2.2大气受热过程和大气运动（共75张ppt）

(共75张PPT)
大气的受热过程
和大气运动
The heating process and atmospheric motion of the atmosphere
第二节
广寒宫
课标解读
普通高中
地理课程标准
（2017年版2020年修订）
中华人民共和国教育部制定
人民教育出版社
课标要求
1.6 运用示意图等，说明大气受热过程与热力环流原理，并解释相关现象。
1. 运用图示说明大气的受热过程，能利用大气受热原理解释常见的地理现象。2. 理解热力环流的形成，并能解释自然界中的热力环流。
3.了解水平气压梯度力、地转偏向力、近地面摩擦力及其对大气水平运动的影响；学会根据气压分布图及有关条件来判断风力大小和风向。
学习目标
Interpretation of curriculum standards
大气水平运动
04
目录
大气的受热过程
01
大气的保温作用
02
大气热力环流
03
大气的受热过程
01
大
气
调查：
从生活感受出发，
你觉得大气受热的能量来自哪里？
2017年7月13日下午，一张非洲游客头顶毛巾，靠坐在遮阳伞栏杆边的照片热传。
武警天安门警卫支队相关负责人告诉记者，“当时是12-14点的哨兵在值勤，看到有几名游客在岗伞内，问了情况，了解到其中一人有中暑现象，随即呼叫了医生。”
“当时地面温度非常高，
周围空气烤得慌。”
大气中的一切物理过程都伴随着能量的转换
大气的受热过程
1.大气对太阳辐射的削弱作用
太阳辐射
是 地 球 大 气 最 重 要 的 能 量 来 源
1.大气对太阳辐射的削弱作用
太阳辐射能量最集中的部分
物体的温度越高
辐射中最强部分的波长越短
太阳表面温度
太阳辐射
短波辐射
长波辐射
太阳辐射光谱示意图
5500°C
地表、
近地面大气温度
地面辐射
22°C
大气辐射
大气的受热过程
2.大气的受热过程
（1）太阳暖大地
大气的受热过程
散射
吸收
地面反射
地面吸收
大气层
太阳辐射要穿过厚厚的大气层
小部分被大气吸收或反射
大部分到达地表
太阳辐射是地面的直接热源
短波辐射
长波辐射
图例：
太阳
辐射
反射
2.大气的受热过程
（2）大地暖大气
大气的受热过程
太阳
辐射
散射
吸收
地面反射
反射
大气层
短波辐射
长波辐射
图例：
地面长波辐射是近地面大气主要的、直接的热源
地面吸收太阳辐射而增温
以长波辐射的形式把热量传递给近地面大气
地面辐射
地面吸收
吸收
2.大气的受热过程
（2）大地暖大气
大气的受热过程
太阳
辐射
散射
吸收
地面反射
反射
大气层
短波辐射
长波辐射
图例：
近地面大气吸收地面长波辐射后又以对流、传导等方式
层层向上传递能量
地面辐射
地面吸收
吸收
2.大气的受热过程
（3）大气还大地
大气的受热过程
太阳
辐射
散射
吸收
地面反射
反射
大气层
短波辐射
长波辐射
图例：
大气增温的同时形成大气辐射
少部分能量射向宇宙空间
地面辐射
吸收
地面吸收
大气辐射
大部分向下射回地面
称为大气逆辐射
把热量还给地面
大气
逆辐射
大气对太阳辐射的吸收具有选择性
2.大气的受热过程
太阳暖大地、大地暖大气、大气还大地
大气的受热过程
地球大气根本能量来源：太阳辐射
近地面大气主要的、直接的热源：地面长波辐射
太阳
地面
大气
短波辐射
长波辐射
太阳暖大地
大地暖大气
2.大气的受热过程
太阳暖大地、大地暖大气、大气还大地
大气的受热过程
