高中地理鲁教版（2019）必修一2.1大气圈与大气运动（共96张ppt）
文档属性
| 名称 | 高中地理鲁教版（2019）必修一2.1大气圈与大气运动（共96张ppt） |  | |
| 格式 | pptx | ||
| 文件大小 | 29.6MB | ||
| 资源类型 | 教案 | ||
| 版本资源 | 鲁教版（2019） | ||
| 科目 | 地理 | ||
| 更新时间 | 2023-10-12 18:32:32 | ||
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文档简介
(共96张PPT)
第一节 大气圈与大气运动
第二单元
教学目标
1、运用示意图，了解大气的组成，说明大气垂直分层和与人类活动的关系。
2、运用示意图，说明大气受热过程、大气保温作用基本原理，并以此解释全球变暖、玻璃温室等现象。
3、绘制简单示意图，理解大气热力环流的形成过程，解释城市热岛效应、海陆热力环流等现象。
4、理解大气水平运动的成因，判读和绘制风向。
5、运用热力环流和风的形成示意图，说明大气运动的
形成过程。
目 录
1.大气圈的组成与结构
2.大气的受热过程
3.大气的运动
一
大气圈的组成与垂直分层
1.大气圈的组成
低层大气组成：
干洁空气、水汽、固体杂质
1.大气圈的组成
大气各成分的作用
大气组成 主要作用
干 洁 空 气 主要 成分
次要 成分
水汽
固体杂质
O3
N2
O2
CO2
成云致雨的必要条件、降低温度
生物体内蛋白质的基本成分
维持生命活动的必需物质
植物光合作用的原料；对地面保温
吸收紫外线
成云致雨的必要条件
1.大气圈的组成
拓展
降水形成条件
1.大气圈的组成
发展工业、燃烧化石燃料、汽车尾气排放等都会造成大气污染
1.大气圈的组成
南极臭氧层空洞
人类过多地使用氯氟烃类化学物质(用CFCs表示)是臭氧层被破坏的主要原因
1.大气圈的组成
大量燃烧化石（煤炭、石油）燃料
过度砍伐森林
CO2增多
温度升高
温室效应
全球气候变暖
2.大气圈的分层
1、地球大气垂直分层的依据是什么？
2、地球大气共分哪几层
3、各个层分别有什么特点？
阅读思考：
2.大气圈的分层
（1）划分依据
温度
密度
运动状况
2.大气圈的分层
高度km
20
0
120
60
100
80
40
-100
-50
0
50
100
对流层
温度
℃
2.大气圈的分层
高度km
20
0
120
60
100
80
40
-100
-50
0
50
100
对流层
温度
℃
高度范围 主要特点 特点成因 与人类关系
①低纬17-18km
②中纬10-12km
③高纬8-9km
②气温随高度增加而降低
地面长波辐射是低层大气的主要热源
③空气对流运动
大气上冷下热
④天气多变
集中了几乎全部的水汽和固体杂质；对流运动显著
人类生活在对流层底部，与人类关系最为密切
①质量大，集中了几乎全部水汽固体尘埃
2.大气圈的分层
高度km
20
0
120
60
100
80
40
-100
-50
0
50
100
平流层
温度
℃
2.大气圈的分层
高度km
20
0
120
60
100
80
40
-100
-50
0
50
100
平流层
温度
℃
高度范围 主要特点 特点成因 与人类关系
对流层顶至50千米
①气温随高度增加而增加
臭氧吸收紫外线增温
②空气平流运动
大气上热下冷
③天气晴朗
水汽、杂质含量极少，大气稳定
人类生活生存环境的天然屏障；利与航空飞行。
2.大气圈的分层
高度km
20
0
120
60
100
80
40
-100
-50
0
50
100
高层大气
温度
℃
2.大气圈的分层
高度km
20
0
120
60
100
80
40
-100
-50
0
50
100
高层大气
温度
℃
高度范围 主要特点 特点成因 与人类关系
从平流层顶到3000千米
大气密度非常小
距地面远，受到的引力小
电离层有大量离子和自由电子，能反射无线电短波。
2.大气圈的分层
分层 高度范围 主要特点 特点成因 与人类的关系
（2）对流层 平均：12km 温度↑ 厚度↑ 海拔↑温度↓,升高100米降低0.6℃ 地面辐射是对流层大气的直接热源 人类生活在对流层底部，与人类关系最密切
对流运动显著
天气现象复杂多变 水汽、固体杂质在该层，对流运动易成云致雨
（3）平流层 对流层顶至50km 气温随高度增加而增加 O3强烈吸收太阳紫外线 生命保护伞，利于高空飞行（平流、晴天多、能见度高、少有飞鸟）
以水平运动为主 大气稳定
天气晴朗 水汽、杂质少，气流平稳
（4）高层大气 平流层50km以上 大气密度极小 距地面远，受到引力小 电离层能反射无线电短波
2.大气圈的分层
气压和氧气浓度随着海拔的升高会逐渐降低。当人们到达高海拔地区特别是海拔4000米以上地区,容易出现高山反应。
当人们进入高海拔地区时,采取循序渐进的方式,让身体有个适应过程,会降低高山反应发生的概率。
3.逆温
（1）.概念
地面上空的大气结构会出现气温随高度增加而升高的反常现象，气象学上称之为“逆温”，发生逆温现象的大气层称为“逆温层”。
3.逆温
逆温过程
正常的气温垂直分布
夜间地面冷却快，近地面大气随之降温。离地面越近，降温越快，形成自下而上的逆温
随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，黎明时厚度达到最大
日出后，太阳辐射逐渐增强，地面很快增温，近地面大气也随之增温，逆温便逐渐自下而上消失
3.逆温
（2）逆温类型 ①平流逆温
由于暖空气水平移动到冷却的地面、水面或气层之上时，底层空气因受下垫面的影响迅速降温（中纬度沿海地区）
