《地球上的大气》知识点总结Word格式文档下载.docx

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（O3）

大量吸收太阳紫外线辐射，保护地面生物免受紫外线伤害。

水汽

成云致雨的必要条，也能吸收地面辐射，起保温作用。

固体杂质

作为凝结核，促成水汽凝结

3、大气的垂直分层

层次

高度

特点

形成原因

对流层

①低纬17-18千米

②中纬10-12千米

③高纬度8-9千米

①气温随高度的增加而递减，平均气温每上升100米，气温降低06℃

②空气对流运动显著

③天气现象复杂多变

①对流层大气的热量直接自地面，因此离地面愈高的大气，受热愈少，气温愈低

②对流层上部冷下部热，有利于空气的对流运动

平流层

从对流层顶到50-55千米高度的范围

①气温起初不随高度变化或变化很小，到30千米以上，气温随高度增加迅速上升

②上部热，下部冷，大气稳定，不易形成对流，大多以水平运动为主。

水汽含量极少，能见度好，天气晴朗，对高空飞行有利

平流层气温基本上不受地面的影响，到30千米以上，平流层中的臭氧层中的臭氧能大量吸收太阳紫外线而使气温升高

中间层

从平流层顶到85千米高度的范围

①气温随高度增加而迅速降低

②上部冷、下部暖，空气的垂直对流运动相当强烈，又称高空对流层

因为这一层几乎没有臭氧吸收太阳紫外线的缘故

电离层

从中间层顶到800千米高度的范围

①气温随高度增加上升很快

②大气处于高度电离状态

该层中的大气物质（主要是氧原子）吸收了所有波长小于0175微米的太阳紫外线的缘故

散逸层

电离层顶以上的大气

一些高速度运动的空气质点，经常散逸到星际空间去，是地球大气向星际空间过渡的层次

受地球引力场的束缚很弱

二、大气的热状况

1、太阳辐射

（1）太阳辐射的概念太阳不断地以电磁波的形式向宇宙空间放射能量，称为太阳辐射。

它是地球上最主要的能量泉。

（2）太阳辐射波长太阳辐射的主要波长范围是015--4微米，包括红外线（大于076微米）、紫外线（小于04微米）和可见光（04-076微米）三部分。

太阳辐射能主要集中在波长较短的可见光部分，因此太阳辐射又称为短波辐射。

（3）太阳辐射强度1平方厘米的表面上，在1分钟内获得的太阳辐射能量叫太阳辐射强度。

太阳高度角是影响太阳辐射强度的最主要因素。

2、大气的热力作用（见下面的图）

（1）大气对太阳辐射的削弱作用

①吸收臭氧吸收波长较短的太阳紫外线；

水汽、二氧化碳吸收波长较长的太阳红外线

②反射云层和尘埃对太阳辐射进行反射。

云层愈厚，云量愈多时，反射作用愈强

③散射以空气中的分子、尘埃、云滴等质点为中心向四面八方散射开。

散射改变了太阳辐射的方向，使一部分太阳辐射不能到达地面。

（2）大气对地面的保温作用

①大气吸收太阳短波辐射能力很差，使大部分太阳辐射能透过大气射到地面。

②大气吸收地面长波辐射的能力很强，从而能把地面放出的热量保存在大气中。

③大气辐射除一部分射向宇宙空间外，大部分向下射回地面，称为大气逆辐射，这在一定程度上补偿了地面辐射损失的热量。

3、气温的时空分布

（1）气温的时间分布

①气温的日变化

时间

日出→正午

正午→14时左右

14时左右→日出前后

太阳辐射强度

不断增强

开始减弱

继续减弱

地面储存热量

不断增多

增多→盈余→亏损

继续亏损

地面温度

升高→13时达最大值→降低

不断降低

地面辐射

继续增强至13时达最大值→减弱

不断减弱

气温

不断上升

