大气受热过程与热力环流思维导图

🌍 大气的受热过程

一、大气能量的根本来源是太阳辐射

大气上界的太阳辐射称为太阳常数▶

大气上界太阳辐射的影响因素：太阳高度、日照时长

太阳辐射能量分布▶

紫外线波长最短

可见光是辐射能量峰值区

红外线波长最长

大气与地面吸收太阳辐射▶

大气直接吸收的太阳辐射只占大气层顶太阳辐射的五分之一左右

地面吸收的太阳辐射却占到大气层顶太阳辐射的二分之一左右

二、太阳暖大地：地面增温过程

大气对太阳辐射的削弱作用▶

吸收作用：具有选择性

平流层臭氧吸收波长较短的紫外线

对流层水汽、二氧化碳吸收波长较长的红外线

大气对太阳辐射中能量最强的可见光吸收很少

反射作用：没有选择性

云层和较大颗粒的尘埃对太阳辐射有反射作用

云层越低、越厚，云量越多，反射越强

无选择性的反射，因而反射光呈白色

散射作用：有选择性

空气分子或微小尘埃使太阳辐射的一部分向四面八方弥散

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

在可见光中，蓝光、紫光波长较短，易被空气分子散射，故晴朗的天空呈蔚蓝色

红光波长较长，不易被空气散射，故用红灯作为交通信号灯

朝霞、晚霞的形成

太阳高度角小→太阳光线穿过比正午更厚的大气层→大部分蓝色光被散射掉→剩下红橙光

太阳越接近地平线，颜色越红；大气中水汽越多，颜色越红

天气谚语："朝霞不出门，晚霞行千里"

