3、大氣運(yùn)動(dòng)的形成

（1）氣旋和反氣旋--最常見的運(yùn)動(dòng)形式

氣旋

反氣旋

概念

等壓線閉合，中心氣壓低于四周氣壓的區(qū)域，叫低氣壓。在低氣壓區(qū)出現(xiàn)的大型空氣旋渦叫氣旋。

等壓線閉合，中心氣壓高于四周氣壓的區(qū)域，叫高氣壓。在高氣壓區(qū)出現(xiàn)的大型空氣旋渦叫反氣旋。

形成

在氣壓梯度力的作用下，低氣壓的氣流由四周向中心流動(dòng)，受地轉(zhuǎn)偏向力的影響，在北半球向右偏轉(zhuǎn)成按逆時(shí)針方向流動(dòng)的大旋渦，在南半球形成順時(shí)針方向流動(dòng)的大旋渦。中心的氣流被迫上升運(yùn)動(dòng)。

在氣壓梯度力的作用下，高氣壓的氣流由中心向四周流動(dòng)，受地轉(zhuǎn)偏向力的影響，在北半球向右偏轉(zhuǎn)按順時(shí)針方向流動(dòng)的大旋渦，在南半球形成逆時(shí)針方向流動(dòng)的大旋渦。紅心形成下沉氣流。

天氣狀況

中心空氣在上升過程中容易成云致雨，因此氣旋過境時(shí)，常出現(xiàn)陰雨天氣。 夏秋季節(jié)我國(guó)東南沿海的臺(tái)風(fēng)就是熱帶氣旋強(qiáng)烈發(fā)展的特殊形式。

中心空氣在下沉過程中，由于氣溫升高，水汽逐漸蒸發(fā)，不容易成云致雨，天氣晴朗，夏季炎熱干燥，冬季寒冷干燥。 我國(guó)長(zhǎng)江流域的伏旱，就是在副熱帶高氣壓反氣旋控制下形成的。

（2）大氣環(huán)流--全球性有規(guī)律的大氣運(yùn)動(dòng)

　�、僖饬x：具有全球性的有規(guī)律的大氣運(yùn)動(dòng)，通常稱為大氣環(huán)流。大氣環(huán)流輸送熱量和水汽，從而使高低緯度之間，海陸之間的熱量和水汽得到交換，調(diào)整了全球熱量和水汽的分布；
　　②氣壓帶和風(fēng)帶：不計(jì)海陸分布和地形的影響，引起大氣環(huán)流的因素是高低緯之間受熱不均和地轉(zhuǎn)偏向力，從而在地球表面形成了沿緯向帶狀分布的氣壓帶和風(fēng)帶。

環(huán)流圈

氣壓帶或風(fēng)帶

范圍

形成

對(duì)氣候的影響

低緯環(huán)流

中緯環(huán)流

赤道低氣壓帶（赤道無風(fēng)帶）

南北緯5°之間

接受太陽輻射最多，氣溫很高，近地面空氣層受熱膨脹，氣流上升，氣壓下降。

上升氣流為主，全年高溫多雨

信風(fēng)帶

副熱帶高壓帶與赤道低壓帶之間

從副熱帶高氣壓帶吹向赤道低氣壓帶的定向風(fēng)，受地轉(zhuǎn)偏向力的作用，北半球形成東北信風(fēng)，南半球形成東南信風(fēng)

一般少雨，但大陸東岸風(fēng)從海上吹來，降水較多

副熱帶高氣壓帶（回歸高氣壓帶）

南北緯30°附近

氣流在高空堆積下沉，使低空空氣密度增大，氣壓升高

下沉氣流為主，降水少，氣候干燥

中緯環(huán)流

高緯環(huán)流

西風(fēng)帶

南北緯40°--60°

從副熱帶高氣壓帶吹向副極地低氣壓帶的風(fēng)，在地轉(zhuǎn)偏向力的作用下偏轉(zhuǎn)為偏西風(fēng)

大陸西岸，風(fēng)從海上吹來，降水豐富，向內(nèi)陸逐漸減少

副極地低氣壓帶

南北緯60°附近

西風(fēng)氣流與極地東風(fēng)相遇，互相推動(dòng)上升，近地面形成相對(duì)的低氣壓帶。

氣旋活動(dòng)頻繁，多陰雨天氣

極地東風(fēng)帶

極地高氣壓帶與副極地低氣壓帶之間

從極地高氣壓帶吹向副極地低氣壓帶的風(fēng)，在地轉(zhuǎn)偏向力作用下，偏轉(zhuǎn)為東風(fēng)

嚴(yán)寒，少雨烈風(fēng)