陆地冷地面
海面
暖气团
冷气团
3.逆温
晴朗无云的夜间或黎明，由于大气逆辐射较弱，地面辐射散失热量多，离地面越近降温越快，从而出现上暖下冷(多发生于冬季晴朗的夜晚)
地面
地面冷却降温近地面冷却快
高空冷却相对较慢
（2）逆温类型 ②辐射逆温
3.逆温
（2）逆温类型 ③锋面逆温
锋面附近，暖而轻的暖气团沿着锋面爬升至冷而重的冷气团上方，形成下冷上暖的逆温现象。(面锋面活动地区)
地面
冷气团
暖气团
3.逆温
（2）逆温类型 ④地形逆温
夜晚，由于山坡散热快，山坡上的冷空气沿山坡下沉到谷底，谷底原来较暖的空气被冷空气抬挤上升，从而出现温度的倒置(常发生在山地、盆地和谷地中）
冷空气
冷空气
暖空气
山
坡
山
坡
山 谷
冷空气
3.逆温
（3）逆温的影响
对航空：低空逆温，多雾天气不利于飞机起降；高空逆温，利于飞机飞行
对环境：逆温时，对流运动受阻，大气比较稳定，加重大气污染
对自然灾害：阻碍了空气对流,可以抑制沙尘暴的发生
对天气：容易产生大雾等不利天气，影响交通
对农业：逆温层的坡地利于农作物越冬，有利于牲畜避寒等
二
大气的受热过程
1.太阳辐射
地球上最主要的能量来源：
太阳辐射
1.太阳辐射基础知识
（1）太阳辐射包括紫外线（波长最短）、可见光（能量最多）、红外线（波长最长）
1.太阳辐射基础知识
（2）物体的温度越高，辐射中最强部分的波长越短
太阳辐射：短波辐射 地面辐射：长波辐射 大气辐射：长波辐射
2.三过程
大气上界
地面
太阳辐射
太阳辐射
反
射
吸
收
地面辐射
吸
收
散
射
大
气
逆
辐
射
大
气
辐
射
削弱作用
保温作用
短波
长波
“太阳暖大地”
“大气还大地”
“大地暖大气”
地面辐射
3.削弱作用
反射
高层大气 平流层 对流层
臭氧
水汽和二氧化碳
可见光
可见光
红外线
紫外线
散射
作用 参与的大气成分 被削弱的辐射 特点
吸收
反射
散射
臭氧
二氧化碳和水汽
紫外线
红外线
有选择性；①O3、氧原子吸收紫外线；②水汽、CO2吸收红外线
云层
较大尘埃颗粒
所有波段
无选择性，云层、尘埃反射所有波段
空气分子尘埃
波长较短的蓝、紫色光
①有选择性：空气分子小尘埃散射蓝紫光（蓝天朝霞、晚霞）；
②无选择性：雾、大尘埃散射所有波段（灰白天空、不见太阳但有光）
大气的削弱作用
3.削弱作用
为什么晴朗的天空呈蓝色？
晴朗的天气，空气中会有许多微小的尘埃、水滴、冰晶等物质，当太阳光通过空气时波长较短的蓝、紫光，很容易被悬浮在空气中的微粒阻挡，从而使光线散射向四方，使天空呈现出蔚蓝色。
3.削弱作用
4.保温作用
大气上界
地面
太阳辐射
太阳辐射
反
射
吸
收
散
射
削弱作用
长波
“太阳暖大地”
短波
地面辐射
吸
收
“大地暖大气”
地面辐射
4.保温作用
大气上界
地面
太阳辐射
太阳辐射
反
射
吸
收
地面辐射
吸
收
散
射
大
气
逆
辐
射
大
气
辐
射
削弱作用
保温作用
短波
长波
“太阳暖大地”
“大气还大地”
“大地暖大气”
地面辐射
大气受热过程
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
削弱作用：反射（无选择）、散射（有选择）、吸收（有选择）
保温作用（温室效应）
太阳辐射是大气受热的根本热源；
地面辐射是低层大气的主要、直接热源。
5.应用
二氧化碳排放增多与全球气候变暖
海滨城市昼夜温差相对小
冬夜晴无风，早起必有霜
塑料大棚/玻璃温室育苗
高处不胜寒
月球昼夜温差大
农田人造烟雾防霜冻
四川盆地昼夜温差相对小
小组合作探讨以下现象原理
5.应用
月球
白天，大气削弱了到达地面的太阳辐射，气温不会太高
大气
上界
地球
夜间由于没有大气的保温效应，月球表面辐射强烈，月面温度骤降，气温很低
白天，由于没有大气对太阳辐射的削弱作用，月面温度升得很高，气温很高
夜间，地面辐射绝大部分热量又被大气逆辐射还给地面，使气温不致降得过低
5.应用
地势高
大气稀薄
白天大气削弱作用弱，夜晚大气保温作用弱
昼夜温差大
昼夜温差大小原理分析
晴天
云层薄
白天大气削弱作用弱，夜晚大气保温作用弱
昼夜温差大
阴天相反
5.应用
温室气体大量排放
大气中二氧化碳等温室气体增加，空气密度变大
大气吸收地面长波辐射
大气逆辐射增强
气温升高，温室效应
全球变暖
温室气体排放与全球变暖
5.应用
温室大棚
太阳辐射能量透过玻璃进入温室，而玻璃阻挡了温室内与温室外大气热量交换，又因为玻璃是热的不良导体，因此温室内热量不易散失，从而为农作物生长保障适宜温度。
5.应用
葡萄园的鹅卵石
果园地面铺设砂石或鹅卵石，不但能防止地面土壤水分蒸发，还能增加昼夜温差，有利于水果糖分的积累。
5.应用
深秋燃烧秸秆 浇水防冻
秋冬季节，我国北方常用人造烟雾来增强大气逆辐射，使地里的农作物免遭冻害。浇水可增加空气湿度，增强大气逆辐射;水汽凝结释放热量;水的比热容大，浇水可减少地表温度的下降速度和变化幅度，减轻冻害。
5.应用
解释“十雾九晴”
晴天云少，大气逆辐射弱，导致地面降温快，温度降到露点而凝结。
三
大气的运动
1.热力环流
气压：单位面积上向上延伸到大气上界的垂直空气柱的重量，单位一般为百帕（hPa）。
B
A
C
地面
高空
空气越来越稀薄
密度逐渐减小
1100hpa
1060hpa
1020hpa
海拔越高，空气密度越小，气压越低
（1）大气运动基础知识
1.热力环流
A
地面
②高压、低压：在同一高度上，空气密度越大，气压值大的为高压，气压值小为低压；
B
C
D
高空
1000m
高压
低压
（1）大气运动基础知识
