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1、第 1 节大气的热状况与大气运动学案【基础知识】一、大气的热力作用1. 大气对太阳辐射的削弱作用（ 1）大气对太阳辐射的吸收作用。太阳辐射通过大气时，大气中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳和固体杂质对太阳辐射有明显的吸收作用，而其他成分对太阳辐射的吸收很少。不同成分对太阳辐射吸收的波长范围也不同，所以通常称为选择性吸收。水汽吸收太阳辐射的红外线部分能力最强，它的吸收波长范围主要在0.93 2.85微米。因大气中的水汽含量是变化的，所以它吸收的太阳辐射量有个变化幅度。大气中氧（O2）的含量虽然很大，但它对太阳辐射的吸收能力不强，主要吸收波长小于0.2 微米的紫外线辐射。大气中臭氧（O3）含量虽少，但对
2、太阳辐射的吸收能力很强。由于臭氧的吸收作用，小于 0.29 微米的紫外线辐射不能到达地面，这就保护了地球上生物不受强紫外线辐射之害。臭氧对 0.6 微米附近的太阳辐射中最强的部分也有一定的吸收能力。因此，臭氧对太阳辐射的吸收作用是很显著的，它对平流层的增温起着重要作用。二氧化碳（CO2）对太阳辐射的吸收能力比较弱，仅对红外线4.3 微米附近的辐射有一定的吸收能力（这部分的太阳辐射很微弱），所以二氧化碳的吸收作用对太阳辐射的影响较小。悬浮在大气中的水滴、尘埃等杂质也能吸收一部分太阳辐射，其影响大小主要取决于水滴、尘埃等杂质在大气中的含量。例如在大城市上空或出现沙暴等天气时，它们对太阳辐射的吸收作
3、用才比较显著。在对流层里，对太阳辐射起吸收作用的成分主要是水汽、杂质和二氧化碳；在平流层里主要是臭氧；高层大气里主要是氧。通过大气的吸收作用，太阳辐射被削弱的部分主要是波长较长的红外线和波长较短的紫外线，而对可见光影响不大。（ 2）大气对太阳辐射的反射作用。大气中的云层和较大颗粒的尘埃，能将一部分太阳辐射反射到宇宙空间去，使到达地面的太阳辐射受到削弱。反射能力的大小通常用反射率来表示。照射到某物体上的太阳辐射总量为100，其反射出去的能量占百分之几，即为该物体的反射率。一般情况下，云的反射率平均为50% 55%。高而薄的云反射率小，约为20% 25%；低而厚的云反射率大，在70%左右，最大可达
4、90%。赤道地区由于云量大，反射率高，明显地影响着地表对太阳辐射的接收。大气中的杂质颗粒越大，反射能力越强；颗粒越小，反射能力越差。反射没有选择性，所以反射光呈白色。（ 3）大气对太阳辐射的散射作用。当太阳辐射在大气中遇到空气分子或微小尘埃时，发生散射作用，散射的辐射能称为散射辐射。阴天时，见不到太阳直接照射的光，所见到的光都是散射光；在日出之前天就亮了，在树阴下，在房间里，凡是阳光不能直接照射的地方，仍是明亮的，这些都是散射作用的缘故。散射作用可分为两种情况，一种情况是发生散射作用的质点是空气分子或微小的尘埃，它们的散射能力与波长的四次方成反比关系，这是通过实验得出的分子散射定律。因此，这种
5、散射是有选择性的，波长越短，散射能力越强。在可见光部分，蓝紫色光波长最短，散射能力最强，所以在晴朗的天空，特别是雨过天晴时，天空呈现蔚蓝色。另一种情况是发生散射作用的质点是颗粒较大的尘埃、雾粒、小水滴等，它们的散射无选择性，各种波长同样被散射，使天空呈白色，所以在阴天时，或者大气中尘埃、烟雾较多时，天空呈灰白色。因散射作用使太阳辐射削弱的主要部分是可见光中的短波部分。思考：太阳高度与大气削弱作用的关系：2. 大气对地面的保温作用：(1) 辐射与温度的关系温度越高，辐射中最强部分的波长越短；反之越长。(2) 大气的保温效应地面吸收太阳辐射而增温，向外释放能量，所以，太阳是地面的直接热源，并且地面
