3皖西学院单元教案

13皖西学院单元教案课程名称自然地理学课型理论教学授课时间6课时章节(课题)名称第三章大气和气候教学内容(摘要)第一节大气的组成与热能第二节大气的水分和降水第三节大气运动和天气系统第四节气候的形成第五节气候变化授课方式讲授、问答、讨论教学目的要求掌握大气获得能量的途径及地—气系统的辐射平衡，降水的形成过程及类型，影响气候的主要因素，气候变化的原因；弄清气压带、行星风系、三圈环流、西风带、季风环流以及局地环流形成的机制，气团、锋、气旋和反气旋的形成及对天气的影响；了解大气的成分和结构，气温的变化及水平分布，大气湿度、蒸发和凝结，降水的时间变化及地理分布，大气的水平运动，全球的气候带。重点大气的水分、大气运动和天气系统、气候难点大气运动和天气系统辅助教学手段多媒体课件教学后记(注：1、课型指理论教学、实验、实习、设计等；2、本表按教学单元或课题填写。)2第三章大气和气候第一节大气的组成和热能第二节大气水分和降水第三节大气运动和天气系统第四节气候的形成第五节气候变化第一节大气的组成和热能一、大气的成分地球大气是多种物质的混合物，由干洁空气、水汽、悬浮尘粒或杂质组成。在距地表85km以下的各种气体成分中，一般可分为两类。一类称为定常成分；另一类称可变成分。（一）干洁空气通常把除水汽、液体和固体杂质外的整个混合气体称为干洁空气，简称干空气。它是地球大气的主体，主要成分是氮、氧、氩、二氧化碳等，此外还有少量氢、氖、氪、氙、臭氧等稀有气体。见表3-1（一）干洁空气成分及其性质1氮和氧N2约占大气容积的78％。常温下，N2的化学性质不活泼，不能被植物直接利用，只能通过植物的根瘤菌，部分固定于土壤中。N2对太阳辐射远紫外区0.03～0.13um具有选择性吸收。02占地球大气质量的23％，按体积比占21％。除了游离态外，氧还以硅酸盐、氧化物、水等化合物形式存在。2二氧化碳co2只占大气容积的0.03％，多集中在20km高度以下，主要由有机物燃烧、腐烂和生物呼吸过程产生。二氧化碳对太阳短波吸收很少，但能强烈吸收地表长波辐射，致使从地表辐射的热量不易散失到太空,对地球有保温作用。近年来随着工业的发展和人口的增长，全球二氧化碳含量逐年增加，改变了大气热平衡，导致地面和低层大气平均温度升高，引起严重的气候问题。3臭氧主要分布在10～40km的高度处，极大值在20～25km附近，称为臭氧层。臭氧虽在大气中的含量很少，但具有强烈吸收紫外线的能力。研究表明，人们大量使用氮肥以及作冷冻剂和除臭剂使用的碳氟化合物（氟利昂）所造成的污染使平流层的臭氧遭到破坏。臭氧层的破坏能引起一系列不利于人类的气候生物效应，因而受到广泛关注。（三）固、液体杂质大气悬浮固体杂质和液体微粒，也可称为气溶胶粒子。除由水汽变成的水滴和冰晶外，主要是大气尘埃和其他杂质（见表3-2）大的水溶性气溶胶粒子最易使水汽凝结，是成云致雨的重要条件。气溶胶粒子能吸收部分太阳辐射并散射辐射，从而改变大气透明度。它对太阳辐射的影响和增大散射辐射、大气长波逆辐射，都有可能破坏地球的辐射平衡。二大气的结构（一）大气质量；（二）大气压力；（三）大气分层；（四）标准大气（一）大气质量1大气上界3大气按其物理性质来说是不均匀的，特别是在铅直方向变化急剧。在很高的高度上空气十分稀薄，气体分子之间的距离很大。在理论上，当压力为零或接近于零的高度为大气顶层，但这种高度不可能出现。因为在很高的高度上渐渐到达星际空间，不存在完全没有空气分子的地方。气象学家认为，只要发生在最大高度上的某种现象与地面气候有关，便可定义这个高度为大气上界。因此，过去曾把极光出现的最大高度（1200km）定为大气上界。物理学家、化学家则从大气物理、化学特征出发，认为大气上界至少高于1200km，但不超过3200km，因为在这个高度上离心力已超过重力，大气密度接近星际气体密度。所以在高层大气物理学中，常把大气上界定在3000km。2大气质量大气高度虽然不易确定，大气质量却可以从理论上求得。