搜索
1第二章第一节大气的热状况与大气运动一、大气的热状况（一）大气对太阳辐射的削弱作用大气的受热过程示意图太阳辐射要经过地球大气层才能到达地面，这样大气削弱了到达地面的太阳辐射。大气对太阳辐射的削弱作用主要有：吸收、反射、散射。1、大气对太阳辐射的吸收平流层中的臭氧吸收紫外线选择性对流层中的二氧化碳和水汽等吸收红外线对太阳辐射的可见光部分吸收得很少大气直接吸收的太阳辐射是很少的。大部分可见光能到达地面。2、大气对太阳辐射的反射云层和较大的尘埃能把太阳辐射反射回宇宙空间。云层越厚，云量越多，反射越强。反射作用无选择性例：在夏季，多云的白天气温不会太高。3、大气对太阳辐射的散射空气分子或微小尘埃——太阳辐射以这些质点为中心，向四面八方散射。例：日出前的黎明、日落后的黄昏天空依然是明亮的。例：晴朗的天空呈蔚蓝色是因为可见光中波长较短的蓝光最易被空气分子散射。2太阳高度越大太阳辐射经过大气的距离越短，被大气削弱得越少，到达地面的太阳辐射越多。太阳高度越小太阳辐射经过大气的距离越长，被大气削弱得越多，到达地面的太阳辐射就越少。这是太阳辐射由低纬向高纬递减的原因之一。提问：其他原因呢？（二）大气对地面的保温作用（大气逆辐射）1、物体温度越高，辐射中最强部分的波长越短；反之越长。相对来讲，太阳辐射为短波，而地面辐射、大气辐射为长波辐射。2、大气的保温效应：大气对太阳短波辐射几乎是透明体，而对地面长波辐射是隔热层，大气把地面辐射放出的热量绝大部分截留在大气中，并通过大气逆辐射又将热量还给地面。大气的这种作用称为大气的温室效应。其过程为：太阳辐射地面大气地面3、注意理解温室效应的二个步骤：首先是对流层中的水汽和二氧化碳等强烈吸收地面辐射使大气增温，即地面是大气主要的直接热源。然后是大气辐射大部分射向地面即大气逆辐射，补偿了地面辐射的热量损失。例：晚秋或寒冬，多云的夜晚不易出现霜冻——因为天空多云时，大气逆辐射加强，地面温度不至于过低。（三）大气对太阳辐射的削弱作用和对地面的保温作用产生的影响1、降低了气温的日较差：降低了白天的最高气温；提高了夜间最低气温。2、由于大气的保温效应使地球表面平均气温提高到150C（没有大气的保温效应地球表面平均气温会下降到—180C），形成适宜人类生存的温度环境。反馈练习：1.关于大气对太阳辐射的削弱作用，叙述正确的是（A.B.C.D.2.大气对太阳辐射的削弱作用，主要表现为、、；大气中的二氧化碳、水汽、云和浮尘可吸收相当数量的光，波长较短的一、热力环流（一）概念：由于地面冷热不均而形成的空气环流。是大气运动的一种最简单的形式。3海拔越高大气密度越小所以海拔越高压强越小，且海拔对压强起决定性作用（二）形成过程：（图一）（图二）（图三）垂直气流近地面气压高空气压水平气流受热（A）上升低压高压高压低压冷却（B、C）下沉高压低压小结：受热上升近地面气流同一水平面气压差异大气的水平运动冷却下沉（三）城市与郊区之间的热力环流——城市风a城市工业、居民、交通等释放大量的人为热，使城市温度高于郊区b城市风在大的环流微弱时，表现得明显。c城市规划时,为减轻大气污染：①将污染严重的工业企业布置在城市风的下沉距离之外，避免污染物从近地面流向城市。②将卫星城建在城市风环流之外，避免相互污染。热力环流还可存在于海陆之间、陆上水面与周围地区、绿地与裸地之间、盆地、坡地等地区。气压值BAC等压面高低热热BAC高低低冷却冷却低高BAC高低低高4二、大气环流与气压带、风带的形成（一）基本概念气压梯度：同一水平面上，单位距离间的气压差叫气压梯度。水平气压梯度力：同一水平面上存在的气压梯度，产生了促使大气由高压区流向低压区的力，这个力就是水平气压梯度力。它是风形成的原动力。（二）对照以上图四、图五分析如下：方向对风的影响水平气压梯度力高压指向低压，与等压线垂直它。