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1、第三章 大气圈第一节 大气的组成与结构 第二节 大气的热能和温度 第三节 大气水分 第四节 大气的运动 第五节 天气系统 第六节 气候一、大气的组成 二、大气的垂直结构 三、大气的物理性状干洁空气 水汽 大气颗粒物大气中，除水汽、液体和固体杂质外的整 个混合气体，称为干洁空气。主要成分是氮（ 容积约占78）、氧（容积约占21）；其次 是氩（0.9）和CO2（0.03）；此外，还有 一些稀有气体和CH4、SO2、NO2、CO、NH3、O3等 ，它们的总和也不超过0.1。来自江、河、湖、海及潮湿物体表面的水 分蒸发和植物的蒸腾。水汽含量有明显的时空变化，一般情况是 夏季多于冬季。低纬度暖水洋面和森
2、林地区的 低空水汽含量最大，按体积来说可占大气的4 ，而在高纬度寒冷干燥的陆面上，其含量则 极少，可低于0.01。垂直方向上，空气中的 水汽含量随高度的增加而减少。观测证明，在 1.52km高度上，空气中水汽含量己减少为地 面的一半；在5km高度，减少为地面的110。大气中还悬浮着多种固体微粒和液体微粒 ，统称大气气溶胶粒子。固体微粒有的来源于自然界，如火山喷发 的烟尘，被风吹起的土壤微粒，海水飞溅扬入 大气被蒸发后的盐粒，细菌、微生物、植物的 孢子花粉，冰晶，流星燃烧所产生的细小微粒 和宇宙尘埃等；有的是由于人类活动，如燃烧 物质排放至空气中的大量烟粒等。它们多集中 于大气的底层。液体微粒是
3、指悬浮于大气中的水滴等水汽 凝结物。它们常聚集在一起，以云、雾形式出 现，不仅使能见度变坏，还能减弱太阳辐射和 地面辐射，对气候有很大的影响。对流层 平流层 中间层 暖层 散逸层范围 特征在低纬度地区平均为1718km，在中纬度 地区为1012km，在高纬度地区为89km。气温随高度增加而降低 垂直对流运动强 气象要素水平分布不均匀范围 特征平流层位于对流层顶上，高度在1755km 之间。平流层下部称同温层，随高度增高，气温 保持不变或稍有上升，直到3035km处气温均 保持在-55左右；再向上气温随高度升高而 升高，到平流层顶升至-2左右。气温分布受地面影响小平流层内垂直对流运动很弱大气透明
4、度高从平流层顶到5585km间的一层，称为中 间层。气温随高度的增加而迅速下降，至中间层 顶，气温可达 -92左右。该层大气垂直运动 相当强烈，故又称高空对流层。中间层内水汽 含量更少，几乎没有云层出现。范围特征从80km到约500km称为热层。该层空气密 度很小，在270km处空气密度为地面的一百亿 分之一，由于空气稀薄，在太阳紫外线和宇宙 射线照射下，氧和氮的一部分分子分解成原子 。气温随高度增高而普遍上升温度最高可升至1200这一极大值。空气处于高度电离状态从这一特征来说，又可把热层称为电离层 ，电离层的存在使无线电波能进行远距离传播 。在热层上部800km以上的大气层，还有一 个散逸层
5、(或外层大气层)。那里空气极其稀薄 ，远离地面，受地球引力作用较小，因而大气 质点将不断地向星际空间逃逸。本层是大气层与星际空间的过渡地带。主要气象要素 大气状态方程气温 气压 风 湿度概念 单位 观测 统计表示空气冷热程度的物理量，实质上是空 气分子平均动能的表现。目前我国规定用摄氏度()温标，以气压 为1013.25hPa纯水的冰点为零度(0)、沸点 为100度(100)，其间等分100等份中的l份即 为l。在理论研究上常用绝对温标，以K表示 ，这种温标中一度的间隔和摄氏度相同，但其 零度称为“绝对零度”，规定等于-273.15 。因此水的冰点为273.15K，沸点为373.15K。气温一