继续上升至14时达最高值

不断下降，日出前后达到最低值

②气温的年变化

太阳辐射最强月份

气温最高值月份

太阳辐射最弱月份

气温最低值月份

大陆

6月（北半球）12月（南半球）

7月（北半球）1月（南半球）

12月（北半球）6月（南半球）

1月（北半球）7月（南半球）

海洋

8月（北半球）2月（南半球）

2月（北半球）8月（南半球）

海洋热容量大，受热和放热都比陆地慢

（2）气温的水平分布

①一般情况下气温从低纬向两极递减，这是因为太阳辐射能量因纬度而异的缘故。

由于气温的分布还与大气运动、地面状况等因素密切相关，因此，等温线并不完全与纬线平行。

②南半球的等温线比北半球平直，这是因为南半球的海洋比北半球广阔得多，而海洋表面的物理性质比较均一的缘故。

③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。

④7月份世界上最热的地方出现在北纬20°

--30°

的沙漠地区，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。

三、大气的运动

1、冷热不均引起的大气运动

①大气运动的状况大气运动包括垂直运动和水平运动，前者叫对流，后者叫风。

②大气运动的能量于太阳辐射能。

③大气运动的根本原因由于太阳辐射对各纬度加热的不均匀，造成高低纬间的冷热差异，这是引起大气运动的根本原因。

④大气运动的直接原因冷热不均引起空气上升和下沉的垂直运动，空气的上升或下沉导致了同一水平面上气压的差异，气压差异又是形成空气水平运动的直接原因。

2、大气的水平运动的三种力（见下图）

（1）水平气压梯度力同一水平面上气压差而产生的一种力，如果没有其他外力的影响，风向应垂直于等压线，从高压指向低压。

（2）地转偏向力由地球自转而产生的一种力，北半球向右偏，南半球向左偏。

受其影响使风逐渐偏离了气压梯度力的方向，在没有摩擦力的情况下，风可以一直偏转到风向平行于等压线为止。

（3）摩擦力实际大气中，特别是近地面的风，由于受摩擦力的影响，风向与等压线并不完全平行，而是有个角度。

3、大气运动的形成

（1）气旋和反气旋--最常见的运动形式

气旋

反气旋

概念

等压线闭合，中心气压低于四周气压的区域，叫低气压。

在低气压区出现的大型空气旋涡叫气旋。

等压线闭合，中心气压高于四周气压的区域，叫高气压。

在高气压区出现的大型空气旋涡叫反气旋。

形成

在气压梯度力的作用下，低气压的气流由四周向中心流动，受地转偏向力的影响，在北半球向右偏转成按逆时针方向流动的大旋涡，在南半球形成顺时针方向流动的大旋涡。

中心的气流被迫上升运动。

在气压梯度力的作用下，高气压的气流由中心向四周流动，受地转偏向力的影响，在北半球向右偏转按顺时针方向流动的大旋涡，在南半球形成逆时针方向流动的大旋涡。

红心形成下沉气流。

天气状况

中心空气在上升过程中容易成云致雨，因此气旋过境时，常出现阴雨天气。

夏秋季节我国东南沿海的台风就是热带气旋强烈发展的特殊形式。

中心空气在下沉过程中，由于气温升高，水汽逐渐蒸发，不容易成云致雨，天气晴朗，夏季炎热干燥，冬季寒冷干燥。

我国长江流域的伏旱，就是在副热带高气压反气旋控制下形成的。

（2）大气环流--全球性有规律的大气运动

①意义具有全球性的有规律的大气运动，通常称为大气环流。

大气环流输送热量和水汽，从而使高低纬度之间，海陆之间的热量和水汽得到交换，调整了全球热量和水汽的分布。