假定大气是均质的，则大气高度约为8000m，整个大气柱的质量为m0＝p0H＝1.125×10－3×8×105＝1013.3g/cm2p0为标准情况下（T＝0℃，气压为1013.25hPa）大气密度。大气质量随高度按指数规律递减。（图3-1）（二）大气压力1气压定义：从观测高度到大气上界上单位面积上（横截面积1cm2）铅直空气柱的重量为大气压强，简称气压。地面的气压值在980～1040hPa之间变动，平均为1013hPa。气压有日变化和年变化，还有非周期变化。气压非周期变化常与大气环流和和天气系统有关，且变化幅度大。2气压的垂直分布气压大小取决于所在水平面的大气质量，随高度的上升，大气柱质量减少，所以气压随高度升高而降低。其一般情况如图3-3所示：气压随高度的实际变化与气温和气压条件有关。（三）固、液体杂质大气悬浮固体杂质和液体微粒，也可称为气溶胶粒子。除由水汽变成的水滴和冰晶外，主要是大气尘埃和其他杂质（见表3-2）大的水溶性气溶胶粒子最易使水汽凝结，是成云致雨的重要条件。气溶胶粒子能吸收部分太阳辐射并散射辐射，从而改变大气透明度。它对太阳辐射的影响和增大散射辐射、大气长波逆辐射，都有可能破坏地球的辐射平衡。以上为非均质层，其中又可分为氮层（85~200km）、原子氧层（200～1100km）、氦层（1100～3200km）和氢层（3200～9600km）。按大气化学和物理性质，非均质层可分为光化层和离子层。光化层具有分子、原子和自由基组成的化学物质，其中包括约在20km高度处03浓度最大的臭氧层。离子层包含大量离子，有反射无线电波能力。从下而上，又分为D、E、F1、F2和G层。在气象学中按照温度和运动情况，将大气圈分为五层（四）标准大气4人们根据高空探测数据和理论，规定了一种特性随高度平均分布的大气模式，称为“标准大气”或“参考大气”。标准大气模式假定空气是干燥的，在86km以下是均匀混合物，平均摩尔质量为28.964g/mol，且处于静力学平衡和水平成层分布。在给定温度，高度廓线及边界条件后，通过对静力学方程和状态方程求积分，就得到压力和密度值。三、大气的热能（一）太阳辐射；（二）大气能量及其保温效应；（三）地—气系统的辐射平衡地球气候系统的能源主要是太阳辐射，它从根本决定地球、大气的热状况，从而支配其他的能量传输过程。地球气候系统内部也进行着辐射能量交换。因此，需要研究太阳、地球及大气的辐射能量交换和地－气系统的辐射平衡。（一）太阳辐射太阳表面温度约为6000K，内部温度更高，太阳不停地向外辐射巨大的能量。太阳辐射能主要是波长在0.4～0.76um的可见光，约为总能量的50％；其次是波长大于0.76m的红外辐射，约占总辐射能的43％；波长小于0.4m的紫外辐射约占7％。相对于地球辐射来说，太阳辐射的波长较短，故称太阳辐射为短波辐射。表示太阳辐射能强弱的物理量，称为太阳辐射强度。即单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能。在日地平均距离（1.496×108km)上，大气顶界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟接受的太阳辐射，称为太阳常数。经大气削弱后到达地面的太阳辐射有两部分：一是直接辐射；二是经大气散射后到达地面的部分，称为散射辐射。二者之和就是太阳辐射总量，称为总辐射，总辐射的纬度分布，一般是纬度愈高，总辐射愈小；纬度愈低，总辐射愈大。因为赤道附近多云，总辐射最大值并不出现在赤道，而是出现在200N附近。到达地面的总辐射一部分被地面吸收转变成热能，一部分被反射。反射部分占辐射量的百分比，称为反射率。反射率随地面性质和状态不同二有很大差别。（二）大气能量及其保温效应大气本身对太阳辐射直接吸收很少，而水、陆植被等下垫面却能吸收太阳辐射，并经潜热和感热转化供给大气。大气获得能量的具体结构为：1·对太阳辐射的直接吸收大气中吸收太阳辐射的物质主要是臭氧、水汽和液态水。2·对地面辐射的吸收地表吸收了到达大气上界太阳辐射能的50％，变成热能，温度升高，而后以大于3m的长波（红外）向外辐射。