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大气的受热过程学案


地理一轮学案
必修一第二章
【考纲要求】运用图表说明大气受热过程 【知识导读】 一、太阳辐射光谱: 依据波长不同可分为红外线(属长波辐射,波长大于 0.78 微米)可见光(属短波辐射,波长在 0.4-0.78 微米之间, 依波长由长到短又可分为红橙黄绿青蓝紫)紫外线(属短 波辐射, 波长小于 0.4 微米) 。放射能力最大的在可见光部 分。 发热体温度越高辐射

电磁波的波长就越短,所以太阳辐射 以短波辐射为主,地面辐射和大气辐射以长波辐射为主。 二、大气的受热过程

大气的受热过程 编辑: 管恩友 第 周第 个学案

【误区警示】 (1)大气对太阳辐射的削弱作用较差,大部分太阳辐射能够到达地面,大气的削弱作用主要有云层和大 颗粒尘埃对太阳光的反射,臭氧对紫外线的吸收以及二氧化碳、水汽等温室气体对红外线的吸收。 (2)近 地面大气热量的主要直接来源并非太阳辐射。大气吸收的热量主要为长波辐射,对短波辐射吸收很少,太 阳辐射大部分为短波辐射,地面辐射为长波辐射,因此地面是近地面大气的主要、直接热源。 (3)太阳 辐射在一天中的 12 点达到最强,地面辐射在一天中 13 点达到最强,大气辐射在一天中的 14 点达到最强。 (4)大气逆辐射并非只有晚上存在。大气逆辐射是大气辐射的一部分,是始终存在的,并且白天辐射更强。 大气逆辐射不一定射向地面,只要没有散逸到宇宙空间,保留在大气中的辐射都是大气逆辐射,大气逆辐 射强也就是大气的保温作用强。 2.大气受热过程原理在生产生活中的应用 ①解释温室气体大量排放对全球变暖的影响。

②在农业中的应用:利用温室大棚生产反季节蔬菜;利用烟雾防霜冻;果园中
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铺沙或鹅卵石不但能防止土壤水分蒸发,还能增加昼夜温差,有利于水果的糖分积累等。 【初中地理知识补充】 (1)气温的水平分布规律 等温线特征 气温分布规律 主要影响因素

全球

等温线大致与纬线平行

无论冬季还是夏季,气温都从低纬 太阳辐射(纬度位置) 向两极递减

北半球

较曲折: 1 月份大陆上的等温线向 在同一纬度上,冬季大陆比海洋气 海陆分布造成的海陆热力性 南 (低纬)凸出,海洋上则向北 (高 温低,夏季大陆比海洋气温高 质差异 纬)凸出;7 月份正好相反 较平直 同一纬度气温差别小 海陆分布 (海洋面积广阔,地 表性质均一)

南半球

高原、山地的气温较低,平原的气 气温低,则等温线向低纬凸出; 同纬度地 温较高;寒流经过处气温低,暖流 地形(地势高低);洋流 气温高,则等温线向高纬凸出 带 经过处气温高 太阳辐射 (纬度位置,即北方 冬季,等温线密集;1 月份 0 ℃ 冬季,南北温差大,越往北温度越 太阳高度小、白昼时间短,南 等温线大致沿秦岭 —淮河一线延 低 方正相反); 冬季风(大气环流, 伸 北方冬季风影响大) 夏季,等温线稀疏 夏季普遍高温,南北温差不大 太阳辐射 (南方太阳高度大, 北方白昼时间长)

我国

【规律总结】一陆南,七陆北。全球各地,无论南北半球,1 月份陆地等温线向南凸出,海洋等温线向北 凸出;7 月份陆地等温线向北凸出,海洋等温线向南凸出。 (2)气温的时间变化(看图) ?一天中气温的最高值与最低值 ? (1)气温的日变化?日平均气温 ?气温日较差 三.热力环流 ? 由于地面冷热不均而形成的空气环流,称为热力 环流,是最简单的环流形式。 热量差→大气上升或下降→同一水平面上的气压 差异→大气水平运动。 图解:

?月均温的最高值与最低值 ? (2)气温的年变化?气温年较差 ?地形与气温日、年较差 ?

常见热力环流形式及其影响 (1)海陆风
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形成

当大范围的大气环流稳定的情况下, 白天陆地比 夜晚陆地比海洋降温快, 近地面陆地气压高于海洋, 海洋增温快, 近地面陆地气压低于海洋, 风从海 风从陆地吹向海洋,形成陆风 洋吹向陆地,形成海风 海陆风使滨海地区气温日较差减小,降水增多

影响

(2)山谷风

形成

白天山坡比同高度的山谷升温快, 气流上升, 气 夜晚山坡比同高度的山谷降温快,气流下沉,气压 压低,暖空气沿山坡上升,形成谷风 高,冷空气沿山坡下滑,形成山风 在山谷和盆地常因夜间冷的山风吹向谷底,使谷底和盆地内形成逆温层,多雾霾,阻碍了空气的垂 直运动,易造成大气污染。强烈的上升气流可以形成夜雨

