大气运动规律
大气运动规律
大气运动规律
大气运动规律是指大气层里的风、气压、温度等气象要素在时间和空间上展现出的规律性分布和演变。
1. 每个地球区域大气运动都遵循气压与温度的垂直剖面。
即大气压力水平面上气压随高度（海拔）上升而不断降低，气温随高度上升而不断降低。
2. 利用大气循环与地球自转的相互作用，气压梯度力、地转偏向力和离心作用三力所构成的地球大气环流，形成3个气圈，即赤道低压带、副热带高压带和极地低压带。
3. 大气循环中的热带降雨带、风带、反气旋和台风等都有周期性规律，可以预测和掌握。
4. 大气的运动过程中形成的气压、冷暖空气和湿度等逐渐向高空扩散，形成大气层的物理结构。
5. 温度反演、地形障碍和海陆切变等大气环境因素对大气的物理和化学过程都产生很大的影响。
大气运动规律
地球上的大气【知识归纳】一、大气运动的基本规律分析掌握大气运动的基本规律是分析天气、气候现象的基础，此部分内容涉及知识点很多，在这里我们应重点突破以下知识：1．热力环流的形成原理与应用(1)热力环流的形成原理(2)等压面的判读与应用:热力环流形成过程中，因地面冷热不均，等压面发生弯曲，其特点为：高压区的等压面向上凸，低压区向下凹；近地面气压与高空气压高低值相反，呈轴对称分布，如下图所示：依据上图所示的等压面的弯曲状况，我们可以得出：①判断近地面的冷热分布及气温高低状况：近地面等压面上凸的为受冷地区，气温较低，等压面下凹的为受热地区，气温较高。
②判断水平气流运动方向：气流由等压面上凸的地方流向等压面下凹的地方。
③判断近地面的天气状况：近地面等压面上凸的地方多晴朗天气，等压面下凹的地方多阴雨天气。
常见的热力环流：城郊风由于城市人们的生产、生活释放出大量人为热，使城市气温升高，空气上升，与郊区下沉气流形成城市热力环流，下沉气流又从近地面把郊区污染物带入城市中心，严重污染了城市环境。
因此，为了减轻城市污染，如何减少化石燃料的使用量及如何布局郊区工业及卫星城市，成为人们普遍关心的问题。
一般将绿化带布局于气流下沉处及下沉距离以内，而将卫星城或污染较重的工厂布局于下沉距离之外。
海陆风白天在太阳照射下，陆地增温快，气温比海上高，空气膨胀上升，高空气压比原来气压升高，空气由大陆流人海洋；近地面陆地形成低气压，而海洋上因气温低，形成高气压，使下层空气由海洋流人大陆，形成海风。
夜间与白天大气的热力作用相反而形成陆风。
山谷风白天因山坡上的空气增温强烈，于是暖空气沿坡上升，形成谷风(如图a)。
夜间山坡上的空气迅速冷却，密度增大，因而沿坡下滑，流人谷地，形成山风(如图b)。
特别说明：城市风环流的方向不随时间而变化，因为市区的气温总是高于郊区。
而海陆风环流和山谷风环流的流向则随昼夜的变化而向相反的方向变化，因为海与陆、山与谷的气压高低随昼夜改变而改变。
大气运动规律
摩擦层中的白贝罗 风压定律：
G
V
北半球：
R A
高压
背风而立， 低压在左前方， 高压在右后方。 南半球相反。
在摩擦层中，风穿越等压线，向低压偏转。
弯曲等压线的气压场中的风 C≠0
空气所受的力：G、A、C、RGA NhomakorabeaD
C R
G
V R V G C
A
风逆时针旋转，向中心辐合。 绝热上升，多阴雨天气
顺时针旋转，向四周辐散 绝热下沉，多晴好天气
三 大气连续方程
大气运动不仅遵循牛顿运动定律， 而且还受质量守衡定律的约束。表 示大气质量守恒定律的数学表达式 称为连续方程。在一个固定的几何 空间内，根据质量守恒原理，其中 流体质量变化取决于流体从四周流 入与流出量之差。
图示 X方向流体净流入量
连续方程 可写为：
V 0 t
北 半 球
地转风的方向与等压线平行，在北
