第五节 大气温度的空间分布
大气温度的空间分布
高度
14
16
18
气温 20
湍流逆温
定义
由于空气的湍流混合而形成的逆温。
形成过程
高度
B （γ<γd）
E D
（湍流减弱层）
逆温层
湍流混合层
温度
12 13 A14
C 15
AB: 气层原来的气温分布 CD: 湍流混合后的气温分布
DE: 逆温层的气温分布
第五节 大气温度的空间分布
一、气温的水平分布 二、气温的垂直分布
一、气温的水平分布
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。
融雪
冰雪面
地形逆温 在山区夜间，由于山上冷空气沿斜坡向下移动到低洼
地区并聚积于底部，使原来在洼地底部的较暖空气被迫 抬升形成的逆温，称为地形逆温。
冷空气 暖空气
暖空气 冷空气
逆温的实际应用 农业上常利用逆温层防寒避冻；工业上避开逆温
出现的时间来排放污染物质。
气温的水平分布
第五节大气温度 的空间分布
高度
14 逆温层
12°
10 12 14 16 18 20 温度
平流逆温 定义 暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生 接触冷却，愈近地表面的空气降温愈多，而上层空 气受冷地面的影响小，降温较少，于是产生了逆温 现象，这种逆温称为平流逆温。
暖空气
暖空气
日变化 夜间加强，白天减弱。
冷的下垫面
下沉逆温
大气温度的时间变化和空间分布
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辐射日总量 (J/m2·d)
地面太阳辐射日总量的时空分布
(设透明系数a=0.7，用数值积分法计算) 设透明系数a=0.7，用数值积分法计算)
纬度 0 10 20 30 40 50 60
18
70 90 80
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冬至
春分
夏至
秋分
冬至
•
年较差的影响因素： 年较差的影响因素： 1、纬度： 这是对气温年较差影响最大的 因素。一般来说，气温年较差随纬度的升 高而增大。 原因：太阳辐射的年变化幅度随纬度的 增高而增大。因为一年中昼夜长短的变化 幅度随纬度增大。 2、海陆分布 3、海拔 4、气候干 湿 5、雨季
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绝对不稳定 干中性 湿不稳
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不稳定能量
• 不稳定能量就是气层中可使单位质量空气 块离开初始位置后作加速运动的能量。 • 气层能提供给气块的不稳定能可分为下述 三种情况：
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大气稳定度对大气污染的影响
• 大气稳定度对烟流扩散有很大的影响，不同稳定度导致从烟囱 排出的烟羽形状不同。下面是与稳定度有关的五种典型烟流：
F2006-9-30 = 0 → a = 0 ，中性状态。 1 −G
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7
∴ 判断大气是否稳定：
> 对于未饱和空气、干空气，可利用 γ − γ d = 0 来判断； < > 而对饱和空气而言，用 γ − γ m = 0 来判别， <
一般实验时用此法，但不实用，实际应用中常用另一种方法。 ②用位温梯度判别
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经过湍流混合后的气温分布 该温度分布逐渐接近于干绝热直 减率，空气升到混合层上部时， 它的温度比周围的空气温度低。 混合的结果，使上层空气降温。
二、对流层中气温的垂直分布
