2.2 大气受热过程和大气运动 讲义 2026-2027学年高一上学期 地理 人教版 必修一

第二节 大气受热过程和大气运动讲义 一、教学目标（地理四维目标） 依据地理学科核心素养，确定本节课的教学目标如下： 1. 人地协调观 理解大气受热过程与保温作用对人类生存环境（适宜温度、气温日较差）的意义，认识人类活动（温室气体排放）通过改变大气受热过程而影响全球气候。 运用热力环流原理分析城市风、海陆风对城市规划、工业布局、农业生产（防霜冻烟幕）的影响，树立因地制宜、人地协调的观念。 2. 综合思维 从要素综合角度，理清“太阳—大气—地面—宇宙空间”之间的能量转换链条（削弱作用、保温作用）。 从时空综合角度，分析昼夜、海陆、城乡、山坡与谷地之间的热力差异及其随时间的转换（如海风与陆风、谷风与山风的昼夜更替）。 3. 区域认知 能结合不同区域特征（青藏高原大气稀薄、四川盆地多云雨、滨海地区海陆热力差异）说明大气受热过程对气温、昼夜温差、太阳能资源分布的影响。 4. 地理实践力 能绘制并运用“大气受热过程示意图”“热力环流形成示意图”等示意图，说明地理原理（地理图表技能）。 能在等压线图上判读气压梯度大小、判断与绘制风向，解释生活与生产中的相关地理现象。 二、教学重难点 项目 内容 教学重点 大气的削弱作用与保温作用（大气受热过程的三个环节）；热力环流的形成过程及其常见形式（海陆风、山谷风、城市风）；影响风的三种作用力与近地面、高空风向的判读。 教学难点 理解“地面是近地面大气主要、直接的热源”；理解热力环流中垂直方向与水平方向的气压高低判断（等压面“凸高凹低”）；区分“高压、低压”是同一水平面上的比较；近地面风与高空风受力与风向的差异。 突破策略 以“示意图绘制＋因果链条填空＋生活案例（月球、温室大棚、霜冻、城市风污染）”为主线，把抽象原理可视化、生活化；通过层层递进的问题链引导学生自主推导。 三、课堂导入 导入情境：《台海使槎录》的启示 古籍《台海使槎录》中记载了古人关于气候、物候的诸多观察。我们今天从地理视角重新审视一个看似简单的问题： “为什么白天有太阳时，大气不会无限升温？为什么夜晚没有太阳时，地面也不会无限降温？为什么月球表面的昼夜温差比地球大得多？” 带着这些问题，我们进入本节课的学习。 导入环节设计（约 5 分钟） 情境呈现：展示月球表面与地球表面昼夜温差对比的图片或数据，引发认知冲突。 问题驱动：①地球上有大气和没有大气，气温变化有何不同？②大气在白天和夜晚分别扮演了什么角色？ 联系生活：让学生举例——为什么白天多云时气温不会太高？为什么秋冬晴朗的夜晚容易出现霜冻？为什么温室大棚能保温？ 揭示主题：这些现象的背后，都是“大气的受热过程”和“大气运动”在起作用。 四、大气的受热过程 （一）能量来源与辐射类型 大气受热过程涉及四个关键角色：太阳、大气、地面、宇宙空间，核心是三种辐射： 辐射类型 波长特征 说明 太阳辐射 短波辐射 地球大气最根本的能量来源。主体为可见光（约占 50%），紫外区约占 7%，红外区约占 43%。 地面辐射 长波辐射 地面吸收太阳辐射增温后向外释放，是对流层大气主要、直接的热源。 大气辐射 长波辐射 大气增温后向外释放的长波辐射，其中射向地面的一部分称为“大气逆辐射”。 （二）大气受热过程的三环节 大气的受热过程可概括为三句话：太阳暖大地 → 大地暖大气 → 大气还大地。 环节一：太阳暖大地（大气对太阳辐射的削弱作用） 投射到地球的太阳辐射要穿过厚厚的大气才能到达地面。在此过程中，少部分被大气反射、散射和吸收（即大气的削弱作用），大部分到达地面，地面吸收太阳辐射而增温。 