《地球上的大气》知识点总结Word格式.docx

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　　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0.175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

　　、太阳辐射

（1）太阳辐射的概念：

太阳源源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源泉。

（2）太阳辐射波长：

太阳辐射的主要波长范围是0.15--4微米，包括红外线（大于0.76微米）、紫外线（小于0.4微米）和可见光（0.4-0.76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来。

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

　　4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）

　　2月（北半球）6月（南半球）

　　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

　　、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来，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，风从海上吹来，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

　　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

　　、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

　　山地的迎风坡降水多，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

　　山地迎风坡

　　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。

　　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。

从纬度分布看，全球可分为赤道多雨带、温带多雨带和副热带少雨带、极地少雨带。

　　五、天气和气候

　　、天气和影响天气的主要因素：

天气是指一个地区短时期内大气的冷暖、干湿、风雨、阴晴等物理状况。

它是由影响大气物理状况短期变化的因素造成的。

气团和锋面的活动是影响天气的主要因素。

（1）气团：

　　在广大范围内物理性质比较均匀的大团空气

　　形成条件

　　①大范围性质均匀的下垫面（大陆和海洋）②稳定的环流形式

　　分类

　　按温度

　　①冷气团（气团温度低于移经地区气温）②暖气团（气团温度高于移经地区气温）

　　按源地

　　①冰洋气团②极地气团（大陆、海洋）③热带气团（大陆、海洋）④赤道气团

　　与天气的关系

　　①单一气团控制，天气单调②两种气团交替，天气变化③两种气团交界地区，天气变化最剧烈

　　对我国的影响

　　冬季：

蒙古、西伯利亚极地气团，天气寒冷干燥；

夏季：

副热带太平洋的热带气团和印度洋的赤道气团，带来丰沛降水

（2）锋面：

　　①锋的概念：

锋是锋面与锋线的统称。

锋面是两种性质不同的气团相遇所形成的交界面。

锋线是锋面和地面相交的线。

　　②锋是特征：

锋面是一个狭窄而倾斜的过渡地带；

锋的两侧是一个温度和湿度差异很大的地带，锋面附近天气变化剧烈，常伴有云、雨、大风等天气现象。

　　③锋面与天气：

　　锋面的分布

　　冷锋与天气

　　冷气团主动向暖气团移动的锋叫冷锋。

冷气团前缘插入暖气团下部，使暖气团被迫抬升，水汽在上升冷却过程中成云致雨。

冷锋过境时，会出现大风，云层增厚和雨、雪天气。

冷锋过境后，冷气团占据原来暖气团位置，气温下降，气压上升，天气转好。

根据冷气团的移动速度，可将冷锋分为两类：

一类是慢行冷锋，冷气团移来速度较慢，暖气团被迫沿冷气团平稳爬行，逐渐冷却凝结，多产生连续性降水；

