2.1 大气圈与大气运动 讲义 2026-2027学年高一上学期地理鲁教版必修一

第一节 大气圈与大气运动 讲义 一、大气圈的组成与结构 【课堂导入】从“神舟”飞天到生活冷暖 2021 年天和核心舱进入约 400 km 的预定轨道，航天员在此出舱作业；而民航客机多在约 10 km 的高空飞行。同样是地球的大气，为何不同高度适合做不同的事？ 生活中也有许多疑问：为什么海拔越高越冷？阴天时昼夜温差小，而晴天昼夜温差大？为什么傍晚常吹海风、清晨风又从陆地吹向海洋？ （一）大气圈的组成 大气是由多种气体混合组成的，此外还含有少量悬浮的固体微粒和液体微粒。大气中除去水汽、液体和固体杂质后的混合气体，称为干洁空气。低层大气（干洁空气＋水汽＋固体杂质）的成分相对稳定，约 99.97% 为干洁空气。 图 1 干洁空气的主要成分（体积分数） 1. 干洁空气的成分及作用 成分 体积分数 主要作用 氮气（N₂） 约 78% 地球生物体内蛋白质的重要组成部分 氧气（O₂） 约 21% 人类和动物维持生命活动必需的物质 氩气（Ar）等 约 1% 含量很少，对气温变化影响较小 二氧化碳（CO₂） 含量很少且因时因地变化 光合作用的原料；强烈吸收地面长波辐射，对地面起保温作用 臭氧（O₃） 含量很少，集中分布于平流层 强烈吸收太阳紫外线，被誉为“地球生命的保护伞” 2. 水汽与固体杂质 水汽：来自水体的蒸发和植物蒸腾，含量因时因地而异，按容积计在 0～4% 之间变化，集中分布在离地 2～3 km 的对流层中。水汽是成云致雨的必要条件；其相变（吸热或放热）驱动着许多天气过程。 固体杂质（气溶胶）：包括烟粒、尘埃、盐粒等，集中分布于低层大气。作用：反射、散射太阳辐射，降低地面温度；作为凝结核，促进云、雨的形成。 要点提示：降水（成云致雨）需要三个条件——充足的水汽、使空气冷却降温的条件、充足的固体杂质（凝结核）。 （二）大气的垂直分层 大气在垂直方向上的温度、密度及运动状况差异很大，据此可将大气自下而上分为对流层、平流层和高层大气。分层的核心依据是温度随高度的变化规律。 图 2 大气的垂直分层（含气温随高度的变化） 分层 高度 / 厚度 气温变化 运动状况 与人类的关系 对流层 低纬 17～18 km，中纬 10～12 km，高纬 8～9 km；夏季厚于冬季 随高度增加而降低，平均约 0.6 ℃/100 m 对流运动显著 集中几乎全部水汽和杂质，天气现象复杂多变，与人类关系最密切 平流层 对流层顶至约 50～55 km 下层变化小；30 km 以上随高度升高而迅速上升 以水平（平流）运动为主 臭氧层吸收紫外线；水汽杂质少、气流平稳、能见度高，利于高空飞行 高层大气 平流层顶至大气上界（约 2000～3000 km） 先降低后升高，顶部可达 1000 ℃ 以上 空气极稀薄 80～500 km 有若干电离层，能反射无线电短波；有极光、流星现象 巧记：对流层“上冷下热”→ 对流显著 → 天气多变；平流层“上热下冷”→ 平流稳定 → 利于飞行。 易错辨析：对流层大气的直接热源是地面长波辐射，而非太阳短波辐射——“太阳暖大地，大地暖大气”，所以海拔越高气温越低（“高处不胜寒”）。 （三）逆温现象（拓展） 正常情况下对流层气温随高度增加而降低。但在特定条件下会出现气温随高度增加而升高，或垂直递减率小于 0.6 ℃/100 m 的现象，称为逆温。 辐射逆温（最常见）：晴朗无风的夜晚，地面强烈辐射冷却，近地面大气冷却快于上层，形成自地面开始的逆温；日出后地面受热，逆温逐渐消失。 平流逆温：暖空气流经冷的下垫面（如冷地面、冷海面）时，低层空气降温较快而形成的逆温。 影响：逆温使空气“下冷上热”，抑制对流运动，大气稳定，不利于污染物的扩散，常加剧大气污染。 二、大气的受热过程 【课堂导入】为什么晴天昼夜温差大，阴天昼夜温差小？ 