自然地理-chp03-2 大气运动和天气系统

大气运动和天气系统

7.1辐射平衡与能量系统

短波辐射太阳以短波辐射方式向外125.61×1036J射能，其波长为0.15—4m。

太阳辐射在穿透厚厚大气层时，受到各种气体分子和水汽、尘埃等杂质的吸收、散射和反射等作用而受到过滤，并使到达地表的辐射量就比太阳常数要小得多太阳常数以日地平均距离、地球大气上界、垂直于太阳光线的平面、每平方厘米面积上、每分钟得到的太阳辐射能量，平均为8.16J/cm2·min。

被大气削减后真正投射到地表的太阳辐射由二局部组成：一是从太阳直接发射到地表的直接辐射，二是经大气散射后到达地表的散射辐射，二者之和是到达地表的太阳辐射总量称为太阳总辐射。地球外表全年平均获得的太阳的辐射能量为5.44×1024J太阳辐射直接辐射散射辐射＋＝总辐射北京直接辐射的年变化〔左〕及重庆散射辐射的日变化〔右〕阴天中午散射辐射高

1982年墨西哥埃尔奇琼火山喷发，大量的灰尘使1982年当年太阳光减弱25%-30%，二次散射后总的损失降低到5%以下，最后引起全球温度降低约0.3-0.5℃，还使平流层温度上升8℃。那么，二氧化碳含量增多对地面热辐射的截留，必定会导致其上层接受热辐射的减少而变冷，那么会不会导致，增暖层与其上变冷层之间的物质与能量的交换加剧？那又会发生什么？世界各地获得的直接辐射和散射辐射量有很大的差异，它主要取决于该地的太阳高度角，及大气透明度等。当中午太阳高度角最大时，太阳辐射穿透的大气层最薄，地表单位面积上单位时间内收入的直接辐射与散射辐射能最多，即太阳辐射强度最大。因此，直接辐射和散射辐射之和，一般为夏季收入大于冬季、低纬大于高纬世界各地的总辐射值，会有明显的不同赤道附近为全球多云带，故全球全年累计的太阳总辐射最大值出现在南北纬20°附近〔热赤道〕。我国年总辐射量高值区在西藏高原，青海、内蒙、新疆次之，长江流域和局部华南地区年总辐射量约为376kJ/cm2·a-501kJ/cm2·a；年总辐射最低值区在四川盆地峨眉山，约为376kJ/cm2·a。反射辐射即地球外表反射的辐射量占投射辐射量的百分比〔也称为反射率〕平均为30%

*h为太阳高度角长波辐射

地面和大气吸收太阳辐射，又依据本身的温度向外发散热辐射，地—气间的热辐射波长为3-120m据估计，约有75-95%的地面长波辐射被贴近地表40-50m厚的大气层吸收，低层大气吸收的热辐射增温又以辐射等形式传递到更高层增暖大气。大气吸收地面辐射后再产生的大气辐射，其中与地面辐射相反的那局部称为大气逆辐射。大气逆辐射使地面放出的长波辐射局部返回，对地表失去的热量起到了补偿作用。如果没有大气对地表补偿热能的保温作用和调节作用，近地表平均温度可能会降为-23℃，实际地表平均温度为15℃左右，即大气逆辐射使地表温度实际提高了38℃。地面辐射和地面所吸收的大气逆辐射之差值称为地面有效辐射。地面有效辐射是地一气系统通过长波辐射交换后地面实际损失的热量

30能量平衡：对于外层空间为:342＝235＋107〔W•m－2〕对于大气层为：67＋24＋78＋390＝165＋30＋324〔W•m－2〕对于地面为：168＋324＝390＋78＋24(W•m－2)能量系统地面吸收太阳短波辐射获得能量，但随纬度升高而减少；地一气系统又依据地面温度发散热辐射，在某一段时间内地面的辐射收支差值，称为辐射差额。当收入辐射大于支出辐射，即辐射差额为正，地面净获热量而温度升高；反之辐射差额为负，地面净失热量而温度降低。辐射差额的日变化白天为正值，夜间为负值；

