2.2大气受热过程和大气运动 （共56张ppt）

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人
教
版
第二章 地球上的大气
大气受热过程和大气运动
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辐射
辐射指的是由场源发出的电磁能量中一部分脱离场源向远处传播，而后不再返回场源的现象，能量以电磁波或粒子（如阿尔法粒子、贝塔粒子等）的形式向外扩散。自然界中的一切物体，只要温度在绝对温度零度（-273.15摄氏度）以上，都以电磁波和粒子的形式时刻不停地向外传送热量，这种传送能量的方式被称为辐射。
一切物体都会产生热辐射，温度愈高，辐射出的总能量就愈大，且辐射中最强部分的波长越短。
物体辐射原理：
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一、大气的受热过程
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太阳辐射是地球大气最重要的能量来源
其中最主要的为可见光部分
一、大气的受热过程
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太
阳
辐
射
地
面
吸
收
大气吸收、反射和散射
地面增温
大气上界
“太阳暖大地”
“大地暖大气”
一、大气的受热过程
大
气增温
射
向
宇
宙
空
间
地
面
辐
射
大气吸收
大
气逆
辐
射
射
向
宇
宙
空
间
“大气还大地”
3 种辐射
3 个过程
2 大作用
大
气
辐
射
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太阳辐射、地面辐射和大气辐射
地面吸收透过大气的太阳辐射后升温，同时又对外（主要是向大气层）释放辐射能量。
地面辐射
大气辐射
大气吸收地面辐射增温，同时向外辐射能量，即大气辐射。
射向地面的大气辐射，称为大气逆辐射。
太阳辐射
太阳源源不断的以电磁波的形式向宇宙空间放射能量。
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太阳辐射
地面辐射
大气辐射
—短波辐射
—长波辐射
:能量集中在可见光
:能量集中在红外区
:能量集中在红外区
—长波辐射
3 种辐射与波长的关系
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地 面
高层大气
平流层
对流层
臭氧大量吸收紫外线
二氧化碳、水汽吸收红外线
选择性
特点：
大气上界
1、吸收作用：
氧原子吸收紫外线
参与的大气成分：
氧原子、臭氧、水汽、二氧化碳等
削弱的辐射：
紫外线、红外线
形成的自然现象：
平流层的臭氧能吸收紫外线，对地球生物具有保护作用。
（一）大气的削弱作用
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2、反射作用：
参与的大气成分：
特点：
云层、较大颗粒的尘埃
无选择性
削弱的辐射：
各种波长的太阳辐射
形成的自然现象：
夏季多云的白天，气温不会很高。
（一）大气的削弱作用
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3.散射作用：
参与的大气成分：
空气分子和微小尘埃
特点：
具有选择性
削弱的辐射：
可见光中波长较短的蓝、紫光
形成的自然现象：
晴朗的天空呈蔚蓝色
（一）大气的削弱作用
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自主探究：大气对太阳辐射的削弱作用
作用形式 参与作用的大气成分 波长范围 选择性
吸收
反射
散射
紫外线
臭氧
水汽、
二氧化碳
红外线
空气分子、微小尘埃
可见光中波长最短的蓝、紫色光最易被散射
各波长均被反射
云层、
较大尘埃
有
无
有
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太阳辐射
地面吸收
射向宇宙
地面辐射
大气吸收
大气辐射
大气逆辐射
大气上界
太阳暖大地
大气还大地
大地暖大气
大气对地面的保温作用
（二）大气的保温作用
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活动: 说明地球大气的保温作用
地球有大气，而月球没有大气，地球和月球表面的辐射过程如图2.10所示。
1.观察图2.10，找出地球比月球多了哪些辐射途径。
地球比月球多了大气的吸收、反射等削弱的作用和大气的逆辐射作用。
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活动: 说明地球大气的保温作用
地球有大气，而月球没有大气，地球和月球表面的辐射过程如图2.10所示。
2.说明上述辐射途径对地球昼夜温差的影响。
白天，由于大气的削弱作用，到达地球表面的太阳辐射不至于过多，地球温度不会很高；夜晚，由于大气的保温作用，地球表面温度不至于过低，因此地球表面昼夜温差小。
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白天，由于月球没有大气的削弱作用，太阳辐射全部到达月球表面，月球表面温度很高；夜晚，没有大气的保温作用，月球表面温度很低，因此月球的表面昼夜温差变化比地球表面剧烈得多。
3、说明月球表面昼夜温度变化比地球表面剧烈的多的原因。
活动: 说明地球大气的保温作用
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探究讨论：
1、阴天的白天与晴天的白天相比，气温高还是低？分析原因
2、阴天的夜晚与晴朗的夜晚相比，气温高还是低？分析原因
3、晴天与阴天相比，气温日较差大还是小？分析原因
低。 阴天的白天云层较厚，对太阳辐射的削弱作用较强，因此白天气温较低
高。 阴天的夜晚云层较厚，大气逆辐射强，大气的保温作强，地面热量散失较少，气温下降速度慢。
晴天气温日较差大。 晴天，云层少，白天，大气对太阳辐射的削弱作用弱，气温高；夜晚大气对地面的保温作用弱，气温低 .
