大气环境高一地理.pdf

《大气环境高一地理.pdf》由会员分享，可在线阅读，更多相关《大气环境高一地理.pdf（18页珍藏版）》请在淘文阁 - 分享文档赚钱的网站上搜索。

1、大气环境高度(km)温度()“大气垂直分层示意图”大气在垂直方向上分为：对流层f平流层一高层大气，其中，对流层的气温随着海拔的升高而逐渐降低，平流层的气温随着海拔的升高而升高，高层大气的气温变化是先降低后升高。(1)与人类关系最密切的是哪一层？为什么？与人类关系最密切的是对流层；对流层是贴近地面大气的最底层，整个大气质量的3/4和几乎全部水汽、固体杂质都集中在这一层，人类生活在对流层的底部，因此，该层是大气中最飞机飞行在平流层，这是因为该层水汽、固体杂质极少，天气晴朗，能见度好，大气平稳,大气对太阳辐射的削弱作用表(-)大气对太阳辐射的吸收作用太 阳 辐射总体波长范围：0.15 4微米紫外光可

2、见光红外光占 太 阳辐 射 能的比例7%(包括X射线)50%43%波长(微米)小 于 0 1750.75 0.400.4 0-0.76大于0.76提问：1、在太阳辐射能中，波长由短到长，主要分为哪几类光？各波段能量分别占太阳辐射能量经 过 大气 层 时发 生 的情况几 乎 完全 被 上层 大 气吸收绝 大 部 分被 臭 氧 层吸收波长较短的蓝色光等为大气分子所散射，水汽、云和浮尘等可阻挡、反射和吸收一部分可见光，绝大部分可见光能够直接到达地面对流层大气中的二氧化碳、水汽、云和浮尘，可直接吸收相当数量的红外光按波长由短到长分别有紫外光、可见光、红外光。紫外光占太阳辐射能的比例为7%,波长范围是0

3、.4 0 微米以下。可见光占太阳辐射能的比例是5 0%,波长范围是0.4 0 0.7 6 微米之间。红外光占太阳辐射能的比例是4 3 临 波长范围是大于0.7 6 微米。2、这些光线在经过大气时被大气削弱的情况是否相同，为什么？不相同。紫外光几乎完全被上层大气吸收，绝大部分被臭氧层吸收。可见光绝大部分能直接到达地面，波长较短的蓝色光等易为大气分子所散射。对流层中的二氧化碳、水汽、云和浮3、对流层大气对太阳辐射的吸收、反射、散射作用各有什么特点？对流层大气基本上不能直接吸收太阳辐射的能量；对流层大气对太阳辐射的吸收具有选择性；波长较短的蓝色光最易被散射，因此散射也具有选择性，对流层的反射作用不具

4、有选择性。4、为什么晴朗的在太阳辐射的可见光中，波长较短的蓝色光最容易被空气分子所散射，所以晴朗的天空呈现（二）地面辐射和大气辐射物体的温度越高，辐射中最强部分的波长越短：物体温度越低，辐射中最强部分的波长就越长。因此，太阳辐射称为短波辐射，地面辐射称为长波辐射。近地面大气中的二氧化碳和水，能够强烈吸收地面长波辐射而增温，所以地面是对流层大气的直接热源。大气和地面的反射仅 射 向 宇 宙 空 间1 9 6,2$.羽 I大气上界射向宇宙空间60我们再来看看大气增温后会出现什么样的情况呢？地面吸收太阳辐射而增温，同时以红外线的形式向外辐射热量。地面放出的长波辐射绝大部分（75%95%）被对流层大气

5、中的水汽和二氧化碳吸收，少部分透过大气返回宇宙空间。大气吸收了地面的长波辐射使大气增温，大气在增温的同时也向外放出红外线辐射，其中大部分朝向地面，因辐射方向与地面辐射相反，被称为大气逆辐射。大气逆辐射把热量还给地面,因为晴朗的夜晚大气中的水汽含量少，因而对地面长波辐射的吸收能力就弱，进而导致大气逆辐射弱，对地面的保温作用就弱，所以，容易出现霜冻。（2）每年秋冬季节我国北方地区的农民常用人造烟幕的办法，使地里的蔬菜免遭冻害，其原理是什么？用人造烟幕，主要是为了增加大气中的烟尘，以增强大气逆辐射作用，使大气的保温作用加（三）影响地面辐射的主要因素：“不同太阳高度辐射强度变化示意图”（下图）纬度位置

