高中地理必修一 第二章 第一节
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第二章 地球上的大气
第一节 冷热不均引起大气运动
• 教材分析：本节教材主要介绍了大气的受热过程、热力环流、大气的
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水平运动三部分知识。教材在处理三个框题时采用了由因到果、从整体 到局部的方法。大气的受热过程影响着大气的热过程，而大气的热过程 即冷热不均则制约着大气的运动状态。教材在介绍热力环流的基础上， 又从整体到局部，选择与人类关系比较密切的大气的水平运动进行了比 较详细的分析。 教学目标：用图示让学生明白、理解“太阳暖地面、地面暖大气、大 气还地面”的原理；通过实际活动理解热力环流的原理；理论联系实际， 促进对风的形成的理解，学会在等压线图上判断某一地的风向。 教学重点：1、大气的受热过程和保温作用的原理 2、分析热力环流形成的过程与方法 3、大气运动的基本形式及大气水平运动的几种作用力 教学难点 ：1、热力环流的原理 2、影响大气水平运动的“三力”及其作用下的风向 教学方法：讲授法、讨论法、实验法、图解分析法 学法指导：通过绘制受热示意图、热力环流模式图，让学生自主探讨， 培养学生发现问题、分析问题、解决问题的能力。 教学用具：多媒体设备、课件
反
3、等压面凸起的地方是高压区，等压面下凹的地方是低压区
• •
3、热力环流的典型实例
海陆风 城市风 山谷风
• •
海陆风的形成
白天
高压 低压 海 低压 风 高压
夜晚
陆 风
陆地
海洋
陆地
海洋
城市风---城市热岛效应
低气压
高气压
低气压
高气压 B
低气压 A
高气压 C
三、山谷风
山谷或盆地地区 多夜雨
www.themegallery.com
大气对太阳辐射的吸收、反射、散射作用
作用 参与作用的 形式 大气成分 波长范围
紫外线
红外线 各种波长同 样被反射
作用特点
吸收强烈，有选
择性，大部分可 见光可穿透 无选择性，反 射光呈白色 向四面八方散 射 ，有选择性
吸收 臭氧（平流层）
水汽、二氧化碳 （对流层）
反射 散射
云层、尘埃 空气分子、 微小尘埃
三、大气的水平运动
气压梯度：同一水平面上，单位距离间的气压差
水平气压梯度力：只要水平面上存在气压梯度，
就产生了促使大气由高压区流向低压区的力。
B A 1030
（hPa） 1030 1010
1010
1030
C
1030
1.风向形成的三种情况之一:
只受水平气压梯度力
B
风向
（hPa）
1010
1020 A 1030
• 一、大气的受热过程 • 二、热力环流 • 三、大气的水平运动
• 一、大气的受热过程
• 1、大气中的一切物理过程都伴 随着能量的转换，太阳辐射能 是地球大气最重要的能量来源。 • 2、太阳辐射波长分布图
A、太阳辐射的主要能量集中在可见光 区 B、由实验得知，物体的温度越高，辐 射中最强部分的波长越短；反之则越 长。由于地球表面的温度笔太阳低得 多‘所以地面辐射的波长比太阳辐射 长得多。相对于太阳短波辐射来说， 地面辐射为长波辐射。
3. 风向形成的三种情况之三: 受水平气压梯度力、地转偏向 同影响
力和近地面摩擦力共
（hPa） 1000 1005
1010
摩擦力
1015
▲摩擦力方向：与风向相反 ▲近地面风向最终与等压线成一定夹角
气压梯度力 地转偏向力 风向
冷却
A
风
高 G
低
地面冷热不均 风
根 本 原 因
大气垂直运动
D G
冷却
C
风
D
B
风
地面
大气水平运动 （风）
受热
直 同一水平面 接 产生气压差异 原 因
▲空气水平运动的直接原因：水平气压差异 ▲大气运动的根本原因： 注意： 1、高压、低压是针对同一水平面而言的。不同高度难比较。 2、高空的气压高低与地面相 太阳辐射对各纬度加热不均，造成高 低纬度间的热量差异
方向：垂直于等压线，由高压指向低压 大小： 等压线越密，力越大，风速越大。
2. 风向形成的三种情况之二: 受水平气压梯度力和地转偏向力共同 影响 （
hPa） 1002
1004 1006 1008
北半球高空中的风向
1010
气压梯度力 地转偏向力 风向 ▲地转偏向力：方向始终与风向垂直 只改变风向，不影响风速 ▲风向在高空最终与等压线平行.
