第五章 大气圈与气候分异规律
? 第一节 大气圈的组成与结构
? 第二节 大气运动
? 第三节 物质输移
? 第四节 能量传输
? 第五节 气候分异规律
? 第六节 大气与人类
大气圈的组成与结构
大气圈的组成,地球表面的大气主要由氮 （ N2）, 氧 （ O2）,
氩 （ Ar） 等气体组成 。
大气圈的结构,整个大气分为对流层, 平流层以及高空的中间
层, 暖层和散逸层：
对流层 大气的最底层, 它的底界是地面 。 对流层有三个主要特征：
气温随高度升高而降低；空气的对流运动显著；天气现象复杂多变 。
? 平流层 从对流层顶以上到 50～ 55km高度为平流层 。
? 中间层 自平流层顶到 80～ 85km左右为中间层 。
? 暖层 自中间层顶到 800km高空为暖层, 又称热层 。
? 散逸层 暖层以上的最高层大气称为散逸层, 又称外层 。
第
五
章
大气的组成
第
五
章
大气的组成
成分
氮（ N2）
氧（ O2）
氩（ Ar）
二氧化碳 CO2）
氖（ Ne）
氦（ He）
氪（ Kr）
氡（ Rn）
氙（ Xe）
甲烷（ CH4）
一氧化二氮（ O2）
成分
臭氧（ O3）
体积混合比 体积混合比
0.20947
0.00035
1.82X10-6
0.00934
0.78083
0.5X10-6
5.2X10-6
1.1X10-6
1.7X10-6
0.1X10-6
0.3X10-6
(10～ 50)X10-8
表 大气的组成
地球大气主要是由氮和氧等组成。目前，人们关心最多的含量较
少、寿命较短的微量和痕量成分，如二氧化碳、臭氧、水汽及气溶胶
等。这是因为尽管他们的浓度很低，但他们在大气中的浓度均有较大
的时空变化，对地气系统热量的收支、大气温度的垂直结构及人类有
着明显的影响。
第
五
章
大气的主要气体成分、含量及分子量
分子量主要气体成分 空气中的含量 /按体积％ 平均滞留期 / 年
氮（ N2）
氧（ O2）
氩（ Ar）
二氧化碳（ CO2）
臭氧（ O3）
甲烷（ CH4）
水汽（ H2O）
78.08
20.95
0.93
0.03（可变）
0.000001（可变）
0.000165
可变
106
104
109
15
？
7
10天
28.02
32.00
39.94
44.00
48.00
16.04
18
地球大气是多种气体的混合物。主要是由氮和氧组成，他们共占
大气体积的 99%，其中，氮占大气体积的 78%，氧占 21%。此外还
有氢、二氧化碳、臭氧、水汽和固体杂质等，他们的气体含量极少，
其总和约占大气体积的 1%。
表 大气气体的主要成分及含量
第
五
章
大气臭氧浓度随高度的变化 （引自, 大气科学辞典）
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 10～ 50 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。
近地面层臭氧含量少，从 10
km高度开始增加，到 20～ 30
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。
第
五
章
大气臭氧的季节变化和纬度分布 （引自, 大气科学辞典, ）
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。
第
五
章
大气中温度、密度以及物质成分的分层结构
由于地球引力作用，大气
密度随高度的增加逐渐减小，
到大气上界，逐渐过渡为星际
气体密度。
从地面到高空，不仅大气
的密度、成分不同，大气的温
度也存在着明显的变化。可以
这么认为：地球大气在垂直方
向上形成三个相对的暖层和两
个相对的冷层。
世界气象组织（ WMO）根
据气温从地面到高空垂直方向
的分布，将整个大气分成对流
层、平流层以及中间层、暖层
和散逸层 。
第
五
章
大 气 的 运 动
水平气压梯度力, 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的力, 它是促使空气从静止到运动的原动力 。
地转偏向力 （ 科里奥利力 ）, 由于地球的自转, 地球表面运动的物体都会发生
运动方向的偏转 。 导致地球表面运动物体方向偏转的力 。 在地转偏向力的作用下,
地表运动的物体, 在北半球向右偏转, 在南半球向左偏转 。
大气的辐合, 在低压中心附近, 大气由周围向中心集中 。
大气的辐散, 在高压中心附近, 大气向周围散开 。
气旋, 反气旋, 旋转着的向低压中心辅合的大气系统叫做气旋, 旋转着的由高压中
