高中地理 第二单元第二节大气圈与天气教案 鲁教版必修1

第二节 大气圈与天气、气候背景情境导入在“神舟”七号飞船降至100千米高度时，返回舱进行姿态调整。

在距地面约80千米时，返回舱再入稠密大气层。

进入黑障区后，通信中断。

约距地面40千米高度时，出黑障区，通信恢复。

什么叫稠密大气层？什么叫黑障区？稠密大气层是指对高速飞行物体产生较大阻力的大气层，一般距地表100～120千米以下，该层大气密度较大。

稠密大气层之外称为外层空间，大气逐渐变得稀薄，它一直可以延伸到3000千米左右，这一层也被称为稀薄大气层。

稠密大气层之外一般称“天”，之内就是“空”。

在稠密大气层内飞行的就是航空飞行器，在外层空间飞行的就是航天飞行器。

当返回舱大约以每秒8千米的速度进入稠密大气层时，返回舱与周围空气发生剧烈摩擦，使返回舱周围气体分子呈黏滞状态，温度不易散发，形成一个温度高达几千摄氏度的高温区，返回舱变成一个火红的流星，周围的气体和返回舱表面材料的分子被分解和电离，形成等离子鞘套电磁屏蔽。

因为等离子体能吸收和反射电磁波，会使返回舱与外界的无线电通信衰减，甚至中断，雷达也无法发现它的踪迹，这个区域因此被称为“黑障区”。

黑障区范围取决于进入大气层的物体的外形、材料、再入速度、无线电频率和功率等。

如果无线电频率选择合适，也可以避免黑障现象。

返回舱在下降到距地面大约40千米时，返回舱升力控制系统开始起作用，速度也有所放慢，黑障现象就会消失。

问题：大气层与人类的关系怎样？ 教材内容详析知识点一 大气圈的组成与结构知识背景 近地面大气的温度随高度的升高而递减。

对流层的厚度随纬度增加而逐渐降低，这是因为低纬度地区受热多，气温高，空气对流旺盛，所及高度大，对流层顶高；高纬地区受热少，对流较弱，所及高度小，对流层顶低。

同一地区，对流层高度夏季大于冬季。

大气的组成中，二氧化碳、臭氧、水汽等成分不仅影响地面和大气温度，而且对人类生命及其生存环境有重大作用；同时人类活动也会对大气成分产生影响，从而改善或者危害人类自身的生存环境，如：燃烧矿物燃料→CO 2增加→温室效应，制冷工业发展→氟氯烃含量增加→破坏O3层，使大气中臭氧含量减少。

在对流层底部常出现气温随高度增加而升高的现象，导致空气“脚重头轻”，气象学上称这种现象为“逆温”。

我国大部分地区地处中纬度地区，属东亚季风气候区，逆温现象时常出现。

一旦逆温层出现，将严重阻碍空气垂直运动，妨碍烟尘、污染物、水汽凝结物的扩散，有利于雾的形成，使大气污染更为严重。

走出误区大气层的温度随高度变化的规律从地面开始，气温先随高度的增加而递减；30千米以上，气温随高度增加迅速上升；50～55千米以上，气温先随高度的增加而递减；80千米以上，气温随高度增加迅速上升。

