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第三章 大气圈

地球的最外层大气圈是由气体和悬浮物组成的复杂的流体系统。它是由于地球的引力作用下，在地球周围聚集的一个气体圈层，又称为地球大气。人类的活动主要在大气圈底部的所谓下垫面上进行，所以大气圈是地球系统的一个子系统，是人类生存环境的重要组成部分。
下垫面是指不断吸收太阳辐射，同时又与周围空间进行辐射交换，从而引起温度变化的表面，如地面、水面、冰雪表面、植物表面等。

第一节 大气的组成和结构

一、大气的组成

现在的大气圈是地球长期演化的结果，其发育和演变又受到地球其他圈层发育演变的影响。由于大气中存在着空气的对流运动、湍流运动和分子扩散，大约在100 km高度以下气体混合均匀而称为组成均匀的均匀层，此层以上称为非均匀层。均匀层中的大气可以看作是由干洁大气、水汽及气溶胶质粒子三部分组成的。
（一）干洁大气
干洁大气主要成分是氮、氧和氩，合占干洁大气总容积的99.9％。还有少量的二氧化碳、臭氧、各种氮氧化合物及其他一些惰性气体（表3.1）。干洁大气的分子量为28.966。干洁空气密度在标准状况下为1.293kg/m3。干空气中以氮、氧、二氧化碳、臭氧最为重要。
表3.1 大气的组成
成分
体积混合比
成分
体积混合比
氮（N2）
0.780 83
氪（Kr）
1.1×10－6
氧（O2）
0.20947
氙（Xe）
0.1×10－6
氩（Ar）
0.009 34
氡（Rn）
0.5×10－6
二氧化碳（CO2）
O.000 35
甲烷（CH4）
1.7×10－6
氖（Ne）
1.82x 10—6
一氧化二氮（N20）
0.3×10－6
氦（He）
5.2x 10—6
臭氧（O3）
10-50×10－9

大气中的氮、氧丰富，对生物有重大意义。大气中臭氧和二氧化碳含量虽然很少，但它们对人类活动和天气、气候变化有很大影响。高空臭氧的形成主要是氧分子吸收了波长在0.1～0.24μm的太阳紫外辐射后形成氧原子，而后氧原子在第三种中性粒子的参与下，很快与氧分子结合形成臭氧。低空的臭氧一部分是从高空输送而来，一部分是由闪电、有机物氧化而成。后者过程不经常发生，故低空臭氧含量少，且不固定。在大气更高层次中，由于紫外辐射强度很大，氧分子接近完全分解，使臭氧难以形成。在垂直方向臭氧浓度最大出现在20～30 km间，称为臭氧层。观测表明，在垂直气柱中所包含的臭氧总量随季节和纬度变化。臭氧很重要，因为它能吸收来自太阳的紫外线辐射。如果臭氧不能控制到达地球表面的紫外辐射量，那么，人类脆弱的皮肤就不能长时间地暴露于阳光下。有迹象表明，由于20世纪30年代初以来对制成的氟氯烃（CFCs）的大量使用等使大气臭氧层正在遭到破坏。
二氧化碳主要来源于有机物的燃烧、腐烂以及生物的呼吸，矿泉、地裂隙和火山喷发也向大气排出二氧化碳。所以大气中的二氧化碳也随时间和空间而变化。由于人类活动影响的加剧，使大气中二氧化碳含量在急剧增加。二氧化碳的浓度在过去104年内从190×10-6增至280×10-6，近200年（至1993年）增至357×10-6。二氧化碳的含量在调节大气圈所吸收的能量方面起着重要作用。
（二）水汽
大气中的水汽来源于海洋、湖泊、江河、沼泽、潮湿地面及植物表面的蒸发或蒸腾作用。大气中的水汽含量随时间、空间和条件不同有较大的变化，按容积计，其变化范围在0％～4％之间。大气中的水汽一般是低纬地区大于高纬地区，沿海地区大于内陆地区，夏季大于冬季。在垂直方向水汽含量迅速减小，观测表明，在1.5～2 km高度处空气中水汽含量只有地面附近的1/2，在5 km高度只有地面的1/10。
水是云、雨、和雪的来源，水也是大气圈能以固、液、气三种形态存在的唯一物质。当水从一种形态转变成另一种形态时，要么吸收热量，要么释放热量。而这些热量能够强烈地影响大气的运动形式，从而产生各种各样的天气和气候。
（三）气溶胶粒子
大气气溶胶粒子是指悬浮于空气中的液体和固体粒子，包括水滴、冰晶、悬浮着的固体灰尘微粒、烟粒、微生物、植物的孢子花粉以及各种凝结核和带电离子等。它是低层大气的重要组成部分，是自然现象和人类活动的产物。
气溶胶主要集中在大气底层，成为水汽的凝结核，对云、雾、降水等的形成起重要作用。它的存在，对天气和气候产生了不小的影响，最直接的后果是降低了大气透明度，削弱了到达地表的太阳辐射，降低了大气温度；同时，它也削弱了地面的长波辐射，对地面产生了一定的保温作用。有研究表明，气溶胶对天气和气候的影响，随浓度的变化而有所不同：对天气而言浓度较低的气溶胶，使大气层结朝不稳定方向发展，易产生云雨天气；而浓度高的气溶胶，在夜间可使大气朝不稳定方向发展，在白天却使大气朝稳定方向发展。对气候而言，当气溶胶浓度较低时，一年四季气溶胶层都相当于一个冷源；浓度较高时，在冬季相当于冷源，而在夏季则相当于热源。