②气压带和风带不计海陆分布和地形的影响，引起大气环流的因素是高低纬之间受热不均和地转偏向力，从而在地球表面形成了沿纬向带状分布的气压带和风带。

环流圈

气压带或风带

范围

对气候的影响

低纬环流

中纬环流

赤道低气压带（赤道无风带）

南北纬5°

之间

接受太阳辐射最多，气温很高，近地面空气层受热膨胀，气流上升，气压下降。

上升气流为主，全年高温多雨

信风带

副热带高压带与赤道低压带之间

从副热带高气压带吹向赤道低气压带的定向风，受地转偏向力的作用，北半球形成东北信风，南半球形成东南信风

一般少雨，但大陆东岸风从海上吹，降水较多

副热带高气压带（回归高气压带）

南北纬30°

附近

气流在高空堆积下沉，使低空空气密度增大，气压升高

下沉气流为主，降水少，气候干燥

高纬环流

西风带

南北纬40°

--60°

从副热带高气压带吹向副极地低气压带的风，在地转偏向力的作用下偏转为偏西风

大陆西岸，风从海上吹，降水丰富，向内陆逐渐减少

副极地低气压带

南北纬60°

西风气流与极地东风相遇，互相推动上升，近地面形成相对的低气压带。

气旋活动频繁，多阴雨天气

极地东风带

极地高气压带与副极地低气压带之间

从极地高气压带吹向副极地低气压带的风，在地转偏向力作用下，偏转为东风

严寒，少雨烈风

极地高气压带

南、北极附近

接受太阳辐射量很少，气温很低，空气冷重下沉、气压高

气候严寒，降水稀少。

③海陆分布对大气环流的影响由于海陆之间热力性质的差异，使气压带和风带受到破坏，形成冬夏海陆气压活动中心，进而形成了季风环流。

气压活动中心

北半球

月份

气压中心

7月

副热带高压带被大陆热低压切断

印度低压

夏威夷和亚速尔高压

1月

副极地低压带被大陆冷高压切断

亚洲高压

阿留申和冰岛低压

南半球

海洋面积占绝对优势，气压带基本上呈带状分布。

季风环流

地区

季节

风向

东亚

冬季

空气由亚洲高压吹向太平洋低压

西北季风

夏季

空气由太平洋高压吹向亚洲的印度低压

东南季风

南亚

空气由亚洲高压吹向赤道低压

东北季风

东南信风向北越过赤道偏转成西南风

西南季风

四、大气降水

1、降水的形成大气中含有一定数量的水汽和凝结核，它们是形成降水的物质基础。

空气中的水汽含量增加或运行过程中气温下降，促使水汽达到饱和状态，形成降水。

2、降水的分类

类别

对流雨

地形雨

锋面雨

台风雨

成因

近地面空气强烈受热，湿热空气上升，水汽凝结，形成降水

暖湿空气前进途中，遇到地形阻挡，被迫迎风爬升，水汽凝结形成降水

暖湿空气在锋面上抬升，水汽冷却凝结形成降水

暖湿空气绕台风中心旋转上升时，水汽凝结形成降水

强度大，历时短，范围小，常伴有暴风、雷电

地的迎风坡降水多，背风坡降水稀少

持续时间长，范围广，强度小

强度很大，多为暴雨，且伴有狂风、雷电

分布

赤道地区常年发生，中低纬地区夏季午后

地迎风坡

多分布于中纬地带

热带洋面上

3、降水量的变化

（1）季节变化降水量在一年内的变化或分配状况，称为降水量的季节变化。

世界上有的地方在一年内各月降水量相差不大，分配比较均匀，例如赤道地区、西欧等地属于这种情况；

有的地方降水量在一年内分配不均，例如我国东部广大地区夏季多雨，冬季少雨，而地中海地区则夏季干燥少雨，冬季多雨。

（2）年际变化降水量在各年间的变化状况，称为降水量的年际变化。

在海洋性气候地区降水量年际变化不大，而在季风气候地区大些，内陆干旱地区变化最大。

4、降水量的地理分布世界降水量的分布受纬度、海陆分布、大气环流和地形等因素的制约。

从