2025届高三地理一轮复习大专题知识整合8——热力环流 知识清单

主题八 热力环流 第一部分 百草园 步入百草园 地面冷热不均 上一主题我们谈到，太阳辐射到达地面后会使地面升温。但并不是所有的地区升温幅度都是一致的：有的地区升温幅度小，有的地区升温幅度大，有的地区因太阳辐射变少或正值黑夜，地面不仅不升温，反而降温。这样可以看到，地球的地面实际处于一种冷热不均的状态。 正是这种冷热不均，引发了我们本主题及后续大气运动知识。 热力环流 热力环流，是指由地面冷热不均而形成的空气环流。是大气运动的一种最简单的形式。其形成过程如下： 图2：当A地接受热量多，B、C两地接受热量少时，A地近地面空气膨胀上升，到上空集聚，使上空空气密度增大，形成高气压；B、C两地空气收缩下沉，上空空气密度减小，形成低气压，于是空气从气压高的A地上空向气压低的B、C两地上空扩散。 图1：当地面受热均匀时，空气没有相对上升和相对下沉运动。 图3：在近地面，A地空气上升向外流出后，空气密度减小，形成低气压；B、C两地因有下沉气流，空气密度增大，形成高气压。这样，近地面的空气从B、C两地流回A地，以补充A地上升的空气，从而形成热力环流。 上面的热力环流过程需要明确以下几个重要的知识点： 1、热力环流有两种气流运动形式：垂直运动（气流上升或下沉）和水平运动（在同一水平高度运动，即风）。 2、热力环流过程是按一定顺序形成的，气流先垂直运动，再水平运动。即：地面冷热不均 → 气流垂直方向运动 → 水平方向产生气压差 → 气流水平方向运动 → 产生环流。 热力环流形成的根本原因：地面冷热不均，近地面两地有气温差。 3、近地面，高温形成低压，低温形成高压；高空与近地面气压性质正相反。 4、水平方向上，风总是从高压吹向低压。 5、所说的近地面、高空并非一个确切数值，高空可能指几百米，也可能指千米以上，视具体情况定。 6、气流垂直运动与天气： （1）近地面为低压时，气流上升，上升过程中气温降低，空气中的水汽易凝结，多阴雨天气； （2）近地面为高压时，气流下沉，气温升高，水汽不易凝结，多晴朗天气。 7、热力环流中气温、气压的大小关系：（如右图） Ⅰ气温：①＞③＞②＞④热力环流气温、气压比较 Ⅱ气压：②＞①＞③＞④ （注意：环流中的“高压”、“低压”是相对于同一水平面而言的，水平方向上气流从高压流向低压；垂直方向上，近地面气压要大于高空气压，也就是海拔越高气压越低，上图中，即便同是“高压”，②＞③。） 探索百草园 现实中，有非常典型的热力环流形式，如海陆风或湖陆风、山谷风、城郊热力环流、沙漠绿洲间环流等，下面对其成因及影响做具体探索。 常见的热力环流形式 一、海陆风（湖陆风） 1、形成过程 海（湖）风 陆 风 白天：陆地比热容小，升温快、气温高，近地面形成低压；海洋升温慢、气温低，近地面形成高压。因此，近地面风从海洋吹向陆地，形成海风。 夜晚：陆地降温快、气温低，近地面形成高压；海洋降温慢、气温高，近地面形成低压。因此，近地面风从陆地吹向海洋，形成陆风。 夜晚：陆地降温快、气温低，近地面形成高压；海洋降温慢、气温高，近地面形成低压。因此，近地面风从陆地吹向海洋，形成陆风。 2、应用与影响 海陆风使海滨地区气温日较差减小，夏季气温低，空气相对湿润，适合避暑。 二、山谷风 1、形成过程 山 风 谷 风 白天：山坡升温快，空气膨胀上升，同高度谷地上空，因离地较远，增温较少，山谷的空气下沉并沿山坡向山顶补充，形成谷风。 夜晚：山坡降温快，空气冷却下沉，顺山坡流入山谷，形成山风；山谷暖空气因冷空气下沉而被迫抬升，并从高空流向山顶。 2、应用与影响 ① 山谷风与夜雨 比较典型的是巴山夜雨，其形成是：Ⅰ四川盆地内气温高，多上升气流；Ⅱ四周山地夜间冷空气下沉（山风），谷底暖气流被迫抬升，到高空凝结致雨。 ② 山谷风与逆温 山谷内易形成地形逆温，即夜间气流顺山坡下沉，因冷空气密度大，沉至谷底；而暖气团被迫抬升，位于谷底上空，由此形成了下冷上暖的大气结构，也就是发生逆温现象。 