第三節(jié)--大氣的熱狀況教案三第一頁，共46頁。太陽輻射的主要波長范圍是0.15微米～4微米。其中，人眼能看見的光線，波長在0.4微米～0.76微米之間，叫做可見光線。波長小于0.4微米的紫外線和大于0.76微米的紅外線，人們肉眼都無法看見。由實驗得知，物體的溫度愈高，它的輻射中最強部分的波長愈短；物體溫度愈低，輻射中最強部分的波長愈長。太陽表面溫度高達6000K，它的輻射能主要集中在波長較短的可見光部分，可見光區(qū)差不多占太陽輻射總能量的一半。為此，人們把太陽輻射稱為短波輻射。第一頁第二頁，共46頁。第二頁第三頁，共46頁。第三頁第四頁，共46頁。一般用太陽輻射強度來表示地表獲得太陽輻射能量的多少。太陽輻射強度就是一平方厘米的表面上，在一分鐘內獲得的太陽輻射能量。影響太陽輻射強度最主要的因素是太陽高度角。太陽高度角愈大，等量的太陽輻射散布的面積愈小，光熱集中，地表單位面積上獲得的太陽輻射能量愈多，太陽輻射強度就愈大。反之，太陽高度角愈小，太陽輻射強度就愈小。第四頁第五頁，共46頁。第五頁第六頁，共46頁。二、太陽輻射在大氣中的減弱

由于大氣對太陽輻射的吸收、散射和反射，使太陽輻射穿過大氣后發(fā)生了變化：

1）總輻射能明顯減弱

2）太陽光譜變得極不規(guī)則

3）波長短的輻射能減弱得為顯著

1、大氣對太陽輻射的吸收大氣中某些成分選擇性地吸收了太陽輻射。這些成分主要是：水汽、氧、臭氧、CO2和固體雜質。第六頁第七頁，共46頁。平流層大氣中的臭氧，強烈地吸收太陽輻射中波長較短的紫外線；對流層大氣中的水汽和二氧化碳等，主要吸收太陽輻射中波長較長的紅外線。大氣對太陽輻射中能量最強的可見光卻吸收得很少，大部分可見光能夠透過大氣射到地面上來。因此，大氣直接吸收太陽輻射能量是很少的。第七頁第八頁，共46頁。2、大氣對太陽輻射的散射太陽輻射遇到空氣分子、塵粒、云滴等質點時就要發(fā)生散射。

分子散射：質點的直徑小于輻射波長選擇性波長越短散射越強烈

米散射：質點的直徑大于輻射波長無選擇性

太陽輻射能量減少、主要減少了太陽可見光區(qū)的輻射第八頁第九頁，共46頁。我們看到的天空是蔚藍色的，而且天氣越晴好，天空越藍。那末高空天空的顏色是否也是藍色的？不一定。愈到高空，天空的顏色愈灰暗，甚至變成黑灰色。原來，愈到高空，空氣愈稀薄，空氣分子數減少得很厲害，分子散射出的光輝就逐漸變弱，天空的亮度因此就愈來愈暗，由青色（離地約8公里以上）遞變?yōu)榘登嗌x地約11公里），再遞變?yōu)榘底仙x地約為13公里），只有那最易被散射的紫色光波才被高層稀疏的空氣分子散射出來。到二十公里以上的高空，分子更稀少了，散射作用幾乎完全看不出來，沒有散射光，天空當然變成黑灰色的了。第九頁第十頁，共46頁。3、大氣對太陽輻射的反射

大氣對太陽輻射有反射作用，尤其是云能強烈地反射太陽輻射。不同的云狀、云厚對太陽輻射反射不同一般而言，高云反射率25%，中云反射率50%，低云反射率65%，稀薄的云10-20%，平均反射率50-55%。在吸收、散射、反射作用中，以反射作用最重要，散射作用次之，吸收作用最小?？傊?，進入大氣的太陽輻射34%被反射和散射回宇宙空間，19%被大氣吸收，47%穿過大氣到達地面。由此也可見，太陽輻射并非大氣的直接熱源。第十頁第十一頁，共46頁。第十一頁第十二頁，共46頁。

由于大氣對太陽輻射的反射、散射和吸收，削弱了到達地面的太陽輻射。太陽高度角愈大，太陽輻射經過大氣的路程愈短，被大氣削弱的愈少，到達地面的太陽輻射就愈多；反之愈少。被大氣削弱以后到達地面的太陽輻射，也不是全部被地面吸收，其中又有一小部分被地面反射回到宇宙空間。反射多少與地面性質有關。太陽高度角與太陽輻射經過大氣路程的長短圖第十二頁第十三頁，共46頁。地表對太陽輻射的反射率，決定于地表面的性質和狀態(tài)。陸地表面對太陽輻射的反射率約為10％—30％。其中深色土比淺色土反射能力小，粗糙土比平滑土反射能力小，潮濕土比干燥土反射能力小。雪面的反射率很大，約為60％，潔白的雪面甚至可達90％。第十三頁第十四頁，共46頁。水面的反射率隨水的平靜程度和太陽高度角的大小而變。當太陽高度角超過60°時，平靜水面的反射率為2％，高度角30°時為6％，10°時為35％，5°時為58％，2°時為79.8％，1°時為89.2％。對于波浪起伏的水面來說，其平均反射率為10％。因此，總的說來水面比陸面反射率稍小一些。第十四頁第十五頁，共46頁。第十五頁第十六頁，共46頁。三、地面輻射和大氣輻射

