电子课文第二章地球上的大气.docx
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电子课文第二章地球上的大气
电子课文●第二章 地球上的大气
地球是由不同物质和不同状态的圈层所组成的球体。
一般可分为外部圈层和内部圈层，它们都以地心为共同球心，所以叫做同心圈层。
地壳表面以外的各个圈层，称为外部圈层。
在固体的地壳表面镶嵌着水圈，并被大气圈包围着。
在地壳表层、水圈和大气底层，生活着多种多样的生物，构成生气勃勃的生物圈。
这些圈层之间相互联系，相互制约，形成人类赖以生存的自然环境。
大气圈是自然环境的重要组成部分。
厚厚的大气，好像地球的外衣，保护着地球的“体温”，使其变化不至过于剧烈。
地面上的水蒸发成水汽进入大气；大气中的水汽又凝结成雨、雪等降落地面，使得地球上的水循环不止。
增温、降温、刮风、下雨等大气现象，在漫长的地质年代里，不断地雕塑着地球表面的形态。
可见，大气对地球表面的许多自然现象都发生着重大的影响。
大气对生物界和人类的影响更为深刻，地球上一切生物的生命活动都离不开大气。
可以说，地球上没有大气，就没有生物界，没有人类。
第一节 大气的组成和垂直分层
大气的组成 低层大气是由干洁空气、水汽和悬浮在大气中的固体杂质三部分组成的。
干洁空气是由多种气体混合组成的，其主要成分是氮和氧，二者约占干洁空气容积的99％。
大气中的氧，是人类和一切生物维持生命活动所必需的物质；大气中的氮，是地球上生物体的基本成分。
二氧化碳和臭氧在大气中的含量很少，但作用不可低估。
二氧化碳是植物进行光合作用的重要原料，对地面还有保温作用。
臭氧能大量地吸收太阳光线中的紫外线，使地面上的生物免受紫外线的伤害，而少量穿透大气到达地面的紫外线对人类和生物则是有益的。
水汽和固体尘埃的含量也很少，却是成云致雨的必要条件。
大气的垂直分层 自地面向上，大气层可以延伸到数千千米的高空。
根据人造卫星的探测资料，在2000千米～3000千米的高空，地球大气的密度已经与星际空间的密度非常相近，这个高度可以大致地看作是地球大气的上界。
根据大气的热力性质在垂直方向上的差异，可将大气分为五层：
对流层、平流层、中间层、热层和外层。
（一）对流层 这是紧贴地面的一层。
它的高度因纬度而异。
在低纬度地区高17千米～18千米，在中纬度地区高10千米～12千米，在高纬度地区高仅8千米～9千米。
整个大气质量的3／4和几乎全部水汽、杂质，都集中在对流层。
对流层有三个主要特点：
（1）气温随高度的增加而递减。
这主要是因为对流层大气的热量绝大部分直接来自地面，因此离地面愈高的大气，受热愈少，气温愈低。
平均每上升100米，气温降低0.6℃。
（2）空气对流运动显著。
对流层上部冷下部热，有利于空气的对流运动。
低纬度地区受热多，对流旺盛，对流层所达高度就高；高纬度地区受热少，对流层高度就低。
（3）天气现象复杂多变。
近地面的水汽和杂质通过对流运动向上空输送，在上升过程中随着气温的降低，容易成云致雨。
云、雨、雪等天气现象都发生在这一层。
对流层与人类的关系最为密切。
（二）平流层 从对流层顶到50千米～55千米高度的范围是平流层。
这一层的特点是：
（1）气温的垂直分布，除下层随高度变化很小外，在30千米以上，气温随高度增加迅速上升。
这是因为平流层中的臭氧大量吸收太阳紫外线而使气温升高。
（2）大气以水平运动为主。