6、是如何影响太阳辐射的呢？纬度不同的地区，年平均正午太阳高度不同，太阳辐射经过大气的路程长短各异，尤其是太阳光线照射水平地面的角度不同，这是太阳辐射强度由低纬度向两极递减的重要原因。太阳高度角愈大，等量的太阳辐射经过大气的路径愈短，被大气削弱的愈少。这样，同样性质的地表，受到太阳辐射的强度就越大，所产生的地面辐射就越强。不同的下垫面，为什么对太阳辐射的影响不同呢？下垫面不同，其地表性质就不同，吸收和反射的太阳辐射比例也不同，下垫面的热力状况就（-）热力环流形成的原理如图：假设地面上有A、B、C三地，且具有在高空的平直等压面：由下往上依次是1010（百帕）、1005（百帕）、1000（百帕）。此时

7、，同一水平面气压相等，等压面与地面平行（图1）。据图讲解，如果我们在A地放一个大火炉，则显然A地近地面受热，处于冷热不均状态，A地大气膨胀上升到上空积聚起来，上空空气密度增大，那么这里的气压就会高。为什么我们说密度大，气压就会高呢？其实很明显，在中学物理已学到：P=Pgh,这里为同一高度，h是不变值，因此P大，P也大。那么在A高空由于P增大，就形成了相对于同一高度的B、C另外在B、C两地放一些大冰块，B、C两地冷却，空气收缩下沉，上层空气密度减小，形成了在同一高空A处相对大密度，B、C两地的小密度（图3）。也就是形成了 B、C两地高空的而A地的空气上升后，近地面的空气密度减小，气压比周围地区低

8、，成为低气压；B、C两地则为高气压。就形成了如图4由于冷热不均引起的空气环流我们称之为热力环流卫星城郊区 城区 郊 区 严 重 污 染 的工业企业解释；由于城市中工厂、家庭和机动车辆的热量排放，以及城市建筑物高而密集的原因,使城市和郊区相比，气温偏高，这样城市变成了一个温暖的岛屿一 一“城市热岛”。在上海市观测到热岛强度（即城乡温差）为 6 8 （1 97 9年 1 1 月 1 3 日）。由于“热岛”的存在,城市中盛行上升气流，而在郊区为下沉气流，这样在城市与郊区之间便形成了小型的热力环（二）大气的水平运动1、同一水平面上单位距离间的气压差叫做2、风电:_ _ _ _ _ _ _ _ _ _

9、_ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _只要在水平面上存在着气压梯度，就会产生促使大气由高气压区流向低气压区的力，即水平气压梯度力，就是促使大气由高压区流向低压区的力，是使大气产生水平运动的原动力，是形成风的直接原因，其方向是沿垂直于等压线的方向，由高压指向低压。（三）全球气压带和风带的分布赤道地面气温高，空气受热上升，使地面形成低压。所以，高空的空气由赤道向极地流动,这种因不同纬度冷热不均，而使赤道地区形成低气压带,两极地区形成高气压带的影响因素,被称为热力因素1.低纬环流和信风带“三圈环流图及低纬环流示意图”北纬30形J，近地面气流右/偏 成 东 北 区/赤道

10、受热，空气畛胀上升，近地面形成低压%流堆积下也成西风，气流无法北上在此堆积北纬301 1 上空偏转看图、问题：一、在赤道和北纬30在北纬30在赤道和北纬30回答：赤道和北纬赤道地面气温高，空气受热上升，使地面形成赤道低气压带、高空形成高压；北 纬 30。的地面形成高压的原因是：来自赤道上空向北流的空气受地转偏向力的影响，由南风逐渐右偏成西南风，在北纬3 0 附近偏转变成自西向东的西风，导致“堆积效应”；北纬3 0 附近的上空堆积产生下沉气流，形成副热带高气压带。这种空气“堆积效应”就是气压带形成的信风带：在近地面，空气则从副热带高气压带流出，向南的一支流向赤道低气压带，逐渐右偏成为东北风，形成

11、东北信风带，同理，在南半球，则形成东南信风带。东北信风带与东南信风带在赤道附近辐合上升。这样，在赤道与副热带地区之间形成两个低纬环流圈的同时,赤道地区为上升气流，易形成降水，北纬30看图问题二：在北纬30 6 0 和北纬60 90在北纬6 0 与北纬90回答：1：中纬环流形成于北纬3 0 60,高纬环流形成于北纬6 0 902：低纬环流使副热带地区形成副热带高气压带，而在北纬90,由于气温低，盛行下沉气流，形成了极地高气压带；在两个高气压之间的北纬60。，则形成了副极地低气压带，它的形成与来自副热带高气压带和极地高气压带的两支冷暖不同的气流有关.由于这两支性质不同的气流在北纬6 0 附近相遇，

