地球上的大气 冷热不均引起大气运动 教案.docx
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地球上的大气冷热不均引起大气运动教案
第二章地球上的大气
第一节冷热不均引起大气运动
教学目标：
知识与技能
1.明确大气的热量来源，即导致大气运动的能量来源，使学生能运用图示说明大气的受热过程。
2.能阐述大气温室效应及其作用、大气热力环流等基本原理。
3.理解水平气压梯度力、地转偏向力和摩擦力对风向的影响，能运用图示解释风的形成，培养学生理论联系实际并且能用理论知识指导实践的能力。
过程与方法
1.通过探讨使学生理解“太阳暖地面、地面暖大气、大气还地面”的原理。
2.利用图表分析归纳“温室效应”。
3.通过实验活动理解热力环流的原理。
4.理论联系实际，促进对“风的形成”的理解，学会在等压线图上判断某一地的风向。
情感、态度与价值观
树立辩证唯物主义观念，增强大气环境保护意识。
教学重点
1.地面是大气的直接热源。
2.分析热力环流形成的过程与方法。
3.近地面风向确定方法。
教学难点
1.大气受热过程。
2.热力环流。
3.地转偏向力对大气运动方向的影响。
教具准备
课件和投影仪
课时安排
2课时
第1课时
教学过程
［新课导入］
师：
我们在第一章中学习了地球的圈层结构，探索了内部圈层，也了解了外部圈层，地球的外部圈层有哪几个呢？
大气圈、水圈、生物圈。
大气圈作为地理圈层之一对于人类生存的意义重大。
从今天开始，我们来学习——第二章地球上的大气。
（板书）第二章地球上的大气
［教师精讲］
师：
太阳辐射既能到达地球表面，又能到达月球表面，但是月球表面白天的温度可高达127℃，夜晚则降至－183℃。
而地球的昼夜温差要小得多，这是为什么呢？
这是因为地球上有厚厚的大气层而月球没有。
我们就先从大气的受热过程学起。
（板书）第一节冷热不均引起大气运动
一、大气的受热过程
师：
地球上的能量主要是从哪儿获得的？
生：
太阳。
师：
我们知道万物生长靠太阳，这说明了太阳光热的重要性，而且太阳辐射能也是地球大气最重要的能量来源。
那么太阳辐射穿过大气层的过程是怎样的呢？
（投影）教材30页图2.1——地面辐射使大气增温示意图（引导学生观察、分析）
师：
地面吸收太阳辐射而使地面增温，所以，太阳是地面的直接热源；同时地面向外释放能量。
（板书）太阳暖地面
师：
根据教材30页页脚处的说明可知，物体的温度越高，辐射中最强部分的波长越短；物体温度越低，辐射中最强部分的波长越长。
太阳表面温度达到6000K，所以太阳辐射为短波辐射，而地面温度远远低于太阳表面温度，所以地面辐射属于长波辐射。
同样，大气辐射、人体辐射等也属于长波辐射。
那么地面辐射被谁吸收了呢？
生：
大气层。
师：
正确。
近地面大气中的CO2和H2O，能够强烈吸收地面长波辐射而增温，吸收率75%～95%，近地面大气又以对流、传导等方式，层层向上传递热量、贮存能量。
所以，地面是对流层大气主要的直接热源。
请问大气这种受热的过程有什么意义呢？
生：
大气受热的过程影响着大气的热状况、温度分布和变化，制约着大气运动状态。
师：
刚才通过学习，我们知道了谁是对流层大气主要的直接热源？
生：
地面。
（板书）地面暖大气
（活动）教材P31活动1
（投影图片）
师：
下面我们再来看看大气增温后会出现什么样的情况，
（引导学生自主学习，学习大气对地面保温作用的知识，实现由地面辐射到大气辐射和大气逆辐射的知识迁移）
生：
大气在增温的同时，也向外释放红外线长波辐射。
大气辐射的一小部分向上射向宇宙空间外，大部分向下射向地面，其方向与地面辐射正好相反，故称为大气逆辐射。
所以，大气以大气逆辐射的形式将热量还给了地面，从而完成了大气的保温作用。
师：
非常好。
地球表面及大气层里保存着的这部分热量，成为在地理环境里发生许多自然现象及其过程的能量源泉。
（板书）大气还地面
师：
（引导学生合作探究学习）再看第2题。
