高中地理《地球上的大气》.docx
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高中地理《地球上的大气》
高中地理《地球上的大气》
第一节冷热不均引起大气运动
一、大气受热过程及保温效应效应
太阳是地球大气热量的根本来源,而地面是大气受热的直接能量来源。
大气受热过程可概括为如下三个过程:
太阳暖大地,大地暖大气,大气还大地。
首先,由于大气对太阳短波辐射(物体温度越高,辐射中峰值的波长越短,反之越长,因此相对而言,太阳为辐射为短波辐射,地面辐射为长波辐射)几乎透明,大部分的太阳辐射能够到达地面,致使地面吸收太阳辐射而增温;然后,地面向外释放长波辐射,由于对流层中水汽和二氧化碳等对长波辐射的吸收能力很强,因此大部分长波辐射被大气吸收使大气增温,只有少部分穿过大气射向宇宙空间;最后,大气增温时也同样放出长波辐射,大部分长波辐射射向地面,称为大气逆辐射,少部分射向宇宙空间,称为大气辐射。
大气的受热过程可总结如图1所示。
图1大气受热过程
由于大气对太阳短波辐射几乎透明,使得地面能够接收太阳辐射而升温,同时,大气对地面短波辐射吸收能力强,能够留存地面辐射放出的热量,并以大气逆辐射的形式将热量返还给地面。
这就是大气的保温效应。
二、大气受热过程在生活中的应用
1.温室内增加二氧化碳:
不仅增强作物的光合作用,也能通过大气的保温效应,提高温室温度。
2.利用烟雾防霜冻:
通过增强大气逆辐射,防止热量散失,提高地面温度。
3.白天多云时气温较晴天低,夜晚多云时气温较晴天高:
白天多云时,云层更多表现为对太阳辐射的“削弱作用”,由于云层的反射作用,到达地面的太阳辐射减少;夜晚多云时,云层更多表现为“保温作用”,通过增强大气逆辐射,减少地面的热量散失。
4.青藏高原昼夜温差大:
由于青藏高原海拔高,空气稀薄,天气晴朗,在白天大气的削弱作用弱,夜晚大气的保温作用弱,因此昼夜温差大。
同时,白天大气的削弱作用弱也导致了青藏高原光照强、太阳能丰富。
三、热力环流
热力环流是由于地面冷热不均而形成的空气环流。
其形成过程图1所示,当A地受热较多,B地、C地受热较少时,近地面气温分布显现为A地较热,B地、C地较冷。
A地近地面空气将受热上升,致使近地面处空气密度减小,形成低气压;而上升的空气将在A地高空聚集,使得A地高空空气密度增大,形成高气压。
对于B、C两地而言,空气冷却下沉,将导致近地面空气密度增大,形成高气压,而高空的空气密度减小,形成低气压。
空气由高气压区向低气压区流动,因此会形成如图1(b)的热力环流模式。
图1热力环流示意图
四、海陆风、山谷风和城市热岛环流
陆地与海洋、山坡与谷地、城市与郊区之间常因地面的冷热差异形成热力环流,分别被称为海陆风、山谷风和城市热岛环流。
海陆风环流系统如图2所示,由于白天陆地增温较海洋快(这是由于陆地热容量较小),陆地近地面空气温度较高,形成低气压,海洋表面空气温度较低,形成高气压,因此在白天近地面将出现海洋吹向陆地的风,又称海风;在夜晚,陆地降温较海洋快,陆地近地面空气温度较低,形成高气压,海洋表面空气温度较高,形成低气压,因此在夜晚近地面将出现陆地吹向海洋的风,又称陆风。
海陆风系统将导致滨海地区气温日较差减小,降水增加。
图2海陆风示意图
山谷风环流系统如图3所示,由于山坡白天增温快、夜晚降温快,山谷白天增温慢,夜晚降温慢,因此形成了如下图所示的温度分布,以及白天谷风、夜晚山风的环流模式。
图3山谷风示意图
夜晚的山风会将山坡的冷空气带向谷底,容易使山谷形成逆温层,这不利于空气的垂直运动,使得山谷内的污染物难以扩散,容易形成大气污染。
城市热岛环流如图4所示。
由于城市交通、工业生产等造成的热排放,以及城市绿地、水域等的减少,城市气温往往高于周围的郊区,导致近地面会出现郊区吹向城市的风。
