大气温度分布特征及大气层份

（一）大气的组成

地球上的大气是由多种气体组成的混合物，它主要包含干洁空气、水汽和固体杂质。干洁空气包括氮、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。水汽是呈气态的水，大气中的水汽来源于地面水体和陆地表面的蒸发与植物的蒸腾，其含量因时因地而异，按容积计算其变化范围一般在0～4%之间，热带多雨地区可达4%，寒冷干燥地区几乎接近零。其垂直分布主要集中在离地面2～3 km的大气层中，高度愈高，水汽愈少。大气中除气体成分以外，还有很多液体和固体杂质或微粒，其半径一般在10-2～10-3cm。杂质是指来源于火山爆发、尘沙飞扬、物质燃烧的颗粒、流星燃烧所产生的细小微粒和海水飞溅扬入大气后而被蒸发的盐粒，还有微生物的孢子和植物的花粉等。它们多集中于大气的底层。

（二）大气的垂直分层

大气的底界是地面，大气的上界没有明显的范围。从地面到2000～3000 km高空，大气的成分、温度、密度等物理性质都有明显的差异。根据大气温度随高度分布的特征，可把大气分成对流层、平流层、中间层、暖层和散逸层。

1.对流层

对流层是大气的最下层，其高度因纬度和季节而异。就纬度而言，低纬度平均为17～18 km，中纬度平均为10～12 km，高纬度仅有8～9 km。就季节而言，对流层上界的高度，夏季大于冬季。对流层的气温随高度的增加而递减，平均每升高100 m，气温降低0.65℃。其原因是太阳辐射首先主要加热地面，再由地面把热量传给大气，因而愈近地面的空气受热愈多，气温愈高，远离地面则气温逐渐降低。对流层的空气有强烈的对流运动。地面性质不同，导致空气受热不均。暖的地方空气受热膨胀而上升，冷的地方空气冷缩而下降，从而产生空气对流运动。而且对流层的天气复杂多变。对流层集中了75%的大气质量和90%的水汽，因此伴随强烈的对流运动，产生水相变化，形成云、雨、雪等复杂的天气现象。

2.平流层

自对流层顶到55 km高度为平流层。平流层的温度随高度增加由等温分布变成逆温分布。平流层的下层随高度增加气温变化很小。大约在20 km以上，气温又随高度增加而显著升高，出现逆温层。这是因为20～25 km高度处，臭氧含量最多。臭氧能吸收大量太阳紫外线，从而使气温升高。平流层的垂直气流显著减弱。平流层中空气以水平运动为主，空气垂直混合明显减弱，整个平流层比较平稳。而且平流层的水汽和尘埃含量极少，因此，对流层中的天气现象在这一层很少见到。平流层天气晴朗，大气透明度好。

3.中间层

从平流层顶到85 km高度为中间层。由于该层臭氧含量极少，不能大量吸收太阳紫外线，而氮、氧能吸收的短波辐射又大部分被上层大气所吸收，故气温随高度增加而迅速递减，中间层的顶界气温可降至-83℃～-113℃。中间层可出现强烈的对流运动。这是由于该层大气上部冷、下部暖，致使空气产生对流运动。但由于该层空气稀薄，空气的对流运动不能与对流层相比。

4.暖层

从中间层顶到800 km高度为暖层。由于所有波长小于0.175 μm的太阳紫外辐射都被暖层的大气物质所吸收，因而，暖层气温随高度的增高而迅速升高。据观测，在300 km高度上，气温可达1000℃以上。由于空气密度小，在太阳紫外线和宇宙射线的作用下，氧分子和部分氮分子被分解，空气处于高度电离状态，故暖层又称为电离层。电离层具有反射无线电波的能力，对无线电通信有重要意义。