平流层上部热下部冷，大气稳定，不易形成对流。
（3）水汽、杂质含量极少，云、雨现象近于绝迹。
大气平稳，天气晴朗，对高空飞行有利。
（三）中间层 从平流层顶到85千米高度的范围是中间层。
这一层的主要特点是：
（1）气温随高度增加而迅速降低。
这是因为这里几乎没有臭氧。
（2）上部冷、下部暖，空气的垂直对流运动相当强烈，又称高空对流层。
（四）热层 从中间层顶到500千米高度的范围是热层。
这一层的特点是：
气温随高度增加上升很快。
这是由于该层中的大气物质（主要是氧原子），吸收了所有波长小于0.175微米的太阳紫外线①。
据人造卫星观测，在300千米高度上，气温已达1000℃以上。
（五）外层 热层顶以上的大气统称为外层。
这里受地球引力场的束缚很弱，一些高速运动的空气质点，经常散逸到星际空间去，所以叫做外层（又叫散逸层）。
它是地球大气向星际空间过渡的层次。
问题和练习
1．地球大气是由哪些成分组成的？
臭氧、二氧化碳、水汽和尘埃各有什么作用？
2．用“气温的垂直分布图”，说明大气各层气温随高度变化的情况。
3．对流层、平流层和热层的特点有何不同，与人类活动有什么关系？
第二节 大气的热状况
大气中发生的一切现象和过程，都与太阳能及其转化密切相关。
太阳辐射是地球上的能量源泉 太阳是一个巨大炽热的气体星球，它源源不断地以电磁波①的形式向宇宙空间放射能量，这称为太阳辐射。
太阳辐射中仅有极微小的部分（约二十亿分之一）到达地球，是地球上最主要的能量源泉。
太阳每分钟向地球输送的能量，大约相当于燃烧4亿吨烟煤产生的热量。
太阳辐射的主要波长范围是0.15微米～4微米。
其中，人眼能看见的光线，波长在0.4微米～0.76微米之间，叫做可见光线。
波长小于0.4微米的紫外线和大于0.76微米的红外线，人们肉眼都无法看见。
由实验得知，物体的温度愈高，它的辐射中最强部分的波长愈短；物体温度愈低，辐射中最强部分的波长愈长。
太阳表面温度高达6000K，它的辐射能主要集中在波长较短的可见光部分，可见光区差不多占太阳辐射总能量的一半。
为此，人们把太阳辐射称为短波辐射。
在日地平均条件下，在地球大气上界，垂直于太阳光线的1平方厘米面积上，1分钟内接受到的太阳辐射能量，称为太阳常数，它是用来表达太阳辐射能量的一个物理量。
一般用太阳辐射强度来表示地表获得太阳辐射能量的多少。
太阳辐射强度就是一平方厘米的表面上，在一分钟内获得的太阳辐射能量。
影响太阳辐射强度最主要的因素是太阳高度角。
太阳高度角愈大，等量的太阳辐射散布的面积愈小，光热集中，地表单位面积上获得的太阳辐射能量愈多，太阳辐射强度就愈大。
反之，太阳高度角愈小，太阳辐射强度就愈小。
大气对太阳辐射的削弱作用 太阳辐射要穿过厚厚的大气层，才能到达地球表面。
太阳辐射在经过大气层时，其中一小部分被大气吸收。
大气对太阳辐射的吸收具有选择性，平流层大气中的臭氧，强烈地吸收太阳辐射中波长较短的紫外线；对流层大气中的水汽和二氧化碳等，主要吸收太阳辐射中波长较长的红外线。
大气对太阳辐射中能量最强的可见光却吸收得很少，大部分可见光能够透过大气射到地面上来。
因此，大气直接吸收太阳辐射能量是很少的。
大气中的云层和尘埃，具有反光镜的作用，把投射在其上的太阳辐射的一部分，又反射回宇宙空间。
云层愈厚，云量愈多，反射愈强。
夏季天空多云时，白天的气温不会太高，就是这个道理。