（3）平流逆温： 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，愈近地表面的空气降温愈多，而上层空气受冷地表面 的影响小，降温较少，于是产生逆温现象。这种因空气的平 流而产生的逆温，称平流逆温。 条件：暖空气与冷地面的温差要大。 但是平流逆温的形成仍和湍流及辐射作用分不开。因为 既是平流，就具有一定风速，这就产生了空气的湍流，较强 的湍流作用常使平流逆温的近地面部分遭到破坏，使逆温层 不能与地面相联，而且湍流的垂直混合作用使逆温层底部气 温降得更低，逆温也愈加明显。另外，夜间地面辐射冷却作 用，可使平流逆温加强，而白天地面辐射增温作用，则使平 流逆温减弱，从而使平流逆温的强度具有日变化。
二、对流层中气温的垂直分布
平流具有一定 风速，会产生空气 湍流，常使平流逆 温的近地面部分遭 到破坏，使逆温层 不能与地面相联。 湍流的垂直混 合作用使逆温层底 部气温降得更低， 逆温也愈加明显。
二、对流层中气温的垂直分布
（4）下沉逆温： 由于下沉运动压缩增温而导致的 如果气层下沉过程是 绝热的，而且气层内各部 分空气的相对位置不发生 改变。 这样空气层顶部下沉 的距离要比底部下沉的距 离大，其顶部空气的绝热 增温要比底部多 。
§2.5 大气温度的空间分布
一、气温的水平分布 二、对流层中气温的垂直分布
一、气温的水平分布
气温的分布通常用等温线图表示。所谓等温线就是地面 上气温相等的各地点的连线。等温线的不同排列，反映出不 同的气温分布特点。如等温线稀疏，则表示各地气温相差不 大。等温线密集，表示各地气温悬殊。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。等温线沿东西向平行排列，表示温度随纬度而 不同，即以纬度为主要因素。等温线与海岸平行，表示气温 因距海远近而不同，即以距海远近为主要因素等等。 影响气温分布的主要因素有三，即纬度、海陆和高度。 但是，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。 在一年内的不同季节，气温分布是不同的。通常以1 月 代表北半球的冬季和南半球的夏季，7 月代表北半球的夏季 和南半球的冬季。
第五节 大气温度的空间分布
第五节大气温度的空间分布一、气温的水平分布1、等温线2、影响气温分布的主要因素：（1）纬度因素（2）海陆因素（3）高度因素3、气温的水平分布特征（1）气温从赤道地区向两极地区逐渐降低。
（2）冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上凸向极地，而夏季相反。
（3）最高温度带不位于赤道上，冬季在5°～10°N，夏季在20°N左右。
（4）南半球最低气温出现在南极；北半球夏季最低温出现在北极附近，冬季最冷地区出现在西伯利亚东部和格陵兰地区。
二、对流层中气温的垂直分布1、总的情况是气温随高度而降低。
原因：（1）——————（2）——————2、整个对流层的气温直减率平均为0.65℃/100m。
3、对流层的中层和上层的气温直减率的变化较小。
（原因：——4、对流层下层气温直减率的变化较大。
（原因：—————————5、在一定条件下，对流层中也会出现逆温现象（指气温随高度增高而升高的现象）。
6、逆温的形成条件：（1）地面辐射冷却（2）空气平流冷却（3）空气下沉增温（4）空气湍流混合7、逆温对天气的影响：阻碍空气垂直运动的发展，使大量烟、尘、水汽凝结物聚集在其下面，使能见度变坏。
三、各种逆温的形成过程（一）、辐射逆温1、概念：指地面强烈辐射冷却而形成的逆温。
2、辐射逆温的形成过程：在晴朗的夜间，地面辐射冷却，近地层下部降温快于上部，形成逆温。
随后逆温向上扩展，在黎明时最强，日出后自下而上消失。
（二）、湍流逆温：低层空气的湍流混合而形成的逆温。
（三）、平流逆温1、概念：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，离地表面近的空气降温幅度大于上层空气而形成的逆温。
2、平流逆温的形成受到湍流和地面辐射作用的影响。