5.散逸层

暖层顶以上，称散逸层。它是大气的最外一层，也是大气层和星际空间的过渡层，但无明显的边界线。这一层空气极其稀薄，大气质点碰撞机会很小。气温也随高度增加而升高。由于气温很高，空气粒子运动速度很快，又因距地球表面远，受地球引力作用小，故一些高速运动的空气质点不断散逸到星际空间，散逸层由此而得名。

（三）大气的运动

大气的运动能引发天气的变化，促进地球表面上热量、水汽的输送和交换，对地理环境的形成和人类的生活有重要的作用。

1.气压的变化

空气是流体，它可以到处移动。引起空气运动的原因是气压的高低不均匀。气压是作用在单位面积上的大气压力，即等于单位面积上向上延伸到大气上界的垂直空气柱的重量。气压的大小与海拔高度、大气温度、大气密度等有关。海拔越高，所承受的空气重量也就越小，气压也就越低。另外，随高度增高空气密度也迅速减小，所以随高度升高气压按指数规律递减。据观测，近地层大气中，高度每上升100 m，气压平均降低12.7 hPa。在同一高度，大部分气压差都是由大气的受热不均造成的。如果临近区域受热的程度不同，那么，受热少的区域上方的空气相对较冷、密度较大、气压相对较高，于是它就沉到温暖而稀薄的气体下面，迫使热空气上升。

地球上各地的气压值随时间和空间而变化，变化的根本原因是空气运动引起的空气质量在地球上的重新分配。

2.气压场

气压的空间分布称为气压场。由于各地的大气受热不均，气压的空间分布也不均匀，有的地方高，有的地方低，气压场呈现出各种不同的气压形势，这些不同的气压形势统称气压系统。

根据气压分布的特点，将气压状况分成不同的类型，其中主要有以下几种基本类型（图5-3-1）。

图5-3-1　气压分布的几种基本类型

（1）低气压

简称低压，又称气旋，由闭合等压线构成，气压值由中心向外逐渐增高。

（2）低压槽

简称槽，是低气压延伸出来的狭长区域。在低压槽中，各等压线弯曲最大处的连线称槽线。气压值沿槽线向两边递增。

（3）高气压

简称高压，又称反气旋，由闭合等压线构成，中心气压高，向四周逐渐降低。

（4）高压脊

简称脊，是由高压延伸出来的狭长区域，在脊中各等压线弯曲最大处的连线叫脊线，其气压值沿脊线向两边递减。

（5）鞍形气压场

简称鞍，是两个高压和两个低压交错分布的中间区域。

3.气旋和反气旋

气旋和反气旋是大气中最常见的运动形式，也是影响天气变化的重要的天气系统（见图5-3-2）。

（1）气旋

低压区中大气在气压梯度力、地转偏向力和摩擦力共同作用下，形成由外围向中心的气流漩涡，简称气旋。气旋在北半球沿逆时针方向旋转，在南半球沿顺时针方向旋转。当气流从四面八方流入气旋中心时，气旋中心的空气就被迫上升。因此，在气旋中大气的水平运动又导致了大气的垂直运动。

（2）反气旋

高压区中大气在气压梯度力、地转偏向力和摩擦力共同作用下，形成由中心向外围的旋转气流，因其方向与气旋相反，所以称为反气旋。反气旋在北半球沿顺时针方向旋转，在南半球沿逆时针方向旋转。当低层气流从中心向外围扩散后，反气旋中心的上层空气自然会下降补充，形成自上而下的下沉气流。因而，在反气旋中大气的水平运动也导致了大气的垂直运动。