对流层中的水汽、二氧化碳等，吸收长波辐射的能力很强，大气在吸收地面长波辐射后会增温
大气逆辐射把热量传给地面，一定程度上补偿了地面辐射损失的热量，对地面起到了保温作用
太阳
地面
大气
短波辐射
长波辐射
太阳暖大地
大地暖大气
大气还大地
大气逆辐射
高处不胜寒，起舞弄清影，何似在人间
苏轼
水调歌头
大气的受热过程
2.大气的受热过程
原理应用
高处不胜寒？
大气的受热过程
2.大气的受热过程
原理应用
地面是近地面大气主要、直接的热源
海拔越高，到达的地面辐射越少，气温越低
一天中最高温在午后2时？
大气的受热过程
2.大气的受热过程
原理应用
正午太阳高度最大，阳光最强烈，但是地面吸收太阳短波辐射转化为地面长波辐射加热大气需要一定时间，因此午后1-2个小时气温最高
大气的保温作用
02
大
气
大气的保温作用
大气逆辐射把热量传给地面，这就在一定程度上补偿了地面辐射损失的热量，对地面起到了保温作用
大气逆辐射
温室气体增多
大气逆辐射
化石燃料燃烧
增强
大气的保温作用
全球变暖
注：主要的温室气体有水汽（H2O）、二氧化碳（CO2）、氧化亚氮（N2O）、氟利昂、甲烷（CH4）等
保温作用
增强
气温变高
原理应用
大气逆辐射
地面辐射吸收
增强
多云夜晚更暖和
天空云层厚，大气逆辐射强，保温作用强
大气的保温作用
原理应用
大气逆辐射
冬夜晴无雨早起必有霜
天气晴朗，天空云量少，大气逆辐射弱，保温作用下降，昼夜温差大，温暖白天形成较多水蒸气，夜间地面气温很低，凝华成固态
大气的保温作用
原理应用
大气逆辐射
人造烟幕防御霜冻
增强了大气逆辐射，补偿地面损失的热量，加强对地面的保温作用
大气的保温作用
原理应用
大气逆辐射
蔬菜大棚
玻璃花房
白天，塑料薄膜、玻璃能让太阳短波辐射透射进入，而地面长波辐射却不能穿透散失，从而将热量保留在塑料大棚或玻璃温室里
夜晚，由于覆盖材料的保温作用，室内气温不至于过低
大气的保温作用
原理应用
大气逆辐射
大气对太阳辐射的削弱作用
Weaken effects
大气的受热过程
Heat process
大气对地面的保温作用
Heat preservation effects
……
大气的受热过程
吸收
反射
散射
太阳暖大地
大地暖大气
大气还大地
大气逆辐射
近地面大气
主要热源
地面
辐射
大气最重要的能量来源
太阳
辐射
大气热力环流
03
大
气
1.大气运动
(1)成因
热量差异
太阳辐射分布不均
1.大气运动
(2)分类
水平运动
垂直运动
风
上升、下沉
天气变化
1.大气运动
(3)意义
热量与水汽输送
为什么暖气在下，空调在上？
实验
实验用品：
1000ml烧杯、分别装有热水与冰块的两个50ml烧杯
操作：
将热水与冰块分别放置两端，
用大烧杯盖住两个小烧杯，
观察水雾是如何运动的，有什么规律？
2.大气热力环流
(1)概念
由于地面冷热不均而形成的空气环流，称为大气热力环流
冷
热
大气运动最简单的形式
2.大气热力环流
(1)概念
①等压面是空间中气压相等的点组成的面
等压面①
1015
1010
1005
1000
地面
单位：百帕（hpa）
等压线:
气压相等的点连接起来所成的封闭线
地表性质均一，且温度一致
地表受热均匀
2.大气热力环流
(2)原理
地 面
A
B
受热上升
冷却下沉
低
高
高
低
等压面
A’
B’
地表冷热不均
1015
1010
1005
1000
热
冷
2.大气热力环流
(2)原理
地 面
A
B
C
受热上升