当太阳辐射在大气中遇到空气分子或微小尘埃时，太阳辐射的一部分能量便以这些质点为中心，向四面八方散射开来。
散射可以改变太阳辐射的方向，使一部分太阳辐射不能到达地面。
在太阳辐射的可见光中，波长较短的蓝色光最容易被散射，所以晴朗的天空呈现蔚蓝色。
由于大气对太阳辐射的反射、散射和吸收，削弱了到达地面的太阳辐射。
被大气削弱以后到达地面的太阳辐射，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间。
反射多少与地面性质有关。
太阳高度角愈大，太阳辐射经过大气的路程愈短，被大气削弱的愈少，到达地面的太阳辐射就愈多；反之愈少。
大气对地面的保温作用 地面吸收太阳辐射，温度增高，同时地面又把热量向外辐射。
由于地球表面的温度比太阳低得多，因此地面辐射的波长比太阳辐射要长得多，其能量主要集中在红外线部分。
相对于太阳辐射来说，人们把地面辐射叫做长波辐射。
地球大气具有温室一样的保温作用。
对流层大气中的水汽和二氧化碳，对太阳短波辐射的吸收能力很差，也就是说对太阳辐射几乎是透明的；但对地面长波辐射的吸收能力很强。
据观测，地面辐射的75％～95％都被贴近地面的大气所吸收，使近地面大
气增温。
近地面大气又以辐射、对流等方式，把热量传递给高一层大气。
这样一层一层地向上传递，从而使地面放出的热量绝大部分保存在大气中，散失到宇宙空间去的热量就很少了。
大气在增温的同时，也向外辐射热量。
大气的温度比地面还低，所以大气辐射也是红外线长波辐射。
大气辐射的一部分向上射向宇宙空间，大部分向下射到地面。
射向地面的大气辐射，方向刚好与地面辐射相反，称为大气逆辐射。
大气逆辐射又把热量还给地面，这就在一定程度上补偿了地面辐射损失的热量，起到了保温作用，使地面温度变化比较缓和。
天空有云，特别是浓密的低云，逆辐射更强。
所以多云的夜晚通常比晴朗的夜晚温暖些。
气温的日变化和年变化 就对流层大气来说，直接吸收太阳辐射的能量很少，大气的热量主要来自地面辐射。
所以说，地面是大气的主要的直接热源。
日出以后，随着太阳高度角的逐渐增大，太阳辐射不断增强，地面获得的热量不断增多，地面温度不断升高，地面辐射不断增强。
大气吸收地面辐射，气温也跟着不断上升。
一天中的最高气温并不出现在太阳辐射最强的正午，而是出现在午后2时左右。
这是因为正午过后，太阳辐射虽已开始减弱，但地面获得太阳辐射的热量仍比地面辐射失去的热量多，地面储存的热量继续增多，地面温度继续升高，地面辐射继续增强，气温也继续上升。
随着太阳辐射的进一步减弱，地面获得太阳辐射的热量开始少于地面辐射失去的热量时，也就是当地面热量由盈余转为亏损的时刻，地面温度达到最高值。
地面再通过辐射、对流、湍流①等方式将热量传给大气，还需要一个过程，因此午后2时左右，气温才达到最高值。
随后，太阳辐射继续减弱，地面热量继续亏损，地面温度不断降低，地面辐射不断减弱，气温随之不断下降，至日出前后，气温达最低值。
同样道理，由于地面储存热量的缘故，一年之中，就北半球来说，气温最高与最低的月份，也不是出现在太阳辐射最强（6月）和最弱（12月）的月份，而是要落后一两个月。
一般大陆上气温最高值出现在7月，最低值出现在1月；海洋的热容量大，受热和放热都较陆地慢，所以气温最高值出现在8月，最低值出现在2月。
气温的水平分布 从世界7月和1月等温线分布图上，可以清楚地看到地球上气温分布的一般规律。