二、大气的结构

地球大气的总质量估计为5.27×1015t，它在垂直方向的分布是不均匀的，主要集中在大气圈的底部，其中一半在0～5km高度范围内，10km以下集中了75％，30km以下集中了90％。大气圈顶部没有截然的界限，而是逐步过渡到地球大气和弥漫在星际空间密度极小的“星际气体”联接起来。过去大气物理学家根据某些物理现象（如极光）出现的最大高度（极光可出现在1 200km高度）来确定大气的物理上界。现代利用人造地球卫星探测资料分析，2 000～3 000km高度间的大气密度已接近于行星空际间的气体密度，故定义大气上界在2 000～3 000 km之间。
观测表明，大气的物理性质在垂直方向是不均匀的，可按照其各种特性的差异将大气分为若干层次。按大气温度随高度分布的特征可把大气分为对流层、平流层、中间层、热层和外层（图3.1）。按照大气各组成成分的混合状况，可把大气分为均匀层和非均匀层。按大气电离状况，可分为电离层和非电离层。按大气的光化学反应还可分出臭氧层。
图3.1 地球大气层结构示意图

（一）对流层
大气圈的最下一层，平均厚度在高纬度地区为8.9km，中纬度地区为10～12km，低纬度地区为17～18km。夏季厚度大于冬季。对流层有三个主要特征：
1．气温随高度升高而降低
对流层大气主要靠吸收地面长波辐射增热，愈近地面，空气吸收地面长波辐射热愈多，温度愈高。温度随高度的升高逐渐降低，降低的幅度为平均高度每升高100 m气温降低0.65℃，称为气温直减率，也叫气温垂直梯度。
2．空气的对流运动显著
由于对流层距离地面最近，受地表面热力作用影响，对流层大气产生了强烈的对流运动。又由于地表面不同纬度、不同季节受热不均，因此对流作用的强弱，随着纬度和季节的不同其厚度有明显的变化。
3．天气现象复杂多变
尽管对流层厚度只相当整个大气层厚度的1％，但它集中了整个大气质量的3/4和几乎全部的水汽。水汽是天气变化的重要角色，随着空气的对流、湍流运动和气温的垂直变化，可产生一系列的物理过程。形成复杂的天气现象，大气中的天气现象主要发生在这一层次。对流层对人类的影响最大，通常所说的大气污染就是对此层而言。
（二）平流层
平流层从对流层顶以上到大约50km左右高度为平流层。平流层中气温随高度升高初时不变，后反而升高，这主要是地面辐射减少和氧及臭氧对太阳辐射吸收加热的结果。这样的温度分布抑制了空气对流。此层内气流比较平稳，是喷气式飞机飞行的理想场所。由于水汽和尘埃含量少，而无对流层中那种剧烈的云雨天气现象。
（三）中间层
平流层顶以上到大约80km的一层为中间层。此层中气温又随高度升高而降低，其顶部温度可降至-113℃～-83℃。由于垂直温度梯度大，有相当强的垂直混合。该层内水汽极少，几乎没有云层出现。
（四）热层
中间层顶以上为热层。该层温度随高度增高而迅速升高。由于太阳辐射中波长小于0.17μm的紫外线几乎全被该层中的分子氧和原子氧吸收，并且吸收的能量大部分用于气层的增温，加之气层内分子稀少，热量无法通过热量传输的方法传递出去，因此热层温度达1 000km以上。热层没有明显的顶部。通常认为温度从增温转为等温时为热层顶。在太阳活动宁静时，顶高约250km，当太阳活动强烈时，顶高约500km。
（五）外层
外层是指热层以上的大气层。为大气圈向星际空间的过渡地带。在那里空气极为稀薄，温度随高度很少变化。由于那里地球引力很小，空气分子运动的平均自由度很大，使一些高速运动的空气质点不断向星际空间逃逸，故又称散逸层。