③水平方向：大气由高压流向低压；
1.热力环流
④等压面与等压线：压力值相等的面称为等压面，等压面上数值相等的点连成的线为等压线。
但地面受热不均，破坏了稳定状态，引起大气的运动，等压面发生弯曲，起伏不平。
1015
1010
1005
1000（百帕）
高
低
假设：地表均一、受热均匀：
同一水平面气温相同，气压相等，形成的等压面与地面平行。
（1）大气运动基础知识
1.热力环流
地面冷热不均
地面
高空
1000hpa
900hpa
800hpa
受热
冷却
受热
A
B
C
D
E
F
1.热力环流
地面冷热不均
地面
高空
1000hpa
900hpa
800hpa
受热
冷却
受热
A
B
C
D
E
F
高压
低压
高压
1.热力环流
地面冷热不均
地面
高空
1000hpa
900hpa
800hpa
受热
冷却
受热
A
B
C
D
E
F
高压
低压
高压
低压
低压
高压
高高低低原则，高压凸向高处，低压凸向低处
1.热力环流
（2）热力环流的形成过程
热力环流的概念：由于地面冷热不均而形成的空气环流，是大气运动一种最简单的形成
地面冷
热不均
大垂直运动
（热上升冷下沉）
同一水平面产生气
压差（高凸低凹）
水平运动
（高压流向低压）
热力环流
太阳
辐射
1.热力环流
1.判断A、B、C、D四点气压值和气温的大小
气压比较： D>A>B>C
气温比较： A>D>B>C
受热
冷却
A
B
C
D
地面
高压
低压
高压
低压
高空
1.热力环流
2.在A、B、C、D间画出等压面和等温面？
受热
冷却
A
B
C
D
地面
高压
低压
高压
低压
高空
1.热力环流
3.判断A、B两地的天气状况？
A处低压，空气受热上升，遇冷凝结，易形成阴雨天气，昼夜温差小
D处高压，气流下沉，晴朗天气，昼夜温差大
受热
冷却
A
B
C
D
地面
高压
低压
高压
低压
高空
1.热力环流
2.热力环流的应用
海陆风
城市风
山谷风
2.热力环流的应用
海 风
陆 风
海陆风
陆地升温快，形成低压
海洋升温慢，形成高压
冷
热
低压
高压
陆地降温快，形成高压
海洋降温慢，形成低压
冷
热
低压
高压
2.热力环流的应用
影响：使滨海地区气温日较差减小，降水增多
海陆风
2.热力环流的应用
①
②
③
④
⑤
⑥
谷 风
山 风
山谷风
白天：山坡升温快，大气上升，山谷升温慢，大气下沉，形成高压
风：风由山谷吹向山坡 → 谷风
夜晚：山谷降温慢，大气上升， 山坡降温快，大气下沉。
风：风由山坡吹向山谷 → 山风。
2.热力环流的应用
影响：在山谷和盆地常因夜间的山风吹向谷底，使谷底和盆地内形成逆温层，阻碍了空气的垂直运动，易造成大气污染。
山谷风
2.热力环流的应用
市区
郊区
郊区
高压
低压
低压
低压
高压
高压
城市风
①城市中心区建筑密集，地面多硬化，吸收太阳辐射多向大气传送的热量也多
②此外，城市中心区人口密集，产业发达，汽车数量多，人们生活、生产向大气释放的废热较多
2.热力环流的应用
城市风
应用：一绿化带布局于气流下沉处或下沉距离以内，将卫星城或污染较重的工厂布局于气流下沉距离之外。
考点一 热力环流原理及应用
知识点2 常见热力环流（重点）
市区气温经常比郊区高
污染物比郊区多，能见度低
白天市区近地面湿度小于郊区
夜晚市区近地面湿度高于郊区
城市热岛产生的局地上升气流有利于对流雨的形成
3.大气的水平运动
水平气压梯度力
地转偏向力
摩擦力
大气受力分析
3.大气的水平运动
水平气压梯度力
水平气压梯度力
A
B
（百帕）
1010
1020
1030
（高压）
风向
特点：
①大气水平运动的原动力，是形成风的直接原因。
②决定风向和风速。
垂直于等压线，由高压指向低压
影响：
水平气压梯度力
与等压线垂直，由高压指向低压
等压线越密，水平气压梯度力越大，风速越大
形成风的直接原因【根本原因：地面冷热不均】
3.大气的水平运动
1010hpa
1000hpa
1005hpa
A
B
看图比较A、B两点的气压梯度力大小
同一等压线图中，等压线越密集，水平气压梯度力越大，风力越大。
A大于B
水平气压梯度力
3.大气的水平运动
地转偏向力
由于地球自转，促使在地球上做水平运动的物体运动方向产生偏转的力，称为地转偏向力。
N
图例
原运动方向
偏转的方向
3.大气的水平运动
只改变风向，不改变风速。
①始终垂直于风向
②南左北右赤道不偏
特点：
影响：
水平气压梯度力
风
地转偏向力
1010
1008
1006
1004
1002
1000
（百帕）
北半球
地转偏向力
3.大气的水平运动
摩擦力
水平气压梯度力
风
地转偏向力
1010
1008
1006
1004
1002
1000
（百帕）
摩擦力
①与风向相反
②大小取决于地表的粗糙程度
高空大气运动时摩擦力很小，可以忽略
北半球
特点：
影响：
既改变风向 也改变风速。
3.大气的水平运动
方向 大小 对风的影响
风速 风向
水平气压梯度力 始终与等压线垂直，由高压指向低压 等压线越密集，水平气压梯度力越大 水平气压梯度力越大，风速越大 垂直于等压线，由高压指向低压
地转偏向力 始终与风向垂直 大小随纬度增加而增加，赤道上为零 不影响风速的大小 北半球向右偏，南半球向左偏，赤道上不偏转
摩擦力 始终与风向相反 下垫面越粗糙起伏越大，摩擦力越大，反之越小 使风速减小 与其他两力共同作用，使风向斜穿等压线
3.大气的水平运动
北半球高空风的形成过程
1010
1008
1006
1004
1002
（hPa）
气压梯度力
地转偏向力
风向平行等压线
风向
受力：水平气压梯度力、地转偏向力
风向:在水平气压梯度力方向右(左)偏90°
