地球上的大气

第二章地球上的大气知识补充知识要求：1、大气的组成及相应作用；2、大气的垂直分层及每层的特征和成因。【要点梳理】1、大气组成及作用组成成分作用干洁空气氮生物体的基本成分氧维持生命活动所必需的物质CO.光合作用，保温作用Oc吸收紫外线水汽和固体杂质成云致雨的必要条件2、大气的垂直分层及每层的特征和成因垂直分层特征对人类的关系高层大气气温先减小后增加反射无线电短波(电离层)；宇宙飞船等航天发射器在此层运行平流层(1)气温随高度增加；(2)大气运动以平流为主；(3)天气状况比较单一，以晴朗天气为主天然屏障(臭氧层)，吸收太阳辐射中紫外线，随高度增加而增温；温度下低上高比较稳定，以平流运动为主，天气状况单一，利于高空飞行对流层(1)气温随高度增加递减(；0.6℃/f100m)；(2)大气运动以对流运动为主；(3)天气状况复杂多变(1)地面是直接热源，所以气温随高度递减；(2)温度上低下高，不稳定易形成对流；(3)天气状况复杂，易形成云雨，不适于高空飞行。第一节冷热不均引起大气运动一、大气的受热过程知识要求：1、大气的组成及相应作用；2、大气的垂直分层及每层的特征和成因。【要点梳理】1.大气的受热过程及大气对地面的保温作用

表现形式具体表现是否具有选择性吸收作用O3一吸收紫外线，CO2、H2O一吸收红外线具有选择性反射作用云层越厚，尘埃越多，反射越强。因此，白天多云，气温不会太高一一云多，反射强。无选择性散射作用波长越短越容易被散射，波长较短的蓝、紫色光最容易被散射。具有选择性(2)大气2.大气对太阳辐射的削弱作用3.影响地面接收太阳辐射的因素分布规律：一般情况下，到达大气上界的太阳辐射分布规律为从低纬向高纬递减。射向宇宙空间射向宇宙空间去云上舞大气辐射①太阳暖大地②'收一^=太阳辐射.池影响获得某地获得太阳辐射总量的因素：①纬度：纬度低一太阳高度大一经过的大气路程短一大气削弱少，且光能集中一得到的太阳辐射强；②地势高低：地势高日出越早，日落越晚，日照时间长，获得太阳辐射能就多。且地势越高大气稀薄，透明度高，固体杂质和水汽少晴天多，到达地面的太阳辐射就多。③天气和气候：降水多的地区，空气中云量大，对太阳辐射的削弱多，获得的太阳辐射能少；④昼长：白昼时间越长太阳辐射能量越多；⑤地面反射率：不同性质地面的反射率不同，新雪反射率最大。射向宇宙空间射向宇宙空间去云上舞大气辐射①太阳暖大地②'收一^=太阳辐射.池典型区域分析：①世界上太阳辐射最强地区一撒哈拉沙漠。成因：纬度低，太阳高度角大；沙漠地区少云雨，天气晴朗，对太阳辐射削弱少。②我国太阳辐射最强地区：青藏高原。成因：海拔高，空气稀薄，天气晴朗，大气能见度好，对太阳辐射削弱少。③我国太阳辐射最少的地区：四川盆地。成因：地形闭塞，多云雾，对太阳辐射削弱多。二、热力环流知识要求：1、热力环流的形成：能量来源、根本原因、概念2、几种常见的热力环流：山谷风、城市风、海陆风。【要点梳理】