辐射差额的年变化因纬度而异。地—气系统辐射差额为零的纬度在南、北半球纬度35°附近。近地层大气温度的这种分布是引起高、低纬度之间大气环流和洋流产生的基本原因，它将盈余热量输送到热量亏损地区，使全球能量常年平均近于平衡。径向输送与物质运动7.2热力均衡

大气中的热量主要由地表供给。由上述的能量系统与辐射平衡所决定，还由于地表状况的差异，造成地球大气中存在热力差异，与此同时而出现热力驱动并趋于热力均衡热力差异与海洋和陆地的热容量差异较大有关，陆地增温快降温也快、温度变化迅速而且幅度较大，海洋增温慢放热也慢、温度变化较缓慢而且幅度较小，因此大洋上年最高与年最低气温均比大陆上要延迟一个月。常见的热力差异还有与纬度、洋流、季节、天气以及地面的性质类型等有关而在水平方向上的气温变化与在垂直方向上的气温变化等。辐射逆温

辐射逆温厚度从数十米到数百米，在大陆上常年可见，冬季较强、夏季较弱。中纬度冬季辐射逆温厚度可达200-300m有时更厚；高纬度冬季有时可形成2-3km厚度的逆温，白天也不消散。平流逆温

由于暖空气平流到冷地表上而形成冬季海上暖空气流到大陆上时会出现此种逆温。热力驱动空气受热－分子热运动加快－内压增大－体积膨胀－密度变小－〔导致〕该气团上升运动。热量平衡

低纬大气因净得热量不断增温并膨胀上升，致使赤道上空气压高于极地上空。在气压梯度力作用下赤道上空的空气流向极地，使极地低层大气气压升高形成极地高压。于是水平气压梯度力使地面气流自极地流向赤道，补偿赤道地表的空气质量，构成一个理想的热力单环流圈。它将低纬的净收入热量向高纬输送补偿高纬热量的净支出，维持了纬度间的热量平衡。第三节大气运动和天气系统一、大气的水平运动〔一〕作用于空气的力〔二〕自由大气中的空气运动〔地转风梯度风〕〔三〕风随高度的变化〔热成风摩擦层中风随高度的变化〕二、大气环流〔一〕全球环流〔全球纬向气压带及行星风系〕〔二〕季风环流〔三〕局地环流〔海陆风山谷风焚风〕三、主要天气系统〔一〕气团和锋〔二〕气旋和反气旋〔一〕作用于空气的力1．水平气压梯度力:存在水平气压梯度时单位质量空气所受的力，称为水平气压梯度力G，其表达式是：一、大气的水平运动103010201010（hPa）A103010201010（hPa）103010201010（hPa）103010201010（hPa）103010201010（hPa）103010201010（hPa）103010201010（hPa）方向：垂直于等压线，由高压指向低压AB风向2．地转偏向力由于地球自转而使在地球上运动的物体发生方向偏转的力，称为地转偏向力。力的方向与物体运动方向垂直。3．惯性离心力当空气作曲线运动时，还受惯性离心力的作用。惯性离心力方向与空气运动方向相垂直，并自曲线路径的曲率中心指向外边缘。4．摩擦力力的方向与物体运动方向相反

1—2km以下的气层称为摩擦层。

1—2km以上大气称为自由大气

10101008100610041002〔hPa〕气压梯度力风向地转偏向力地转偏向力方向：垂直风向〔二〕自由大气中的空气运动1．地转风〔1〕定义：自由大气中空气作等速、直线水平运动。〔2〕成因：气压梯度力与地转偏向力到达平衡。〔3〕公式：〔4〕风向：白贝罗风压定律—北半球背风而立，高压在右，低压在左；南半球相反。既可根据高空风向确定所在高度的气压分布状况，也可根据空中气压场分布状况了解所在高度的气流情况。〔5〕适用范围：大尺度天气系统。如何用符号表示风力和风向？风尾标在“风向〞上这个符号表示：