（与水平气压梯度力垂直）
高空风
3.大气的水平运动
绘制南半球最终高空风向
水平气压梯度力
地转偏向力
3.大气的水平运动
1010
1008
1006
1004
1002
(hPa)
气压梯度力
风向
地转偏向力
摩擦力
（垂直于等压线，由高压指向低压）
（垂直于风向）
（与风向相反）
北半球近地面风的形成过程
受力：水平气压梯度力、地转偏向力、摩擦力
风向:在水平气压梯度力方向右（左）偏约30-45°
（斜交于等压线）
近地面风
3.大气的水平运动
绘制南半球近地面风向
水平气压梯度力
地转偏向力
地面摩擦力
3.大气的水平运动
分类 受力分析与特点 最终风向 示意图
高空风 水平气压梯度力(F1)，与等压线垂直，是风形成直接原因。 地转偏向力（F2），与风向垂直，只改变风向，不改变风速。 风向和等压线相互平行
近地面风 水平气压梯度力(F1)，与等压线垂直，风形成直接原因。 地转偏向力（F2），与风向垂直，只改变风向，不改变风速。 摩擦力（F3），与风向相反，既改变风向又改变风速。 风向和等压线成一定夹角（小于45度）
3.大气的水平运动
①判断高低气压；虚线画出水平气压梯度力，
高压 低压；
②判断南北半球，近地面还是高空
③确定偏转方向后，实线画出风向
④读出风向（风的来向）
等压线分布图上的画出某地风向？
3.大气的水平运动
等压线图中风力的判定——比较水平气压梯度力的大小
(1)同一等压线图上，等压线越密集，水平气压梯度力越大，风力越大。如图 甲>乙。
3.大气的水平运动
等压线图中风力的判定——比较水平气压梯度力的大小
(2)不同图中，相同比例尺，相邻两条等压线数值差越大，水平气压梯度力越大，风力越大，如图B>A。
3.大气的水平运动
（3）判断高压和低压：近地面，观测者背风而立，北半球，高压在右后方，低压在左前方；南半球，高压在左后方，低压在右前方。
(4)判断各种气压场的天气状况
3.大气的水平运动
作图：等压线图上画风向
风向
水平气压梯度力
1010hpa
1000hpa
990hpa
北半球近地面
约30°~45°
（2）根据（南北）半球确定偏转方向，南左北右。
（1）根据等压线作出水平气压梯度力，由高压指向低压。
（3）确定偏转的角度：高空偏转90°，近地面偏转30°~45°。
脊
脊
槽
槽
1、甲、乙两处的风向分别是？
2、甲、乙两处风力大小比较？
3.大气的水平运动
西北风
东南风
等压线密集，水平气压梯度力大，风力(速)大
等压线稀疏，水平气压梯度力小，风力(速)小
甲>乙
3.大气的水平运动
风向和风力随海拔的变化原理
随着海拔升高，空气运动所受的摩擦力变小，风速增大；风向受地转偏向力的影响增大，北半球风向逐渐向右偏转(如图)，南半球逐渐向左偏转。风向与等压线的夹角逐渐变小，在高空与等压线平行。
拓展延伸
3.大气的水平运动
又称狭谷效应，当气流由开阔地带流入峡谷地形时，由于空气不能大量堆积，于是加速流过峡谷，风速增大，这种峡谷地形对气流的影响称为“狭管效应”。
狭管效应原理
拓展延伸
3.大气的水平运动
①根据风向标和风向玫瑰图判断风向
“风向玫瑰图”是一个给定地点一段时间内的风向分布图。
通过它可以得知当地的主导风向和最小风频。
最常见的风向玫瑰图是一个不规则的折线图，折线上不同的点的方位即为该地区的风向，与原点之间的距离越远，风力越强。
风向的判读
3.大气的水平运动
②地理景观：旗形树或新月形沙丘
迎风坡平缓，背风坡较陡
旗形树，风向与树枝朝向相反
风向的判读
3.大气的水平运动
风力的大小影响因素
影响因素 常用术语
水平气压 梯度力大小 冬季南北温差大，水平气压梯度力大，风力强；等压线密集，水平气压梯度力大，风力大；等压线稀疏，水平气压梯度力小，风力小
距高压远近 距离亚洲高压(冬季风源地)近，风力大
摩擦力大小 平原、高原地面平坦开阔，阻挡作用弱，风力大；海面上风力大；冬季植被少，摩擦力小，风力大
地形因素 山谷口，狭管效应，风力大；地形(河谷)延伸方向与盛行风向基本一致，风力大
3.大气的水平运动
低压中心
低压中心
高压中心
高压中心
高压脊
高压脊
低压槽
低压槽
①低压：由闭合等压线构成的低气压区，气压值由中心向外增大。
②高压：由闭合等压线构成的高气压区，气压值由中心向外减小。
③低压槽：由低压延伸出来的狭长区域，简称槽。低压槽中各条等压线上弯曲最大处的连线叫做槽线。
④高压脊：由高压延伸出来的狭长区域，简称脊。高压脊中各条等压线上弯曲最大处的连线叫做脊线。
⑤鞍形气压场：简称鞍，是两个高压和两个低压交错分布的中间区域。
（1）判读气压形势
3.大气的水平运动
（2）判读风向
画水平气压梯度力的方向：垂直于等压线，由高压指向低压(一般用虚线表示)。
根据北半球向右偏，南半球向左偏，画出偏转方向(用实线箭头表示)。如果是近地面的风，偏转角度为30°～45°；如果是高空的风，则偏转90°，风向与等压线平行。如下图所示：
3.大气的水平运动
（3）判读半球
风向箭头在水平气压梯度力的右侧——北半球。
风向箭头在水平气压梯度力的左侧——南半球。
3.大气的水平运动
（4）判读风力
①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。
如上图，风力：A>B>C>D。
②不同图中，比例尺相同，等压线疏密状况相同，相邻两条等压线数值差越大，风力越大。如下图中（单位：百帕）A处的风力大于B处，C处的风力大于D处。
③不同图中，等压线疏密和等压差相同时，比例尺越大，风力越大，如下图中（单位：百帕）B处风力大于C处。
3.大气的水平运动
（5）判读季节
(1)夏季(北半球7月、南半球1月)：大陆内部一般为低压。