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规律总结：
分析一地白天气温的高低，主要考虑大气对太阳辐射的削弱作用的强弱；
分析一地夜晚气温的高低，则要考虑大气对地面保温作用的强弱，即大气逆辐射作用强弱。
大气的削弱作用和保温作用受大气状况的影响，如：大气密度、水汽和固体杂质、二氧化碳含量等
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现象2 ：清晨，阳光未照进教室，教室却是明亮的。
现象1 ：严重的雾霾时，能见度低。
【学以致用：运用大气对太阳辐射的作用解释下列现象】
现象3 ：交通信号灯“红灯停”
现象4 ：谚语“霜重见晴天”
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热气球是依靠什么升空的？
空气受热膨胀上升。
热气球蕴涵着什么样的大气原理？
热力环流。
三、大气热力环流（大气运动最简单的形式）
同一垂直方向上，气压随高度的增加而降低
同一等压面上各点的气压都相等
h1
h2
S
h3
1.气压：指单位面积上空气柱的重量(P=F/S)
2.大气的运动的基本类型(按运动方向分)
大气的垂直运动—
B A C
冷却
冷却
受热
温度的变化引起的大气运动
空气下沉
空气上升
空气下沉
受冷
受热
高压
低压
高压
2.大气的运动的基本类型(按运动方向分)
大气的水平运动—
低压
同一水平面上气压的高低引起的大气水平运动
(风)：由高压吹向低压(风向由高压指向低压)
A
B
地面
高空
1100hpa
1060hpa
1020hpa
（1）地面受热均匀时
3.形成过程
A
B
C
空气没有上升和下沉运动
高度升高，温度下降，
密度减小，气压减小
等压面与地面平行
A
B
C
地面
高空
1100hpa
1060hpa
1020hpa
受热
冷却
冷却
高
低
低
高
高
低
（2）地面受热不均时
大气的垂直运动
同一水平面气压差异
大气的水平运动(风)
地面冷
热不均
太阳辐射
热力环流
A
B
C
地面
高空
1100hpa
1060hpa
1020hpa
受热
冷却
冷却
高
低
低
高
高
低
（2）地面受热不均时
此时的等压面会发生什么变化？有什么规律可循吗？
1、近地面等压面和高空的等压面凹凸方向相反；
2、等压面上凸为高压、下凹为低压。
（1）海陆风
海陆风是海陆间昼夜温度差异引起的热力环流
4.常见的热力环流
海 风
海洋
陆地
升温快
升温慢
低压
高压
高压
低压
陆 风
海洋
陆地
降温快
降温慢
高压
低压
低压
高压
影响与应用：海陆风使海滨地区气温日较差较小，夏季气温低，空气较湿润，是避暑的好地方。
（2）城市风
市区气温通常比郊区气温高
高压
低压
低压
低压
高压
高压
市区
郊区
郊区
热
看图回答
A
B
C
对空气有污染的工厂应建设在A、B、C中的 地 ；
要改善城市空气质量，最好在 地进行植树造林。
C
B
影响与应用：一般将绿化带布置在气流下沉处以及下沉距离以内，而将卫星城或污染较重的工厂布置于下沉距离之外。
(3)山谷风
山谷与其附近大气之间的温度差异引起的热力环流
白天，山坡升温快，大气上升，山谷升温慢，大气下沉，风由山谷吹向山坡。
谷 风
山 风
夜晚，山坡降温快，大气下沉，山谷降温慢，大气上升，风由山坡吹向山谷。
山谷或盆地地区多夜雨
影响与应用：山谷（小盆地）常因夜间冷的山风吹向谷底（盆地），使谷底（小盆地）内形成逆温层，大气稳定，易造成大气污染。所以，山谷（小盆地）地区不宜布局大气污染型工业。
活动：
海风：风由海洋吹向陆地
陆风：风由陆地吹向海洋
高
低
低
高
高
高
低
低
高
低
高
低
3.分析夏季大气热力环流对海滨地区气温的调节作用。
白天来自海洋的风比较凉爽湿润，对海滨地区能够起到降温的作用；夜晚来自陆地的风比较温热干燥，对海滨地区能够起到增温的作用；海陆风共同作用使海滨地区的气温日较差较小。
四、大气的水平运动——风
1.风的形成过程：
太阳辐射
地区间冷热不均
空气上升或下沉的垂直运动
同一水平面气压的差异
大气的水平运动
造成
引起
导致
形成
水平气压梯度力
产生
2．风形成的原因
(1)直接原因：
水平气压梯度力。
(2)根本原因：
