高三复习 大气的热力作用、大气的运动

第六课时——大气的热力作用、大气的运动【基础知识】一、大气的热力作用1.大气对太阳辐射的削弱作用（1）大气对太阳辐射的吸收作用。

太阳辐射通过大气时，大气中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳和固体杂质对太阳辐射有明显的吸收作用，而其他成分对太阳辐射的吸收很少。

不同成分对太阳辐射吸收的波长范围也不同，所以通常称为选择性吸收。

水汽吸收太阳辐射的红外线部分能力最强，它的吸收波长范围主要在0.93～2.85微米。

因大气中的水汽含量是变化的，所以它吸收的太阳辐射量有个变化幅度。

大气中氧（O2）的含量虽然很大，但它对太阳辐射的吸收能力不强，主要吸收波长小于0.2微米的紫外线辐射。

大气中臭氧（O3）含量虽少，但对太阳辐射的吸收能力很强。

由于臭氧的吸收作用，小于0.29微米的紫外线辐射不能到达地面，这就保护了地球上生物不受强紫外线辐射之害。

臭氧对0.6微米附近的太阳辐射中最强的部分也有一定的吸收能力。

因此，臭氧对太阳辐射的吸收作用是很显著的，它对平流层的增温起着重要作用。

二氧化碳（CO2）对太阳辐射的吸收能力比较弱，仅对红外线4.3微米附近的辐射有一定的吸收能力（这部分的太阳辐射很微弱），所以二氧化碳的吸收作用对太阳辐射的影响较小。

悬浮在大气中的水滴、尘埃等杂质也能吸收一部分太阳辐射，其影响大小主要取决于水滴、尘埃等杂质在大气中的含量。

例如在大城市上空或出现沙暴等天气时，它们对太阳辐射的吸收作用才比较显著。

在对流层里，对太阳辐射起吸收作用的成分主要是水汽、杂质和二氧化碳；在平流层里主要是臭氧；高层大气里主要是氧。

通过大气的吸收作用，太阳辐射被削弱的部分主要是波长较长的红外线和波长较短的紫外线，而对可见光影响不大。

（2）大气对太阳辐射的反射作用。

大气中的云层和较大颗粒的尘埃，能将一部分太阳辐射反射到宇宙空间去，使到达地面的太阳辐射受到削弱。

反射能力的大小通常用反射率来表示。

照射到某物体上的太阳辐射总量为100，其反射出去的能量占百分之几，即为该物体的反射率。

一般情况下，云的反射率平均为50%～55%。

高而薄的云反射率小，约为20%～25%；低而厚的云反射率大，在70%左右，最大可达90%。

赤道地区由于云量大，反射率高，明显地影响着地表对太阳辐射的接收。

大气中的杂质颗粒越大，反射能力越强；颗粒越小，反射能力越差。

反射没有选择性，所以反射光呈白色。

（3）大气对太阳辐射的散射作用。

当太阳辐射在大气中遇到空气分子或微小尘埃时，发生散射作用，散射的辐射能称为散射辐射。

阴天时，见不到太阳直接照射的光，所见到的光都是散射光；在日出之前天就亮了，在树阴下，在房间里，凡是阳光不能直接照射的地方，仍是明亮的，这些都是散射作用的缘故。

散射作用可分为两种情况，一种情况是发生散射作用的质点是空气分子或微小的尘埃，它们的散射能力与波长的四次方成反比关系，这是通过实验得出的分子散射定律。

因此，这种散射是有选择性的，波长越短，散射能力越强。

在可见光部分，蓝紫色光波长最短，散射能力最强，所以在晴朗的天空，特别是雨过天晴时，天空呈现蔚蓝色。

另一种情况是发生散射作用的质点是颗粒较大的尘埃、雾粒、小水滴等，它们的散射无选择性，各种波长同样被散射，使天空呈白色，所以在阴天时，或者大气中尘埃、烟雾较多时，天空呈灰白色。