因此,应将污染物排放多的工厂置于气流下沉处以外,并在气流下沉处以内设置绿化带,以防止环流系统给城市带来严重的大气污染。
图4城市热岛环流示意图
五、大气的水平运动
大气往往由高气压区流向低气压区,这是由于气压场中存在水平气压梯度力所致。
在地理学中,我们常采用等压线图表示某一地区、某一高度上的气压分布。
在等压线图中,水平气压梯度力垂直于等压线,由高压指向低压,如图5所示。
图5水平气压梯度力示意图
在高空,流动的空气受水平气压梯度力和地转偏向力(方向:
北半球垂直于物体运动方向向右)的作用,为使这两力平衡,高空风的受力及风向如图6(以北半球为例)所示。
则可根据气压分布,判断北半球高空风向:
背风而立,左侧为低气压,右侧为高气压。
图6高空风受力及风向
在近地面,流动的空气受水平气压梯度力、地转偏向力和摩檫力共同作用,为使这三力平衡,地面风的受力及风向如图7(以北半球为例)所示。
则可根据气压分布,判断北半球近地面风向:
背风而立,左前侧为低气压,右后侧为高气压。
图7近地面风受力及风向
北半球可采用“右手定则”判断风向:
伸出右手,掌心向上,用四指指向水平气压梯度力方向,若是高空风,要求大拇指与四指垂直,若是近地面风,要求大拇指与四指呈30°-60°,则大拇指指向为风向。
南半球则为“左手定则”。
第二节气压带与风带
一、大气环流
大气环流是指大范围、有规律的大气运动,反映着大气运动长时期的基本状态和基本形式,是不同尺度天气系统形成和发展的基础。
大气环流对区域自然条件的影响极为深刻,会引起气候、水文、植被、土壤等地理要素的地带性分异。
二、气压带和风带
在不考虑地转偏向力且地球表面均匀的情况下,由于不同纬度的大气受热不均,根据热力环流原理,大气将从赤道地区受热上升,在高空流向两极后冷却下沉,并在近地面由两极再次流向赤道。
这种理想条件下的环流模式称为正环流,如图8所示。
图8正环流
在实际情况下,由于地球自转作用,地转偏向力的存在,并不会形成理想条件下的正环流,而会出现如图9所示的大气环流系统,形成若干气压带与风带,基本原理如下:
图9气压带与风带
赤道及其附近地区近地面大气受热上升,气压降低,因此在该地区形成赤道低气压带。
在高空,赤道上空的暖空气向南北两极流动,受地转偏向力的影响,在南北纬30度附近的上空会偏转为西风,这将造成大气在高空的堆积、下沉,使南北纬30度附近的近地面气压升高,形成副热带高气压带。
副热带高气压带向南、向北流出气流,向南的一支受地转偏向力影响,将偏转为东北风(北半球,南半球则为东南风),即东北信风(北半球,南半球为东南信风);向北的一支偏转为西南风(北半球,南半球为西北风),即盛行西风。
极地地区空气冷却下沉,使得近地面气压升高,形成极地高气压带。
在近地面,将出现由极地地区流向较低纬度地区的气流,并在地转偏向力的作用下偏转形成东北风(北半球,南半球为东南风),即极地东风。
极地东风和盛行西风在南北纬60度附近相遇,形成极锋,较轻的暖空气将爬升至较重的冷空气上。
辐合上升的气流在高空分为两支,一支向北流向极地并下沉,另一支向南流向副热带地区,并与低纬地区上空由南向北流动的气流辐合下沉。
由此可见,在南北半球均存在低、中、高纬三个环流圈,分别称为哈德来环流、费雷尔环流、极地环流。
三、气压带和风带的移动规律
由于太阳直射点的季节移动,气压带和风带的位置也会发生周期性的移动。
整体规律为:
北半球夏季气压带、风带位置将偏北,冬季气压带、风带位置偏南。
四、三圈环流与实际情况的差异
通过考虑不同纬度太阳辐射和热量条件的差异,以及地转偏向力的作用,大气环流模式及气压带、风带分布如上文所示。
但实际上,地表性质差异也会对大气环流造成影响,例如受海陆分布(海陆热力性质差异)和地形起伏等影响,大气环流模式会比上述环流模式更复杂,会使带状分布的气压带分裂为若干高压中心和低压中心。