心向外辅散的大气系统叫做反气旋 。 由于受地转偏向力的作用, 气旋, 反气旋旋转
的方向正好相反 。
第
五
章
大气的运动
大气环流,在太阳辐射, 地球自转, 地表面性质以及地面摩擦的共同作用,
使得大气圈内的空气产生了不同规模的三维运动 。
季风,大范围地区, 盛行风随季节变化而发生有规律改变的现象 。
局地环流：
海陆风,发生在沿海地区的, 白天吹海风, 夜间吹陆风, 以一日为周期
的周期性风系
高原季风,高耸挺拔的大高原, 由于它与周围自由大气的热力差异所形
成的冬夏相反的盛行风系 。
山谷风,在山区, 白天从谷地吹向山坡, 夜间从山坡吹向谷地, 以一日
为周期的周期性风系 。
焚风,山后的空气温度比山前同高度上空气的温度要高得多, 湿度也小
得多, 形成了沿着背风坡向下吹的既热且干的风
城市热岛,城市的温度一般高于周围的郊区和农村 。
第
五
章
科里奥利力与地面运动物体方向的偏转
由于地球的自转，地球表
面运动的物体都会发生运动方
向的偏转。在北半球运动物体
向右偏转，在南半球则向左偏
转。导致地球表面运动物体方
向偏转的力，叫做地转偏向力，
又叫做科里奥利力。地转偏向
力具有以下几个特点：（ 1）这
个力只改变物体的运动方向，
不改变物体的运动速度；（ 2）
这个力的作用方向总是与物体
的运动方向垂直；（ 3）这个力
的大小与物体运动的线速度成
正比；（ 4）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
第
五
章
气旋、反气旋
北
半
球
南
半
球
气 旋 反气旋
大气在气压梯度力的作用
下，由高压区流向低压区。在
高压中心附近，大气向周围流
动，也就是大气的辐散；在低
压中心附近，大气由周围向中
心集中，也就是大气的辐合。
由于地转偏向力的作用，大气
的辐合与辐散形成了气旋、反
气旋。所谓气旋就是指呈螺旋
状向内旋转运动的大气叫做气
旋，反之呈螺旋状向外旋转运
动的大气叫做反气旋。由于地
转偏向力的作用方向在南北半
球相反，因此气旋与反气旋在
南北半球旋转的方向相反。
第
五
章
气流的辐散和辐合、气旋和反气旋的相互关系
（据 Strahler改绘）
辐散、反气旋辐合、气旋
辐散、反气旋 辐合、气旋
对流层顶
近地面
大气的辐
合、辐散与气
旋、反气旋的
关系及其在空
间的联系如图
所示：气旋对
应于大气辐合，
反气旋对应于
大气辐散；地
面辐合则高空
辐散，高空辐
合则地面辐散。
第
五
章
单圈环流
在太阳辐射的直接加热
作用下，地球高低纬度之间
形成了从赤道向两极的温度
梯度，结果使低纬赤道地区
的大气不断增温而膨胀上升；
而极地大气因不断冷却而收
缩下沉。为保持静力平衡，
上层大气必然出现向极地的
气压梯度，气流由赤道流向
极地；低层则出现指向赤道
的气压梯度，气流由极地流
向赤道。假设地球表面性质
均一且地球不自转，那么，
在赤道和极地之间就形成了
一个单一的闭合的直接热力
环流圈。
第
五
章
现在地球上的大气环流图（三圈环流）
然而,空气一
旦开始运动,地转
偏向力就随之发
生作用,正是由于
地转偏向力的存
在,就不可能存在
一个单一的闭合
的热力环流,而在
全球近地面气层
形成了赤道低压
带、副热带高压
带、副极地低压
带、极地高压带。
第
五
章
北半球夏季（ 7月）近地面大气环流状况
北半球夏季（ 7月）
大范围区
域盛行风随季
节变化而发生
有规律改变的
现象，称为季
风。季风的形
成与多种因素
有关，最主要
的是由于海陆
间热力性质的
差异造成的，
其次是由于行
星风系的季节
移动而形成的。
第
五
章
北半球冬季（ 1月）近地面大气环流状况
第
五
章
海陆风环流
海陆风是指发生在沿海地区的、白天吹海风、夜间吹陆风、以一日为周期
的周期性风系。它也是由于海陆的热力性质的差异引起的，但影响的范围仅限于
沿海地区。在沿海地区，白天，陆地增温快，陆面气温高于海面，近地面空气上
升形成低压，气流从海洋流向陆地，形成海风；夜间相反，陆地降温快，陆面气
温低于海面，形成陆风。
海陆风对沿海地区的天气和气候有着明显的影响：白天, 海风携带着海洋水汽
输向大陆沿岸, 使沿海地区多雾多低云, 降水量增多, 同时还调节了沿海地区的
温度, 使夏季不致过于炎热, 冬季不过于寒冷 。
海风 陆风
第
五
章
青藏高原与平均经向环流 （ Molnar,1993）
高耸挺拔的大高原，由于它
与周围自由大气的热力差异所形
成的冬夏相反的盛行风系，称为
高原季风。以青藏高原季风最为
典型。冬季高原面上出现冷高压，
气流从高原向四周流动；夏季高
原面上出现热低压，气流从四周
流向高原。高原季风对环流和气
候的影响很大，尤其在东亚和南