影响

(3)市区与郊区之间的热力环流

形成

由于城市居民生活、工业和交通工具释放大量的人为热,导致城市气温高于郊区,形成“城市 热岛” ,引起空气在城市上升,在郊区下沉,近地面风由郊区吹向城市,在城市与郊区之间形成 城市热岛环流 一般将绿化带布置在热力环流圈以内,而将卫星城或污染较重的工厂布置于热力环流圈之外

影响

【深入讲解】图示说明等压面的判读步骤 步骤 1.判读气压的高低 (1)气压的垂直递减规律。由于大气密度随高度增加而降低,不同高度的大气所承担的空气柱高度不 同,导致在垂直方向上随着高度增加气压降低,如下图,在空气柱 L1 中,PA′>PA,PD>PD′;在 L2 中,PB>PB′,PC′>PC。 (2) 同一等压面上的各点气压相等。如上图中 PD′= PC′、PA′=PB′。
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综上分析可知:PB>PA>PD>PC。 步骤 2.判读等压面的凸凹 因地面冷热不均,导致同一水平面上出现气压差异,使等压面发生弯 曲。等压面凸向高处的为高压,凹向低处的为低压,可形象记忆为“高 凸低凹”。(如右图所示) 另外,近地面与高空等压面凸起方向相反。 步骤 3.判断近地面的冷热状况及其下垫面性质 可按如下思路进行判断:等压面的弯曲状况?近地面气压高低?根据温 压关系,判读出气温高低?根据不同下垫面的热力差异,判读出下垫面的性质,如高压可能对应夏季的海 洋(冬季的陆地)、白天的绿地(夜晚的裸地)、城市的郊区等。 步骤 4.判断近地面的天气状况及日较差 可按如下思路进行判断: 等压面的弯曲状况?近地面气压高低?判读出天气状况(低压多阴雨天气, 高压多晴 朗天气)?日较差大小(晴天日较差大、阴天日较差小)。 四、风的形成 1、概念:风——大气的水平运动,大致由高压吹向低压。风向——风吹来的方向。 是西南风。风 向标:

2、风的受力状况: (1)水平气压梯度力:风形成的原动力,垂直与等压线并由高压指向低压,既影响风向,由影响风速。 (2)地砖偏向力:与风向垂直,只影响风向,在风速相同的情况下随纬度降低而减小。 (3)摩擦力:与风向相反,近地面显著(陆地比海洋大,山区比平原大) ,高空可以忽略不计。 3、受此影响,高空风向与水平气压梯度力成 90 度交角,与等压线平行,近地面风向与水平气压梯度力成 30-45 度交角,北半球向右偏,南半球向左偏。

【深入讲解】等压线图的判读 等压线是把在一定时间 内气压相等的地点在平 面图上连接起来所成的 封闭曲线,其可以显示 空间气压的高低分布状 况,如下图所示。具体 有以下应用:

1.判断气压场 (1)高气压中心:中心气 压高,周围气压低,如 A 处。
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1958 年 4 月 5 日 8 时世界海平面气压(hPa)分布(局部)

(2)低气压中心:中心气压低,周围气压高,如 B 处。 (3)高压脊:等压线由高压中心向外凸出的部分,如 C 处。 (4)低压槽:由低压中心向外凸出的部分,如 D 处。 2.判断各种气压场的天气状况

高气压中心 ? ? 晴朗 阴雨 ? ? 低气压中心 ? ? 高压脊 ? 天气 天气 ? ? ? 低压槽 3.判断风向 第一步在等压线图中, 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, 但并不一定 指向低压中心),表示水平气压梯度力的方向。 第二步确定南、北半球后,面向水平气压梯度力方向向右(北半球)或左(南半球)偏转 30°~45°角,画出 实线箭头,即为经过该点的风向。如下图所示。(北半球)

4.判断风力大小 (1)同一等压线图上,等压线密集,风力大;等压线稀疏,风力小,如图中甲处风力大于乙处。

(2)不同图中,“相同比例尺”,相邻两条等压线数值差越大,风力越大,如下图中 B 处风力大于 A 处。

(3)不同图中,比例尺越大,风力越大,如下图中 C 处风力大于 D 处。

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5.等压线图一般画海平面气压分布图,世界上海平面气压值 990-1040 百帕 (hPa) 之间,亚洲高压气压值最 大可达 1040 百帕左右。副高一般在 1020 百帕左右。 【变式训练】 读“某区域海平面等压线(单位:hPa)分布图” ,回答 1-2 题。

1.假如气压变化只和气温有关,图中两条纬线和三条经线的交点中,气温日较差最小的是 A.(40°,130°) 2.该时间段内,M 点: ①偏南风转西北风 A.①②③ ②风力减弱 B.①②④ ③天气晴朗 C.①③④ ④气温降低 D.②③④ B.(40°,140°) C.(30°,120°) D.(30°,130°)

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