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大气受热过程与气温嘿，朋友们！咱今天就来聊聊大气受热过程与气温这档子事儿。
你想想看，这大气就像一个神奇的大舞台，各种过程在上演呢！太阳就像个超级大明星，源源不断地把能量洒向地球。
这太阳光穿过大气层的时候，一部分被散射啦，就好像大明星的光芒被稍微挡了一挡。
然后呢，地面这个忠实粉丝就开始接收太阳光的温暖啦，地面被晒热了，这温度可不就上去了嘛！这地面受热后，也不含糊呀，它也开始向外辐射能量。
就好比你吃了顿大餐，有了能量，也得散发出来不是？这地面辐射出来的能量，一部分被大气吸收啦，大气也就跟着热乎起来。
咱再说说气温。
这气温可真是个调皮的家伙！有时候高得让人直冒汗，有时候又低得让人直哆嗦。
它就像个爱变脸的小孩子，一会儿高兴了，温度蹭蹭往上涨；一会儿不高兴了，温度又哗哗往下掉。
你说为啥夏天热冬天冷呢？这就跟大气受热过程有很大关系呀！夏天的时候，太阳照射时间长，强度大，地面吸收的热量多，气温自然就高啦。
冬天呢，太阳好像也变懒了，照射时间短，强度也小了，地面吸收的热量少，气温可不就低了嘛。
咱生活中也有很多跟大气受热过程和气温相关的有趣事儿呢！比如夏天你去海边，为啥感觉海边比内陆凉快呢？这就是因为海水的比热容大呀，吸收同样的热量，温度升高得没那么快。
就好像一个大胖子和一个瘦子同时吃一碗饭，胖子感觉不咋饱，瘦子可能就撑得不行啦！海水这个“大胖子”就起到了调节气温的作用。
还有啊，为啥城市里有时候比农村热呢？这是因为城市里有那么多高楼大厦、水泥路，这些可都是会吸收热量的呀！农村呢，有大片大片的绿地，就像给大地铺上了一层凉爽的毯子。
大气受热过程和气温，这可真是跟咱的生活息息相关啊！咱得好好了解了解它们，才能更好地适应这多变的天气呀！所以说，咱可不能小瞧了这看似普通的大气和气温，它们里面的学问大着呢！它们就像一对形影不离的好伙伴，相互影响，相互作用，共同构成了我们生活中的气候变化。
咱可得跟它们好好相处，这样才能让咱的生活更加舒适、美好呀！。
⽓温--⼤⽓受热过程（附带⽓温的描述和影响因素）⽓温—⼤⽓受热过程⼀、⼤⽓分层名称对流层平流层⾼层⼤⽓⾼度0—12km12—50km50km以上⽓流状况上升和下沉平流现象天⽓现象飞机航天器1、两个来源地球⼤⽓受热能量的根本来源：太阳辐射。
近地⾯⼤⽓主要、直接的热源：地⾯辐射。
2、两⼤过程地⾯增温：⼤部分太阳辐射能够透过⼤⽓射到地⾯，使地⾯增温。
⼤⽓增温：地⾯被加热，并以长波辐射的形式向⼤⽓传递热量。
3、两⼤作⽤削弱作⽤：⼤⽓层中的⽔汽、云层、尘埃等对太阳辐射的吸收、反射和散射作⽤。
保温作⽤：C⼤⽓逆辐射对近地⾯⼤⽓热量的补偿作⽤。
特别提醒：任何物体温度最⾼时，其辐射最强。
就某⼀地区⽽⾔，地⽅时12点时，太阳辐射最强；地⽅时13点时，地⾯温度最⾼，地⾯辐射最强；地⽅时14点时，⼤⽓温度最⾼，⼤⽓辐射（包括⼤⽓逆辐射）最强。
三、⼤⽓受热过程原理的应⽤1、⼤⽓保温作⽤原理的应⽤（1）温室⽓体⼤量排放带来全球⽓温升⾼温室⽓体（CO?、甲烷等）→排放增多→吸收地⾯辐射增多→⽓温升⾼→全球变暖（2）分析农业实践中的⼀些现象：①采⽤塑料⼤棚发展反季节农业，利⽤玻璃温室育苗等。
塑料薄膜、玻璃能使太阳短波辐射透射进⼊棚内或室内，⽽地⾯长波辐射却不能穿透塑料薄膜或玻璃把热量传递出去，从⽽使热量保留在塑料⼤棚和玻璃温室内。
②⼈造烟雾、浇⽔防冻。
秋冬季节，我国北⽅常⽤⼈造烟雾来增强⼤⽓逆辐射，使地⾥的农作物免遭冻害。