为什么月球表面昼夜温差比地球表面昼夜间的温差剧烈得多？
生：
地球上有大气层，由于大气的削弱作用，使地球的白昼温度不高；由于大气的保温作用，使地球的夜晚温度不会过低。
师：
地球大气对太阳辐射的削弱作用表现在吸收、反射和散射三个方面（可做扩展）。
通过这三种削弱作用，使太阳辐射只有一半左右能穿透大气层到达地面。
这是地面增温的主要能量来源。
所以地球的白昼温度不高。
另外，大气吸收地面辐射的能力很强，可将地面辐射的绝大部分能量储存在大气中，同时大气逆辐射又在一定程度上补偿了地面辐射损失的热量，从而起到了对地面的保温作用。
地球大气对太阳辐射的削弱作用和对地面的保温作用，既降低了白天的最高气温，又提高了夜间的最低气温，从而减小了气温日较差。
月球上没有大气层，白天太阳辐射全部到达月球表面，使月球表面温度迅速升高。
夜晚，月球表面辐射强烈，没有大气对月球表面的保温作用，温度下降速度很快。
再加上月球昼夜交替周期比地球长，所以月面温度昼夜变化比地球剧烈得多。
小结：
通过刚才的学习，我们知道了大气的受热过程。
即首先是太阳辐射使地面增温，“太阳暖地面”；接下来是地面辐射使大气增温，“地面暖大气”；最后是大气逆辐射使地面保温，“大气还地面”。
板书设计
第2课时
教学过程
［新课导入］
师：
（复习太阳直射点的回归年变化）地球表面高低纬度间获得的太阳辐射相同吗？
生：
不同。
师：
高低纬度间大气获得的热量相同吗？
生：
不同。
师：
热胀冷缩是大气十分显著的物理特性，地球表面高低纬度间的大气存在着热量和温度的差异，必然引起大气的运动。
因此各地冷热不均是大气运动的根本原因。
大气运动能输送大气中的热量和水汽，引起各种天气变化。
（板书）二、热力环流
师：
下面我们分组做一个实验。
（活动）P32活动2（同时投影）
得出结论：
香的烟雾先下沉，从装冰块的盆向装有热水的盆飘动，然后在装有热水的盆向上升起，最后飘向装冰块的盆的上方，形成一个循环。
结论是：
地面冷热不均带来空气环流。
承转：
请大家看投影（引导学生分析，完成热力环流形成的简图）
师：
（结合图形讲解）
（1）如果A地受热，近地面大气膨胀上升，上空空气密度加大，形成高气压；B、C两地冷却，空气收缩下沉，上空空气密度减小，形成低气压。
（2）同时，A地受热，近地面大气膨胀上升，近地面空气密度减小，形成低气压；B、C两地冷却，空气收缩下沉，近地面空气密度加大，形成高气压。
（3）由于同一水平面上产生了气压差异，并且在水平方向上，空气总是从高气压流向低气压。
所以，高空空气就从气压高的A地向气压低的B、C两地扩散，近地面的空气又从B、C两地流回A地。
（4）这样，大气运动最简单的形式——热力环流形成了。
在我们日常生活中，热力环流是自然界常见的一个自然现象，请你注意观察和思考自己身边热力环流的实际例子。
海陆风是热力环流在自然界的具体体现。
下面请你利用热力环流的原理，完成教材P33活动3。
（投影）
师：
讲解答案：
（1）白天陆地气温比海洋高，因此陆地上为低气压，海洋上为高气压。
夜间的情况正好相反。
据此，图2.4A：
陆——低，海——高；图2.4B：
陆——高，海——低。
（2）风从高气压吹向低气压。
据此，一日之内，白天风从海洋吹向陆地；夜晚风从陆地吹向海洋。
（3）白天来自海洋的风比较凉爽湿润，对滨海地区能够起到降温的作用；夜晚来自陆地的风比较温热干燥，对滨海地区能够起到增温的作用。
海陆风共同作用的结果是使滨海地区的气温日较差较小。
（小结过渡）近地面空气的受热或冷却（气温差异是原因）→引起气流的上升或下沉运动（空气垂直运动是气温差异的结果）→导致气压的差异（水平气压梯度是空气垂直运动的结果）→大气的水平运动（风）。
（板书）三、大气的水平运动
师：
什么是水平气压梯度呢？
生：
同一水平面上单位距离间的气压差叫做水平气压梯度。
师：
很好。
气压的高低是在同一水平面上进行比较的。
那么什么是水平气压梯度力？
生：