6、温度远远低于太阳表面温度，因此地面辐射是长波辐射。大气中的CO2和 H2O，强烈吸收地面长波辐射而增温，贮存能量，吸收率：75 95。所以，地面是对流层大气主要的直接热源。大气在增温的同时，也向外释放红外线长波辐射。大气辐射除一小部分向上射向宇宙空间外，大部分向下射向地面，其方向与地面辐射正好相反，故称为大气逆辐射。所以，大气以大气逆辐射的形式将热量还给了地面，从而完成了大气的保温作用。总结：地面辐射放出的热量（绝大部分，极少部分）被大气吸收，留在大气中。大气逆辐射又将热量还给地面，补偿了地面辐射损失的热量。二、大气的受热过程（ 1）太阳暖大地，（ 2）大地暖大气（ 3）大气返大地三、逆温现象
7、1逆温在对流层， 气温垂直分布的一般情况是随高度增加而降低，大约每升高 100米，气温降低 0.6 C。这主要是由于对流层大气的主要热源是地面长波辐射，离地面愈高，受热愈少，气温就愈低。但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增加而上升的现象，或者地面上随高度的增加，降温变化率小于0.6 C，称为逆温现象。高空的实际温度大于或者等于理论温度。2、常见的逆温类型辐射逆温因地面强烈辐射而形成的逆温称为辐射逆温。在晴朗无风或微风的夜晚，地面因辐射冷却而降温，与地面接近的气层冷却降温最强烈，而上层的空气冷却降温缓慢，因此使低层大气产生逆温现象。辐射逆温一般日出后，逆温就逐渐消失了。锋面逆温锋面是冷暖
8、气团之间狭窄的过渡带，暖气团位于锋面之上，冷气团在下。在冷暖气团之间的过渡带上，便形成逆温。地形逆温在低洼地区（谷地、盆地）因辐射冷却，冷空气沿斜坡下沉流入低洼地区形成逆温。这种逆温称为地形逆温。平流逆温暖空气水平移动到冷的地面或气层上，由于暖空气的下层受到冷地面或气层的影响而迅速降温，上层受影响较少，降温较慢，从而形成逆温。主要出现在中纬度沿海地区3、逆温的意义出现多雾和晴干天气。早晨多雾的天气大多与逆温有密切的关系，它使能见度降低，给人们的出行带来不便，甚至出现交通事故。加剧大气污染。由于逆温现象的存在，空气垂直对流受阻，会造成近地面污染物不能及时扩散，从而危害人体健康。对航空造成影响。
9、“逆温” 多出现在低空， 多雾天气对飞机起降带来麻烦。 如果出现在高空，对飞机飞行极为有利，因为大气以平流运动为主，飞行中不会有较大的颠簸。四、热力环流1. 根本原因：太阳辐射能的分布不均，造成高低纬度的温度差异2. 热力环流的形成形成过程：冷热不均垂直运动气压差异水平运动低高低低高低冷热冷高低高B A CB ACBAC近地面空气的受热或冷却气流的上升或下沉运动同一水平面上气压的差异（环流）大气的水平运动说明：冷热不均是导致大气运动的根本原因，即是说知道冷热差异可以画出热力环流，反之知道热力环流可以找出冷热差异。热力环流引起的大气运动总是先垂直后水平。高气压和低气压是指同一水平高度的气压状况；
10、 同一地点在垂直方向上永远是近地面气压大于高空气压。等压面弯曲方向与气压高低的关系遵循“高高”原则：等压面凸起是高压区（如 A、 D 处），下凹是低压区（如 B、 C 处）；由此反推大气运动状况及地表的冷热差异、季节差异、下垫面性质差异等。3. 常见的热力环流（ 1）海陆风由于海陆热力差异，陆地热容量小， 白天获得太阳辐射，近地面的陆地要比同一纬度的海洋增温快，气温要比海上高，空气膨胀上升，形成低气压；海洋上因气温低产生下沉气流，形成高气压。陆地与海洋形成了热力环流，在水平气压梯度力作用下使近地面空气由海洋吹向大陆，形成海风；夜间与白天的热力作用相反，近地面形成陆风。热力环流形式如右图所示。（
