第四节 大气温度随时间的变化
空气温度随高度的变化规律
空气温度随高度的变化规律一、高度与温度的关系1.高度越高，温度越低。
这是由于随着高度的增加，大气层变薄，吸收和辐射能量的能力减弱，从而导致温度下降。
2.温度随高度变化的速度和幅度。
在大多数地区，温度随高度变化的趋势是每升高100米，温度下降0.6摄氏度左右。
但这种变化会因地形、地理位置、季节等因素而有所不同。
3.温度随高度的日变化和年变化。
白天时，地面受太阳辐射加热，因此地面及其附近空气温度较高，向上则逐渐降低。
夜间则相反，地面辐射冷却，所以地面附近温度较低，向上则逐渐升高。
这种日夜温度变化在垂直方向上的表现称为日变化。
年变化是指一年中四季的温度变化。
一般来说，夏季地面温度较高，向上则逐渐降低；冬季地面温度较低，向上则逐渐升高。
4.大气温度分层现象。
根据温度随高度的变化规律，可将大气分为若干层。
对流层是其中最低的一层，该层内温度随高度的增加而降低，这是对流层的主要特征。
二、影响高度与温度关系的因素1.太阳辐射的影响。
太阳辐射是地球表面最重要的能量来源，它直接影响到地表温度和大气温度。
2.地面反射的影响。
地面的反射率会影响地面向太空辐射能量的多少，从而影响地表温度和大气温度。
3.大气成分的影响。
大气中的温室气体和其他成分都会影响到大气温度。
4.大气湿度的影响。
大气的湿度会影响到云的形成和消散，从而影响到地表的辐射和能量吸收，最终影响到大气温度。
5.大气压力的影响。
大气压力会影响大气的组成和厚度，从而影响大气温度。
三、高度与温度的变化对气候的影响1.对气温分布的影响。
高度与温度的变化会影响到气温的垂直分布，进而影响到气候带分布和气温水平分布。
2.对气候带分布的影响。
气候带分布受高度与温度变化的影响，如寒带、温带、热带和高原地区的温度分层现象不同。
3.对降水分布的影响。
高度与温度的变化也会影响到降水的分布，如山脉两侧的降水差异、迎风坡与背风坡的降水差异等。
4.对大气环流的影响。
高度与温度的变化会影响到大气环流的运行，从而影响到气候的变化和天气状况。
第四节 大气温度随时间的变化
1、气阳辐射
最大值 12点 原因
地面温度
13点
大气（温度）
14—15点 大气接收地 面辐射需要 一个过程而 不是瞬间
太阳高度角最大
12点之后地面热量 仍然得大于失，温 度还要上升一段时 间
（2）最低气温：次日日出前， 日较差：一天中最高温与最低温的差值。 其变化规律为： 纬度：低纬大于高纬，从副热带向两极递减
气温年较差变化规律：
纬度：随着纬度的增加而增大
在赤道地区太阳高度角终年相差不大，最冷月和最热
月热量收支差别不明显所以气温年较差较小 。
在高纬地区夏季太阳直射北回归线与冬季太阳直射南
回归线时的太阳高度角相差极大，所以年温差也较大。
海陆：陆地大于海洋（1、7月
2、8月）
二、气温的非周期性变化 受大气运动影响
低纬 正午太阳高度角大 接受的太阳辐射多 最高温度高 夜间放出的也多 差值大
高纬 正午太阳高度角小 接受的太阳辐射少 最高温度低 夜间放出的也少 差值小 季节：夏季大于冬季 地表性质：陆地大于海洋；山谷、河川、盆地大于山峰凸地形 云量：晴天大于阴天
新疆气候概况
……
（摘自《天山网》）
/GB/channel11/51/200206/20/13908.html
某地的气温：周期性变化为主 非周期变化为辅
日较差
阴晴
日变化 规律 第四节 大气温度随 时间 的变化 年变化 规律 纬度 海陆 年较差 海陆 地形 季节 纬度
新疆气候的又一特点是气温日较差大。一般是白
昼气温升高快，夜里气温下降大。许多地方最大的气
第二章(第四节)大气温度的时空变化
b）世界气温分布特征 北半球等温线7月份比1月份稀疏，说明7 ① 北半球等温线7月份比1月份稀疏，说明7月份北半 球南北温差小， 月份北半球南北温差大。 球南北温差小，而1月份北半球南北温差大。 冬季北半球等温线在大陆上凸向赤道， ② 冬季北半球等温线在大陆上凸向赤道，海上凸向极 夏季相反，说明冬季大陆上温度较海上低， 地，夏季相反，说明冬季大陆上温度较海上低，夏季大陆 温度高于海洋。 温度高于海洋。 最高温度带在10 20° 附近，称热赤道。 10～ ③ 最高温度带在10～20°N附近，称热赤道。
二、气温的空间分布 1.气温的水平分布 1.气温的水平分布
a）等温线分布与温度场 等温线稀疏：表示温差小，温度分布均匀； ① 等温线稀疏 ： 表示温差小 ， 温度分布均匀 ； 反之 气温变化大。 气温变化大。 等温线平直：表示影响因素少，弯曲性大， ② 等温线平直 ： 表示影响因素少 ， 弯曲性大 ， 影响 因子多，分布复杂。 因子多，分布复杂。 等温线东西排列：表示温度随纬度而变， ③ 等温线东西排列 ： 表示温度随纬度而变 ， 纬度影 响为主。 响为主。 等温线与海岸线平行：表示主要受海洋影响。 ④等温线与海岸线平行：表示主要受海洋影响。 等温线凸向低温方向：表示暖舌： ⑤ 等温线凸向低温方向 ： 表示暖舌 ： 此处气高于周 围。 等温线凸向高温方向：表示冷舌： ⑥ 等温线凸向高温方向 ： 表示冷舌 ： 此处气温低于 周围。 周围。
思 考 题