半球，背风而立，高压在右低压在 左；在南半球，背风而立，高压在 左低压在右。 地转风的大小与水平气压梯度成正 比。
地转风大小还与地转参数和空气
密度成反比，因此，赤道地区由 于科氏力为零，地转关系不成立。 地转风抓住了自由大气中风压场 之间的基本关系。除了极地和赤 道附近地区以外，自由大气中的 实际风与地转风相当近似，因此 常用地转风代替实际风。
Frim V
2
湍流应力是由流速不同的流体之 间湍流运动引起的湍流动量交换 而作用在流体界面上的应力 ：
Frit K V
2
大气中分子粘性力很小，通常可 以不考虑。但在行星边界层（以 下），大气经常处于湍流状态， 湍流摩擦力不能忽略。
二 视示力有哪些？
视示力包括同地球旋转有关的惯 性离心力和地转偏向力。
高一地理大气受热过程与运动规律与日常生活现象
高一地理大气，受热过程与运动规律与日常生活现象
大气受热过程和运动规律与日常生活现象有着密切的关系，下面是一些例子：
1. 温度变化：太阳辐射能量加热地球表面，导致大气温度的变化。
白天，太阳直射地表，地表受热后散发热量，使地表温度升高，周围的空气也受热，形成热底层。
晚上，太阳不再照射地表，地表不再受到热辐射，逐渐散发掉热量，温度下降，形成冷底层。
这种温度变化引起了大气中的对流运动和风的形成。
2. 气压变化：气压是指大气某一层单位面积上气体的重量。
由于地表受热不均，不同地区的气温不同，会导致该地区的气压升高或下降。
例如，白天，太阳光垂直照射赤道附近的地区，地表温度高，空气被加热膨胀，形成低气压区。
而高纬度地区，则因太阳光斜射辐射，温度较低，气压相对较高。
这种气压差引起了气流的运动，形成风。
3. 季节变化：地球的自转和公转使得不同季节地区接受到的太阳辐射量不同。
例如，在北半球的夏季，北半球太阳直射区域向北部倾斜，导致太阳辐射更集中，气温升高，形成夏季；而冬季则相反。
这种季节变化影响了大气温度和压力的分布，进而影响了风向和风速的变化。
4. 错觉现象：大气折射和散射现象会影响光线的传播路径，使我们在日常生活中产生一些错觉现象。
例如，夕阳的颜色变红是因为光线在大气散射时，较短的波长（蓝色和绿色）更容易被散射，而较长的波长（红色和橙色）则相对较少被散射，因此夕阳的颜色偏向红色。
总之，大气受热过程和运动规律以及与之相关的自然现象深刻地影响着我们的日常生活，使我们感受到了风、温度和季节的变化，同时也给我们带来了一些视觉上的错觉。
高一地理大气受热过程与运动规律与日常生活现象
高一地理大气受热过程与运动规律与日常生活现象全文共四篇示例，供读者参考第一篇示例：大气是地球上非常重要的一部分，它直接影响着我们的日常生活。
在地理学中，大气受热过程与运动规律是一个非常重要的概念，它影响着气候、天气、甚至自然灾害的发生。
在日常生活中，我们也可以通过一些现象来理解大气的运动规律和受热过程。
让我们来了解一下大气受热过程。
大气受热过程是指太阳辐射的能量照射到地球上的大气层，使得大气层受热并形成热空气团。
这种热空气团会产生气流，形成气流运动，进而影响着气候和天气。
大气的受热过程是由太阳辐射的短波能量经过大气层的吸收和散射所产生的，这个过程是地球上气候和天气变化的基础。
接下来，让我们来谈谈大气的运动规律。
大气的运动规律是非常复杂的，但也是非常有规律可循的。
大气通过气压差异和气温差异来实现水平和垂直的运动。
在大气层内部，气流会形成不同的环流系统，如赤道低压带、副热带高压带、中等纬度低压带和极地高压带。
这些环流系统会形成风、云、降水等现象，直接影响着地球上的生态环境和农业生产。
在日常生活中，我们可以通过一些现象来理解大气的受热过程和运动规律。
比如我们经常感受到的季节变化，冬天寒冷，夏天炎热，春秋交替，这些都是由大气层受热过程和运动规律所造成的。
