备课资料

一、大气的组成成分

    过去人们认为地球大气是很简单的，直到19世纪末才知道地球上的大气是由多种气体组成的混合体，并含有水汽和部分杂质。它的主要成分是氮、氧、氩等。在80—100千米以下的低层大气中，气体成分可分为两部分：一部分是“不可变气体成分”，主要指氮、氧、氩三种气体。这几种气体成分之间维持固定的比例，基本上不随时间、空间而变化。另一部分为“易变气体成分”，以水汽、二氧化碳和臭氧为主，其中变化最大的是水汽。总之，大气这种含有各种物质成分的混合物，可以大致分为干洁空气、水汽、微粒杂质和新的污染物。

    干洁空气是指大气中除去水汽、液体和固体微粒以外的整个混合气体，简称干空气。它的主要成分是氮、氧、氩、二氧化碳等，其容积含量占全部干洁空气的99.99%以上。其余还有少量的氢、氖、氪、氙、臭氧等。

    由于大气中存在着空气运动和分子扩散作用，不同高度、不同地区的空气得以进行交换和混合。从地面向上至80—100千米高处，干洁空气的各种成分的比例基本上是不发生变化的。

干洁大气的主要成分和比例

气体	按容积百分比	按质量百分比	分子量
氮	78.084	75.52	28.0134
氧	20.948	23.15	31.9988
氩	0.934	1.28	39.948
二氧化碳	0.033	0.05	44.0099

其中对人类活动及天气变化有影响的大气成分为：

（1）氧气：氧气占大气质量的23%，它是动植物生存、繁殖的必要条件。氧的主要来源是绿色植物的光合作用。有机物的呼吸和腐烂、矿物燃料的燃烧需要消耗氧而放出二氧化碳。

（2）氮气：氮气占大气质量的76%，它的性质很稳定，只有极少量的氮能被微生物固定在土壤和海洋里变成有机化合物。闪电能把大气中的氮氧化（变成二氧化氮），被雨水吸收落入土壤，成为植物所需的肥料。

（3）二氧化碳：二氧化碳含量随地点、时间而异。人烟稠密的工业区占大气质量的万分之五，农村大为减少。同一地区冬季多夏季少，夜间多白天少，阴天多晴天少。这是因为植物的光合作用需要消耗二氧化碳。

（4）臭氧：臭氧是分子氧吸收短于0.24微米的紫外线辐射后重新结合的产物。臭氧的产生必须有足够的气体分子密度，同时有紫外线辐射，因此臭氧密度在22—35千米处最大。臭氧对太阳紫外辐射有强烈的吸收作用，加热了所在高度（平流层）的大气，对平流层温度场和流场起着决定作用，同时臭氧层阻挡了强紫外线辐射，保护了地球上的生命。

    水汽在大气中含量很少，但变化很大，其变化范围在0—4%之间，水汽绝大部分集中在低层，有一半的水汽集中在2千米以下，3/4的水汽集中在4千米以下，10—12千米高度以下的水汽约占全部水汽总量的99%。

    大气中的水汽来源于下垫面，包括水面、潮湿物体表面、植物叶面的蒸腾。由于大气温度远低于水的沸点，因而水在大气中有相变效应。水汽含量在大气中变化很大，是天气变化的主要角色，云、雾、雨、雪、霜、露等都是水汽的各种形态。水汽能强烈地吸收地表发出的长波辐射，也能放出长波辐射，水汽的蒸发和凝结又能吸收和放出潜热，这都直接影响到地面和空气的温度，影响到大气的运动和变化。