11、 2）山谷风白天，山地是伸入到大气中的一个热源，使山坡上的空气离地面较近增温较多，而山谷上空同高度的空气因离地面较远增温较少，因此山坡上的暖空气在垂直方向上不断上升，山谷下沉，水平方向上高空气流从山坡上空流向山谷上空，谷底的空气沿着山坡向山顶补充，形成热力环流 （如左图），下层由谷底吹向山坡的暖空气称为谷风。夜间因山坡空气迅速冷却降温较多，而谷地上空同高度的空气因离地面较远，降温较少，于是山坡上的冷空气固密度大，沿坡面下滑，流入谷地，形成山风，谷底的空气上升，形成与白天相反的热力环流（如右图），形成山风。（ 3）城市风城市风环流则是由于城市的“热岛效应”( 城市工业、居民、交通等释放大量的人为
12、热) 而使得城市温度比郊区高而形成的高空城市大气吹向郊区，近地面大气由郊区吹向城市的环流。城市规划时 , 为减轻大气污染：污染严重的工业企业布置在城市风的下沉距离之外，避免污染物从近地面卫星城郊区城区郊区严 重 污 染 的工业企业流向城市；将卫星城建在城市风环流之外，避免相互污染。五、大气的水平运动1.直接原因：同一水平面上的气压差异2.大气运动的根本原因：冷热不均3.影响大气水平运动的力（ 1）水平气压梯度力气压梯度：单位距离间的气压差。(hPa)水平气压梯度力：促使大气由高气压区流向低气压区的力。100610081010方向：垂直于等压线，由高压指向低压；大小：与气压梯度成正比；效果：形成
13、风的直接原因。（ 2）水平地转偏向力方向：北半球右偏、南半球左偏；效果：只改变风向，不改变风速。（ 3）摩擦力方向与运动方向相反可以减小风速总结：作用力概念对风速和风向的影响水平气压促使大气由高气压区流向低气压区的力是形成风的原动力，是形成风的直接原梯度力因，决定风向和风速地转偏转力促使物体水平运动方向产生偏转的力只影响风向摩擦力地面与空气之间，以及运动状况不同的空气层即影响风向，又影响风力之间作用而产生的阻力4. 风的类型（ 1）受单一的水平气压梯度力的作用：风向垂直等压线。当水平等压线平直或弯曲时，其风向分别如图一、图二中的箭头所示（图中等压线数据单位为：百帕，下同。）（ 2）受水平气压梯
14、度力和地转偏向力的共同作用：风向平行于等压线。等压线平直或闭合时，风向分别如图三、图四所示（仅以北半球为例。）（风向水平气压梯度力地转偏向力下同）(hPa)10061008（ 3）受水平气压梯度力、地转偏向力和近地面摩擦力的共1010同作用：风向与等压线斜交。水平气压梯度力水平地转偏向力(hPa)100610081010水平气压梯度力水平地转偏向力摩擦力判断方法：当地面摩擦力与水平气压梯度力、地转偏向力的合力达到平衡时，风向斜交等压线。在北半球背风而立，高压在右后方；在南半球背风而立，高压在左后方。总结：六、等压线图的判读（ 1）等压线图：同一海拔高度上气压水平分布情况。（ 2）等压线图判读：
15、 首先识别气压场的基本形式， 其次判断风力大小和风向； 最后分析天气变化。（ 3）判读规律：等压线的排列和数值：低压中心类似于等高线图中的盆地( 中心为上升气流)高压中心类似于等高线图中的山顶( 中心为下沉气流)高压脊 ( 线 ) 类似于等高线图中的山脊( 脊线 )低压槽 ( 线 ) 类似于等高线图中的山谷( 槽线 )等压线的疏密程度：( 决定风力大小)等压线密集气压梯度力大风力大等压线稀疏气压梯度力小风力小总结：风力的大小取决于水平气压梯度力，即取决于水平气压梯度的大小。风力大小与气压差异成正相关；与图上距离成负相关（故同一等压线图中，等压线稀疏即图上距离大，风力小，等压线密集即图上距离小，