（1）湍流使平流逆温层不能与地面相连，且增强了平流逆温。
（2）地面辐射使平流逆温昼强夜弱。
（四）下沉逆温1、概念：由于整层空气下沉而形成的逆温，称为下沉逆温。
2、下沉逆温多出现在高气压区，范围广，厚度大。
《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
大气温度垂直分布规律及原因
大气温度垂直分布规律及原因各层得特点及原因:大气温度随高度变化曲线:逆温现象：对流层由于热量主要直接来自地面辐射,所以海拔越高，气温越低。
一般情况下,海拔每上升1000米，气温下降6°Ｃ。
有时候出现下列情况：①海拔上升,气温升高;②海拔上升1００0米,气温下降幅度小于6°C。
这就就就是逆温现象。
逆温现象往往出现在近地面气温较低得时候，如冬季得早晨。
逆温现象使空气对流运动减弱,大气中得污染物不易扩散,大气环境较差。
对流层中温度得垂直分布：在对流层中,总得情况就就是气温随高度而降低,这首先就就是因为对流层空气得增温主要依靠吸收地面得长波辐射，因此离地面愈近获得地面长波辐射得热能愈多,气温乃愈高。
离地面愈远,气温愈低。
其次,愈近地面空气密度愈大,水汽与固体杂质愈多,因而吸收地面辐射得效能愈大,气温愈高。
愈向上空气密度愈小,能够吸收地面辐射得物质——水汽、微尘愈少,因此气温乃愈低。
整个对流层得气温直减率平均为0、65℃/100m。
实际上,在对流层内各高度得气温垂直变化就就是因时因地而不同得。
对流层得中层与上层受地表得影响较小，气温直减率得变化比下层小得多。
在中层气温直减率平均为0、5—0、6℃／１0０m,上层平均为0、65—0、75℃／１0０ｍ。
对流层下层（由地面至2ｋｍ）得气温直减率平均为0、３—0、4℃／100m。
但由于气层受地面增热与冷却得影响很大,气温直减率随地面性质、季节、昼夜与天气条件得变化亦很大。
例如,夏季白昼,在大陆上,当晴空无云时,地面剧烈地增热，底层(自地面至300—500ｍ高度)气温直减率可大于干绝热率(可达1、2—1、5℃/1０0m)。
但在一定条件下,对流层中也会出现气温随高度增高而升高得逆温现象。
造成逆温得条件就就是，地面辐射冷却、空气平流冷却、空气下沉增温、空气湍流混合等。
但无论那种条件造成得逆温,都对天气有一定得影响。
例如,它可以阻碍空气垂直运动得发展,使大量烟、尘、水汽凝结物聚集在其下面,使能见度变坏等等。
大气的气温水平分布规律
大气的气温水平分布规律等温线：指同一水平面上气温相同各点的连接。
任意一条等温线上的各点温度都相等。
等温线图：表示同一时间等温线水平分布状况的地图。
从图4-5、4-6 世界平均气温分布图，可以看出全球气温水平分布具有以下特点：①等温线分布的总趋势大致与纬圈平行，北半球1月等温线比7 月等温线密集，表明冬季南北温差大，夏季南北温差小。
南半球季节与北半球相反。
②冬季北半球等温线在大陆凸向赤道，在海洋凸向极地，反映同一纬度上陆地冷于海洋，夏季时则相反；南半球洋多陆少，等温线较平直；③高温带（冬、夏月平均温均＞24℃）不是出现在赤道，冬季在 5 °—10 °N，夏季在20 °N左右，该带称为热赤道。
④洋流的影响大，中纬度西岸气温比同纬度的东岸高。
冬季太平洋和大西洋北部等温线急剧向北凸出，反映黑潮暖流、阿留申暖流、墨西哥湾暖流的强大增温作用；夏季北半球等温线沿非洲和北美西岸向南凸出，反映了加那利寒流和加利福尼亚寒流的影响。
⑤南半球冬夏最低气温都出现在南极，北半球则夏季在极地、冬季在高纬大陆东部、西伯利亚和格陵兰。
最高气温北半球夏季出现在低纬大陆内部热带沙漠地区。
大气气温的垂直水平分布规律在垂直方向上，气温总的情况是气温随高度的增加而降低。
对流层大气距离地面愈高，所吸收的长波辐射能便愈少。
因此，在对流层范围内，气温随海拔升高而降低；气温随高度变化的情况，用单位高度(通常取100米)气温变化值来表示，即℃/100米，称为气温垂直递减率，简称气温直减率。
从整个对流层平均状况来看，海拔升高100米，气温降低0.6℃。
在一定条件下，还可能呈现逆温现象，指对流层内发生温度随高度增加而上升的局部反常现象。