这种辐射能量的75％～95％被大气吸收，只有少部分波长为8.5～12m的辐射能通过“大气窗”逸回宇宙空间。3·潜热输送海面和陆面的水分蒸发使地面热量得以输送到大气层中。一方面水汽凝结成雨滴或雪时，放出潜热给空气；另一方面雨滴或雪降到地面不久又被蒸发，这个过程交替进行。全球表面年平均潜热输送约为2760MJ/m2,占辐射平衡的84％，可见，地－气间能量交换主要是通过潜热输送完成的。4·感热输送大气获得热能后依据本身温度向外辐射，称为大气辐射。其中一部分外逸到宇宙空间，一部分向下投向地面，即为大气逆辐射。大气逆辐射的存在使地面实际损失略少于长波辐射放出的能量，地面得以保持一定的温暖程度。这种保温作用，通常称为“温室效应”。据计算，如果没有大气，地面平均温度将是－18oC，而不是现在的150C。辐射平衡有年变化和日变化。在一日内白天收入的太阳辐射超过支出的长波辐射，辐5射平衡为正值，夜间为负值。正转负和负转正的时刻分别在日没前与日出后1小时。在一年内，北半球夏季辐射平衡因太阳辐射增多而加大；冬季则相反，甚至出现负值。纬度愈高，辐射平衡保持正值的月份愈少。四、气温（一）气温的周期性变化；（二）气温的水平分布；（三）气温的垂直分布（一）气温的周期性变化1、气温的日变化2、气温的年变化（二）气温的水平分布气温的水平分布常用等温线表示（三）气温的垂直分布一般情况下，大气温度随着高度增加而下降，每上升100米，温度降低0.65℃左右。在数千米以下，总是低层大气温度高、密度小，高层大气温度低、密度大，显得“头重脚轻”。这种大气层结容易发生上下翻滚即“对流”运动，可将近地面层的污染物向高空乃至远方输散，从而使城市上空污染程度减轻。在某些天气条件下，一地上空的大气结构会出现气温随高度增加而升高的反常现象，从而导致大气层结“脚重头轻”，气家学家称之为“逆温”，发生逆温现象的大气层称为“逆温层”。它像一层厚厚的被子罩在我们城乡上空，上下层空气减少了流动，近地面层大气污染物“无路可走”，只好原地不动，越积越多，空气污染势必加重。第二节大气水分和降水一大气湿度（一）湿度的概念和表示方法大气从海洋、湖泊、河流以及潮湿土壤的蒸发或植物的蒸腾作用中获得水分。水分进入大气后，通过分子扩散和气流的的传递而散布于大气中，使之具有不同的潮湿度。常用多个湿度参量表示水汽含量。1·水汽压和饱和水汽压大气压力是大气中各种气体压力的总和。大气中水汽所产生的那部分压力叫水汽压（e）。地面的水汽压随纬度的升高而减小。赤道平均26hPa，350N约为13hPa，650N约为4hPa。极地附近约为2hPa。水汽压随高度的变化而变化水汽压随高度变化经验公式:ez=e0×10–bz式中，ez为高度z（m）的水汽压；e0为地面的水汽压；b为水汽压随高度变化的常数。空气中水汽含量与温度关系密切。温度一定时，单位体积空气容纳的水汽量有一定的限度，达到这个限度，空气呈饱和状态，称为饱和空气。饱和空气的水汽压，称为饱和水汽压（E），饱和水汽压随温度升高而增大。2·绝对湿度和相对湿度单位容积空气所含的水汽质量通常以g/cm3表示，称为绝对湿度（a）或水汽密度。绝对湿度与水汽压有关系：a＝289e/T(g/m3)6式中，e为水汽压（mm）；T为绝对温度。大气的实际水汽压e与同温度饱和水汽压E之比，称为相对湿度（f），用百分数表示。f＝e/E×100％由于E随温度而变，所以相对湿度取决于e和E，其中E往往起主导作用。当e一定时，温度降低则相对湿度增大；温度升高相对湿度减小。夜间多云、雾、霜、露，天气转冷时容易产生云等都是相对湿度增大的结果3·露点温度一定质量的湿空气，若气压保持不变，而令其冷却，则饱和水汽压E随温度降低而减小。当E＝e时，空气达到饱和。湿空气等压降温达到饱和时的温度就是露点温度Td，简称露点。气温降低到露点，是水汽凝结的必要条件。（二）湿度的变化与分布相对湿度能够直接反映空气距饱和的程度，在气候资料分析中应用广泛。相对湿度日变化通常与气