不因风向而变化风形成的直接原因影响风向、风速地转偏向力与风向垂直北半球右南半球左只改变风向，不改变风速摩擦力与风向相反可减风速风形成的直接原因：大气的水平运动。高空大气风向是地转偏向力和水平气压剃度力的共同作用的结果，风向最终与等压线平行。近地面大气风向是摩擦力、地转偏向力和水平气压剃度力的共同作用的结果，风向最终与等压线斜交。北半球右偏、南半球左偏。在等压线图上，等压线越密集，风力越大。在水平气压梯度力、地转偏向力和摩擦力共同作用下的北半球风向示意图。5三、三圈环流1、具有全球性的有规律的大气运动称为大气环流。如：三圈环流、季风环流。意义调整全球的水热分布，是各地天气变化和气候形成的重要因素。2、大气环流把热量和水汽从一个地区输送到另一个地区，从而使高低纬度之间、海陆之间的热量和水汽得到交换。1、三圈环流a)前提不考虑地形起伏大气在均匀的地球表面上运动不考虑海陆分布……b)形成因素⑴高低纬度之间的受热不均⑵地转偏向力c)形成机制（以北半球为例）①、低纬环流气压梯度力地转偏向力赤道地区空气上升由赤道上空流向北极上空（南风）右偏成西南风、气流下沉流到300N附近上空偏转为西风300N附近在近地面形成副热带高压带气压梯度力地转偏向力一支向南流向赤道低压（北风）东北信风东北信风与南半球东南信风在赤道附近辐合上升。②中纬环流与高纬环流副热带高压向北的一支西南风（盛行西风）近地面地转偏向力相遇形成600N附近的锋面（极锋）极地高气压向南的气流东北风（极地东风）向南的一支在副热带地区下沉形成中纬度环流圈暖而轻的气流爬升上升到高空6向北的一支在北极地区下沉形成高纬度环流圈副极地气流上升近地面形成副极地低压带南半球（略）2、气压带风带的移动规律：由于地球的自转和公转，太阳直射点的位置也随季节变化而呈现规律性的南北移动。就北半球而言，夏季气压带风带北移，冬季气压带风带南移。3、海陆分布对大气环流的影响1、主要以北半球为例：一月（冬季）七月（夏季）大陆海洋大陆海洋同一纬度气温低高高低气压中心高压低压低压高压亚太地区大气活动中心亚洲高压（蒙古、西伯利亚高压）副极地低压亚洲低压（印度低压）副热带高压北半球纬向的气压带被分裂为一个个的高、低气压中心南半球纬向的气压带比北半球明显，300S以南的气压带基本呈带状分布大气活动中心：冬、夏季海陆上的高、低气压中心，势力强、范围广，称为大气活动中心。东亚和南亚的冬夏季风形成过程：7亚洲季风形成根本原因：海陆热力性质差异。亚欧大陆为世界上最大的大陆，太平洋为最大的大洋，故而海陆热力性质差异显著。影响：使亚洲东部形成季风气候。由南向北分别为热带季风气候、亚热带季风气候和温带季风气候。海陆分布高低压中心高低压中心大气活动中心海陆热力性质差异季风（东亚、东南亚、南亚四、锋面系统1、概念：冷暖气团的交界面叫锋面，也称为锋区。其水平范围可达几百到几千千米。锋面与地面的交界线就是锋线。暖气团相遇时，冷气团在锋面下面，暖气团在锋面上面。2、分类8一、低压（气旋）和高压（反气旋）系统低压（气旋）高压（反气旋）水平气流北半球：逆时针方向辐合南半球：顺时针方向辐合北半球：顺时针方向辐散南半球：逆时针方向辐散风向（以北半球为例：）东部偏南风、西部偏北风南部偏西风、北部偏东风东部偏北风、西部偏南风南部偏东风、北部偏西风中心垂直气流上升下沉天气状况阴雨晴朗举例：台风锋面气旋北方“秋高气爽”的天气夏季长江流域的伏旱北半球气旋：右手大拇指朝上（表示垂直上升气流），四手指半握（则为逆时针方向）。北半球反气旋：右手大拇指朝下（表示垂直下沉气流），四手指半握（则为顺时针方向）。南半球气旋：左手大拇指朝上（表示垂直上升气流），四手指半握（则为顺时针方向）。南半球反气旋：左手大拇指朝下（表示垂直下沉气流），四手指半握（则为逆时针方向）。高高风向北半球低低气压梯度力北半球南半球南半球