小结
100 km高度以下气体混合均匀而称为均匀层，均匀层中的大气可以看作是由干洁大气、水汽及气溶胶质粒子三部分组成的。按大气温度随高度分布的特征可把大气分为对流层、平流层、中间层、热层和外层。天气现象主要发生在对流层。

复习思考题
1．低层大气由哪些成分混合组成？试分析其分布特点。
2．大气如何分层？各层有什么特点？

第二节 大气的热力状况

大气圈中的能量来源于太阳。太阳通过辐射、传导、对流三种方式把能量传输到地球和整个大气圈。辐射是指可见光、紫外线以及其他形式的电磁波在太空中传输能量的方式。所有绝对温度在零度以上的物质都会发出辐射。物质的温度越高，其辐射的波长越短。传导是一种分子碰撞时发生的能量传输方式。太阳能量通过靠近地球表面的空气粒子传输给了大气圈最低层的空气粒子。由于传导能量时，物质必须相互接触，因此，传导只能影响地球表面很薄的一层大气。通过传导，靠近地表的袋状大气首先被加热，变得比周围的空气稀薄而上升。在暖空气上升的过程中，其温度不断降低，当它冷却到低于周围空气的温度时，其密度增加而又开始下沉。气体在下沉再次变暖，从而开始一个新的过程。这一运动的空气被称为对流气流，它是导致空气垂直运动的主要机制，而空气的这种垂直运动则是导致各种天气现象的主要原因。
太阳辐射是气候形成的基本因素之一。大气对太阳辐射的直接吸收很少，而且，当太阳辐射穿过大气到达地球表面时要产生一系列的能量再分配。地球表面、大气和地球大气系统的吸收、散射、反射和二次辐射就是这种能量再分配的表现形式。在能量的收支转换过程中，地面和地球大气系统有时收入大于支出，有时收入小于支出，有时呈现升温，有时出现降温，这种状况存在明显的地区差异。本节重点讨论对流层下层大气的热力状况。

一、太阳辐射、大气辐射和地面辐射

（一)太阳辐射
太阳辐射是地球表层能量的主要来源。太阳辐射在大气上界的分布是由地球的天文位置决定的，称此为天文辐射。由天文辐射决定的气候称为天文气候。天文气候反映了全球气候的空间分布和时间变化的基本轮廓。
除太阳本身的变化外，天文辐射能量主要决定于日地距离、太阳高度角和昼长。
地球绕太阳公转的轨道为椭圆形，太阳位于两个焦点中的一个焦点上。因此，日地距离时刻在变化。每年1月2日至5日经过近日点，7月3日至4日经过远日点。地球上接受到的太阳辐射的强弱与日地距离的平方成反比。
太阳光线与地平面的夹角称为太阳高度角，它有日变化和年变化。太阳高度角大，则太阳辐射强。
白昼长度指从日出到日落之间的时间长度。赤道上四季白昼长度均为12小时，赤道以外昼长四季有变化，40°纬度的春、秋分日昼长12小时，夏至和冬至日昼长分别为14小时51分和9小时09分，到纬度66°33′出现极昼和极夜现象。南北半球的冬夏季节时间正好相反。
天文辐射的时空变化特点是：一是全年以赤道获得的辐射最多，极地最少。这种热量不均匀分布，必然导致地表各纬度的气温产生差异，在地球表面出现热带、温带和寒带气候；二是天文辐射夏大冬小，它导致夏季温高冬季温低。
太阳辐射在大气中是减弱的。大气对太阳辐射的削弱作用包括大气对太阳辐射的吸收、散射和反射。太阳辐射经过整层大气时，0.29μm以下的紫外线几乎全部被吸收，在可见光区大气吸收很少。在红外区有很强的吸收带。大气中吸收太阳辐射的物质主要有氧、臭氧、水汽和液态水，其次有二氧化碳甲烷、一氧化二氮和尘埃等。
云层能强烈吸收和散射太阳辐射，同时还强烈吸收地面反射的太阳辐射。云的平均反射率为0.50～0.55。
经过大气削弱之后到达地面的太阳直接辐射和散射辐射之和称为太阳总辐射。就全球平均而言，太阳总辐射只占到达大气上界太阳辐射的45％。总辐射量随纬度升高而减小，随高度升高而增大。一天内中午前后最大，夜间为0；一年内夏大冬小。在地理分布上，全球年总辐射量基本上呈带状分布：赤道地区云雨较多，年总辐射量相对较小；南北半球的副热带高压带，特别是在大陆上的副热带沙漠地区，云量最少，年总辐射量最大（最大值在非洲东北部）；自副热带向两极，总辐射逐渐减少，至两极达到最小。
（二）地面和大气辐射
地面和大气吸收了太阳辐射，温度升高。地面和大气本身也成为辐射体不断向外放出辐射。由于地面和大气温度相对于太阳来说很低，其辐射能量位于波长4～120μm的范围，而太阳辐射能在可见光线（0.4～0.76μm）、红外线（ >0.76μm）和紫外线（< 0.4μm）分别占50％、43％和7％，即集中于短波波段，故将太阳辐射称为短波辐射，地面和大气辐射称为长波辐射。
地面辐射通过大气时，主要受到吸收作用。在大气中吸收地面辐射的主要成分是水汽和CO2（图3.2）。水汽吸收长波辐射最为显著，其最强的吸收带为5.5～7.5 μm和21.0～27.0μm 。CO2主要吸收13.5～16.5 μm和4.3μm附近的辐射。液态水能强烈吸收长波辐射，O2、O3和尘埃也能吸收一些长波辐射。据统计，约有75％～95％的地面长波辐射被大气吸收，仅对波长8.0～12.0μm之间的辐射吸收率很小。这一波段的地面辐射可以直射宇宙空间，故称为“大气窗”（图3.2）。