出现逆温的气层称为逆温层，它的状态稳定，会阻止下层空气的垂直对流运动，因此又叫阻挡层。
产生逆温的原因主要有：（1）辐射：经常发生在晴朗无云的夜间，由于地面有效辐射很强，近地面层气温迅速下降，而高处气层降温较少，从而形成自地面开始的逆温层。
地理高考知识点气温的空间分布
地理高考知识点-气温的空间分布地理网小编为大家整理了，以下就是全文阅读，欢迎大家跟小编一起学习。
气温的空间分布：(1)气温的垂直分布：对流层气温随高度的增加而递减(2)气温的水平分布：①纬度分布：气温都从低纬向两极递减：在南北半球上，无论7月或1月，这是一般规律，∵低纬地区获得太阳辐射能量多，气温就高;高纬地区获得太阳辐射能量少，气温就低。
我国热量最丰富的地区：海南岛②海陆分布：夏季陆地﹥海洋，冬季海洋﹥陆地;南半球的等温线比北半球平直：说明：南半球同纬度地区气温变化不大。
∵南半球海洋比北半球广阔得多。
③气温高的地方，等温线向高纬凸出，反之，气温低的地方，等温线向低纬凸出。
北半球同一纬度上，一月等温线向南(低纬)凸出，海洋上则向北(高纬)凸出。
(7月份正好相反)。
∵在同一纬度上，冬季大陆气温比海洋低，夏季大陆气温比海洋高。
【记法】：一陆南凸;高高低低。
④7月世界最热在北纬20°-30°的沙漠地区。
1月北半球最冷在西伯利亚。
世界最低温在南极洲大陆上。
气温年较差：(1)影响因素：海陆热力性质;地表植被水分状况;云雨多少。
(2)变化规律：内陆﹥沿海，大陆性气候﹥海洋性气候，裸地﹥草地﹥林地﹥湖泊，晴天﹥阴天。
(3)气温年较差低纬小，高纬大(∵低纬正午太阳高度、昼夜长短的变化幅度小;高纬相反)(4)注意：影响气温分布的因素：①纬度(纬度低气温高，纬度高气温低);②地形、地势(海拔每升高1000米，气温降低6℃。
);③下垫面性质(海陆位置、植被状况);④天气状况(白天晴天比阴雨天气温高，多云的夜晚比晴朗的夜晚气温高)。
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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。
大气温度随时间的变化
一、气温的周期变化
近地层气温日变化的特
征：
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。 一天中气温的最高值与 最低值之差，称为气温日较 差，其大小反映气温日变化 的程度。
一、气温的周期变化
原因（1）： 日出后，地面储存热量增多，地温升高，大气吸收地面 放出的长波辐射迅速增多，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， 地温也开始下降，地面辐射减弱，因此气温也开始下降，直 到次日日出前，地面存储的热量达到一天中的最小值时，气 温也就降到一天中的最低值。
太阳辐射 地面和大气的辐射 大气的增温和冷却
大气温度随时间的变化
大气温度的空间分布
§2.4 大气温度随时间的变化
一、气温的周期变化 二、气温的非周期变化
一、气温的周期变化
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。 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。
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。
大气温度垂直分布图
一般是向上递减的，在对流层顶处（约位于 10km）温度最低;从对流层项至 50km的平流层附近，温度随高度一般是
不变或递增的，从平流层顶向上到 80km附近的中间层，
温度分布特点与对流层相似；再向上温度一般由递增转
为等温，温度随着太阳活动情况而变化，故称此大气层
为热成层。
中纬度典型条件下的大气温度垂直分布廓线，
如图所示。
温度的垂直分布也是随时间、地点而变化的，
