23 大气环境 学案

2.3 大气环境 学案【大气的垂直分层及特点识记】垂直分层的依据和分层情况：垂直分层的依据是 大气的温度、密度和运动状况。大气自下而上可分为对流层、平流层和高层大气。各层主 要特点：对流层 物质组成：整个大气质量的3/4和几乎全部的水汽、杂质。温度变化： 温度随高度升高而降低，原因是对流层大气的直接热源是地面辐射，因此离地面越高，气温 越低（每上升100m气温下降0.6C）。运动特点：垂直对流运动旺盛，原因是该层上冷下热。 对流层的厚度因纬度而异，低纬可达1718千米；中纬为1112千米；高纬地区仅为89千米。天气特点：天气现象复杂多变，因为该层有天气变化的运动条件和物质基础。平 流层 物质组成：含有O3,在2227千米高度处，O3含量达到最大值，形成臭氧层；CO2、 水汽和杂质含量极少。温度变化：气温随高度升高而升高。运动特点：以平流运动为主，不 易形成垂直对流运动。利于高空飞行。天气特点：天气晴好。利于高空飞行。高层大气 在 该层大气80500千米的高空，有若干电离层，能反射无线电短波，对无线短波通信有重要 作用。【大气对太阳辐射的削弱作用简单应用】大气的吸收作用：高层大气中的氧原子吸收波长短的紫外线，平流层中的臭氧吸收波长较长的紫外线，对流层 中的CO2和水汽吸收红外线。大气的散射作用：如右图，当太阳光线 通过大气时，被空气分子和微小的尘埃散射，使其一部分能量不能到达地面。其中蓝、紫光波长较短，易被散射，古晴朗的天空呈蔚蓝色。但大气污染较重，其 中较大颗粒尘埃较多时，各色光被均匀散射，天空灰暗。大气的反射作用：大气中的云层和较大颗粒尘埃能反射太阳辐射，削弱到达地面的太阳辐射。【大气保温作用及基本原理综合应用】如右图， 地面吸收太阳辐射而增温，产生地面辐射；地面辐射的 绝大部分（75%95%）被对流层中的CO2和水汽吸收， 使近地面大气增温（地面是对流层大气的直接热源），并 产生大气辐射，由于大气层厚度较大，大气辐射只有一 少部分向上射向宇宙空间，大部分射向地面称其为大气 逆辐射；大气逆辐射把热量返还给地面，减少了地面的热量损失，对地面起到了保温作用。有云，特别是浓密低云的夜晚，大气逆辐射更强。这样，太阳辐射能够透过大气层到达地面，被地面吸收后产生的长波辐射却被大气大量吸收，并通 过大气逆辐射返还给地面。以上过程就是温室效应。【影响地面辐射的主要因素理解】影响太阳辐射强度的主要因素有太阳高度角，太 阳高度角越大，等量的太阳辐射在地表分布的面积越小，光热越集中，同时太阳辐射经过大气的路程越短，被大气削弱得越少。影响地面辐射的主要因素为纬度因素和下垫面因素。纬 度因素：因低纬度地区年平均太阳高度角大，太阳辐射强度由低纬向两极递减，故一般地面辐射强度由低纬度向两极递减。下垫面因素：下垫面是指与大气下层直接接触的地球表面部分，因下垫面的状况不同，吸收和反射太阳辐射比例也不同，这就使世界各地地面辐射的变化，并不完全与纬度的变化一致。此外，如气象等因素 对地面辐射的影响也很大，气象因素会影响一个地方的 年日照时数，进而会影响到地面获得的太阳辐射。【热力环流形成的原理简单应用】等压面的相关等压面知识：等压面的性质：在大气中，气压相等的各点所 在的面（可以是平面，更多的时候是不规则的曲面）就第1页共4页（百帕）毛低压10001010是等压面，在同一等压面上，各处气压相等。海拔高处的等压面所代表的气压值低于海拔 低处等压面所代表的气压值，即气压由海拔低处向海拔高处递减。我们平常所说的“高压”、 “低压”是指的在同一海拔高度（同一水平面）的气压高低比较。在等压面向下凹陷的地方 为低压，如右图中的 A 处；在等压面向上凸出处为高压，如右图中的 B、 C 两处。气流的 垂直运动与气压高低的关系：气流上升处：地面为低压，高空为高压；气流下沉处：地面为 高压，高空为低压。热力环流的形成过程：如上图，地面受热不均一空气的垂直运动（受热 处上升、冷却处下沉）一同一水平面的气压差异（气流上升处：地面为低压，高空为高压； 气流下沉处：地面为高压，高空为低压。）