（一）在南北半球上，无论7月或1月，气温都是从低纬向两极递减。
这是因为低纬度地区，获得太阳辐射能量多，气温就高；高纬度地区，获得太阳辐射能量少，气温就低。
从图上可以看出，等温线并不完全与纬线平行，这说明气温的分布，除主要受太阳辐射影响外，还与大气运动、地面状况等因素密切相关。
（二）南半球的等温线比北半球平直，这是因为表面物理性质比较均一的海洋，在南半球要比北半球广阔得多。
（三）北半球，1月份大陆上的等温线向南（低纬）凸出，海洋上则向北（高纬）凸出；7月份正好相反。
这表明在同一纬度上，冬季大陆比海洋冷，夏季大陆比海洋热。
（四）7月份，世界上最热的地方是北纬20°～30°大陆上的沙漠地区。
这是因为7月份太阳直射北纬20°附近；沙漠地区少云雨，太阳辐射强度大；沙漠对太阳辐射吸收强，增温快。
撒哈拉沙漠是全球的炎热中心。
1月份，西伯利亚形成北半球的寒冷中心。
世界极端最低气温出现在冰雪覆盖的南极洲大陆上。
问题和练习
1．日出前的黎明、日落后的黄昏，以及阴天，天空为什么仍是明亮的？
2．观察下页图，试从大气的作用说明为什么地球表面温度的昼夜变化不像月球那样剧烈。
3．白天多云，气温比晴天低；夜间多云，气温又比晴天高，为什么？
深秋至第二年早春季节，霜冻为什么多出现在晴朗的夜里？
4．为什么一天中的最高气温出现在午后2时左右？
5．对照1月、7月等温线图，说明地球上气温水平分布的规律及其原因。
（a）没有大气的月球的情况 （b）有大气的地球的情况
第三节 大气的运动
大气时刻不停地在运动着。
大气中热量和水汽的输送，以及一切天气变化，都是通过大气运动实现的。
大气运动的能量来源于太阳辐射。
由于太阳辐射对各纬度加热的不均匀，造成高低纬度间热量的差异，这是引起大气运动的根本原因。
冷热不均引起的大气运动 如果A地受热，近地面大气膨胀上升，到上空聚积起来，使上空空气的密度增大，那里的气压比同一水平面上周围的气压都高，形成高气压；B、C两地温度较低，空气因冷却收缩下沉，上空空气密度减小，形成低气压。
于是，上空的空气便从气压高的A地向气压低的B、C两地扩散。
A地空气上升后，近地面的空气密度减小，气压比周围地区都低，成为低气压；B、C两地因有下沉气流，近地面的空气密度增大，形成高气压。
这样，近地面的空气又从B、C两地流回A地，以补充A地上升的空气。
这种由于地面冷热不均而形成的空气环流，称为热力环流。
它是大气运动的一种最简单的形式。
由此可以看出，地区间冷热不均，引起空气上升或下沉的垂直运动；空气的上升或下沉，导致了同一水平面上气压的差异；气压差异又是形成空气水平运动的直接原因。
大气的水平运动 对于同一水平面上的大气来说，有的地方气压高，有的地方气压低。
这样，在地区之间就出现了气压差。
我们把单位距离间的气压差叫做气压梯度。
因为它是表示在同一水平面上的气压变化情况，所以也称为水平气压梯度。
只要水平面上存在着气压梯度，就产生了促使大气由高压区流向低压区的力，这个力称为水平气压梯度力。
在这个力的作用下，大气由高庄区向低压区作水平运动，这就形成了风。
可见，水平气压梯度力是大气产生水平运动的原动力，是形成风的直接的原因。
水平气压梯度力是垂直于等压线，并指向低压的。
如果没有其他外力影响，风向应该与气压梯度力的方向一致，即风向垂直于等压线。
但是风一旦形成，同时会受到地转偏向力①的影响。
地转偏向力使风向逐渐偏离气压梯度力的方向：