6、般以百叶箱中干球温度为代表。用温度计来量测气温。温度计应安装在标 准的百叶箱里，防止太阳光直射并让空气自由 流动。仪器安装在距地面1.21.8m高度。一般只记录一天的最高与最低温度。可使 用最高-最低温度计。一个温度计表明重新调 整以来的最高温度；另一个表明最低温度。自记温度计在一张贴于缓慢转动的圆筒的 图纸上画出连续的记录曲线。将某一天的最高、最低气温加在一起除以 2，即得日平均气温；将一整月的日平均气温 加以平均即得到月平均气温；将全年的日平均 （或月平均）加以平均即得到年平均气温。概念 单位气压指大气的压强。它是空气的分子运动 与地球重力场综合作用的结果。若P代表气压 ，F表示面积A上所
7、承受的力，则：P=F/A若M为任何面积A上的大气质量，在地球重 力场中，g为重力加速度，则这个面积A上大气 柱的重量为：FMg在静止大气中，面积A上大气柱的重量就 是该面上所承受的力： P= Mg /A即静止大气中任意高度上的气压值等于其 单位面积上所承受的大气柱的重量。般情况下气压值是用水银气压表测量的 。设水银柱的高度为h，水银密度为，水银 柱截面积为s，则水银柱的重量W g h s 。由于水银柱底面积的压强和外界大气压强是 一致的，从而所测大气压强为：P= g h s / s= g h 气压单位曾经用毫米水银柱高度(mmHg)表 示，现在通用百帕（hPa）来表示。1hPa表示1cm2面积
8、上受到10-2牛顿(N)的压 力时的压强值，即l hPa 10-2 Ncm2风风向风速空气的水平运动。水平气流的来向。单位时间里空气所经过的距离，单位为 m/s。湿度 水汽压（e） 饱和水汽压（E） 绝对湿度（a） 相对湿度（f） 露点温度（Td） 混合比（W） 比湿（q）湿度是指空气中存在的水汽数量，用以表 示大气干湿程度的物理量。大气中水汽本身分压力，称为水汽压。当 大气中的水汽含量增加时，水汽压也相应增大 ；反之，水汽压减小。水汽压的单位与气压单 位一样。在一定温度下，水汽达到饱和时的压力， 叫饱和水汽压。空气中水汽含量与温度高低有 密切的关系。温度愈高空气中容纳水汽的能力 愈强。在一定
9、的温度条件下，一定体积的空气 中所容纳的水汽数量是有一定限度的因而水 汽压的大小与温度有关，温度愈高饱和水汽压 愈大。单位容积空气中所含的水汽质量，称为绝 对湿度。通常以gm3表示。大气中实际水汽含量与饱和时水汽含量的 比值，水汽压(e)与同温度下饱和水汽压(E)之 比，称为相对湿度。当空气中水汽含量不变，气压一定时，气 温下降到使空气达到饱和时的温度，称为露点 温度，简称露点。露点是空气完全饱和时的临 界温度。在露点以下通常水汽即可发生凝结。空气中某一容积内的水汽量，可以用水汽 质量mv克与干空气质量md克之比来确定，这个 比值称为混合比(W)。即w mv /md水汽质量与空气总质量的比值，
10、即：q= mv /（md +mv）干空气状态方程湿空气状态方程与虚温理想气体的状态方程 普适气体常数 质量为M的理想气体状态方程 干空气的状态方程大量科学实验表明，一切气体在压强不太 大，温度不太低(远离绝对零度)的条件下，一 定质量气体的压强和体积的乘积除以其绝对温 度等于常数，即P1V1/T1 = P2V2/T2 = P3V3/T3 = = PnVn/TnPV/T=常数令 PV/T = R*在标准状态下(P01013.25hPa，T0273K)，1mol 的气体，体积约等于22.4L，即V0=22.4L/mol。因此，R*=PV/T= P0V0/T0=8.31J/(molK)对于质量为M克
11、，1摩尔气体的质量是 的理想气 体，在标准状态下，其体积v等于1摩尔气体体积的M/ 倍，即V= M/ R* T / PPV/T = M/ R*PV/T = (M/) R*P =(M /V)(R* / ) TP = RT 为密度；R为质量为1克气体的比气体常数。P =RT当若把干空气（不含水汽、液体和固体微粒的空 气）视为分子量为 28.97 的单一成分的气体来处理 ，则d= 28.97，这样干空气的比气体常数Rd为：Rd =R*/d=0.287J(gK)则P=RdT以P表示湿空气的总压强，e表示其中水汽 部分的压强，则Pe为干空气的压强，干空气 的密度（d）和水汽的密度（w）分别是：d =(P