(2)冬季(北半球1月、南半球7月)：大陆内部一般为高压。
（6）判读天气状况
①由高纬吹向低纬的风——寒冷干燥。②由低纬吹向高纬的风——温暖湿润。③低气压过境时，多阴雨天气；高气压过境时，多晴朗天气。④低压中心和低压槽控制区多阴雨天气；高压中心和高压脊控制区多晴朗天气。
第一节 大气圈与大气运动
第二单元
教学目标
1、运用示意图，了解大气的组成，说明大气垂直分层和与人类活动的关系。
2、运用示意图，说明大气受热过程、大气保温作用基本原理，并以此解释全球变暖、玻璃温室等现象。
3、绘制简单示意图，理解大气热力环流的形成过程，解释城市热岛效应、海陆热力环流等现象。
4、理解大气水平运动的成因，判读和绘制风向。
5、运用热力环流和风的形成示意图，说明大气运动的
形成过程。
目 录
1.大气圈的组成与结构
2.大气的受热过程
3.大气的运动
一
大气圈的组成与垂直分层
1.大气圈的组成
低层大气组成：
干洁空气、水汽、固体杂质
1.大气圈的组成
大气各成分的作用
大气组成 主要作用
干 洁 空 气 主要 成分
次要 成分
水汽
固体杂质
O3
N2
O2
CO2
成云致雨的必要条件、降低温度
生物体内蛋白质的基本成分
维持生命活动的必需物质
植物光合作用的原料；对地面保温
吸收紫外线
成云致雨的必要条件
1.大气圈的组成
拓展
降水形成条件
1.大气圈的组成
发展工业、燃烧化石燃料、汽车尾气排放等都会造成大气污染
1.大气圈的组成
南极臭氧层空洞
人类过多地使用氯氟烃类化学物质(用CFCs表示)是臭氧层被破坏的主要原因
1.大气圈的组成
大量燃烧化石（煤炭、石油）燃料
过度砍伐森林
CO2增多
温度升高
温室效应
全球气候变暖
2.大气圈的分层
1、地球大气垂直分层的依据是什么？
2、地球大气共分哪几层
3、各个层分别有什么特点？
阅读思考：
2.大气圈的分层
（1）划分依据
温度
密度
运动状况
2.大气圈的分层
高度km
20
0
120
60
100
80
40
-100
-50
0
50
100
对流层
温度
℃
2.大气圈的分层
高度km
20
0
120
60
100
80
40
-100
-50
0
50
100
对流层
温度
℃
高度范围 主要特点 特点成因 与人类关系
①低纬17-18km
②中纬10-12km
③高纬8-9km
②气温随高度增加而降低
地面长波辐射是低层大气的主要热源
③空气对流运动
大气上冷下热
④天气多变
集中了几乎全部的水汽和固体杂质；对流运动显著
人类生活在对流层底部，与人类关系最为密切
①质量大，集中了几乎全部水汽固体尘埃
2.大气圈的分层
高度km
20
0
120
60
100
80
40
-100
-50
0
50
100
平流层
温度
℃
2.大气圈的分层
高度km
20
0
120
60
100
80
40
-100
-50
0
50
100
平流层
温度
℃
高度范围 主要特点 特点成因 与人类关系
对流层顶至50千米
①气温随高度增加而增加
臭氧吸收紫外线增温
②空气平流运动
大气上热下冷
③天气晴朗
水汽、杂质含量极少，大气稳定
人类生活生存环境的天然屏障；利与航空飞行。
2.大气圈的分层
高度km
20
0
120
60
100
80
40
-100
-50
0
50
100
高层大气
温度
℃
2.大气圈的分层
高度km
20
0
120
60
100
80
40
-100
-50
0
50
100
高层大气
温度
℃
高度范围 主要特点 特点成因 与人类关系
从平流层顶到3000千米
大气密度非常小
距地面远，受到的引力小
电离层有大量离子和自由电子，能反射无线电短波。
2.大气圈的分层
分层 高度范围 主要特点 特点成因 与人类的关系
（2）对流层 平均：12km 温度↑ 厚度↑ 海拔↑温度↓,升高100米降低0.6℃ 地面辐射是对流层大气的直接热源 人类生活在对流层底部，与人类关系最密切
对流运动显著
天气现象复杂多变 水汽、固体杂质在该层，对流运动易成云致雨
（3）平流层 对流层顶至50km 气温随高度增加而增加 O3强烈吸收太阳紫外线 生命保护伞，利于高空飞行（平流、晴天多、能见度高、少有飞鸟）
以水平运动为主 大气稳定
天气晴朗 水汽、杂质少，气流平稳
（4）高层大气 平流层50km以上 大气密度极小 距地面远，受到引力小 电离层能反射无线电短波
2.大气圈的分层
气压和氧气浓度随着海拔的升高会逐渐降低。当人们到达高海拔地区特别是海拔4000米以上地区,容易出现高山反应。
当人们进入高海拔地区时,采取循序渐进的方式,让身体有个适应过程,会降低高山反应发生的概率。
3.逆温
（1）.概念
地面上空的大气结构会出现气温随高度增加而升高的反常现象，气象学上称之为“逆温”，发生逆温现象的大气层称为“逆温层”。
3.逆温
逆温过程
正常的气温垂直分布
夜间地面冷却快，近地面大气随之降温。离地面越近，降温越快，形成自下而上的逆温
随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，黎明时厚度达到最大
日出后，太阳辐射逐渐增强，地面很快增温，近地面大气也随之增温，逆温便逐渐自下而上消失
3.逆温
（2）逆温类型 ①平流逆温
由于暖空气水平移动到冷却的地面、水面或气层之上时，底层空气因受下垫面的影响迅速降温（中纬度沿海地区）
陆地冷地面
海面
暖气团
冷气团
3.逆温
晴朗无云的夜间或黎明，由于大气逆辐射较弱，地面辐射散失热量多，离地面越近降温越快，从而出现上暖下冷(多发生于冬季晴朗的夜晚)
地面
地面冷却降温近地面冷却快
高空冷却相对较慢
（2）逆温类型 ②辐射逆温
