第三节大气的热状况教案三

单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,一、太阳辐射是地球上的能量源泉,太阳是一个巨大炽热的气体星球，它源源不断地以电磁波的形式向宇宙空间放射能量，这称为太阳辐射。,太阳辐射中仅有极微小的部分（约二十亿分之一）到达地球，是地球上最主要的能量源泉。一年中地球可以从太阳获得,5.4410,24,J,的辐射能量。,太阳每分钟向地球输送的能量，大约相当于燃烧,4,亿吨烟煤产生的热量。,太阳辐射的主要波长范围是微米,4,微米。,其中，人眼能看见的光线，波长在微米微米之间，叫做可见光线。,波长小于微米的紫外线和大于微米的红外线，人们肉眼都无法看见。,由实验得知，物体的温度愈高，它的辐射中最强部分的波长愈短；物体温度愈低，辐射中最强部分的波长愈长。太阳表面温度高达,6000K,，它的辐射能主要集中在波长较短的可见光部分，可见光区差不多占太阳辐射总能量的一半。为此，人们把太阳辐射称为短波辐射。,一般用太阳辐射强度来表示地表获得太阳辐射能量的多少。,太阳辐射强度就是一平方厘米的表面上，在一分钟内获得的太阳辐射能量。,影响太阳辐射强度最主要的因素是太阳高度角。,太阳高度角愈大，等量的太阳辐射散布的面积愈小，光热集中，地表单位面积上获得的太阳辐射能量愈多，太阳辐射强度就愈大。反之，太阳高度角愈小，太阳辐射强度就愈小。,二、太阳辐射在大气中的减弱,由于大气对太阳辐射的吸收、散射和反射，使太阳辐射穿过大气后发生了变化：,1,）总辐射能明显减弱,2,）太阳光谱变得极不规则,3,）波长短的辐射能减弱得为显著,1,、大气对太阳辐射的吸收,大气中某些成分选择性地吸收了太阳辐射。这些成分主要是：水汽、氧、臭氧、,CO,2,和固体杂质。,平流层大气中的臭氧，强烈地吸收太阳辐射中波长较短的紫外线；,对流层大气中的水汽和二氧化碳等，主要吸收太阳辐射中波长较长的红外线。,大气对太阳辐射中能量最强的可见光却吸收得很少，大部分可见光能够透过大气射到地面上来。,因此，大气直接吸收太阳辐射能量是很少的。,2,、大气对太阳辐射的散射,太阳辐射遇到空气分子、尘粒、云滴等质点时就 要发生散射。,分子散射：质点的直径小于辐射波长,选择性 波长越短散射越强烈,米散射：质点的直径大于辐射波长,无选择性,太阳辐射能量减少、主要减少了太阳可见光区的辐射,我们看到的天空是蔚蓝色的，而且天气越晴好，天空越蓝。,那末高空天空的颜色是否也是蓝色的？不一定。愈到高空，天空的颜色愈灰暗，甚至变成黑灰色。,原来，愈到高空，空气愈稀薄，空气分子数减少得很厉害，分子散射出的光辉就逐渐变弱，天空的亮度因此就愈来愈暗，由青色（离地约,8,公里以上）递变为暗青色（离地约,11,公里），再递变为暗紫色（离地约为,13,公里），只有那最易被散射的紫色光波才被高层稀疏的空气分子散射出来。到二十公里以上的高空，分子更稀少了，散射作用几乎完全看不出来，没有散射光，天空当然变成黑灰色的了。,3,、大气对太阳辐射的反射,大气对太阳辐射有反射作用，尤其是云能强烈地反射太阳辐射。,不同的云状、云厚对太阳辐射反射不同,一般而言，高云反射率,25%,，中云反射率,50%,，低云反射率,65%,，稀薄的云,10-20%,，平均反射率,50-55%,。,在吸收、散射、反射作用中，以反射作用最重要，散射作用次之，吸收作用最小。,总之，进入大气的太阳辐射,34%,被反射和散射回宇宙空间，,19%,被大气吸收，,47%,穿过大气到达地面。由此也可见，太阳辐射并非大气的直接热源。,由于大气对太阳辐射的反射、散射和吸收，削弱了到达地面的太阳辐射。,太阳高度角愈大，太阳辐射经过大气的路程愈短，被大气削弱的愈少，到达地面的太阳辐射就愈多；反之愈少。,被大气削弱以后到达地面的太阳辐射，也不是全部被地面吸收，其中又有一小部分被地面反射回到宇宙空间。反射多少与地面性质有关。,太阳高度角与太阳辐射经过大气路程的长短图,地表对太阳辐射的反射率，决定于地表面的性质和状态。,陆地表面对太阳辐射的反射率约为,10,30,。