一空气的水平运动，即风（空气的水平运动：高 压一低压）。几种常见的热力环流：海陆风：海陆风的形成如右图所示，白天在太阳照射 下，陆地增温快，气温比海上高，空气受热膨胀上升，近地面陆地形成低气，而此时海洋上 由于热容量大、气温低，形成下沉 气流，近地面海洋上形成高气压，近地面的气流由海洋 流向陆地，叫做海风，陆地高空气压比原来气压升高，空气由大陆吹向海洋；夜间与白天的 热力作用相反而形成陆风。山谷风：山谷风的形成如右图所示，白天因山坡上空气增温强 烈，于是暖空气沿坡面上升，形成谷风，谷地中心垂直方向形成补充谷风的下沉气流；夜晚， 因山坡空气迅速冷却而沿坡下沉，流入谷底，形成山风，谷地中心垂直方向上，气流辐合上 升。城市风：城市风的形成如右图所示，由于城市人口多，工业发达，工业生产、交通工 具、家庭生活释放出大量的废热，城市又是人为建设的“水泥森林”作为下垫面，其热容量 很小，加之地面摩擦力大，风力小，热量不容易扩散，导致城市在空间上成为一个比周边温 度高出的温暖“岛屿”当大范围内风力微弱时，会在城市与郊区之间形成热力环流，即空 气在城区上升，在郊区下沉，近地面风由郊区吹向城区。性质不同的下垫面之间的热力环流 虽然不如以上几种热力环流典型，但比较常见，如沙地和森林之间，道路和农田之间，池塘 和庄稼地之间等。【大气水平运动一一风的形成理解】水平气压梯度 力 因同一水平面上存在气压差异而产生的促使大气由高 压流向低压的力称为水平气压梯度力（如上图）。其方向是 垂直于等压线，由高压指向低压，其大小与单位距离上的水 平气压差异的大小成正比，是风形成的原动力。地转偏向 力与摩擦力 如上图，地转偏向力的方向总是与空气运动方 向垂直，与风速的大小成正相关;摩擦力的大小与风向相反, 在研究高空风的时候，一般不考虑摩擦力的影响。高空的 风与地面的风 当空气所受外力作用达到平衡时，风向才会 稳定。上图研究的是高空的风向形成过程，当水平气压梯度 力与地转偏向力平衡时，风向已与等压线平行，即高空的风 向与等压线平行。地面的风向稳定下来时，摩擦力、地转偏 向力和水平气压梯度力三力平衡，此时的风向与等压线成一 夹角（见上图）。第2页共4页金太阳新课标秋分日刮扳他低庄帶【全球气压带、风带的分布及季节移动简单应用】如右图，赤道低气压带分布在赤 道附近，副热带高气压带分布在南北纬30附近，副极地 低气压带分布在南北纬 60附近，极地高气压带分布在极 地地区。东北信风带的风向为东北风，位于赤道低气压带 与北半球的副热带高气压带之间；东南信风带的风向为东 南风，位于赤道低气压带与南半球的副热带高气压带之 间；北半球的盛行西风带的风向为西南风，位于北半球的 副热带高气压带与副极地低气压带之间；南半球的盛行西风带的风向为西北风，位于南半球的副热带高气压带与副极地低气压带之间；北半球的极地 东风带的风向为东北风，位于北半球的副极地低压带与极地高气压带之间；南半球的极地东 风带的风向为东南风，位于南半球的副极地低压带与极地高气压带之间。由于太阳直射点随季节变化而南北移动，气压带和风带在一年内也作周期性的季节移 动。就北半球的季节来说，夏季北移，冬季南移，但移动幅度一般小于太阳直射点移动幅度。【大气活动中心与季风环流简单应用】（1）海陆热力性质分析与近地面气压的形成大 陆的热容量比海洋小，因而升温和降温都比海洋快。夏季，大陆和海洋受热增温，大陆增温 快，温度比海洋高，为受热区，海洋为冷却区，在近地面，大陆形成热低压，海洋为高压。 冬季，大陆和海洋冷却降温，大陆降温快，温度比海洋低，为冷却区，海洋为受热区，在近 地面，大陆形成冷高压，海洋为低压。以上情况在北半球尤其是在亚太地区表现明显，因为 这里有世界上最大的大陆亚欧大陆和世界上最大的大洋太平洋，海陆对比明显。南 半球海洋占优势，气压带呈带状分布。