三、城郊热力环流 1、形成过程 现代大、中城市中，工业生产和居民生活、交通等释放出大量热量，大气污染物集中，城市建设、硬化路面增加，使城市产生热岛效应，而郊区往往气温较低，城郊间温差大。空气在城区上升，在郊区下沉，在城区与郊区之间形成城郊热力环流。 2、应用与影响 ① 城郊热力环流一般在冬季更强，在夏季较弱。因为冬季时，因城市存在热岛效应，温度较高，而郊区冬季温度会降得很，此时城郊温差大，环流强；夏季时，城市接受太阳辐射多，此时由热岛效应导致的升温并不明显，而郊区也会因接受较多的太阳辐射而升温，此时城郊温差小，环流弱。 ② 一般将绿化带布局于城郊热力环流之内，这样较清洁的空气可以随环流进入城市，对城市污染空气有稀释净化作用；将卫星城或污染较重的工厂布局于城郊热力环流之外，这样可以避免产生的污染物随环流重新回到城市。 四、绿洲、沙漠间热力环流 1、形成过程 一般情况下，由于沙漠比热 容小，绿洲的比热容大，所以在 白天，沙漠升温比绿洲快，温度 比绿洲高。沙漠气流上升，绿洲 气流下沉，近地面风从绿洲吹向沙漠。而在夜晚，同样是比热容的差异，沙漠降温比绿洲快，所以温度比绿洲低，沙漠气流下沉，绿洲气流上升，近地面风从沙漠吹向绿洲。这时沙漠绿洲的气温变化如上图1。 当夏季温度较高时，会出现无论白天、黑夜，沙漠处气温始终大于绿洲的情况，如上图2。这时，始终吹绿洲风。 图1 图2 2、冷岛效应、湿岛效应 冷岛效应、湿岛效应，指地球上干旱地区的绿洲、湖泊区域，夏季气温比附近沙漠、戈壁低，湿度比周边大的特殊气象效应。【城市的五岛效应详见“乡村、城镇”主题】 戈壁沙漠上空被加热的暖空气，通过局地环流作用输送到绿洲上空，形成一个上热下冷的逆温层，使下层冷空气较为稳定，从而在绿洲形成了一个比较凉爽、湿润的小气候，即“冷岛”、“湿岛”。 3、逆湿 ① 逆湿现象 逆湿时 正常湿度时 沙漠地区，因蒸发强烈，地表水汽向上集聚，大气湿度下干上湿；而土壤湿度是越靠地表越干，向下层变湿，上干下湿分布。 当某些原因使近地面水汽增大时，此时大气和土层的干湿分布与正常情况相逆，即大气下湿上干（大气逆湿）、土层上湿下干（土壤逆湿）。 当某些原因使近地面水汽增大时，此时大气和土层的干湿分布与正常情况相逆，即大气下湿上干（大气逆湿）、土层上湿下干（土壤逆湿）。 ② 绿洲风与逆湿 绿洲气温低，气流下沉，沙漠气温高，气流上升，近地面气流从绿洲吹向沙漠，称为绿洲风。（右图） 绿洲风会将湿润的水汽吹向沙漠，在绿洲边缘的沙漠形成逆湿现象，越远离绿洲的沙漠地带逆湿越不明显。晴朗少云的夜晚，沙漠降温明显，当绿洲风携带水汽吹向沙漠时，其中的水汽更容易凝结出来，因此，晴朗少云的夜晚更易产生逆湿。 ③ 逆湿发生条件 Ⅰ该地近地面本身空气湿度低； Ⅱ周边地区湿度大，且有风将周边水汽向该地输送； Ⅲ该地降温明显的时段，水汽更易在地表凝结。 ④ 逆湿积极影响 Ⅰ土壤含水量增加，有利于改善土壤的墒情（土壤湿度）； Ⅱ进一步提高植被覆盖率； Ⅲ水汽量大，不易起风沙，防止沙漠扩散。 第二部分 地理屋 头脑风暴——知识关联 关联一 气象要素 气象要素，是表明大气物理状态、物理现象的各项要素。主要有：气温、气压、风、湿度、云、降水、能见度、露点等，是经常会考查的知识点。右图展示了天气预报中常出现的一些气象要素种类。 1、气温 （1）大气与外界热量交换的方式 ① 传导 指空气分子通过热运动将能量从一个分子传递给另一个分子。如，烧热的锅，握把通常也是热的，是热量传导到了握把。但地面、大气并不是良导体，所以通过这种方式交换的热量很少，只在贴近地面附近较明显。 ② 辐射 指热量通过电磁波等形式向外传递，其对气温影响较大。气温高低，热量直接来源是地面长波辐射，根本来源是太阳辐射；当然大气也会将热量反馈至地面，即大气逆辐射。 ③ 对流 空气受热，密度减小而上升，周围冷而重的气流下沉来补充，这种垂直升降运动，称为对流。