北半球向右偏转；南半球向左偏转。
在没有摩擦力的情况下，风向可以一直偏转到与等压线平行时为止。
所以，在气压梯度力和地转偏向力的共同作用下，大气沿着等压线流动，即风向平行于等压线。
在实际大气中，特别是近地面附近的风，由于受摩擦力的影响，风向与等压线并不平行，而是有个交角。
气旋与反气旋 气旋与反气旋是大气中最常见的运动形式，也是影响天气变化的重要天气系统。
（一）气旋 在等压线分布图上，凡等压线闭合，中心气压低于四周气压的区域，叫做低气压。
在气压梯度力作用下，低气压的气流由四周向中心流动；受地转偏向力影响，低气压的气流在北半球向右偏转成按逆时针方向流动的大旋涡，在南半球向左偏转成按顺时针方向流动的大旋涡。
大气的这种流动很像江河中的旋涡，所以低气压又叫气旋。
由于气流从四面八方流入气旋中心，气旋中心的空气被迫上升。
空气在上升过程中温度降低，其中所含的水汽容易凝云致雨。
所以每当气旋过境时，云量就会增多，常常出现阴雨天气。
夏秋季节，在我国东南沿海经常出现的台风，就是热带气旋强烈发展的一种特殊形式。
（二）反气旋 在等压线分布图上，凡等压线闭合，中心气压高于四周气压的区域，称为高气压。
高气压的气流是由中心向外流出的，在北半球按顺时针方向旋转流出，在南半球按逆时针方向旋转流出。
高气压的这种环流系统与气旋正好相反，所以也叫反气旋。
当低层反气旋中心的气流向外流散后，高层的空气就自上而下来补充，形成下沉气流。
空气在下沉过程中，温度升高，水汽不易凝结，天气晴朗。
夏季，反气旋控制的地区，天气炎热干燥。
我国长江流域的伏旱天气，就是在副热带高压（反气旋）控制下形成的。
冬季，反气旋来自寒冷的高纬大陆，往往带来干冷的气流。
低气压与高气压，是指气压分布状况而言；气旋与反气旋，是指气流状况而言。
大气环流 具有全球性的有规律的大气运动，通常称为大气环流。
大气环流把热量和水汽从一个地区输送到另一个地区，从而使高低纬度之间、海陆之间的热量和水汽得到交换，促进了地球上的热量平衡和水平衡。
所以，掌握大气环流的规律，是了解天气变化和气候形成的基础。
为了简化起见，假设大气是在均匀的地球表面上运动的。
引起大气运动的因素是高低纬之间的受热不均和地转偏向力。
由于赤道与极地间受热不均，在终年炎热的赤道地区，大气受热膨胀上升；在终年严寒的两极地区，大气冷却收缩下沉。
这样，在高空，赤道形成高气压，两极形成低气压，气压梯度力的方向指向极地，大气由赤道上空流向两极上空。
在近地面，赤道形成低气压，两极形成高气压，气压梯度力的方向指向赤道，大气由两极流回赤道。
但实际上赤道与极地间的这种闭合环流是不存在的，因为地球时刻不停地在自转着，大气一开始运动，同时会受到地转偏向力的影响。
现以北半球为例，说明在气压梯度力和地转偏向力的影响下，大气环流的情况。
（一）低纬环流 当大气由赤道上空向北流向极地上空时，受地转偏向力影响，由南风逐渐右偏，流到北纬30°附近上空时，风向偏转成了西风。
这样，来自赤道上空的气流就不能再继续向北流向极地，而是变成自西向东运行了（见本页图中箭头1）。
由于赤道上空的空气源源不断地流来，又不能继续北进，便在北纬30°附近上空聚积，产生下沉气流，致使近地面气压增高，形成副热带高压带。
在近地面，气压梯度力的方向是由副热带高压指向赤道低压，大气在由副热带向南流动过程中，逐渐向右偏转为东北风，叫做东北信风（见本页图中箭头2）。