原理：中纬度地区天气系统通常自西向东移动

朝霞不出门：朝霞出现在东方→说明东方空气中水汽含量高→湿润空气将随天气系统西移而来→预示可能有阴雨天气

晚霞行千里：晚霞出现在西方→说明西方天空晴朗干燥→晴朗天气将随天气系统东移而来→预示未来天气晴好

晨昏蒙影：日出前和日落后天空仍明亮的半光明状态，是昼夜交替的过渡时期

地面吸收与反射▶

到达地球表面的太阳辐射，被地面吸收和反射；地面因吸收太阳辐射而增温

地面反射率▶

地面对太阳辐射的反射率大小，取决于地面的性质，如颜色、干湿状况、粗糙程度等

按颜色：浅色地面反射率高，深色地面反射率低

按干湿：干燥地面反射率高，湿润地面反射率低

按粗糙程度：光滑地面反射率高，粗糙地面反射率低

常见下垫面反射率排序：新雪>冰面>沙漠>裸地>草地>森林>深色土壤

绿色植物对紫外线和可见光的吸收很强、反射很弱，而对近红外线的吸收很弱、反射很强

根据绿色植物的反射特征，可利用遥感技术实时准确地监测森林、草原面积的动态变化

太阳辐射的纬度分布▶

到达地面的太阳辐射不是均匀分布的，而是由低纬度地区向两极地区递减

低纬度地区的太阳高度角大：太阳辐射强度大；太阳辐射经过大气层的路程短，被大气削弱得少

到达地面的太阳辐射的影响因素

太阳高度角：太阳高度角越大→太阳辐射强度越大，且经过大气路程越短→被削弱越少→到达地面的太阳辐射越多

日照时长：白昼时间越长，到达地面的太阳辐射总量越多

天气状况：晴天云量少，大气对太阳辐射削弱少，到达地面的太阳辐射多（西北地区）；阴雨天则相反（四川盆地）

海拔高度：海拔越高→大气层越薄→大气削弱作用越弱→到达地面的太阳辐射越多（青藏高原）

三、大地暖大气：大气增温过程

大气增温机制▶

地面以长波辐射的形式把热量传递给近地面大气

近地面大气吸收地面长波辐射后，又以对流、传导等方式层层向上传递能量

地面长波辐射是近地面大气主要的、直接的热源

四、短波辐射与长波辐射

辐射特征▶

物体的温度越高，辐射中最强部分的波长越短；反之则波长越长

太阳辐射为短波辐射，地面辐射为长波辐射

地面辐射能量主要集中在红外线部分

地面辐射的长波辐射除极少部分穿过大气外，75%---95%被对流层中的水汽、二氧化碳等吸收

五、大气还地面：大气对地面的保温作用

大气逆辐射▶

大气辐射中大部分向下射向地面，其方向与地面辐射方向相反

大气逆辐射把热量传给地面，在一定程度上补偿了地面辐射损失的热量，对地面起到保温作用

天空有云，特别是浓密的低云时，大气逆辐射更强

空气中湿度比较大时，大气逆辐射就会增强

白天和晚上大气逆辐射始终存在，白天气温高，辐射更强

大气热力作用的意义▶

大气对太阳辐射的削弱作用能降低白天近地面的气温，使白天气温不至于过高

大气对地面的保温作用能弥补地面辐射损失的热量，使夜间气温不至于过低

共同影响的结果是缩小了气温的日较差，使地表附近的气温变化幅度减小

月球表面因没有大气，昼夜温度变化剧烈

温室效应▶

温室气体大量排放→大气吸收的地面辐射增多→大气逆辐射增强→气温升高→全球气候变暖

温室气体原理：红外辐射可以穿透氧气和氮气，但不能穿透二氧化碳和水汽

温室气体的主要成分是二氧化碳和水汽

六、大气受热过程的应用

气温日较差（昼夜温差）影响因素▶

纬度：低纬度地区太阳高度角变化小，日较差较小；中纬度地区日较差较大

季节：通过影响太阳高度角、日照时长、空气湿度和云量来影响日较差

秋季晴朗干燥，云量少，白天削弱作用弱、夜间保温作用弱，日较差往往全年最大

夏季虽然太阳高度大，但空气湿度大、云量多，夜间保温好，日较差不一定最大

冬季白天短、太阳高度小，白天增温少，日较差一般较小

地势高低：地势高→大气稀薄→白天削弱作用和夜晚保温作用都弱→昼夜温差大

天气状况：晴朗天气条件下，白天削弱作用和夜晚保温作用都弱→昼夜温差大

下垫面：下垫面比热容大→地面增温和降温速度都慢→昼夜温差小

距海远近：沿海地区受海洋调节，日较差小；内陆地区远离海洋，日较差大

地形：盆地谷地白天热量不易散失，夜晚冷空气下沉积聚，较山顶日较差大

大气保温作用原理的农业应用▶

北方地区利用温室大棚生产反季节蔬菜

塑料薄膜、玻璃能让太阳短波辐射透射进入，而地面长波辐射不能穿透，从而使热量保留在大棚中

棚内洒水增加水汽含量，可吸收更多地面辐射，增强大气逆辐射

棚内昼夜温差较小，大棚门口位置温差较大，利于蔬菜储存营养物质，口感好

深秋农民利用燃烧秸秆制造烟雾预防霜冻

深秋至次年早春季节，霜冻多出现在晴朗微风的夜晚

华北地区早春利用地膜覆盖调节地温进行农作物种植

干旱、半干旱地区果园中铺砂或鹅卵石，能防止水分蒸发，还能增大昼夜温差利于糖分积累

🌀 大气热力环流

一、大气运动基础

大气运动的意义▶

大气运动使不同地区热量、水分得以交换，影响各地的水热状况，形成各种复杂天气现象

大气运动的分类▶

垂直运动：表现为气流上升或气流下沉

水平运动：即是风

二、热力环流：由于地面冷热不均而形成的空气环流

热力环流的形成过程▶

热力环流是大气运动最基本的形式

起始状态：当地面受热均匀时，空气没有相对上升和相对下沉运动

近地面冷热不均→空气垂直运动→高空同一水平面气压差→高空空气水平运动→近地面同一水平面气压差→近地面空气水平运动→热力环流

热力环流实验设计

气压相关概念▶

气压与等压面、等压线

气压：单位面积上所承受的空气柱所产生的压力，单位为百帕

气压一般随海拔的升高而减小

等压面：空间中气压相等的各点所组成的面

等压线：同一平面上（一般指海平面）气压相等的各点的连线

等压面vs等压线：等压面是三维空间的曲面，等压线是等压面与某一水平面相交的截线，如同横切洋葱后截面上呈现的圈层

等压面判读方法

同一等压面上气压值相等

高高低低原则：等压面凸向高空区域为高压区，等压面凸向低空区域为低压区

热力环流判读技巧▶

垂直运动"受热上升，冷却下沉"；水平运动"由高压指向低压"