只要在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，即水平气压梯度力。
（投影）北半球水平气压梯度力示意图（图略）
师：
水平气压梯度力的大小由谁决定？
水平气压梯度力的大小取决于气压梯度，气压梯度越大，水平气压梯度力越大；反之越小。
水平气压梯度力的方向应该是怎样的？
水平气压梯度力的方向是垂直于等压线，并由高压指向低压。
师：
水平气压梯度力是形成风的直接原因（原动力）。
在水平气压梯度力的作用下，风向垂直等压线。
水平气压梯度力越大，风速越大。
（板书）
（投影）在水平气压梯度力和地转偏向力共同作用下的北半球风向示意图
师：
地球上水平运动的物体，将会受到地转偏向力的作用，北半球向右偏，南半球向左偏。
风是大气的水平运动，也会受地转偏向力的影响，地转偏向力只改变风的方向，不能改变风的速度。
投影的图片中，空气质点在水平气压梯度力和地转偏向力共同作用下，始终是按两个力的合力方向运动，而水平地转偏向力始终是垂直于运动方向之右侧，最终达到水平气压梯度力和地转偏向力大小相等、方向相反，其合力为零，达到平衡状态，空气运动不再偏转而做惯性运动，形成了平行于等压线吹的稳定的风。
高空大气中的风向，是水平气压梯度力和地转偏向力共同作用的结果，风向与等压线平行。
（过渡）
师：
近地面的风除了受水平气压梯度力和地转偏向力的共同作用外，还会受到摩擦力的影响，其风向还能与高空大气的风向相同吗？
生：
不能。
师：
那近地面的风会是怎样的风向呢？
（投影）在水平气压梯度力、地转偏向力和摩擦力共同作用下的北半球风向示意图
师：
在近地面，大气的水平运动受哪几个力的作用？
生：
在近地面，大气的水平运动受到三个力的作用：
水平气压梯度力、地转偏向力和摩擦力。
师：
大气在水平气压梯度力和地转偏向力的共同作用下，风向与等压线平行。
此时若再加上摩擦力的影响，风向一定不再与等压线平行，而是斜穿等压线吹的。
一般摩擦力的影响可达离地面1500米左右的高度，在这范围内的风向都斜穿等压线。
摩擦力愈大，风向与等压线之间的夹角愈大；摩擦力愈小，其夹角愈小。
小结：
今天我们又学习了热力环流和大气的水平运动两方面的知识，知道大气垂直运动的原因是地表受热不均，垂直运动又导致同一水平面上气压的差异，从而导致大气的水平运动——风。
也一起研讨了大气水平运动的三种作用力：
水平气压梯度力、地转偏向力、摩擦力。
以及在几种不同作用力的作用下所产生的风向变化情况：
高空大气受水平气压梯度力、地转偏向力的作用，风向与等压线平行；近地面大气的运动受水平气压梯度力、地转偏向力、摩擦力三个力的共同作用，风向与等压线斜交。
第二节气压带和风带
教学目标：
知识与技能
1.指导学生绘制气压带和风带分布示意图，从中分析大气运动的规律性，并培养和提高学生绘制原理形成示意图的地理技能。
2.运用海陆热力差异原理进行解释，加强学生对北半球冬夏季气压中心的形成和分布的理解。
3.使学生理解气压带和风带对气候的影响。
过程与方法
1.通过三圈环流模拟演示，培养学生的空间思维能力。
2.通过对海陆分布对大气环流影响的两图示的对比分析，让学生读图思考气压带、风带的分布规律和原因。
3.利用成因分析法引导学生探究气压带和风带对气候的影响机制。
情感、态度与价值观
1.培养学生辩证唯物主义观点。
2.培养学生理论联系实际的能力。
教学重点
1.气压带和风带的分布。
2.北半球气压中心冬夏季分布及对气候的影响。
3.气压带和风带对气候的影响。
教学难点
1.三圈环流示意图的绘制与理解。
2.北半球气压中心冬夏季变化规律。
3.亚欧大陆东岸受季风环流影响而西岸受气压带、风带影响的原因。
4.气压带、风带对降水的影响。
教具准备
多媒体课件
课时安排
3课时
第1课时
教学过程
［新课导入］
师：
前边大家学习了热力环流和大气的水平运动。
我们先来回顾一下。
什么是热力环流？
（地面冷热不均而形成的空气环流叫热力环流。