东北信风与南半球的东南信风在赤道地区辐合上升。
这样便在赤道与北纬30°之间形成一个低纬度环流圈。
（二）中纬环流与高纬环流 在近地面，从副热带高压流出的气流，除一部分向南流回赤道外，另一部分向北流向副极地低压，这支气流在北流过程中逐渐向右偏转成西南风，又叫盛行西风（见上页图中箭头3）；与此同时，从极地高压向南流的气流，逐渐向右偏转成东北风，又叫极地东风（见上页图中箭头5）。
盛行西风与极地东风这两支冷暖不同的气流，在北纬60°附近相遇，暖而轻的西风气流爬升到冷而重的东风气流之上，形成副极地上升气流。
上升气流到高空，又分别流向副热带和极地的上空（见上页图中箭头4和6）。
这样就形成了中纬度环流圈与高纬度环流圈。
由于副极地上升气流到高空即向南北流走，致使北纬60°附近的近地面气压降低，形成副极地低压带。
南半球的气流受地转偏向力的影响向左偏转，所以环流的方向与北半球不同。
这样，全球共形成七个气压带，即赤道低压带，南、北半球的副热带高压带，南、北半球的副极地低压带，南、北半球的极地高压带。
在气压带之间形成了六个风带，即南、北半球的低纬信风带（北半球为东北信风，南半球为东南信风），南、北半球的中纬西风带（北半球为西南风，南半球为西北风），南、北半球的极地东风带（北半球为东北风，南半球为东南风）。
由于太阳直射点随季节变化而南北移动，地球上的气压带和风带的位置，也随季节变化而移动。
就北半球来说，大致是夏季北移，冬季南移。
实际上，地球表面并不是均匀的，由于海陆分布、地形起伏等因素的影响，大气环流比上述状况要复杂得多。
海陆分布对大气环流的影响 看1月和7月海平面等压线图，南半球的气压带基本上呈带状分布，而北半球的气压带则断裂成块状，特别是亚洲与太平洋地区，气压带被分裂为一个个范围很大的高压区和低压区。
对照世界大洲和大洋的分布，就可以看出，这是因为南半球海洋面积占绝对优势，而北半球的陆地面积较大。
在河湖或海里游泳的人，都有这个体会。
盛夏的中午，如果你躺在岸边沙滩上会感到热乎乎的，而在水里却是温和的；冬季恰好相反。
这主要是因为海水的比热比陆地大。
在同样的太阳辐射条件下，海水温度变化比陆地要缓慢得多。
夏季，大陆上的气温比海上气温高得多，形成低压；冬季，大陆上的气温比海上气温低得多，形成高压。
从7月份海平面等压线图上可以看出，副热带高压带被大陆上的低压所切断，特别是亚洲大陆夏季增温强烈，亚洲低压（又叫印度低压）最为突出，这就使副热带高压只保留在海洋上，形成北太平洋的夏威夷高压和北大西洋的亚速尔高压。
在1月份海平面等压线图上，副极地低压带也被大陆上的冷高压所切断，尤其是亚洲高压（又叫蒙古、西伯利亚高压）势力最强，控制范围最广。
亚欧大陆的东部几乎都在它的控制之下。
这就使副极地低压带也仅保留在海洋上，形成北太平洋上的阿留申低压和北大西洋上的冰岛低压。
季风 海陆热力性质的差异，导致冬夏间海陆上气压中心的季节变化，引起了一年中盛行风向随季节有规律地向相反或者接近相反的方向变换，形成近地面的季风环流。
季风环流也是大气环流的一个组成部分。
亚洲东部的季风环流最为典型。
冬季，强大的亚洲高压与赤道低压、太平洋低压之间，形成了势力强大、干燥寒冷的偏北风，这就是冬季风。
冬季风强烈时即为寒潮。
夏季，北太平洋高压势力大大增强，亚洲大陆上形成印度低压，太平洋暖湿气流便沿着北太平洋高压的西部边缘，以东南风吹到亚洲东南岸，这就是东亚的东南季风。