二、大气的垂直结构——特殊的“五层楼”结构

    就整个地球来说，愈靠近核心，组成物质的密度就愈大。大气圈是地球的一部分，若与地球的固体部分相比较，密度要比地球的固体部分小得多，全部大气圈的重量大约为5×10万吨，还不到地球总重量的1%；以大气圈的高层和低层相比较，高层的密度比低层要小得多，而且越高越稀薄。假如把海平面上的空气密度作为1，那么在240千米的高空，大气密度只有它的一千万分之一；到了1600千米的高空就更稀薄了，只有它的一千万亿分之一。整个大气圈质量的90%都集中在高于海平面16千米以内的空间里。距海平面80千米的高度以内，大气圈质量的99.999%都集中在这个界线以下，而所剩无几的大气却占据了这个界限以上的极大的空间。

    探测结果表明，地球大气圈的顶部并没有明显的分界线，而是逐渐过渡到星际空间的。高层大气稀薄的程度虽说比人造的真空还要“空”，但是在那里确实还有气体的微粒存在，而且比星际空间的物质密度要大得多，然而，它们已不属于气体分子了，而是原子及原子再分裂而产生的粒子。以80—100千米的高度为界，在这个界线以下的大气，尽管有稠密稀薄的不同，但它们的成分大体是一致的，都是以氮和氧分子为主，这就是我们周围的空气。而在这个界线以上，到1000千米上下，就变得以氧为主了；再往上到2400千米上下，就以氦为主；再往上，则主要是氢；在3000千米以上，便稀薄得和星际空间的物质密度差不多了。

    自地球表面向上，大气层延伸得很高，可到几千千米的高空。根据人造卫星探测资料的推算，在2000—3000千米的高空，地球大气密度便达到每立方厘米一个微观粒子这一数值，和星际空间的密度非常相近，这样2000—3000千米的高空可以大致看作是地球大气的上界。

    整个地球大气层像是一座高大的而又独特的“楼房”，按其成分、温度、密度等物理性质在垂直方向上的变化，世界气象组织把这座“楼”分为五层，自下而上依次是：对流层、平流层、中间层、暖层和散逸层。

    对流层是紧贴地面的一层，它受地面的影响最大。因为地面附近的空气受热上升，而位于上面的冷空气下沉，这样就发生了对流运动，所以把这层叫做对流层。它的下界是地面，上界因纬度和季节而不同。据观测，在低纬度地区其上界为17—18千米；在中纬度地区为10—12千米；在高纬度地区仅为8—9千米。夏季的对流层厚度大于冬季。以南京为例，夏季的对流层厚度达17千米，而冬季只有11千米，冬夏厚度之差达6千米之多。

    在对流层的顶部，直到高于海平面50—55千米的这一层，气流运动相当平衡，而且主要以水平运动为主，故称为平流层。

    平流层之上，到高于海平面85千米高空的一层为中间层。这一层大气中，几乎没有臭氧，这就使来自太阳辐射的大量紫外线白白地穿过了这一层大气而未被吸收，所以，在这层大气里，气温随高度的增加而下降得很快，到顶部气温已下降到-83 ℃以下。由于下层气温比上层高，有利于空气的垂直对流运动，故又称之为高空对流层或上对流层。中间层顶部尚有水汽存在，可出现很薄且发光的“夜光云”，在夏季的夜晚，高纬度地区偶尔能见到这种银白色的夜光云。

    从中间层顶部到高出海面800千米的高空，称为暖（热）层，又叫电离层。这一层空气密度很小，在700千米厚的气层中，只含有大气总重量的0.5%。据探测，在120千米高空，声波已难以传播；270千米高空，大气密度只有地面的一百亿分之一，所以在这里即使在你耳边开大炮，也难听到什么声音。暖层里的气温很高，据人造卫星观测，在300千米高度上，气温高达1000 ℃以上。所以这一层叫做暖层或者热层。

    暖层顶以上的大气统称为散逸层，又叫外层。它是大气的最高层，高度最高可达到3000千米。这一层大气的温度也很高，空气十分稀薄，受地球引力场的约束很弱，一些高速运动着的空气分子可以挣脱地球的引力和其他分子的阻力散逸到宇宙空间中去。根据宇宙火箭探测资料表明，地球大气圈之外还有一层极其稀薄的电离气体，其高度可伸延到22000千米的高空，称之为地冕。地冕也就是地球大气向宇宙空间的过渡区域。人们形象地把它比作是地球的“帽子”。