極地高氣壓帶

南、北極附近

接受太陽輻射量很少，氣溫很低，空氣冷重下沉、氣壓高

氣候嚴(yán)寒，降水稀少。

③海陸分布對(duì)大氣環(huán)流的影響：由于海陸之間熱力性質(zhì)的差異，使氣壓帶和風(fēng)帶受到破壞，形成冬夏海陸氣壓活動(dòng)中心，進(jìn)而形成了季風(fēng)環(huán)流（如下圖）。

氣壓活動(dòng)中心

北半球

月份

形成原因

氣壓中心

大陸

海洋

7月

副熱帶高壓帶被大陸熱低壓切斷

印度低壓

夏威夷和亞速爾高壓

1月

副極地低壓帶被大陸冷高壓切斷

亞洲高壓

阿留申和冰島低壓

南半球

海洋面積占絕對(duì)優(yōu)勢(shì)，氣壓帶基本上呈帶狀分布。

季風(fēng)環(huán)流

地區(qū)

季節(jié)

形成原因

風(fēng)向

東亞

冬季

空氣由亞洲高壓吹向太平洋低壓

西北季風(fēng)

夏季

空氣由太平洋高壓吹向亞洲的印度低壓

東南季風(fēng)

南亞

冬季

空氣由亞洲高壓吹向赤道低壓

東北季風(fēng)

夏季

東南信風(fēng)向北越過赤道偏轉(zhuǎn)成西南風(fēng)

西南季風(fēng)

四、大氣降水

2、大氣的水平運(yùn)動(dòng)的三種力（見下圖）

（1）水平氣壓梯度力：同一水平面上氣壓差而產(chǎn)生的一種力，如果沒有其他外力的影響，風(fēng)向應(yīng)垂直于等壓線，從高壓指向低壓。

（2）地轉(zhuǎn)偏向力：由地球自轉(zhuǎn)而產(chǎn)生的一種力，北半球向右偏，南半球向左偏。受其影響使風(fēng)逐漸偏離了氣壓梯度力的方向，在沒有摩擦力的情況下，風(fēng)可以一直偏轉(zhuǎn)到風(fēng)向平行于等壓線為止。

（3）摩擦力：實(shí)際大氣中，特別是近地面的風(fēng)，由于受摩擦力的影響，風(fēng)向與等壓線并不完全平行，而是有個(gè)角度。

1、冷熱不均引起的大氣運(yùn)動(dòng)

　�、俅髿膺\(yùn)動(dòng)的狀況：大氣運(yùn)動(dòng)包括垂直運(yùn)動(dòng)和水平運(yùn)動(dòng)，前者叫對(duì)流，后者叫風(fēng)。
　　②大氣運(yùn)動(dòng)的能量：來源于太陽輻射能。
　　③大氣運(yùn)動(dòng)的根本原因：由于太陽輻射對(duì)各緯度加熱的不均勻，造成高低緯間的冷熱差異，這是引起大氣運(yùn)動(dòng)的根本原因。
　�、艽髿膺\(yùn)動(dòng)的直接原因：冷熱不均引起空氣上升和下沉的垂直運(yùn)動(dòng)，空氣的上升或下沉導(dǎo)致了同一水平面上氣壓的差異，氣壓差異又是形成空氣水平運(yùn)動(dòng)的直接原因。

3、氣溫的時(shí)空分布

（1）氣溫的時(shí)間分布
　①氣溫的日變化

時(shí)間

日出→正午

正午→14時(shí)左右

14時(shí)左右→日出前后

太陽輻射強(qiáng)度

不斷增強(qiáng)

開始減弱

繼續(xù)減弱

地面儲(chǔ)存熱量

不斷增多

增多→盈余→虧損

繼續(xù)虧損

地面溫度

不斷增強(qiáng)

升高→13時(shí)達(dá)最大值→降低

不斷降低

地面輻射

不斷增強(qiáng)

繼續(xù)增強(qiáng)至13時(shí)達(dá)最大值→減弱

不斷減弱

氣溫

不斷上升

繼續(xù)上升至14時(shí)達(dá)最高值

不斷下降，日出前后達(dá)到最低值

②氣溫的年變化

太陽輻射最強(qiáng)月份

氣溫最高值月份

太陽輻射最弱月份

氣溫最低值月份

形成原因

大陸

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）

地面儲(chǔ)存熱量

海洋

6月（北半球）12月（南半球）

8月（北半球）2月（南半球）

12月（北半球）6月（南半球）

2月（北半球）8月（南半球）

海洋熱容量大，受熱和放熱都比陸地慢

（2）氣溫的水平分布

　�、僖话闱闆r下氣溫從低緯向兩極遞減，這是因?yàn)樘�陽輻射能量因緯度而異的緣故。由于氣溫的分布還與大氣運(yùn)動(dòng)、地面狀況等因素密切相關(guān)，因此，等溫線并不完全與緯線平行。
　�、谀习肭虻牡葴鼐�比北半球平直，這是因?yàn)槟习肭虻暮Ｑ蟊缺卑肭驈V闊得多，而海洋表面的物理性質(zhì)比較均一的緣故。
　�、郾卑肭�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。
　�、�7月份世界上最熱的地方出現(xiàn)在北緯20°--30°的沙漠地區(qū)，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(xiàn)在冰雪覆蓋的南極洲大陸上。

