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第二讲 大气环境
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基 础 回 扣
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知识点一：大气运动
1．大气的垂直分层
按成分、温度，密度等在垂直方向上的变化，大气自下而上可分为
对流层、平流层和高层大气。各层的特点见下表所示。
大气层 高度 温度 大气运动 对人类活动的影响
高层
大气
2 000～3 000千米 — —
电离层反射无线电
波
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大气层 高度 温度
大气
运动
对人类活动的
影响
平流
层
50～55千米
随高度的
增加而上
升
平流
运动
臭氧吸收紫外
线，有利于高
空飞行
对流
层
低纬地区：17～18千米；
中纬地区：10～12千米；
高纬地区：8～9千米
随高度增
加而递减
对流
运动
天气现象复杂
多变，与人类
的关系最密切
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特别提示：对流层大气的直接热源来自地面，海拔越高，距离地面
越远，空气越稀薄，吸收的地面辐射的热量越少，故海拔越高，气
温越低。但其根本热源是来自太阳。
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2．对流层大气的受热过程
(1)太阳暖大地：太阳辐射射向地面，使地面增温，形成地面辐射。
(2)大地暖大气：大气吸收地面辐射增温，同时也向外辐射能量，形
成大气辐射。
(3)大气还大地：大气辐射一部分射向高层大气和宇宙空间，一部分
射向地面。射向地面的大气辐射称为大气逆辐射。大气逆辐射的强
弱直接影响大气对地面的保温效果。
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如下图所示：
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影响地面辐射的主要因素
(1)纬度因素：由于太阳辐射强度由低纬度地区向两极递减，地面辐
射的强弱也因此而变化。
(2)下垫面因素(下垫面是指与大气下层直接接触的地球表面)：由于下
垫面的状况不同，吸收和反射太阳辐射的强弱程度不同。
(3)气象因素：天气状况不同，影响地表获得的太阳辐射多少不同。
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特别提示：运用大气受热过程的原理分析昼夜温差的大小
(1)地势高低：地势高→大气稀薄→白天大气的削弱作用和夜晚大气
的保温作用都弱→昼夜温差大。
(2)天气状况：晴朗的天气条件下，白天大气的削弱作用和夜晚大气
的保温作用都弱→昼夜温差大。
(3)下垫面性质：下垫面的比热容小→增温和降温速度都快→昼夜温
差大。如陆地的昼夜温差一般大于海洋。
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3．热力环流
(1)形成原因：地表冷热不均。
(2)形成过程
地面冷热不均→空气垂直运动→大气水平运动。
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(3)热力环流的相关规律
高压与低压都是针对同一水平面而言的。
在垂直方向上：海拔越高，空气越稀薄，气压越低。
受热不均产生垂直运动：受热膨胀上升，近地面形成低气压；冷却
收缩下沉，近地面形成高气压。
水平气压差异促使大气产生水平运动：由高压流向低压，形成风。
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(4)常见的热力环流及其影响
海陆风(如图A)：白天或夏季吹海风，晚上或冬季吹陆风；海陆风使
沿海地区温差减小，降水增多。
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山谷风(如图B)：白天吹谷风，晚上吹山风；在山谷，因夜间吹山风，
迫使谷底的暖空气抬升，形成逆温，阻碍空气的对流运动，污染物
难以扩散。
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城市风(如图C)：近地面风从郊区吹向城市，高空风从城市吹向郊区；
城市风会加快城市的空气净化速度，但同时也扩大了污染的范围，
并且形成城市热岛、雨岛效应。
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特别提示：等压面图的判读：同一等压面上各点的气压值相等；等
压面向高处凸为高压，向低处凹为低压(高高低低)；高空与近地面等
