高中地理大气的热状况与大气运动，大气的热状况与大气运动知识结构图
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|地球的大气层是不同物质的混合物，包括干燥空气、水蒸气、悬浮的尘埃颗粒和杂质。距地球表面85公里以下的各种气体成分一般可分为两类。一种类型称为静止分量，另一种类型称为波动分量。 1.干燥空气
通常，除去水蒸气、液体和固体杂质的全部气体混合物称为干燥空气，简称干燥空气。它是地球大气层的主要成分，主要成分是氮、氧、氩、二氧化碳，还有少量的氢、氖、氪、臭氧等稀有气体。 1、氮气和氧气
N2 约占大气体积的78%。在室温下，N2 具有化学惰性，不能直接被植物利用，仅通过植物根瘤菌部分固定在土壤中。 N2选择性地吸收0.03至0.13纳米深紫外区域的太阳辐射。它占地球大气质量的23%和体积的21%。氧以多种形式存在，也以化合物的形式存在，例如硅酸盐、氧化物和水。 2.二氧化碳（CO2）
它仅占大气体积的0.03%，大多集中在海拔20公里以下，主要由有机物的燃烧、腐烂和生物呼吸产生。虽然二氧化碳对太阳短波的吸收很少，但它能强烈吸收地球表面的长波辐射，使地球表面辐射的热量很难散失到太空中。地球具有隔热作用，但近年来，随着工业的发展和人口的增长，地球上的二氧化碳含量逐年增加，改变了大气的热平衡，使地球的平均温度升高。地面和低层大气将会上升，造成严重的气候问题。 3.臭氧
主要分布在海拔1040公里处，最大值在2025公里左右，称为臭氧层。大气中的臭氧含量虽少，但具有强烈吸收紫外线的特性。研究表明，由于大量氮肥和二氧化碳（氢离子）（人们用作制冷剂和除臭剂）造成的污染，平流层臭氧正在消耗。臭氧层的消耗受到广泛关注，因为它会导致一系列对人类不利的气候和生物效应。 （2）水蒸气的来源和去向：大气中的水蒸气主要是由水面蒸发和植物蒸腾作用产生的，特别是海洋蒸发。水蒸气上升、凝结，然后以降水的形式落在陆地和海洋上。平均而言，大气中的水蒸气每年更换约32 次，即每11 天更换一次。 (3)固体、液体杂质
悬浮在大气中的固体杂质和液体颗粒。也称为气溶胶颗粒。它们主要是大气中的灰尘和其他杂质，以及已转化为水蒸气的水滴和冰晶。
大的水溶性气溶胶颗粒最有可能凝结水蒸气，这是云形成和降雨的重要条件。气溶胶颗粒可以吸收部分太阳辐射并将其散射，从而改变大气的透明度。由于太阳辐射、散射辐射增加和大气长波反向辐射的影响，地球的辐射平衡可能会被破坏。 2.大气的结构（了解大气的各层以及各层的特点）。 （一）空气质量1、大气上限
大气的物理特性是不均匀的，尤其是在垂直方向上。在非常高的海拔处，空气非常稀薄，气体分子之间的距离很大。理论上，大气层的高度是压力为零或接近于零时的高度，但不可能达到这个高度。因为在很高的高度，逐渐到达星际空间，没有一个地方是完全没有空气分子的。
气象学家认为，只要在最高海拔发生的某些现象与地球表面的气候有关，这个海拔高度就可以定义为大气层的上限。因此，传统上将大气层的上限定义为极光出现的最高海拔（1200公里）。物理学家和化学家根据大气的物理和化学性质，认为大气的上限至少高于1200公里，低于3200公里。在这个高度，离心力超过重力，因此大气层更稠密。大气层的密度接近星际气体的密度。因此，在大气高层物理学中，常将大气定义为3000公里。 2.空气质量
虽然很难确定大气层的高度，但理论上可以确定大气层的质量。假设大气均匀，大气高度约为8000 m，整个大气柱的质量为mo=poH=1.125x10 -3x 8x105=980g/cm2；po为标准情况（T=0） ，大气压力为1013.25hPa）大气密度。 (2) 大气压力1. 大气压力
大气压定义为垂直空气柱从双测量高度到大气顶部的单位面积（截面积为1cm2）的重量，称为大气压。
表面压力值在980至1040 hPa之间变化，平均为1013 hPa。大气压除了有日、年波动外，还存在非周期性波动。气压的非周期性变化往往与大气环流和天气系统有关，且变化幅度较大。
大气压的日变化在整个期间有两个最大值（9-10:00和21-22:00）和两个最小值（3-4:00和15-16:00）。热带地区的日变化比温带地区更为明显。赤道地区大气压力年变化较小，高纬度地区大气压力年变化较大，大陆与海洋之间也存在较大差异，大陆冬季气压较高，夏季较低，反之亦然。海洋也是如此。 2、大气压的垂直分布