地面受热不均。
②水平气压梯度力：
促使大气由高压流向低压的力。
单位距离间的气压差。又叫水平气压梯度
与气压梯度成正比
垂直于等压线，由高压指向低压
3.作用力
（1）水平气压梯度力
①气压梯度:
水平气压
梯度力：
大小：
方向：
特点：
同一图幅中，等压线越密集，水平气压梯度力越大，风速越大
水平气压梯度力既影响风向，也影响风速。
1010
1008
1006
1004
1002
（百帕）
水平气压梯度力
（2）地转偏向力
地转偏向力
大小：
方向：
地转偏向力只影响风向，不影响风速。
南半球偏转方向
北半球偏转方向
风的初始方向
特点：
使北半球风向向右偏，南半球向左偏。
垂直于风向
赤道为0，纬度越高地转偏向力越大
风向
地转偏向力
风的偏向
摩擦力既影响风向，也影响风速。
(3)摩擦力
摩擦力
大小：
方向：
与风向相反
随风速增大而增大
风向
摩擦力
A：水平气压梯度力
B：摩擦力
C：地转偏向力
4.力的作用效果
（1）只受水平气压梯度力影响
1030
1020
1010
（hPa）
风向：垂直于等压线，由高压指向低压
A
B
风向
1010
1008
1006
1004
1002
（hPa）
气压梯度力
风向
地转偏向力
北半球高空中的风向
（2）受水平气压梯度力和地转偏向力共同影响
风向在高空最终与等压线平行.
风压定律：观测者背风而立，北半球高压位于其右后方，低压位于其左前方；南半球高压位于其左后方，低压位于其右前方。
风压定律：观测者背风而立，北半球高压在右，低压在左；南半球高压在左，低压在右。
（hPa）
1004
1006
1008
1010
（hPa）
1004
1006
1008
1010
南半球
北半球
气压梯度力
风向
地转偏向力
高压
高压
低压
低压
摩擦力
风向
1010
1008
1006
1004
1002
(hPa)
北半球近地面的风向
风向等压线斜交(与等压线之间有一个夹角)
气压梯度力
风向
地转偏向力
地面摩擦力
（3）受水平气压梯度力、地转偏向力和摩擦力共同影响
（hPa）
1004
1006
1008
1010
摩擦力
气压梯度力
风向
地转偏向力
地面摩擦力
北半球近地面的风向
近地面风向最终与等压线成一定夹角
摩擦力
风向
1010
1008
1006
1004
1002
(hPa)
南半球近地面的风向
风向等压线斜交(与等压线之间有一个夹角)
气压梯度力
风向
地转偏向力
地面摩擦力
思考：南半球近地面的风向如何表示？
（hPa）
1004
1006
1008
1010
摩擦力
气压梯度力
风向
地转偏向力
地面摩擦力
南半球近地面的风向
近地面风向最终与等压线成一定夹角
第一步：画水平气压梯度力。其具体方法是在等压线图中，按要求画出过该点的切线并作垂直于切线的虚线箭头（由高压指向低压并且与等压线垂直，但并非一定指向低压中心），表示水平气压梯度力。
第二步：画风向。其具体方法是首先确定南、北半球，然后用左（南半球）右（北半球）手，面向水平气压梯度力的方向向右（北半球）或左（南半球）偏转30°～45°角（近地面风向可依此角度偏转，若为高空，则偏转90°，即与等压线平行），画出实线箭头，即为经过该点的风向。如下图所示（以北半球为例）。
风向的判断：
借助手势快速判断风向
北半球用右手定则，南半球用左手定则，手心向上，让四指指向水平气压梯度力的方向，拇指指向就是风向。高空的风向与水平气压梯度力方向垂直；近地面风向与水平气压梯度力方向成一锐角。
风力的大小取决于水平气压梯度力的大小，因此，等压线密集处——水平气压梯度力大——风力大。如下图，风力：A＞B＞C＞D。
风力的判读：
近地面高、低压位置的确定：
北半球
南半球
风压定律：观测者背风而立，北半球高压位于其右后方，低压位于其左前方；南半球高压位于其左后方，低压位于其右前方。
活动：
(1)甲地气压梯度力大于乙地。因为甲地等压线密集，说明单位距离气压差异大，气压梯度大；乙地等压线稀疏，说明气压梯度小。
活动：
西北风
东北风
活动：
(3)甲地风速大于乙地。因为甲地等压线密集，气压梯度大，水平气压梯度力大，风力大，风速快。
练习：
　读“某自然地理过程模拟实验示意图”,完成1、2题。
1.该模拟实验过程中,烟的运动轨迹是 (　　)
A.① B.② C.③ D.④
B