压面弯曲的方向相反。近地面受低压(上升气流)控制，多阴雨天气；
受高压(下沉气流)控制，多晴朗天气。
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4．大气的水平运动——风
水平气压梯度力：地表受热不均，使同一水平面上产生了气压差异。
这种在单位距离间的气压差叫作气压梯度。只要水平面上存在着气
压梯度，就会产生促使大气由高气压区流向低气压区的力。这个力
称为水平气压梯度力。
水平气压梯度力是风形成的原始动力，因此风力大小的判断主要是
判断水平气压梯度力的大小。水平气压梯度力垂直于等压线，且由
高压指向低压。
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地转偏向力：北半球向右偏，南半球向左偏；垂直于风向(改变风的
方向，不改变风力的大小)；由低纬向高纬增大。
地面摩擦力：与风向相反，改变风力的大小和方向。
水平气压梯度力、地转偏向力、摩擦力共同决定风向和风速的变化。
在同一幅等压线图中：等压线越密集，水平气压梯度力越大，风越
大。
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特别提示：近地面的风是水平气压梯度力、地转偏向力、摩擦力三
个力的合力，近地面的风与等压线斜交；高空的风是水平气压梯度
力、地转偏向力两个力的合力，高空的风与等压线平行。故由某地
的风向可获得的信息是：该地两侧气压的高低；该地所在的半球；
该地是在近地面还是在高空。
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知识点二：气压带和风带
1．三圈环流
假设地表是均匀的，高低纬度间热量不均，加之受地转偏向力的影
响，在地球表面形成低纬、中纬和高纬三圈环流，近地面形成七个
气压带和六个风带。七个气压带、六个风带的形成和分布如下图所
示。
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气压带的形成原因有热力因素(热低压、冷高压，地表大气受热，空
气膨胀上升，形成低压；或空气遇冷收缩下沉，形成高压。例如赤
道低气压带和极地高气压带)和动力因素(空气被迫抬升形成的低压，
或被迫下沉形成的高压。例如副热带高气压带和副极地低气压带)。
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特别提示：
六个风带与风向的记忆规律：北撇南捺。
气压带、风带的性质及分布
气压带 分布 成因 气流 对气候的影响
赤道低气压带 赤道附近 热力原因 上升 湿热
副热带高气压带 南北纬30°附近 动力原因 下沉 干热
副极地低气压带 南北纬60°附近 动力原因 上升 温湿
极地高气压带 极地附近 热力原因 下沉 冷干
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风带 分布
风向
对气候的影响
北半球 南半球
低纬信风带
赤道低气压与副热
带高气压之间
东北风 东南风 干燥
中纬西风带
副热带高气压与副
极地低气压之间
西南风 西北风 温湿
极地东风带
副极地低气压与极
地高气压之间
东北风 东南风 冷干
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2.气压带和风带的季节移动
由于太阳直射点位置的季节移动，引起气压带和风带位置的季节移
动。移动方向：与太阳直射点移动的方向一致。就北半球而言，大
致是夏季北移，冬季南移。
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气压带和风带的季节移动及对气候的影响
南北纬10°～20°之间，因受赤道低气压带和信风带交替控制，形成全
年高温，有明显的干、湿两季的热带草原气候。
南北纬30°～40°之间的大陆西岸因在不同季节分别受副热带高压带和
西风带交替控制，形成夏季炎热干燥、冬季温和多雨的地中海气候
(冬雨夏干)。
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3．海陆分布对大气环流的影响
(1)海陆分布基础上气压带、风带的特点
南半球基本上呈带状分布，因为南半球海洋面积占优势。
北半球气压带断裂呈块状分布，因为北半球陆地面积大，海陆相间
分布。
夏季：陆地的温度高——低气压。在亚洲大陆上形成亚洲低压(热力
低压)，太平洋上形成夏威夷高压(动力高压)。
冬季：陆地的温度低——高气压。在亚洲大陆上形成亚洲高压(热力
高压)，太平洋上形成阿留申低压(动力低压)。
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(2)季风环流
由于大陆和海洋在一年之中增热和冷却的程度不同，在大陆和海洋
之间大范围的、风向随季节有规律地改变的风，称为季风。形成季