冷却下沉
冷却下沉
低
高
高
高
低
低
等压面
A’
B’
C’
气压：B＞A＞A‘＞B’
“热胀冷缩”
1015
1010
1005
1000
2.大气热力环流
(2)原理
地 面
思考：气温、气压、气流三者之间有什么关系？
地面温度高的区域空气膨胀上升，使得空气柱内分子数目减少，气压降低。
气温高低
气压差异
→
→
空气运动
空气柱
气温高低引起空气垂直方向上的上升或下沉运动，使同一水平面产生气压差异，空气水平运动
热气球
孔明灯
水雾
城市风
海陆风
山谷风
热力环流常见形式
2.大气热力环流
(3)常见形式
思考：
阅读教材P37案例：城市热岛环流
1.城市与郊区温度相比有何特点？原因是什么？
2.根据热力环流原理说明城市热力环流的形成过程
3.城市热岛环流对空气污染严重工厂的布局有何要求？
上升气流
由郊区流向中心区
由郊区流向中心区
中心区
郊区
郊区
城市热岛环流
低
高
高
有大气污染的工业应布局在城市风范围以外
海陆风
低
高
高
低
海风
陆地升温快
（相对为热源）
海洋升温慢
（相对为冷源）
白天
海陆热力性质差异
海陆风
低
高
高
低
陆风
陆地降温快
（相对为冷源）
海洋升温慢
（相对为热源）
夜晚
活动：分析夏冬季海陆大气热力环流
君问归期未有期，巴山夜雨涨秋池。
何当共剪西窗烛，却话巴山夜雨时。
夜雨寄北
李商隐 （唐）
思考：
“巴山”为何会“夜雨涨秋池”？
（巴山：泛指我国西南山地）
山谷风
高
低
低
山坡升温快
相对为热源
同一水平面空气升温慢
相对为冷源
谷风
白天
夜晚
山谷风
低
高
高
山坡降温快
相对为冷源
同一水平面空气降温慢
相对为热源
山风
大气热力环流
总结
大气热力环流
01
大气运动
（1）成因
02
大气热力环流
03
常见形式
（2）类型
（3）意义
（1）概念
（2）原理
城市热岛环流
海陆风
山谷风
大气水平运动
——风
04
大
气
风
风车
风
风筝
风
风浪
空气在运动过程中
会受到哪些因素影响？
水平气压梯度力
摩擦力
地转偏向力
（水平气压差异）
阅读教材，讨论
气压 / hpa
1010
1020
1030
水平气压梯度力
B
同一水平面上单位距离间的气压差
水平气压梯度
1.作用力
（1）水平气压梯度力
由同一水平面的气压梯度产生的促使大气由高压区流向低压区的力
水平气压梯度力
水平气压梯度力示意图
①
②
方向：垂直于等压线，由高压指向低压
方向和大小
③
大小：取决于气压梯度
形成风的直接原因
A
风
1.作用力
（1）水平气压梯度力
1010hpa
1000hpa
A
1010hpa
1005hpa
B
比较A、B两地的风力
气压梯度越大，水平气压梯度力越大，风力越大
A＞B
1010hpa
1000hpa
1005hpa
A
B
1.作用力
（1）水平气压梯度力
比较A、B两地的风力
同一幅等压线图的情况下，等压线越密集，水平气压梯度力越大，风力越大
A＞B
气压 / hpa
1010
1020
1030
水平气压梯度力
B
由于地球自转，导致物体水平运动方向发生偏转的力称为地转偏向力
地转偏向力
1.作用力
（2）地转偏向力
北半球作用力示意图
①
北半球右偏，南半球左偏
(垂直于空气运动的方向）
方向和大小
②
A
地转偏向力
改变风向，不改变大小
风
为何荒漠地区的风速比林地大？
为什么海上的风速比陆地上大？
气压 / hpa
1010
1020
1030
水平气压梯度力
B