另一类是快行冷锋，冷气团移来速度很快，迫使暖气团急剧抬升，锋面上往往出现狂风暴雨等恶劣天气。

我国北方夏季的暴雨，冬春季节的大风或沙暴天气，以及冬季的寒潮，属冷锋天气。

　　暖锋与天气

　　暖气团主动向冷气团移动的锋叫暖锋。

在暖锋上，暖气团沿冷气团主动地徐徐爬升，冷却凝结产生云、雨。

当暖锋过境时，云层加厚，形成连续性降水；

暖锋过境后，受单一暖气团控制，气温升高，雨过天晴。

春季，长江以南和东北地区，常有暖锋活动。

　　准静止锋与天气

　　准静止锋是指移动幅度很小的锋。

其时，冷、暖气团势均力敌，或遇地形阻挡，锋面移动缓慢，或较长时间在一个地区摆动，造成阴雨连绵的天气。

夏初，我国长江中下游地区的梅雨就是准静止锋造成的；

冬半年的昆明准静止锋使得昆明和贵阳天气有很大差异。

　　2、气候和形成气候的因素：

　　气候是指一个地区多年的天气特征。

它是由影响大气物理状态的长期变化的因素造成的。

一个地区的气候是由太阳辐射、大气环流和地面状况等自然因素综合作用形成的，人类活动对气候也有一定的影响。

（1）太阳辐射：

太阳辐射随纬度的变化而变化，造成高低纬度热量的差异，是气候形成的最基本素。

（2）大气环流：

大气环流促进了高低纬、海陆之间热量与水汽的交换，在不同的气压带、风带控制下，气候不同。

　　（3）地面状况：

地面是对流层中热量与水汽的主要，直接影响大气中的水热状况，主要表面有：

①地面性质不同，对太阳辐射的反射率不同，地表获得太阳热量不同；

②海陆分布不同，海陆热容量与传热方式不同，造成相同纬度上的水热状况不同；

③地表形态不同，对气流影响的程度不同，造成水热状况不同；

④洋流性质不同，热能的输送和交换也不同，暖流对流经沿岸地区有增温加湿作用，寒流对流经沿岸地区有降温减湿作用。

　　3、人类活动与气候的关系：

（1）气候对人类活动的影响主要表现在：

①对农业生产的影响；

②对水利建设的影响；

③对城市建设的影响；

④对交通工程建设的影响；

⑤对人类健康的影响；

⑥对形成自然灾害的影响。

（2）人类活动对气候的影响主要表现在：

①改变地面状况，进而影响局部地区气候。

如人工造林、修建水库和灌溉工程，可以引起地面热量和水汽发生变化，使局部地区降水有所增加，气温的变化缓和。

如果任意砍伐森林，则可能使气候恶化。

②人类的生产活动、生活活动排放出的二氧化碳会引起温室作用、热岛效应，使全球气温升高；

排放出的氯氟化合物，会破坏臭氧层；

排放出发尘埃会削弱太阳辐射导致气温降低。

③在人口密度大，工业集中的城市，气温比郊区高，风速比郊区小，上升气流显著，雾和低云增多。

　　4、世界气候类型

　　气候带

　　纬度

　　气候类型

　　分布地区

　　气候特征

　　热

　　带

　　大致在南北纬度30°

　　热带雨林气候

　　大致在南北纬10°

之间，主要位于非洲刚果河流域，南美亚马孙河流域，亚洲印度尼西来等地。

　　处于赤道低压带控制下，盛行赤道气团，高温多雨。

全年皆夏，年平均气温在26°

c左右：

年降水量大都在XX毫米以上，且全年分配比较均匀。

　　热带草原气候

至南北回归线之间，如非洲中部大部地区，澳大利亚大陆北部和东部，南美巴西等地。

　　处在赤道低压带和信风带交替控制地区，干季湿季明显交替。

当赤道低压带控制时，盛行赤道气团，形成闷热多雨的湿季；

信风控制时，盛行热带大陆气团，形成干旱少雨的干季。

全年降雨量在750毫米-1000毫米之间。

　　热带季风气候

至南北回归线之间的大陆东岸，以亚洲中南半岛、印度半岛最为显著。

　　在一年中风向随季节转变非常明显。

夏季风来临，赤道气团带来大量降水；

冬季风来临，降水明显减少。

全年气温高，年平均气温在20°

c以上，年降雨量大都在1500毫米-XX毫米左右。

　　热带沙漠气候

　　大致在南北回归线至南北纬30°

之间的大陆内部和西岸，如非洲北部大沙漠区，亚洲阿伯半岛和澳大利亚大沙漠区。

　　在副热带高压或信风带控制下，盛行热带大陆气团，常年干旱少雨，年降雨量不足125毫米，日照强烈，气温极高。

　　亚

　　大致在南纬或北纬30°

-40°

　　亚热带季风和季风性湿润气候

　　主要位于大陆东岸，如我国秦岭以南，北美大陆，南美大陆和澳大利亚大陆东南部等地。

　　前者夏热冬温，季节变化明显。

夏季风时，热带海洋气团带来大量降雨；

冬季风时，受极地大陆气团影响，降雨减少。