利用不同的温度垂直分布特点，可以判别大气的层结稳定度。
顶处（约位于 10km）温度最低;附近，温度随高度一般是
上到 80km附近的中间层，
再向上温度一般由递增转
况而变化，故称此大气层
的大气温度垂直分布廓线，
是随时间、地点而变化的，
判别大气的层结稳定度。
气温空间分布规律及影响因素 -回复
气温空间分布规律及影响因素-回复气温是指空气中分子的运动状态，是大气环境中最重要的要素之一。
气温空间分布规律及其影响因素是气象学研究的重要内容之一，对于人类社会生产、生活和资源利用具有重要意义。
本文将一步一步回答关于气温空间分布规律及影响因素的问题。
第一部分：气温空间分布规律1. 介绍气温空间分布的基本特点：气温的空间分布呈现出明显的区域差异性。
不同地区的气温存在明显差异，有的地方气温高，有的地方气温低。
同时，随着季节的变化，气温在不同地区也会有相应的变化。
2. 说明气温空间分布的主要模式：气温空间分布的主要模式有纬向分布、经向分布和海陆分布等。
纬向分布是指气温随着纬度的变化而变化，通常随着纬度增加，气温呈现出先升高后下降的趋势。
经向分布是指气温随着经度的变化而变化，通常随着经度的增加，气温呈现出周期性变化。
海陆分布是指气温在海洋和陆地上的分布差异，一般来说，海洋的气温变化较为缓慢，而陆地的气温变化较为剧烈。
3. 解释影响气温空间分布的主要因素：a. 太阳辐射：太阳辐射是地球气温形成的主要能量来源。
不同地区由于所接受的太阳辐射量不同，因此导致了气温的差异。
b. 大气环流：大气环流是指地球表面的风系统。
不同地区的大气环流系统不同，会导致气温的差异。
例如，赤道地区受到热带气旋的影响，气温较高，而极地地区则受到极地气旋的影响，气温较低。
c. 地形和海洋影响：地形和海洋对气温分布具有重要影响。
高海拔地区的气温较低，因为山脉阻挡了暖湿空气的流动。
而海洋的调节作用使得沿海地区的气温较为稳定。
d. 水汽含量：水汽含量是影响气温分布的重要因素之一。
水汽对太阳辐射的吸收和放射都会影响气温的变化。
第二部分：气温空间分布的影响因素1. 解释气候带的影响：气候带是指根据气候类型和气候特征划分的地区。
不同的气候带受到的太阳辐射和大气环流系统的影响不同，因此气温分布也不同。
例如，热带地区气温较高，而寒带地区气温较低。
2. 影响气温的地形和海洋：地形和海洋对气温具有重要影响。
大气层温湿度分布特征分析
大气层温湿度分布特征分析气候变化是当今世界面临的重要议题之一，了解大气层的温湿度分布特征对于我们准确预测天气、保障农作物生长以及人类居住环境的改善至关重要。
本文将分析大气层温湿度分布的特征，从宏观和微观的角度探讨这一现象，为深入了解气候变化提供参考。
大气层温度分布特征大气层的温度分布特征是多样而复杂的，在不同的地理位置和时间尺度上呈现出不同的变化规律。
首先，从地球表面到大气顶端的对流层中，温度随着高度的增加逐渐降低。
这是因为地球表面吸收太阳辐射热量后，再通过对流和辐射的方式向大气层中释放，导致高层大气的温度下降。
其次，在时空变化上，温度分布呈现出不同的季节性和纬度性变化。
在赤道地区，由于太阳直射，温度较高且变化较小；而在极地地区，由于太阳光线倾斜，温度较低且变化幅度大。
此外，根据维护定律，温度随纬度的变化呈现出规律性，即纬度越高，温度越低。
另外，大气层温度分布还受到地表特征和地理位置的影响。
山脉、海洋等地貌要素会造成地理位置的温度差异，而气温也会随着地貌的变化而改变。
例如，海洋遇热难于升温，导致沿海地区温度较为稳定，而内陆地区由于大气层扩散条件较差，容易出现温度剧烈波动的现象。
大气层湿度分布特征大气层的湿度分布特征同样与地表特征和地理位置密切相关。
首先，湿度的变化受到降水量和蒸发量的影响。
降水量大的地区，湿度往往较高，尤其是热带雨林等地区；而干旱地区由于蒸发量大于降水量，湿度较低。
其次，地表形态和气候系统的相互作用也会影响湿度的分布。
对流层中温暖的空气上升形成云层，云层中的水汽凝结为水滴或冰晶，最终形成降水。
山脉、海洋等地貌特征会改变空气流动路径，影响到降雨分布和湿度水平。