通过对流，空气上下混合，热量得到传递。 ④ 蒸发、凝结 水分蒸发吸收热量，使当地降温；蒸发的水汽输送至别处凝结，凝结时潜热被释放，气温升高。在蒸发凝结过程中，气温会发生变化。（这一点经常也用，如寒潮来临前灌溉农田、台风形成的过程等都会用到） （2）气温日变化 气温日变化，指一日内气温高低的周期性变化。最高值与最低值的差称为气温日较差。一般情况下有如下规律特征： ① 时间规律：一日内，气温最高值一般出现在午后14时，最低值出现在日出前后。 （原因：虽然太阳高度在当地正午达到最大，但大气受热还需要一个过程，最高气温滞后于最强太阳辐射时间；经过整夜降温，日出前后气温最低。） ② 与纬度关系：副热带地区日较差最大，向两极减小。 （原因：低纬地区太阳高度在一日内变化更大，白天温度更高。） ③ 与季节关系：夏季日较差大于冬季，中纬度地区明显，日较差最大值出现在初夏，最小值在冬季。 （原因：夏季太阳高度一日内变化更大，白天气温更高。） ④ 与地形关系：谷地、盆地日较差大于山峰。 （原因：①近地面大气热源是地面，因此离地面越近，气温升高得更多，降得也越多；离地面越远，气温升高得越少，降得也少，山峰处远离近地面，受地面影响有限，因此日较差小。②山峰空气流动性好，当山峰升温时，周围较冷空气会吹来调节；当山峰降温时，周围较暖空气会吹来调节，因此山峰日较差小。） ⑤ 与海陆关系：陆地日较差大于海洋。 （原因：陆地比热容小，升温快、降温快；海洋比热容大，升温慢、降温慢。） ⑥ 与下垫面关系：沙漠日较差大于绿洲、植被覆盖地大于裸地。 （原因：沙漠、裸地比热容小，升温快、降温快；绿洲和植被覆盖地相反） ⑦ 与天气关系：晴天日较差大于阴天。 （原因：晴天白天，大气削弱作用弱，光照强，气温高；夜间大气保温作用弱，降温快，因此日较差大。阴天白天，云层遮挡，大气削弱作用强，光照弱，气温低；夜间大气保温作用强，降温慢，因此日较差小。） （3）气温年变化图1 图2 图3 气温年变化，指一年中气温高低的周期性变化。最高值与最低值的差称为气温年较差。一般情况下有如下规律特征： ① 时间规律：北半球，7月气温最高，1月气温最低。海洋上，8月气温最高，2月气温最低。 （原因：虽然太阳高度最大在夏至日，最小在冬至日，但受大气受热滞后性的影响，最高气温和最低气温均有延后。因海洋比热容更大，气温滞后更明显，所以延后得更多。） ② 与纬度关系：纬度低年较差小，纬度高年较差大。 （原因：赤道附近全年昼夜长短几乎相等，冬夏季不分明，气温年较差小；随纬度升高，冬夏愈加分明，昼长短全年差异也较大，气温年较差大。） ③ 与海陆关系：内陆地区年较差大，沿海地区年较差小。 （原因：陆地比热容小，夏季气温高，冬季气温低，有很强的大陆性特征；海洋比热容大，受海水调节作用，夏季气温偏低，冬季气温偏高，海洋性特征明显。） （4）逆温现象 在对流层中，气温随海拔升高而降低。但在某些情况下，地面上空的大气结构会出现气温随海拔升高而升高的反常现象，称为逆温现象。常出现的逆温有：辐射逆温、平流逆温、锋面逆温、地形逆温等类型，下面逐一介绍。 ① 辐射逆温 辐射逆温，指因地面辐射冷却形成的逆温。常出现于大陆内部沙漠、冬季、晴朗无风、黎明前等地面辐射较强的时间、地区，是最普遍常见的逆温类型。 基本过程结合上图，说明如下： a.白天地面受热，形成下热上冷的大气结构，无逆温； b.晴朗无风或微风的夜晚，地面辐射使地面不断降温，贴近地面的大气也随之降温。并且越贴近地面的下层空气，受地面降温影响越大，而此时上层空气因远离地面，降温速度不如下层，靠近地面大气形成逆温层。 c.日出之前地面一直在降温，逆温层厚度增大。 d.日出之后，地面重新接受太阳辐射升温，越靠近地面温度越高，逆温层只保留在大气上层。 e.随着太阳辐射增强，地面热量向上层大气传递，逆温层消失。 ② 平流逆温 暖空气水平移动到冷的地面或冷的水面上，形成下冷上暖结构。（下图1）常出现于中纬度沿海地区。 ③ 锋面逆温 锋面之下为冷空气，之上为暖空气，这样在锋面附近就形成了下冷上暖的逆温层。（下图2） ④ 地形逆温 由于山坡散热快，冷空气沿山坡下沉至谷底，谷底原本较暖空气被迫抬挤至上空，这样在谷底就形成了下冷上热的逆温层。（下图3）图1 图2 图3 2、气压 （1）气压、气压场、气压系统 气压，是指作用在单位面积上的大气压力，即单位面积上向上延伸到大气上界的垂直空气柱的重量。（如右图）气压的空间分布称为气压场，气压的空间分布不均匀，有的地方高，有的地方低，气压场呈现出各种不同的气压形势，这些不同的气压形势统称气压系统。 气压的分布形式我们通常用等压面和等压线来表示。 （2）气压大小大气压示意 ① 海平面气压 = 一个标准大气压 = 1013.25百帕（hPa） ② 越往高空气压越低。 （3）等压面与等压线 ① 等压面 Ⅰ等压面 是指气压相等的面。也就是说凡是处于同一等压面上，气压值相等。上面说到，气压由近地面向高空是逐渐降低的，在不受其他因素影响的情况下，等压面呈现水平状态（图1），下边的数值大，向上数值小。当气流发生上升、下沉等运动后，某地气压会降低、升高，等压面也因此发生弯曲（图2）。图1 图2 Ⅱ等压面的判读 在判读等压面时，我们依旧运用“凸高为低、凸低为高”的口诀【原理详见“地图”主题】。若向下弯曲，就是向气压数值高处弯曲，说明弯曲处气压低；若向上弯曲，就是向气压数值低处弯曲，说明弯曲处气压高。（因此右图中，A处为低压，B处为高压。） 此时，A点的海拔虽然比B低，但因处于等压面之上，所以，实际气压值要比B小。有等压面时，判断气压高低要以实际等压面分布为依据。等压面的判读 ② 等压线 Ⅰ等压线 是指同一水平面上各气压相等点的连线。我们用类似绘制等高线的方法，按一定高度切割等压面就会得到用等压线表示的气压分布图。（右图1） 我们会按不同需求，绘制不同高度的等压线，其中海平面气压分布图是高中最常见的，即海拔0m这一水平面上的气压分布。图1 图2 另外，我们还可以以同一等压面为依据，绘制同一等压面的等高度线，也能通过这一等高线判断高低气压分布。如图2，950hPa等压面发生了弯曲，分布在不同海拔高度上，将同高度的点进行连接就可以得到等高度线（跟画等高线一样）。根据高度分布仍然可以判断，图中中心是低压。 Ⅱ低压、高压、低压槽、高压脊、鞍 如图： 等压线闭合区域有两种，中心是低压（低压中心）或是高压（高压中心）。 另外还有从中心向外凸出的等压线，若凸出的中心是低压，那么凸出部位叫做低压槽；若凸出中心是高压，那么凸出部位叫做高压脊。 两个高压和两个低压中间交错部分称为鞍。 Ⅲ等压线的判读 等压线的判读方法同样也是运用“凸高为低、凸低为高”。如右图，A点等压线向低值凸，说明A处为高压，即高压脊；B点等压线向高值凸，说明B处为低压，即低压槽。 拓展 海平面气压分布图 ① 图中气压，并非当地实际气压 在观察海平面气压分布图（右图1）时，会有这样一个发现：例如青藏高原，明明平均海拔4000m，当地实际气压应当很低（如拉萨实际气压650hPa左右），那这张图标注的为什么还是1000左右。 实际上，海平面气压分布图中的气压已经按一定规律，将当地的实际气压转换成了海平面气压。 ② 为什么要转换图1：海平面气压分布图 热力环流中已经谈到，只有放在同一水平面上，我们才能比较水平方向上气压的高低，以方便解释水平气流（风）的流动等。 ③ 气压随高度的变化规律 一般来说，在低空，海拔每上升100米，气压约下降10百帕（hPa），越往高空，气压下降速度越慢。因为越往高空，大气越稀薄，下降速度也就越来越慢。 正是利用这一规律，将高于海平面地区的气压统一转换为海平面气压，得到了海平面气压分布图。图2：气压随高度变化 3、风 （1）大气的水平运动——风 当地面冷热不均时，同一水平高度会存在气压差，从而产生水平气压梯度力，在该力作用下，气流会从高压流向低压做水平运动，也就是风。