）近地面大气的风向主要受哪几个力的影响？
（水平气压梯度力、地转偏向力、地面摩擦力。
）大气时刻不停地运动着，运动的形式和规模复杂多样，既有最简单的热力环流，也有规模很大的全球性运动。
那么，全球性的大气运动又是怎样运动？
（板书）第二节气压带和风带
师：
具有全球性的有规律的大气运动形式通常称为大气环流。
它会有什么样的作用呢？
（输送和交换热量。
）大气环流是大气运动的一种主要形式，它促进高低纬度间、海陆间的热量和水汽交换，调整全球的水热分布，促进地球上的水量平衡和热量平衡，也是各地天气变化和气候形成的重要因素。
这节课我们首先要学习三圈环流。
（板书）一、气压带和风带的形成
师：
由于不同纬度地区所得到的太阳辐射是不同的，因而高低纬度间因太阳辐射而产生的热量差异，会驱使大气不断的运动。
下面我们一起先做一个活动。
（活动）P36活动1
看图2.9“理想状况下赤道与极地间的热力环流示意图”
师：
（强调）假设在地表均匀且地球不自转，也就没有了地转偏向。
由于高低纬度获得太阳辐射不同，在赤道和极地间就会产生热量差异，那么在赤道和极地间会形成怎样的大气运动？
生：
热力环流。
就半球而言，是单圈环流。
师：
（标出大气运动的方向箭头）赤道地面气温高，空气受热上升，使地面形成低压、高空形成高压；极地地面气温低空气下沉，使地面形成高压、高空形成低压。
所以，高空的空气由赤道向极地流动，近地面的空气由极地向赤道流动。
想一想，赤道与极地间的热力环流是否能够维持？
生：
不能。
师：
为什么不能？
生：
因为地球在不停地自转，大气一有水平运动，就会受到地转偏向力的影响，气流方向发生偏转，北半球右偏，南半球左偏。
师：
很好。
地球是不停转动的，而且地球的表面并不是均匀的，因此单圈环流是不存在的。
那么全球大气到底是怎么运动的呢？
我们仍假设地球表面是均匀的，只考虑高低纬间的受热不均和地转偏向力，以北半球为例分析大气的运动状况。
（逐步投影）三圈环流图及低纬环流立体图（北半球）
师：
（讲授，引导学生分析理解）
1.低纬环流
①赤道地面气温高，空气受热上升，使地面形成赤道低气压带、高空形成高压；
②来自赤道上空向北流的空气受地转偏向力的影响变成自西向东的方向，在北纬30°附近的上空堆积产生下沉气流，形成副热带高气压带。
③近地面，大气由副热带高气压带流向赤道低气压带，受地转偏向力和摩擦力的影响，偏转成东北信风。
2.中纬环流和高纬环流
①在近地面，从副热带高气压带流向高纬地区的气流在地转偏向力和摩擦力的作用下偏转成中纬西风。
②北纬90°由于气温低，盛行下沉气流，近地面形成极地高气压带，气流从高纬流向低纬地区偏转成极地东风。
③这两支性质不同的气流在北纬60°附近相遇后，暖轻的气流爬升到冷重的气流之上，形成副极地上升气流，近地面形成副极地低气压带。
④北纬60°附近高空形成高气压，气流向南北两方分流，形成中纬环流和高纬环流。
南半球的气流受地转偏向力的影响向左偏，因此相反。
（投影）“地球上的风带和气压带示意图”
师：
由于三圈环流的存在，在全球共形成了相间分布的七个气压带和六个风带。
请大家观察气压带和风带的分布特点，熟练画出气压带、风带分布的简图，并记住其名称。
在画图的时候，要注意以下两点：
（1）明确赤道和极地的冷热，确定赤道低压和极地高压的位置，归纳出高低压相间分布的规律，画出七个气压带。
（2）根据水平气压梯度力从高压指向低压，地转偏向力“南左北右”的原则画出六个风带。
（引导学生思考）赤道低气压带与副极地低气压带的形成有何不同？
极地高气压带与副热带高气压带的成因有何差异？
（赤道低气压带和极地高气压带是由于冷热不均引起的空气运动而形成的，所以是热力原因形成的。
副极地低气压带和副热带高气压带是大气运动引起空气质量的变化而形成的，因此这两个气压带是动力原因形成的。
）
（过渡）气压带和风带在一年内作周期性的季节移动，这是怎么回事呢？
（动画演示）气压带和风带的季节移动
师：
气压带和风带是怎样有规律的移动呢？
