，年总辐射量反而少，为119.4159.2W/m2。,5、到达地面的太阳辐射,到达地面的总辐射只有一部分被地面吸收，另一部分被地面反射。地面对入射太阳辐射反射的能力，用地面反射

39、率表示。反射率是指反射部分占辐射量的百分比。反射率的大小取决于地面的性质（水面、陆面）、状态（颜色深浅、粗滑、干湿）以及入射角的大小。水面对不同入射角的光线具有不同的反射率，入射角越小，反射率越大。铅直入射时，反射率越为25%；当入射角接近于0时，其反射率可达7080%。,5、到达地面的太阳辐射,陆地表面的反射率约为10%30%，随太阳高度的减小而增大，其中深色土比浅色土小，粗糙土比平滑土小，潮湿土比干燥土小，雪面反射率最大，平均为60%，洁白的新雪反射率可达90%-95%。水面反射率随水的平静程度和太阳高度而变，太阳高度越小，其反射率越大。对于波浪起伏的水面，其平均反射率为10%，比陆地稍小

40、。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的差异，这就是地面分布不均匀的原因。下垫面的反射率可以通过人为措施来改变，从而达到影响地面辐射能的收入，以改变气候，解决生产问题。,地面对太阳辐射的反射,（二）大气能量及其保温效应,覆盖整个地球的大气，总质量为5.141018kg，空气的比热是1005（1+0.86q）J/（kgK）其震撼个热容量为5.321015MJ/K。大气本身对太阳辐射直接吸收很少，而水、陆、植被等下垫面却能大量吸收太阳辐射，并经前热和感热转化供给。大气获得能量的具体结构为：1、对太阳辐射的直接吸收2、对地面辐射的吸收3、潜热输送4、感热输送,1、对太阳辐

41、射的直接吸收,大气中吸收太阳辐射的物质主要是臭氧、水汽和液态水（云），占大气体积的99%以上的氮和氧对太阳辐射的吸收微弱。太阳辐射穿过地球大气时不同波段被吸收的情况是不同的（见表）。平流层以上主要是O3和O2对紫外辐射的吸收，平流层至地面主要是水汽对红外辐射的吸收。整层大气对太阳辐射的吸收带大部分位于太阳辐射波谱两端的低能去，仅占太阳辐射的18%左右。据估计对流层大气由于直接吸收太阳辐射而增温，每天不足1。因此，对于大气对流层而言，太阳辐射不是主要的直接热源。,大气能量及其保温效应,2、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50%，变成热能，温度升高，而后再以大于3m 的长波（红

42、外）向外辐射。这种再辐射能量的7595%被大气吸收，只有极少部分波长为8.512m 的辐射通过“大气窗”逸回宇宙空间。可见，地面辐射是大气的第二热源。地面长波辐射几乎全被近地面4050m厚的大气层所吸收。如果没有这些能量，近地面平均气温将降低40，致使绝大多数生命不能存在。,大气能量及其保温效应,3、潜热输送,大气能量及其保温效应,海面和陆面的水分蒸发使地面热量得以输送到大气中。一方面水汽凝结成雨滴或雪时，放出潜热给空气；另一方面雨滴和雪降到地面不久又被蒸发，这个过程交替进行。潜热输送年总量，大陆表面平均为1130MJ/m2，大洋表面约为3430MJ/m2，即洋面是陆面的3倍。全球表面平均潜热

43、输送约为2760 MJ/m2，占辐射平衡的84%，可见，地气间的能量交换主要是通过潜热输送完成的。换言之，大气靠水汽凝结释放潜热而得到的能量最多。,4、感热输送,大气能量及其保温效应,陆面、水面温度与低层大气温度并不相等，因此地表和大气间便由感热交换而产生能量输送。在地球表面能量转换过程中，当地表温度高于低层大气时，将出现指向大气的感热输送。反之，感热输送方向将指向地面。就全球平均而言，无论是陆面还是洋面，感热交换的结果总是由地表向大气输送能量，年平均感热输送540MJ/m2，约占全球辐射平衡的16%。,5、大气的保温效应,大气中的水气和二氧化碳等，可以透过太阳辐射，又能强烈的吸收地面辐射，使

44、绝大部分地面辐射的能量保存在大气中并通过大气辐射向上传递。大气辐射向下指向地面的部分，方向与地面辐射相反，称大气逆辐射。大气逆辐射也几乎全部被地面所吸收，这就使得地面因辐射所耗损的能量得到一定的补偿，因而大气对地面有保温作用。可见，大气对太阳短波辐射吸收很少，能让大量太阳短波辐射通过大气层到达对面，但大气能强烈吸收地面长波辐射而增热，并又以长波逆辐射的形式返回给地面一部分，使地面不至因辐射失热过多，大气的这种对地面的保温作用，称大气保温效应或称室温效应。据计算，如果没有大气，地面平均温度要由15降到-18（-23），较现在要低 33（38）。也就是说，由于大气的存在，使地面平均温度提高了33（