所以，形成风的根本原因是地面冷热不均，直接原因是水平气压梯度力。近地面和高空都存在风，但两者受力情况不一样，如下： 高空风，因远离地面，没有摩察力影响，在另两个力平衡后，风向向右偏转90°，风向与等压线平行。 近地面风，受水平气压梯度力、摩擦力和地转偏向力同时影响。形成的风在水平气压梯度力基础上向右偏转（北半球），一般与等压线呈30-45°夹角。 近地面风，受水平气压梯度力、摩擦力和地转偏向力同时影响。形成的风在水平气压梯度力基础上向右偏转（北半球），一般与等压线呈30-45°夹角。 注： ① 角度关系：水平气压梯度力始终由高压指向低压，并与等压线垂直；摩擦力与风向相反；地转偏向力垂直于风向和摩擦力。根据风向，结合上面的关系，可以确定所有力的朝向，根据风向偏转也可判断南北半球。 ② 近地面摩擦力越大，风向与等压线之间的夹角愈大；反之，夹角愈小。 ③ 等压线越密，水平气压梯度力越大，风速越大。 （2）风的画法 在等压线图中绘出任一点的风向是考生对学生的最基本要求，以右图中甲地为例，步骤如下： 步骤一 先确定水平气压梯度力。要求：垂直于等压线，由高压指向低压。（黑色箭头） 步骤二 后确定风向。要求：根据南北半球偏转，沿水平气压梯度力方向，向左或向右偏转30°- 45°，即为风向。（红色箭头） 若某点不在等压线上，如右图中乙地，那么需要多一步骤，在画水平气压梯度力之前，应先根据两侧的等压线走势大致绘出一条过该点的虚拟等压线（右图中蓝虚线），然后再在该线基础上进行上述两步骤，确定风向。 （3）风向、风速 ① 风的符号 最常用的是风级符号，其读法如下： 风的画法 风级、风速与符号的对应关系如下： ② 影响风向的主要因素 水平气压梯度力、摩擦力、地转偏向力的受力情况影响风向： 同一平面气流总是从高压流向低压，若只考虑水平气压梯度力对风向的影响，则风向与等压线垂直；若只考虑水平气压梯度力和地转偏向力对风向的影响，则风向最终与等压线平行；若考虑水平气压梯度力、摩擦力及地转偏向力对风向的影响，则风向应该是斜穿等压线，且从高压吹向低压。 ③ 影响风速的主要因素 Ⅰ水平气压梯度力。在等压线图中，等压线密集处，水平气压梯度力就大，风速就大。 Ⅱ摩擦力。影响摩擦力的因素有很多：如植被覆盖率，植被覆盖率高，摩擦力越大，风力小；再如地形起伏，地形起伏大，阻挡作用强，摩擦力大，风力小；再如建筑物，其密度、高度越大，摩擦力越大，风力小。 Ⅲ狭管效应。是指气流从开阔地带流入狭窄的地形或建筑物间，气流会加速流过这一狭窄通道，导致风速加大，当流出峡谷进入平坦区域，流速又将减慢。狭管效应对风速的加大作用明显，题目中应用频繁。如冷空气经过河西走廊会加大风速；利用狭管效应可布局风电站；如果铁路线位于峡谷口，亦受大风影响发生侧翻事故等。 拓展一 下降风 是空气受重力作用形成的下坡气流，多出现在坡面地形中。气流受重力作用下沉，因此下降风一般风速较大。根据空气性质，下降风可分为冷性下降风和暖性下降风。下面介绍5种常见的下降风： 1、山风（冷性下降风） 即山谷风中的山风。夜晚山坡降温快，空气冷却下沉，顺山坡流入山谷，形成山风。 2、冰川风（冷性下降风） ① 形成过程 冰川风，是指在冰川谷地中，由于冰川表面气温与周围同高度气温相比要低得多，近冰川面的空气密度较大，冷而重的空气团沿着冰雪表面向下坡方向流动，形成冰川风。如喜马拉雅山脉冰川谷地。冰川风 ② 特点 如果冰川足够大，可全天盛行冰川风。夏季晴朗的白天午后，因冰面反射率高，山上白天升温不明显，而谷地上空温度逐渐升高，冰川表面与周围温差对比最大，冰川风最强盛。冬季时冰川面积大，冰川风也很强劲。 3、南极下降风（冷性下降风） ① 形成过程 南极极区常年被广袤的冰雪覆盖，冰盖表面的剧烈辐射冷却作用使得近地表的空气密度增大。南极大陆地形向一口倒扣的铁锅，内陆高、沿岸低。因此密度大的冷空气在气压梯度力和重力作用下，如同坐着冰盖滑梯从高处下滑，风吹向沿海，形成风力极强的下降风。