名词：太阳常数；大气透明系数；大气质量； 1. 名词：太阳常数；大气透明系数；大气质量；大气 逆辐射；地面有效辐射；地面辐射差额；黑体；位温； 逆辐射；地面有效辐射；地面辐射差额；黑体；位温；干 绝热过程；湿绝热过程；大气层结稳定度。 绝热过程；湿绝热过程；大气层结稳定度。 太阳辐射经过大气时受到那些削弱？削弱规律如何？ 2. 太阳辐射经过大气时受到那些削弱？削弱规律如何？ 海陆热力差异表现在那几方面？ 3. 海陆热力差异表现在那几方面？对温度变化有何影 响？ 如何判断大气层结稳定度？ 4. 如何判断大气层结稳定度？ 何谓逆温？对流层中常见那几种逆温？ 5. 何谓逆温？对流层中常见那几种逆温？它们是如何 形成的？ 形成的？ 影响气温日变化、年变化的因子有那些？ 6. 影响气温日变化、年变化的因子有那些？ 7.为什么不同纬度、季节、时间到达地面的太阳辐射不 7.为什么不同纬度、季节、 为什么不同纬度 同？
《气象学与气候学》第三讲
经推导，得式（2.41）
m (
dTi L dqs )m d dZ CP dZ
水文与水资源工程专业 朱君君
第二章 大气的热能和温度
第三节 大气的增温和冷却——空气的增温和冷却
气温的绝热变化 ——干绝热递减率和湿绝热递减率
湿绝热递减率的推导与数值
问题1：rm为什么总小于rd？rd和rm什么时候相差最大？为什么愈到高空rm愈接近rd？
平流变化：由于空气的移动所造成的某地温度的变化。
个别变化和局地变化联系的定性说明
水文与水资源工程专业 朱君君
第二章 大气的热能和温度
第四章大气的热力学过程
气块受到某种冲击向上运 动时，气块的温度始终高于 周围大气的温度，气块将不 断加速向上运动，温差愈大， 气层能提供气块加速的不稳 定能愈多，这种作用愈明显， 这时，状态曲线位于层结曲 线右边，这种情况在实际大 气中很难持久地维持，因此 也很少出现。
2.稳定型
若状态曲线在层结曲线左边 时，当A 点的空气块受对流 冲击力作用上升后，空气块 的温度Ti 始终低于周围空气 的温度T。
② 湿绝热过程：类似有 a =（γ – γm）g ΔZ /T
当：γ＞γm 时 ，不稳定大气；
γ＜γm 时， 稳定大气；
，
γ= γm 时，中性大气。
Z
γm
γ
γd 条件不稳定
Z
T
Z
γm
γ γd T
绝对不稳定
γm γ1
γ2
γd T
绝对稳定
1、当： γm＜γ＜γd时， 称为条件不稳定。（干稳定，湿 不稳定）
气块在循干绝热升降时，其位温是恒定不变 的。这是位温的重要性质。
只有在干绝热过程中才具有保守性。
假相当位温θse
在湿绝热过程中，由于有潜热的释放或消耗，位温 是变化的。
大气中的水汽达到凝结时，假设一种极端的情况， 即水汽一经凝结，其凝结物便脱离原上升的气块而 降落，而把潜热留在气块中来加热气团，
我们常把某一时刻气层实际的气温随高度分布曲线 绘在T-E（高度）坐标系中，并称之为气层的层结 曲线，
根据压高公式，气压是高度的单位函数，
因此常把E 坐标变换为P 坐标，例如T-lnP 坐标 （图2·27）。
TlogP图
蓝线：表示层结曲线 红线：状态曲线
气层能提供给气块的不稳定能可 分为下述三种情况：
气温约下降1 ℃
d1
Boltzman
） ） 定 玻 律 耳
基尔霍夫定律
在一定温度下，任何物体对于一定波长的放射能力 e（λ，t）和吸收率K（λ，t）的比为一常数E（λ，t） E（λ，t）= e（λ，t）/ K（λ，t）。 该常数E（λ，t）仅与波长和湿度有关，而与物体的性 质无关。
①对于不同物体而言，放射能力较强的，其吸收能力也强。黑 体的吸收率最大，所以它也是最好的放射体。
地-气系统的辐射差额随纬度的增高而由正值变为负值。 在S、N35°之间为正值，在此范围之外的中高纬地区为负 值。 也就是说在低纬地区有热量盈余，高纬有热量亏损。 如果高低纬之间没有热量交换，那么低纬地区的温度将因 为有热量盈余而不断升高，高纬则下降。但多年观测表明， 高、低纬地区的温度变化非常微弱。因此，高低纬间必然 存在着热量交换，其中热量输送者正是大气运动和海水运 动
太阳常数——就日地平均距离而言，在大气上界垂直于
太阳光线的1cm2的面积，1分钟获得的太阳辐射能。用IO来 表示。
太阳辐射在大气中的减少
大气对太阳辐射的吸收
水汽——主要集中在红外区。太阳辐射因水汽的吸收可以减 少4-15%。所以，大气因水汽直接吸收太阳辐射而引起的增 温并不显著。 臭氧——在可见光区、紫外区都有较强的吸收带，但因大气 中臭氧含量甚微，故大气因臭氧直接吸收太阳辐射而引起的 增温不显著。 CO2——对太阳辐射的吸收仅在红外区的4.3微米处，该区 域太阳辐射强度小，被吸收后对整个太阳辐射并无多大影 响。 结论：大气对太阳辐射的吸收带均位于太阳辐射光谱两端的低能 区，大气成分对太阳辐射的减弱并不明显。也即大气因直接吸收 了太阳辐射而引起的增温不明显。因此说，太阳辐射并不是低层 大气的直接热源。
第二章
大气的热能和温度
大气温度知识点
大气温度知识点
大气温度是指大气中的温度变化情况。
了解大气温度的知识可以帮助我们更好地理解气候变化和天气预报。
以下是一些关键的大气温度知识点：
1. 大气温度的定义：大气温度是指在特定时间和地点测量到的空气的热量。
温度是物体内分子运动的表现，它受到太阳辐射、地表反射、地形和气象系统等因素的影响。
2. 大气温度的测量：大气温度通常使用温度计来测量。
常见的温度单位有摄氏度（℃）和华氏度（℉）。
3. 温度的垂直分布：大气温度随着海拔的升高而变化。
在对流层中，温度随着海拔的升高而减小，这是因为高空空气稀薄，能量较少。
但是在平流层中，温度随着海拔的升高而增加，这是由于臭氧层的吸收和保留太阳辐射。
4. 季节变化：地球的季节变化是由地球自转和公转引起的。
由于地球轴倾斜的原因，不同地区在不同时间接收到的太阳辐射量会
有所不同，导致季节的变化。