浇⽔可增加空⽓湿度，增强⼤⽓逆辐射；⽔汽凝结释放热量；⽔的⽐热容⼤，浇⽔可减⼩地表温度下降的速度和变化幅度，减轻冻害。
③果园中铺沙或鹅卵⽯不但能防⽌⼟壤⽔分蒸发，还能增加昼夜温差，有利于⽔果的糖分积累等。
2、利⽤⼤⽓削弱作⽤原理分析某地区太阳能的多寡（1）⾼海拔地区地势⾼→空⽓稀薄→⼤⽓的削弱作⽤弱→太阳能丰富（2）内陆地区（如我国西北地区）⽓候较为⼲旱→晴天多、阴⾬天⽓少→⼤⽓的削弱作⽤弱→太阳能丰富（3）湿润内陆盆地（如四川盆地）3、昼夜温差⼤⼩的分析主要从⼤⽓的削弱作⽤和保温作⽤去分析。
大气的受热过程与气温
大气受热的程度与气温之间有密切的关系。
气温是用来描述大气中分
子热运动程度的物理量。
当太阳辐射到达地球时，大气层吸收部分辐射并
转化为热能，使大气层中的气体分子热运动剧烈增加，从而提高了气温。
大气受热过程主要包括辐射、传导和对流三种方式。
辐射是指太阳辐射直接照射到大气层中的气体分子上，使其分子内的
能量增加。
辐射的能量传递主要通过光子的传播完成。
不同波长的光子能
量不同，紫外线具有较高的能量，而红外线则具有较低的能量。
当太阳辐
射到达大气层时，紫外线的一部分被臭氧层吸收，其余部分则可以穿透大
气层，照射到地球表面。
太阳光照射到大气层中的气体分子上时，能量被
吸收并转化为热能，使大气层温度升高。
传导是指能量通过分子之间的直接碰撞传递。
大气中的气体分子之间
存在着碰撞和相互作用，热能可以通过分子之间的碰撞传递，使得温度在
不同地区之间均衡分布。
传导是大气中温度分布的一个重要因素，通过传
导作用，热能可从地表传递到大气层，使得大气层中的气温升高。
对流是指由于热的差异导致气体的运动而产生的传热现象。
当大气中
的一部分受热后，分子的热运动变得剧烈，密度降低，从而产生上升运动。
与之相对应的是，被冷却的气体密度增加，从而产生下降运动。
这种上升
和下降运动形成了大气中的对流循环。
对流运动通过空气的运动将热能从
一个区域传递到另一个区域，从而使得大气层中的气温分布趋于均衡。
大气的受热过程与气温一、准备知识1.大气的垂直分层臭氧层能过滤大部分对人体和生物有害的紫外线，仅剩下少量的紫外线到达地表对流层高度因纬度而异，低纬地区受热多，对流旺盛，对流层所达高度高，低纬地区约17—18千米，中纬度11—12千米，高纬度8—9千米。
2、低层大气组成及作用低层大气组成含量作用干洁空气氮%地球上生物的基本成分氧%人类和一切生物维持生命活动所必需的物质二氧化碳%变动1)、光合作用的基本原料2）、对地面有保温作用臭氧很少能吸收太阳紫外线，是“地球生命的保护伞”。
水汽很少1）、相变产生天气现象2）、影响地面和大气温度固体杂质很少凝结核，是成云致雨的必要条件注：干洁空气比例基本不变；水汽一般夏季>冬季，低纬>高纬；固体杂质陆>海、城市>乡村、早晨和夜间>午后、冬季>夏季3．（1）宇宙中的物体都在不断向外辐射能量，同时也在不断接受外界辐射的能量（温度高的物体主要表现为向外辐射，温度低的物体主要表现为接收辐射）物体的温度越高辐射能力越强。
（2）长波辐射与短波辐射的相对性（见课本P28注释）二、大气的受热过程大气的受热过程影响着大气的热状况、温度分布和变化，制约着大气的运动状态。
（一）大气受热过程三个环节AA.太阳辐射穿过厚厚大气（1）投射的纬度和季节决定了太阳辐射的强度和时间，决定了获得能量的基本格局。
（2）大气的削弱作用太阳辐射在大气上界辐射最强，穿过大气就会被削弱。
削弱三种方式①反射：参与的大气成分：云层和较大尘埃。