图3.2 大气吸收光谱

地面辐射的方向是向上的，大气辐射的方向既有向上的、也有向下的。大气辐射向下的那一部分称为大气逆辐射，它减少了由于地面辐射所引起的地面温度的降低。大气对短波辐射的吸收较少，使短波辐射易于到达地面；地面向大气放出的辐射75％～95％为大气所吸收，使地面长波辐射不易散失到宇宙空间；再加上大气逆辐射的作用，从而对地面起着保温作用。这种因大气存在使地球温度变得比没有大气时为高的效应称为大气保温效应，又称温室效应。
（三）辐射差额
辐射差额(辐射平衡)是指所考虑的系统在一定时间内各种辐射收入与支出的差值，它一般不为0，可正可负。正时表示辐射能盈余，能量增加，温度升高，如白昼和夏季；负时表示辐射能亏空，能量减少，温度降低，如夜间和冬季。地面辐射差额符合这一规律。把地面和大气视为一个系统的辐射差额称为地气系统辐射差额，以年平均而言，在35°S～35°N之间的区域为正值区。以外为负值区。这表明低纬度地区热量盈余，高纬度地区热量亏损（图3.3）。

图3.3 各纬度地面——大气系统的辐射收支

在中国宜昌全年辐射平衡均为正值，而俄罗斯圣彼得堡（列宁格勒）有5个月为正值，极圈范围内大部分时间出现负值（图3.4）。

图3.4 不同纬度辐射差额的变化

如果高低纬之间没有热量交换，则低纬度地区的温度将因有热量盈余而不断升高；相反，高纬度地区的温度将因有热量亏缺而不断降低。但事实上高、低纬度地区多年平均温度是稳定的，因而必定有热量自低纬度地区向高纬度地区输送。这种热量输送主要依靠大气环流和海洋环流来完成。实际上，这种高低纬之间的能量差异是导致大气环流和海洋洋流产生的基本原因。
就全球范围而论，整个地面——大气系统多年平均的辐射平衡近似等于零，而大气系统辐射平衡为负，地面辐射平衡为正，地面通过潜热输送和乱流热输送向大气供应热量，以达到地面——大系统热量平衡。

二、气温的变化与分布

空气温度简称气温，是描述空气冷热程度的物理量。空气获得热量时，气温升高，失去热量时气温降低。中国气象台站地面观测的气温是指距离地面1.5m高度的百叶箱内温度，温标为摄氏温度（℃）。气象台站观测时间世界统一，中国为北京时02、08、14和20时。4次观测温度的平均值称为日平均气温，各月日平均气温的平均值称为月平均气温。一年中的日平均温度的平均值称为年平均温度。气象台站还每日观测最高气温和最低气温。
空气的增温和冷却是通过辐射能的收支、对流（上下循环流动）及湍流（流体的不规则运动）的显热输送、水分蒸发和水汽凝结过程中的热量转换来进行的。
（一）气温的日变化和年变化
由于太阳辐射在一天之中和一年之内有变化，故气温也有日变化（图3.5）和年变化。太阳辐射在一日中以12时最强，一年之中以夏至日最强。由于空气温度最高是热量积累最多的时刻，它相对太阳辐射最强时刻有滞后性，故陆地上一日之中最高温度在午后2～3时，最热月为7月。一日之中最低温度在日出前，最冷月为1月。