• 导பைடு நூலகம்：“温室效应”的是与非
在人们的印象中温室效应总是与灾难联系在 一起，以至于人们都与除之而后快。其实， “温室效应’并不可怕，相反它还是地球上众 多生命的保护神，是地球上生命赖以生存的必 要条件。 这是为什么呢？！原来，是因为有大气的 存在，厚厚的大气如同一床棉被，起到了保温 的作用，才使得地球保持了相对稳定的气温， 从而使得生命世界繁衍生息、兴旺发达。大气 也是自然地理环境中最活跃的组成部分之一。 我们从这节课开始探讨地球上的大气。
•
• 月球上没有大气层，白天阳光 直接照在月球表面，没有大气 对阳光的削弱作用，增温快； 夜晚没有大气的保温作用，热 量直接散失，降温快，再加上 月球表面的物质的热容量和导 热率又很低，因而月球表面昼 夜的温差大。
对流层大气温度随高度的升高而降低——对流层 大气热量主要来自地面辐射 平流层大气温度随高度的升高而升高——平流层 的臭氧大量吸收太阳紫外线 夏季多云的白天气温比晴朗的白天低——云层具 有反射作用，削弱到达地面的太阳辐射 多云的夜晚比晴朗的夜晚气温高——大气逆辐射 ，可以减少地面热量的损失
青藏高原是太阳能最丰富的地区——海拔高，空 气稀薄，云量少，晴天多，大气削弱作用小 晚秋和冬季霜冻发生在晴朗的夜晚——晴朗的夜 晚大气逆辐射弱
• 二、热力环流
• 1、定义
• 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。它 是大气运动最简单的形式。
• 2、热力环流的原理
热力环流的形成过程： D G
蓝色光最 易被散射
• 3、大气的受热过程
太 阳 辐 射
地
面 吸
大气吸收
大 气 辐 射
射向宇宙空 间 大气上界
收
地面增温
大 气 逆 辐 射 地面
大 气 吸 收
“太阳暖大地” “大气还大地” “大地暖大气 ”
投射到地球上的太阳辐射能，要穿过厚厚的大 气层，才能到达地球表面。太阳辐射能在传播过程 中，部分被大气吸收或反射，大部分到达地面，并 被地面反射和吸收。地面吸收太阳辐射能而增温， 同时又以长波辐射的形式把热量传递给近地面大气。 近地面大气吸收了地面辐射以后，又以对流、传到 等方式，层层向上传递热量。这种辐射热交换是大 气增温的最重要的方法。 • 从大气的受热过程来看，地球大气对太阳 短波辐射吸收得较少，大部分太阳短波辐射能够透 过大气射到地面；而大气对地面长波辐射吸收得却 较少，地面辐射放出的绝大部分热量能够被大气截 留下来，所以，地面是近地面大气主要、直接的热 源。 • 大气的受热过程影响着大气的热状况、温 度分度和变化，制约着大气的运动状态。
第一节 冷热不均引起大气运动
• 教材分析：本节教材主要介绍了大气的受热过程、热力环流、大气的
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水平运动三部分知识。教材在处理三个框题时采用了由因到果、从整体 到局部的方法。大气的受热过程影响着大气的热过程，而大气的热过程 即冷热不均则制约着大气的运动状态。教材在介绍热力环流的基础上， 又从整体到局部，选择与人类关系比较密切的大气的水平运动进行了比 较详细的分析。 教学目标：用图示让学生明白、理解“太阳暖地面、地面暖大气、大 气还地面”的原理；通过实际活动理解热力环流的原理；理论联系实际， 促进对风的形成的理解，学会在等压线图上判断某一地的风向。 教学重点：1、大气的受热过程和保温作用的原理 2、分析热力环流形成的过程与方法 3、大气运动的基本形式及大气水平运动的几种作用力 教学难点 ：1、热力环流的原理 2、影响大气水平运动的“三力”及其作用下的风向 教学方法：讲授法、讨论法、实验法、图解分析法 学法指导：通过绘制受热示意图、热力环流模式图，让学生自主探讨， 培养学生发现问题、分析问题、解决问题的能力。 教学用具：多媒体设备、课件
反
3、等压面凸起的地方是高压区，等压面下凹的地方是低压区
• •
3、热力环流的典型实例
海陆风 城市风 山谷风
• •
海陆风的形成
白天
高压 低压 海 低压 风 高压
夜晚
陆 风
陆地
海洋
陆地
海洋
城市风---城市热岛效应
低气压
高气压
低气压
高气压 B
低气压 A
高气压 C
三、山谷风
山谷或盆地地区 多夜雨
www.themegallery.com
大气对太阳辐射的吸收、反射、散射作用
作用 参与作用的 形式 大气成分 波长范围
紫外线
红外线 各种波长同 样被反射
作用特点
吸收强烈，有选
择性，大部分可 见光可穿透 无选择性，反 射光呈白色 向四面八方散 射 ，有选择性
吸收 臭氧（平流层）
水汽、二氧化碳 （对流层）
反射 散射
云层、尘埃 空气分子、 微小尘埃