南极下降风是最强的下降风，最大风力堪比超强台风。南极下降风 ② 特点 一日中，后半夜至日出前后，近岸风力最大，因为夜间的辐射冷却更加明显；一年中，春夏更加频繁。 4、布拉风（冷性下降风） 布拉风，是一种从山地或高原经过低矮隘道向下倾落的寒冷暴风。 ① 形成过程 布拉风的直接原因是气压差。当冷空气被山脉或高地阻挡聚集起来，形成了很高的气压，而温暖的海面上空却处于暖空气低气压控制，这时，在气压梯度力的作用下，山上或高地的冷空气会从高压区流向低压区，冷而重的空气受重力影响，像瀑布一样直泻而下，使到达海岸的风速骤然增大，即布拉风。布拉风示意 ② 为什么下沉没有增温 Ⅰ由于冷空气来源于高寒地带，冷气流本身温度低； Ⅱ落差不大，增温并不明显，至背风坡气温仍较低。 5、焚风（暖性下降风） 常见的暖性下降风。【详见“焚风”主题】 拓展二 埃克曼螺线 上面介绍风向时，我们只是就近地面和高空进行了说明，那么从近地面到高空的过程中，风向是如何转变的呢，下面说明风随高度的分布——埃克曼螺线。 在各高度水平气压梯度力相同条件下，由于摩擦力随高度升高不断减小，风速将随高度升高逐渐增大，风向也随高度升高不断向右偏转（北半球），直至偏转至最大90°，风向与等压线平行。 当我们将不同高度风矢量的终点落到同一水平面上连接，就会得到埃克曼螺线。反映了风随高度的逐渐变化过程。 拓展三 风向标 风向标箭头始终指示风的来向，而非去向，如图下所示。风 向 4、湿度 空气中水汽含量很小，体积只占整个空气的0.1%-4%，但水汽在大气循环过程中却非常重要。 湿度，是用来表示空气中所含水汽多少的物理量，指示空气的干湿程度。在一定的温度下，在一定体积的空气里含有的水汽越少，则空气越干燥，湿度小；水汽越多，则空气越潮湿，湿度大。 一般有以下几个指标来衡量湿度： （1）绝对湿度 指一定体积空气中水汽的质量，即： 绝对湿度 = 因为在大气运动中温度、压力经常会发生变动，从而使空气体积也经常发生变动，所以，绝对湿度一般难以准确测定，用得比较少。 （2）水汽压 ① 水汽压 空气中的水汽含量可以用水汽压表示，即空气中水汽所产生的压力。也就是说，整个大气压有一部分是由水汽提供的。水汽量增加，空气水汽压增大。 ② 饱和水汽压 当温度一定的条件下，随着空气中水汽不断增大，会达到饱和状态，达到饱和时的水汽压称为饱和水汽压。 温度升高时，单位空气能够容纳的水汽量会增加。在日常生活中，若在夏天温度高时，往空气中哈一口气，发现并没有水雾，此时并没有水汽并未饱和；而在冬天温度低时，同样哈一口气，会出现水雾，出现水雾说明水汽在该温度下达到了饱和，发生了凝结。由此可以说明，当温度较高时，空气能够容纳更多的水汽，需要更多水汽才能使其饱和（如右图）。得到的结论是：温度越高，饱和水汽压越大。不同温度下，达到饱和时的水汽量 当水汽处于饱和状态时，气温降低，水汽会凝结。 （3）相对湿度 ① 相对湿度 指空气中的实际水汽含量与该温度下饱和时水汽含量之比，即： 相对湿度 = 20℃条件下，饱和空气约容纳水汽20g/kg。若此时温度为20℃，空气水汽只有10g/kg，那么相对湿度就是10/20=50%;若空气水汽提升至20g/kg，那么相对湿度就是20/20=100%。当相对湿度100%时，空气达到饱和状态。 ② 影响因素 根据上面公式可以知道，影响相对湿度的两大因素： Ⅰ水汽量：将当前空气中的水汽增加或减少，改变当前实际水汽含量，引起相对湿度变化。如，蒸发、蒸腾可使空气中水汽量增加，相对湿度增加。（变化的是分子）一日内气温变化 相对湿度变化与气温相反 Ⅱ温度：即便水汽量不发生什么变化，温度增加或降低，相对湿度也会变化。上面已经提到，温度升高，饱和水汽压大；温度降低，饱和水汽压小。因此，在水汽量一定的条件下，温度升高，相对湿度变小；温度降低，相对湿度变大。（变化的是分母） 右图表示了，一日内气温变化以及相应的相对湿度变化。在一日内水汽不变的情况下，气温低时相对湿度大，气温高时相对湿度小。 （4）露点（露点温度） 是空气因冷却而达到饱和时的温度。露点夜间，因夜间靠近地面的物体的温度常常降到露点温度以下，其表面附着露水，因而得名。 若露点温度高，就是饱和时的温度高，此时空气容纳的水汽量也更大，空气湿度大。如热带雨林高温潮湿的环境，露点高；若露点温度低，就是饱和时的温度低，此时空气能容纳的水汽量更小，空气湿度小。如寒冷的冬季，即便降雪，空气仍比较干，露点低。 拓展 露、霜 露和霜相似，常发生于天气晴朗、无风或微风的夜晚。 当气温逐渐降低，空气中的水汽达到露点时，水汽凝结，这些凝结的水汽附着在草木枝叶上，即形成露。若此时气温低于冰点，空气中水汽直接转变为固体晶体，即凝华，晶体附着于地面物体上，形成霜。 5、云与降水 当空气被抬升时，空气中的水汽逐渐凝结，从而形成云。当云层水汽不断增加，云层中的水汽颗粒越聚越大，当上升气流无法再将其托在空中时，水滴下落形成降雨。因此，形成云和雨的条件相似：① 充足水汽；② 上升降温；③ 凝结核（大气中能促使水汽凝结的微粒，称为凝结核）。 （1）云的形态 下面介绍三种地形云（因地形作用形成的云），最常见的地形云就是在山地迎风坡因地形抬升形成的地形雨，而这三种形成过程比较特殊，而且具有一定的观赏性。 旗云 帽状云 荚状云旗云在珠峰最为常见，形成条件有三个：①一个孤立的山头；②山头有暖湿气流抬升成云，满足成云条件；③山头有较强的风。 旗云是很好的“风向标”，旗云的飘向指示了山顶风的去向。旗云的形态能够说明风的大小：当旗云下沉或平铺，说明风力较大；当旗云上翘，说明风力较小。 当湿润气流翻过山地时，会在背风坡形成气流波动，在气流上升处水汽凝结，形成荚状云，在气流下沉处无法成云。若波动气流影响下，可能会形成一连串的荚状云。 形成条件：①孤立的山头；②湿润水汽受地形抬升成云；③有风但山顶附近气流稳定。 当湿润气流顺坡爬升，于迎风坡冷凝形成云，翻过山顶于背风坡下沉，下沉至一定高度水汽因升温蒸发，这样，在山顶附近留下帽状云系。 （2）降水类型 ① 降水的四种基本类型： 降水类型 空气运动 致雨原因 降水特征 时空分布 强度 历时 范围 天气 对流雨 对流上升 大 短 小 风暴 雷电 赤道附近，夏季午后 地形雨 地形抬升 较大 较长 山地 迎风坡 锋面雨 锋面抬升 小 长 广 中纬地区 锋面气旋 台风雨 气旋上升 很大 短 狂风 暴雨 低纬度 大陆东岸 ② 降水的多种形式 降水除了降雨之外，还有其他各种形式，其形成如下： 形式 说明 雾凇 （1）雾凇：是由过冷却雾滴或云滴冻结在低于冰点的表面上形成的冰晶沉积。 （2）形成条件：①冬季气温低，寒冷漫长；②空气中水汽充足；③静风或微风。 （3）类型：① 低温致使空气中水汽发生凝华；② 雾气遇到冰冷的物体发生凝结。（树上的雾凇，松针充当凝结核，水汽附着其上冻结） 雪 当云下气温低于0℃时，云中凝结的雪花可以一直落到地面，形成降雪。 雨夹雪 （1）雨夹雪：是在冬季出现的含有透明或半透明冰粒的降水现象。 （2）形成过程：云层水汽凝结形成降雪，雪在降落过程中融为雨滴。因近地面大气温度很低，当雨水下落时雨滴又被凝结成小冰粒。 冻雨 （雨凇） （1）形成过程：在初冬或冬末春初，冷空气来临后使地面温度降至0℃以下，受冷气团影响，暖气团被迫抬升形成降水，当过冷雨水接触到0℃以下的地面或建筑等物体后，迅速发生凝结，形成冻雨。 （2）危害：冻结的冰在树上或电线上积累，会压断树枝，压弯电线杆等，另外对交通出行也产生不利影响。 霰[xiàn] （1）霰：是一种固态降水，由白色不透明的小冰粒组成，近似球形，松脆易碎，落地时反弹，通常在刚开始下雪或与下雪时同时出现。 （2）形成：产生于扰动强烈云中，是由雪团大量地碰撞过冷云滴，使之冻结并合而成。 冰雹 （1）冰雹：冰雹发生于强对流天气，夏季发生频率高，质地较硬，产生的破坏力强，这与霰不同。 （2）形成过程：冰雹是在小冰粒的基础上进一步吸附云中过冷水汽增长而成。