因此，地球各地区的大气温度也会随季节的变化而有所不同。
5. 温暖和寒冷的气候区域：由于太阳辐射量的不同，地球上有温暖和寒冷的气候区域。
赤道地区接收到的太阳辐射最多，因此气温较高，而极地地区由于接收的太阳辐射较少，气温较低。
6. 温室效应：温室效应是指地球大气中的某些气体（如二氧化碳）能够吸收并重新辐射地球表面释放出的热能，造成地球表面温度升高的现象。
人类活动的增加导致大气中温室气体浓度的增加，进一步加剧了温室效应，导致全球气候变暖。
以上是大气温度的一些关键知识点。
通过了解这些知识，我们可以更好地理解和解释天气现象，以及人类活动对气候的影响。
大气温度随高度而变化的规律和原因
大气温度随高度而变化的规律和原因引言：大气温度随高度而变化是大气科学中的一个重要问题，对于了解大气运动和气象学有着重要意义。
本文将探讨大气温度随高度变化的规律及其原因。
一、大气温度随高度变化的规律1. 温度递减率随高度增加而减小大气温度随高度的变化并非是一个均匀的递减过程。
在大气的底层，随着高度的增加，温度递减的速率较大，这是因为大气受到地面的加热影响，地面温度高，向上传导的热量也较多。
而随着高度的增加，温度递减的速率逐渐减小，直至达到对流层的顶部，此时温度递减几乎停止。
2. 温度递减率随季节和地区有所不同大气温度随高度的变化不仅与高度有关，还与季节和地区有关。
在不同季节和地区，大气温度随高度变化的规律不尽相同。
例如，在赤道地区，温度递减率较小，而在极地地区，温度递减率较大。
3. 温度递减率随天气系统的变化而变化天气系统的变化也会对大气温度随高度的变化规律产生影响。
例如，在冷锋和暖锋的交汇区，由于空气的垂直运动，温度递减率会发生明显变化。
这是因为冷锋和暖锋之间的空气在上升和下沉的过程中受到压缩和膨胀的影响，从而导致温度递减率的变化。
二、大气温度随高度变化的原因1. 辐射平衡原理地面受到太阳辐射的加热，再通过对流、辐射等方式向大气传导热量。
随着高度的增加，大气密度减小，导致热量传导能力减弱，使得温度递减的速率减小。
2. 温室效应大气中的温室气体，如二氧化碳、甲烷等，可以吸收地表向大气传导的长波辐射，再通过热对流和辐射方式释放热量。
这种温室效应导致大气中的温度分布不均匀，使得温度递减率随高度变化。
3. 水汽含量的变化水汽是大气中重要的温室气体之一。
随着高度的增加，水汽含量逐渐减小，导致温室效应减弱，从而影响大气温度随高度变化的规律。
4. 大气运动和垂直运动大气中的垂直运动，如对流、上升气流和下沉气流等，会对温度随高度变化的规律产生重要影响。
对流使得底层大气温度较高，而上升气流和下沉气流则会影响温度递减率的变化。
干绝热直减率(课堂PPT)
暖空气向冷空气方面流动的情形， 称为暖平流。使空气温度局地升高。
17
它们之间的关系：
如：预报北京的温度
蒙古国 高空：西北气流 近地层：－20℃
要考虑两方面的作用：
1、据空气的移动，预计36小时后， 蒙古冷空气将移到北京；北京应 下降20 ℃。平流变化
表2·4
11
由表2·4可看出，对γm影响最大的是 温度。
如1000hpa，当温度从20℃改变到 － 20℃时， γm值增大约一倍；而当 温度为20℃时，气压从1000hpa改 变到700hpa， γm值只减小0.06 ℃/100m。
因此，当饱和湿空气上升时，温度愈来 愈低，水汽凝结量很小， γm逐渐增大 而接近于γd 。
100m 13℃ —12.8 ℃ 13℃ —13.0 ℃ 13℃ —13.2 ℃
γ＜ γd
γ= γd
γ ＞γd
γ=0.8
γ=1.0
γ=1.2
32
层结曲线：大气温度随高度变化曲线 状态曲线：上升空气块的温度随高度变化曲线
Z Z1 Ti T
Z Z1 Ti T
Z Z1 T Ti
Z0
γ ＜ γd T
Ti ＜ T 重，沉 稳定
12
1、γ d近于常数（约为1oC/100m）故 干绝热线呈一直线。
H
2、γ m ＜ γ d ，所以干绝热线在左，湿
绝热线在右。同一高度上，Tm＞Td。
3、湿绝热线下部：下陡上缓；
上部：与干绝热线平行。
O
Td Tm
下面温度高， γ m小，上面温度低，
T
γ m大。
到高层水汽凝结愈来愈多，而空气
第四节 大气温度随时间的变化
第四节大气温度随时间的变化一、气温的周期性变化（一）气温的日变化1、大气边界层的温度主要受地表面增温与冷却作用的影响而发生变化。
2、大气中的水平运动与垂直运动都会引起局地气温的变化。
3、近地层气温日变化的特征：（1）在一日内有一个最高值（出现在14时左右）和一个最低值（出现在日出前后）。
（2）气温日较差的大小与纬度、季节和其他自然条件有关。
①日较差最大的地区在副热带，向两极减少。
②日较差夏季大于冬季。
③凹地地形的日较差大于凸地地形；干燥地日较差大于潮湿地；晴天日较差大于阴天。
（3）气温日变化的极值出现的时间随离地面的高度增大而后延，振幅随离地高度的增大而减小。
（地、气热量交换需要一个过程，垂距越大，耗时越长。
所以海拔较高处气温的极大值和极小值出现的时间延后。
离地高度越大，地面对大气温度的影响就越小，气温日变化的振幅（即日较差）也就越小。
）（二）气温的年变化1、一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。
2、北半球中、高纬度内陆地区的气温以7月为最高，1月为最低。
北半球海洋上的气温8月最高，2月最低。
3、从赤道附近到极地地区，气温年较差变大。
4、同纬度地区，陆地气温年较差大于海洋；内陆气温年较差大于沿海。