海陆热力性质差异是形成季风的重要原因，但它并不是唯一的原因。
气压带和风带位置的季节移动等也是形成季风的原因。
例如，我国西南地区及印度一带的西南季风，就是南半球的东南信风夏季北移越过赤道，在地转偏向力影响下向右偏转而成的。
太平洋副热带高压中心，有时只有一个，位于夏威夷附近；有时分裂为两个，分别位于东、西太平洋上。
西太平洋副热带高压，简称副高，对我国天气变化影响很大，它的强弱和位置，直接影响着我国夏季雨带的分布。
副高西部的偏南气流，从南部海上带来大量的暖湿空气，与北方南下的冷空气交锋的锋面，往往形成大范围的降雨带。
由于副高位置随季节而变化，冬季偏南，夏季偏北，因此我国的主要雨带也随着发生相应的变化。
春末，雨带常位于华南。
夏初，副高西伸北进，暖湿的偏南气流沿副高西缘北上，与北方来的干冷空气交锋在长江流域一带，形成长江中下游直至日本南部的梅雨天气。
盛夏，副高进一步北进，雨带北推到华北、东北地区。
9月，副高南撤，雨带也随之南移。
副高的位置和强弱一旦异常，就会引起旱涝灾害。
例如，1981年夏，副高位置较常年偏西、偏北，北方来的冷空气路径也偏西。
因此，副高西侧的暖湿气流与冷空气交锋的雨带异常偏西，造成四川盆地及关中、陕南、甘肃东部等地区连降暴雨；而东部地区在副高控制下，出现持续干旱。
问题和练习
1．为什么在近地面，气温高的地方，气压就低；气温低的地方，气压就高？
为什么上空（指对流层中上层）的气压高低与近地面往往是相反的？
2．收听当地的天气形势预报，观察气旋、反气旋过境时的天气。
3．下图上部是全球年降水量随纬度变化的一般情况。
说明降水的这种纬度变化与简图下部所表示的大气运动有什么关系。
4．从气压分布图上，说明冬、夏亚洲大陆和太平洋上气压分布的特点，为什么亚洲东部的季风环流最为典型？
5．下图为北半球的气旋和反气旋。
说明在图中的A、B、C三地各吹什么方向的风。
为什么在冬季，东亚吹西北季风，南亚吹东北季风？
第四节 大气的降水
从陆地和海洋蒸发上升的水汽，借助于大气环流的输送而扩散，使各地的大气中含有或多或少的水汽。
水汽的凝结 空气容纳水汽量的多少，是随气温而变化的。
气温愈高，空气容纳的水汽量就愈多；反之愈少。
在一定温度下，当空气不能再容纳更多水汽时，就成为饱和空气。
如果水汽再增加，或者空气上升，气温降低，就会使空气达到过饱和，空气中容纳不下的水汽便会凝结出来，由气态水转变为液态水。
在自然界中，空气上升冷却，促使空气达到过饱和，是大气中水汽凝结的主要方式。
水汽凝结，只有空气的冷却还不够，还必须有吸湿性强的微粒作为凝结核，促使周围水汽在它上面凝结。
在工业和人口集中的城市，尘埃增多。
这些吸湿性的微尘便成为水汽凝结的核心，致使城市上空的雾和低云比郊区相应增多。
降水的形成 空中的云是水汽凝结物。
降水即自云中降落到地面上的液态和固态水，如雨、雪、雹等。
降水来自云中，但有云时未必降水。
这是因为云中的云滴、冰晶如果体积太小，不能克服空气的阻力和上升气流的顶托，而悬浮在空中。
只有当云继续上升冷却，或者云外不断有水汽输入云中，使云滴不断增大，以致上升气流再也托不住它们时，才会从云中降落下来，形成雨、雪、雹等降水。
可见，降水的形成过程，就是云滴增大成为雨滴、雪花或冰雹的过程。
降水的类型 降水同
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