在之后的文章中,将介绍由海陆热力性质差异等因素造成的季风环流。
尽管如此,上文介绍的气压带、风带分布仍具有相当丰富的地理意义,会深刻影响气候、水文、植被、土壤等地理要素的地理分布(尤其是纬度分布),详见第五部分。
五、实际应用:
气压带风带对气候的影响
单一气压带、风带控制下会形成热带雨林气候、热带沙漠气候、温带海洋性气候等气候类型,具体介绍如下表所示。
成因
气候特征
主要分布地区
热带雨林气候
终年受赤道低气压控制
全年高温多雨
赤道附近地区
热带沙漠气候
终年受副热带高气压带或信风带控制
全年炎热干燥
回归线附近大陆西岸和内部
温带海洋性气候
终年受西风带控制
全年温和湿润
南北纬40°-60°大陆西岸
由于气压带和风带的季节移动,会形成热带草原气候、地中海气候等气候类型,具体介绍如下表所示。
成因
气候特征
主要分布地区
热带草原气候
湿季受赤道低气压带控制,干季受信风带控制。
全年高温,干湿两季明显
热带雨林气候的南北两侧
地中海气候
夏季受副热带高气压带控制,冬季受西风带控制
夏季炎热干燥,冬季温和多雨
南北纬30°-40°的大陆西岸
六、季风及季风环流
季风是指大范围地区的盛行风向随季节显著改变的现象,会形成季风气候。
由于亚洲东部地区地处世界上最大的大陆(亚欧大陆),东临世界上最大的大洋(太平洋),海陆热力性质差异最大,因此季风环流最为典型。
由于海陆热力性质差异,带状的气压带会被分裂为若干高压中心和低压中心。
北半球1月、7月主要气压中心和季风分别如图10、11所示。
图10北半球1月份主要气压中心及冬季风
图11北半球7月份主要气压中心及夏季风
据此,可对北半球季风总结如下表所示:
冬季
夏季
季风类型
东亚季风
南亚季风
东亚季风
南亚季风
风向
西北风
东北风
东南风
西南风
成因
海陆热力性质差异
气压带和风带的季节移动
七、季风气候类型
主要的季风气候类型包括热带季风气候、亚热带季风气候、温带季风气候等,在我国均有分布(详见第三部分)。
下面对这几种气候的特点及主要分布地区进行介绍。
1.热带季风气候。
气候特点在于全年高温,分旱、雨两季,主要分布在亚洲南部的印度半岛和中南半岛,受海陆热力性质差异及气压带、风带的季节移动影响。
2.亚热带季风气候。
气候特点在于夏季高温多雨,冬季温和少雨,主要分布在亚热带的大陆东岸,受海陆热力性质差异影响。
3.温带季风气候。
气候特点在于夏季高温多雨,冬季寒冷干燥,主要分布在温带地区的亚欧大陆东部,包括我国华北与东北地区,朝鲜半岛、日本和俄罗斯远东地区等,受海陆热力性质差异影响。
八、我国的季风气候
我国是世界上季风气候最显著的国家,这同样是由于我国临世界上最大的大洋和大陆间,海陆热力性质差异大,因此季风气候显著。
从整体上来说,在每年10月-次年4月,我国受冬季风环流影响显著(12月-次年3月最强盛),在每年5-10月,我国受夏季风环流影响显著(6-8月最强盛)。
在我国由北向南依次为温带季风气候、亚热带季风气候、热带季风气候。
受季风气候影响,我国冬夏盛行风向的季节变化显著,随季风进退,降水有显著的季节性变化。
季风气候对我国农业生产有利的一方面体现在雨热同期,我国东部夏季高温多雨,水热条件配合得当,因此能够在农作物的生长期内,提供其充足的热量和水分。
不利的一方面在于会引起干旱、洪涝等灾害。
第三节常见天气系统
锋是由两种性质不同的气团(如冷气团和暖气团,气团是指物理性质相对均匀的大团空气)接触时形成的天气系统,可分为冷锋、暖锋、准静止锋、锢囚锋等。
本篇推送将对冷锋、暖锋、准静止锋及锋面气旋展开介绍。
一、冷锋和暖锋
冷锋是冷气团主动向暖气团方向移动的锋(图13)。
冷锋经过一个地区(例如经过A地)会带来怎样的天气变化呢?