风的最根本的原因，是地球表面的性质不同，海陆热力性质的差异；
气压带和风带的位置季节性移动也是形成季风的重要原因，如南亚
地区夏季盛行的西南季风就是南半球的东南信风向北越过赤道受北
半球向右的地转偏向力的作用偏转而成的。
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在亚洲东部，有世界最大的大洋太平洋和世界最大的大陆亚欧大陆，
海陆的气温对比和季节变化比其他任何地区都要显著。所以，由海
陆热力性质差异引起的季风，在东亚最为典型，范围大致包括我国
东部、朝鲜半岛和日本等地区。
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东亚季风与南亚季风对比
分布地区 东亚季风 南亚、东南亚季风
分布纬度 温带、亚热带 热带
季节 冬季(1月) 夏季(7月) 冬季(1月) 夏季(7月)
风向 西北风 东南风 东北风 西南风
源地 亚洲高压 太平洋 亚洲内陆 印度洋
成因 海陆热力
差异
海陆热力
差异
海陆热力
差异
海陆热力差异；
气压带和风带的
季节移动
性质 寒冷干燥 温暖湿润 温暖干燥 炎热湿润
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特别提示：
①季风风向的规律：冬季都是偏北风，夏季都是偏南风。
②受单一气压带或风带形成的气候类型：热带雨林气候(终年受赤道低
气压控制)、热带沙漠气候(终年受副热带高气压或信风控制)、温带海
洋气候(终年受西风带或副极地低气压带控制)、极地气候(终年受极地
高气压带或极地东风带控制)。
③气压带和风带交替控制形成的气候类型：热带草原气候(赤道低气压
带和信风带交替控制)和地中海气候(副热带气压带和西风带交替控制)。
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④只分布在北半球的气候类型：热带季风气候、温带季风气候、亚
寒带针叶林气候、苔原气候。
⑤大陆东岸独有的气候类型：热带季风气候、亚热带季风气候(亚热
带季风性湿润气候)、温带季风气候。
⑥大陆西岸独有的气候类型：热带沙漠气候、地中海气候、温带海
洋性气候。
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知识点三：主要气候类型
1．主要的气候要素
气候的组成因素主要是气温和降水。气温和降水的不同组合就形成
了不同的气候类型。因此，某地的气候特点主要从气温和降水两方
面描述。
(1)气温
①气温的时间分布规律
A．日变化：一般情况下，一天中的最高气温出现在当地地方时14时
左右(午后2时左右)，最低气温出现在日出前后。
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影响气温日较差(昼夜温差)大小的因素：
a．纬度——低纬>高纬(纬度越高，一天之中太阳高度的变化幅度越
小，获得的太阳辐射变化幅度越小，故日较差越小；反之，越大)。
b．地形——高原>平原(高原海拔高，大气稀薄，白天大气对太阳辐
射的削弱作用弱，气温高；晚上大气保温作用弱，气温低)。
c．天气——晴天>阴雨天(晴天，云量少，白天大气对太阳辐射的削
弱作用弱，气温高；晚上大气保温作用弱，气温低，气温日较差大。
阴雨天相反)。
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d．下垫面——比热容小的下垫面(例如陆地、裸地等)>比热容大的下
垫面(如海洋、绿地)(比热容小的下垫面，白天地面增温和晚上降温
的速度都快，气温日较差大)。
B．年变化：一般情况下，北半球陆地的气温7月最高，最低气温为1
月；北半球海洋的气温8月最高，最低气温为2月。南半球与北半球
相反。
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影响气温年较差大小的因素：
a．纬度——低纬比热容大的下
垫面(如海洋、绿地)(比热容小的下垫面，夏季地面增温和冬季降温
的速度都快，气温年较差大)。
②气温的空间分布规律：纬度越低，气温越高；同纬度夏季陆地的
气温高于海洋。冬季相反。
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主要因素 原因
纬度位置
(主导因素)
纬度高(低)，太阳高度小(大)，获得太阳辐射能少(多)
海陆位置
沿海地区比热容大，冬季的温度高于同纬度内陆地区，
夏季的温度低于同纬度内陆地区，气温年较差和日较差
小于同纬度内陆地区
③影响气温的主要因素
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主要因素 原因
地形
地势高(低)，气温低(高)；高山阻挡冷空气侵入(地形封闭，
不易散热)
洋流 寒流降温，暖流增温