特点：云层愈厚，云量愈多，反射作用愈强；例：多云。
无选择性。
②散射。
参与的大气成分：空气和较小尘埃特点：一部分太阳辐射改变方向，无法到达地面。
有选择性。
③吸收。
参与的大气成分：臭氧吸收紫外线。
水汽和二氧化碳吸收红外线。
影响大气削弱作用的因素①太阳高度越大经过的路径越短被太阳削弱的越少，且太阳高度角大单位面积太阳辐射量大。
②天气和气候（如阴雨天气白天对太阳辐射削弱作用强）③地形地势（地势高比同纬度昼长，太阳辐射经过的路径短且空气稀薄被大气削弱的少）④人为因素（如CO2氟氯烃排放、大气污染等）B.太阳辐射到达地面，地面反射和吸收，地面增温，地面辐射增强，地面以长波辐射的形式把热量传给近地面大气。
反射不利地面增温，一般来说，深色土壤的反射率比浅色土壤小，潮湿土壤的反射率比干燥土壤小，粗糙表面的反射率比平滑表面小，陆地表面的平均反射率为10—35%，新雪面反射率最大，可达95%。
水面反射率随太阳高度角而变，太阳高度角愈小反射率愈大。
对波浪起伏的水面来讲，反射率平均为7—10%左右。
因此，即使总辐射强度一样，不同性质的下垫面得到的太阳辐射仍然有很大差别，这是地面温度分布不均匀的原因之一。
地面吸收太阳辐射增温。
下垫面比热容大增温降温速度都慢，比热容小增温降温速度都快。
C.大气受热（主要是大气中的水汽和二氧化碳吸收地面辐射）又以辐射、对流、传导等方式层层向上传递热量。
大气温度越高大气辐射、对流、传导越强越激烈，其中大气辐射中向下的部分因为与地面辐射方向相反，称为大气逆辐射。
大气逆辐射不能使地面增温但大气逆辐射越强对地面的保温作用越强。
大气的保温作用与大气中的水汽和CO2的含量有关。
（二）、大气的受热过程-----气温的日变化、年变化1.有关概念气温是大气热力状况(冷热程度)的数值度量，一天观测3～4次(8、14、20、2点)日均温、月均温、年均温气温日较差：一天中最高气温与最低气温的差值气温年较差：一年中最高与最低月均温的差值2. 气温的日变化、年变化①据右图分析气温日变化过程，思考一日中最高气温14时能否推前或延后，请分别举例说明。
（结论：一天中，若无明显天气过程的干扰，最低气温出现在日出前后，最高气温出现在午后2时（即当地地方时14：00）左右。
）②气温日变化过程：日出以后，随着太阳高度角的逐渐增大，太阳辐射不断增强，地面获得的热量不断增多，地面温度不断升高，地面辐射不断增强。
大气吸收地面辐射，气温也跟着不断上升。
正午过后，太阳辐射虽已开始减弱，但地面获得太阳辐射的热量仍比地面辐射失去的热量多，地面储存的热量继续增多，地面温度继续升高，地面辐射继续增强，气温也继续上升。
随着太阳辐射的进一步减弱，地面获得太阳辐射的热量开始少于地面辐射失去的热量时，也就是当地面热量由盈余转为亏损的时刻，地面温度达到最高值。
地面再将热量传给大气，还需要一个过程，因此午后2时左右，气温才达到最高值。
随后，太阳辐射继续减弱，地面热量继续亏损，地面温度不断降低，地面辐射不断减弱，气温随之不断下降，至日出前后，气温达最低值。
同样道理，由于地面储存热量的缘故，一年之中，就北半球来说，气温最高与最低的月份，也不是出现在太阳辐射最强（6月）和最弱（12月）的月份，而是要落后一两个月。
一般大陆上气温最高值出现在7月，最低值出现在1月；海洋的热容量大，受热和放热都较陆地慢，所以气温最高值出现在8月，最低值出现在2月。
3. 气温的日较差、年较差的影响因素气温日较差：一天中气温的变化幅度。
大陆性气候>海洋性气候；晴天>阴天①纬度：低纬>＞高纬原因：纬度较高地区的太阳高度的日变化小。