冷锋过境前,由于尚未到达A地,A地受暖气团控制,气温较高、气压较低、天气晴朗;冷锋过境时(即正经过A地),冷气团由于较重会插入暖气团下面,导致暖气团将被迫抬升(如图1),致使暖气团内水汽凝结。
如果暖气团水汽充足,这将形成降水,因此A地将发生降温和雨雪天气;冷锋离开A地后,冷气团将取代暖气团,A地因受冷气团控制,气温降低、气温升高、天气转晴。
冷锋可分为快行冷锋和慢行冷锋。
前者移动速度快,坡度大,后者移动速度慢,坡度小。
快行冷锋过境时,降水强度大,历时短,天气变化剧烈,降温明显,常产生暴风骤雨;慢行冷锋过境时,多形成连续性降水。
生活中我们还会遇到这样的现象,寒潮来临之前,天气反而变得暖和,这实际上是锋前增温现象。
寒潮多属于快行冷锋,在寒潮来临前,我们处于暖气团控制区域。
而在寒潮(快行冷锋)即将到达的时候,暖气团会被冷气团挤压做功,导致暖气团气温上升,因此我们所在的地区会短暂升温。
但寒潮过境后,冷气团又会代替原先的暖气团,使气温骤降。
图13冷锋
暖锋是暖气团主动向冷气团移动的锋(图14)。
暖锋经过一个地区(例如经过B地)会带来怎样的天气变化呢?
暖锋过境前,B地受冷气团控制,气温较低、气压较高、天气晴朗;暖锋过境时,暖空气沿冷空气爬升(如图2),水汽凝结,但由于暖锋移动速度慢于冷锋,B地难以形成暴风骤雨,而会形成连续性降水或雾;暖锋过境后,B地受暖气团控制,气温上升、气压下降,天气转晴。
图14暖锋
由于暖气团抬升后才可发生降水,因此如图13、14,无论是冷锋还是暖锋降水总是集中在冷气团一侧。
但冷锋锋面坡度大(尤其是快行冷锋),导致雨区较窄,暖锋锋面坡度小,雨区较宽。
二、准静止锋
当冷暖气团势力相当,相遇时会形成准静止锋,锋面来回摆动,降水强度较小,但持续时间长。
例如,江淮准静止锋是影响我国江淮流域重要的天气系统,夏初时南下的冷空气和来源于海洋的暖湿气流在此对峙,造成持续天阴有雨的天气现象,即长达一个月左右的“梅雨”期。
影响我国主要的准静止锋包括:
江淮准静止锋、华南准静止锋、昆明准静止锋、天山准静止锋。
三、锋面气旋
锋面气旋又称温带气旋,对中高纬度地区天气影响深刻,常带来云雨天气。
本篇推送暂不对锋面气旋的形成过程进行介绍,而形成后的完整的温带气旋如图15所示,对图15的要点剖析如下(可以一边对照图15,一边看如下要点):
1.气压:
锋面气旋为低压系统,中心气压低于四周。
2.锋面:
冷锋在西,暖锋在东。
3.旋转方向及风向:
北半球逆时针旋转(南半球顺时针),锋面气旋系统各处风向,可结合等压线,利用之前文章《热力环流及大气的水平运动》中介绍的右手定则判断(不要记这张图上面的风向,通过等压线去判断风向最准确)。
4.冷暖气团:
由于冷锋是指冷气团向暖气团方向移动的锋,暖锋是指暖气团向冷气团方向移动的锋,因此显而易见的,东侧暖锋前的是冷气团,西侧冷锋后的是冷气团,西侧冷锋前逆时针旋转到东侧冷锋后的气团是暖气团。
5.雨区:
无论是冷锋还是暖锋降水主要集中在冷气团的一侧,因此在锋面气旋系统中,冷锋后、暖风前出现雨区。
图15锋面气旋
第四节全球气候变化
一、全球气候变化总览
“全球变暖”是当今人类极为关注的重要地理学问题。
事实上,不止是现代,在曾经的地质历史时期全球气候也在不断变化,包括冷暖和干湿变化等。
全球气候变化具有不同的时间尺度。
