“熱力環流”的形成過程及前后關聯性研究

趙玉明

【摘 要】熱力環流是高中地理最基本的原理之一，在高中地理中具有非常重要的地位，但是，對于其環流過程及其與前后章節之間的關系，探討的較少。通過對氣壓及其垂向變化規律、高低壓、氣壓梯度力等前期知識的深入分析，探討了熱力環流在不同情況下的形成過程及其現實表現，教師應該采用哪種方式講授該內容;在此基礎上，又簡略探討了熱力環流與后文相關內容之間的關系，明確其重要地位。

【關鍵詞】熱力環流;教材;地理意義

【中圖分類號】G633.55 ??????【文獻標識碼】A

【文章編號】2095-3089（2019）15-0010-02

大氣熱力環流是高中地理最基本的原理之一，地位非常重要，但在魯教版（山東教育出版社）、湘教版（湖南教育出版社）、人教版（人民教育出版社）和中圖版（中國地圖出版社）等地理教材中，對其描述不同，一些地理教師非常困惑，不知該參考哪個版本進行教學;而在地理科學專業的本科教學中，教材對其描述非常簡單，教師也常忽略其重要性，從而導致該問題長期以來沒有得到有效的解決。

針對上述現象，部分教師曾對熱力環流的形成原因及過程進行了分析和探討，其中，裴春玉[1]（2008）、鮑文艷[2]（2012）等傾向于贊成人教版和中圖版的觀點;方賽軍[3]（2013）則傾向于贊成魯教版和湘教版的觀點。在此情況下，在教學中究竟應該相信哪種說法，就成為一個需要討論的問題。

從熱力環流的知識基礎出發，用物理學原理分析了氣壓及其垂向變化規律;在此基礎上，探討了熱力環流的形成過程及不同版本的差異;最后，通過探討與其它內容之間的關系，明確了熱力環流的重要地位。

一、熱力環流的知識基礎

熱力環流中經常用到“氣壓”、“高壓”、“低壓”、“空氣密度”等概念，因此，要深刻理解熱力環流，首先需要從物理學角度深入掌握以下知識：①氣壓的概念;②氣壓的垂向變化規律及與密度的關系;③高壓與低壓的概念及其關系;④氣壓梯度力的概念。

1.氣壓的概念及其物理學原理。

氣象學中，氣壓也稱大氣壓，指的是作用在單位面積上的大氣壓力，即從觀測高度到大氣上界的垂直空氣柱重量。

在空氣柱垂向示意圖中（圖1），假設空氣柱的橫截面積為S，大氣在水平方向上均勻分布，密度為ρ，根據壓強的物理學定義，H1處的大氣壓即為觀測高度H1到大氣上界H2之間的空氣柱的重量除以橫截面積S，即大氣壓可表示為：

P1=G1〖〗S=m1g〖〗S=ρv1g〖〗S=ρSh1g〖〗S=ρh1g=ρ（H2-H1）g=m1′g=G1′（1）

式中，m1表示橫截面積S為的空氣柱從觀測高度H1到大氣上界H2之間的質量;g表示重力加速度，可默認為一常數;v1表示橫截面積為S，高為h1的空氣柱的體積;h1表示觀測高度H1到大氣上界H2的距離。其中，m=ρv為質量計算公式，v=Sh為體積計算公式，G1′=m1′g=ρg（H2-H1）為單位面積上觀測高度至大氣上界的重量計算公式。

由公式（1）可知，空氣柱在觀測高度H1處的大氣壓只與空氣柱的密度ρ、觀測高度H1、大氣上界高度H2、重力加速度g等4個變量有關，而與空氣柱的橫截面積S無關。

2.氣壓的垂向變化規律及其物理原理。

氣壓的垂向變化規律包括其在垂向上的高低變化情況、快慢變化情況及熱力差異對其影響等3個方面，具體情況如下：

（1）氣壓在垂向上的高低變化規律。

由公式（1）可知，地面H0處的大氣壓為：

P0=ρ（H2-H0）g=ρ（H2-H1）g+ρ（H1-H0）g=P1+ρ（H1-H0）g（2）

公式（2）反映了觀測高度的大氣壓與地面大氣壓之間的關系。由于，ρ>0，g>0，H1≥H0，故P0≥P1。將其進一步推廣，可得：垂直空氣柱內，地面（或洋面）的大氣壓最高，越往高空大氣壓越小。

（2）氣壓在垂向上的快慢變化規律。

將公式（2）進一步變換，可得：

ΔP=P0-P1=ρg（H1-H0）（3）

式中，ΔP表示不同觀測高度之間的氣壓差。

假設空氣在垂向上均勻分布，即公式（3）中的ρ、g均為常數，則上述氣壓差ΔP僅與地面H0與觀測高度H1之間的垂直距離有關。由此得到大氣壓垂向變化規律1：若空氣密度在垂向上均勻分布，大氣壓則由地面向大氣上界均勻降低。根據氣象學與氣候學中提供的大氣壓在不同海拔高度的參考值（表1），地表附近2km內空氣密度基本均勻，所以大氣壓隨高度上升基本上呈均勻降低狀態。