气温随高度的变化复杂，但是密度、气压随高度的增加都下降。

知识点二大气的受热过程知识背景物体的辐射自然界中的一切物体，只要温度在绝对温度零度以上，都以电磁波的形式时刻不停地向外传送能量，这种传送能量的方式称为辐射。

物体通过辐射所放出的能量，称为辐射能，简称辐射。

辐射有一个重要的特点，就是它是“对等的”。

不论物体（气体）温度高低都向外辐射，甲物体可以向乙物体辐射，同时乙也可向甲辐射。

这一点不同于传导，传导是单向进行的。

辐射能被物体吸收时发生热的效应，物体吸收的辐射能不同，所产生的温度也不同。

因此，辐射是能量转换为热量的重要方式。

物体的温度越高，辐射的波长越短；反之越长。

太阳和地面向大气辐射，大气向地面和宇宙空间辐射。

1．太阳辐射：波长主要为0.15~4微米之间的可见光部分，其中最大辐射波长平均为0.5微米；因而称为短波辐射。

地面和大气辐射波长主要为3~120微米，其中最大辐射波长平均为10微米，因而称为长波辐射。

3．大气对太阳辐射的削弱作用：①吸收：臭氧吸收波长较短的太阳紫外线。

水汽、二氧化碳吸收波长较长的太阳红外线；②反射：云层和尘埃对太阳辐射进行反射。

云层愈厚，云量愈多时，反射作用愈强。

③散射：以空气中的分子、尘埃、云滴等质点为中心向四面八方散射开来。

散射改变了太阳辐射的方向，使一部分太阳辐射不能到达地面。

4．大气对地面的保温作用：①大气吸收太阳短波辐射能力很差，使大部分太阳辐射能透过大气射到地面。

②大气吸收地面长波辐射的能力很强，从而能把地面放出的热量保存在大气中。

③大气辐射除一部分向上射向宇宙空间外，大部分向下射回地面，称为大气逆辐射，这在一定程度上补偿了地面辐射损失的热量。

走出误区太阳辐射是地球上大气最主要的能量来源大气的吸收具有选择性，臭氧和氧原子主要吸收紫外线；水汽和二氧化碳主要吸收红外线，而可见光的绝大部分可以到达地面。

长波辐射是地面和大气交换热量的重要方式。

大气直接吸收太阳辐射很少，它主要靠吸收地面长波辐射而增热，所以地面是大气主要的和直接的热量来源。

走出误区大气逆辐射只有晚上才会发生大气逆辐射是大气辐射的一部分，它们是始终存在的，而且白天气温高，辐射更强。

只是在白天，由于太阳辐射的影响，考虑问题时主要侧重于大气对太阳辐射的削弱作用，在夜晚，由于没有太阳辐射，近地面气温主要受大气逆辐射强弱的影响，因而容易产生白天没有大气逆辐射的误解。

方法与技巧图解大气受热过程活动提示P37温室的玻璃顶和玻璃窗能让太阳短波辐射透射进来，使室内地面温度升高；地面放出的长波辐射却很少能透过玻璃，从而把热量保留在温室中，起到保温作用。

知识点三大气运动1．热力环流①热力环流的概念：由于各纬度获得太阳辐射能多少不均，造成高低纬度间温度的差异，从而引起大气运动。

由于冷热不均而形成的空气环流称为热力环流，它是大气运动最简单的形式。

②热力环流的形成过程：近地面空气受热引起气流上升运动，近地面空气冷却引起气流下沉运动。

空气上升使高空气压升高，等压面向上凸起；空气下沉使高空气压降低，等压面向下凹陷。

高空气流由高气压流向低气压，导致近地面气流上升处气压下降，等压面向下凹陷，近地面气流下沉处气压升高，等压面向上凸起，近地面空气由高气压流向低气压。

方法与技巧热力环流是大气环流的基础，需明确热力环流的基本内涵是由空气的垂直运动和水平运动所组成，走出误区高压、低压是同一水平面比原来受热均匀时的增加或减小，而在垂直方向上地面气压始终高于高空气压。