热力环流中先有垂直运动再有水平运动，先有高空运动再有近地面运动

近地面与高空气压类型相反，即近地面为高压区，则高空对应低压区

高、低压指的是同一水平面上气压比较，垂直方向上近地面气压永远大于对应高空处的气压

近地面"热低压、冷高压"，风从冷气团吹向暖气团

受冷区域盛行下沉气流，多晴朗天气，气温日较差大

受热区域盛行上升气流，多阴雨天气，气温日较差小

近地面温差越大，热力环流越强烈，风速越大

等温面的判读

随海拔升高，等温面的温度数值逐渐降低

等温面向下凹的地区，气温较同高度其他地区低；等温面上凸的地区，气温较同高度其他地区高

近地面受热，则高空气温也相比周围要高

三、海陆风

成因分析：海陆热力性质差异是前提和关键▶

海水的比热容比陆地大，所以海洋升温慢、降温也慢，温度变动幅度小

陆地升温快、降温也快，温度变动幅度大

海风与陆风▶

海风：白天陆地增温快→近地面气压陆地低于海洋→风从海洋吹向陆地

陆风：夜晚陆地降温快→近地面气压陆地高于海洋→风从陆地吹向海洋

影响与应用▶

海陆风使海滨地区气温日较差减小，夏季气温低，空气较湿润

大江大河大湖沿岸会形成"江（河、湖）陆风"