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(2)降水
①分布规律
赤道地区降水多，两极地区降水少；中纬度沿海地区降水多，内陆
地区降水少；南北回归线附近大陆东岸降水多，大陆西岸降水少。
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主要因素 原因
大气环流
(主导因素)
上升气流(低压)多雨，如赤道低气压带降水多；下沉气流
(高压)少雨，如副热带高气压带和极地高气压带控制区降
水少；一般情况下，西风带控制区降水较多，信风带控
制区降水较少；风由海洋吹向陆地多雨，如夏季风；反
之少雨，如冬季风
海陆位置 沿海多雨，内陆地区少雨
②影响降水的主要因素
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主要因素 原因
地形 迎风坡多雨，背风坡少雨
洋流 暖流增湿，寒流减湿
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特别提示：沿海地区如果无海风吹拂，降水也较少；信风如果是从
海洋上吹来降水也多；冬季风如果是从海洋吹来也多雨。
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2．主要气候类型及分布
温度带 气候类型 分布规律 成因 气候特征
热带
热带雨林
气候
南北纬10°之间
赤道低气压
带控制
全年高温多雨
热带草原
气候
南北纬10°至回归线
之间
赤道低气压
带、信风带
交替控制
终年高温，分
干、湿两季
热带季风
气候
南北纬10°至回归线
之间的大陆东岸
冬、夏季风
交替控制
终年高温，分
旱、雨两季
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温度带 气候类型 分布规律 成因 气候特征
热带
热带沙漠
气候
南北回归线至30°
的大陆内部、西岸
副热带高气压
带或信风控制
终年高温少雨
亚热带
亚热带季
风气候
南北纬25°～35°的
大陆东岸
冬、夏季风交
替控制
冬季温和少雨，
夏季高温多雨
地中海气
候
南北纬30°～40°的
大陆西岸
副热带高气压
带和西风交替
控制
冬季温和多雨，
夏季炎热干燥
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温度带 气候类型 分布规律 成因 气候特征
温带
温带季风
气候
南北纬35°～55°
的大陆东岸
冬、夏季风交
替控制
冬季寒冷干燥，夏
季高温多雨
温带海洋
性气候
南北纬40°～60°
的大陆西岸
终年受西风带
控制
冬季温和，夏季凉
爽，全年降水均匀
温带大陆
性气候
南北纬40°～60°
的大陆内部
受海洋影响小，
大陆性强
冬季寒冷，夏季炎
热，降水少
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温度带 气候类型 分布规律 成因 气候特征
亚寒带
亚寒带针
叶林气候
北极圈附近
纬度高且位于内
陆
冬季寒冷漫长，夏
季凉爽短促
寒带
苔原气候
北半球极地
附近临海
纬度高 终年严寒，降水少
冰原气候
南北半球极
地附近内陆
纬度高 全年酷寒，降水少
高山高
原
高山高原
气候
高大的山地、
高原地区
气温随海拔不同
而变化
气温随海拔升高而
降低
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3.气候类型的判断
主要有两种判断方法：根据地理位置判断气候类型；根据气温变化
曲线和降水量柱状图判断气候类型。
(1)根据地理位置判断气候类型
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(2)根据气温变化曲线和降水量柱状图判断气候类型
①“以温定位”：根据气温确定所属的南北半球
6、7、8三个月气温高，气温变化曲线呈波峰状——北半球。
12、1、2三个月气温高，气温变化曲线呈波谷状——南半球。
②“以温定带”：根据气温确定所属的温度带
根据最冷月或最热月平均气温，确定所在的温度带。
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最冷月均温>15 ℃为热带；最冷月均温为0～15 ℃为亚热带(但有一个
特例，温带海洋性气候的最冷月均温也大于0 ℃)；最冷月均温为
0°～－10 ℃为温带；最冷月均温＜－10 ℃，为亚寒带；最热月均温
800 mm)、
温带季风气候(年降水量为400～800 mm)。
冬雨型：地中海气候(年降水量为300～1 000 mm)。
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少雨型：热带沙漠气候(年降水量
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