同一地区，晴朗的白天往往更热、夜晚更冷，而阴天时白天不太热、夜晚也不太冷。这种差异与大气对太阳辐射的削弱作用和对地面的保温作用密切相关。 可结合“玻璃温室”“阳台晒暖”的生活体验：太阳短波辐射能穿过玻璃进入室内，地面增温后以长波形式向外辐射，却被玻璃阻挡，热量留在室内。 物体的温度越高，其辐射的波长越短。太阳辐射温度高，能量集中在可见光区，属于短波辐射；地面和大气温度较低，辐射能量集中在红外区，属于长波辐射。 图 3 大气的受热过程（“太阳暖大地—大地暖大气—大气还大地”） （一）过程一：太阳暖大地——大气对太阳辐射的削弱作用 太阳辐射穿过大气到达地面的过程中，会被大气削弱。削弱方式有吸收、反射和散射三种。 方式 特点 实例 吸收 有选择性：臭氧、氧原子吸收波长较短的紫外线；水汽、CO₂ 吸收波长较长的红外线；对能量最强的可见光吸收很少 平流层臭氧吸收紫外线而增温 反射 无选择性：云层和较大颗粒尘埃将太阳辐射反射回宇宙 云层越厚，反射越强，夏季白天多云不太热 散射 有选择性：空气分子、微小尘埃散射波长较短的蓝紫光 晴朗天空呈蔚蓝色；朝霞、晚霞 到达地面的太阳辐射受太阳高度角影响：低纬度太阳高度角大，太阳辐射经过大气的路程短、被削弱得少，到达地面的太阳辐射多。 （二）过程二：大地暖大气——地面辐射是大气的直接热源 地面吸收太阳辐射而增温，同时向外释放地面长波辐射。对流层大气中的水汽和二氧化碳强烈吸收地面长波辐射而增温。因此，地面辐射是低层大气主要的热量来源——对流层气温随高度增加而降低，正是“离地面越近，获得热量越多”的结果。 （三）过程三：大气还大地——大气对地面的保温作用 大气增温的同时，向外释放大气辐射，其中射向地面的部分称为大气逆辐射。大气逆辐射将热量返还地面，对地面起到保温作用，这就是大气的温室效应原理。 三句话记忆：太阳短波辐射可穿透大气到达地面 → 地面长波辐射被大气中的水汽、CO₂ 吸收 → 大气逆辐射把热量还给地面，起到保温作用。 图 4 温室效应（玻璃温室）原理示意 （四）原理的应用 1. 解释昼夜温差的大小 天气状况：晴天白天削弱少、夜晚大气逆辐射弱 → 昼夜温差大；阴天相反 → 昼夜温差小。 地势高低：海拔高、空气稀薄，白天削弱少、夜晚保温弱 → 昼夜温差大（如青藏高原）。 下垫面性质：海洋比热容大，增温降温慢 → 昼夜温差小于陆地；海滨地区气温日较差小，是避暑胜地。 2. 解释全球变暖 人类活动大量排放 CO₂ 等温室气体 → 大气吸收地面长波辐射增多、大气逆辐射增强 → 保温作用增强 → 全球气候变暖。 3. 在农业生产中的应用 温室大棚：塑料薄膜、玻璃能透过太阳短波辐射，却阻挡地面长波辐射透出，使热量保留在室内，可发展反季节蔬菜。 人造烟幕：深秋、寒冬季节燃烧秸秆或制造烟雾，增强大气逆辐射，减少地面热量散失，预防霜冻、冻害。 果园铺沙、鹅卵石：减少蒸发并增大昼夜温差，有利于水果糖分积累。 高考热点：青藏高原“太阳辐射强、气温日较差大、年均温低”的原因，均可从大气受热过程角度分析——纬度低、海拔高、空气稀薄，使削弱作用弱、保温作用弱。 三、大气的运动 【课堂导入】从“风从哪里来”说起 古人说“空穴来风”，风其实是空气的流动。那空气为什么会流动？同一时刻，有的地方热、有的地方冷，这种冷热差异会带来怎样的空气运动？ 在海边住上一段时间，你会发现：晴朗的白天常吹海风，夜晚风又从陆地吹向海洋。这就是本节要研究的“热力环流”。 （一）热力环流——大气运动最简单的形式 图 5 热力环流的形成过程 1. 形成过程 地面冷热不均 → 空气的垂直运动（受热上升、遇冷下沉）→ 同一水平面产生气压差异 → 空气的水平运动 → 形成热力环流。 受热地区：空气受热膨胀上升，近地面空气减少，形成低压；高空空气聚集，形成高压。 遇冷地区：空气冷却收缩下沉，近地面空气聚集，形成高压；高空空气减少，形成低压。 