气温空间分布ppt课件

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在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度 增高而升高的逆温现象。
逆温层的气温直减率为负值，是稳定度较大的 气层。
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。
4、最低温度：
南半球：南极
北半球：
夏—极地
冬—东西伯利亚、格陵兰（-44℃、-40℃）
（Why）
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二、对流层中气温的垂直分布
一般规律：气温随高度增高而降低。
（why）
原因：1、吸收地面长波辐射 2、空气密度、水汽和固体杂质
分布：平均：0.65℃/100m（不是常数） 上层：0.65—0.75℃/100m，变化小 中层：0.5—0.6℃/100m，变化小 下层：0.3—0.4℃/100m，变化大 （地面性质、季节、昼夜、天气条件，
DE为逆温层
因湍流逆温出现在湍流混合层的顶部， 所以其离地的高度随湍流层的厚薄而定； 湍流强时，湍流层厚，它所在的高度就 高；反之，高度就低。
一般它都位于摩擦层的中上部。 其厚度不大，一般不超过几十米。
也称乱流逆温、涡动逆温。
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（三）平流逆温
暖空气平流到冷的下垫面上而形成的逆温。 与辐射作用、湍流分不开。
一是海平面等温线图，它是消除高度影响的 气温分布图。
气温的主要影响因素：纬度、海陆、高度
绘图时常把温度值订正到海平面上（将高山、 高原的气温按当地的平均气温直减率γ订正 到海平面， γ 为0.45~0.55℃/100m）， 把纬度、海陆及其它因素更明显地表现出来。 地理科学经常采用这种等温线图。
Z
夜间地面辐射冷却，使之加强； 白天辐射增温作用，使之减弱。 使之具有强度日变化。
平流，风速，湍流 使之不能与地面相联； 使之愈加明显。
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逆温层
湍流层
无暖平流时γ T
产生暖平流后γ
假想无湍流时的平流逆温
平流逆温厚度一般不大，但水平范围却很广。 热带气团向高纬度地区推进时，就可出现大范
围的平流逆温现象。一支范围很小的暖气流经 过冷地面，也可形成小区域的平流逆温。 冬半年，在中纬度沿海地区，因海陆温差显著， 当海上暖空气流到大陆时，常出现平流逆温。 当暖空气流经冰、雪面时，一般也会产生平流 逆温。如果冰、雪表面因暖空气的流过发生融 冰或融雪现象，吸收了一部分热量，使得平流 逆温得到加强，这样的逆温称为雪面逆温或冰 面逆温。
在低洼地区，由于冷空气还会沿斜坡流入低 谷和盆地，因而常使其辐射逆温加强，常持 续数天而不消失。（地形逆温）
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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。
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（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。
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一般说来，中、高纬度大陆地区产生辐射逆 温的现象最多，常年都可以出现，以冬季最 强。因为冬季夜长，逆温层较厚，消失较慢。 逆温层厚度可从数十米到数百米。
在极地，因地面非常冷，辐射逆温常可达数 千米厚。
因此有下沉逆温时，
二是实际等温线图，就是根据各地的实际气 温值绘制的等温线图。它清楚地表示出一个 地区的温度分布。在生产实际中被广泛应用。
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P54图2·33、P55图2·34
冬夏地球表面平均气温分布特征：
（赤道高，向两极逐渐降低—基本特征）
1、在北半球，1月等温线比7月密集，南北 温差大。（Why）
因为1月太阳直射点位于南半球 高纬：h低，昼较短（北极圈内有极夜） 低纬：h较高，昼较长；因而南北温差大 7月太阳直射点位于北半球 高纬：h低，昼较长（北极圈内有极昼） 低纬：h较高，昼较短.；因而南北温差较小
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（四）下沉逆温（压缩逆温）
因整层空气下沉压缩增温而形成的逆温。
3500m 3ຫໍສະໝຸດ Baidu00m
1700m 1500m
-12℃
-10℃ 下沉时，P增大， 下沉的空气层来自 气层厚度减小； 高空，水汽含量少；
干绝热下沉
下沉后温度上升，E
增18℃，为6℃ 增大，f（=e/E 100%） 显著减小，空气干燥。
增15℃，为5℃
因此，早晨锻炼身体时间应选择在日出以后， 最好选择上午10点和下午3-4点，因为，这 时的空气最新鲜。 .
（二）湍流逆温
高度
由于低层空气的湍流混合而形成的逆温。
B E D
γ＜ γd
湍 流 混 合 层
A C 气温
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湍流运动中，按γd变化
上升：使上层空气降温； 下沉：使下层空气升温。
充分混合后，气层的γ就 逐渐趋近于γd。
2、北半球：冬季等温线在大陆上凸向赤道，在海洋上凸 向极地；夏季相反。
南半球：大陆面积小，等温线平直，遇有陆地，也发 生弯曲。
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海陆分布、洋流等的影响： 1月，陆地降温快，同一纬 度上，陆地温度低于海洋：
7月，陆地升温快，同一纬 度上，陆地温度高于海洋：
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在太平洋和大西洋的北部，1月等温线急剧地向北极 凸出，还反映了暖流（黑潮、墨西哥湾暖流等）巨大 的增暖作用。
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7月等温线沿非洲和北美的西岸向南凸出，这 是受加那利寒流与加利福尼亚寒流影响的结果。
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在南半球的夏季（1月），等温线沿非洲和南美的 西岸向北弯曲，这是受本格拉寒流与秘鲁寒流影响 的结果。
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3、最高温度：
冬：5o—10oN，夏：20oN
热赤道，1月和7月均高于24℃
北半球年有效总辐射最大值在20oN左右；太阳 直射点从冬到夏北移；北半球陆地面积广大， 夏季强烈受热。
第五节 大气温度的空间 分布
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一、气温的水平分布
气温的水平分布通常用等温线图表示。 等温线：地面上气温相等地点的连线。即同
一等温线上，各处温度相等。
等温线的不同排列表示气温分布的不同特点：
稀疏—相差不大， 密集—悬殊
平直—影响因素少，弯曲—影响因素 多
东西向—纬度，.
与海岸平行—
等温线图有两种：