45、38）。,大气能量及其保温效应,1、地面有效辐射,地面辐射与地面吸收的大气逆辐射之差，称地面有效辐射。由于大气温度通常低于地面温度，因而地面辐射要比大气逆辐射强，表示通过地面和大气之间的长波辐射交换，地面是净失热量。地面有效辐射的大小 主要决定地面温度、空气温度、湿度以及云天状况。一般的说，在其它条件相同时，地面温度越高，地面辐射越强，地面有效辐射值也越大；气温越低，空气湿度越小，云量越少时，大气逆辐射越弱，有效辐射越强、地面损失热越多。云对有效辐射有很大的影响，在多云的夜晚，地面有效辐射少，损失热量少，地面降温少，清晨最低温度不会太低，在无云的夜晚正好相反，地面降温大，清晨最低温度就愈低。因

46、此，农业生产上常用人工熏烟法，制造烟幕，减少地面有效辐射，预防霜冻。,（三）地气系统的辐射平衡,2、地面净辐射,在一定时期内，地面吸收太阳总辐射与地面有效辐射之差值，称地面辐射差额，又称地面净辐射或地面辐射平衡。地面净辐射为正，表示净得热量，地面增温；反之，地面降温。地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加而增加。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，净辐射保持正值的时间越长，甚至全年为正，净得热量也越多；纬度越高，净辐射保持正值的时间越短，净得热量也越少。,（三）地气系统的辐射

47、平衡,3、地-气系统净辐射,把地面和对流层大气视为一个统一体，称地气系统。其在一定的时间内辐射能收入与支出的差，称地气系统净辐射（辐射差额或辐射平衡）辐射平衡图解,（三）地气系统的辐射平衡,大气上界太阳辐射100,陆地和海洋,地面吸收 50,总吸收68,总反射32,太 阳 辐 射,60向空间的辐射,大 气,净长波获得 13,地面辐射98,90大气吸收,逆辐射77,能量的获得47,总放出的辐射137,直接的太阳能吸收,18,吸收,净支出的辐射 21,作为热的支出29,向空间的总辐射 68,地面长波辐射,地气系统净辐射随纬度而变化，低纬净辐射值为正，热量剩余。随纬度增高，净辐射值由正转负，热量由盈

48、余转亏损，高纬净辐射值为负。年平均值符号转换发生在纬度30附近。净辐射的这种分布，引起高低纬之间气温差异，产生气压梯度力，从而推动大气环流和洋流，使得高低纬之间进行热量和水分的水平输送，影响各地气温和降水。辐射平衡有明显的日变化和年变化。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，夜间辐射平衡为负值。正负转换分别出现在日没前与日出后1小时。自阿姨年内，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。纬度越高，辐射平衡保持正值的月份愈少。例如，中国宜昌全年辐射平衡均为正值，而俄罗斯的圣彼得堡有五个月为正值，极圈范围内则大部分时间出现负值。（见图）,（三）地气系

49、统的辐射平衡,气温是大气的温度，是大气热力状况的数量度量。由于太阳辐射和地球辐射,大气中各种分子和原子被激发而发生高能级的振动,这种动能就是气温的本质表述。气温的变化特点通常使用平均温度和极端值绝对最高温度、绝对最低温度来表示。在地面气象观测中,气温通常是指离地面1.5m,处于通风防辐射条件下(百叶箱中),从水银或酒精温度表上读取的温度,气象站通常测定定时气温,日最高气温和日最低气温.各定时观测的气温的平均值称为日平均气温,在我国,以每日北京时间02,08,14,20时四次气温观测的算术平均值作为该日平均气温,某月逐日日平均气温之和除以该月日数称为该月平均气温,某年各月平均气温之和除以12称为

50、该年平均气温.日最高气温是指一天中最热时刻的气温,它是以最高温度表读数经器差订正得到的.日最低气温是指一天中最冷时刻的气温,它是以最低温度表读数经器差订正得到的.在掌握了数十年气温观测资料后,便可以计算上述气温统计值的多年平均值,如多年日平均气温,多年月平均气温,多年年平均气温等.在气候学上,通常以30年作为计算平均值的标准时段.,四、气 温,常用的温标有绝对温标、摄氏温标和华氏温标三种。绝对温标中的温度称为热力学温度或绝对温度，其单位为K，通常被用于科学文献之中。当物体内所有的运动停止时，温度为绝对零度。摄氏（）温标是人们日常使用的温标，它将标准大气压力下的纯水的冰点定为0，沸点定为100，