拓展探究热力环流的外延知识要正确处理以下几个关系：①气温分布与垂直气流方向的关系：近地面气温高的地区，气流上升；反之下沉。

②气流方向与空气密度大小的关系：空气流入区，密度增大；反之减小。

③空气密度大小与气压高低的关系：同一高度，密度大，气压高；反之气压低。

④气压分布与平行气流方向的关系：气流从高压区流向低压区。

活动提示P38由于海陆热力性质差异，白天陆地上气温高，海洋上气温低，这样在陆地的近地面形成低压，海洋上形成高气压，风从海洋吹向陆地，称为海风。

夜晚，陆地上的气温低，海洋上的气温高，这样在陆地上的近地面形成高气压，海洋上形成低气压，风从陆地吹向海洋，称为陆风。

2．大气水平运——风知识背景风向是怎样命名的风向是指风的来向。

即风从哪个方向来，就以此来向命名风向。

例如，我国东部地区夏季风从东南方向吹来，因此说夏季吹东南风，冬季风从西北方向吹来，所以说冬季吹西北风。

影响风形成的三个力：①水平气压梯度力：地表受热不均，导致同一水平面上产生气压差异，单位距离间的气压差叫做气压梯度。

单位水平距离的气压差叫水平气压梯度。

水平气压梯度产生的一种力，叫水平气压梯度力。

如果没有其他外力的影响，该力垂直于等压线，从高压指向低压。

水平气压梯度是形成风的直接原因。

水平气压梯度越大，水平气压梯度力就越大，风力则越大；反之风力则越小。

②地转偏向力：由地球自转而产生的一种力，地转偏向力始终与风向垂直且北半球向右偏，南半球向左偏。

受其影响使风逐渐偏离了气压梯度力的方向，③摩擦力：摩擦力与运动方向相反。

高空受水平气压梯度力和地转偏向力两力影响（摩擦力忽略不记的情况下），风向偏转直至平行于等压线为止。

实际大气中，特别是近地面的风，由于受摩擦力的影响，风向与等压线并不完全平行，而是有个角度。

走出误区水平气压梯度力是形成风的原动力。

地转偏向力只改变风向，而摩擦力既影响风向，又影响风速。

方法与技巧风压定律在北半球，背风而立，高压在右后方，低压在左前方；在南半球，背风而立，高压在左后方，低压在右前方。

活动提示P391. 在只考虑水平气压梯度力的情况下，风向与等压线垂直，并由高压区流向低压区。

2. 图2—2—9中，风向与等压线的夹角渐渐变小，最后与等压线相平行；图2—2—10中，风向总是与等压线斜交。

产生这种差异的原因是，前者风向决定于水平气压梯度力和地转偏向力，后者风向还受到地面摩擦力的作用。

知识点四全球的气压带与风带1．大气环流的概念和意义：具有全球性的有规律的大气运动，通常称为大气环流。

大气环流输送热量和水汽，从而使高低纬度之间，海陆之间的热量和水汽得到交换，调整了全球热量和水汽的分布。

2．大气环流的形成与分布（1）成因：不考虑海陆分布和地形的影响，引起大气环流的因素是高低纬之间受热不均和地转偏向力，从而在地球表面形成了沿纬向带状分布的气压带和风带。

（2）大气环流形成过程（北半球为例）：①低纬环流：赤道地区上升的暖空气（箭头①），在气压梯度力作用下由赤道上空流向极地上空（箭头②），受地转偏向力影响，到30°N附近上空时，风向偏转到与纬线平行，堆积下沉（箭头③），形成副热带高压带。

近地面由副高流向赤道，在地转偏向力作用下，形成东北信风（箭头④）。

这便形成低纬环流。

②中纬环流：在近地面，来自副高的一部分气流向北流，在地转偏向力影响下，形成盛行西风（箭头⑤）。

从极地高压带向南流的气流，右偏成极地东风（箭头⑥）。

盛行西风与极地东风在60°N附近相遇，形成上升气流，在低空形成副极地低压带。

上升气流到高空，一部分流向副高上空（箭头⑦），成为副高下沉气流来源之一（箭头⑧）。

③高纬环流：60°N附近的上升气流，另一部分流向极地上空（箭头⑨），补充极地高压带下沉气流（箭头⑩）。

形成高纬环流。

南半球同样存在三圈环流。

三圈环流使近地面形成7个气压带和6个风带。

①移动原因：太阳直射点季节移动；②移动规律：随太阳直射点移动而移动。

就北半球夏季北移，冬季南移。

③意义：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完全不同的天气、气候状况。

如地中海气候区，夏季受副热带高气压控制，炎热干燥；冬季受西风带控制，温和多雨。

5．海陆分布对大气环流的影响由于地表有海陆之分，海陆热力性质不同，气压带和风带受到破坏，大气环流比理想模式要复杂得多，形成冬夏海陆气压活动中心。

6．季风：由于海陆分布的影响，实际的气压带并不完全呈带状分布，而在海洋和大陆分别随季节变化形成高、低气压中心，并引起冬、夏季风向的变化。