随太阳直射点的南北移动而移动。
春秋分时，所有风带、气压带的位置关于赤道对称。
北半球夏半年期间，太阳直射点在北半球，各个风带、气压带的位置都比春秋分日向北偏；北半球冬半年期间，太阳直射点在南半球，各个风带、气压带的位置都比春秋分日向南偏。
从夏至日开始，各个风带、气压带向南移动；从冬至日开始，各个风带、气压带向北移动。
师：
风带、气压带季节移动的原因是什么？
生：
是太阳直射点随季节变化而南北移动引起的。
（投影）气压带和风带的季节移动示意图。
（图略）
第2课时
教学过程
［新课导入］
（复习全球气压带和风带知识）上述气压带和风带的分布，是不考虑海陆分布和地形影响的理想模式。
但由于地表是海陆相间分布，海陆热力性质差异使同纬度的陆地和海洋在冬季或夏季温度有明显的差异，因此就使气压带和风带局部断裂，分割成一些高低气压中心。
使大气环流实际情况比理想模式要复杂得多。
（板书）二、北半球冬夏季气压中心
师：
海陆热力性质有什么差异呢？
生：
海洋热容量大，陆地热容量小。
师：
那么，冬季，大陆与海洋相比较，哪里的气温低？
哪里的气温高？
夏季呢？
生：
大陆增温和冷却比海洋快，同纬度的大陆温度夏季比海洋高，冬季比海洋低。
师：
下面我们一起来做一个活动。
（投影）教材第39页活动3图示（引导学生按步骤分析）
师：
同纬度的大陆与海洋相比，陆地热容量小，海洋热容量大，相同的太阳辐射使陆地气温变化大，海洋变化小，相比较冬季陆地降温快，气温比海洋低，夏季陆地升温快，气温比海洋高。
那么，冬季大陆会形成高气压还是低气压？
生：
冬季大陆会形成高气压。
师：
为什么？
生：
冬季陆地降温快，气温比海洋低，空气收缩下沉，空气冷而重，近地面形成高气压。
师：
夏季大陆会形成高气压还是低气压？
生：
夏季大陆会形成低气压。
师：
为什么？
生：
夏季陆地升温快，气温比海洋高，空气受热膨胀上升，空气暖而轻，近地面形成低气压。
师：
图中两个空气柱分别位于哪个气压带上？
生：
冬季空气柱位于副极地低气压带上，夏季空气柱位于副热带高气压带上。
师：
如果分别以这两个空气柱为中心绘出几条闭合的等压线，气压带还呈带状分布吗？
生：
不会，图中的气压带会被高低压中心切断。
师：
由此你得出什么结论？
生：
这说明海陆热力差异对气压带有重大影响。
地球上的气压带会被切成块状分布于大陆和海洋上。
师：
很好。
南半球以海洋为主，气压带基本呈带状。
北半球海陆相间分布，冬夏季分别形成不同的高低压中心。
（投影）图示和表格
夏季
冬季
气温
气压
气温
气压
原因
陆地
高
低
低
高
海陆热力
性质差异
海洋
低
高
高
低
（投影）1月份海平面等压线分布图和7月份海平面等压线分布图。
（分析归纳）
A
亚洲大陆
太平洋
大西洋
7月
亚洲低压
夏威夷高压
亚速尔高压
1月
亚洲高压
阿留申低压
冰岛低压
承转：
高低压中心的季节变化，对世界各地的天气和气候有很大影响。
冬季的亚洲高压（也叫西伯利亚高压）和夏季的夏威夷高压（也叫西太平洋副热带高气压）对我国天气的影响就很大。
阅读41页课探究课题：
东亚季风（动画演示）
师：
季风定义：
大范围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象冬季，东亚盛行来自内蒙古—西伯利亚高压前缘的偏北风，低温干燥，风力强劲；夏季，东亚盛行来自太平洋副热带高压西北部的偏南风，高温、湿润和多雨。
海陆热力差异。
季风环流的类型：
东亚季风和南亚季风（投影）
小结：
今天我们学习了三圈环流的形成和分布，又学习了海陆分布对大气环流的影响，知道北半球冬夏季的气压中心。
布置作业：
完成地理填充图册
第3课时
教学过程
［新课导入］
通过上节课的学习，同学们对气压带和风带的分布、移动规律已初步掌握。
了解到大气环流能促进高低纬度间、海陆间的热量和水汽交换，是各地天气变化和气候形成的重要因素。
一般而言，不同的气压带和风带控制下的地区会形成不同的气候。