三、大气对太阳辐射的削弱作用

太阳辐射在通过大气层时，由于大气的吸收、反射和散射作用，到达地面的太阳辐射受到很大削弱。现分述于下：

（1）大气对太阳辐射的吸收作用。太阳辐射通过大气时，大气中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳和固体杂质对太阳辐射有明显的吸收作用，而其他成分对太阳辐射的吸收很少。不同成分对太阳辐射吸收的波长范围也不同，所以通常称为选择性吸收。

    水汽吸收太阳辐射的红外线部分能力最强，它的吸收波长范围主要在0.93—2.85微米。因大气中的水汽含量是变化的，所以它吸收的太阳辐射量有个变化幅度。

    大气中氧（O2）的含量虽然很大，但它对太阳辐射的吸收能力不强，主要吸收波长小于0.2微米的紫外线辐射。大气中臭氧（O3）含量虽少，但对太阳辐射的吸收能力很强。由于臭氧的吸收作用，小于0.29微米的紫外线辐射不能到达地面，这就保护了地球上生物不受强紫外线辐射之害。臭氧对0.6微米附近的太阳辐射中最强的部分也有一定的吸收能力。因此，臭氧对太阳辐射的吸收作用是很显著的，它对平流层的增温起着重要作用。

    二氧化碳（CO2）对太阳辐射的吸收能力比较弱，仅对红外线4.3微米附近的辐射有一定的吸收能力（这部分的太阳辐射很微弱），所以二氧化碳的吸收作用对太阳辐射的影响较小。

    悬浮在大气中的水滴、尘埃等杂质也能吸收一部分太阳辐射，其影响大小主要取决于水滴、尘埃等杂质在大气中的含量。例如在大城市上空或出现沙暴等天气时，它们对太阳辐射的吸收作用才比较显著。

    在对流层里，对太阳辐射起吸收作用的成分主要是水汽、杂质和二氧化碳；在平流层里主要是臭氧；高层大气里主要是氧。

    通过大气的吸收作用，太阳辐射被削弱的部分主要是波长较长的红外线和波长较短的紫外线，而对可见光影响不大。

（2）大气对太阳辐射的反射作用。大气中的云层和较大颗粒的尘埃，能将一部分太阳辐射反射到宇宙空间去，使到达地面的太阳辐射受到削弱。

    反射能力的大小通常用反射率来表示。照射到某物体上的太阳辐射总量为100，其反射出去的能量占百分之几，即为该物体的反射率。一般情况下，云的反射率平均为50%—55%。高而薄的云反射率小，约为20%—25%；低而厚的云反射率大，在70%左右，最大可达90%。赤道地区由于云量大，反射率高，明显地影响着地表对太阳辐射的接收。

    大气中的杂质颗粒越大，反射能力越强；颗粒越小，反射能力越差。

    反射没有选择性，所以反射光呈白色。

（3）大气对太阳辐射的散射作用。当太阳辐射在大气中遇到空气分子或微小尘埃时，发生散射作用，散射的辐射能称为散射辐射。阴天时，见不到太阳直接照射的光，所见到的光都是散射光；在日出之前天就亮了，在树阴下，在房间里，凡是阳光不能直接照射的地方，仍是明亮的，这些都是散射作用的缘故。

    散射作用可分为两种情况，一种情况是发生散射作用的质点是空气分子或微小的尘埃，它们的散射能力与波长的四次方成反比关系，这是通过实验得出的分子散射定律。因此，这种散射是有选择性的，波长越短，散射能力越强。在可见光部分，蓝紫色光波长最短，散射能力最强，所以在晴朗的天空，特别是雨过天晴时，天空呈现蔚蓝色。另一种情况是发生散射作用的质点是颗粒较大的尘埃、雾粒、小水滴等，它们的散射无选择性，各种波长同样被散射，使天空呈白色，所以在阴天时，或者大气中尘埃、烟雾较多时，天空呈灰白色。因散射作用使太阳辐射削弱的主要部分是可见光中的短波部分。