12、暖轻的气流便爬升到冷重的气流之上，形成副极地上升气流。上升到高空后即向南北分流，其中向低纬方向流动的高空气流，流向副热带高气压带的上空，随后转为下沉气流，这样便在副热带高气压带和副极地低气压带之间形成了一个完整的中纬环流。而向高纬方向流动的高空气流，在极地地区下沉，于是便在副极地低气压带和极地高气压带之间形成高纬环流。致使北纬60。附近的近地面气压降低，形成副极地低3：在北纬3 0 6 0 盛行从副高吹来的西南风，形成西风带；在 6 0 9 0 盛行从极地高4：因为在北纬60。有冷暖性质不同的气流相遇，形成锋面，所以容易产生降水。北纬90要求学生熟练画出气压带、风带分布的简图，并记住其名称。如

13、下图:90极地高气压带6%副极施定气压带/中纬西风带副热带高气压带，低纬信风带赤道低气压带低纬信风带副热带高气压带、中纬西风带、_副极地低气压带/7型地 东 唧/9。极地高气压带地球上的风带和气压带（四）全球气压带和风带的移动看教材图P5风带和气压带移动示意图”，观察思考完成活动P52第1当气压带、风带的分布以赤道为中心南北对称移动时，是什么节气？此时太阳直射点在什么回答：结论：由于太阳直射点随季节变化而南北移动，气压带和风带在一年内也做周期性的移动。问题：如果黄赤交角为0回答：不会。因为如果黄赤交角为0,太阳直射点就一直在赤道上，太阳直射点没有了南三、气压带和风带对气候的影响气压带、风带对全

14、球气候的影响表气压带分布成因气流运动对气候的影响赤道低气压带0 附近热力因素上升湿热副热带高气压带南北纬3 0 附近动力因素下沉干热副极地低气压带南北纬6 0 附近动力因素上升温湿极地高气压带南北纬9 0 附近热力因素下沉冷干(-)气压带、风带季节移动与大气活动中心分布风向对气候的影响北半球南半球低纬信风带赤道低气压带与副热带高气压带之间东北风东南风干燥中纬信风副热带高气压带和副极地低气压带之西南西北湿润带间风风极地东风带副极地低气压带和极地高气压带之间东北风东南风冷干夏季冬季原因 i 温气压气温气压陆地高低低高海陆热力性质差异海洋低高高低亚洲大陆太平洋大西洋7月亚洲低压夏威夷高压亚速尔高压1

15、月亚洲高压阿留申低压冰岛低压(-)气压带、风带季节移动与季风环流看图问题：何为季风？甲乙两幅哪幅是1月？哪幅为7为什么东亚形成的是东南季风而南亚形成的是西南季风?亚洲冬、夏季季风示意回答：1季风概念：盛行风向随季节有规律变化的风叫做季风。图中甲图为1月份，乙图为7 月份。2 东亚位于世界最大的亚欧大陆东部，面临世界最大的太平洋，海陆的气温对比和季节变化3 由于海陆热力性质差异，冬季亚洲大陆气温低形成亚洲高压，太平洋北部形成阿留申低压,东亚盛行来自内蒙古一西伯利亚高压前缘的偏北风，低温干燥，风力强劲；夏季亚洲大陆气温高形成亚洲低压，太平洋形成夏威夷高压，东亚盛行来自太平洋副热带高压西北部的偏南问

16、题：海陆热力性质差异是形成回答：南季风的原因是气压带、风带的季节移动。夏季，太阳直射点向北移动到北半球，南半球的问题：回答：南亚地区夏季的西南季风来自赤道海洋，空气湿热，造成南亚夏季高温多雨。西南季风有的年份强，有的年份弱，进退有快有慢，西南季风的强弱、进退会影响南亚地区的天气东亚季风和南亚季风的比较表:和我国西南等地区日本和朝鲜半岛等分布地区地气候类型大气环流状况降水特征四、天气系统:热带雨林气候常年受赤道低压带控制温带海洋性气 年雨型候位于温带大陆西海岸，常年受西风带影响地中海气候位于亚热带大陆西海岸，夏季受副热带高压控制，冬季受西风带影响冬雨型热带草原气候夏季受赤道低气压带影响，冬季受副

