4.3.2 海-气相互作用 课件2025-2026学年高中地理湘教版选择性必修1

第三节海一气相互作用 【课程标准】 运用图表，分析海一气相互作用对全球水热平衡的影响 【学习目标】 1. 运用图表，掌握海一气水热交换的基本方式与过程。 2. 应用图表，了解海一气相互作用对全球水、热平衡的影响。 一 、海一气相互作用与水热交换 海一气相互作用 指海洋与大气间物质、能量持续交换的互相影响过程。 海洋是地球上巨大的热能储存库，对气候的形成和变化具有重要影响。 其中的水热交换，对自然环境的影响尤为深刻。 大气 物质能量交换 海洋 热量 水分 对气候和地理环境 具有深刻的影响 海洋与大气的水分交换 【活动一】请阅读课本“一、海一气相互作用与 水热交换”第一自然段，完成下面两个任务： 1.试画出海一气之间水分交换过程的简易示意图。 2.说出影响海一气水分交换的主要因素。 海洋表层水温 海洋的蒸发量约占 地球表面总蒸发量的86% 降 水 蒸 发 海洋是大气中 水汽的最主要来源 海洋 大气 ①海洋→大气 海洋通过蒸发作用，向大气提供水汽，海 洋 蒸发量约占地球表面总蒸发量的86%。 海洋是大气中水汽的最主要来源 ②大气 →海洋 大气中的水汽凝结后，以降水的形式返回 海洋 海洋与大气的水分交换 海一气间的水分交换是海一 气间物质交换的主要形式。 (1)形式 海洋与大气的水分交换 (2)影响因素 海洋的蒸发量与其表层水温密切相关。 海面蒸发旺盛， 空气湿度大，降 水较丰沛 海——气间的水分 交换较为活跃 海洋的热状况和蒸发情况，直接制 约着大气水汽的含量与分布 低纬度海区 有暖流流经的海区 一 般来说，海水温度 越高，蒸发量越大 东格陵兰寒流 北 冰 洋 北大西洋暖流 紫焊 阿拉斯加暖流 大 北太平洋暖远 太 西 北 赤 道 暖 流 道 逆 1.根据所学知识推测海洋与大气水分交换最活跃的温度带并分析原因。 热带 原因：①热带海域海水获得的太阳辐射最多，表层海水温度最高； ②热带海域面积广。 海洋与大气的水分交换 乘流 屈 加 利 福 ① 北回归线 儒哥暖 几内亚暖流 日本暖流 西 2. 比较图中①②两地海洋与大气水分交换程度的差异并分析原因。 ①地比②地的海气水分交换更加活跃 原因：①地受暖流的影响，表层海水温度高 ②地受寒流影响，表层海水温度低。 海洋与大气的水分交换 ①海洋对大气的热量输送 海洋吸收太阳辐射，把热量储存在海洋表层。 把储存的太阳辐射能通过潜热、长波辐射等方 式输送给大气，使海水失去热量，为大气运动 提供能量，驱使大气运动。 海洋每年蒸发掉约1.26米厚的海水，失去巨 额热量，对气候的形成和变化具有重要影响 水汽凝结(放热) 大气运动 海水运动 海洋表层储存其中的85%的热量 海洋与大气的热量交换 海洋是大气的主要热源 海水蒸发吸热 ( 潜 热 输 送) 长波辐射 海洋吸收70% (1)形式 太阳辐射 (1)形式 ② 大气对海洋的热量输送 大气主要通过风向海洋传递动能，大气通过风 作用于海洋，驱动海水运动，把部分能量返还 给海洋，并使海洋热状况产生再分配，改变海 洋对大气的加热作用。例如，南北赤道暖流是 信风吹拂所形成的。 水汽凝结(放热) 大气运动 海水运动 海洋表层储存其中的85%的热量 海水蒸发吸热 ( 潜 热 输 送) 长波辐射 海洋与大气的热量交换 海洋吸收70% 太阳辐射 海洋与大气的热 量交 换 (2)影响因素 海洋向大气输送的热量，与其表层水温密切相关。 海洋是近海面大气主要的直接热源 水温低，蒸发量小， 向大气输送的热量少 水温高，蒸发量大， 向大气输送的热量多 影响海一气 水热交换的 因素 (海水温度) 高纬 低纬 寒流 纬度 洋流 暖流 海洋与大气的热量交换 读8月份世界海洋表层水温分布，回答下列问题。 1.指出图中海洋向大气输送热量最多的温度 带并分析原因。 海域面积广 获得太阳辐 射多 长波辐射、 潜热输送多 储存热量多 热带 5 10 15 20 25 2.推测图中①②两地海洋向大气输送热量的 差异并分析原因。 ①地比②地向大气输送的热量多 原因：①地受暖流影响，表层海水温度高； ②地受寒流影响，表层海水温度低。 海洋与大气的热量交换 读8月份世界海洋表层水温分布，回答下列问题。 海洋表层水温/℃ 5 海冰边界 20 25 10 15 海一气相互作用与二氧化碳交换 除水热交换外，海一气间还存在气体和固体物质的交换。气体交换中以二氧 化碳的交换最为重要。在全球碳循环系统中，海洋的作用比陆地更为重要。 (1)形式 ①大气→海洋 大气中二氧化碳绝大部分通过海洋的物理——生化过程被同化吸收， 并以固态碳的方式向海洋深部转移。 