因散射作用使太阳辐射削弱的主要部分是可见光中的短波部分。

思考：太阳高度与大气削弱作用的关系：2. 大气对地面的保温作用：(1)辐射与温度的关系温度越高，辐射中最强部分的波长越短；反之越长。

(2)大气的保温效应地面吸收太阳辐射而增温，向外释放能量，所以，太阳是地面的直接热源，并且地面温度远远低于太阳表面温度，因此地面辐射是长波辐射。

大气中的CO2和H2O，强烈吸收地面长波辐射而增温，贮存能量，吸收率：75％～95％。

所以，地面是对流层大气主要的直接热源。

大气在增温的同时，也向外释放红外线长波辐射。

大气辐射除一小部分向上射向宇宙空间外，大部分向下射向地面，其方向与地面辐射正好相反，故称为大气逆辐射。

所以，大气以大气逆辐射的形式将热量还给了地面，从而完成了大气的保温作用。

总结：①地面辐射放出的热量（绝大部分，极少部分）被大气吸收，留在大气中。

②大气逆辐射又将热量还给地面，补偿了地面辐射损失的热量。

二、大气的受热过程（1）太阳暖大地，（2）大地暖大气（3）大气返大地三、逆温现象1．逆温在对流层，气温垂直分布的一般情况是随高度增加而降低，大约每升高100米，气温降低0.6°C。

这主要是由于对流层大气的主要热源是地面长波辐射，离地面愈高，受热愈少，气温就愈低。

但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增加而上升的现象，或者地面上随高度的增加，降温变化率小于0.6°C，称为逆温现象。

高空的实际温度大于或者等于理论温度。

2、常见的逆温类型⑴辐射逆温因地面强烈辐射而形成的逆温称为辐射逆温。

在晴朗无风或微风的夜晚，地面因辐射冷却而降温，与地面接近的气层冷却降温最强烈，而上层的空气冷却降温缓慢，因此使低层大气产生逆温现象。

辐射逆温一般日出后，逆温就逐渐消失了。

⑵锋面逆温锋面是冷暖气团之间狭窄的过渡带，暖气团位于锋面之上，冷气团在下。

在冷暖气团之间的过渡带上，便形成逆温。

⑶地形逆温在低洼地区（谷地、盆地）因辐射冷却，冷空气沿斜坡下沉流入低洼地区形成逆温。

这种逆温称为地形逆温。

⑷平流逆温暖空气水平移动到冷的地面或气层上，由于暖空气的下层受到冷地面或气层的影响而迅速降温，上层受影响较少，降温较慢，从而形成逆温。

主要出现在中纬度沿海地区3、逆温的意义⑴出现多雾和晴干天气。

早晨多雾的天气大多与逆温有密切的关系，它使能见度降低，给人们的出行带来不便，甚至出现交通事故。

⑵加剧大气污染。

由于逆温现象的存在，空气垂直对流受阻，会造成近地面污染物不能及时扩散，从而危害人体健康。

⑶对航空造成影响。

“逆温”多出现在低空，多雾天气对飞机起降带来麻烦。

如果出现在高空，对飞机飞行极为有利，因为大气以平流运动为主，飞行中不会有较大的颠簸。

四、热力环流1.根本原因：太阳辐射能的分布不均，造成高低纬度的温度差异2.热力环流的形成形成过程：冷热不均→垂直运动→气压差异→水平运动近地面空气的受热或冷却→气流的上升或下沉运动→同一水平面上气压的差异（环流）→大气的水平运动说明：①冷热不均是导致大气运动的根本原因，即是说知道冷热差异可以画出热力环流，反之知道热力环流可以找出冷热差异。

②热力环流引起的大气运动总是先垂直后水平。

③高气压和低气压是指同一水平高度的气压状况；同一地点在垂直方向上永远是近地面气压大于高空气压。

④等压面弯曲方向与气压高低的关系遵循“高高”原则：等压面凸起是高压区（如A 、D 处），下凹是低压区（如B 、C 处）；由此反推大气运动状况及地表的冷热差异、季节差异、下垫面性质差异等。

3.常见的热力环流B AC B A CB A C（1）海陆风由于海陆热力差异，陆地热容量小，白天获得太阳辐射，近地面的陆地要比同一纬度的海洋增温快，气温要比海上高，空气膨胀上升，形成低气压；海洋上因气温低产生下沉气流，形成高气压。