17、热带高气压带控制夏雨型热带、亚热带、温带季风气候夏季盛行来自海洋的偏南风，冬季盛行来自大陆内部的偏北风热带沙漠气候常年受副热带高气压带或信风带控制，降水稀少少雨型锋面、低压、高压等天气系统的特点1、锋面系统冷锋暖锋准静止锋概念冷气团主动向暖气团方向移动的锋暖气团主动向冷气团方向移动的锋冷暖气团势力相当，使锋面来回摆动的锋暖气团上升被迫抬升徐徐爬升缓缓上滑锋前锋后暖气团在前,冷气团在后冷气团在前，暖气团在后雨区位置以锋后为主锋前延伸到锋后很大范围天气图族 疡 砌 物 彻 胧 港简图/*雨区图qy-4f-r Zr+r K ll/叱 尸7 1霸过境刖单 一 暖 气 团 控制，温暖晴朗单 一 冷 气

18、团 控制，低温晴朗单一气团控制，天气晴朗过境时暖气团被冷气团抬 升，常出现阴雨、下雪、刮风、降温等天气暖气团沿冷气团徐 徐 抬 升，常出现连续性云雨天气常出现连续性降水天气过境后气压升高，气温和湿度下降，天气晴朗气压下降，气温和湿度升高，天气晴朗单一气团控制，天气晴朗我国大多数降水天气，北方夏季的暴雨，冬春季节的大风、沙暴、寒潮，一场秋雨一场寒一场春雨一场暖华 南”清明时节雨纷纷”江淮地区的梅雨季节贵 阳 冬 半 年“天无三日晴”2、低 压（气旋）和高压（反气旋）系统气旋、反气旋是对天气系统气流状况的描述，低压、高压是对天气系统气气 流（气压）状况气流的水平运动方向中心气流及天气状况实例气旋（

19、低压中心）北半球按逆时针方向、南半球按顺时针方向由四周向中心辐合中心气流上升多阴雨天气台风反气旋（高压中心）北半球按顺时针方向、南半球按逆时针方向由中心向四周辐散中心气流下沉多晴朗天气“秋”旱气潮“爽伏天寒方气“北高北半球反气旋南半球公3、锋面气旋第四节水循环和洋流【水循环的过程和主要环节】海陆间大循环（使陆地水不断得到补充，水资源的得以再生，是最重要的循环）、海上 内 循 环（水循环的水量最大，对于全球的热量输送有重要意义）、陆上内循环（数量少，但对干旱地区非常重要）主要环节有：蒸发、降水、水汽输送、地表径流、下渗、地下径流、植物蒸腾等。台风登陆属水汽输送环节，江河入海属地表径流环节，跨流域

20、调水是人类改变了地表径流。外流河参与了海陆间循环，内流河（如塔里木河）只参与了陆上内循环。【自然界水循环的地理意义】维持全球水的动态平衡水资源不断更新使各圈层间、海陆间实现物质转移和能量交换影响全球气候，塑造地表形态1、水循环2、我国不同地区河流的补给类型径流的季节变化补给季节世 绐 特点攀 晌 因*i F7叫 帮市门1 r厂 E K Y1 2 J 4 5 6 T 8 1 M U I I (JI)秋何皇0带41化不置叁部r【洋流及其分布规律】洋流分为暖流和寒流。温度较流经海区水温高的是暖流，较流经海区水温低的是寒流。北半球暖流 北半球寒流 南半球暖流 南半球寒流洋流分布规律：中低纬度海区形成以

21、副热带高压为中心的大洋环流，北顺南逆；北半球中高纬度海区形成以副极地低压为中心的逆时针大洋环流；南 纬 4 0 附近海域形成环球性西风漂流。北印度洋海区形成季风环流，夏顺冬逆。西风岸海【洋流对地理环境的影响】影响热量平衡：促进高低纬度间热量的输送和交换影响沿岸气候：暖流增温增湿（北大西洋暖流对西欧气候的影响），寒流降温减湿（秘鲁寒流、本格拉寒流、西澳大利亚寒流等对沿岸沙漠气候的影响）影响海洋生物：寒、暖流交汇处（纽芬兰渔场、北海道渔场、北海渔场）及 上 升 流（秘鲁渔场）海区形成渔场影响航海：顺流航速快、省燃料；寒、暖流相遇成海雾，洋流带来冰山，不利航运影响海洋污染：加快净化速度，扩大污染范围【气候分布】反映出来0907060403023 26,10自储带的分布具有显著的规律性,其规律可通过下图1大陆西岸大陆内部大脑东岸寒带冰原带寒带苔原带_ _ _ _ _ _ _ 曜瞥 吧 带温带落叶阔叶林带耳带草原带温带荒漠带温带落叶阔叶林带亚热带常绿硬叶林带 亚热带荒漠带、草原带热带荒漠带热带季雨林带热带疏林草原带热带雨林带9070503525100