亚季风区。同时，在冬夏不同的
季节，高原季风环流的方向与东
亚地区因海陆热力性质差异所形
成的季风的方向完全一致，两者
叠加起来，使得东亚地区的季风
（尤其冬季风）势力特别强盛，
厚度特别大。
第
五
章
山谷风
(b）山风（ a）谷风
在山区，白天从谷地吹向山坡、夜间从山坡吹向谷地，以一日
为周期的周期性风系，称为山谷风（见下图）。白天，因为山坡上
的空气比同高度的自由大气增温强烈，空气从谷地沿坡向上爬升，
形成谷风；夜间由于山坡辐射冷却，冷空气沿坡下滑，从山坡流入
谷地，形成山风。
第
五
章
焚 风
当流经山地的湿润气流受到
山地阻挡时，被迫沿坡绝热爬升，
这时按照干绝热递减率降温。当
达到水汽凝结高度时，形成云，
此后按照湿绝热递减率降温，逐
渐形成降水，空气继续沿坡上升，
降水也不断发生。当越过山顶以
后，空气沿坡下沉增温，水汽含
量大为减少，按照干绝热递减率
下沉压缩升温。由于干绝热温度
变化率比湿绝热温度变化率大。
过山后的空气温度比山前同高度
上空气的温度要高得多，湿度也
小得多，形成了沿着背风坡向下
吹的既热且干的风，称为焚风。
第
五
章
“城市热岛,
城市人口集中，工业发达，居民生活、工业生产及交通工具每天释放出大量
的人为热，导致城市热力过程的总效应为：城市的温度一般高于周围的郊区和农
村，城市尤如一个温暖的岛屿，称为, 城市热岛, 。这主要是城市上空通过乱流
扩散从暖的建筑物得到显热，并且吸收城市表面和污染层放出的长波辐射的结果。
由于热岛效应的存在，城市的年平均温度要比郊区高 0.5～ 1℃ 。
第
五
章
物 质 输 移
水汽的输移,
垂直传输；
水平传输 （ 高低纬间输送；海陆间输送 ） 。
气溶胶的输移：
源地附近浓度大，逐渐向四周及上空扩散输移。
二氧化碳的输移：
CO2从源区向四周及上层大气扩散输移 。
第
五
章
能 量 传 输
高低纬间的传输,主要依靠全球性的大气环流 （ 显热
和潜热 ） 及洋流来实现的 。
海陆间的传输,冬季, 海洋是热源, 大陆是冷源, 热
量从海洋输向大陆 。 越近海洋, 输热越多, 气温越高 。
高低空之间的传输,在对流层中, 由于空气的对流,
高低空之间也在进行着能量的传输 。
第
五
章
热量输送和地球上的热量平衡 （ Strahler）
由赤道向极地的
高低纬之间的热量传
输，主要依靠全球性
的大气环流（显热和
潜热）及洋流来实现
的，并随纬度和季节
而异。从纬度看，全
球能量的输送是从南
北纬 35o之间的辐射差
额正值区向纬度高于
35o的负值区输送，就
平均而言，输送量以
纬度 40o附近为最大值。
第
五
章
气 候 分 异 规 律
? 气温分异,气温的分布主要受纬度、海陆、地形、海拔高度等因
素的制约，其中纬度因素决定了气温的纬度地带性分异，而海陆、
地形及海拔高度则成为气温非地带性分异的因素。
湿度和降水的分异,海洋上空水汽充沛, 湿度大, 而陆地上
空相对缺乏, 湿度较小 。 沿海地区, 随着向陆地内部的逐渐过渡, 湿度
也逐渐减小 。
气候分异, 纬度地带性, 气候形成的主导因素是太阳辐射在地
表的加热不均, 以及由此产生的全球气压带, 风带的分布及季节移动,
导致气候类型普遍具有沿纬度更替的趋向 。
湿度分带性, 由于海陆分布的不同, 引起了海陆间
气温, 气压, 风向, 降水等气候要素随季节的变化, 使得同一纬度带内
产生了海洋性气候和大陆性气候的分异：
垂直带性, 高大山体本身在不同高度上, 气温和降
水组合不同, 形成不同的水热特征, 导致山地气候呈垂直方向的变化 。
第
五
章
世界 1月海平面气温（摄氏度）的分布
第
五
章
世界 7月海平面气温（摄氏度）的分布
第
五
章
全球平均降水量分布 （ Moller,1951）
第
五
章
全球平均降水量分布 （ Moller,1951）
第
五
章
海洋性气候与大陆性气候的比较
第
五
章
长白山北坡的垂直气候带和自然带
高耸庞大的山地对气
候的影响有两方面：一方面，
高大的山地阻碍了气流的运
动，成为气流运动的屏障，
出现一山之隔气候迥异的情
况，在一定程度上破坏了山
地周围地区气候的纬度地带
性；另一方面，高大山体本
身在不同高度上，气温和降
水组合不同，形成不同的水
热特征，导致山地气候呈垂
直方向的变化，即气候的垂
直带性，形成特殊的气候类
型 -高山气候。
第
五
章
大气与人类
? 大气成分与人类
? 人类活动与大气
? 天气、气候与人类
? 适宜的温度、湿度、风、日照等条件，有利于人体
的健康；反之，在一定的温湿条件下却有利于病菌
繁殖，人体抗御疾病的机能也减弱。
第
五
章
（电子教案）
作者：王 建
陈 霞
王轲道