后者冬夏温差比前者小，一年中降水分配也较前者均匀。

　　地中海气候

　　主要位于大陆西岸，如地中海沿岸，南北美纬度30°

之间的大陆西岸，澳大利亚大陆和非洲大陆西南角等地。

　　就北半球而言，夏季因副热带高压带北移控制这里，受热带大陆气团影响，干旱炎热；

冬季受西风带控制，多气旋活动，暖湿多雨。

年降水量在300毫米-1000毫米左右。

　　温

　　大致在南纬或北纬40°

-60°

　　温带季风气候

　　主要分布于亚洲大陆东部，如我国华北、东北、俄罗斯远东地区，日本和朝鲜半岛。

　　冬夏风向明显交替。

冬季风时，受极地大陆气团控制，寒冷干燥；

夏季风时，受极地海洋气团或热带海洋气团影响，暖热多雨。

年降水量在500毫米-600毫米左右。

　　温带大陆性气候

　　主要分布于亚欧大陆和北美大陆的内陆地区。

　　终年受大陆气团控制，干旱少雨。

冬季严寒，夏季炎热，气温年变化很大。

　　温带海洋性气候

　　主要分布在西欧、北美和南美大陆西海岸狭长地带。

　　终年盛行西风，受海洋气团影响，终年湿润，冬雨较多，冬不冷夏不热，气温年变化较小。

年降水量一般在700毫米-1000毫米之间。

　　亚寒带

　　南北极圈附近

　　亚寒带大陆性气候

　　主要分布在欧洲、亚洲大陆和北美大陆的北部。

　　主要受极地大陆气团和极地海洋气团控制。

冬季漫长而严寒，暖季短促；

降水量少，而且集中在夏季。

　　寒

　　极地附近

　　苔原气候

　　主要分布在亚欧大陆和北美大陆的北冰洋沿岸。

　　全年严寒，皆为冬季。

最热月气温仅达1°

c-5°

c。

降水少，多云雾，蒸发极弱。

　　冰原气候

　　主要分布于南极大陆和格陵内陆地区。

　　全年酷寒，各月气温皆在0°

c以下，是全球年平均气温最低的地区。

南极大陆年平均气温约在-29°

c--35°

c,北极地区在-22°

c以下。

　　高原气候和山地气候

　　主要分布在高大的山地、高原地区，青藏高原、南美安第斯山等。

　　随着高度增加，气候垂直变化非常明显，如气温随高度增加而降低。

日照强，风力也大。

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　　[复习指导]

　　复习本单元应抓住两条脉络：

一是大气在垂直方向上的分层和各层的特点；

二是与人类关系最密切的对流层大气的情况。

　　大气温度的时空分布、大气的运动、大气的降水、天气和气候等，都是指对流层大气而言。

本单元的一大特点是概念多、原理多，内容丰富，涉及知识面广，并贯穿到地理学科的各个领域之中，所以在复习时应注意弄懂原理，搞清概念，抓住重点，掌握规律，注意把大气对地理事物各个方面的影响联系起来复习。

　　概念多、原理多，特别是形成空间概念就更不容易。

借助读图、画图训练，就能比较容易掌握。

图的特点是形象、直观、容易表示空间概念；

知识容量、内在联系可以清楚地表现出来。

因此，复习本单元最能做到边复习边画图，在此基础上，运用比较、分类、综合等方法，来提高复习的深度和广度。

　　一、大气的垂直分层

　　掌握大气垂直各层特点的关键是各层气温的垂直变化，而各层气温的垂直变化又取决于各层大气成分对辐射波长的选择吸收特征。

例如：

对流层大气中的水汽、二氧化碳，能强烈地吸收地面长波辐射而使大气增温，所以，离地面（热源）愈近，气温愈高，离地面愈远的上空，气温愈低。

正因为此，对流层气温随高度增加而递减，上冷下热，导致对流层运动显著；

含有水汽的空气在上升过程中遇冷凝结，易于成云致雨，所以天气现象复杂多变。

　　1、影响太阳辐射强度的因素：

最主要的因素是太阳高度角，这是因为：

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，地表单位面积获得的太阳辐射能量愈多；

太阳高度角愈大，太阳辐射经过大气的路程愈短，被大气削弱得愈小，到达地面的太阳辐射能量就愈多；

反之，太阳高度角愈小，太阳辐射强度就愈小。

　　2、大气的热力作用：

主要表现在大气对太阳辐射的削弱作用和大气对地面的保温作用。

上述两个问题的掌握关键在于抓住大气对辐射波长的选择吸收特征。

例如，了解大气成分对太阳辐射中不同波长的紫外线、可见光、红外线的选择特征，就不难理解为什么太阳辐射能够透过大气射到地面上来。

再如，了解大气对太阳短波辐射和对地面长波辐射的选择吸收特征，也就容易理解大气为什么