气温的年变化按纬度分为四种类型：1、赤道型特征：（1）一年有两个最高值（春分和秋分以后）和两个最低值（冬至和夏至以后）。
（2）年较差很小。
2、热带型特征：（1）一年有一个最高值（夏至以后）和一个最低值（冬至以后）。
（2）年较差不大。
3、温带型特征：（1）有一个最高值（陆7月海8月）和一个最低值（陆1月海2月）。
（2）年较差较大，且随纬度的增加而增大。
4、极地型特征：（1）一年有一次最高值和一次最低值。
（2）年较差很大。
二、气温的非周期性变化1、大气运动引起气温的非周期性变化。
2、通常情况下，气温日变化和年变化的周期性是主要的。
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第三节 大气的增温和冷却 一、 海陆的增温和冷却的差异 二、 空气的增温和冷却 三、 空气温度的个别变化和面地变化 四、 大气静力稳定度
第四节 大气温度随时间的变化 一、 气温的周期性变化 二、 气温的非周期性变化
第五节 空气温度的空间分布 一、 气温的水平分布 二、 对流层中气温的垂直分布
第三章 大气中的水分
第一节 太阳辐射 一、 基本知识 二、 太阳辐射
第二节 地面和大气的辐射 一、 地面、大气的辐射和地面有效辐射 二、 地面及地一气系统的辐射差额
对全部高中资料试卷电气设备，在安装过程中以及安装结束后进行高中资料试卷调整试验；通电检查所有设备高中资料电试力卷保相护互装作置用调与试相技互术关，系电，力根通保据过护生管高产线中工敷资艺设料高技试中术卷资，配料不置试仅技卷可术要以是求解指，决机对吊组电顶在气层进设配行备置继进不电行规保空范护载高与中带资负料荷试下卷高问总中题体资，配料而置试且时卷可，调保需控障要试各在验类最；管大对路限设习度备题内进到来行位确调。保整在机使管组其路高在敷中正设资常过料工程试况中卷下，安与要全过加，度强并工看且作护尽下关可都于能可管地以路缩正高小常中故工资障作料高；试中对卷资于连料继接试电管卷保口破护处坏进理范行高围整中，核资或对料者定试对值卷某，弯些审扁异核度常与固高校定中对盒资图位料纸置试，.卷保编工护写况层复进防杂行腐设自跨备动接与处地装理线置，弯高尤曲中其半资要径料避标试免高卷错等调误，试高要方中求案资技，料术编试交写5、卷底重电保。要气护管设设装线备备置敷4高、调动设中电试作技资气高，术料课中并3中试、件资且包卷管中料拒含试路调试绝线验敷试卷动槽方设技作、案技术，管以术来架及避等系免多统不项启必方动要式方高，案中为；资解对料决整试高套卷中启突语动然文过停电程机气中。课高因件中此中资，管料电壁试力薄卷高、电中接气资口设料不备试严进卷等行保问调护题试装，工置合作调理并试利且技用进术管行，线过要敷关求设运电技行力术高保。中护线资装缆料置敷试做设卷到原技准则术确：指灵在导活分。。线对对盒于于处调差，试动当过保不程护同中装电高置压中高回资中路料资交试料叉卷试时技卷，术调应问试采题技用，术金作是属为指隔调发板试电进人机行员一隔，变开需压处要器理在组；事在同前发一掌生线握内槽图部内 纸故，资障强料时电、，回设需路备要须制进同造行时厂外切家部断出电习具源题高高电中中源资资，料料线试试缆卷卷敷试切设验除完报从毕告而，与采要相用进关高行技中检术资查资料和料试检，卷测并主处且要理了保。解护现装场置设。备高中资料试卷布置情况与有关高中资料试卷电气系统接线等情况，然后根据规范与规程规定，制定设备调试高中资料试卷方案。
大气热能和温度
第二章大气的热能与温度●教材分析：本章分为五小节。
内容涵盖太阳辐射；地面、大气之间的热传导、热平衡；以及大气增温、冷却的各种方式和大气温度的时间、空间分布格局。
围绕气温这个最为重要的气象要素进行全方位的剖析，使学生不仅知道太阳本身的一些基本知识，而且知道太阳辐射的能量如何转化为大气热量，热量的传递有那些过程，大气热量在不同的时间、空间里有那些特点及变化。
其中，第一节太阳辐射介绍了太阳辐射的基本知识，黑体辐射定律可以作为一般得了解。
太阳辐射光谱、太阳辐射在大气中的减弱、到达地面的太阳辐射的内容既是基础，也是重点，也是本章乃至本书的关键。
第二节地面和大气辐射重点有：地面和大气辐射都是长波辐射；大气对长波辐射的吸收；大气逆辐射；地——气系统热量平衡的思想。
难点：大气窗口、地面有效辐射、地面的辐射差额、大气辐射差额、地——气系统的辐射差额第三节大气的增温重点有：海陆的增温和冷却的差异；气温的非绝热变化；干绝热过程和湿绝热过程；大气的稳定度及判别方法。
第四节大气温度随时间的变化重点有：气温的日变化和年变化第五节大气温度的空间分布重点有：世界1月和7月海平面气温分布图；逆温及其在气象上的意义。
●教学设想✧课时安排：本章可用10个教学课时，1个实验课时✧教学目标：1、掌握教材分析中的所有基础及重点内容（黑体字）2、课程讲完之后，可以配合实验课对气温中的最高最低温度、气温、地温、日照的观测进行实习，同时学会仪器的安装。
✧授课类型：讲授、实验✧教学媒体：幻灯片●教学过程：见幻灯片●参考资料：1、《气象学与气候学实习》周淑贞高等教育出版社2、《风云变幻的大气》杨遵仪江苏科学技术出版社3、《细说八方晴雨》林之光科学普及出版社4、《气象与生活》林之光江苏教育出版社5、《气象学与气候学》张菀莹北京师范大学出版社●本章小结大气中各种物理过程是在太阳辐射、地面辐射与大气辐射的相互作用下产生和发展的。
太阳辐射是地球的主要能量来源，而地面辐射是对流层大气的主要热源。
第四节 -第五节大气温度随时间的变化.