②天气：晴天>阴天③季节：夏季＞冬季原因是：夏季的正午太阳高度角较大，白昼较长。
④地形地势：凹地＞平地＞凸地原因是：在凸起地形，如山顶，因与陆地接触面积小，受到地面日间增热、夜间冷却的影响较小，又因风速较大，湍流交换强，再加上夜间冷空气可以沿坡下沉，而交换来自由大气中较暖的空气，因此气温日较差较小；低凹地形，空气与地面接触面积大，通风不良，并且在夜间常为冷空气下沉汇合之处，白天谷风拉抽山谷上空暖空气下沉，故气温日较差大。
⑤海拔高度：在中小尺度地形区山顶的气温日较差比山下平原小；大尺度的高原山地地区，则海拔越高，日较差越大。
原因是：由于海拔高，空气稀薄，白天大气的削弱作用小，太阳辐射强烈，地面温度急剧升高，加速了近地面空气的升温作用，因此即使是在冬季，在阳光下也会感到温暖如春；到了夜晚，由于空气稀薄、水汽所含杂质少，地面热量大量向空中散失，近地面气温迅速下降，夜晚温度很低。
⑥下垫面：陆地＞海洋；沙地＞林地气温年较差：大陆性气候>海洋性气候；高纬度>低纬度a纬度：高纬＜低纬度地区原因是：纬度越高，夏季白昼越长，冬季的正午太阳高度越小，白昼越短，因而气温的年较差越大。
（大阳辐射的年变化高纬度地区比低纬度地区大）就我国而言，由于夏季太阳直射点在北半球，北方虽比南方地区正午太阳高度小一些，但白昼时间却比南方长，得到的太阳光热并不比南方少；冬季太阳直射点在南半球，越往南方正午．太阳高度越大，白昼越长，因此得到的太阳辐射能越多，而北方此时正午太阳高度小，白昼较短，加之冬季风的频频南下对北方造成的影响大，所以愈往北方，气温的年较差越大。
b海陆：陆地＞海洋原因：陆地比海洋的热容量小，夏季升温快，温度比海洋高；冬季降温快，温度比海洋低c海拔地形：同一纬度，低海拔＞高海拔；凹地＞凸地。
青藏高原气温年较差与我国同纬度平原、盆地比较，气温年较差小。
这是因为：青藏高原属于中低纬的大高原，夏季因其海拔高，气温不太高；冬季因纬度低，且受高大地形的影响，南下的寒冷气流影响不到，气温不太低。
（三）、大气的受热过程-----气温的分布１.对流层中气温的垂直分布①气温随海拔升高而降低℃/100m)（地面为对流层大气的直接热源；越向上空气密度越小，水汽、CO2越少；气温垂直递减率大小与水汽含量有关(水汽含量越多，递减率越小)②对流层底部受地面影响最大，中上层受影响较小2.近地面气温的水平分布一、在南北半球上，无论7月或1月，气温都是从低纬向两极递减。
这是因为低纬度地区，获得太阳辐射能量多，气温就高；高纬度地区，获得太阳辐射能量少，气温就低。
从图上可以看出，等温线并不完全与纬线平行，这说明气温的分布，除主要受太阳辐射影响外，还与大气运动、地面状况、洋流等因素密切相关。
二、南半球的等温线比北半球平直，这是因为表面物理性质比较均一的海洋，在南半球要比北半球广阔得多。
三、北半球，1月份大陆上的等温线向南（低纬）凸出，海洋上则向北（高纬）凸出；7月份正好相反。
这表明在同一纬度上，冬季大陆比海洋冷，夏季大陆比海洋热。
（全球等温线弯曲方向：1陆南 7陆北）四、7月份，世界上最热的地方是北纬20°～30°大陆上的沙漠地区。
这是因为7月份太阳直射北纬20°附近；沙漠地区少云雨，太阳辐射强度大；沙漠对太阳辐射吸收强，增温快。
撒哈拉沙漠是全球的炎热中心。
1月份，西伯利亚形成北半球的寒冷中心。
世界极端最低气温出现在冰雪覆盖的南极洲大陆上。
五、北半球7月等温线比1月稀疏这表明北半球1月南北温差大于7月。
这是因为（见王树声区域地理P78中国气候冬夏气温各异南北温差不同）。