例如,在108-107年尺度上的气候变动称为大冰期和大间冰期,在105年尺度上的气候变动称冰期和间冰期。
学术界对冰期旋回的原因进行了大量探究,例如,著名的米兰科维奇理论认为:
地球轨道偏心率、黄赤交角和岁差将影响北半球高纬夏季太阳辐射变化,进而影响冰期与间冰期的形成,影响第四季冰期旋回。
那么,我们是如何重建全球变化的历史呢,这需要依据一系列古环境重建方法,例如:
进行孢粉分析、黄土沉积特征分析,依据冰芯、石笋、深海沉积物氧同位素、树木年轮等“自然界资料”,参考历史文献等。
二、为什么重视全球变暖
19世纪末至今,全球气候呈现变暖趋势。
虽然地质历史时期全球气候在不断经历冷暖、干湿变化,但我们仍需特别关注目前的全球变暖问题,原因如下:
首先,目前全球变暖的速率超过了许多地质历史时期变暖事件的速率。
其次,全球变暖会带来大量不利后果,包括海平面上升、海洋酸化、冻土区融化、极端灾害事件频发(如极端高温、极端降水)等,深刻影响人类及社会经济发展。
第三,人类活动会使全球变暖不断加剧,如果不改变社会经济的发展模式,全球变暖的趋势将继续下去。
同时,全球变暖的后果如“冻土层融化”等,会释放大量的甲烷等温室气体,带来正反馈(什么是正反馈详见本文第五部分),也使得全球变暖现象更加难以逆转。
三、气候变化原因
气候变化的原因包括自然原因和人为原因两方面,自然原因包括地球轨道的变化(偏心率、黄赤交角、岁差等,依据米兰科维奇理论)、太阳辐射变化、太阳活动、火山活动、厄尔尼诺现象等。
人为原因即人类活动对气候变化的影响,是引起目前全球变暖的关键。
由于人类大量燃烧煤、石油、天然气等燃料,排放了大量二氧化碳等温室气体,这些气体对地面长波辐射吸收能力强,致使气温升高。
森林具有很强的固碳能力,能够吸收大量的二氧化碳,砍伐森林等人类活动也将加剧全球变暖。
四、全球变暖的影响
全球变暖会对人类带来大量不利影响,举例如下:
1.海平面上升。
会淹没沿海的低地地区,对海岸带城市的安全造成威胁。
其次,会加强海岸侵蚀、海水入侵,容易导致土地盐碱化。
2.海洋酸化。
海洋酸化是由于大气中二氧化碳的增加,更多大气中的二氧化碳被海洋吸收所致,将对海洋生物造成不利影响,例如破坏珊瑚礁生态系统等。
3.灾害频发。
例如,会导致水循环加剧,极端降水和极端干旱事件频发。
4.对生态系统造成不利影响。
当气候发生变化时,物种可能难以适应变化的环境,这将造成生物多样性下降。
5.形成正反馈,例如全球变暖导致冻土融化,会释放更多的甲烷等温室气体,加剧全球变暖,形成正反馈(什么是正反馈详见本文第五部分)。
五、正反馈和负反馈
气候变化过程包含相当多的正负反馈过程,下面对正反馈和负反馈的概念进行介绍并举例说明。
正反馈:
例如A事件的发生导致了B事件的发生,B事件发生后又再次促进A事件的发生,使变化趋势加强,即为正反馈。
例如,北极冰融化导致北极地区反射率降低,进而增强对热量的吸收,导致北极冰进一步融化。
负反馈:
例如A事件的发生导致了B事件的发生,B事件发生后却抑制A事件的进一步发生,使变化趋势减弱,即为负反馈。
例如,气温升高有利于植物生长,植物生长有助于降低空气中二氧化碳含量,进而减小温室效应,一定程度上抑制气温的进一步升高。
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