大气中的风和云也是我们生活中经常能感受到的现象，它们都是大气的运动规律在行动。
受热过程和运动规律也直接影响着我们的日常生活。
比如气温的升降会影响我们选择穿着衣物的厚薄，风向的变化会影响我们的出行和航空运输，降水量的多少会影响我们的农业生产和自然灾害的发生。
了解大气受热过程和运动规律对我们的生活是非常重要的。
第二篇示例：大气受热过程与运动规律是地理学中一个重要的概念，它们是我们了解和预测气候和天气现象的关键。
在日常生活中，我们经常能够观察到这些现象的影响，比如昼夜温差、季节变化、风和降水等等。
在本文中，我们将深入探讨高一地理大气受热过程与运动规律与日常生活现象的关系。
大气的运动规律
C.美国大平原麦收正忙 D.我国东北地区寒冷干燥
解析 第（1）题，采用画图法判断风向。首先过N点 画箭头指向低压方向的等压线垂线，表示水平气压 梯度力；然后沿箭头方向画向右偏转的风向箭头 （此地位于北半球），据此可以判定方向为东北风 （根据经纬网确定方向，经线指示南北，纬线指示 东西）。第（2）题，出现阴雨天气的原因包括位于 气旋中心、位于冷锋锋后、位于暖锋锋前或者位于 低压槽内等。M、N地位于高压脊上，气流辐散下沉， 天气晴朗；P地位于低压槽内，且大致与槽线重合， 多阴雨天气。第（3）题，M地位于新疆境内，月平 均气压最高值出现在冬季，据此确定正确选项。A项 排除，因为此时巴西高原正值雨季；B项排除，因为 尼罗河的丰水期是6~10月；C项排除，因为小麦的 收获期是夏初;D项正确,我国东北冬季寒冷干燥。 答案 （1）A（2）C（3）D
（3）热力环流原理的应用
白天陆地增温快，气压低，风由海洋吹
常 见
向陆地，为海风；夜晚相反
的海 热陆 力风 环
流
（3）热力环流原理的应用
白天陆地增温快，气压低，风由海洋吹
常 见
向陆地，为海风；夜晚相反
的海 热陆 力风 环
流
白天山坡增温快，气压低，风由山谷吹
常
向山上，为谷风；夜晚相反
见
的山 热谷 力风 环
（2）东亚季风和南亚季风的比较 季风环流以亚洲东部最为典型。东亚地处世界最大的 大陆——亚欧大陆，面临世界最大的海洋——太平洋， 海陆间的热力性质差异最大，其形成的季风环流也最 典型。东亚北部为温带季风，南部为亚热带季风;南亚 为热带季风。东亚、南亚季风的比较见下表：
东亚季风
温带季风、亚热带季风
受地转偏向力影响，风向相对于
高空 水平气压梯度力北半球右偏，南
大气运动规律
一 基本作用力
基本力是大气与地球或大气之间 的相互作用而产生的真实力，它 们的存在与参考系无关。
气压梯度力,地心引力,摩擦力
1. 什么是气压梯度力
气压梯度: 由于大气中气压分布不 均匀所造成的作用于单位体积空 气上的的力．
描述气压场不均匀程度的物理量
气压梯度力: 由于大气中气压分布 不均匀所造成的作用于单位质量 空气上的的力。
dVa 1 p G F
dt
2. 相对运动方程
在相对坐标系中的相对运动方程为： g为重力
dV 1 p 2Ω V g F
dt
对于中纬度大尺度运动，可取主 要项，得到简化方程组：
f
v
1
p x
f
u
1
p y
p
z
g
三 大气连续方程
大气运动不仅遵循牛顿运动定律， 而且还受质量守衡定律的约束。表 示大气质量守恒定律的数学表达式 称为连续方程。在一个固定的几何 空间内，根据质量守恒原理，其中 流体质量变化取决于流体从四周流 入与流出量之差。
-dp=p-(p+dp)
p+dp
dz dz
p
ρgdz
图 3.10 静止大气中垂直方向力的平衡
在静力平衡条件下，薄气柱受的净 压力应与重力相等，于是有：
dp gdz
大气运动方程
在惯性坐标系中，大气运动满足 动量守衡定律其方程可直接用牛 顿第二定律来描述.