削弱作用有三种表现形式： 形式 有无选择性 说明 吸收作用 具有选择性 臭氧（平流层）吸收紫外线；水汽、二氧化碳（对流层）吸收红外线。对能量最强的可见光吸收很少。 反射作用 无选择性 云层和较大颗粒尘埃把一部分太阳辐射反射回宇宙。云层越厚，反射越强。是最主要的削弱方式。 散射作用 具有选择性 空气分子、微尘把太阳辐射向四面八方散射。波长较短的蓝紫光易被散射，故晴朗天空呈蔚蓝色。 ◆ 削弱作用强弱的关键：太阳高度角 太阳高度角越大，太阳辐射穿过大气的路程越短，被削弱得越少，到达地面的太阳辐射越多；反之越少。 因此，低纬度地区太阳高度角大，到达地面的太阳辐射多，由低纬向两极递减。 环节二：大地暖大气 地面增温后，以长波辐射（地面辐射）的形式把热量传递给近地面大气。除极少部分穿过大气到达宇宙空间外，绝大部分被对流层中的水汽、二氧化碳等吸收，近地面大气吸收地面长波辐射而增温。 结论：地面辐射是对流层大气主要、直接的热源——“大地暖大气”。 环节三：大气还大地（大气对地面的保温作用） 大气在增温的同时也向外辐射长波辐射（大气辐射）。大气辐射除一小部分射向宇宙空间外，大部分向下射向地面，称为大气逆辐射。大气逆辐射把热量传给地面，补偿了地面辐射损失的热量，对地面起到了保温作用——“大气还大地”。 ▲ 大气受热过程及辐射分布示意图 大气受热过程核心图示（太阳短波辐射→地面吸收增温→地面长波辐射→大气吸收增温→大气逆辐射保温）。 （三）大气受热原理的应用（案例） 月球昼夜温差远大于地球：月球没有大气，白天无削弱作用、升温快；夜晚无保温作用、降温快，故昼夜温差极大。 晴天昼夜温差大、阴雨天小：晴天削弱作用弱、逆辐射弱；阴雨天云层厚，削弱与保温均强，昼夜温差小。 青藏高原昼夜温差大：海拔高、大气稀薄，削弱与保温均弱。 四川盆地昼夜温差小：水汽不易扩散、多阴雨、云量多，削弱与保温均强。 秋冬晴朗夜晚多霜冻：晴朗无云，大气逆辐射弱，地面散热多、降温快。农民燃烧秸秆制造烟幕，正是利用烟幕中大量 CO₂、水汽、尘埃吸收地面辐射、增强大气逆辐射来保温防霜冻。 温室大棚原理：覆盖材料允许太阳短波辐射透入，地面长波辐射却不易透出，热量被“锁”在室内，起到保温作用。 全球变暖：人类活动排放大量温室气体（CO₂ 等）→ 大气吸收地面辐射增多 → 大气逆辐射增强 → 保温作用增强 → 全球气温升高。 五、大气的运动（一）：热力环流 （一）大气运动的意义与分类 大气中热量和水汽的输送，以及各种天气的变化，都是通过大气运动实现的。大气运动按方向分为： 垂直运动：气流上升或气流下沉。 水平运动：即风。 （二）热力环流的形成 热力环流：由于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。 形成过程可概括为一条因果链： 地面冷热不均 → 空气的垂直运动（上升或下沉） → 同一水平面上的气压差异 → 大气的水平运动（风） → 热力环流 ▲ 热力环流形成过程示意图 热力环流形成过程：受热处气流上升、近地面形成低压，冷却处气流下沉、近地面形成高压，水平气流由高压流向低压，构成闭合环流。 关键结论（必记） 近地面：受热处（热区）气流上升，空气密度减小，形成低气压；冷却处（冷区）气流下沉，空气密度增大，形成高气压。 高空中：热区上空气流堆积，形成高气压；冷区上空气流流出，形成低气压。 气压比较必须在同一水平面上进行；同一地点，气压随高度增加而降低。 等压面凹凸规律：“凸高凹低”——同一水平面上，等压面凸起处为高压，下凹处为低压。 近地面与高空的气压状况相反；近地面气温与气压“热低冷高”，高空气温与气压“热高冷低”。 （三）常见的热力环流 1. 城市风（城市热岛环流） 成因：城市人口集中、产业发达、交通繁忙，生产与生活释放大量人为热；建筑密集、地面硬化，吸收太阳辐射多、向大气传递热量多；热量不易散失。