。5级北风8级或以上的风力怎么表示？每一道风尾表示风力为2级北东风〔6级〕东南风〔10级〕西南风〔12级〕西北风〔7级〕2.梯度风〔1〕概念：自由大气中的空气作曲线运动时，作用于空气的气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力到达平衡时的风，称为梯度风。低气压梯度力柯氏力气压梯度力柯氏力高气压梯度力柯氏力离心力离心力〔2〕风场类型①

气旋式风场：指中心低压，旋转方向呈逆时针方向。气压梯度力=离心力+柯氏力，平衡时的风速比单独只有地转偏向力时小。即在中纬度低压区或低压槽内，观测到的风经常小于地转风。②

反气旋式风场：反气旋是指中心高压，呈顺时针旋转。气压梯度力+离心力=柯氏力，因而平衡时的风速必定大于地转风，这就是在高压区或高压脊内经常观测到超地转风的缘故。〔3〕风向：白贝罗风压定律〔4〕气压梯度限值①

反气旋内：特别是在其中心区，不可能有很大的气压梯度。②

气旋区内：不存在极限值。〔5〕适用范围：大尺度天气系统。低气压梯度力柯氏力气压梯度力柯氏力高气压梯度力柯氏力离心力离心力一些小的涡旋如龙卷风、尘卷风，风的旋转方向无论是逆时针还是顺时针，中心局部都必须是低压，为什么？世界各地龙卷风龙卷风成因龙卷风分级〔三〕风随高度的变化1．地转风随高度的变化——热成风〔1〕定义：由水平温度梯度引起的上下层风的向量差，称为热成风。〔水平温度分布不均导致气压梯度随高度发生变化，风也相应随高度发生变化〕

500hPa600hPa700hPa800hPa地面暖冷高空高压低压〔2〕成因〔3〕风向：北半球背热成风而立，高温在右，低温在左；南半球那么相反。〔4〕表达式

〔5〕热成风对地转风的影响①

地转风随高度作顺时针旋转，伴有暖平流。②

地转风随高度作逆时针旋转，伴随有冷平流。

低高V冷暖VT低高暖冷VVT冷低暖高暖低冷高〔6〕西风急流和西风带（hPa）1000100510101015气压梯度力风向地转偏向力摩擦力摩擦力方向：与风向相反2．摩擦层中风随高度的变化〔1〕地面摩擦力对风的影响

北半球近地面大气水平运动形式风速减小，风向斜穿等压线，由高压吹向低压在以下图中绘出北半球近地面A、B两种气压状况下的大气运动情形103010201010101010201030水平气压梯度力AB实际风向白贝罗风向定律：在北半球背风而立，高压在右前方，低压在左前方〔2〕摩擦层中风随高度的变化

高压低压3．根据风速大小，可将风力划分为12级。从风力征象即可估算出相应的风级。

风速逐渐增大，风向与等压线逐渐相平行青箬笠，绿蓑衣，斜风细雨不须归八月秋高风怒号，卷我屋上三重茅分别是几级风？赤道南极北极赤道二、大气环流0o30o60o90o北纬30o60o90o南纬赤道低气压带

副热带高气压带副热带高气压带副极地低气压

副极地低气压

极地高气压极地高气压多雨多雨多雨少雨少雨少雨少雨〔一〕全球环流1.全球气压带

〔1〕纬向气压带：七个〔2〕海陆气压带陆地上气压带是由海陆热量分布不均引起的，主要限于低空，且具有季节性，所以称为半永久性气压系统。①

冬季：大陆高压中心：亚洲西伯利亚高压和加拿大高压。海洋低压中心：阿留申低压和冰岛低压。〔副极地低压存留〕②夏季：大陆低压中心：南亚低压和北美西南部低压海洋高压中心：北太平洋副热带高压和亚速尔高压〔位于大西洋〕是副热带高压断裂而成西伯利亚高压加拿大高压阿留申低压冰岛低压0o30o30o60o60o90o北纬90o南纬赤道低气压带副热带高气压带副热带高气压带副极地低气压带副极地低气压带极地高气压带极地高气压带信风带信风带东北东南西风带西风带极地东风带极地东风带西南风西北风2.行星风系全球气压带和风带随季节发生移动(1)信风带(2)西风带(3)极地东风带信风环流圈中纬度环流圈极地环流圈3.经向三圈环流4．高空西风带的波动和急流