其中深色土比浅色土反射能力小，粗糙土比平滑土反射能力小，潮湿土比干燥土反射能力小。雪面的反射率很大，约为,60,，洁白的雪面甚至可达,90,。,水面的反射率随水的平静程度和太阳高度角的大小而变。,当太阳高度角超过,60,时，平静水面的反射率为,2,，高度角,30,时为,6,，,10,时为,35,，,5,时为,58,，,2,时为，,1,时为。对于波浪起伏的水面来说，其平均反射率为,10,。,因此，总的说来水面比陆面反射率稍小一些。,三、地面辐射和大气辐射,1,、地面辐射,地面辐射是指地面放射的指向大气的长波辐射。它大部分能被大气所吸收，少量可透过大气直达宇宙。,地面吸收太阳辐射，温度增高，同时地面又把热量向外辐射。由于地球表面的温度比太阳低得多，因此地面辐射的波长比太阳辐射要长得多，其能量主要集中在红外线部分。相对于太阳辐射来说，人们把地面辐射叫做长波辐射。,2,、,大气辐射,大气吸收地面长波辐射的同时，又以辐射的方式向四周放射辐射，大气这种向外放射的能量，称为大气辐射。,大气在增温的同时，也向外辐射热量。大气的温度比地面还低，所以大气辐射也是红外线长波辐射。,三、大气对地面的保温作用,大气辐射的一部分向上射向宇宙空间，大部分向下射到地面。射向地面的大气辐射，方向刚好与地面辐射相反，称为大气逆辐射。,大气逆辐射又把热量还给地面，这就在一定程度上补偿了地面辐射损失的热量，起到了保温作用，使地面温度变化比较缓和。,天空有云，特别是浓密的低云，逆辐射更强。所以多云的夜晚通常比晴朗的夜晚温暖些。,大气对地面的保温作用图,四、气温的日变化和年变化,上海,7,月份气温日变化平均情况示意图,日出以后，随着太阳高度角的逐渐增大，太阳辐射不断增强，地面获得的热量不断增多，地面温度不断升高，地面辐射不断增强。大气吸收地面辐射，气温也跟着不断上升。一天中的最高气温并不出现在太阳辐射最强的正午，而是出现在午后,2,时左右。这是因为正午过后，太阳辐射虽已开始减弱，但地面获得太阳辐射的热量仍比地面辐射失去的热量多，地面储存的热量继续增多，地面温度继续升高，地面辐射继续增强，气温也继续上升。随着太阳辐射的进一步减弱，地面获得太阳辐射的热量开始少于地面辐射失去的热量时，也就是当地面热量由盈余转为亏损的时刻，地面温度达到最高值。地面再通过辐射、对流、湍流等方式将热量传给大气，还需要一个过程，因此午后,2,时左右，气温才达到最高值。,随后，太阳辐射继续减弱，地面热量继续亏损，地面温度不断降低，地面辐射不断减弱，气温随之不断下降，至日出前后，气温达最低值。,一年之中，就北半球来说，气温最高与最低的月份，也不是出现在太阳辐射最强（,6,月）和最弱（,12,月）的月份，而是要落后一两个月。一般大陆上气温最高值出现在,7,月，最低值出现在,1,月；海洋的热容量大，受热和放热都较陆地慢，所以气温最高值出现在,8,月，最低值出现在,2,月。,五、气温的水平分布,（一）在南北半球上，无论,7,月或,1,月，气温都是从低纬向两极递减。这是因为低纬度地区，获得太阳辐射能量多，气温就高；高纬度地区，获得太阳辐射能量少，气温就低。,从图上可以看出，等温线并不完全与纬线平行，这说明气温的分布，除主要受太阳辐射影响外，还与大气运动、地面状况等因素密切相关。,（二）南半球的等温线比北半球平直，这是因为表面物理性质比较均一的海洋，在南半球要比北半球广阔得多。,（三）北半球，,1,月份大陆上的等温线向南（低纬）凸出，海洋上则向北（高纬）凸出；,7,月份正好相反。这表明在同一纬度上，冬季大陆比海洋冷，夏季大陆比海洋热。,（四）,7,月份，世界上最热的地方是北纬,20,30,大陆上的沙漠地区。这是因为,7,月份太阳直射北纬,20,附近；沙漠地区少云雨，太阳辐射强度大；沙漠对太阳辐射吸收强，增温快。撒哈拉沙漠是全球的炎热中心。,1,月份，西伯利亚形成北半球的寒冷中心。世界极端最低气温出现在冰雪覆盖的南极洲大陆上。,第四节,大气的运动,大气时刻不停地在运动着。大气中热量和水汽的输送，以及一切天气变化，都是通过大气运动实现的。,大气运动的能量来源于太阳辐射。