此外，大尺度的天气系统如气旋和锋区也会对湿度的分布产生重要影响。
需要注意的是，湿度的分布不仅仅受到地表特征和地理位置的影响，还与大气环流相互作用密切相关。
例如，赤道气流和盛行风等气流系统的形成和变化，会导致湿度分布的动态变化。
大气温度的时间变化和空间分布28页PPT
46、法律有权打破平静。——马·格林 47、在一千磅法律里，没有一盎司仁 爱。— —英国
48、法律一多，公正就少。——托·富 勒 49、犯罪总是以惩罚相补偿；只有处 罚才能 使犯罪 得到偿 还。— —达雷 尔
50、弱者比强者更能得到法律的保护 。—— 威·厄尔
▪
谢谢！
28
26、要使整个人生都过得舒适、愉快，这是不可能的，因为人类必须具备一心情，化为上进的力量，才是成功的保证。——罗曼·罗兰
▪
28、知之者不如好之者，好之者不如乐之者。——孔子
▪
29、勇猛、大胆和坚定的决心能够抵得上武器的精良。——达·芬奇
▪
30、意志是一个强壮的盲人，倚靠在明眼的跛子肩上。——叔本华
气温的分布规律
二、水平分布规律
气温从赤道往两极是越来越 低。这是由于地球是一个球体， 在地球上不同地区获得的太阳热 量是不同的；在赤道地区获得的 多，而两极地区获得的少 。
世界年平均气温分布图
中国7月平均气温
气温分布规律
复习
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
大气对地面保温作用的应用
1. 解释温室气体排放对全球气候变暖的影响
2、利用温室大棚生产反季节蔬菜，烟雾防冻 3、果园中铺沙或鹅卵石防止水分蒸发的同时 增加昼夜温差，利于糖分积累。
一、垂直分布规律 1、大气的垂直分层
2、逆温现象及其危害
一般情况下，对流层温度上冷下热。但在一定条件
下，对流层的某一个高度范围内会出现气温随高度
增加而上升的现象(即下冷上热现象)，这种气温逆
转的现象我们称之为“逆温”。
危害：由于逆温层的存在，造 成对流层大气局部上热下冷，大气 层结稳定，阻碍了空气垂直运动的 发展，使大量烟尘、水汽凝结物等 聚集在它的下面，易产生大雾天气 ，使能见度变坏，尤其是城市及工 业区上空，由于凝结核多，易产生 浓雾天气，有的甚至造成严重大气 污染事件，如光化学烟雾等。
气温空间分布
h
25
• 二、积温： • 是指在某一时期内，某一界限温度以上的
温度总和，也称活动积温。一般是把日平 均气温≥10℃期间的逐日温度累加起来。
• 有效积温：是指作物高于其生长的生物学 最低温度的温度总和。
h
26
第二章小结
• 太阳不停地给地球输送巨大的能量。大气中一切现 象的发生、发展都和太阳辐射有关，因为大气中所 发生的各种物理过程，主要是依靠所获得的太阳辐 射来进行的。
• 水的相变，从分子运动论的观点看，是各相 之间分子交换的结果。
• 如：在水和水汽两相共存的系统中，水分子 在不停地运动着。
• 在水的表层中运动较快的分子，就有可能克 服周围水分子对它的吸引力和束缚作用，跑 出水面，变成水汽分子。
• 同时，接近水面的一部分水汽分子，又可能 受水面水分子的吸引或相互碰撞，运动方向 不断改变，其中有些向水面飞去而重新落回 水中。
• 该层冷而重的空气在下，暖而轻的空气在上， 很难使大气发生上下扰动，大气处于稳定状态。
• 逆温层可以阻碍空气垂直运动的发展，使大量 烟、尘、水汽凝结物聚集在其下面，使能见度 变坏，造成严重的空气污染等。
h
14
（一）辐射逆温
Z
Z
Z
Z
Z
T
形成前
T
T
T
入夜开始发生 黎明达最强 日出后减弱
T
消失
由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温。
h
16
• 人们往往认为早晨的空气最新鲜，这其实是误 解。
• 在一天中，上午10点左右和下午3-4点空气最 为新鲜；
• 早晨、傍晚和晚上空气污染较严重，因为，在 夜间、早晨和傍晚易出现逆温层。
• 白天，当太阳出来后，地面温度迅速上升，逆 温层就会逐渐消散。于是污染物也就很快扩散 了。一般到上午10点以后，地面空气就很新 鲜了。