图5-3-2　气旋和反气旋的形成

4.大气环流

大气环流是指大气圈内空气进行不同规模运动的总称，大型的有行星环流、季风环流等，小型的有海陆风、山谷风等。大气的水平运动称为风。

造成大气环流的根本原因是太阳辐射，这是大气运动的能量。由于纬度位置、海陆分布及地表状态所受到的太阳热量不同，加上地球自转的影响，形成了不同类型的环流。

（1）行星环流

这是全球规模的大气环流，是假定在地球表面无海陆差异状态下的全球低层盛行风带的总称，是大气环流的重要组成部分。

大气运动的产生和变化直接取决于大气压力的空间分布和变化，气压变化的原因在于其上空大气柱中空气质量的增多或减少。在全球范围内气压的水平分布呈规律的纬向带状分布，并且高、低气压带交互排列（图5-3-3）。在赤道地带终年受热多，气温高，空气受热膨胀上升，到高空向两侧分流，导致气柱中质量减少，在低空形成低压，称赤道低压带。在两极地区受热少，气温低，空气受冷收缩下沉，积聚在低空，导致气柱中质量增大，在低空形成高压，称极地高压带。从赤道上空向极区流动的气流，在地球自转偏向力的作用下，流向逐渐趋向于纬向（东西向），到纬度25°～30°附近气流完全偏转成纬向，不再向高纬流动，于是积聚下沉，空气质量增大，形成高压带，称副热带高压带。在副热带高压带和极地高压带之间形成一个相对低压带，称副极地低压带。这就是全球气压带。高、低气压带的形成导致水平气压梯度的出现，空气由高压区流向低压区。于是在地面上就形成了由副热带高压带和极地高压带分别流向赤道低压带和副极地低压带的气流。由于地转偏向力的作用，上述气流发生偏向，而形成三个环流圈，这就是行星风系。

图5-3-3　大气环流示意图

①信风带气流自副热带高压带辐散，部分气流流向赤道，受地转偏向力的作用，在北半球形成东北信风，在南半球形成东南信风。

②西风带从副热带高压带辐散的气流另一部分流向副极地低压带，受地转偏向力作用，转为偏西风向的西风带，风向很稳定，风力强。

③极地东风带自极地高压带向副极地低压带辐散的气流，因地转偏向力的作用变成偏东风，称为极地东风带。

（2）季风环流

与行星风系相比，季风不是全球性的，但在地球上分布很广。大范围地区的盛行风随季节变换发生显著改变的现象称为季风。形成季风的原因有很多种，最主要的是海陆间的热力差异及其季节变化。大陆温度变化（吸热增温与散热降温）快，海洋温度变化慢。夏季大陆气温比同纬度的海洋高，使大陆上气压比海洋低，气压梯度由海洋指向大陆，气流由海洋流向大陆，形成夏季风；冬季则相反，气流由大陆流向海洋，形成冬季风。随着风向的转变，天气和气候特点也发生变化，在冬季风作用下，气候低温干燥，夏季风则造成高温多雨。

季风环流以我国所在的东亚地区最为显著，这是由于面积广阔的太平洋和亚欧大陆的强烈海陆反差所造成的。大气环流是大气中热量、水分、动量等要素输送交换的重要方式，是形成各种天气和气候的主要因素。

（四）大气中的水

从海洋、湖泊、河流及潮湿土壤的蒸发或植物蒸腾进入大气的水汽，由大气的湍流和对流等过程，将水汽输送到不同的高度。在一定条件下，经过一系列物理过程，水汽发生凝结，形成云、雾等天气现象，并以雨、雪等降水形式重新回到地面。水分就是通过蒸发、凝结和降水等过程在陆地、海洋、大气间循环不已。大气中水的含量虽不多，但对地-气系统的热量平衡和天气变化起着非常重要的作用。

1.水汽的凝结

仰望天空可以看到千姿百态的云，这些云都是由空气中的水汽凝结而成的。空气中的水汽变成液态水的过程叫作凝结。在一定温度下，当空气不能再容纳更多水汽时，这种状态的空气叫饱和空气。如果再向饱和空气增加水汽或者降低饱和空气的温度，都会使空气达到过饱和状态。过饱和状态的空气中，容纳不下的水汽便会凝结，从而成云致雨。在自然界中，大部分凝结现象是产生在降温过程中。例如，空气上升而冷却，是促使空气达到过饱和状态，并形成大气降水的主要原因。