12、-e)/(RdT)w=e/(RwT)式中Rw = R* /w =(R*/d)(d / w) =1.609Rd湿空气的密度=d+w=(P-e)/(RdT)+e/(1.609RdT)=(P-e+e/1.609)/(RdT)=(1-0.378e/P)P/(RdT)(1+0.378e/P)=(1+0.378e/P)(10.378e/P)P/(RdT)=(1-0.3782e2/P2)P/(RdT)=P/(RdT)P=RdT(1+0.378e/P)令T(1+0.378e/P)=Tv则 P=RdTv一、太阳辐射 二、地面和大气辐射 三、大气的增温和冷却 四、气温太阳辐射光谱 太阳常数 太阳辐射在大气中的减弱
13、 到达地面的太阳辐射太阳辐射中辐射能按波长的分布，称为太阳辐射 光谱。就日地平均距离来说，在大气上界，垂直 于太阳光线的lcm2面积内，1min内获得的太阳 辐射能量，称太阳常数，用I。表示1957年国际地球物理年决定采用1380wm2 。近年来，根据标准仪器进行探测，得出太阳 常数值约为1367(土7)wm2，这也是1981年世 界气象组织推荐的太阳常数的最佳值。大气对太阳辐射的选择性吸收 大气对太阳辐射的散射 大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射吸收物质吸收带水汽 可见光区和红外区，最强在红外区0.932.85m 之间的几个吸收带。减弱415%氧 0. 2m处为 一宽吸收带，吸收能力较强，在
14、0.69 m和0.76m附近各有一个窄吸收带，吸收能 力较弱。 臭氧 在0.20.3 m为一强吸收带，使得小于0.29m的 辐射不能到达地面。在0.440.75m附近有一宽吸收 带。2% 二氧化碳 红外区4. 3m 、1216 m附近。颗粒物 也能吸收一部分太阳辐射，但其量甚微。液态水 对红 外线几乎是不透明的。太阳辐射通过大气遇到空气分子、尘粒、 云滴等质点时，改变辐射的方向，以质点为中 心向四面八方传播开来，形成散射。散射分分子散射和粗粒散射。散射介质是尺度比光的波长更小的空气分 子。空气分子的散射具在选择性，对波长较短 的辐射有较大散射作用。在晴好天气，当太阳位于天顶时，蓝光被 散射50
15、以上，而红光几乎完全通过，所以晴 空呈蓝色。散射介质是悬浮在空中的尘埃、烟粒、水 滴等粗粒，其尺度超过光的波长，粗粒对不同 波长辐射的散射效应大致相同。当大气中含有较多粗粒时，对辐射的散射 是没有选择性的，即辐射的各种波长都同样地 披散射。因此，当空气中存在较多的尘埃或雾 粒时，天空呈灰白色。大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐 射中一部分能量反射到宇宙空间去。云的反射作用最为显著，太阳辐射遇到云 时能反射太阳辐射的一部分或大部分。云的反 射能力随云状和云的厚度而有很大的不同，高 云反射率约为25中云为50，低云为65 ，稀薄的云层可反射1020，厚层云反射 可达90。直接辐射 散射辐射 总辐射 地面对太阳辐射的反射概念 影响因素太阳以平行光线的形式直接投射到地面上 ，称为太阳直接辐射。太阳高度角 大气透明度太阳高度影响等量太阳辐射散布的面积。 太阳高度影响太阳辐射穿过大气层厚度。大气透明度取决于大气中所含水汽、水汽 凝结物和颗粒杂物的多少，这些物质愈多，大 气透明程度愈差，因而太阳辐射受到的减弱愈 强，到达地面的太阳辐射也就相应减少。经散射后自天空投射到地面，称为散射辐 射。散射辐射的强弱与太阳高度角和大气透明 度有关。太阳高度角增大时，到达近地表层的 直接辐射增强，散射辐射也就相应增强；大气 透明度不好时，参与散射作用的质点增多，散 射辐射增强。散射辐射