今天这节课就来一起研究气压带和风带对气候的影响。
（板书）三、气压带和风带对气候的影响（投影）世界气候分布图
师：
我们在描述气候特征的时候，要把气候的两个最重要的要素——气温和降水的情况描述清楚。
在某一种气压带或风带的控制下，其天气状况单一，其气候特征可用“全年怎么样”来描述。
在某两种气压带或风带的交替控制下，其天气状况复杂，其气候特征可用“夏季怎么样、冬季怎么样”来描述。
（板书）
（一）单一气压带或风带控制下的气候类型
赤道及其南北两侧，即南北纬10°之间的广大地区，气温会有这么样的特征？
生：
受太阳辐射强，终年高温。
师：
赤道地区受哪一个环流控制？
生：
受单一的赤道低气压带控制。
师：
赤道低气压带控制地区的大气是怎样运动的？
生：
盛行上升气流。
师：
多什么样的天气？
生：
多对流雨。
师：
那么赤道及其南北两侧地区的气候特征怎么描述？
生：
赤道及其南北两侧地区终年受赤道低气压控制，形成了终年高温多雨的气候特征。
师：
很好，这种气候就是热带雨林气候。
（投影）伊基托斯——热带雨林气候的降水和气温直方图
师：
读出热带雨林气候的降水和气温值。
生：
全年皆夏，年平均气温在26℃左右，年降水量大都在2000mm以上。
师：
热带雨林气候主要分布在世界上哪些地区呢？
生：
赤道及其南北两侧的亚马孙平原、刚果盆地、马来群岛等地。
（动画演示）热带雨林气候的世界分布
师：
世界上还有哪些地区只受单一的环流控制？
（教师引导）南北回归线至南北纬30°的大陆中西部终年受副热带高压带的控制。
南北纬40°至南北纬60°的大陆西岸终年受来自海洋的西风控制。
南北回归线至南北纬30°的大陆中西部终年在副热带高压带的控制下，大气是怎样运动的？
生：
气流下沉。
师：
会是怎样的气候特征？
生：
终年高温少雨。
师：
这种气候叫热带沙漠气候。
（投影）开罗——热带沙漠气候的降水和气温直方图
师：
热带沙漠气候主要分布在世界上哪些地区？
生：
主要分布在非洲北部的撒哈拉、西亚阿拉伯半岛、印度河流域、墨西哥、西南非洲、澳大利亚的中西部、智利北部和秘鲁等地区。
（同时动画演示）热带沙漠气候的世界分布。
师：
终年在来自海洋的西风影响下，南北纬40°至南北纬60°的大陆西岸会是怎样的气候特征？
（投影）伦敦——温带海洋气候的降水和气温直方图
生：
受海洋湿润气流的影响，终年湿润，年降水量在700～1000mm，气温年较差小。
师：
这种气候叫温带海洋气候，温带海洋气候的特征可以描述为：
冬不冷、夏不热，全年降水均匀。
温带海洋气候主要分布在世界上哪些地区？
（动画演示）温带海洋气候的世界分布
生：
主要分布在欧洲西部、北美洲美国和加拿大两国交界两侧的西海岸、南美洲的智利南部、澳大利亚的塔斯马尼亚岛、新西兰的南北二岛。
（过渡）
师：
非常好。
我们知道太阳直射点的南北移动会带来风带和气压带的南北移动，这样就会有一些地区夏季受某环流的影响，而冬季又会受另一种环流的影响，下面我们再一起来探讨在某两种气压带或风带交替控制下的气候有什么特征。
（板书）
（二）在两种气压带或风带交替控制下的气候类型
（投影）世界气候分布图，标示风带和气压带
（动画演示）南北纬10°～南北回归线之间的区域，南北纬30°～40°的大陆西岸。
师：
南北纬10°～南北回归线之间的区域因为离赤道较近，故全年高温。
看北纬10°～北回归线之间的区域，在夏季哪个环流会移动到这儿呢？
会带来什么影响？
在冬季哪个环流会移动到这儿？
又会带来什么影响？
（夏季赤道低气压会移动到这儿并控制这个地区，会带来丰富的降水；冬季副热带高压带和信风带会控制这个地区，降水稀少。
）
师：
这就是热带草原气候。
（投影）——热带草原气候的降水和气温直方图
师：
看图分析热带草原气候的特征。
生：
全年高温，夏半年降水多，冬半年干燥。
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