3）等温线南北排列：气温水平分布随纬度而异；
等温线东西排列：气温水平分布随海洋而异。
（二）地球表面平均温度的分布
1、1月海平面气温分布特征： 1）在北半球等温线比较密集，水平气温梯度较大；南半球比较稀疏。 2）等温线并不于纬圈平行。北半球的等温线大陆部分，凸向赤道； 在海洋上凸向极地。南半球由于海洋面积大，因而等温线平直。 3）地球各经线上平均最高气温各点的连线称为热赤道。热赤道并不在 赤道上，而在赤道以北。冬季在5—100N。
湍 流 混 合 层
形成：
图中AB是气层原来的气温分布，气温 的直减率比干绝热小。 经过湍流混合以后，气层的温度分布 接近于干绝热直减率。
A A A A| T | 空气上升使得上部空气比周围空气温度低，混合结果使得上部降温（由D 到 D ）；空气下沉使得下部空气比周围空气温度高，混合结果使得下部升温（由 | A到A ）； 气温的直减率变为A D，在湍流混合层上部DE层形成逆温层。
|
（三）平流逆温
形成：
暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却作用，愈接近冷表 面降温愈多，而上层空气受地面影响很小，于是出现逆温现象。
Z
暖平流
冷表面 T
（四）下沉逆温
形成：
由于空气的下沉压缩而形成的逆温，称为下沉逆温。 C h1=500m，h2=600m，h3=200m
γ
d
D t1=80C t2=100C
4）地球极端最低气温出现的地区称为冷极。南半球冷极在南极；北半球
冷极一个在格陵兰岛，一个在西伯利亚东部地区。
2、7月海平面气温分布特征： 1）在北半球等温线较冬季比较稀疏，水平气温梯度较小；南半球 水平梯度较大，等温线较夏季密集。 2）等温线并不于纬圈平行。北半球的等温线大陆部分，凸向极地； 在海洋上凸向赤道。南半球由于海洋面积大，因而等温线平直。 3）北半球夏季热赤道在200N附近。 4）南半球冷极在南极；北半球冷极出现北极地区。
08第二章大气的热能和温度5
第三节 大气的增温和冷却（续） 第四节 大气温度的时间变化和空间 分布
yqun
大气稳定度(atmospheric stability)
• 空气在上升过程中的绝热变化是大气中降温最快 的过程； • 上升过程中的绝热变化会导致水汽的凝结，这是 大气中云、雾、雨、雪形成的最重要的原因； • 因此，判断大气中是否会产生云雾，主要就是看 大气中是否会产生上升运动； • 判断空气是否会产生上升运动，就要看空气在铅 直方向上位置稳定的程度，即大气稳定度。
2012-10-09 2
yqun
大气稳定度
• 气块受任意方向扰动后，返回或远离原平 衡位置的趋势和程度。
• 它表示在大气层中的个别空气块是否安于原在的 层次，是否易于发生垂直运动，即是否易于发生 对流。假如有一团空气受到对流冲击力的作用， 产生了向上或向下的运动，那末就可能出现三种 情况： 稳定、不稳定、中性
' '
m'
设气块在起始位置高度的温度和环境温度相同，均等于T0，于是：
T ' T0 dT '
dT ' dT 将 d 与 代入上式有： dZ dZ
T T0 dT (对于未饱和空气干空气 按 d 变化)
T ' T0 d dZ , T T0 dZ
8
无海陆差异的等温线图 A B C
0 2 4 6
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只突出的反映了太 阳辐射随纬度在地 球表面分布的差异
2012-10-09
A< B < C
1月份大陆是冷源，海洋是热源
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yqun
陆
海
2
4 A B A B
气温的时空变化规律
气温得时空变化规律1、气温得日变化规律一天中气温变化规律,主要由大气得到热量(地面辐射）与失去热量(大气辐射）得差值决定。
地面得热量主要来自太阳辐射；大气(对流层)得热量直接来着地面。
(1)太阳辐射：最强时为当地地方时12时。
(2）地面辐射:当地地方时为12点时，地面获得得太阳辐射热量大于地面损失得辐射热量,地面热量盈余，地面温度仍在升高。
当地地方时大约午后１点左右，地面热量由盈余转为亏损，地面温度为一天中最高值。
（3）大气温度：当地地方时大约午后2点左右,地面已经通过辐射、对流、湍流等方式把热量传给大气，此时气温达到最高值。
随后,太阳辐射继续减弱，地面热量持续亏损,地面温度不断降低，气温随之也不断下降.至日出后，地面热量由亏损转为盈余得时刻,地面温度达到最低值，气温也随后达到最低值。
因此气温最低值总就是出现在日出前后。
２、气温得年变化规律由于地面吸收、储存、传递热量得原因,气温在一年中得最高、最低值,也并不出现在辐射最强、最弱得月份,而就是有所滞后。
3、全球气温水平分布规律(1)气温从低纬向各纬递减。
太阳辐射就是地面热量得根本来源，并由低纬向高纬递减.受太阳辐射、大气运动、地面状况等因素影响，等温线并不完全与纬线平行。
(2)南半球得等温线比北半球平直。
南半球物理性质比较均一得海洋比北半球广阔,气温变化与缓。
(３）北半球１月份大陆等温线向南(低纬）凸出,海洋上则向（高纬）凸出；7月份正好相反.在同一纬度上，冬季大陆比海洋冷，夏季大陆比海洋热。
同一纬度得陆地与海洋，热得地方等温线向高纬凸出,冷得地方等温线向低纬凸出,即“热高冷低”。
（4)7月份,世界值热得地方就是北纬２0－３0大陆上得沙漠地区,撒哈拉沙漠就是全球炎热中心，１月份,西伯利亚就是全球得寒冷中心，世界极端最低气温出现在南极洲大陆上。
二、等温差线1、气温得日变化(1）气温得日变化一天中气温随时间得连续变化,称气温得日变化。
在一天中空气温度有一个最高值与一个最低值,两者之差为气温日较差。
气象学与气候学-大气温度随时间的变化
2.热带型
其特征是一年中有一个最高（在夏至以后）和 一个最低（在冬至以后），年较差不大（但大于赤 道型），海洋上一般为5℃，在陆地上约为20℃左右。
3.温带型