一月北半球的影响情况 一月，在蒙古西伯利亚一 带，由于气候严寒，形成冷高压，称亚洲高压或蒙古一西伯利亚高压，其位置在60 N附 近，占据了原来的北半球的副极地低压带的位置，因而切断了北半球的副极地低压带，使其 呈块状保留在洋面上，如北太平洋上的阿留申低压、北大西洋上的冰岛低压。七月北半球 的影响情况 七月，在南亚一带，由于气候炎热，形成热低压，称印度低压或亚洲低压，其 位置在北回归线附近，占据了原来的北半球的副热带高压带的位置，因而切断了北半球的副 热带高压带，使其呈块状保留在洋面上，如北太平洋上的夏威夷高压、北大西洋上的亚速尔 高压。季风环流的形成及其分布大范围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象称为季 风。东亚季风及其形成原因：东亚的季风范围大致包括我国的东部、朝鲜半岛和日本等地区。 冬季，东亚盛行来自蒙古一西伯利亚高压前缘的偏北风，低温干燥，风力强劲；夏季，东亚 盛行来自太平洋副热带高压西北部的偏南风，高温、湿润和多雨。东亚季风是海陆热力性质 差异形成的。太平洋是世界上最大的大洋，亚欧大陆是世界上最大的大陆，东亚位于两者之 间，海陆气温对比和季节变化都比世界上其它任何地区显著。西南季风及其形成原因：我国 西南地区及南亚一带的夏季风为西南季风，是南半球的东南信风向北越过赤道，在地转偏向 力作用下向右偏转而成的，形成原因为气压带和风带的季节移动。【气团和锋面的概念及分类识记】按相对温度高低分，把气团分为冷气团和暖气团。 一般来说，从高纬吹向低纬的风带来的是冷气团，从低纬吹向高纬的风带来的是暖气团，所 以我们这一带，即使在盛夏，只要一吹北风，马上就会降温，哪怕是在隆冬，南风一吹，天 气便转暖。冷暖气团的交界面叫锋面。锋面又称为锋区，其水平范围可由几百千米到几千千米。由 于冷气团密度大，暖气团密度小，当冷暖气团相遇时，形成一个狭窄而倾斜的交界面（冷暖 气团的过渡区），即为锋面。一般是冷气团在暖气团的下面，即冷气团总在锋面的下侧，暖 气团总在锋面的上侧，显然，锋面两侧的温度、湿度、气压、风等都有明显的差别。无论是 冷气团还是暖气团的移动，都会导致暖气团沿锋面抬升，所以锋面附近常有云、雨、大风等 天气。冷锋与暖锋比较（图附后）冷锋暖锋概念冷气团主动向暖气团移动暖气团主动向冷气移动暖气团上升状况被迫抬升（锋面坡度较大）徐徐爬升（锋面坡度较小）天气过镜前单一暖气团控制，温暖、晴朗，气压低单一冷气团控制，低温、晴朗，气压高过境时阴天、下雨、刮风、降温等，气压升高连续性的降水，云层变厚，气压降低过镜后冷气替代了原来暖气团的位置，气压高， 气温和湿度骤降，天气转晴暖气团占据了原来冷气团的位置，气温 上升、气压低、天气转晴特移动方向由北向南（北半球）由南向北（北半球）降水区域锋后锋前征天气实例我国大多数降水天气，北方夏季的暴雨， 冬春季节的大风、沙尘暴、寒潮春雨冷锋、暖锋示意图【锋面、高低气压系统与天气综合应用】气旋与反气旋天气系统比较气流状况气旋反气旋气压高低气FE低气F、咼所在半球北半球南半球北半球南半球气流水平方向逆时针辐合顺时针辐合顺时针辐散逆时针辐散垂直方向辐合上升下沉辐散天气状况阴雨天气晴朗天气锋面气旋形成分析气旋的气流从四面八方流入中心，使气旋中心的空气被迫抬升，空气在上升的过程中，温度 降低，其中的水汽容易凝结成云至雨，所以每当气旋过境时，卩.云量就会增多，常常出现阴雨天气。地面气旋一般与锋面联系 在一起，称为锋面气旋。锋面气旋主要形成于气旋的槽部，该 地等压线弯曲程度大，槽线两侧风向变化大，冷暖气团更容易 辐合形成锋面。不同部位的低压槽形成的锋面性质：如右图，为北半球的气旋。要确定AB间、CD间分别为哪种锋面，首先 我们绘出A、B、C、D四点的风向，A为西北风，B、C为西南 风，D为偏东风，根据纬度高低因素判断，A、D属冷气团，B、C属暖气团，故AB间、 CD 间有冷暖气团辐合，能形成锋面。然后，我们判断锋面移动方向，北半球的气旋是逆时 针旋转的，故AB间的锋面移动方向与A点的风向大体一致，所以为冷锋；CD间锋面移动 方向与C点的风向大体一致，所以为暖锋。