3、大氣運動的形成

（1）氣旋和反氣旋--最常見的運動形式

氣旋

反氣旋

概念

等壓線閉合，中心氣壓低于四周氣壓的區域，叫低氣壓。在低氣壓區出現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域，叫高氣壓。在高氣壓區出現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，受地轉偏向力的影響，在北半球向右偏轉成按逆時針方向流動的大旋渦，在南半球形成順時針方向流動的大旋渦。中心的氣流被迫上升運動。

在氣壓梯度力的作用下，高氣壓的氣流由中心向四周流動，受地轉偏向力的影響，在北半球向右偏轉按順時針方向流動的大旋渦，在南半球形成逆時針方向流動的大旋渦。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，常出現陰雨天氣。 夏秋季節我國東南沿海的臺風就是熱帶氣旋強烈發展的特殊形式。

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

（2）大氣環流--全球性有規律的大氣運動

　�、僖饬x：具有全球性的有規律的大氣運動，通常稱為大氣環流。大氣環流輸送熱量和水汽，從而使高低緯度之間，海陸之間的熱量和水汽得到交換，調整了全球熱量和水汽的分布；
　�、跉鈮簬Ш惋L帶：不計海陸分布和地形的影響，引起大氣環流的因素是高低緯之間受熱不均和地轉偏向力，從而在地球表面形成了沿緯向帶狀分布的氣壓帶和風帶。

環流圈

氣壓帶或風帶

范圍

形成

對氣候的影響

低緯環流

中緯環流

赤道低氣壓帶（赤道無風帶）

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，受地轉偏向力的作用，北半球形成東北信風，南半球形成東南信風

一般少雨，但大陸東岸風從海上吹來，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

中緯環流

高緯環流

西風帶

南北緯40°--60°

從副熱帶高氣壓帶吹向副極地低氣壓帶的風，在地轉偏向力的作用下偏轉為偏西風

大陸西岸，風從海上吹來，降水豐富，向內陸逐漸減少

副極地低氣壓帶

南北緯60°附近

西風氣流與極地東風相遇，互相推動上升，近地面形成相對的低氣壓帶。

氣旋活動頻繁，多陰雨天氣

極地東風帶

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，在地轉偏向力作用下，偏轉為東風

嚴寒，少雨烈風

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

氣候嚴寒，降水稀少。

③海陸分布對大氣環流的影響：由于海陸之間熱力性質的差異，使氣壓帶和風帶受到破壞，形成冬夏海陸氣壓活動中心，進而形成了季風環流（如下圖）。

氣壓活動中心

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

海洋面積占絕對優勢，氣壓帶基本上呈帶狀分布。

季風環流

地區

季節

形成原因

風向

東亞

冬季

空氣由亞洲高壓吹向太平洋低壓

西北季風

夏季

空氣由太平洋高壓吹向亞洲的印度低壓

東南季風

南亞

冬季

空氣由亞洲高壓吹向赤道低壓

東北季風

夏季

東南信風向北越過赤道偏轉成西南風

西南季風

四、大氣降水

2、大氣的水平運動的三種力（見下圖）

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

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

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

1、冷熱不均引起的大氣運動

　�、俅髿膺\動的狀況：大氣運動包括垂直運動和水平運動，前者叫對流，后者叫風。
　�、诖髿膺\動的能量：來源于太陽輻射能。
　�、鄞髿膺\動的根本原因：由于太陽輻射對各緯度加熱的不均勻，造成高低緯間的冷熱差異，這是引起大氣運動的根本原因。
　�、艽髿膺\動的直接原因：冷熱不均引起空氣上升和下沉的垂直運動，空氣的上升或下沉導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動的直接原因。

3、氣溫的時空分布

（1）氣溫的時間分布
　①氣溫的日變化

時間

日出→正午

正午→14時左右

14時左右→日出前后

太陽輻射強度

不斷增強

開始減弱

繼續減弱

地面儲存熱量

不斷增多

增多→盈余→虧損

繼續虧損

地面溫度

不斷增強

升高→13時達最大值→降低

不斷降低

地面輻射

不斷增強

繼續增強至13時達最大值→減弱

不斷減弱

氣溫

不斷上升

繼續上升至14時達最高值

不斷下降，日出前后達到最低值

②氣溫的年變化

太陽輻射最強月份

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，這是因為太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動、地面狀況等因素密切相關，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，這是因為南半球的海洋比北半球廣闊得多，而海洋表面的物理性質比較均一的緣故。
　　③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。
　�、�7月份世界上最熱的地方出現在北緯20°--30°的沙漠地區，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。

三、大氣的運動

2、大氣的熱力作用（見下面的圖）

（1）大氣對太陽輻射的削弱作用
�、傥�收：臭氧吸收波長較短的太陽紫外線；水汽、二氧化碳吸收波長較長的太陽紅外線
�、诜瓷洌涸茖雍蛪m埃對太陽輻射進行反射。云層愈厚，云量愈多時，反射作用愈強
�、凵⑸洌阂钥諝庵械姆肿�、塵埃、云滴等質點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地面。
（2）大氣對地面的保溫作用
�、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�收地面長波輻射的能力很強，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：太陽輻射的主要波長范圍是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）太陽輻射強度：1平方厘米的表面上，在1分鐘內獲得的太陽輻射能量叫太陽輻射強度。太陽高度角是影響太陽輻射強度的最主要因素。

1、太陽輻射

該層中的大氣物質（主要是氧原子）吸收了所有波長小于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

一些高速度運動的空氣質點，經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空氣對流運動顯著
③天氣現象復雜多變

①對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對流層上部冷下部熱，有利于空氣的對流運動

平流層

從對流層頂到50-55千米高度的范圍

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，大氣穩定，不易形成對流，大多以水平運動為主。水汽含量極少，能見度好，天氣晴朗，對高空飛行有利

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

從平流層頂到85千米高度的范圍

①氣溫隨高度增加而迅速降低
②上部冷、下部暖，空氣的垂直對流運動相當強烈，又稱高空對流層

因為這一層幾乎沒有臭氧吸收太陽紫外線的緣故

電離層

從中間層頂到800千米高度的范圍

①氣溫隨高度增加上升很快
②大氣處于高度電離狀態

3、大氣的垂直分層（見下面的圖表）

層次

高度

特點

形成原因

對流層

①低緯17-18千米
②中緯10-12千米
③高緯度8-9千米