3.逆温
（2）逆温类型 ③锋面逆温
锋面附近，暖而轻的暖气团沿着锋面爬升至冷而重的冷气团上方，形成下冷上暖的逆温现象。(面锋面活动地区)
地面
冷气团
暖气团
3.逆温
（2）逆温类型 ④地形逆温
夜晚，由于山坡散热快，山坡上的冷空气沿山坡下沉到谷底，谷底原来较暖的空气被冷空气抬挤上升，从而出现温度的倒置(常发生在山地、盆地和谷地中）
冷空气
冷空气
暖空气
山
坡
山
坡
山 谷
冷空气
3.逆温
（3）逆温的影响
对航空：低空逆温，多雾天气不利于飞机起降；高空逆温，利于飞机飞行
对环境：逆温时，对流运动受阻，大气比较稳定，加重大气污染
对自然灾害：阻碍了空气对流,可以抑制沙尘暴的发生
对天气：容易产生大雾等不利天气，影响交通
对农业：逆温层的坡地利于农作物越冬，有利于牲畜避寒等
二
大气的受热过程
1.太阳辐射
地球上最主要的能量来源：
太阳辐射
1.太阳辐射基础知识
（1）太阳辐射包括紫外线（波长最短）、可见光（能量最多）、红外线（波长最长）
1.太阳辐射基础知识
（2）物体的温度越高，辐射中最强部分的波长越短
太阳辐射：短波辐射 地面辐射：长波辐射 大气辐射：长波辐射
2.三过程
大气上界
地面
太阳辐射
太阳辐射
反
射
吸
收
地面辐射
吸
收
散
射
大
气
逆
辐
射
大
气
辐
射
削弱作用
保温作用
短波
长波
“太阳暖大地”
“大气还大地”
“大地暖大气”
地面辐射
3.削弱作用
反射
高层大气 平流层 对流层
臭氧
水汽和二氧化碳
可见光
可见光
红外线
紫外线
散射
作用 参与的大气成分 被削弱的辐射 特点
吸收
反射
散射
臭氧
二氧化碳和水汽
紫外线
红外线
有选择性；①O3、氧原子吸收紫外线；②水汽、CO2吸收红外线
云层
较大尘埃颗粒
所有波段
无选择性，云层、尘埃反射所有波段
空气分子尘埃
波长较短的蓝、紫色光
①有选择性：空气分子小尘埃散射蓝紫光（蓝天朝霞、晚霞）；
②无选择性：雾、大尘埃散射所有波段（灰白天空、不见太阳但有光）
大气的削弱作用
3.削弱作用
为什么晴朗的天空呈蓝色？
晴朗的天气，空气中会有许多微小的尘埃、水滴、冰晶等物质，当太阳光通过空气时波长较短的蓝、紫光，很容易被悬浮在空气中的微粒阻挡，从而使光线散射向四方，使天空呈现出蔚蓝色。
3.削弱作用
4.保温作用
大气上界
地面
太阳辐射
太阳辐射
反
射
吸
收
散
射
削弱作用
长波
“太阳暖大地”
短波
地面辐射
吸
收
“大地暖大气”
地面辐射
4.保温作用
大气上界
地面
太阳辐射
太阳辐射
反
射
吸
收
地面辐射
吸
收
散
射
大
气
逆
辐
射
大
气
辐
射
削弱作用
保温作用
短波
长波
“太阳暖大地”
“大气还大地”
“大地暖大气”
地面辐射
大气受热过程
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
削弱作用：反射（无选择）、散射（有选择）、吸收（有选择）
保温作用（温室效应）
太阳辐射是大气受热的根本热源；
地面辐射是低层大气的主要、直接热源。
5.应用
二氧化碳排放增多与全球气候变暖
海滨城市昼夜温差相对小
冬夜晴无风，早起必有霜
塑料大棚/玻璃温室育苗
高处不胜寒
月球昼夜温差大
农田人造烟雾防霜冻
四川盆地昼夜温差相对小
小组合作探讨以下现象原理
5.应用
月球
白天，大气削弱了到达地面的太阳辐射，气温不会太高
大气
上界
地球
夜间由于没有大气的保温效应，月球表面辐射强烈，月面温度骤降，气温很低
白天，由于没有大气对太阳辐射的削弱作用，月面温度升得很高，气温很高
夜间，地面辐射绝大部分热量又被大气逆辐射还给地面，使气温不致降得过低
5.应用
地势高
大气稀薄
白天大气削弱作用弱，夜晚大气保温作用弱
昼夜温差大
昼夜温差大小原理分析
晴天
云层薄
白天大气削弱作用弱，夜晚大气保温作用弱
昼夜温差大
阴天相反
5.应用
温室气体大量排放
大气中二氧化碳等温室气体增加，空气密度变大
大气吸收地面长波辐射
大气逆辐射增强
气温升高，温室效应
全球变暖
温室气体排放与全球变暖
5.应用
温室大棚
太阳辐射能量透过玻璃进入温室，而玻璃阻挡了温室内与温室外大气热量交换，又因为玻璃是热的不良导体，因此温室内热量不易散失，从而为农作物生长保障适宜温度。
5.应用
葡萄园的鹅卵石
果园地面铺设砂石或鹅卵石，不但能防止地面土壤水分蒸发，还能增加昼夜温差，有利于水果糖分的积累。
5.应用
深秋燃烧秸秆 浇水防冻
秋冬季节，我国北方常用人造烟雾来增强大气逆辐射，使地里的农作物免遭冻害。浇水可增加空气湿度，增强大气逆辐射;水汽凝结释放热量;水的比热容大，浇水可减少地表温度的下降速度和变化幅度，减轻冻害。
5.应用
解释“十雾九晴”
晴天云少，大气逆辐射弱，导致地面降温快，温度降到露点而凝结。
三
大气的运动
1.热力环流
气压：单位面积上向上延伸到大气上界的垂直空气柱的重量，单位一般为百帕（hPa）。
B
A
C
地面
高空
空气越来越稀薄
密度逐渐减小
1100hpa
1060hpa
1020hpa
海拔越高，空气密度越小，气压越低
（1）大气运动基础知识
1.热力环流
A
地面
②高压、低压：在同一高度上，空气密度越大，气压值大的为高压，气压值小为低压；
B
C
D
高空
1000m
高压
低压
（1）大气运动基础知识
③水平方向：大气由高压流向低压；
1.热力环流
④等压面与等压线：压力值相等的面称为等压面，等压面上数值相等的点连成的线为等压线。
但地面受热不均，破坏了稳定状态，引起大气的运动，等压面发生弯曲，起伏不平。
1015
1010
1005
1000（百帕）
高
低
假设：地表均一、受热均匀：