但地表2km以上，隨著高度的升高，空氣柱的密度ρ逐漸變小，由公式（3）可知，此時氣壓差ΔP也隨之減小（表1）。由此可得大氣壓垂向變化規律2：當大氣密度隨高度的增加而逐漸減小，大氣壓在地面附近上升單位高度降低最快，越向上則降低越慢。若將氣壓差ΔP作為一個固定值，則上述規律可表達為：當大氣密度隨高度的增加而逐漸減小，在地面附近降低單位氣壓的高度最小，越向上降低單位氣壓的高度越大。

（3）不同地區的熱力差異對氣壓在垂向分布上的影響。

假設有一空氣團質量為m。根據熱脹冷縮原理，該空氣團受熱時體積會膨脹增大，即v會變大，根據公式m=ρv，此時密度ρ會減小;當該空氣團冷卻時體積會收縮減小，即v會減小，根據公式m=ρv，此時密度ρ會增大。

以圖1為例，假設空氣柱內的大氣只發生垂向運動，無論受熱膨脹上升，還是冷卻收縮下沉，因沒有空氣的流出，也沒有外來空氣的流入，從地面觀測，空氣柱的質量m不發生變化，由公式（1）可知，地面的大氣壓不會發生變化（表2）。由此得到大氣壓的垂向變化規律3：在沒有與外界大氣進行交流的情況下，若空氣柱中的大氣只在垂直方向上移動，無論受熱還是冷卻，地面附近的大氣密度會發生變化，但地表大氣壓不會發生變化。

當地面受熱增多時，經過輻射、傳導等途徑，地面的熱量會傳入近地面的大氣中，導致其受熱膨脹上升，此時ρ減小，由公式（3）可知，氣壓差ΔP隨之減小。由規律3可知，地面大氣壓不變，所以，觀測高度H1的大氣壓較地面受熱前增大（表2）。反之，當地面降溫冷卻，會導致空氣冷卻收縮下沉，此時ρ會增大，由公式（3）可知，氣壓差ΔP隨之增大，再由規律3可知，觀測高度H1的大氣壓較地面受熱減少前減小（表2）。對比受熱前后觀測高度H1的大氣壓變化情況，可知P1熱>P1不變>P1冷。由此可得大氣壓的垂向變化規律4：如果大氣只在垂直空氣柱內移動，在空中的同一觀測高度，高空中的大氣密度發生變化后，氣壓會隨之而變：受熱情況下氣壓值增大;冷卻情況下的氣壓減小。

3.高壓與低壓的概念。

高壓即高氣壓，指由閉合等壓線構成的，中心氣壓比四周氣壓高的區域。低壓即低氣壓，指由閉合等壓線構成的，中心氣壓比四周氣壓低的區域。由大氣垂向變化規律1可知，氣壓隨著高度升高而降低，但在“熱力環流”中，經常可見地面形成低壓，高空形成高壓，這似乎與規律1相沖突，其實二者并不矛盾，原因在于：高低壓只是對同一水平高度的氣壓而言的，垂直方向上的高低壓并不代表氣壓的高低變化規律，對比垂直方向上的高低壓沒有任何意義。

4.氣壓梯度力的概念。

氣壓梯度力指不同地區因氣壓不同而形成的由高氣壓指向低氣壓的作用力，是引起大氣運動的原動力，大氣總是具有沿著氣壓梯度力由高到低的方向進行運動的趨勢。“氣壓梯度力”等知識同樣是熱力環流的知識基礎，但由于其容易理解，這里不再贅述。

二、熱力環流的形成過程及不同版本的不足之處

1.熱力環流的形成過程。

在熱力環流中，假設地面均勻受熱時，A、B、C地的氣壓分布是一致的，此時空氣沒有上升和下降運動（圖2a）。此后，由于熱力差異原因，B地受熱增多，A、C兩地受熱減少，在此情況下，空氣的運動存在兩種情況。

第一種情況下，假設此時空氣膨脹上升時只在垂直方向上移動，則由氣壓的垂直變化規律3可知，在地面附近，A、B、C三地的氣壓仍然一致;由氣壓的垂直變化規律4可知，在高空中，B地因空氣膨脹上升而形成高壓，A、C兩地因空氣冷卻下降而形成低壓（圖2b）。于是，在高空中，氣流將由B地向A、C兩地擴散。當B地高空的氣流擴散之后，從B地地面觀測，整個空氣柱的質量減小，故地面氣壓降低，形成低壓;而從A、C兩地地面觀測，因高空中接受了來自B地的氣流，整個空氣柱的質量增加，故地面氣壓升高，形成高壓（圖2c）。于是，在氣壓梯度力的作用下，氣流由A、C兩地沿地面流入B地，補充其上升的氣流，從而形成了閉合的熱力環流（圖2d）。