水平运动：同一水平面上，空气由高压区流向低压区，从而构成完整的环流圈。 2. 四个关键关系 温压关系：近地面受热处气温高、气压低；遇冷处气温低、气压高。 风压关系：水平方向上，风总是从高压吹向低压。 垂直方向：海拔越高，气压越低；海拔越低，气压越高。 等压面凹凸：高压处等压面上凸，低压处等压面下凹；近地面与高空等压面弯曲方向相反。 （二）常见的热力环流 1. 海陆风 成因：海陆热力性质差异（海洋比热容大，升温慢、降温也慢；陆地比热容小，升温快、降温也快）。 图 6 海陆风的形成（白天吹海风，夜晚吹陆风） 白天（海风）：陆地增温快，近地面气温高、气压低，空气上升；海洋增温慢，近地面气温低、气压高。近地面空气由海洋吹向陆地，高空则由陆地吹向海洋。 夜晚（陆风）：陆地降温快，近地面气温低、气压高；海洋降温慢，近地面气温高、气压低。近地面空气由陆地吹向海洋。 影响：海陆风使海滨地区气温日较差减小，夏季凉爽湿润，是避暑的好去处。 2. 山谷风 白天（谷风）：山坡受热多，空气增温快而上升，谷底较冷的空气沿山坡向山顶补充，风向由谷底吹向山坡。 夜晚（山风）：山坡辐射冷却快，冷空气沿山坡下沉流入谷底，风向由山坡吹向谷底。 易错提醒：夜晚冷空气在谷底聚集，谷底和盆地常形成逆温层，大气稳定，污染物不易扩散。因此山谷、盆地不宜布局有污染的工业。 3. 城市风（城市热岛环流） 成因：城市人口密集、工业集中、能耗高，加之建筑物热容量大，城市气温高于郊区，形成“城市热岛”。城市热岛与海陆风、山谷风不同，其风向基本不变。 市区：气温高，空气受热上升，近地面形成低压。 郊区：气温低，空气冷却下沉，近地面形成高压。 风向：近地面空气由郊区（农村）吹向城市，形成“乡村风”；高空则由城市吹向郊区。 城市规划：绿化带宜布局在城市热岛环流的下沉距离以内，以净化流向市区的气流；污染较重的工厂、卫星城应布局在下风下沉距离之外，避免污染物再次进入市区。 四、大气的水平运动——风 （一）水平气压梯度力 概念：同一水平面上存在气压差异，就会促使空气由高压区流向低压区，这种力称为水平气压梯度力。 方向：垂直于等压线，由高压指向低压。 作用：是大气产生水平运动的原动力，是形成风的直接原因。 （二）影响风向的其他作用力 作用力 方向 特点 水平气压梯度力 垂直于等压线，由高压指向低压 形成风的原动力，决定风速与风向 地转偏向力 北半球向右偏，南半球向左偏（赤道不偏转） 只改变风向，不改变风速；随纬度增大而增大 摩擦力 与风向相反 既改变风向，也减小风速；主要影响近地面大气 （三）不同受力情况下的风向 理想状态（只受水平气压梯度力）：风向垂直于等压线，由高压指向低压。 高空风（受水平气压梯度力＋地转偏向力）：二力平衡时，风向平行于等压线。 近地面风（受水平气压梯度力＋地转偏向力＋摩擦力）：三力共同作用，风向与等压线斜交。 判断风向三步法：一画水平气压梯度力（垂直于等压线，由高压指向低压）；二定偏转方向（北右南左）；三定最终风向（高空平行、近地面斜交）。 五、本节知识结构总结 大气圈与大气运动 大气圈的组成与结构：干洁空气（氮 78%、氧 21%、氩约 1%、CO₂、O₃）＋ 水汽 ＋ 固体杂质 垂直分层：对流层（降温、对流、天气多变）— 平流层（升温、平流、飞行、臭氧）— 高层大气（电离层、极光） 大气的受热过程 太阳暖大地：吸收（有选择性）、反射（无选择性）、散射（有选择性） 大地暖大气：地面长波辐射是大气的直接热源 大气还大地：大气逆辐射起保温作用（温室效应） 大气的运动 热力环流：冷热不均 → 垂直运动 → 水平气压差 → 水平运动 → 环流圈 常见形式：海陆风（昼夜风向改变）、山谷风（昼夜风向改变）、城市风（风向不变） 风的形成：水平气压梯度力（原动力）＋ 地转偏向力 ＋ 摩擦力 → 风向与等压线平行或斜交 第 页 学科网（北京）股份有限公司 $