三、大气的水平运动
气压梯度：同一水平面上，单位距离间的气压差
水平气压梯度力：只要水平面上存在气压梯度，
就产生了促使大气由高压区流向低压区的力。
B A 1030
（hPa） 1030 1010
1010
1030
C
1030
1.风向形成的三种情况之一:
只受水平气压梯度力
B
风向
（hPa）
1010
1020 A 1030
• 一、大气的受热过程 • 二、热力环流 • 三、大气的水平运动
• 一、大气的受热过程
• 1、大气中的一切物理过程都伴 随着能量的转换，太阳辐射能 是地球大气最重要的能量来源。 • 2、太阳辐射波长分布图
A、太阳辐射的主要能量集中在可见光 区 B、由实验得知，物体的温度越高，辐 射中最强部分的波长越短；反之则越 长。由于地球表面的温度笔太阳低得 多‘所以地面辐射的波长比太阳辐射 长得多。相对于太阳短波辐射来说， 地面辐射为长波辐射。
3. 风向形成的三种情况之三: 受水平气压梯度力、地转偏向 同影响
力和近地面摩擦力共
（hPa） 1000 1005
1010
摩擦力
1015
▲摩擦力方向：与风向相反 ▲近地面风向最终与等压线成一定夹角
气压梯度力 地转偏向力 风向
冷却
A
风
高 G
低
地面冷热不均 风
根 本 原 因
大气垂直运动
D G
冷却
C
风
D
B
风
地面
大气水平运动 （风）
受热
直 同一水平面 接 产生气压差异 原 因
▲空气水平运动的直接原因：水平气压差异 ▲大气运动的根本原因： 注意： 1、高压、低压是针对同一水平面而言的。不同高度难比较。 2、高空的气压高低与地面相 太阳辐射对各纬度加热不均，造成高 低纬度间的热量差异
方向：垂直于等压线，由高压指向低压 大小： 等压线越密，力越大，风速越大。
2. 风向形成的三种情况之二: 受水平气压梯度力和地转偏向力共同 影响 （
hPa） 1002
1004 1006 1008
北半球高空中的风向
1010
气压梯度力 地转偏向力 风向 ▲地转偏向力：方向始终与风向垂直 只改变风向，不影响风速 ▲风向在高空最终与等压线平行.
• 导பைடு நூலகம்：“温室效应”的是与非
在人们的印象中温室效应总是与灾难联系在 一起，以至于人们都与除之而后快。其实， “温室效应’并不可怕，相反它还是地球上众 多生命的保护神，是地球上生命赖以生存的必 要条件。 这是为什么呢？！原来，是因为有大气的 存在，厚厚的大气如同一床棉被，起到了保温 的作用，才使得地球保持了相对稳定的气温， 从而使得生命世界繁衍生息、兴旺发达。大气 也是自然地理环境中最活跃的组成部分之一。 我们从这节课开始探讨地球上的大气。
•
• 月球上没有大气层，白天阳光 直接照在月球表面，没有大气 对阳光的削弱作用，增温快； 夜晚没有大气的保温作用，热 量直接散失，降温快，再加上 月球表面的物质的热容量和导 热率又很低，因而月球表面昼 夜的温差大。
对流层大气温度随高度的升高而降低——对流层 大气热量主要来自地面辐射 平流层大气温度随高度的升高而升高——平流层 的臭氧大量吸收太阳紫外线 夏季多云的白天气温比晴朗的白天低——云层具 有反射作用，削弱到达地面的太阳辐射 多云的夜晚比晴朗的夜晚气温高——大气逆辐射 ，可以减少地面热量的损失
青藏高原是太阳能最丰富的地区——海拔高，空 气稀薄，云量少，晴天多，大气削弱作用小 晚秋和冬季霜冻发生在晴朗的夜晚——晴朗的夜 晚大气逆辐射弱
• 二、热力环流
• 1、定义
• 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。它 是大气运动最简单的形式。
• 2、热力环流的原理
热力环流的形成过程： D G
蓝色光最 易被散射
• 3、大气的受热过程
太 阳 辐 射
地
面 吸
大气吸收
大 气 辐 射
射向宇宙空 间 大气上界
收
地面增温
大 气 逆 辐 射 地面
大 气 吸 收
“太阳暖大地” “大气还大地” “大地暖大气 ”
投射到地球上的太阳辐射能，要穿过厚厚的大 气层，才能到达地球表面。太阳辐射能在传播过程 中，部分被大气吸收或反射，大部分到达地面，并 被地面反射和吸收。地面吸收太阳辐射能而增温， 同时又以长波辐射的形式把热量传递给近地面大气。 近地面大气吸收了地面辐射以后，又以对流、传到 等方式，层层向上传递热量。这种辐射热交换是大 气增温的最重要的方法。 • 从大气的受热过程来看，地球大气对太阳 短波辐射吸收得较少，大部分太阳短波辐射能够透 过大气射到地面；而大气对地面长波辐射吸收得却 较少，地面辐射放出的绝大部分热量能够被大气截 留下来，所以，地面是近地面大气主要、直接的热 源。 • 大气的受热过程影响着大气的热状况、温 度分度和变化，制约着大气的运动状态。