三、大氣的運(yùn)動(dòng)

2、大氣的熱力作用（見下面的圖）

（1）大氣對(duì)太陽輻射的削弱作用
　①吸收：臭氧吸收波長(zhǎng)較短的太陽紫外線；水汽、二氧化碳吸收波長(zhǎng)較長(zhǎng)的太陽紅外線
�、诜瓷洌涸茖雍蛪m埃對(duì)太陽輻射進(jìn)行反射。云層愈厚，云量愈多時(shí)，反射作用愈強(qiáng)
�、凵⑸洌阂钥諝庵械姆肿印�塵埃、云滴等質(zhì)點(diǎn)為中心向四面八方散射開來。散射改變了太陽輻射的方向，使一部分太陽輻射不能到達(dá)地面。
（2）大氣對(duì)地面的保溫作用
�、俅髿馕�收太陽短波輻射能力很差，使大部分太陽輻射能透過大氣射到地面。
�、诖髿馕�收地面長(zhǎng)波輻射的能力很強(qiáng)，從而能把地面放出的熱量保存在大氣中。
�、鄞髿廨椛涑�一部分射向宇宙空間外，大部分向下射回地面，稱為大氣逆輻射，這在一定程度上補(bǔ)償了地面輻射損失的熱量。

�。�1）太陽輻射的概念：太陽源源不斷地以電磁波的形式向宇宙空間放射能量，稱為太陽輻射。它是地球上最主要的能量源泉。
　（2）太陽輻射波長(zhǎng)：太陽輻射的主要波長(zhǎng)范圍是0.15--4微米，包括紅外線（大于0.76微米）、紫外線（小于0.4微米）和可見光（0.4-0.76微米）三部分。太陽輻射能主要集中在波長(zhǎng)較短的可見光部分，因此太陽輻射又稱為短波輻射。
　（3）太陽輻射強(qiáng)度：1平方厘米的表面上，在1分鐘內(nèi)獲得的太陽輻射能量叫太陽輻射強(qiáng)度。太陽高度角是影響太陽輻射強(qiáng)度的最主要因素。

1、太陽輻射

該層中的大氣物質(zhì)（主要是氧原子）吸收了所有波長(zhǎng)小于0.175微米的太陽紫外線的緣故

散逸層

電離層頂以上的大氣

一些高速度運(yùn)動(dòng)的空氣質(zhì)點(diǎn)，經(jīng)常散逸到星際空間去，是地球大氣向星際空間過渡的層次

受地球引力場(chǎng)的束縛很弱

二、大氣的熱狀況                        

①氣溫隨高度的增加而遞減，平均氣溫每上升100米，氣溫降低0.6℃
②空氣對(duì)流運(yùn)動(dòng)顯著
③天氣現(xiàn)象復(fù)雜多變

①對(duì)流層大氣的熱量直接來自地面，因此離地面愈高的大氣，受熱愈少，氣溫愈低
②對(duì)流層上部冷下部熱，有利于空氣的對(duì)流運(yùn)動(dòng)

平流層

從對(duì)流層頂?shù)?0-55千米高度的范圍

①氣溫起初不隨高度變化或變化很小，到30千米以上，氣溫隨高度增加迅速上升
②上部熱，下部冷，大氣穩(wěn)定，不易形成對(duì)流，大多以水平運(yùn)動(dòng)為主。水汽含量極少，能見度好，天氣晴朗，對(duì)高空飛行有利

平流層氣溫基本上不受地面的影響，到30千米以上，平流層中的臭氧層中的臭氧能大量吸收太陽紫外線而使氣溫升高

中間層

從平流層頂?shù)?5千米高度的范圍

①氣溫隨高度增加而迅速降低
②上部冷、下部暖，空氣的垂直對(duì)流運(yùn)動(dòng)相當(dāng)強(qiáng)烈，又稱高空對(duì)流層

因?yàn)檫@一層幾乎沒有臭氧吸收太陽紫外線的緣故

電離層

從中間層頂?shù)?00千米高度的范圍

①氣溫隨高度增加上升很快
②大氣處于高度電離狀態(tài)

3、大氣的垂直分層（見下面的圖表）

層次

高度

特點(diǎn)

形成原因

對(duì)流層

①低緯17-18千米
②中緯10-12千米
③高緯度8-9千米