1、地面輻射地面輻射是指地面放射的指向大氣的長波輻射。它大部分能被大氣所吸收，少量可透過大氣直達宇宙。地面吸收太陽輻射，溫度增高，同時地面又把熱量向外輻射。由于地球表面的溫度比太陽低得多，因此地面輻射的波長比太陽輻射要長得多，其能量主要集中在紅外線部分。相對于太陽輻射來說，人們把地面輻射叫做長波輻射。第十六頁第十七頁，共46頁。

2、大氣輻射大氣吸收地面長波輻射的同時，又以輻射的方式向四周放射輻射，大氣這種向外放射的能量，稱為大氣輻射。大氣在增溫的同時，也向外輻射熱量。大氣的溫度比地面還低，所以大氣輻射也是紅外線長波輻射。第十七頁第十八頁，共46頁。三、大氣對地面的保溫作用大氣輻射的一部分向上射向宇宙空間，大部分向下射到地面。射向地面的大氣輻射，方向剛好與地面輻射相反，稱為大氣逆輻射。大氣逆輻射又把熱量還給地面，這就在一定程度上補償了地面輻射損失的熱量，起到了保溫作用，使地面溫度變化比較緩和。天空有云，特別是濃密的低云，逆輻射更強。所以多云的夜晚通常比晴朗的夜晚溫暖些。第十八頁第十九頁，共46頁。第十九頁第二十頁，共46頁。大氣對地面的保溫作用圖

第二十頁第二十一頁，共46頁。四、氣溫的日變化和年變化

上海7月份氣溫日變化平均情況示意圖

第二十一頁第二十二頁，共46頁。日出以后，隨著太陽高度角的逐漸增大，太陽輻射不斷增強，地面獲得的熱量不斷增多，地面溫度不斷升高，地面輻射不斷增強。大氣吸收地面輻射，氣溫也跟著不斷上升。一天中的最高氣溫并不出現在太陽輻射最強的正午，而是出現在午后2時左右。這是因為正午過后，太陽輻射雖已開始減弱，但地面獲得太陽輻射的熱量仍比地面輻射失去的熱量多，地面儲存的熱量繼續(xù)增多，地面溫度繼續(xù)升高，地面輻射繼續(xù)增強，氣溫也繼續(xù)上升。隨著太陽輻射的進一步減弱，地面獲得太陽輻射的熱量開始少于地面輻射失去的熱量時，也就是當地面熱量由盈余轉為虧損的時刻，地面溫度達到最高值。地面再通過輻射、對流、湍流等方式將熱量傳給大氣，還需要一個過程，因此午后2時左右，氣溫才達到最高值。隨后，太陽輻射繼續(xù)減弱，地面熱量繼續(xù)虧損，地面溫度不斷降低，地面輻射不斷減弱，氣溫隨之不斷下降，至日出前后，氣溫達最低值。第二十二頁第二十三頁，共46頁。一年之中，就北半球來說，氣溫最高與最低的月份，也不是出現在太陽輻射最強（6月）和最弱（12月）的月份，而是要落后一兩個月。一般大陸上氣溫最高值出現在7月，最低值出現在1月；海洋的熱容量大，受熱和放熱都較陸地慢，所以氣溫最高值出現在8月，最低值出現在2月。第二十三頁第二十四頁，共46頁。五、氣溫的水平分布

第二十四頁第二十五頁，共46頁。第二十五頁第二十六頁，共46頁。（一）在南北半球上，無論7月或1月，氣溫都是從低緯向兩極遞減。這是因為低緯度地區(qū)，獲得太陽輻射能量多，氣溫就高；高緯度地區(qū)，獲得太陽輻射能量少，氣溫就低。

從圖上可以看出，等溫線并不完全與緯線平行，這說明氣溫的分布，除主要受太陽輻射影響外，還與大氣運動、地面狀況等因素密切相關。（二）南半球的等溫線比北半球平直，這是因為表面物理性質比較均一的海洋，在南半球要比北半球廣闊得多。第二十六頁第二十七頁，共46頁。（三）北半球，1月份大陸上的等溫線向南（低緯）凸出，海洋上則向北（高緯）凸出；7月份正好相反。這表明在同一緯度上，冬季大陸比海洋冷，夏季大陸比海洋熱。（四）7月份，世界上最熱的地方是北緯20°～30°大陸上的沙漠地區(qū)。這是因為7月份太陽直射北緯20°附近；沙漠地區(qū)少云雨，太陽輻射強度大；沙漠對太陽輻射吸收強，增溫快。撒哈拉沙漠是全球的炎熱中心。1月份，西伯利亞形成北半球的寒冷中心。世界極端最低氣溫出現在冰雪覆蓋的南極洲大陸上。第二十七頁第二十八頁，共46頁。第四節(jié)