同一水平面气温相同，气压相等，形成的等压面与地面平行。
（1）大气运动基础知识
1.热力环流
地面冷热不均
地面
高空
1000hpa
900hpa
800hpa
受热
冷却
受热
A
B
C
D
E
F
1.热力环流
地面冷热不均
地面
高空
1000hpa
900hpa
800hpa
受热
冷却
受热
A
B
C
D
E
F
高压
低压
高压
1.热力环流
地面冷热不均
地面
高空
1000hpa
900hpa
800hpa
受热
冷却
受热
A
B
C
D
E
F
高压
低压
高压
低压
低压
高压
高高低低原则，高压凸向高处，低压凸向低处
1.热力环流
（2）热力环流的形成过程
热力环流的概念：由于地面冷热不均而形成的空气环流，是大气运动一种最简单的形成
地面冷
热不均
大垂直运动
（热上升冷下沉）
同一水平面产生气
压差（高凸低凹）
水平运动
（高压流向低压）
热力环流
太阳
辐射
1.热力环流
1.判断A、B、C、D四点气压值和气温的大小
气压比较： D>A>B>C
气温比较： A>D>B>C
受热
冷却
A
B
C
D
地面
高压
低压
高压
低压
高空
1.热力环流
2.在A、B、C、D间画出等压面和等温面？
受热
冷却
A
B
C
D
地面
高压
低压
高压
低压
高空
1.热力环流
3.判断A、B两地的天气状况？
A处低压，空气受热上升，遇冷凝结，易形成阴雨天气，昼夜温差小
D处高压，气流下沉，晴朗天气，昼夜温差大
受热
冷却
A
B
C
D
地面
高压
低压
高压
低压
高空
1.热力环流
2.热力环流的应用
海陆风
城市风
山谷风
2.热力环流的应用
海 风
陆 风
海陆风
陆地升温快，形成低压
海洋升温慢，形成高压
冷
热
低压
高压
陆地降温快，形成高压
海洋降温慢，形成低压
冷
热
低压
高压
2.热力环流的应用
影响：使滨海地区气温日较差减小，降水增多
海陆风
2.热力环流的应用
①
②
③
④
⑤
⑥
谷 风
山 风
山谷风
白天：山坡升温快，大气上升，山谷升温慢，大气下沉，形成高压
风：风由山谷吹向山坡 → 谷风
夜晚：山谷降温慢，大气上升， 山坡降温快，大气下沉。
风：风由山坡吹向山谷 → 山风。
2.热力环流的应用
影响：在山谷和盆地常因夜间的山风吹向谷底，使谷底和盆地内形成逆温层，阻碍了空气的垂直运动，易造成大气污染。
山谷风
2.热力环流的应用
市区
郊区
郊区
高压
低压
低压
低压
高压
高压
城市风
①城市中心区建筑密集，地面多硬化，吸收太阳辐射多向大气传送的热量也多
②此外，城市中心区人口密集，产业发达，汽车数量多，人们生活、生产向大气释放的废热较多
2.热力环流的应用
城市风
应用：一绿化带布局于气流下沉处或下沉距离以内，将卫星城或污染较重的工厂布局于气流下沉距离之外。
考点一 热力环流原理及应用
知识点2 常见热力环流（重点）
市区气温经常比郊区高
污染物比郊区多，能见度低
白天市区近地面湿度小于郊区
夜晚市区近地面湿度高于郊区
城市热岛产生的局地上升气流有利于对流雨的形成
3.大气的水平运动
水平气压梯度力
地转偏向力
摩擦力
大气受力分析
3.大气的水平运动
水平气压梯度力
水平气压梯度力
A
B
（百帕）
1010
1020
1030
（高压）
风向
特点：
①大气水平运动的原动力，是形成风的直接原因。
②决定风向和风速。
垂直于等压线，由高压指向低压
影响：
水平气压梯度力
与等压线垂直，由高压指向低压
等压线越密，水平气压梯度力越大，风速越大
形成风的直接原因【根本原因：地面冷热不均】
3.大气的水平运动
1010hpa
1000hpa
1005hpa
A
B
看图比较A、B两点的气压梯度力大小
同一等压线图中，等压线越密集，水平气压梯度力越大，风力越大。
A大于B
水平气压梯度力
3.大气的水平运动
地转偏向力
由于地球自转，促使在地球上做水平运动的物体运动方向产生偏转的力，称为地转偏向力。
N
图例
原运动方向
偏转的方向
3.大气的水平运动
只改变风向，不改变风速。
①始终垂直于风向
②南左北右赤道不偏
特点：
影响：
水平气压梯度力
风
地转偏向力
1010
1008
1006
1004
1002
1000
（百帕）
北半球
地转偏向力
3.大气的水平运动
摩擦力
水平气压梯度力
风
地转偏向力
1010
1008
1006
1004
1002
1000
（百帕）
摩擦力
①与风向相反
②大小取决于地表的粗糙程度
高空大气运动时摩擦力很小，可以忽略
北半球
特点：
影响：
既改变风向 也改变风速。
3.大气的水平运动
方向 大小 对风的影响
风速 风向
水平气压梯度力 始终与等压线垂直，由高压指向低压 等压线越密集，水平气压梯度力越大 水平气压梯度力越大，风速越大 垂直于等压线，由高压指向低压
地转偏向力 始终与风向垂直 大小随纬度增加而增加，赤道上为零 不影响风速的大小 北半球向右偏，南半球向左偏，赤道上不偏转
摩擦力 始终与风向相反 下垫面越粗糙起伏越大，摩擦力越大，反之越小 使风速减小 与其他两力共同作用，使风向斜穿等压线
3.大气的水平运动
北半球高空风的形成过程
1010
1008
1006
1004
1002
（hPa）
气压梯度力
地转偏向力
风向平行等压线
风向
受力：水平气压梯度力、地转偏向力
风向:在水平气压梯度力方向右(左)偏90°
（与水平气压梯度力垂直）
高空风
3.大气的水平运动
绘制南半球最终高空风向
水平气压梯度力
地转偏向力
3.大气的水平运动
1010
1008
1006
1004
1002
(hPa)
气压梯度力
风向
地转偏向力
摩擦力
（垂直于等压线，由高压指向低压）
（垂直于风向）
（与风向相反）