一年中也有一个最高值，出现在夏至后的7月。 一个最低值出现在冬至以后的1月。其年较差较大， 并且随纬度的增加而增大。海洋上年较差为10— 15℃，内陆一般达40—50℃，最大可达60℃。另外， 海洋上极值出现的时间比大陆延后，最高值出现在 8月，最低值出现在2月。
长波辐射迅速增多，气温随之升高。
原因（2）: 正午太阳高度角最大，太阳辐射达到一天中最强，地表不断地
储存太阳辐射能，使地温继续升高，最高值出现在午后，再通过辐 射、对流把地面最高温度时放出的长波辐射传给大气，需要一定的 时间 ，所以气温的最高值出现在午后。
原因（3）： 当地面放出最多的长波辐射后，太阳辐射能继续减弱，地温也
习题
1）影响气温变化有哪些因素？ 2）气温的不同的纬度日变化与年变化有哪些区别？
太阳辐射处于主导地位，因此随着日夜、冬夏的交替，地面 的温度也会相应地出现日变化和年变化，且变化的幅度与纬 度、天气及地表性质等影响热量平衡的控制因子有关。
地面温度的变化也会通过非绝热因子传递给大气，大气温度 也会相应出现物质不发生相变（固液气转变）吸收或放出热量； 潜热是物质发生相变过程吸收或放出的热量。
太阳高度角越大，单位面积上获得的太阳辐射能就越强，气温 就越高。
日照是时间越长，地面上获得的太阳辐射能就越多，气温就升 高。
因此，太阳高度角和日照时间有规律的变化，导致气温也有规 律的变化。
2、海陆的热力性质不同
冬季：海洋是热源，其上空气温就高； 陆地是冷源，其上空气温就低。
夏季恰好与冬季相反。
气象气候学第三讲第一课
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8
2、热带以外的区域，大陆上等温线向 南凸出，表示北半球大陆的的温度低 于海洋，这是由于海陆热力差异造成 的，弯曲剧烈的地方往往是暖流经过 的地方，如：黑潮和墨西哥暖流。
3、北半球冬季气温最低值出现在高纬度 大陆内部和格陵兰地区，西伯利亚的维尔 霍扬斯克-69.8 º C；奥伊米亚康-73 º C
陆
海
特点
1、7月份等温线图从低纬度向两极递减。
2、7月北半球等温线在大陆凸向高纬， 海洋凸向赤道
3、近赤道地区有一个高温带，月平均 温度在冬夏都高于25º C，称为热赤道。 热赤道的位置随太阳直射点的移动而变 化，冬季在5º —10º N，夏季在20º N，因 此世界上最热的地方不在赤道，而在 20º —30º N撒哈拉大沙漠的内部，曾出 现40º C以上的高温。
第五节 大气温度的空间分布
• 气温的水平分布 • 对流层中气温的垂直分布
一、气温的水Βιβλιοθήκη 分布等温线图：把水平空间上，温度相同的各点用平滑的曲线 连接起来。 影响温度的因素有纬度、海陆、海拔高度，但是一般的等 温线图中常把不同海拔高度处的温度统一换算到海平面的 温度。这样就在等温线图中突出地表现纬度和海陆对温 度的影响。
三、空气温度的个别和局地变化
• 空气温度的个别变化和局地变化是描述空 气温度变化的两种方法。 • 空气温度的个别变化是在某一团空气运动 时，追踪其温度变化的情况，以此来描述 空气温度发生的改变。 • 空气温度的局地变化指的是在不同气流经 过时，某一固定地点温度的变化情况。
空气温度的个别变化
温度T
T5 T2
T1 T3 T3 T4 T1 T2 T5 时间t T4
空气温度的局地变化
显然，空气温 度的局地变化 更容易测量。
4,干绝热直减率
以上为定性说明，教材上还作了定量 分析，得到公式2 · 57（45），表明：
温度的局地变化决定于：
1、空气平流运动传热过程引起的局地 气温变化；平流变化
2、空气垂直运动传热过程引起的局地
气温变化；一般，上升，气温降低；下 个
沉，气温升高。（绝热变化）
别
3、热流入量（非绝热变化）；收入，
所以，a=g
γ-
γ
d
起始温度γd时，a＜0，则层结是稳定的； 当γ ＞γd时，a＞0，则层结是不稳定的； 当γ =γd时，a=0，则层结是中性的。
A
B
C
高度 300m 11℃ —11.2℃ 11℃ —11.0 ℃ 11℃ —10.8 ℃
200m 12℃ —12.0 ℃ 12℃ —12.0 ℃ 12℃ —12.0 ℃
2、气团一离开原位就逐渐加速（a＞0），并有 远离原高度的趋势，这时的气层对该气团而言 是不稳定的。
3、气团被推到某一高度后，既不加速也不减速 （a=0），这时的气层对该气团而言是中性气 层。
注意：
大气静力稳定度只是用来描述大气层结 对于气块的垂直运动起什么影响（加速、 减速或等速）的一个概念，
所以分析大气静力稳定度对天气预报和大气 污染预报具有重要意义。
下面计算加速度 a
Pi Ti ρi
PTρ
当气块处于平衡位置时，具 有与四周大气相同的气压、温度 和密度，即Pio= Po ， Tio = To ， ρio = ρo 。
△Z
当它受到扰动后，就按绝热过
Pio Tio ρio
Po To ρo
大气静力稳定度（大气层结稳定度）是 指气块受任意方向扰动后，返回或远离 原平衡位置的趋势和程度。
气温的时空变化规律
气温的时空变化规律1.气温的日变化规律一天中气温变化规律，主要由大气得到热量〔地面辐射〕和失去热量〔大气辐射〕的差值决定。
地面的热量主要来自太阳辐射；大气〔对流层〕的热量直接来着地面。
〔1〕太阳辐射：最强时为当地地方时12时。
〔2〕地面辐射：当地地方时为12点时，地面获得的太阳辐射热量大于地面损失的辐射热量，地面热量盈余，地面温度仍在升高。
当地地方时大约午后1点左右，地面热量由盈余转为亏损，地面温度为一天中最高值。
〔3〕大气温度：当地地方时大约午后2点左右，地面已经通过辐射、对流、湍流等方式把热量传给大气，此时气温到达最高值。
随后，太阳辐射继续减弱，地面热量持续亏损，地面温度不断降低，气温随之也不断下降。
至日出后，地面热量由亏损转为盈余的时刻，地面温度到达最低值，气温也随后到达最低值。
因此气温最低值总是出现在日出前后。