海南岛白天多雨，夜间多晴朗：白天吹海风，海洋上水汽丰富的气流上升冷却凝结成雨

台湾海峡两岸风向的日变化：白天海风都从海峡吹向各自陆地（福建吹东风、台湾吹西风），夜间陆风都从陆地吹向海峡（福建吹西风、台湾吹东风），方位相反导致风向相反

四、山谷风

基本概念与成因▶

山谷风：在天气晴朗的山地区域，风向昼夜间发生反向转变的风

成因分析：山坡与同海拔山谷上空相比，距离直接热源（地面）近，温度变化大

白天谷风：日出后山坡受热→空气增温快→密度变小→空气自山谷沿山坡上升→形成谷风

夜晚山风：夜间山坡辐射冷却快→气温下降→空气密度增大→空气沿山坡流向山谷→形成山风

白天山坡受热所造成的温差比夜间辐射冷却所造成的温差大，因此谷风的风速大于山风

山谷风强弱的时间规律▶

谷风在山坡和谷地温差最大时达到最强，通常为午后至日落前

山风在午夜至日出前后最强，因为此时山坡和谷地温差变大

山谷风转换时间▶

理想状态下，山风转谷风约在上午9:00-10:00，谷风转山风约在晚间21:00-22:00

实际：山风比谷风持续时间长，夜间时长通常长于白天（尤其冬半年）

转换期特点：风向紊乱，风速较小，甚至为0

山谷风转换的本质是两地温差从消失到冷热倒置的过程

不同地形转换时间的差异

山区转换最早，盆地次之，平原最晚

平原地区山谷风尺度大，达到驱动山谷风的温差需要的时间较长

山谷风的季节变化▶

一年中山谷风以夏季最明显，冬季最弱

热带、副热带干季山谷风最为显著（晴天多、温差大）

冬季山谷风特点

冬季昼短夜长→白天短→谷风维持时间短

冬季日出晚、升温慢→谷风出现时间晚

冬季山风维持时间较夏季更长

冬季背景风（季风）强，山谷风常被淹没

夏季山谷风特点

夏季昼长夜短→白天长→谷风维持时间长

夏季日出早、太阳高度角大→升温快→山风转谷风时间早

夏季晴天温差大，山谷风环流最明显

夏季谷风常凝云致雨，形成山顶午后阵雨

影响山谷风强弱的因素▶

背景风强弱：背景风弱则山谷风强，背景风强则山谷风被淹没而不明显

天气状况：晴天山坡与谷地温差大，山谷风强；阴天温差小，山谷风弱

地形封闭程度：山高谷深、地形封闭，背景风难以进入，山谷风更明显

下垫面性质：地表裸露、比热容小，升温降温快，温差大，山谷风强

山谷风的影响与应用▶

山谷和盆地常因夜间冷的山风吹向谷底，使谷底形成逆温层，大气稳定，易造成大气污染，不宜布局有污染的工业

"巴山夜雨涨秋池"：夜晚山坡降温快→冷空气沿山坡下滑→谷底暖湿气流被迫抬升→水汽凝结→形成降水

山区与平原之间有时也出现山谷风特征，如北京常有"白天风向北转南，夜间风向南转北"