此外，大气中水汽凝结，还必须有吸湿性强的微粒作为凝结核，才能使水汽在凝结核表面凝结。实验发现，在纯净的空气中，水汽过饱和到相对湿度为300%～400%也不会发生凝结。这是因为做不规则运动的水汽分子之间引力很小，通过相互之间的碰撞不易相互结合为液态或固态水。只有在巨大的过饱和条件下，纯净的空气才能凝结。然而巨大的过饱和条件，在自然界是不存在的。而在大气中却不同，大气只要达到或超过饱和，水汽就会发生凝结。原因就在于大气中存在着大量的吸湿性微粒物质，它们比水汽分子大得多，对水分子吸引力也大，从而有利于水汽分子在其表面上的积聚，使其成为水汽凝结核心。这种大气中能促使水汽凝结的微粒，叫凝结核，其半径一般为10-7～10-8cm，而且半径越大，吸湿性越好的核周围越易产生凝结。凝结核的存在是大气产生凝结的重要条件之一。自然界中的凝结核很多，如火山爆发形成的尘埃、海水蒸发后遗留在空气中的盐粒、燃烧进入大气中的烟粒等等都可成为凝结核。

2.水汽的凝结物

大气中的水汽，在不同的条件下产生不同的凝结物，常见的有云、雾、露、霜等。

云的存在和发展必须具备的条件是空气中水汽达到过饱和状态，有凝结核，还必须有水汽的不断输送和补充。除此之外，还要有使空气中水汽发生凝结的冷却过程，即空气的垂直上升运动。同时，也只有空气的垂直上升运动，才有可能由地面向云体中不断地输送水汽以维持云的存在和发展。引起初始空气垂直上升运动的原因很多，如温暖季节，由于近地层空气受地面强烈增温而产生的热对流上升；空气水平流动遇山，而沿山坡被迫抬升；暖空气在冷空气中爬升；运动速度不同的两层空气，在其界面上产生波动，在波峰上会产生空气的上升运动等。这些上升运动都可促使云的形成。

当近地气层的温度降到露点温度以下时，空气中的水汽凝结成小水滴或凝结为冰晶，弥漫于空气中，使水平能见距离小于1000 m的天气现象称为雾。形成雾的基本条件是近地面空气中水汽充沛，有使水汽发生凝结的冷却过程以及凝结核的存在。在风力微弱、大气层稳定并有充足的凝结核存在的条件下最易形成。

在夜晚或清晨，由于地面、地物表面的辐射冷却，使贴近地面的气层温度也随之降温，当温度降到露点以下时，在地面或物体表面上就会有水汽凝结物形成。如果凝结时的露点温度高，水汽凝结为露，如果露点温度低于0℃，则水汽凝结为霜。形成露和霜的有利天气条件是晴朗微风的夜晚。因为碧空有利于辐射冷却，而微风又能把已经发生过凝结的空气带走，使新鲜的潮湿空气不断流来补充，保证有足够多的水汽供应凝结，因此可形成较强的露或霜。无风时可供凝结的水汽不多；风速过大时，由于湍流太强，使近地层空气与上层较暖的空气发生强烈混合，导致贴地空气降温缓慢，均不利于露和霜的生成。

雾凇是水汽在树枝、电线或其他地面物体迎风面上白色疏松的微小冰晶或冰粒。雾凇在我国东北和华北地区称为树挂，是由于雾中无数0℃以下而尚未结冰的雾滴随风在树枝等物体上不断积聚冻结的结果，表现为白色不透明的粒状结构沉积物。雾凇现象在我国北方是很普遍的，在南方高山地区也很常见，只要雾中有过冷却水滴就可形成。雨凇是过冷却液态降水（雨或毛毛雨）碰到地面物体后直接冻结而成的坚硬、光滑而透明的冰层。雨凇多聚集在物体的迎风面。雨凇较雾凇更具危害性，它能压断电线、折损树木，对交通运输、电信、输电以及农业生产都有很大的影响。