2.气温的年变化规律由于地面吸收、储存、传递热量的原因，气温在一年中的最高、最低值，也并不出现在辐射最强、最弱的月份，而是有所滞后。
〔1〕气温从低纬向各纬递减。
太阳辐射是地面热量的根本来源，并由低纬向高纬递减。
受太阳辐射、大气运动、地面状况等因素影响，等温线并不完全与纬线平行。
(2)南半球的等温线比北半球平直。
南半球物理性质比拟均一的海洋比北半球广阔，气温变化和缓。
〔3〕北半球1月份大陆等温线向南〔低纬〕凸出，海洋上那么向〔高纬〕凸出；7月份正好相反。
在同一纬度上，冬季大陆比海洋冷，夏季大陆比海洋热。
同一纬度的陆地与海洋，热的地方等温线向高纬凸出，冷的地方等温线向低纬凸出，即“热高冷低〞。
〔4〕7月份，世界值热的地方是北纬20-30大陆上的沙漠地区，撒哈拉沙漠是全球炎热中心，1月份，西伯利亚是全球的寒冷中心，世界极端最低气温出现在南极洲大陆上。
二、等温差线1、气温的日变化(1)气温的日变化一天中气温随时间的连续变化，称气温的日变化。
在一天中空气温度有一个最高值和一个最低值，两者之差为气温日较差。
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第四节大气温度随时间的变化地表从太阳辐射得到大量热量，同时又以长波辐射、显热和潜热的形式将部分热量传输给大气，从而失去热量。
从长时间平均看，热量得失总和应该平衡，因此地面的平均温度维持不变。
但在某一段时间内，可能得多于失，地面有热量累积而升温，从而导致支出增加，趋于新的平衡。
反之，当失多于得时，地面将伴随着降温过程。
由于在这种热量收支平衡过程中，太阳辐射处于主导地位，因此随着日夜、冬夏的交替，地面的温度也会相应地出现日变化和年变化，且变化的幅度与纬度、天气及地表性质等影响热量平衡的控制因子有关。
此外地面温度的变化也会通过非绝热因子传递给大气，大气温度也会相应出现变化。
一、气温的周期性变化（一）气温的日变化近地层气温日变化的特征是：1、在一日内有一个最高值，一般出现在午后14时左右，一个最低值，一般出现在日出前后。
2、变化原因：一天中正午太阳高度角最大，太阳辐射最强，但最高气温却出现在午后两点钟左右。
（为什么？）这是因为大气的热量主要来源于地面。
地面一方面吸收太阳的短波辐射而得热，一方面又向大气输送热量而失热。
若净得热量，则温度升高。
若净失热量，则温度降低。
这就是说地温的高低并不直接决定于地面当时吸收太阳辐射的多少，而决定于地面储存热量的多少。
从图2•30中看出，早晨日出以后随着太阳辐射的增强，地面净得热量，温度升高。
此时地面放出的热量随着温度升高而增强，大气吸收了地面放出的热量，气温也跟着上升。
到了正午太阳辐射达到最强。
正午以后，地面太阳辐射强度虽然开始减弱，但得到的热量比失去的热量还是多些，地面储存的热量仍在增加，所以地温继续升高，长波辐射继续加强，气温也随着不断升高。
到午后一定时间，地面得到的热量因太阳辐射的进一步减弱而少于失去的热量，这时地温开始下降。
地温的最高值就出现在地面热量由储存转为损失，地温由上升转为下降的时刻。
这个时刻通常在午后13时左右。
由于地面的热量传递给空气需要一定的时间，所以最高气温出现在午后14时左右。
随后气温便逐渐下降，一直下降到清晨日出之前地面储存的热量减至最少为止。
所以最低气温出现在清晨日出前后，而不是在半夜。
3、影响因子①纬度：低纬正午太阳高度角最大，高纬正午太阳高度角最小；所以低纬气温日较差最大，中纬次之，高纬最小。
据统计热带地区的平均日较差约为12℃，温带约为8—9℃，极圈内为3—4℃。
②季节：在一年中，夏季太阳高度最大，冬季最小所以夏季日较差最大冬季最小，这一变化在中纬地区最明显。
但最大值并不出现在夏至日。
这是因为气温日较差不仅与白天的最高温度值有关，还取决于夜间的最低温度值。
夏至日，中午太阳高度角虽最高，但夜间持续时间短，地表面来不及剧烈降温而冷却，最低温度不够低。
所以，中纬度地区日较差最大值出现在初夏，最小值出现在冬季。
③地形：凹下的地形（盆地和谷地），在白天空气与地面的接触面比平地大，因而空气增温强烈，再加上地形闭塞，通风不良，热量不易扩散，所以白天凹地比平地气温高；夜间冷空气在凹地内堆积，气温低。
因此，凹地气温日较差最大，平地要小。
在春秋两季凹地很容易受霜冻的危害（俗语：霜打洼地）由于坡度及空气很少流动之故，白天增热与夜间冷却都较大，日较差大。
而小山峰等凸出地形区，地表面对气温影响不大，日较差小。
④下垫面的性质：海洋上日较差小于大陆。
⑤天气情况：有云层存在，则白天地面得到的太阳辐射少，最高气温比晴天低。
而在夜间，云层覆盖又不易使地面热量散失，最低气温反而比晴天高。
所以阴天的气温日较差比晴天小（图2·31）。
由此可见，在任何地点，每一天的气温日变化，既有一定的规律性，又不是前一天气温日变化的简单重复，而是要考虑上述诸因素的综合影响。
气温日变化的极值出现时间随离地面的高度增大而后延，振幅随离地高度的增大而减小。
冬季约在0.5km高度处日振动已不明显，但夏季日振动可扩展到1.5km到2km高度处。
（二）气温的年变化1、气温年较差气温的年变化和日变化类似，如地球上绝大部分地区，在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。
一年中月平均气温的最高值和最低值之差，称为气温年较差。
由于地面储存热量的原因，使气温最高和最低值出现的时间，不是在太阳辐射最强和最弱的一天（北半球夏至和冬至），也不是在太阳辐射最强和最弱一天所在的月份（北半球6月和12月），而是比这一时段要落后1—2个月。
大体而论，海洋上落后较多，陆地上落后较少。
沿海落后较多，内陆落后较少。
2、就北半球来说，中、高纬度内陆的气温以7月为最高，1月为最低。
海洋上的气温以8月为最高，2月为最低。
3、气温年较差的影响因素①纬度随纬度变化的情况是：低纬最小，高纬最大。
即高纬地区气温年较差大于低纬地区。
同一纬度，海上气温年较差小，陆上的年较差大。