1、热力环流能量来源：太阳辐射;根本原因：高低纬度间的温度差异；概念：地面间冷热不均引起空气环流，称之为热力环流，是最简单的大气运动形式。2、几种常见的热力环流（山谷风、海陆风、城市风）热力环流是一种最简单的大气运动形式。海陆热力性质不同、山谷山坡冷热不均、人类活动都有可能导致热力环流的形成。①城市风间形成了小型的热力环流（如右图），称为城市风。城市与郊区之间的热力环流图②海陆风白天，陆地增温比海洋快，陆面气温比海面高，陆地上的空气膨胀上升，近地面气压下降；海面因有下沉气流而气压升高，在水平气压梯度力作用下，空气由海洋吹向陆地，这就形成了海风。夜间，陆地冷却比海洋快，气温比海面低，近地面气压高于海面，空气由陆地吹向海洋，这就形成了陆风。（如右图）③山谷风白天，山坡上的空气增温强烈，于是暖空气沿坡爬升，形成谷风；夜间因山坡空气迅速冷却，密度增大，因而沿坡下滑，流入谷底，形成了山风（如右图）。④焚风空气越过山脉后，沿坡下降，空气绝热增温，使背风坡空气温度比迎风坡高，这种现象叫焚风。三、大气的水平运动知识要求：1、水平气压梯度力、2、三种力与初始风、【要点梳理】1、水平气压梯度力、地转偏向力、摩擦力概念、大小、高空风、近地风关系。（百帕）特点；1002地转偏向力、摩擦力概念、大小、1004特点；（1）水平气压梯度力间形成了小型的热力环流（如右图），称为城市风。城市与郊区之间的热力环流图②海陆风白天，陆地增温比海洋快，陆面气温比海面高，陆地上的空气膨胀上升，近地面气压下降；海面因有下沉气流而气压升高，在水平气压梯度力作用下，空气由海洋吹向陆地，这就形成了海风。夜间，陆地冷却比海洋快，气温比海面低，近地面气压高于海面，空气由陆地吹向海洋，这就形成了陆风。（如右图）③山谷风白天，山坡上的空气增温强烈，于是暖空气沿坡爬升，形成谷风；夜间因山坡空气迅速冷却，密度增大，因而沿坡下滑，流入谷底，形成了山风（如右图）。④焚风空气越过山脉后，沿坡下降，空气绝热增温，使背风坡空气温度比迎风坡高，这种现象叫焚风。三、大气的水平运动知识要求：1、水平气压梯度力、2、三种力与初始风、【要点梳理】1、水平气压梯度力、地转偏向力、摩擦力概念、大小、高空风、近地风关系。（百帕）特点；1002地转偏向力、摩擦力概念、大小、1004特点；（1）水平气压梯度力概念：促使大气由高气压区流向低气压1006区的力，是空气水平运动（风）的直接原因；大小：与气压梯度成正比；方向：垂直等压线，由高压指向低压。注意：风向与水平气压梯度力方向一致。（初始风）10081010水平气压梯度力风向水平,JK梯度力等压线 ， *<\♦\**►风向t1地转偏向力492494496（2）地转偏向力概念：由于地球自转而产生的力；492494496方向：与风向垂直，北半球向右偏，南半球向左偏；大小：赤道为0，纬度越高，地转偏向力越大；特点：只改变方向，不改变速度大小。注意:在水平气压梯度力和地转偏向力共同作用下，风向最终与等压线平行（高空风）。如右图（3）摩擦力概念：由于摩擦产生的力。特点：摩擦力方向始终与风向相反，使风力减小。注意：气压梯度力+地转偏向力+摩擦力（近地风）风向斜穿等压线。如下图。2、风压定律：北半球背风而立，低压在左前，高压在右后。3、如何在等压线图中判断风向？风吹来的方向4、如何在等压线图中做风向？（1）在等压线图中，过某点做等压线切线并过该点做切线的垂线，该方向为水平气压梯度力的方向。（2）确定南北半球，面对水平气压梯度力的方向向左（南半球）或向右（北半球）偏转30°〜45°角（近地面）,画出箭头，即为过该点的风向。5、如何判断风力的大小？（1）、同一幅图，看压线的疏密程度，越密集则气压梯度力大，风力大；越稀疏，气压梯度力小，风力越小。（2）、不同图，看单位距离的气压差和单位距离的等压线疏密。第二节气压带和风带一、气压带和风带的形成知识要求：1、气压带和风带的形成过程及每一气压带成因（三圈环流）2、三圈环流的范围，气压带分布、性质；风带的分布和风向3、气压带、风带的移动。【要点梳理】1、气压带和风带的形成过程及每一气压带和风带成因（三圈环流）（1）三圈环流形成过程（见P34—P35）；（2）三圈环流形成的气压带和风带及成因；

£. . 「冷却收缩下沉（热力成因）东风千栈州浊■；小.々*60 冷暖气流辐合上升（动力成因）赤道幅气出用风赤道幅气出用凸口集聚下沉（动力成因）,东蝌风口受热膨胀上升（热力成因）2、三圈环流的范围，气压带分布、性质；风带的分布和风向口受热膨胀上升（热力成因）三圈环流：低纬（0°—30°）、中纬（30°—60°）、高纬（60°—90°）环流；气压带（7个）：①分布：气压带是高低相间分布且以赤道为轴南北对称②性质：由气流在垂直风向上运动形式决定气流上升形成低气压带，气流下沉形成高气压带;风带（6个）：①分布：以赤道为轴南北对称分布；②风向：高气压区流向低气压区，北半球右偏南半球左偏同半球信风带与极地东风带风向一致，与西风带风向相反。3、气压带与风带的移动：对北半球而言，夏季北移；冬季南移。【经典习题】读“某半球大气环流图”（如右图）分析：1、该半球为一半球，理由是 2、此时，图示半球所处的季节是，理由是3、②③④所处的气压带名称是 。往较低纬度所吹的风是 。往较高纬度所吹的风是 O二、冬夏季气压中心及季风知识要求：.冬季气压中心、夏季气压中心.东亚，南亚东南亚，冬季和夏季各盛行风向【要点梳理】1、冬夏季气压中心