图36 不同纬度的气温年变化情况（周淑贞）
Ⅰ.雅加达6°11′S；Ⅱ.广州23°08′N
Ⅲ.北京39°57′N；Ⅳ.维尔霍扬斯克67°39′N

图3.5 上海7月日变化

气温年较差的大小与纬度（图3.6）、海陆分布等因素有关。与日变化不同的是年较差高纬大（可达40℃～50℃）、低纬小；相同的是陆地大（可达20℃～60℃）、海洋小（11℃左右）。
（二）)气温的地理分布
地球表面高低起伏，各气象台站所测的气温是不同海拔高度上的温度。如以这些温度点在世界地图上，将温度相同的点连成等温线的分布图为实际温度分布图。如果将对流层温度梯度平均为0.65℃/100 m值对各地的实际温度订正到海平面高度，得到海平面气温，用各地海平面温度绘成的等温线图表示海平面高度的气温的地理分布。图3.7和3.8是世界1月和7月海平面气温分布图。实际温度图表示各地的实际温度，对工农业生产有实际价值；海平面温度图是消除高度因素影响的理论温度图，在科学研究中应用。
从世界1月和7月海平面多年平均气温分布图可以看出，全球气温水平分布具有以下几个特点：
第一，赤道地区气温高，向两极逐渐降低。这与太阳辐射随纬度的变化相适应。北半球7月等温线比1月稀疏，说明北半球南北温差1月大于7月。
第二，北半球冬季的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地；夏季相反。其原因是在同一纬度上，冬季大陆温度比海洋温度低，而夏季则比海洋温度高。另外，大洋中的大规模海水水平运动——洋流对等温线分布也有重要影响。南半球海洋面积大，因此等温线较平直，大致与纬线平行。但在有陆地的地方，等温线也发生与北半球类似的弯曲情况。
图3.7 世界1月海平面气温（℃）的分布

第三，最高温度带并不位于赤道上，冬季在5°N～10°N处，夏季移到20°N左右。这一带的平均气温无论在1月或7月均高于24℃，称为热赤道。世界上极端最高气温出现在非洲的索马里境内，达63℃。
第四，南半球冬夏最低气温都出现在南极，北半球仅夏季的最低气温出现在极地附近，而冬季最低气温出现在东西伯利亚。北半球极端最低气温出现在东西伯利亚的奥伊米亚康，为-73℃。1967年在南极附近测得-94.5℃的低温，这是迄今全球测到的最低气温。

图3.8 世界7月海平面气温（℃）的分布

（三）对流层气温的垂直分布
在对流层中，总的情况是气温随高度的增加而降低。这首先是因为对流层空气的增温主要依靠吸收地面的长波辐射，因此离地面愈远获得地面长波辐射能愈少，气温愈低。其次是因为愈向对流层上层空气密度愈小，能够吸收地面辐射的物质愈少，因而气温愈低。整个对流层的气温直减率平均为0.65℃/100 m。实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而异的。在某些情况下，可能出现气温随高度的增加而升高的现象，这种现象称为逆温。

图3.9 辐射逆温
白昼，太阳照射地表面，地面升温后，再把热量传递给附近空气，形成下层空气温度高，上层空气温度低的现象。在太阳辐射最强的中午前后，地面温度可达50℃以上，而1.5m高度百叶箱内的气温一般只30℃左右，则垂直温度梯度很大。夜间，太阳辐射消失，出现近地气层降温快于上层，近地气层内下层温度低于上层温度的逆温现象。白昼下层温度高，上层温度低，形成空气密度上大下小，在垂直方向容易产生对流运动；夜间相反，很难产生上下对流运动，容易形成风平浪静的局面。这种垂直方向气温分布的昼夜差异是白天比较容易将地面水汽（及大气污染物）升至高空，冷却成云致雨（空气质量较好）的有利条件；夜间近地气层的有害气体难以上升和扩散稀释，易形成大气污染。
逆温的成因主要有以下几种。
1．辐射逆温
由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温称为辐射逆温（图3.9）。在晴朗无云的夜间，地面辐射冷却很快，贴近地面的气层也随之降温。由于空气愈靠近地面降温愈多，离地面愈远，降温愈少，因而形成了自地面开始向上的逆温。以后随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展黎明时达到最强。日出后太阳辐射逐渐增加，地面很快增温，逆温就逐渐自下而上消失。
2．平流逆温
暖空气平流到冷的地面或水面上，因其下层受冷下垫面影响而迅速降温。上层受影响较少，降温较慢，这样形成的逆温称为平流逆温。当热带气团向高纬度地区推进时，可出现大范围的平流逆温。
3．下沉逆温
由于空气下沉压缩增温而形成的逆温称为下沉逆温。下沉逆温多出现在高压区内，范围广，厚度大。由于下沉的空气来自高空，水汽含量本来就不多，加上绝热下沉增温，相对湿度显著减小，因此在有下沉逆温的时候，天气总是晴好的。
4．锋面逆温
锋面是冷暖气团的交界面，暖气团总是位于冷气团之上，由此而形成的逆温称为锋面逆温。由于锋面自地面向冷气团上方倾斜，所以锋面逆温只有在冷气团区域内才能观测到。