同一纬度的海陆相比，大陆区域冬夏两季热量收支的差值比海洋大，所以陆上气温年较差比海洋大得多。
在一般情况下，温带海洋上年较差为11℃，大陆上年较差可达到20—60℃。
②海陆沿海地区气温年较差小于内陆地区；干燥地区大于湿润地区。
③地形地势盆地的年较差要大于山地的气温年较差。
④植被植被多的气温年较差小于植被少的气温年较差。
4、根据温度年较差的大小及最高、最低值出现的时间，可将气温的年变化按纬度分为四种类型。
1.赤道型它的特征是一年中有两个最高值，分别出现在春分和秋分以后，因赤道地区春秋分时中午太阳位于天顶。
两个最低值出现在冬至与夏至以后，此时中午太阳高度角是一年中的最小值。
这里的年较差很小，在海洋上只有1℃左右，大陆上也只有5—10℃左右。
这是因为该地区一年内太阳辐射能的收入量变化很小之故。
2.热带型其特征是一年中有一个最高（在夏至以后）和一个最低（在冬至以后），年较差不大（但大于赤道型），海洋上一般为5℃，在陆地上约为20℃左右。
3.温带型一年中也有一个最高值，出现在夏至后的7月。
一个最低值出现在冬至以后的1月。
其年较差较大，并且随纬度的增加而增大。
海洋上年较差为10—15℃，内陆一般达40—50℃，最大可达60℃。
另外，海洋上极值出现的时间比大陆延后，最高值出现在8月，最低值出现在2月。
4.极地型一年中也是一次最高值和一次最低值，冬季长而冷，夏季短而暖，年较差很大是其特征。
这里特别要指出的是，随着纬度的增高，气温日较差减小而年较差却增大。
这主要是由于高纬度地区，太阳辐射强度的日变化比低纬度地区小，即纬度高的地区，在一天内太阳高度角的变化比纬度低的地区小，而太阳辐射的年变化在高纬地区比低纬地区大的缘故。
二、气温的非周期性变化气温变化除了由于太阳辐射的变化而引起的周期性变化外，还有因大气的运动而引起的非周期性变化。
（例如：P52划线部分）实际气温的变化，就是这两个方面共同作用的结果。
如果前者的作用大，则气温显出周期性变化；相反，就显出非周期性变化。
不过，从总的趋势和大多数情况来看，气温日变化和年变化的周期性还是主要的。
第五节大气温度的空间分布上一节我们讲了气温随时间的变化，这一节我们讲一下大气温度的空间分布。
大气温度在水平方向上和垂直方向上的分布都是不均匀的。
比如冬季我国东北地区已是白雪茫茫冰封大地，而海南则仍是郁郁葱葱，百花争艳，同一时刻两地气温可相差几十度。
再如珠峰，山下是茂密的森林，山中部是绿油油的草原。
山上常年积雪。
山上、山下景色截然不同，足见气温的垂直变化（泰山）。
一、气温的水平分布1、等温线：地面上气温相等的各地点的连线。
在等温线图上，等温线的不同排列，反映出不同的气温分布特点。
那么怎么在等温线图上读出对我们有用的信息呢，下面我们将介绍关于等温线图的判读是有关知识。
①温度数值温度数值可以帮助我们知道某一地区的温度是多少，以及相同温度的地区。
②等温线的疏密等温线稀疏，表示各地气温相差不大；等温线密集，说明各地气温悬殊。
③弯曲程度如果等温线平直，表示影响气温分布的因素较少。
等温线的弯曲，表示影响气温分布的因素较多。
④走向如果等温线向高纬度凸出，说明该地区的温度比纬度地区高；等温线向低纬度凸出，说明该地区的温度较同纬度的温度低。
⑤其他的影响因素如果等温线与纬线平行，说明温度随纬度而不同，即以纬度为主要影响因素；与海岸线平行，表明气温的分布受海洋影响较显著；如果与山脉走向或者高原盆地边缘平行的话，说明气温分布受地形影响显著。
⑥等温线呈封闭的曲线，线内温度高的话我们可以判断为盆地；线内温度低的话是山地。
2、影响气温分布的因素①纬度纬度越高，气温越低。
等温线与纬线平行，从赤道向两极，其值逐渐减小；②海陆分布地球表面最大差异为海陆分布。
由于海陆热力差异同一纬度上海陆气温分布是不同的。
冬季海洋相对于同纬度大陆是热源；夏季则正相反。
③海拔高度它的影响表现为在同一地区，高度不同气温明显不同。
不过，实际在绘制等温线图时，常把温度值订正到同一高度即海平面上，以便消除高度的因素，从而把纬度、海陆及其它因素更明显地表现出来。
3、世界气温分布的规律知道了等温线图如何判读，那么我们来看一下一月份和7月份的全球海平面的等温线图。
我们用1月份代表北半球的冬季和南半球的夏季，7月份代表北半球的夏季和南半球的冬季。
对冬季和夏季地球表面平均温度分布的特征，可作以下分析：①在全球平均气温分布图上，明显的看出，等温线基本上与纬线平行，赤道地区气温高，向两极地区逐渐降低。
这是一个基本特征。
②冬季等温线比夏季密集；③由于海陆分布的影响，冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地，夏季相反；④最高温度带不在赤道上，而是在北半球近赤道的低纬度地区；⑤南半球无论冬夏最低气温都出现在南极。
二、对流层中气温的垂直分布（一）、对流层气温垂直分布情况1、在对流层中气温随高度变化的总的特点是气温随高度而降低。
平均气温直减率为0.65℃/100m。
这是因为对流层空气的增温主要依靠吸收地面的长波辐射，因此离地面愈近获得地面长波辐射的热能就多，气温就愈高。
离地面愈远，气温愈低。
其次，愈近地面空气密度大，水汽和固体杂质愈多，因而吸收地面辐射的效能愈大，气温愈高；愈向上空气密度愈小，能够吸收地面辐射的物质越少，因此气温就越低。
2、对流层的底部受地面影响最大，中上层受影响较小。
对流层的上层平均为0.65-0.75℃/100m，在中层气温直减率平均为0.5-0.6℃/100m,下层的气温直减率平均为0.3-0.4℃/100m。
（二）逆温1、定义对流层局部出现气温随高度增加降低很慢甚至增加的情况，即某一高度气温高于正常值，称为逆温。
2、影响逆温现象形成的原因有辐射冷却、空气平流、下沉增温及近地面空气的湍流混合等。
一般逆温层上热下冷，阻碍空气的垂直运动，不利于烟尘、污染物、水汽凝结物的扩散，有利于雾的形成并使能见度变差，加剧大气污染的严重程度。
3、类型①辐射逆温：由于地面强烈的辐射冷却而形成的逆温，称辐射逆温。