16、风力大）；与比例尺大小成正相关。在等压线图上判定风向( 任意点 ) 和天气形势：在等压线图上，任一地点风向的画法如下：第一步在等压线图中，按要求画出过该点的切线并做垂直于切线的虚线，箭头由高压指向低压，但并非一定指向低压中心，用来表示气压梯度力的方向；第二步确定南、北半球后，面向水平气压梯度力方向右或向左偏转30 45角，画出实线图 6-8箭头，即过该点的风向。以北半球为例如下图：天气状况：包括气温高低、湿度大小、风向、气压等指示。a由高纬吹向低纬的风寒冷干燥b由低纬吹向高纬的风温暖湿润c低气压过境时，多阴雨天气；高气压控制下，天气晴朗（ 4）气压与温度的关系气压与气温的关系气温高则气压低，气
17、温低则气压高。气压与沸点温度的关系沸点温度高则气压高，沸点温度低则气压低。七、利用地理原理解释常见的现象1阴天的白天气温比较低的原因？这主要是由于大气对太阳辐射的削弱作用引起的，厚厚的云层阻挡了到达地面的太阳辐射，所以气温低。2晴朗的天空为什么是蔚蓝色的？这是由于大气的散射作用引起的，蓝色光最容易被小的空气分子散射。3日出前的黎明和日落后的黄昏天空为什么是明亮的？这是由于散射作用造成的，散射作用将太阳辐射的一部分能量射向四面八方，所以在黎明和黄昏虽然看不见太阳，但天空仍很明亮。4霜冻为什么出现在晴朗的早晨（晴朗的夜晚气温低）？这是由于晴朗的夜晚大气的保温作弱，地面热量迅速散失，气温随之降低。5
18、沙漠地区（晴天）为什么气温日较差大？沙漠地区晴天多，白天大气对太阳辐射的削弱作用小，气温高；夜晚大气对地面的保温作用弱，气温低。6青藏高原为什么是我国太阳辐射最强的地区？青藏高原的海拔高度，空气稀薄，大气对太阳辐射的削弱作用弱，所以太阳辐射强。【典型例题分析】例 1 下面是大气对地面的保温作用示意图，据此回答：4图 5-8(1) 图中太阳辐射、地面辐射、大气辐射、大气逆辐射的数码代号按顺序依次是ABCD(2) 青藏高原比长江中下游平原气温日较差较大的原因是离太阳近青藏高原比长江中下游平原太阳高度角小云层厚且夜晚长地势高、空气稀薄白天太阳辐射强夜晚大气逆辐射弱解析：本题第（1）题关键抓住热力作用
19、的发生顺序应为太阳辐射地面吸收地面辐射大气吸收大气辐射大气逆辐射。第（2）题青藏高原与长江中下游平原纬度大体相同，但地势不同，青藏高原海拔高，空气稀薄，大气层上，水汽、杂质较少，白天大气对太阳辐射的削弱作用弱，夜晚大气对地面的保温作用弱，故日较差大；而长江中下游平原：地势低平，水域面积大，大气质上，水汽、杂质集中在对流层底部，白天大气对太阳辐射的削弱作用强，夜晚大气对地面的保温作用强，故日较差较小，通过审题应该是青藏高原具有的只有符合，故选B。答案：（ 1） C（ 2） B例 2下图中图甲表示近地面空气若上升到3000m高度时， 理论温度为T。3000 米高空的实际温度为 Ts，当 TsT 时
20、近地面空气上升将受阻，即出现了逆温现象， 读某城市春季气温日变化图( 图乙 ) ，回答：(1) 若稳定在 8，该城市气温至少要上升到间约为 时。以上时，逆温现象才会结束，这时的时(2) 一般逆温结束后 2小时，近地面对流才能起到“净化”空气的作用。所以，在图示的情况下，仅考虑空气洁净的因素，上午体育锻炼的时间宜选在时以后。解析：对流层的特点之一是大气对流运动显著，产生对流的主要原因是对流层底层大气温度高，高层大气温度低。一般说来，对流层气温直减率(0 6 100米 ) 愈大，即低层气温与高层气温差值愈大，大气对流运动愈显著；反之，对流运动愈弱。若气温直减率为负值，即气温随高度增加逐渐升高时即为