三、全球热量带

地球上的热量分布与太阳辐射的分布规律基本相一致，大致与纬线相平行，由低纬到高纬热量由高到低呈现带状分布，形成全球的热量带。热量带最简单的划分是根据天文辐射划分：
（一）赤道带
在南北纬10°之间，占全球面积的17.36％，此带内全年正午太阳高度角大，昼夜长度几乎相等。太阳辐射日变化大，年变化小。
（二）热带
在纬度10°～25°之间，在南北半球各占全球面积的12.45％。此带内的辐射特征与赤道带相似。
（三）副热带
位于纬度25°～35°之间，在南北半球各占全球面积的7.55％，是热带与温带之间的过渡带。天文辐射的季节变化大于赤道带和热带。
（四）温带
位于纬度35°～55°之间，在南北半球各占全球面积的12.28％，全年天文辐射的季节变化最显著，有四季分明的特点。
（五）副寒带
位于纬度55°～60°之间，在南北半球各占全球面积的2.34％，是温带与寒带的过渡带，此带昼夜差别大，但无极昼和极夜现象。
（六）寒带
位于纬度60°～75°之间，在南北半球各占全球面积的5.00％，此带一年中昼夜长度差别更大，在极圈内有极昼和极夜现象。全年天文辐射总量显著减小。
（七）极地
纬度75°～90°之间，在南北半球各占全球面积的1.70％，此带昼夜差别最大，在极点半年为昼，半年为夜。天文辐射日变化最小，年变化最大。

小结
大气的温度的变化取决于它吸收的热量（或者放出热量）的多少。而大气热量的直接来源主要有两部分：一部分是吸收来自太阳辐射，这一部分的热量较少；另一部分来自地表面，这是大气的主要热量来源。而地面的热量也主要来自太阳辐射，因此，大气的热量来源主要是太阳辐射。地球上的热量分布与太阳辐射的分布规律基本相一致，大致与纬线相平行，由低纬到高纬热量由高到低呈现带状分布，形成全球的热量带。

复习思考题
1． 什么是太阳辐射、地面辐射、大气辐射、地面有效辐射和大气保温效应？
2． 太阳辐射通过大气时受到哪些削弱作用？总辐射随纬度分布有什么规律？

第三节 大气的运动

地球大气是运动的，地球上空大气层中大规模的气流运动称为大气环流。大气环流包括全球性的环流运动和局地性的环流运动；水平方向的气流运动和垂直方向上的气流运动；低层大气中的空气运动和高层大气中的空气运动等。由于大气环流的存在，才能实现全球大气中的热量交换、水分输送和能量交换等过程。大气环流是气候形成的主要因素之一，对形成地球上各地区的气候状况和气候变化具有重大作用和影响。

一、气压和风

（一）)气压
大气运动的产生和变化直接决定于大气压的空间分布和变化。尽管气压在地球表面的时间和空间变化都不大，它对一切生命活动没有显著的直接影响。然而，气压轻微的时、空变化却会引起风的变化、环流的变化及天气的巨大变化。
气压指大气压强，通常用观测高度到大气上界的单位面积上垂直空气柱的重量表示，其单位为百帕（hPa），1hPa等于1cm2面积上受到10-2牛顿（N）的压力时的压强，即1hPa=10-2 N / cm2。海平面标准气压为1013.25hPa，相当于760mm汞柱，曾经称此压强为1个大气压。
1．气压随高度变化
随着海拔高度的上升，大气柱的重量减少，所以气压随高度升高而降低。每降低单位气压所需要升高的高度称为单位气压高度差(m/hPa)，其大小因气压和气温条件不同而不同。由表3.2看出，在气压相同的条件下，气柱温度愈高，单位气压高度差愈大，气压随高度递减得愈慢；反之，单位气压高度差愈小，气压随高度递减得愈快。在同一气温下，气压愈高，单位气压高度差愈小，气压随高度降低得愈快；反之，气压愈低，单位气压高度差愈大，气压随高度降低得慢。据此可以看出，在地面受热较强的暖区，地面气压常比周围低，而高空气压往往比同一海拔高度的邻区高；在地面热量损失较多的冷区，地面气压常比周围高，而高空气压往往比周围低。
表3.2 不同气温、气压条件下的单位气压高度差 （单位：m/hPa）

气温（℃）
气压（hPa）
-40
-20
0
20
40
1000
6.7
7.4
8.0
8.6
9.3
500
13.4
14.7
16.0
17.3
18.6
100
67.2
73.6
80.0
86.4
92.8