(1)30N附近形成副热带高气压带，七月份陆地形成热低压切断原有高压带，高压留存在(1)30N附近形成副热带高气压带，七月份陆地形成热低压切断原有高压带，高压留存在海洋上（具体见上图）。（2）60°N附近形成副极地低气压带，一月份陆地形成冷高压切断原有低压带，低压留存在海洋上（具体见上图）。2、东亚、南亚、东南亚，冬季和夏季各盛行风向。盛行风向及成因：东亚冬季盛行西北风。东南亚和南亚冬季盛行东北风；东亚夏季盛行东南风，东南亚和南亚夏季形成西南风。成因：东亚季风的形成是由于海陆热力性质差异造成的。东南亚和南亚的西南季风是由于气压带和风带的位置季节移动造成的风的性质：西北风势力强劲，寒冷干燥（高纬流向低纬一冷，陆地吹向海洋一干）；东南风势力较弱，温和多雨（成因：与上面相反）三、气候类型及成因知识要求：1、气压带风带对气流天气状况的影响三、气候类型及成因知识要求：1、气压带风带对气流天气状况的影响2、北半球陆地气候类型及其成因【要点梳理】1、气压带风带对气流天气状况的影响气压带对天气状况的影响气压带名称垂直方向运动特征对降水的影响赤道低压带上升上升冷却，易降水副热带高气压带下沉下沉增温，不易降水副极地低压带上升（冷暖气流相遇，形成极锋）冷暖气流相遇，上升易降雨极地高压带下沉运动不易形成降水风带对天气状况的影响风带名称大陆西岸大陆东岸水平运动风向对降水影响水平运动风向对降水影响低纬信风带自陆地吹向海洋少雨（干旱）自海洋吹向陆地多雨（湿润）中纬盛行西风带自海洋吹向陆地多雨（湿润）自陆地吹向海洋（冬季）少雨（干旱）高纬极地东风带干、冷纬度高，太阳辐射弱，受悌地气团或冰洋气团控制 ，极地气候90°受极地气团控^制——--70°60°西风控40°副热带高压与西风交替了工制副热带高压和信风带控赤道低气压带与信风带交替赤道地区气流上升，高温多雨亚寒带大陆性气候温带海洋性气候温带季风地中海气候温带大陆性[ 冬夏季气候交替控制距海洋较远终年受大陆气团带季风气候控制热带沙漠气候热带草原气候热带季风气候热带雨林气候（海陆热力差纬度高，太阳辐射弱，受悌地气团或冰洋气团控制 ，极地气候90°受极地气团控^制——--70°60°西风控40°副热带高压与西风交替了工制副热带高压和信风带控赤道低气压带与信风带交替赤道地区气流上升，高温多雨亚寒带大陆性气候温带海洋性气候温带季风地中海气候温带大陆性[ 冬夏季气候交替控制距海洋较远终年受大陆气团带季风气候控制热带沙漠气候热带草原气候热带季风气候热带雨林气候（海陆热力差_35° 25°10°0°四、气候类型的判读知识要求：气候类型的判读【要点梳理】世界气候类型的判断一般分三步：1、判断所属南北半球依据6、7、8月左右气温高，则可推断为北半球；反之一月左右气温高，则可推断为南半球。2、依据一月均温（指北半球）判断所属温度带一月均温＞15℃,则可推断为热带气候；一月均温在0℃—15℃之间时，则可推断为亚热带气候和温带海洋性气候；一月均温＜0℃,则为温带气候或寒带气候。3、依据年降水量确定具体气候类型全年多雨型：年降水量＞2000mm,则为热带雨林气候；年降水量1500—2000mm,为热带季风气候。全年少雨型：全年高温年降水量＜125mm,为热带沙漠气候；夏季气温较高且季节变化很大，则为温带大陆性气候；如果降水少，多云雾，全年低温，则可推断为极地气候。全年均匀型：全年各月降水均匀时，为热带雨林气候和温带海洋性气候。夏季多雨型：降水集中于夏季，有热带草原气候（年降水量750mm—1000mm）、热带、亚热带、温带季风气候（雨热同期）。冬季多雨型：冬季温和多雨时，为地中海气候。五、常见的天气系统知识要求：1、冷暖气团的概念，在单一气团控制下天气状况；2、冷暖锋过境前过境时过境后天气状况；准静止锋控制下天气状况。判断锋面系统的方法；3、气旋反气旋与高低气压的关系；4、在气旋和反气旋控制下天气状况。【要点梳理】1、冷暖气团的概念，在单一气团控制下天气状况气团是指对流层中水平方向上温度、湿度、气压等物理性质比较均匀或相似的大范围空气,依据性质可做相应的分类：冷暖气团，依据源地分为：陆地气团和海洋气团。暖气团：其温度比经过地气温高，从低纬度地区向较高纬度移动的气团常常是暖气团。冷气团：其温度比经过地气温低，从高纬度地区向较低纬度移动的气团常常是冷气团。单一气团控制下，天气状况一一天气是晴朗的。原因是气团内部性质稳定，温度、湿度等没有太大变化。只是在冷气团控制下，比暖气团冷一些。2、冷暖锋过境前过境时过境后天气状况；准静止锋控制下天气状况；判别锋面系统的方法。冷暖锋天气过程冷锋暖锋过境前晴暖冷晴过境时刮风、降温、雨雪天气；常有连续性降水天气过境后冷干、湿度下降、气压升高，转晴温度升高，气压下降，天气转晴准静止控制下天气状况：（1）每年6月中旬至7月上旬，南方暖湿气流与北方冷空气在江淮