第二種情況下，空氣在輻合上升過程中，伴隨著水平方向的擴散。在此情況下，熱力環流過程就表現為（圖3a、b）：B地受熱增多，空氣受熱膨脹上升，同時伴隨著向外擴散，導致高空形成高壓，對地面而言，受空氣水平擴散的影響導致空氣柱重量降低而形成低壓;A、C兩地受熱減少，空氣冷卻收縮下沉，導致兩地高空形成低壓，并接收高空擴散過來的暖空氣，地面因接受外來氣流導致空氣柱重量增加而形成高壓，從而使氣流向B地擴散以補充其上升氣流。其中，圖3a中空氣發生升降運動時，伴隨著向外擴散，將會導致高空的氣壓和地面的氣壓同時發生變化，從而又引起圖3b中B地高空氣流的擴散和地面附近氣流的匯聚同時進行。

在中學教材中，中圖版和人教版主要圍繞第一種情況解釋熱力環流。由氣壓垂向變化規律3可知，地面氣壓升高或降低并不會因為附近空氣密度發生變化而變化，而是因為高空氣壓的擴散或集聚導致地面附近的空氣柱質量減小或增大，從而導致氣壓發生變化;但中圖版和人教版有時會將地面的氣壓變化原因歸結為空氣密度變化，這是不嚴謹的。裴春玉[1]（2008）、鮑文艷[2]（2012）等也圍繞熱力環流的第一種情況進行了分析，整體而言，語言描述分析比較到位，但沒有從物理學角度深入探討，分析深度略有不足。此外，在垂向上的氣壓標注上二者存在明顯問題。裴春玉[1]（2008）標注的氣壓間距為2hPa，鮑文艷[2]（2012）標注的氣壓差的間距也只有25 hPa，按標注進行計算，所演示的熱力環流在垂向上的高度均不足1 km，這與對流層中氣壓在垂向上的變化非常迅速，不同等壓線之間存在數十百帕甚至數百帕的正常現象相差甚遠;也與對流層中大氣平均對流厚度在8-9 km左右，赤道地區甚至可達17-18 km左右相差甚遠。

魯教版、湘教版主要圍繞著第二種情況解釋熱力環流。這種情況更符合現實情況，但在教學過程中，這樣的描述不利于學生的理解，因為這種情況無法回答空氣在上升過程中，垂直上升與水平擴散各占了多少比重。如果學生提出疑問：若向周圍擴散的氣流量大于上升的氣流量時，上升氣流將會入不敷出，這時高空的空氣密度反而相對縮小，觀測高度相對于周圍同高度大氣層而言，反而可能形成低氣壓。這對這種情況，解釋起來將非常復雜，甚至難以自圓其說，從而很難達到良好的教學效果;且魯教版、湘教版的描述常用到“地面密度增加，氣壓升高;地面密度減小，氣壓降低”等語句，這種說法表達不嚴謹，與氣壓垂向變化規律5相矛盾，易使人困惑。方賽軍[3]（2013）認為現實中空氣的變化符合第二種情況，故認同第二種情況，但是他沒有考慮該觀點的解釋難度更大，學生更加難以接受的問題。

那么，現實中，應該如何向學生講授“熱力環流”現象呢？文章認為應該從兩個方面進行講授：①在教學上，應該明白理論總是基于一定假設，是與現實存在一定偏差的。從這個觀點出發，教學過程中，只能按照事物理想狀態進行探討，即按照“熱力環流”的第一種情況進行探討，此時，“熱力環流”的發生過程簡單、清晰明了，教師可以很容易的使學生理解領會該知識;反之，若按照“熱力環流”的第二種情況進行探討，則環流過程將變得復雜，充滿不確定性，教師可能越講越復雜，學生可能越學越糊涂。②在講完“熱力環流”的第一種情況后，在適當的情況下可進行知識拓展，指出現實中上述兩種情況均有表現。在強熱力環流條件下，一些極端的天氣現象如臺風、龍卷風等，空氣以強烈的輻合上升為主，很少向外擴散，其大氣環流過程基本以第一種情況為主;但在大多數天氣現象中，特別是在中緯度的鋒面天氣中，空氣輻合上升過程比較緩慢，通常在上升過程中，伴隨著氣流的向外擴散，其大氣環流過程基本以第二種情況為主。通過上述簡單說明，為后面教學中遇到上述現象埋下伏筆，也為整個教學過程的前后關聯做好鋪墊，從而增強學生的學習興趣，也可培養學生的前后關聯能力和綜合思維能力。