    从以上三个方面来看，太阳辐射通过地球大气层时，由于大气的吸收、反射和散射作用，到达地面的太阳辐射受到削弱，削弱的主要部分是波长较长的红外线和波长较短的紫外线，而可见光部分被削弱的较少，所以到达地面的太阳辐射主要集中在可见光部分。可见光集中了太阳辐射一半的能量，它给予地球表面以巨大的能量，是发生在地理环境里各种现象和过程的最重要的能量源泉。

四、风的形成

    大气的水平运动就是风。产生大气水平运动的原动力是水平气压梯度力。在地球表面做水平运动的物体都要受水平地转偏向力的影响（赤道地区除外），使其运动发生偏向，北半球右偏，南半球左偏。当水平气压梯度力和水平地转偏向力达到平衡状态时，就是说，它们的合力为零时，空气质点做惯性运动，形成稳定的风。

1.水平气压梯度力和水平地转偏向力作用下形成的风：参照课本P34图2.6，图上表示了北半球平直等压线的情况。初始状态时，空气质点垂直等压线运动（按水平气压梯度力的方向）；最终状态时，风向平行于等压线。这个过程是水平气压梯度力和水平地转偏向力逐步建立平衡的过程，在这个过程中，空气质点始终是按两个力的合力方向运动，而水平地转偏向力始终是垂直于运动方向之右侧，所以使得风向不断地右偏。最后，风向平行于等压线，此时，水平气压梯度力与水平地转偏向力大小相等、方向相反，其合力为零，达到平衡状态，空气运动不再偏转而做惯性运动，形成了平行于等压线吹的稳定的风。通常把这种稳定的风叫地转风，因为它只考虑了气压梯度力和地球自转的影响，所以叫地转风。

    地转风是大气运动最简单的情况，它在高空平直等压线的状况下是实际存在的。依地转风原理，可以推导出风与气压场之间的关系：人背风而立，低压在左，高压在右。通常称之为风压定律。

2.摩擦力对风的影响：如果在近地面的大气层里平直等压线的情况下，就要考虑水平气压梯度力、水平地转偏向力和摩擦力的作用。当水平气压梯度力与其他两种力的合力达到平衡时，形成斜穿等压线吹的风，这便是近地面风的情况。课本P34图2.7表示出水平气压梯度力与其他两种力的合力达到平衡时形成风的情况。

    从图中可以看出，因为摩擦力永远和运动方向相反，即与风向相反，而水平地转偏向力又在运动方向右侧90°，所以，摩擦力与水平地转偏向力的合力和水平气压梯度力达到平衡时，风是斜穿等压线吹的。

    一般摩擦力的影响可达离地面1500米左右的高度，在这范围内的风向都斜穿等压线。摩擦力愈大，风向与等压线之间的夹角愈大；摩擦力愈小，其夹角愈小。当摩擦力为零时（高空的情况）风向便平行于等压线了。因此，在实际大气中因摩擦力随高度增加而逐渐减小，所以风向随着高度的增加而逐渐右偏，即愈往高空，风向与等压线之间的夹角愈小，最后，风向与等压线平行。这就是风向随高度变化最一般的规律。风速则随高度的增加而加大。

    陆地表面和海洋表面的摩擦力不同，地面摩擦力大，洋面摩擦力小，所以在相同的气压条件下，陆地表面的风与等压线间的夹角大，风速小；海洋表面的风与等压线间的夹角小，风速大。

    风斜穿等压线吹，具有很重要的意义。因为风本身进行着大气质量的输送，风穿越等压线吹，就会把高压区的大气向低压区输送，它直接影响着高低压的兴衰状况。高低压的兴衰又导致气流的变化，所以气压系统与大气运动相互影响、相互制约，构成千变万化的大气活动舞台。