(1)高空西风带的波动

(2)急流〔二〕季风环流1．定义：2．成因：〔1〕夏季风〔2〕冬季风3．季风区的划分标准 季风角大于120°时，季风指数〔盛行风向频率的平均值〕大于40%为季风区，大于60%为季风显著区。4．季风区的主要分布范围35°N~25°S，30°W~170°E之间，南亚次大陆和中国东南部为季风特别兴旺区。季风区地理分布图〔三〕局地环流1．海陆风〔1〕定义：沿海地区，以一天为周期、随昼夜变化而方向相反的风，称为海陆风。白天由海洋吹向大陆；夜间由大陆吹向海洋。〔2〕成因：昼夜间海陆热力差异。2．山谷风〔1〕定义：山区白天地面风从谷地吹向山坡〔谷风〕；晚间地面风从山坡吹向谷地〔山风〕，这就是山谷风。〔2〕成因：3．焚风〔1〕定义：沿着背风山坡向下吹的热干风叫焚风。〔2〕成因20℃500m15℃3000m2℃2℃32℃三主要天气系统忽如一夜春风来，千树万树梨花开三、主要天气系统

〔一〕气团和锋1．气团及其分类〔1〕定义〔2〕气团的形成条件①范围广阔、地表性质比较均匀的下垫面。②稳定的环流场〔3〕气团的变性〔4〕气团分类按热力性质可分为冷气团和暖气团。按汽团源地地理位置可分为极地气团、热带气团、赤道气团等按气团源地的下垫面性质可分为海洋气团、大陆气团2．锋及其分类〔1〕定义：温度密度差异很大的两个气团相遇形成的狭窄过渡区域，称为锋，又可称为锋面。锋面与地面的交线叫锋线。

〔2〕特点：①垂直形状特点：锋面坡度倾向冷气团一侧，倾角随高度的增加而逐渐变小。锋区的水平温度梯度比锋两侧的单一气团内的温度梯度大得多。锋常出现在低压槽中。锋两侧风向通常为气旋式变化。当冷锋为东北-西南走向时，锋前吹西南风，锋后吹西北风。多云雨天气。②温度场：③气压场：④风场：⑤天气现象：

〔3〕类型①冷锋：冷气团主动向暖气团方向移动的锋②暖锋：暖气团主动向冷气团方向移动的锋。③准静止锋：很少移动或移动速度非常缓慢的锋。④锢囚锋：锋面相遇、合并后的锋。

暖式锢囚锋冷式锢囚锋3．锋面天气〔1〕冷锋天气①第一型冷锋：或称缓行冷锋，坡度小。一型冷锋二型冷锋晴朗阴天、下雨、刮风、降温气压升高，温度骤降，天气转晴低云系向高云系转化地面锋线后②第二型冷锋：亦称急行冷锋。坡度大。过境前天气：过境时天气：过境后天气：云的变化：降雨位置：〔2〕暖锋天气过境前天气：过境时天气：过境后天气：云的变化：降雨位置：晴朗连续性降水气压下降，温度升高，天气转晴高云系向低云系转化地面锋线前〔3〕准静止锋天气天气特征与第一型冷锋相似〔4〕锢囚锋天气暖式锢囚锋冷式锢囚锋〔二〕气旋和反气旋1．概述〔1〕定义：①气旋是占有三度空间的中心气压比四周低的水平空气涡旋，又称低压。②反气旋是占有三度空间的、中心气压比四周高的水平空气涡旋，又称高压。〔2〕分类：气旋按发生地区分温带气旋和热带气旋，反气旋分极地反气旋、温带反气旋和副热带反气旋2．气旋〔1〕温带气旋〔锋面气旋〕温带气旋是指具有锋面结构的低压，因而又称锋面气旋。它主要活动在中高纬度，更多见于温带地区，是温带地区产生大范围云雨天气和主要天气系统。①

结构②天