1. 绝对运动方程
若不考虑地球的旋转运动，大气 运动方程可直接用牛顿第二定律 来描述，其绝对运动方程可写为： G 为地心引力
三 旋转坐标系中的重力
在随地球一起旋转的坐标系中， 相对地球静止的物体或空气块， 同时受到地心引力和惯性离心力 的作用,二力之和为重力 。
大气运动规律---大气垂直分层、受热过程
一、大气的垂直分层、 对流层大气的受热过程
1
高考考点：
理解大气的受热过程,说明大气保温作用的主 要原理.
2/16
探究一、大气圈的组成与结构（同桌互动）
高度（千米）
宇宙火箭 人造卫星
流星
极光
思考
高
层 1.对流层平流层气温随海拔升高， 是如何变化的？
大 对流层：气温随高度增加而递减
2、图中3种辐射，短波辐射和长波辐射各有哪些?
3、描述大气的受热过程。短长波波辐辐射射：：太地阳面辐辐射射 大气辐射（大气逆辐射）9/16
(3)昼夜温差大小的分析方法 分析昼夜温差的大小要结合大气受热过程原理，主要从 地势高低、天气状况、下垫面性质几方面分析。 ①地势高低：地势高→大气稀薄→白天大气的削弱作用 和夜晚大气的保温作用都弱→昼夜温差大。 ②天气状况：晴朗的天气条件下，白天大气的削弱作用 和夜晚大气的保温作用都弱→昼夜温差大。 ③下垫面性质：下垫面的比热容大→地面增温和降温速 度都慢→昼夜温差小，如海洋的昼夜温差一般小于陆地。
C．b代表的辐射主要被大气中的臭氧吸收
D．c代表的辐射与天气状况无关
2的．做朱法开，山有一利家于燃烧C柴草防御霜冻
A．增强a辐射
B．增强b辐射
C．增强c辐射
D．改变b的辐射方向
（2010.山东文综）图2为
北半球中纬度某地某日5次 观测到的近地面气温垂直分 布示意图。当日天气晴朗， 日出时间为5时。读图回答 下题。
（2009广东）地面辐射与地面吸收的大气逆辐射之差称为有效辐 射。读图4并结合所学知识，回答12—13题。
12．关于甲、乙、丙三地多年平均年有效辐射总量的空间分布， 下列叙述正确的是
A．由甲地向乙地急剧增加 C
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第二步：定温度带 热带型 亚热带型 温带型
亚寒带 寒带型 型
气 最冷月气 温 最冷月气 温0℃~ 指 温 ＞15℃ 15℃ 标 气 温 变 化
最冷月 气温＜ 最热月 最热月 0℃ 气温 气温＜ 最热月 10℃左 5℃ 右 气温＞ 15℃ 冬冷 夏热 冬寒夏 凉 终年 严寒
我国大多数降水天 天气 气，如北方夏季的 暴雨、冬春季节的 实例 大风、沙暴、寒潮 等
一场春雨一场暖
2.气旋（低压）和反气旋（高压）与天气
气旋 反气旋
气压状况
低气压（中心气压 高气压（中 低，四周气压高） 心气压高， 四周气压低） 顺时针方向， 逆时针方向，向中 向四周辐散 心辐合 顺时针方向，向中 逆时针方向， 心辐合 向四周辐散 上升 下沉
③天山准静止锋：
来自西伯利亚和北大西洋不太强的冷锋进入准噶 尔盆地受天山阻挡而形成，天山北坡和北疆大部 分地区冬、春降水较多就与天山准静止锋活动有 关。
知识点三 气候类型的判读
1.气候类型分布模式图（北半球）
2.世界气候类型的特点、成因及分布 气候类型 热带雨林气候 分布规律 南北纬10° 之间 成因 气候特征
低压
与风向垂直，北半球向右偏，
南半球向左偏；只改变风向，
不改变风速 方向与风向相反
受地转偏向力影响，风向相对于水平气压 高空 运 梯度力北半球右偏，南半球左偏。在高空， 摩擦力可以忽略不计，风向偏转90度，最 终与等压线平行
动
规 律
近地面
风向偏转角度小于90度，最终斜穿等压线，
指向低气压
特别说明
极地气 团控制极地气 团控制Fra bibliotek全年 严寒
全年 酷寒