北半球近地面风的形成过程
受力：水平气压梯度力、地转偏向力、摩擦力
风向:在水平气压梯度力方向右（左）偏约30-45°
（斜交于等压线）
近地面风
3.大气的水平运动
绘制南半球近地面风向
水平气压梯度力
地转偏向力
地面摩擦力
3.大气的水平运动
分类 受力分析与特点 最终风向 示意图
高空风 水平气压梯度力(F1)，与等压线垂直，是风形成直接原因。 地转偏向力（F2），与风向垂直，只改变风向，不改变风速。 风向和等压线相互平行
近地面风 水平气压梯度力(F1)，与等压线垂直，风形成直接原因。 地转偏向力（F2），与风向垂直，只改变风向，不改变风速。 摩擦力（F3），与风向相反，既改变风向又改变风速。 风向和等压线成一定夹角（小于45度）
3.大气的水平运动
①判断高低气压；虚线画出水平气压梯度力，
高压 低压；
②判断南北半球，近地面还是高空
③确定偏转方向后，实线画出风向
④读出风向（风的来向）
等压线分布图上的画出某地风向？
3.大气的水平运动
等压线图中风力的判定——比较水平气压梯度力的大小
(1)同一等压线图上，等压线越密集，水平气压梯度力越大，风力越大。如图 甲>乙。
3.大气的水平运动
等压线图中风力的判定——比较水平气压梯度力的大小
(2)不同图中，相同比例尺，相邻两条等压线数值差越大，水平气压梯度力越大，风力越大，如图B>A。
3.大气的水平运动
（3）判断高压和低压：近地面，观测者背风而立，北半球，高压在右后方，低压在左前方；南半球，高压在左后方，低压在右前方。
(4)判断各种气压场的天气状况
3.大气的水平运动
作图：等压线图上画风向
风向
水平气压梯度力
1010hpa
1000hpa
990hpa
北半球近地面
约30°~45°
（2）根据（南北）半球确定偏转方向，南左北右。
（1）根据等压线作出水平气压梯度力，由高压指向低压。
（3）确定偏转的角度：高空偏转90°，近地面偏转30°~45°。
脊
脊
槽
槽
1、甲、乙两处的风向分别是？
2、甲、乙两处风力大小比较？
3.大气的水平运动
西北风
东南风
等压线密集，水平气压梯度力大，风力(速)大
等压线稀疏，水平气压梯度力小，风力(速)小
甲>乙
3.大气的水平运动
风向和风力随海拔的变化原理
随着海拔升高，空气运动所受的摩擦力变小，风速增大；风向受地转偏向力的影响增大，北半球风向逐渐向右偏转(如图)，南半球逐渐向左偏转。风向与等压线的夹角逐渐变小，在高空与等压线平行。
拓展延伸
3.大气的水平运动
又称狭谷效应，当气流由开阔地带流入峡谷地形时，由于空气不能大量堆积，于是加速流过峡谷，风速增大，这种峡谷地形对气流的影响称为“狭管效应”。
狭管效应原理
拓展延伸
3.大气的水平运动
①根据风向标和风向玫瑰图判断风向
“风向玫瑰图”是一个给定地点一段时间内的风向分布图。
通过它可以得知当地的主导风向和最小风频。
最常见的风向玫瑰图是一个不规则的折线图，折线上不同的点的方位即为该地区的风向，与原点之间的距离越远，风力越强。
风向的判读
3.大气的水平运动
②地理景观：旗形树或新月形沙丘
迎风坡平缓，背风坡较陡
旗形树，风向与树枝朝向相反
风向的判读
3.大气的水平运动
风力的大小影响因素
影响因素 常用术语
水平气压 梯度力大小 冬季南北温差大，水平气压梯度力大，风力强；等压线密集，水平气压梯度力大，风力大；等压线稀疏，水平气压梯度力小，风力小
距高压远近 距离亚洲高压(冬季风源地)近，风力大
摩擦力大小 平原、高原地面平坦开阔，阻挡作用弱，风力大；海面上风力大；冬季植被少，摩擦力小，风力大
地形因素 山谷口，狭管效应，风力大；地形(河谷)延伸方向与盛行风向基本一致，风力大
3.大气的水平运动
低压中心
低压中心
高压中心
高压中心
高压脊
高压脊
低压槽
低压槽
①低压：由闭合等压线构成的低气压区，气压值由中心向外增大。
②高压：由闭合等压线构成的高气压区，气压值由中心向外减小。
③低压槽：由低压延伸出来的狭长区域，简称槽。低压槽中各条等压线上弯曲最大处的连线叫做槽线。
④高压脊：由高压延伸出来的狭长区域，简称脊。高压脊中各条等压线上弯曲最大处的连线叫做脊线。
⑤鞍形气压场：简称鞍，是两个高压和两个低压交错分布的中间区域。
（1）判读气压形势
3.大气的水平运动
（2）判读风向
画水平气压梯度力的方向：垂直于等压线，由高压指向低压(一般用虚线表示)。
根据北半球向右偏，南半球向左偏，画出偏转方向(用实线箭头表示)。如果是近地面的风，偏转角度为30°～45°；如果是高空的风，则偏转90°，风向与等压线平行。如下图所示：
3.大气的水平运动
（3）判读半球
风向箭头在水平气压梯度力的右侧——北半球。
风向箭头在水平气压梯度力的左侧——南半球。
3.大气的水平运动
（4）判读风力
①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。
如上图，风力：A>B>C>D。
②不同图中，比例尺相同，等压线疏密状况相同，相邻两条等压线数值差越大，风力越大。如下图中（单位：百帕）A处的风力大于B处，C处的风力大于D处。
③不同图中，等压线疏密和等压差相同时，比例尺越大，风力越大，如下图中（单位：百帕）B处风力大于C处。
3.大气的水平运动
（5）判读季节
(1)夏季(北半球7月、南半球1月)：大陆内部一般为低压。
(2)冬季(北半球1月、南半球7月)：大陆内部一般为高压。
（6）判读天气状况
①由高纬吹向低纬的风——寒冷干燥。②由低纬吹向高纬的风——温暖湿润。③低气压过境时，多阴雨天气；高气压过境时，多晴朗天气。④低压中心和低压槽控制区多阴雨天气；高压中心和高压脊控制区多晴朗天气。