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。
气温空间分布规律
气温空间分布规律
气温空间分布规律是指气温在空间上的分布规律，它是气候变化的重要特征。
气温空间分布规律受到多种因素的影响，如地形、地貌、海洋、大气环流等。
首先，地形和地貌是影响气温空间分布规律的重要因素。
地形和地貌的不同会导致气温的不同，如山脉和丘陵会影响气温的分布，使气温变化更加明显。
其次，海洋也是影响气温空间分布规律的重要因素。
海洋的温度比陆地要低，因此，海洋附近的气温会比其他地方低。
最后，大气环流也是影响气温空间分布规律的重要因素。
大气环流的不同会导致气温的不同，如热带气流会使气温变高，而极地气流会使气温变低。
总之，气温空间分布规律受到多种因素的影响，如地形、地貌、海洋、大气环流等。
这些因素的变化会导致气温的变化，从而影响气温空间分布规律。
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出现时间
大陆上常年都可出现，以冬季最强，夏季最弱。
高度
14
16
18
20
气温
湍流逆温 定义
由于空气的湍流混合而形成的逆温。 形成过程
高度 B
（γ<γd）
E （湍流减弱层） 逆温层
D 湍流混合层 温度
AB: 气层原来的气温分布 CD: 湍流混合后的气温分布 DE: 逆温层的气温分布
12
13
A14
C
在冷暖空气交界面附近（即锋面附近）出现的逆温， 称为锋面逆温。
逆温层
暖空气
冷空气
融雪逆温 在积雪地区，因暖空气流经冰、雪表面产生融冰、
融雪现象，而冰雪的融化需要从近地面气层吸收大量
的热量，从而使贴近地层的气温较低，形成逆温，这 种逆温称为融雪逆温。
暖空气
融雪
吸热 冰雪面
地形逆温 在山区夜间，由于山上冷空气沿斜坡向下移动到低
撒哈拉沙漠
气温的空间变化
近地层气温的水平分布
等温线大部分（尤其是南半球）趋向于接近东西向排列， 气温从赤道向两极逐渐降低。 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，而夏季则相反。
气温年较差的影响因子 纬度：随纬度增加而增大。
距海远近：远海区＞近海区
地形及天气状况：同与 日较差 近地层气温的非周期变化
陆
海
特点
1、7月份等温线图从低纬度向 两级递减。 2、7月份等温线比较稀疏，说 明北半球的夏季南北温差小。 原因：7月份太阳直射点位于北半 球，北半球高纬度地区太阳高度角 也很大，而且白昼变长，低纬地区 太阳高度很大，因此南北温差小。
3、7月北半球等温线在大陆凸向高纬，海洋凸向 赤道 4、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。
二、对流层中气温的垂直分布 对流层中气温随高度的增加而降低， r=0.65º C/100米
逆温：气温随高度的增加而升高的现象。
辐射逆温
平流逆温
逆温 湍流逆温 下沉逆温 锋面逆温
大气中的逆温
概念 逆温 在一定条件下，气温随高度的增高而增加，气温 直减率为负值的这种现象称为逆温。 阻塞层 当发生逆温时，冷而重的空气在下，暖而轻的
二）物体对辐射的吸收、反射和透射 三）辐射差额
第一节 太阳辐射
（一）太阳辐射光谱和太阳常数 二、太阳辐射 （二）太阳辐射在大气中的衰减 （三）到达地面的太阳辐射
（四）地面对太阳辐射的反射
1、都是长波辐射 2、大气对长波辐 射的吸收 大气窗口 3、大气逆辐射 第二节 地面和大气的辐射
一、地面和大气的辐射
4、大气对地面的 保温作用
二、地面的有效辐射（二个对象） 三、地面的辐射差额（正）
大气的辐射差额（负）
地——气系统的辐射差额（零）
热量平衡
一、海陆的增温和冷却的差异
第三节、 大气的 增温和 二、空气的增温 非绝热变化： 几种基本形式
冷却
和冷却
绝热变化
干绝热变化和干绝热直减率
湿绝热变化和湿绝热直减率 气温直减率、干、湿直减率
海
0 2 4 6
8