山谷风电场选址：利用山谷地形的狭管效应和稳定的山谷风，风能资源丰富

五、城市热岛效应/城市风

概念与形成原因▶

城市热岛效应：大城市由于人口密度与建筑密度高，工业集中，造成气温高于周围郊区的现象

形成原因

下垫面因素：城市高大建筑和水泥、柏油路面比郊区植被和土壤吸收储存更多太阳辐射；城市地面透水性差，蒸发量小，热量散失少

人为热源：城市居民生活、工业和交通工具释放大量废热

城市热岛环流▶

城市热岛环流：城区气温升高→城区空气上升→郊区空气下沉→近地面空气由郊区流向城区

城郊之间的热力环流不分昼夜，近地面风向总是由郊区吹向市区

影响与应用▶

绿化带布局在气流下沉处及下沉距离以内，卫星城或污染工厂布局在下沉距离之外

城市中心区比郊区多雨：气流上升水汽易凝结；空气中固体废弃物较多提供凝结核

城市热岛效应延长植物的生长期：城市中植物春季生长开始时间比郊区早，秋季结束时间比郊区晚

六、冰川风

冰川风特征▶

冰川面反射太阳辐射多→冰川面气温低→空气密度大→沿冰面向下流动

夏季晴朗的白天，冰川表面与周围温差最大，冰川风最强盛

我国青藏高原、天山、祁连山都有冰川风存在

全球变暖→冰川面积减少→冰川风势力减弱

七、热力环流叠加应用（高考高频考点）

叠加原理▶

叠加原理：多种热力环流同时存在时，风向一致则叠加增强，风向相反则相互削弱

山谷风+湖陆风叠加（洱海案例）▶

洱海四面环山，位于山谷盆地中，形成湖陆风和山谷风叠加的局地环流

白天：谷风（从谷地吹向山坡）+湖风（从湖面吹向陆地）→风向一致则叠加增强

夜晚：山风（从山坡吹向谷地）+陆风（从陆地吹向湖面）→风向一致则叠加增强

山谷风+冰川风叠加（祁连山案例）▶

冰川风方向始终是从冰川向下吹，与山风方向一致，与谷风方向相反

叠加效应：夜间山风+冰川风叠加增强；白天谷风被冰川风削弱

山谷风+城市热岛叠加（成都案例）▶

成都西临龙门山，东临龙泉山，城市热岛效应与山谷风共同作用

白天：城市热岛形成低压中心，吸引周围气流→与谷风方向可能叠加或削弱

山谷风对城市空气质量的影响：山风将郊区清洁空气带入城区，谷风将城区污染物带向山区

海陆风+城市热岛叠加（沿海城市案例）▶

白天：海风（从海洋吹向陆地）+城市热岛环流→海风加强，深入城区

夜晚：陆风（从陆地吹向海洋）与城市热岛环流→削弱陆风甚至造成相反风向

海风对沿海城市的作用：降低城市温度、增加空气湿度、改善空气质量

山谷风+焚风叠加▶

当山谷风与焚风风向大体一致时，可明显增强风速

背景风与局地环流的关系▶

背景风：指较大尺度的大气环流（如季风、西风带等）

局地环流：指小尺度的热力环流（如山谷风、海陆风、城市风等）

背景风弱时，局地环流明显；背景风强时，局地环流被淹没

💨 大气的水平运动——风

一、水平气压梯度力是形成风的直接原因

气压梯度与风的形成▶

气压梯度：水平方向上单位距离间的气压差

气压梯度→水平气压梯度力→大气由高气压区向低气压区作水平运动→风

气压梯度力垂直于等压线，从高压指向低压

二、形成风的三种力

水平气压梯度力▶

水平气压梯度力：等压线越密集力越大；既影响风向又影响风速

地转偏向力▶

地转偏向力：方向垂直于风向，北半球右偏，南半球左偏，赤道无地转偏向力；随纬度升高而增大；只影响风向不影响风速

摩擦力▶

摩擦力：方向与风向相反；下垫面越粗糙力越大；既影响风向又影响风速

三、高空风

高空风特征▶

高空大气运动时摩擦力很小，可以忽略

在气压梯度力和地转偏向力共同作用下，风向最终平行于等压线

北半球高空风向最终在水平气压梯度力右方呈90°

南半球高空风向最终在水平气压梯度力左方呈90°

高空风压定律：北半球背风而立，低压在左，高压在右；南半球则相反

四、近地面风

近地面风特征▶

在近地面，空气运动还要受到地表摩擦力的影响

在气压梯度力、地转偏向力和摩擦力三个力的共同作用下，风向总是与等压线斜交

北半球近地面风向最终在水平气压梯度力右方呈30°-45°

南半球近地面风向最终在水平气压梯度力左方呈30°-45°

摩擦力越大，风向与等压线的夹角越大

从近地面到高空，空气运动所受摩擦力逐渐减小，风向与等压线之间的夹角也逐渐减小，到一定高度风向与等压线接近于平行

近地面风压定律：北半球背风而立，低压在左前方，高压在右后方；南半球则相反

五、风向判断方法

风向基本概念▶

风向即风的来向，如东北风是从东北方吹向西南方的风

"左右手法则"判断风向▶

北半球用右手，南半球用左手

伸出右（左）手，手心向上，四指指向水平气压梯度力方向，拇指指向就是风向

风向判断步骤▶

第一步：在等压线图中画出该点的切线，作垂直于切线的虚线箭头（由高压指向低压），表示水平气压梯度力方向

第二步：顺着水平气压梯度力方向向右（北半球）或向左（南半球）偏转，近地面偏转30°～45°，高空偏转90°，即为风向

近地面判断：海平面，或气压值大于990百帕

六、风力大小分析

影响风力的因素▶

水平气压梯度力大小：等压线密集，水平气压梯度力大，风力大

距离高压远近：距离亚洲高压（冬季风源地）近，风力大

摩擦力大小：地面平坦开阔，摩擦阻力小，风力大，如海面上风力大

植被多少：冬季植被少，风力大

地形起伏状况：高原起伏和缓风力大；山谷口狭管效应风力大；地形延伸方向与盛行风向一致风力大

七、地理中常见的风

狭管风（效应）▶

当气流由开阔地带流入峡谷地形时，风速加大

主要分布在峡谷口附近和城市高层建筑物间等

龙卷风▶

龙卷风属于气旋系统，中心气压低

龙吸水：龙卷风接触水面时，水流被吸到中间空洞里，随向上的旋涡不断向上运移，之后倾泻而下形成暴雨

焚风▶

定义：由于空气作绝热下沉运动时，因温度升高湿度降低而形成的一种干热风

地形条件：中纬度相对高度不低于800-1000米的山地都可能出现焚风，甚至更低的山地也会产生焚风效应

气流条件：需要有足够强的气流越过山脉，山脉两侧存在气压差

形成原理：湿润空气被迫沿迎风坡抬升→按湿绝热直减率下降（约0.6℃/100m）→形成降水→空气越过山顶后下沉→按干绝热直减率增温（约1℃/100m）→气温迅速升高，湿度显著降低→形成干热的焚风

焚风在我国的典型分布：太行山东麓（最典型）、大兴安岭东麓、天山南北、横断山脉、台湾中央山脉背风坡等

焚风的影响

有害影响

使果木和农作物干枯，降低产量

易引发森林火灾

高山地区可大量融雪，造成河谷洪水泛滥，有时引起雪崩

有利影响

寒冷季节能促使冰雪融化（北美落基山焚风被称为"吃雪者"）

温暖季节能促使作物早熟，增加当地热量