高 山 高 原 高山高原 气候 气温随 高大的山地和高 高度变 原地区 化
气温 随高 度增 大而 降低
3.气候类型的判断
各种气候类型的特征差异，一般是从气温和降水两 方面进行描述，因此气候类型的判断也多从这两个 方面进行分析归类。
第一步：定南北半球：
（2）我国主要的准静止锋
①江淮准静止锋： 夏初，来自海洋上的暖湿气流与 大陆上南下的冷空
气交锋、对峙，在长江中下游和淮河流域形成，它 是形成梅雨的重要天气系统。
②昆明准静止锋： 又称云贵准静止锋，位于云贵高原，气流受云贵高原
地形阻挡抬升演变而形成，易形成连续性降水天气。 贵阳“天无三日晴”与昆明准静止锋活动有关，多出 现于冬季，锋区位置多在贵阳与昆明之间，略呈西 北—东南走向。
季节分配较均匀
夏季多雨，冬季少 雨或干旱
冬季多雨，夏季干 旱
终年降水稀少
热带沙漠气候；温带大陆性气候；亚 寒带大陆性气候；极地气候＜250 mm
第四步：定气候类型
温度带 降雨型
热带型 热带雨林气候
亚热带型
温带型 温带海洋 气候
年雨型 夏雨型 冬雨型 少雨型
热带季风气候、 亚热带季风 温带季风 热带草原气候 气候 气候 地中海气候 热带沙漠气候 温带大陆 性气候
（1）等压线的疏密程度与风力的大小有一定的对应
关系，等压线愈密集，气压差愈大，风力就愈强； 等压线愈稀疏，气压差愈小，风力就愈弱。 （2）近地面风的风压定律（风向与气压的关系）：
北半球，背风而立，低压左前，高压右后；南半球，
背风而立，低压右前，高压左后。
（3）在弯曲等压线图上，确定任一地点的风向，可
2、大气运动最简单的形式： 热力环流
（1）理解原理
把握“气温—气压—气流—天气”这一线索。 近地面冷热不均—气流受热膨胀上升、遇冷收缩下沉—近地面 热低压、冷高压—水平方向上，风总是从高压流向低压；垂直 方向上，低压气流上升，多阴雨天气（如台风带来狂风暴雨）， 高压气流下沉，多晴朗天气（如副高引起江淮地区伏旱天气）。
注意：从上表可以看出：热带季风气候和热带草原 气候，同属于热带且干湿季明显，二者判断困难； 温带季风气候和亚热带季风气候，同受季风环流影 响，较难区分。现比较如下：
气候类型 相似点 全年各月均温均高 于20℃；有明显的 干湿季 不同点 前者年降水量小 （＜1 000mm）且 变化慢；后者年降 水量大且变化快
赤道低气 全年高温 压带控制 多雨 赤道低压、 湿季干季 信风带交 交替 替控制 雨季集中、 冬夏季风 旱雨季分 交替控制 明
热 带
南北纬10°~ 热带草原气候 20°之间 北纬10°~北 热带季风气候 纬25°大陆 东岸
南北纬20°~ 热带沙漠气候 副高或信 全年干旱 30°大陆内 风带控制 少雨 部、大陆西岸
气压带、风带季节移动的规律是：北半球夏季北移， 南半球夏季南移。气压带、风带在一年内有规律地 南北移动，常使同一地区在不同季节出现不同的气 候状况。
4.季风环流
（1）季风的形成 受大气活动中心影响，在亚洲东部和南部形成了季
风气候，其风向分别为西北季风、东北季风（冬
季，1月）和东南季风、西南季风（夏季，7月）。 如下图：
南亚季风
热带季风 冬季 夏季
风向
源地
西北风
亚洲高压 海陆热
东南风
太平洋 海陆热 力差异 炎热、 湿润
东北风
亚洲内陆
西南风
印度洋
成因
力差异 寒冷、干燥
气压带、风 海陆热力 带位置的季 差异 节移动
性质
比较
温暖、 干燥
炎热、湿润
冬季风强于夏季风
夏季风强于冬季风
知识点二
常见天气系统
1.锋面与天气 冷锋 暖锋
（2）东亚季风和南亚季风的比较
季风环流以亚洲东部最为典型。东亚地处世界最大的
大陆——亚欧大陆，面临世界最大的海洋——太平洋，