三、熱力環流的重要意義

1.熱力環流是理解“單圈環流”、“三圈環流”“季風環流”、“海陸風”、“山谷風”、“城郊風”等的基礎。

在熱力環流的基礎上，高中地理教材探討了地球表面冷熱不均而形成的赤道與極地之間的熱力環流，從而形成“單圈環流”;并在地轉偏向力的參與下，形成了“三圈環流”。上述內容中，無論是“單圈環流”，還是“三圈環流”中的“低緯環流圈”、“高緯環流圈”，均為熱力環流，因此，熱力環流是理解“單圈環流”和“三圈環流”的基礎。

除了“單圈環流”和“三圈環流”外，“季風環流”、“海陸風”、“山谷風”和“城郊風”等的形成原因也都是不同地區的熱力差異不同，其本質也都是熱力環流，因此，熱力環流也是理解它們等的基礎。

2.熱力環流是天文降水帶和我國夏季降水形成的重要原因。

受熱力環流和地轉偏向力的影響，地面形成了“三圈環流”。在低緯度環流圈，氣流在赤道附近對流上升，空氣出現飽和、過飽和，容易形成對流雨;而在副熱帶地區，氣流以下沉為主，空氣不容易飽和，容易形成晴空萬里的現象。可以說，熱力環流是形成赤道地區多雨帶、副熱帶少雨帶的重要原因。而在高緯環流圈，在熱力環流作用下，副極地地區氣流以上升為主，形成多雨帶;極地地區則以下沉氣流為主，形成少雨帶。可見，上述天文降水帶的形成都受到熱力環流的影響。

在我國夏季，大陸上受熱快，其氣壓、氣流變化過程與圖3中基本一致，在夏季風帶來的豐沛水汽下，空氣對流上升，容易成云致雨，從而形成對流雨、熱雷雨等天氣。可見，熱力環流也是引起我國夏季降水的重要原因。

3.臺風是熱力環流的典型表現形式之一。

觀察臺風的結構，中心區附近以強烈對流上升為主，氣流幾乎不向外擴散，到高空后氣流迅速向外擴散，并在臺風邊緣附近聚集下沉;下沉氣流在洋面附近形成高壓，重新回流到臺風核心區附近，補充臺風中心附近的上升氣流。臺風的這一結構幾乎完全再現了圖2中的b、c、d三個步驟，是熱力環流的典型表現形式之一。

4.中緯度的鋒面天氣同樣是熱力環流的重要表現形式。

現實中，“熱力環流”更多的以第二種情況存在。在中緯度的鋒面天氣中，暖空氣在受熱膨脹過程中，一邊上升一邊向外擴散（此時，高空形成高壓，地面形成低壓），從而形成了暖空氣沿一個傾斜面緩慢上升;而冷空氣在冷卻收縮過程中，同樣一邊下降一邊向周圍擴散（此時，高空形成低壓，地面形成高壓），從而形成了冷空氣沿一個傾斜面緩慢下沉的現象。這種現象完美再現了“熱力環流”的第二種情況。因此，中緯度的鋒面天氣同樣是熱力環流的重要表現形式。

四、結論

（1）熱力環流與中學教材中的“氣壓”、“高低氣壓”、“氣壓的垂直變化規律”、“氣壓梯度力”等知識密切相關，要學好熱力環流，必須深入領會氣壓的概念及其垂向變化規律等相關知識。

（2）理論教學中，熱力環流的形成過程嚴格而言包括4個步驟，特別是后面的3個步驟是逐步發生的，尤其需要注意的是，在氣流只發生升降變化時，地面附近的大氣密度會發生變化，但氣壓不會發生變化;而高空中的大氣密度發生變化后，氣壓會隨之而變。只有高空中高氣壓區氣流發生水平擴散，流入低氣壓區之后，導致整個空氣柱的質量增大了，冷卻地區的地面氣壓才會升高，而受熱地區的地面氣壓才會降低，只有這時地面附近才會形成高低壓差異，從而導致地面氣流的回流，進而補充受熱地區上升的氣流，形成熱力環流。

（3）熱力環流具有重要的理論和現實意義，是形成“單圈環流”、“三圈環流”、“季風環流”“海陸風”、“山谷風”、“城郊風”等的理論基礎，是引起天文降水和我國夏季降水的重要原因，臺風、中緯度鋒面天氣等都是“熱力環流”的典型表現形式。

參考文獻

[1]裴春玉.對比四版本高中地理教材引發的思考——以大氣熱力環流為例[J].內蒙古師范大學學報（教育科學版），2008，21（12）：129-132.

[2]鮑文艷.“熱力環流的形成”圖形分解法教學[J].地理教學，2012，（21）：44-47.

[3]方賽軍，康體鵬，余培剛.關于“熱力環流”形成過程的探討[J].中學地理教學參考，2013，（6）：42-43.