故城市中心区气温高于郊区，形成“城市热岛效应”。 环流：市区空气受热上升、近地面形成低压，郊区空气相对冷却下沉、近地面形成高压，近地面风由郊区流向市区，高空气流由市区流向郊区，构成城市热岛环流。 ▲ 城市热岛环流示意图 城市热岛环流：近地面风由郊区流向市区，高空气流由市区流向郊区。 ◆ 城市风的应用（规划与环保） 污染较重、废气排放多的工厂应布局在城市风环流（下沉气流）范围之外，卫星城也应建在环流之外，避免污染物经近地面气流带回城区。 绿化带、卫生防护带宜布局在城市风环流范围之内，起到净化、防护作用。 2. 海陆风 成因：海陆热力性质差异。水的比热容大，升温和降温都慢；陆地比热容小，升温和降温都快。 白天：陆地增温快，近地面气温高、气压低；海洋增温慢，气温低、气压高。近地面风由海洋吹向陆地，形成海风。 夜晚：陆地降温快，近地面气温低、气压高；海洋降温慢，气温高、气压低。近地面风由陆地吹向海洋，形成陆风。 意义：海陆风使滨海地区气温日较差减小、降水增多；海风还能缓解中午暑热。 3. 山谷风 白天：山坡接受太阳辐射多、增温快，暖空气沿山坡上升，谷底冷空气沿坡面流向山坡补充，形成谷风。 夜晚：山坡辐射冷却快，冷空气沿山坡下沉流入谷地，形成山风。谷底常因夜间冷山风汇合而形成逆温层。 提醒：山谷、盆地夜间冷的山风易在谷底汇合形成逆温层，阻碍空气垂直运动，若布局废气、粉尘排放工业，易造成大气污染事件。 六、大气的运动（二）：大气的水平运动——风 （一）风的形成：水平气压梯度力 地面受热不均导致空气垂直运动，进而使同一水平面上的气压产生差异。单位距离间的气压差称为气压梯度。只要水平面上存在气压梯度，就产生促使大气由高压区流向低压区的力，这个力称为水平气压梯度力。 水平气压梯度力是形成风的直接原因，其方向垂直于等压线，由高压指向低压。等压线是同一高度上气压相等的点的连线。 （二）影响风的三种作用力 作用力 作用 说明 水平气压梯度力 原动力 方向垂直于等压线、由高压指向低压；决定风速大小，梯度越大、风速越大。是形成风的直接原因。 地转偏向力 改变风向 北半球向右偏、南半球向左偏；只改变风向、不改变风速。 摩擦力 减小风速 地面与空气、空气层之间相互作用的阻力，对风有阻碍作用、减小风速，并影响风向。 （三）风向的判读 风向：指风吹来的方向（如“北风”是从北吹向南的风）。判读方法（以北半球为例）： 定水平气压梯度力：按垂直于等压线、由高压指向低压画出（画虚线）。 定地转偏向力：北半球向右偏、南半球向左偏。 定偏转角度：高空风（忽略摩擦力）最终与等压线平行；近地面风在三者共同作用下，与等压线斜交（夹角约 25°~45°）。 ▲ 北半球近地面风受力分析示意图 北半球近地面风受力：水平气压梯度力、地转偏向力、摩擦力三者共同作用下，风向与等压线斜交。 ◆ 风速的判读 同一幅等压线图上，等压线越密集，气压梯度越大，风速越大；等压线越稀疏，风速越小。 在水平气压梯度力相同的情况下，摩擦力越小风速越大：海面风速大于沿海、陆地；内陆荒漠大于绿洲。 摩擦力越大，风速越小、地转偏向力越弱，风向与等压线夹角越大：海洋上约 15°~20°，陆地上约 25°~35°（甚至 30°~45°）。 七、课堂小结（知识框架） 本节课的核心逻辑链条可归纳为两条主线： 主线一（受热过程）：太阳辐射（短波）→大气削弱作用→地面增温→地面辐射（长波）→大气吸收增温→大气辐射→大气逆辐射（保温）→地面。 主线二（大气运动）：地面冷热不均→垂直运动→水平气压差→水平运动（风）；风的受力决定风向——高空平行等压线、近地面斜穿等压线。 第 页 学科网（北京）股份有限公司 $