海陆间的热力性质差异最大，其形成的季风环流也最 典型。 东亚北部为温带季风，南部为亚热带季风;南亚为热带 季风。 东亚、南亚季风的比较见下表：
东亚季风
温带季风、亚热带季风 季风 冬季 夏季
常 见 的 热 力 环 流
城市排放大量热量形成热岛效应，气流 上升，气压低，近地面风从郊区吹向城 市，故一般将绿化带布置于气流下沉距 离以内，而将卫星城或污染较重的工厂 城 布置于气流下沉距离之外。 市 风
2.大气的水平运动（风的形成）
水平气压
垂直于等压线，由高压指向
梯度力
受力 地转偏 分析 向力 摩擦力
按以下步骤进行：
①在等压线图中，按要求画出与该点相邻的等压线垂直的虚线箭头（由
高压指向低压，但并非一定指向低压中心），表示水平气压梯度力的方向
（见图中箭头A）。
②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，即为经过这点的风向（见图
中箭头B）。
北半球 水平 气流
南半球
垂直气流
天气状况
多阴雨天气
多晴朗、干燥天气
示意图 （北半球）
典型天气
我国长江流域7、8 夏秋季节影响我国 月的伏旱天气；我 东南沿海地区的台 国北方“秋高气爽” 风 的天气
特别说明
（1）锋面气旋的判读
地面气旋一般与锋面联系在一起，我们称之为锋面
气旋。
上图为某等压线分布图，甲处箭头为风向，判断该地位于北 半球的近地面，是一个低压系统，也就是气旋。图中的OM和 ON为两个低压槽（也就是两个锋面）。由于是北半球，所以 该气旋的西部吹偏北风，气流从较冷的北方吹向较暖的南方， 因此可以判断OM为冷锋，该气旋的东部吹偏南风，气流从较 暖的南方吹向较冷的北方，因此可以判断ON为暖锋。从降水 情况来看，主要集中在A区域（冷锋的锋后）和D区域（暖锋 的锋前），都是位于冷空气一侧。
（2）注意问题说明
①上图中的高压、低压，指同一水平面而言，在同
一水平面上，气流由高压流向低压。
②近地面气温高，气流上升，形成低压；相反，近 地面气温低，气流冷却收缩下沉，形成高压。
③若低空低压，则高空高压；若低空高压，则高空
低压。 ④若等压面凸向高空，则该区域比四周同一水平面 气压高；相反，若等压面凸向低空，则该区域比四 周同一水平面气压低。
温 温带海洋 南北纬40°~60° 全年受 西风带 大陆西岸 带 性气候 影响 温带大陆 南北纬40°~60° 大陆气 性气候 大陆内部 团控制
亚
寒 带
亚寒带大 陆性气候
北纬50°~70°
极地大 陆（海 洋）气 团控制
冬寒 长、 夏短 暖
寒
带
北半球极地附近 苔原气 候 临海
南北半球极地附 冰原气 候 近内陆
（3）热力环流原理的应用
白天(或夏季)，近地面风从海洋吹向陆 地，形成海风(如图a)； 晚上(或冬季)，近地面风从陆地吹向海 洋，形成陆风(如图b)
常 见 的 热 力 环 流
海 陆 风
常 见 的 热 力 环 流
白天山坡气温高于同高度大气，暖空气 沿坡上升，形成谷风(如图a)； 夜间山坡温度低，冷空气下滑，形成山 风(如图b)，谷底形成逆温，阻碍空气垂 山 直运动，易造成污染。 谷 风
终年高温
冬暖夏热
第三步：定降水类型
降水季节变化 特点 年 雨 型 夏 雨 型 冬 雨 型 少 雨 型 气候类型及年降水量（mm） 热带雨林气候 ＞2 000 mm； 温带海洋性气候＞700 mm 热带草原气候750 mm~1 000 mm； 热带季风气候＞1 500 mm； 亚热带季风气候＞1 000 mm； 温带季风气候500 mm~600 mm 地中海气候300 mm~1 000 mm
知识点一 大气运动及其表现形式
1、大气的受热原理
太阳暖大地
大地还大气
大气还大地
结合上图，大气对地面的保温作用可简单归纳如下：
过程
原理分析
Ⅰ
Ⅱ Ⅲ
太阳暖 大地 大地还 大气