气压取决于水平面内大气的质量，并且由于大气柱的质量随着高度的增加而减小，因此气压随着高度的增加而减小。气压随海拔高度的实际变化与温度和气压条件有关。相同大气压下，气柱温度越高，单位压力高差越大，垂直压力梯度越小；相同温度下，气压越高，单位压力高差越小，垂直压力梯度越小。垂直压力梯度。垂直压力梯度增大。 (3) 大气层结
根据其分子组成，大气可分为两个主要层：均质层和非均质层。均质层是指从地球表面到85公里高度的大气层，除水汽变化较大外，其成分比较均匀。海拔85km以上有非均质层，可分为氮层（85-200km）、原子氧层（200-1100km）、氦层（1100-3200km）、氢层（3200-9600km） ）。
根据大气的化学和核物理性质，异质层可分为化学层和离子层。化学层含有由分子、原子和自由基组成的化学物质，包括海拔约20公里的臭氧层，其中O3浓度最高。电离层含有大量的离子。以及反射无线电波的能力。从下到上分为D、E、F1、F2、G层。
在气象学中，根据温度和运动条件，大贝尔带分为五层：对流层、平流层、中间层、暖层和外逸层。
(4) 标准大气根据高空探测资料和理论，定义了一种特征按高度均匀分布的大气模型，称为“标准大气”或“参考大气”。标准大气模型假设空气干燥，86 km 以下为均匀混合物，平均摩尔质量为28.964 kg/kmol，并且处于静态平衡和水平分层。给出温度和高度走廊以及边界条件后，通过对静态方程和状态方程积分得到压力和密度值。 3.大气热能概念（了解太阳辐射、大气能量和隔热效应、地球-大气系统的辐射平衡）。
地球气候系统的能源主要是太阳辐射，它从根本上决定了地球和大气的热状态，从而控制其他能量传递过程。辐射能量交换也发生在地球气候系统内。因此，有必要研究太阳、地球和大气之间的辐射能量交换，以及其他地球-大气系统的辐射平衡。 (1)太阳辐射
太阳是距离地球最近的恒星，表面温度约为6000K，内部温度更高，不断向外辐射大量能量。太阳辐射能主要是波长0.40.76 m的可见光，约占总能量的50%，其次是波长大于0.76 m的红外辐射，约占总辐射能的43%，其次是波长大于0.76 m的红外辐射，约占总辐射能的43%。通过紫外线。波长小于0.4m的辐射约占7%。由于太阳辐射的波长比地球的波长短，因此太阳辐射称为短波辐射。表示太阳辐射能量强度的物理量，即单个周期内垂直投射到单位面积上的太阳辐射能量，称为太阳辐射强度。
在太阳与地球平均距离（1.496x108km）处，单位面积上垂直于太阳光线的大气层顶部每分钟接收到的太阳辐射量称为太阳常数。经大气减弱后到达地面的太阳辐射，有一部分称为直接辐射，有一部分被大气散射而到达地面的称为散射辐射。两者之和就是太阳总辐射量，称为太阳总辐射量。总辐射剂量的纬度分布：一般来说，纬度越高，总辐射剂量越低，纬度越低，总辐射剂量越高。由于赤道周围地区多云，总辐射最大值并不出现在赤道处，而是出现在北纬200度左右。到达地面的辐射总量一部分被地面吸收并转化为热能，一部分被反射。被反射的辐射量的比例称为反射率。反射率根据地面的性质和状况变化很大。
(2)大气能量及其隔热效果
尽管大气本身直接吸收的太阳辐射很少，但水和陆地植被等下垫面可以吸收太阳辐射，并通过潜热和显热转换将其输送到大气中。大气获得能量的具体结构如下： 1、直接吸收太阳辐射大气中吸收太阳辐射的物质主要是臭氧、水蒸气、液态水。地球大气层对太阳辐射的吸收2、地面对辐射的吸收到达大气层上层的太阳辐射能，地球表面吸收50%，转化为热能，提高其温度，辐射到大气中。以热的形式传到外面。超过3纳米的长波（红外线）。 75% 到95% 的辐射能量被大气吸收，只有一小部分波长在8.5 到12 纳米之间的辐射通过“大气窗口”返回太空。 3.潜热输送：海洋或地球表面水的蒸发将地热输送到大气中。水蒸气在凝结成雨滴或雪时交替地向空气中释放潜热，同时在雨滴或雪落地时立即蒸发。地球表面年平均潜热输送量约为2760MJ/m2，占辐射收支的84%，表明地球与大气之间的能量交换主要通过潜热输送进行。 4.热敏传输：由于地球表面和低层大气的温度不相等，能量传输是通过地球表面和大气之间的显热交换发生的。