陆地与海洋形成了热力环流，在水平气压梯度力作用下使近地面空气由海洋吹向大陆，形成海风；夜间与白天的热力作用相反，近地面形成陆风。

热力环流形式如右图所示。

（2）山谷风白天，山地是伸入到大气中的一个热源，使山坡上的空气离地面较近增温较多，而山谷上空同高度的空气因离地面较远增温较少，因此山坡上的暖空气在垂直方向上不断上升，山谷下沉，水平方向上高空气流从山坡上空流向山谷上空，谷底的空气沿着山坡向山顶补充，形成热力环流（如左图），下层由谷底吹向山坡的暖空气称为谷风。

夜间因山坡空气迅速冷却降温较多，而谷地上空同高度的空气因离地面较远，降温较少，于是山坡上的冷空气固密度大，沿坡面下滑，流入谷地，形成山风，谷底的空气上升，形成与白天相反的热力环流（如右图），形成山风。

（3）城市风城市风环流则是由于城市的“热岛效应”(城市工业、居民、交通等释放大量的人为热)而使得城市温度比郊区高而形成的高空城市大气吹向郊区，近地面大气由郊区吹向城市的环流。

城市规划时,为减轻大气污染：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；将卫星城建在城市风环流之外，避免相互污染。

五、大气的水平运动卫星城 郊区 城区 郊区 的工业企业1.直接原因：同一水平面上的气压差异2.大气运动的根本原因：冷热不均3.影响大气水平运动的力（1）水平气压梯度力①气压梯度：单位距离间的气压差。

②水平气压梯度力：促使大气由高气压区流向低气压区的力。

方向：垂直于等压线，由高压指向低压；大小：与气压梯度成正比；效果：形成风的直接原因。

（2）．水平地转偏向力方向：北半球右偏、南半球左偏；效果：只改变风向，不改变风速。

（3）摩擦力方向与运动方向相反可以减小风速总结：4.风的类型（1）受单一的水平气压梯度力的作用：风向垂直等压线。

当水平等压线平直或弯曲时，其风向分别如图一、图二中的箭头所示（图中等压线数据单位为：百帕，下同。

） 1006 1008 1010(hPa)（2）受水平气压梯度力和地转偏向力的共同作用：风向平行于等压线。

等压线平直或闭合时，风向分别如图三、图四所示（仅以北半球为例。

）（风向水平气压梯度力地转偏向力下同）（3）受水平气压梯度力、地转偏向力和近地面摩擦力的共同作用：风向与等压线斜交。

判断方法：当地面摩擦力与水平气压梯度力、地转偏向力的合力达到平衡时，风向斜交等压线。

在北半球背风而立，高压在右后方；在南半球背风而立，高压在左后方。

总结：100610081010 (hPa)水平气压梯度力水平地转偏向力摩擦力100610081010(hPa)水平气压梯度力水平地转偏向力六、等压线图的判读（1）等压线图：同一海拔高度上气压水平分布情况。

（2）等压线图判读：首先识别气压场的基本形式，其次判断风力大小和风向；最后分析天气变化。

（3）判读规律：①等压线的排列和数值：低压中心——类似于等高线图中的盆地(中心为上升气流)高压中心——类似于等高线图中的山顶(中心为下沉气流)高压脊(线)——类似于等高线图中的山脊(脊线)低压槽(线)——类似于等高线图中的山谷(槽线)②等压线的疏密程度：(决定风力大小)等压线密集——气压梯度力大——风力大等压线稀疏——气压梯度力小——风力小总结：风力的大小取决于水平气压梯度力，即取决于水平气压梯度的大小。

风力大小与气压差异成正相关；与图上距离成负相关（故同一等压线图中，等压线稀疏即图上距离大，风力小，等压线密集即图上距离小，风力大）；与比例尺大小成正相关。

③在等压线图上判定风向(任意点)和天气形势：在等压线图上，任一地点风向的画法如下：第一步在等压线图中，按要求画出过该点的切线并做垂直于切线的虚线，箭头由高压指向低压，但并非一定指向低压中心，用来表示气压梯度力的方向；第二步确定南、北半球后，面向水平气压梯度力方向右或向左偏转30°～45°角，画出实线箭头，即过该点的风向。