由于太阳辐射对各纬度加热的不均匀，造成高低纬度间热量的差异，这是,引起大气运动的根本原因。,一、冷热不均引起的大气运动,等压面是空间气压相等点组成的面。如,500hPa,等压面上各点的气压值都等于,500hPa,。 由于气压随高度递减，因而在某一等压面以上各处的气压值都小于该等压面上气压值，等压面以下各处则反之。,用一系列等压面的排列和分布可以表示空间气压的分布状况。,A,B,二、大气的水平运动,海平面等压线分布图,在同一水平面上气压相等的各点连线，叫等压线。通常用等压线分布图表示在同一海拔高度上气压水平分布的状况。,在等压线分布图上，低气压简称低压，是由闭合等压线构成的低气压区。气压值由中心向外逐渐增高。,高气压简称高压，由闭合等压线构成，中心气压高，向四周逐渐降低。,低气压延伸出来的狭长区域叫低压槽，好比地形上的峡谷。低压槽中各等压线弯曲最大处的连线称槽线。,高压伸出来的狭长区域叫高压脊，好比地形上的山脊。高压脊中各等压线弯曲最大处的连线叫脊线。,两个高压和两个低压交错分布的中间区域叫鞍形气压场。,气压梯度：对于同一水平面上的大气来说，有的地方气压高，有的地方气压低。这样，在地区之间就出现了气压差。我们把单位距离间的气压差叫做气压梯度。又称为水平气压梯度。,只要水平面上存在着气压梯度，就产生了促使大气由高压区流向低压区的力，这个力称为水平气压梯度力。,在这个力的作用下，大气由高压区向低压区作水平运动，这就形成了风。可见，,水平气压梯度力是大气产生水平运动的原动力，是形成风的直接的原因。,作用于空气的力,气压梯度力,地转偏向力,惯性离心力,摩擦力,自由大气中的空气水平运动,地转风,:,是气压梯度力和地转偏向力相平衡时，空气作等速、直线的水平运动,地转风方向与水平气压梯度力的方向垂直，即平行于等压线。,因而，若背风而立，在北半球高压在其右方，在南半球，高压在其左方，此称风压律。,梯度风,:,当空气质点作曲线运动时，除受气压梯度力和地转偏向力作用外，还受惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时的风，称为梯度风。,由于作曲线运动的气压系统有高压和低压之分，而且在高压和低压系统中，力的平衡状况不同，其梯度风也各不相同。,高,低,A,C,G,A,C,G,G,A,G + C = A,G = A,G = A + C,北半球，低压中空气平行于等压线,围绕低压中心作逆时针匀速运动,。高压中空气平行于等压线,围绕高压中心作顺时针匀速运动,。,P,1,P,2,G,R,A,V,高,低,a,摩擦层中空气的水平运动,据统计，陆地上的地面风速（1012米高度上的风速）约为气压场应有的地转风风速的3545%，在海上约为6070%。风向与等压线的交角，陆地上约为2535，海上约为1020。,注意：摩擦层中的风与地转风的差别,地面摩擦力对风的影响,在摩擦层中，空气的水平运动因受摩擦力作用，不仅风速减弱、风向受到干扰，而且破坏了气压梯度力与地转偏向力间的平衡关系，表现出气流斜穿等压线，从高压吹向低压的特征,。,北半球的低、高气压气流是怎样流动的？,低 压 高 压,三、大气环流,具有全球性的有规律的大气运动，通常称为大气环流。,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，促进了地球上的热量平衡和水平衡。所以，掌握大气环流的规律，是了解天气变化和气候形成的基础。,为了简化起见，假设大气是在均匀的地球表面上运动的。引起大气运动的因素是高低纬之间的受热不均和地转偏向力。,单圈环流,现以北半球为例，说明在气压梯度力和地转偏向力的影响下，大气环流的情况。,北半球的大气环流圈,由于太阳直射点随季节变化而南北移动，地球上的气压带和风带的位置，也随季节变化而移动。就北半球来说，大致是夏季北移，冬季南移。,由上述介绍的三圈环流和行星风系中可知，大气环流是以纬向环流（东风或西风）为主的，同时也存在经向环流（南风和北风），但比起纬向环流要弱的多。反映了大气环流的基本规律，是大气环流的一种理想模式。,