A< B<C 1月份大陆是冷源，海洋是热源
A
B C
陆
2 4 A
海
B
A
B
2 4 6 8
T(B)-T(A)=2º C T(B)-T(A)=9-2=7º C
海陆热力差异使得同纬度本该是直线的等温线变 形为曲线，并且海陆温差越大曲线的弯曲越大。 3图中往往是寒、暖流经过的地方。
特点：
陆 海
南半球等温线较平直
洋流影响：－－暖流
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。
挪威：60°N T =-5°
挪威的冬天
吉林树挂
长白山的冬天
意大利
荷兰的冬天－－郁金香
4、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
洼地区并聚积于底部，使原来在洼地底部的较暖空气被
迫抬升形成的逆温，称为地形逆温。
冷空气
暖空气
暖空气
冷空气
逆温的实际应用 农业上常利用逆温层防寒避冻；工业上避开逆
温出现的时间来排放污染物质。
气温的水平分布 第五节大气温度 的空间分布 气温的垂直分布： 气温的垂直递减 逆温
一）什么是辐射
一、辐射的基本知识
空气在上，不易形成对流运动，使气层处于稳定状
态，阻碍了空气垂直运动向上发展，因而又称阻塞 层。
逆温的分类（按成因）
辐射逆温、湍流（即乱流）逆温、平流逆温、下沉逆 温、地形逆温、锋面逆温和融雪逆温等。 辐射逆温 定义
夜间由地面、雪面或冰面、云层顶部等辐射冷
却形成的逆温。 厚度 一般为200～300ｍ。 高纬地区冬季有时可达2,000ｍ左右。
15
高度
14 逆温层
12°
10
12
14
16
18
20 温度
平流逆温 定义 暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生 接触冷却，愈近地表面的空气降温愈多，而上层空 气受冷地面的影响小，降温较少，于是产生了逆温
现象，这种逆温称为平流逆温。
暖空气 暖空气
冷的下垫面
日变化 夜间加强，白天减弱。
下沉逆温 定义 因整层空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。 形成过程
h1
下沉 （辐 散） h1>h2
h2
天气状况
下沉逆温常与辐射逆温结合形成一个从地面开始 有数百米厚的逆温层，并出现温度升高，干燥晴朗的 好天气。
3500M -12°
3000M -10° 气块按干绝热变化
Байду номын сангаас
1700m 6 °
1500m 5 °
其他逆温 锋面逆温
冷暖空气相遇时，较轻暖空气爬到冷空气上方，
第五节 大气温度的空间分布 一、气温的水平分布 二、气温的垂直分布
一、气温的水平分布 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。
1、一月份等温线图低纬温度高， 从低纬向两级递减的大趋势。
0 2 4 6
8
2、北半球等温线较密，说明 各纬度间温差大，南半球相 反。因为
1月份太阳直射点位于南半球， 北半球高纬度地区太阳高度角很小， 而且白昼短，而低纬恰好相反，因此 南北温差大。南半球正处于夏季，等 温线也较稀疏。
3、海陆影响：热带以外的区域，北半球大陆上 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， 海洋等温线凸向极地（北半球凸向北），
3000m
3000m
0º C
订正到海平面上
8º C 10º C
相邻两条曲线之间的差值相 同，都等于2º C 。 等温线稀疏说明气温变化和缓
12º C 等温线稠密说明气温变化剧烈
北半球1月份海平面气温分布图（理想）
0
2
4 6
8
无海陆差异的等温线图
只突出的反映了太阳辐射随纬度在地球表面分布的差异
陆
的比较
大气稳定度的判断
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
气温的水平分布 第五节大气温度 的空间分布 气温的垂直分布： 气温的垂直递减 逆温