云中下降的小冰粒遇到强烈上升气流，会被再次抬起，后又下降，如此循环发展，直至冰雹大到不能被上升气流支撑时，降落至地面，形成冰雹天气。 6、能见度与雾 雾和云在本质上无明显差异，有些雾可以认为就是低层的云。水汽上升冷却饱和，形成云；近地面水汽达到饱和则形成雾。 （1）雾的形成条件 ① 水汽； ② 降温条件； ③ 有凝结核。有利于水汽更好的凝结； ④ 大气层结稳定，静风或微风环境。有利于雾的保持。 （2）雾的类型 ① 冷却雾 当湿润空气接触到冷的地面，致使气温降至露点以下，水汽凝结产生的雾，称为冷却雾。根据具体情况又可分为：辐射雾、平流雾、上坡雾等。（这一类雾强调降温条件） 辐射雾 平流雾 上坡雾形成过程：湿润气流延缓坡爬升，上升过程中空气冷却，水汽凝结成雾，称为上坡雾。（与地形雨成因相似） （1）发生条件：水汽充足；天气晴朗；大气稳定或逆温；无风或微风。 （2）发生时间：夜晚或秋冬季节清晨 （3）形成过程：晴朗天气，地面辐射较强，冷却后的地面使近地面空气降温，此时空气中水汽会降至露点以下，凝结成雾，这便是辐射雾。 （4）消散：日出之后，随着地面受热，气温升高，水汽逐渐达不到饱和状态，蒸发为气体，雾消散。 （1）发生条件：下垫面与上方气流温差大；湿润空气湿度大；适宜的风向风速（由暖吹向冷）；大气层结较稳定。 （2）形成过程：暖湿空气作水平运动，经过寒冷的地面或水面时，水汽受地面冷却而形成的雾，称为平流雾。常发生于沿海、湖岸地区。 谷 雾 通常发生在冬天的山谷里。当较重的冷空气沿山坡下沉至山谷，使山谷湿润气流凝结成雾，形成谷雾。也可以认为是辐射雾因密度较大，下沉至谷底，形成谷雾。 ② 蒸发雾 因水汽增加而使空气饱和形成的雾称为蒸发雾。蒸发雾可分为蒸汽雾、锋面雾。（这一类雾强调水汽丰富） 蒸汽雾 锋面雾 （1）发生条件：常出现在有持续小雨的寒冷天气。 （2）形成过程：当雨滴从锋面上方暖气团，下落至锋面下的冷气团时，雨滴中部分水汽蒸发并容易达到饱和，形成锋面雾。 （1）发生条件：常出现在秋季晴朗的早晨。 （2）形成过程：当冷空气流经暖水面时，水面向上蒸发的大量水汽，遇到冷空气后达到饱和，凝结成雾，称为蒸汽雾。 头脑风暴——实题演练 （2022·浙江6月 24、25）下图为北半球某地某季节平均纬向风速随高度分布图，甲、乙、丙为该地三个不同高程面。完成下题。 1、能正确反映上图平均纬向风速随高度分布的地点位于 A．春季的低纬度 B．夏季的中纬度 C．秋季的中纬度 D．冬季的高纬度 2、最接近该地甲、乙、丙三个高程面上风向、风速的是 A．① B．② C．③ D．④ 【答案】1、B 2、C 【解析】1、通过对材料中图的观察，纬向风速被分在了0的两侧，并且都由数值大小，因此可以判断，下部和上部的风向应当是不一致的。根据选项从下到上逐一判断： A、春季低纬度，看第一个图，我们在低纬范围内由下到上做一条垂线（红线）。图中虚线和实线分别表示不同的风向。A项表示的范围，最下部是虚线，中间是实线，再往上又是虚线，风向转变了两次，不选。 B、夏季中纬度，看第二个图，同样确定出范围。下部是实线，上部是虚线，风向转变了一次，并且风力大小数值表示的也准确，当选。 C、D两项，看第三、四个图，都是由下到上的实线，没有表示出风向的变化，均不选。 2、甲乙丙分别在不同高度上，并且在北半球。我们根据风向由近地面到高空的逐渐变化规律（埃克曼螺线）来做此题。 ① 甲位于高空，风向应与水平气压梯度力垂直，我们将水平气压梯度力标出（红色箭头），由此我们看乙丙的偏转方向对不对，发现丙并没有偏转，不选。 ② 同样标出水平气压梯度力（红色箭头），发现乙、丙的偏转方向都不对。 ③ 同样根据垂直关系，标出水平气压梯度力（红色箭头），越往近地面偏转角度越小，风力越小（箭头长度），并且都是右偏，正确。 ④ 标出水平气压梯度力（红色箭头），发现丙地没有偏转，与①的情况相似，不选。 学科网（北京）股份有限公司 $$