2．影响大气水平运动的力
（1）水平气压梯度力 由于地表受热不均，引起了气压的空间分布不均。气压分布的不均匀程度常用气压梯度表示。
气压梯度是一个向量，它的方向是垂直于等压面，由高压指向低压；它的大小等于两等压面间的气压差除以其间的垂直距离，在存在着气压梯度的地方，空气分子受到力的作用，驱使着空气沿着和气压梯度相同的方向移动，这种力被称为气压梯度力。它是促使空气从静止到运动的原动力。
（2）地转偏向力（科里奥利力） 由于地球的自转，地球表面运动韵物体都会发生运动方向的偏转。地转偏向力有以下几个特点：一是这个力只改变物体的运动方向，不改变物体的运动速度；二是这个力的作用方向总是与物体的运动方向垂直；三是这个力的大小与物体运动的线速度成正比；四是这个力的大小与纬度的正弦成正比，在赤道处为零，向两极地区逐步增大（图3.10）。这个力对于地球表层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、潮流运动轨迹的偏转，从而形成了北半球河流右岸的侵蚀，洋流、潮流的向右偏转。

图3.10 科里奥利力与地面运动物体方向的偏转
科里奥利力的作用方向以小箭头表示，
方向总是与空气运动的路径威直角

（3）惯性离心力 离心力是指空气做曲线运动时，受到一个离开曲率中心而沿曲率半径向外的作用力。这是空气为了保持惯性方向运动而产生的，因而也叫惯性离心力。离心力的方向与空气运动方向相垂直。离心力与地转偏向力一样，只改变空气运动方向，而不能改变空气运动的速度。在多数情况下，空气运动路径的曲率半径很大，故离心力很小，比地转偏向力小得多。但在低纬度地区或空气运动速度很大而曲率半径很小时（如龙卷风、台风），离心力也可达到很大的数值，甚至超过地转偏向力。
（4）摩擦力 地面与空气之间，以及不同运动状况的空气层之间互相作用而产生的阻力，称为摩擦力。气层之间的阻力，称内摩擦力；地面对空气运动的阻力，称外摩擦力。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小。陆地表面对于空气运动的摩擦力总是大于海洋表面的摩擦力，所以江河湖海区域的风力总是大于同一地区的陆地区域。摩擦力随高度升高而减少，因而离开地面愈远，风速愈大。
上述四种力，对于空气运动的影响不同。气压梯度力是使空气产生运动的直接动力，其他三种力，只存在于运动着的空气中，使空气运动方向或速度发生改变。
如讨论赤道附近的空气运动时，可不考虑地转偏向力的影响；如空气作近似直线运动时，可不考虑惯性离心力；在讨论自由大气中的空气运动时，可不考虑摩擦力的作用。
3．气压的空间分布
气压的空间分布称为气压场，常用等压线图和等压面图来表示。等压线是气压相等的地点的连线。最常用的等压线图是以海平面为等高面，在其上画等压线，表示地表面气压的分布。等压面是空间气压相等的各点所组成的面。在通常情况下，等压面是一个起伏不平的曲面。由于任一地点的气压总是上面低下面高，所以等压面下凹，它附近的水平面上就是低压区；等压面上凸，它附近的水平面上就是高压区。据此，依据某一等压面在各地的位势高度，绘出等压面的等高线图，就可了解等压面的起伏形势(高度场)，亦即气压差异的程度。
依据等压线或等压面的等高线描绘的气压场型式是多种多样的，但主要有以下五种基本型式（图3.11）。
图3.11 气压场的几种基本型式（单位为hPa）

（1）低气压（简称低压） 等压线闭合，中心气压最低，向外气压逐渐增高的气压场，其空间等压面下凹，形似盆地。
（2）高气压（简称高压） 等压线闭合，中心气压最高，向外气压逐渐降低的气压场，其空间等压面上凸，形似山丘。
（3）低压槽（简称槽） 低压向外伸出的狭长区域。槽中各等压线弯曲最大处的连线称为槽线。气压沿槽线最低，向两侧递增。槽附近的空间等压面类似山谷。
（4）高压脊（简称脊） 高压向外伸出的狭长区域。脊内各等压线弯曲最大处的连线称为脊线。气压沿脊线最高，向两边递减。脊附近的空间等压面类似山脊。
（5）鞍形气压区（简称鞍） 两个高压和两个低压交错相对的区域，其附近空间等压面形如马鞍。
气压随时问也有变化。全球大气质量约为5.27×1015t。某地气压升高必然引起另一地气压降低。因此，各地气压的变化实质上是空气质量在地球上的重新分布。
（二）风
空气的水平运动称为风。风向不是指空气运动的指向，而是空气来源的方向（图3.12）。
风存在着有规律的日变化：近地面层中，白天风速增大，午后增至最大，夜间风速减小，清晨减至最小。而摩擦层上层则相反，白天风速小，夜间风速大。这是因为在摩擦层中，通常是上层风速大于下层。白天地面受热。空气逐渐变得不稳定，湍流得以发展，上下层空气动量交换增强，上层风速大的空气进入下层，使下层风速增大。同理，下层风速小的空气进入上层，使上层风速减小。午后湍流发展旺盛，下层风速增至最大值，风向右偏最多，上层风速减至最小值，这时上下层风的差异最小。夜间湍流减弱，下层风速变小；上层风速增大、风向右偏。上层与下层的分界线平均约50～100 m高度，但随季节而变化，夏季湍流最强，可达300 m，冬季湍流最弱，只有20 m。