大气获得的热能根据其温度的不同而向外界辐射，这称为大气辐射。其中一些逃逸到太空中，一些向下投射到地面；这就是大气反向辐射。由于大气反向辐射的存在，实际地面损失略小于长波辐射释放的能量，使地面保持一定的温暖。这种隔热效应有时被称为“温室效应”或“温室效应”，计算表明，如果没有大气层，地面平均表面温度将从目前的15下降到-18。 (3) 地球-大气系统的辐射平衡辐射平衡存在年际和日际变化。当白天接收的太阳辐射超过发射的长波辐射时，辐射平衡在夜间变为正负。正转负和负转正的时刻分别是日落前一小时和日出后一小时。
一年之内，北半球夏季辐射平衡因太阳辐射增加而增加，而冬季则相反，可能出现负值。纬度越高，辐射预算保持正值的月份就越少。 4、温度（了解温度水平和垂直分布的特点）。 (1) 温度的周期性变化(2) 温度的垂直分布
对流层大气离地面越高，它吸收的长波辐射能就越少。因此，对流层的温度随着高度的增加而降低。温度因海拔高度的变化以单位高度（通常为100米）的温度变化值表示，即/100米，称为垂直温度变化率。它被称为温度流逝率。从整个对流层的平均情况来看，海拔每升高100米，气温就会降低0.6。
由于温度受纬度、土壤性质和空气运动等因素的影响，对流层的降温速率并非到处都是0.65/100米，而是因地点、季节、昼夜而异。一般情况下，夏季白天，地面吸收大量太阳辐射，地温高，地面辐射强度大，使近地面空气层升温，气温下降速度加快。相反，在冬季和夜间，蒸气混合物的消光率较小。在一定条件下，下层的温度可以低于上层的温度。气温随海拔高度升高而升高的现象称为逆温。
(1)辐射：常发生在晴朗无云的夜晚，由于地面有效辐射较强，导致近表层温度迅速下降；上层空气层不易冷却，从地面开始形成逆温层。 (2)平流：暖空气在冷地面或空气层上方水平移动，下层因冷地面或空气层的影响而迅速冷却，而上层受影响较小，冷却缓慢。将会发生逆转。 (3)空气沉降：多发生在山区。来自山腰的冷空气沿着山腰下沉到谷底，原本在谷底的暖空气被冷空气推上来，造成逆温现象。这种逆温主要是在一定的地形条件下形成的，因此也称为地形逆温。逆温的存在阻碍空气的垂直运动，阻碍烟雾、污染物和水蒸气凝结的扩散，促进雾的形成，降低能见度，使空气污染更加严重。为避免地形倒转造成大气污染事故，废气污染严重的工厂不宜建在封闭山谷内。
(3)温度水平分布。
温度的水平分布通常用等温线表示。等温线是连接相同温度位置的曲线。等温线越接近，温度水平的变化越大，反之则相反。闭合等温线表明存在暖中心或冷中心。为了便于比较，可将实际表面气温的观测（或统计）值修正为海面温度来绘制等温线。气温的水平分布与地理纬度、陆地和海洋分布、大气环流、地形起伏、洋流等因素密切相关。根据全球1月和7月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特点。 (1) 由于太阳辐射随纬度的不同而变化，总体趋势如下：等温线的分布大致平行于纬度。在北半球的夏季，太阳直射点向北移动，因此整个等温线也向北移动，但在冬季则相反，整个等温线向南移动。这一特征在�**肭蚬憷暮Ｑ笾蟹浅５湫汀１卑肭蚝Ｑ蠛吐降氐姆植际指丛印５任孪卟幌衲**肭虻暮Ｑ蟮任孪吣敲醇虻ズ拖咝浴Ｏ喾矗桥で⑼淝⑿纬杀蘸锨咭孕纬晌屡蚝涞闹行摹� (2)太阳辐射的纬度差异冬季大于夏季。在北半球，1月份等温线密集，南北温差大，7月份等温线稀疏，南北温差小。在�**肭颍捎诤Ｑ蟮牡鹘谧饔媒洗螅�1-7月等温线分布的反差不如北半球那么明显。 （3）水体温度升降缓慢，夏季海面温度低于陆地表面，冬季高于陆地表面。因此，冬季大陆等温线向南弯曲，海洋等温线向北弯曲，而夏季则相反，大陆等温线向北弯曲，海洋等温线向北弯曲。大海向南弯曲。这种等温线弯曲在欧亚大陆和北太平洋最为明显。 (4)洋流对海面温度分布有重要影响。强劲的墨西哥湾流将大西洋等温线从东北向西南移动，将大西洋0C 等温线在1 月份延伸至北纬70 度左右。其他当前系统对等温线方向也有类似的影响，但程度较小。 （5）7月份最热的地方不是赤道，而是北纬20度到30度之间的撒哈拉沙漠、阿拉伯半岛和加利福尼亚州。世界绝对最高气温出现在利比亚阿齐齐亚，受来自撒哈拉沙漠南部的干热风影响，当地气温达到58摄氏度。 1月，西伯利亚形成寒区，奥伊米亚莫出现-71的极低温。南极洲有记录的最低表面温度为-88.3。