21、逆温现象，逆温发生时，对流层下层温度低，上层温度高，空气上轻下重，不能产生空气的对流运动，逆温现象是空气对流运动的巨大障碍。当其发生时，低层被污染的大气不能与上层大气产生对流，近地面空气就得不到“净化”，此时不宜进行体育锻炼。日出以后，随着近地面气温的逐渐升高，空气的上升运动随之加强，逆温现象也会逐渐消失，对流运动得以继续。答案： (1)10 8 (2)10例 3下图中， 甲图表示的是某滨海地区陆地和海洋表面气温日变化的曲线图，乙图表示的是该地区海陆之间气流的变化图，回答(1) (2)题：(1) 有关甲图描述正确的是（）A. 曲线表示的是海洋气温曲线，最高气温出现时间落后于B. 曲线表示的是海
22、洋气温曲线，最高气温出现时间落后于C. 曲线所示日温差大的主要原因是昼夜长短所致D. 曲线所示日温差小的主要原因是纬度所致(2) 由甲图推断，乙图中环流模式出现时间约为A.18 时次日7 时B.8时当日16 时C.16 时次日8 时D.6时 次 日18 时解析：解答本题的关键是要弄清楚海陆热力性质的差异和海陆风的成因。海洋热容量小于陆地，获得（或失去）相同的热量，海洋比陆地增温（或降温）慢，最高（或最低）气温出现的时间比陆地迟，气温日较差小。正是由于不同季节这种冷热差异导致热力环流随时间而转化，从甲图推测大约8 时以后，陆上气温比海上高，近地面陆地形成低气压，而海上气温偏低，形成高气压，使下层
23、空气由海洋吹向大陆产生海风； 大约到了16 时以后， 形成了与白天相反的热力环流，形成陆风。答案： (1)B(2)B例 4读图完成下列要求。(1) 绘出图上赤道附近洋面上空的大气环流箭头，以表示正确的环流方向。(2) 在大洋东部如果赤道附近海水异常增温，温暖海水沿大洋东岸向南流，并迫使原寒流位置向西偏移。那么，图示大气环流强弱及赤道附近大洋两岸的降水量将如何变化?为什么 ?解析：本题解题关键在于抓住热力环流形成的根本即冷热不均，而冷热不均的强度即温差的大小造成气流上升与下沉强度的变化，从而导致同一水平面上气压梯度的大小变化，以及大气水平运动强弱的变化，第(1) 问考查学生对大气热力环流原理的掌
24、握。根据图示的下垫面( 海洋 ) 东西部热力性质的差异( 东冷西热 ) ，很容易判断其上空形成的热力环流方向。第 (2) 问在掌握此区域形成的热力环流的基础上，进一步就厄尔尼诺现象的影响设问。根据学生对厄尔尼诺现象的影响的了解，在热力环流原理的框架下解释这种影响产生的原因，需要有对知识的迁移过程。考查的重点落在以下两方面：其一，下垫面热力差异越大，形成的大气热力环流越强；其二，上升气流容易形成降水，下沉气流不易形成降水，上升气流和下沉气流的强弱会对降水产生影响，严重的会产生水、旱灾害。答案：（ 1) 箭头指向为顺时针方向。(2) 大气环流会减弱( 或大气环流变得不稳定) ，因为其下垫面 ( 洋面 ) 东西部的热力差异减小( 或产生变化 ) ；大洋西岸降水量会明显减少因为这里的上升气流减弱，对流雨随之减少；大洋东岸降水量会明显增多因为沿岸暖流的增湿作用以及这里的下沉气流减弱。例 5 ：（ 2006 年广东第14 题）假设在北半球各高度水平气压梯度力相同, 自地面向上一定高度内,风的变化情况为A 风速变小，风向不变B. 风速变大，风向不变C. 风速加大，风向逆时针方向偏转D. 风速加大，风向顺时针方向偏转解析：风向都偏转(0 度到 90 度) ，摩擦力小，偏转角度大，风速大；摩擦力大，偏转角度小，风速小。如图：答案： D