图3.12 风向

风的日变化，晴天比阴天大，夏季比冬季大，陆地比海洋大。当有强烈的天气系统过境时，日变化规律可能被干扰或被掩盖。风速指单位时间内空气在水平方向移动的距离，单位为m/s。

二、大气环流

大气环流是指地球上大范围的大气运动状态。它反映了大气运动的基本状况和变化特征，孕育和控制着较小范围的大气运动。大气环流是大气中热量和水分输送、交换的重要机制，对天气和气候具有重大影响。
（一）大气环流的形成
1．太阳辐射的作用
大气运动的能量主要来自太阳辐射。由于地面——大气系统辐射差额的分布是不均匀的，南北纬35°之间为正辐射差额区，其它地区为负辐射差额区，这就使自赤道向两极形成辐射梯度及相应的温度梯度。赤道地区的大气因净得辐射而增温，空气膨胀上升，地面形成低压（赤道低压），高空形成高压。极地地区因净失辐射而降温，空气收缩下沉，地面形成高压（极地高压），高空形成低压。如果地球不自转，地表性质均匀，那么在气压梯度力的作用下，高层空气由赤道流向极地，低层空气由极地流向赤道，加上赤道上升气流和极地下降气流，这样，在赤道和极地之间形成一个南北向的闭合环流。
2．地球自转的作用
在自转的地球上，只要空气一运动，地转偏向力随即发生作用，如果地表性质均匀，将在南北半球分别形成三圈环流。
（1）热带环流 赤道地区上升的气流，在高空向两极流动过程中，越远离赤道，地转偏向力越强，纬向风速（西风）的分量越大。在纬度30°附近，地转偏向力已增大到和气压梯度力相等的程度，空气运行方向与纬圈接近平行；30°纬圈小于赤道纬圈，空气愈来愈拥塞，所以在30°纬度附近上空，空气堆积下沉，使近地面气压上升，形成副热带高压带。在副热带高压与极地高压之间（约在纬度60°处）形成一个相对低压带，称为副极地低压带。副热带高压出现后，近地面空气就向赤道与极地分流。流向赤道的一支，在地转偏向力的作用下，在北半球形成东北信风，在南半球形成东南信风。这两支信风在赤道附近辐合上升，补偿赤道上空流出的空气，从而完成了热带环流圈（图3.13Ⅰ）。

图3.13 地球自转和地表均匀情况下气压与气流的分布（北半球）

（2）极地环流 在北半球，由副热带高压近地面流向极地的一支较暖气流，在地转偏向力作用下，在中纬度地区形成西南风。由极地高压南流的冷空气，偏转成东北风。这两支性质不同的气流在纬度60°附近相遇，形成极锋。暖空气沿极锋面向极地方向滑升到极地上空冷却下沉，补偿了极地地面南流的空气。这样在高纬度地区形成了极地环流圈（图3.13Ⅱ）。
（3）中纬度环流 由极地流向低纬的低层空气与副热带高压区流向极地的空气在纬度60°附近相遇而辐合上升，一部分流向副热带上空与热带来的高空气流辐合并下沉，再由低层副热带流向副极地，从而完成了中纬度环流圈（图3.13Ⅲ）。该环流圈与暖区上升、冷区下沉的热带环流、极地环流不同，是冷区上升，暖区下沉，因而称为反环流圈。
综上所述，在地表均匀的情况下，由于太阳辐射和地球自转的作用，在地球大气圈的经向剖面上，南、北半球各形成三个环流圈，并在大气圈下层形成四个气压带（赤道低压带、副热带高压带、副极地低压带和极地高压带）和三个风带（低纬信风带、中纬西风带和高纬东风带）。“三风四带”是自转行星（有空气的行星）上的普遍现象，因此被称为行星风系（带）。
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