大氣的運動

大氣時刻不停地在運動著。大氣中熱量和水汽的輸送，以及一切天氣變化，都是通過大氣運動實現的。大氣運動的能量來源于太陽輻射。由于太陽輻射對各緯度加熱的不均勻，造成高低緯度間熱量的差異，這是引起大氣運動的根本原因。

第二十八頁第二十九頁，共46頁。一、冷熱不均引起的大氣運動第二十九頁第三十頁，共46頁。等壓面是空間氣壓相等點組成的面。如500hPa等壓面上各點的氣壓值都等于500hPa。

由于氣壓隨高度遞減，因而在某一等壓面以上各處的氣壓值都小于該等壓面上氣壓值，等壓面以下各處則反之。用一系列等壓面的排列和分布可以表示空間氣壓的分布狀況。

AB第三十頁第三十一頁，共46頁。二、大氣的水平運動海平面等壓線分布圖第三十一頁第三十二頁，共46頁。在同一水平面上氣壓相等的各點連線，叫等壓線。通常用等壓線分布圖表示在同一海拔高度上氣壓水平分布的狀況。在等壓線分布圖上，低氣壓簡稱低壓，是由閉合等壓線構成的低氣壓區(qū)。氣壓值由中心向外逐漸增高。高氣壓簡稱高壓，由閉合等壓線構成，中心氣壓高，向四周逐漸降低。低氣壓延伸出來的狹長區(qū)域叫低壓槽，好比地形上的峽谷。低壓槽中各等壓線彎曲最大處的連線稱槽線。高壓伸出來的狹長區(qū)域叫高壓脊，好比地形上的山脊。高壓脊中各等壓線彎曲最大處的連線叫脊線。兩個高壓和兩個低壓交錯分布的中間區(qū)域叫鞍形氣壓場。第三十二頁第三十三頁，共46頁。氣壓梯度：對于同一水平面上的大氣來說，有的地方氣壓高，有的地方氣壓低。這樣，在地區(qū)之間就出現了氣壓差。我們把單位距離間的氣壓差叫做氣壓梯度。又稱為水平氣壓梯度。只要水平面上存在著氣壓梯度，就產生了促使大氣由高壓區(qū)流向低壓區(qū)的力，這個力稱為水平氣壓梯度力。在這個力的作用下，大氣由高壓區(qū)向低壓區(qū)作水平運動，這就形成了風?？梢姡綒鈮禾荻攘κ谴髿猱a生水平運動的原動力，是形成風的直接的原因。

第三十三頁第三十四頁，共46頁。第三十四頁第三十五頁，共46頁。作用于空氣的力氣壓梯度力地轉偏向力慣性離心力摩擦力第三十五頁第三十六頁，共46頁。自由大氣中的空氣水平運動地轉風:是氣壓梯度力和地轉偏向力相平衡時，空氣作等速、直線的水平運動地轉風方向與水平氣壓梯度力的方向垂直，即平行于等壓線。因而，若背風而立，在北半球高壓在其右方，在南半球，高壓在其左方，此稱風壓律。梯度風:當空氣質點作曲線運動時，除受氣壓梯度力和地轉偏向力作用外，還受慣性離心力的作用，當這三個力達到平衡時的風，稱為梯度風。由于作曲線運動的氣壓系統(tǒng)有高壓和低壓之分，而且在高壓和低壓系統(tǒng)中，力的平衡狀況不同，其梯度風也各不相同。第三十六頁第三十七頁，共46頁。第三十七頁第三十八頁，共46頁。高低ACGACGGAG+C=AG=AG=A+C北半球，低壓中空氣平行于等壓線圍繞低壓中心作逆時針勻速運動。高壓中空氣平行于等壓線圍繞高壓中心作順時針勻速運動。第三十八頁第三十九頁，共46頁。P1P2GRAV高低a摩擦層中空氣的水平運動

據統(tǒng)計，陸地上的地面風速（10~12米高度上的風速）約為氣壓場應有的地轉風風速的35~45%，在海上約為60~70%。風向與等壓線的交角，陸地上約為25~35，海上約為10~20。注意：摩擦層中的風與地轉風的差別地面摩擦力對風的影響在摩擦層中，空氣的水平運動因受摩擦力作用，不僅風速減弱、風向受到干擾，而且破壞了氣壓梯度力與地轉偏向力間的平衡關系，表現出氣流斜穿等壓線，從高壓吹向低壓的特征。

第三十九頁第四十頁，共46頁。北半球的低、高氣壓氣流是怎樣流動的？

低壓高壓第四十頁第四十一頁，共46頁。三、大氣環(huán)流

具有全球性的有規(guī)律的大氣運動，通常稱為大氣環(huán)流。大氣環(huán)流把熱量和水汽從一個地區(qū)輸送到另一個地區(qū)，從而使高低緯度之間、海陸之間的熱量和水汽得到交換，促進了地球上的熱量平衡和水平衡。所以，掌握大氣環(huán)流的規(guī)律，是了解