一部分形成碳酸盐沉 积和有机碳沉积，生 物沉积作用将二氧化 碳固定在岩石圈中 海洋生物利用海水中的二氧 化碳进行光合作用，将二氧 化碳固定在生物体内 碳酸盐沉积 有机碳沉积 海水直接溶解大 气中的二氧化碳 二氧化碳 溶于水中 光合作用 海一气相互作用与二氧化碳交换 (1)形式 ②海洋→大气 固定在生物体内的二氧化碳 一部分通过生物的呼吸作用 和残体分解释放到大气中。 (2)影响因素 如果地球表面温度增高， 海水温度会随之上升，二氧化碳在海水中的溶解 度减小。将会有更多的二氧化碳进入到大气中， 对地球威胁大。 二、海一气相互作用与水热平衡 共意适 青格硫 北极圈 平 洋 暖 流 本 日本暖源 北回归线 季风洋 西 办道逆流 南赤道暖流 平 洋 南回归线 西澳大利亚寒流 洋 南 南极圈 流 120 东经180经 全球盛行风系图 全球洋流模式图 海一气相互作用所形成的大气环流和大洋环流， 是维持全球水热平衡的基础。 90N 60°N 30N 0° 30S 60S 大气环流与大洋环流 90°S 冰 洋 证赤道暖流 L 暖流 寒流 桥 派 儿内亚暖流 出 0 东 经 L60 坐洋 F 的 章 120 西 考案血 120 120 5 流 60 世 下 沉 极锋 极地高气压带 极地东风 60° 副极地低气压带 60 盛行西风 副热带高气压带 30°一 东北信风 赤道低气压带 东南信风 副热带高气压带 30°- 盛行西风 60" 副极地低气压带 60 极地东风 极地高气压带 下 沉 ①不同纬度海区对大气加热 的差异，产生高低纬度间的 大气环流——三圈环流 上升-0° 30° 30° 极锋 下沉 下沉 爬升 爬升 1 月 高气压 北 低气压 45 60 75 90 105 120 135 150 ②海陆热力性质差异，产生海陆间对大气加热的差异—— 不同季节海陆间形成不同的环流——季风环流。 同 面 高气压 东经180西经 45 60 75 90 105 120 135 150 东经1807 致 赤道 7 月 低气压 北回归线 青道 海一气相互作用，进行水分交换，构成地 球上生生不息的水循环。 地球上的水时刻都在循环运动，从长期来 看，全球的总水量没有什么变化。 全球的水平衡是通过水循环来实现的 单位/1000 km³ 降水 119 降水>蒸发 72 降水=蒸发+径流 径流 47 大陆 水汽 577 蒸发 降水 458 505 蒸发>降水 蒸发=降水+径流 海 洋 全球：蒸发=降水 图4.16 全球水量平衡示意 (1)全球水量平衡 大洋环流既影响海洋热量的分布，又影响海洋向大气的热量输送过程。 在地球系统的能品输送和平衡中，大洋环流与大气环流发挥着重要作用。 辐射热量/[焦/(米²天)] 1600 收入>支出 1200 热量支出 800 热量收入 支出>收入 400 0L 0° 10° 20°30° 40°50°60° 70°80°90°N 图4-21北半球海洋热量收支随纬度的变化 低纬度海洋获得更多的太阳辐射能，主要由大洋环流把 低纬度的多余热量向较高纬度输送； 中纬度，通过海洋与大气之间的交换，把相当多的热量 输送给大气，再由大气环流将热量向更高纬度输送。 纬度低于30°N, 热量收入多于支出； 纬度高于30°N, 热量收入则少于支出， 且在极地差值达到最大。 想一想，根据热量收支情况， 赤道会不会越来越热， 极地会不会越来越冷?为什么? 不 会 。 通过大洋环流和大气环流将低纬度海区 盈余的热量被输送到高纬度海区释放， 调节了全球热量平衡。 (2)全球热量平衡 读北半球海洋热量收支随纬 辐射热量[J/(m²·d)] 度变化图，完成下列问题。 1600 (1)图中b 曲线为热量收入 ,其随纬1200 度分布的规律是从低纬向高纬递减 产生的原因是 800 太阳辐射受地球的影响，纬度越高， 400 接受太阳辐射的热量越少 0° 80°纬度 1600 C a 1200 b e 400 20° 40° (2)a 曲线为热量支出， 其纬度分 布规律是 以副热带海区为中心分别向两侧递减 在副热带海区辐射为最高值原因 主要是 受副热带高气压带控制，蒸发量大 于降水量 辐射热量[J/(m²·d)] 80°纬度 800 60° 0° 热量亏损， 由于 一年中世界海洋 的热量收支基本上是平衡的，高低 纬度之间的热量交换的主要动力 是 大气环流和大洋环流 a e 60° 80°纬度 热量收入和热量支出处于相等状 态 d d 区 域 表 示 热 量 盈 余 ，e 区 域 表 示 1200 C b 20° 40° 800 400 0° 辐射热量[J/(m²·d)] 1600 (3)c 点表示的意义 下 课 $