两个相互接触并挤压的物体，在接触面上产生的阻碍相对运动或相对运动趋势的力
摩擦力
1.作用力
（3）摩擦力
北半球作用力示意图
①
方向：方向与风向相反
方向和大小
②
A
地转偏向力
大小：取决于地表的粗糙程度
摩擦力对风有阻碍作用，可以减小风速
风
摩擦力
影响风的三种力
方向
大小
风速
风向
水平气压梯度力　
地转偏向力
摩擦力
垂直于等压线
由高压指向低压
与风向垂直
北半球向右偏南半球向左偏
与风向相反
等压线越密集
水平气压梯度力越大
大小随纬度增加而增加赤道为零
下垫面越粗糙，起伏越大，摩擦力越大，反之越小
水平气压梯度力越大，风速越大　
不影响风速
使风速减小
风沿水平气压梯度力方向运动
使风向逐渐偏离气压梯度力的方向
摩擦力越大，风向与等压线之间的夹角越大
2.风向
（1）近地面的风
1010
1008
1006
1004
1002
1000
（百帕）
北半球
风
水平气压梯度力
摩擦力
地转偏向力
2.风向
（1）近地面的风
1010
1008
1006
1004
1002
1000
（百帕）
北半球
风
水平气压梯度力
摩擦力
地转偏向力
影响因素：水平气压梯度力、地转偏向力、摩擦力
风向与等压线斜交
2.风向
（2）高空的风
510
508
506
504
502
500
（百帕）
北半球
风
水平气压梯度力
地转偏向力
2.风向
（2）高空的风
510
508
506
504
502
500
（百帕）
北半球
风
水平气压梯度力
地转偏向力
影响因素：水平气压梯度力、地转偏向力
风向与等压线平行
如图所示，一架飞机在北半球自东向西飞行，飞机左侧是高压，可判断（ ）
低压
高压
东
西
A.顺风飞行
B.逆风飞行
C.风从南侧吹来
D.风从北侧吹来
B
风向
课时作业
偏东（东南）风
海平面气压分布图（2016年11月9日6时）
思考
1.比较甲、乙两地气压梯度大小，并说明理由。
2.在图上画出甲、乙两地的风向。
3.比较甲、乙两地风速大小，并说明理由。
偏北（西北）风
风向
等压线图判断
风速
风向判断：“三步骤”
定水平气压梯度力
在等压线图中，画出过该点的切线，并过切点作垂直于切线的虚线箭头（由高压指向低压，但并非一定指向低压中心），表示水平气压梯度力的方向。
定地转偏向力
分清图示是哪个半球，面向水平气压梯度力的方向，若是北半球，风向向右偏；若是南半球，风向向左偏。
定最终风向
①近地面：在三力作用下，最终风向与等压线成一夹角（30°~45°）。
②高空：风向与等压线平行。
作图：
等压线图上画风向
1018
A
B
1016
1014
1012
1010
北半球近地面
风向
水平气压梯度力
约45°
风速判断：
同一幅等压线分布图上
等压线密集的地方，水平气压梯度力大，风速大
不同等压线分布图上
要判断单位距离内的气压差，气压差越大，水平气压梯度力越大，风力越大
水平气压梯度力相同的情况下
摩擦力越小，风速越大
水平气压梯度力
地转偏向力
地面摩擦力
……
小结
形成风的直接原因
风向与等压线平行
高空
风向与等压线斜交
近地面
大气水平运动所受作用力
垂直于等压线，由高压指向低压
北半球风向右偏，南半球风向左偏
与风向相反
课时作业
1．垂直方向的气压值总是近地面大于高空。

1.下图表示四处热力环流形成示意过程，其中正确的是(　　)

2．气流的垂直运动是由近地面冷热不均引起的，而水平运动是由同一水平面的气压差异引起的。


3．在同一地点，海拔越高，气温越低，气压越高。


课时作业