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
大气温度垂直分布规律及原因各层的特点及原因：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。
这就是逆温现象。
逆温现象往往出现在近地面气温较低的时候，如冬季的早晨。
逆温现象使空气对流运动减弱，大气中的污染物不易扩散，大气环境较差。
对流层中温度的垂直分布：在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这首先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——水汽、微尘愈少，因此气温乃愈低。
整个对流层的气温直减率平均为0.65℃/100m。
实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。
对流层的中层和上层受地表的影响较小，气温直减率的变化比下层小得多。
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）的气温直减率平均为0.3—0.4℃/100m。
但由于气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。
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的逆温现象。
造成逆温的条件是，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的逆温，都对天气有一定的影响。
例如，它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，使能见度变坏等等。
大气温度垂直分布规律及原因
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。
这就是逆温现象。
逆温现象往往出现在近地面气温较低的时候，如冬季的早晨。
逆温现象使空气对流运动减弱，大气中的污染物不易扩散，大气环境较差。
对流层中温度的垂直分布：在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这首先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——．水汽、微尘愈少，因此气温乃愈低。
整个对流层的气温直减率平均为℃/100m。
实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。
对流层的中层和上层受地表的影响较小，气温直减率的变化比下层小得多。
在中层气温直减率平均为—℃/100m，上层平均为—℃/100m。
对流层下层（由地面至2km）的气温直减率平均为—℃/100m。
但由于气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。
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—℃/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的逆温现象。
造成逆温的条件是，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的逆温，都对天气有一定的影响。
例如，它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，使能见度变坏等等。
下面分别讨论各种逆温的形成过程。
（一）辐射逆温由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。
大气垂直环流知识点总结
大气垂直环流知识点总结一、大气垂直环流的形成原因大气垂直环流的形成原因主要包括地球自转、地球表面不同温度和湿度条件以及太阳辐射等因素。
首先，地球自转会导致地球表面存在赤道膨胀、极地收缩的扭曲形状，从而引起大气在地球表面上存在的不均匀性；其次，地球表面的不同温度和湿度条件会导致大气层内存在的湿气上升、冷气下沉的气候现象，从而形成大气垂直循环；最后，太阳辐射会导致地球表面存在不同的热量分布，从而导致大气层内存在的不同压力和湿度条件，形成大气垂直环流的基础条件。
二、大气垂直环流的特点大气垂直环流的特点主要包括赤道上升气流、极地下沉气流、高空平流气流和低空辐散气流等。
首先，赤道地区存在大量的热空气上升，形成赤道上升气流，从而使得赤道地区气候潮湿和降水量大；其次，极地地区存在大量的冷空气下沉，形成极地下沉气流，从而使得极地地区气候干燥和降水量少；最后，高空存在平流气流，形成大范围强风，对地表气候有重要影响；低空存在辐散气流，形成大范围弱风，对地表气候也有影响。
三、大气垂直环流的影响大气垂直环流对气候、天气和自然灾害等具有重要影响。
首先，大气垂直环流对气候具有重要影响，主要表现在降水量、气温、风力和湿度等方面的变化；其次，大气垂直环流对天气具有重要影响，主要表现在气压、前冷暖空气团、气旋和锋面等方面的变化；最后，大气垂直环流还对自然灾害有重要影响，主要表现在暴雨、洪水、干旱和风暴等方面的影响。
四、大气垂直环流的应用大气垂直环流对气象科学、气候学和地球科学等领域都具有重要应用价值。
首先，在气象预测方面，深入了解大气垂直环流规律可以提高气象预测的准确性；其次，在气候变化方面，深入了解大气垂直环流规律可以为气候变化研究提供重要理论依据；最后，在地球科学研究方面，深入了解大气垂直环流规律可以为地球科学研究提供重要参考数据。
总之，了解大气垂直环流的知识是理解地球大气系统运动规律的基础，也是预测气候和天气变化的关键。
希望本文能够帮助读者更深入地了解大气垂直环流的相关知识，提高气象科学水平，为人类社会的发展和自然环境的保护做出贡献。
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、引言空气温度随高度的变化规律是大气层结构和气候研究中的重要课题。
对于气象学、空气动力学以及天气预报等领域而言，理解和掌握空气温度变化规律是至关重要的。
本文将以从简到繁的方式，由浅入深地探讨空气温度随高度变化的规律，以帮助读者全面、深刻、灵活地理解这个主题。
二、大气层结构大气层结构是指大气在垂直方向上的分布特征。
按照温度变化的规律，我们将大气层结构分为四个主要层次：对流层、平流层、跃层和臭层。
1. 对流层对流层是地球上最底层的大气层，高度约0-10千米。
在对流层中，空气的温度随着高度的增加而逐渐降低，这是由于地表吸收太阳辐射，使空气受热上升，接触到冷却的高空空气后再下沉，形成了对流循环。
2. 平流层平流层位于对流层之上，高度约10-50千米。
在平流层中，空气温度随高度的变化非常平稳，甚至有时会出现逆温层，即高空温度高于低空温度。
这是由于平流层的空气非常稳定，几乎没有垂直运动。
3. 跃层跃层位于平流层之上，高度约50-80千米。
在跃层中，空气温度再次随高度的增加而逐渐降低，但降温速率相比对流层要小得多。
跃层还存在着大气臭氧层，这是由跃层中的臭氧分子吸收紫外线而形成的。
4. 臭层臭层是大气层中最高的一层，高度约80千米以上。
在臭层中，空气温度随高度的增加而逐渐上升，这是由于臭层中的吸收高能量太阳辐射的氧气分子所致。
臭层也是地球的防护层，它能有效地阻止太阳辐射对生物和地球环境的伤害。
三、空气温度的变化规律了解大气层结构后，我们可以进一步探讨空气温度随高度的变化规律。
1. 高度对空气温度的影响根据理论推导和观测数据，我们可以总结出以下规律：- 对流层的温度递减率约为6.5℃/千米，即高度上升1千米，温度下降6.5℃。
- 平流层的温度变化很小，甚至有时会出现逆温层。
- 跃层的温度递减率约为2℃/千米，比对流层小得多。
- 臭层的温度递增率约为1℃/千米。
2. 影响空气温度的其他因素除了大气层结构，还有其他因素会对空气温度产生影响，如地理位置、季节和天气系统等。
对流层 气温随海拔的变化规律-概述说明以及解释
对流层气温随海拔的变化规律-概述说明以及解释1.引言1.1 概述概述在地球上，随着海拔的不同，气温呈现出一定的变化规律。
这种变化规律由大气层结构和地球表面特征等因素共同决定。
了解气温随海拔的变化规律对于我们深入了解大气环境、气候变化以及生态系统的运作机制具有重要意义。
随着海拔的增加，气温会发生明显的变化。
一般来说，海拔越高，气温越低。
这是因为随着海拔的上升，大气受到地球表面的加热辐射较少，温度逐渐减少。
大气层结构中的不同层次也对气温分布产生影响。
对流层是大气层结构中最低的一层，它具有最多的物质和活动，也是我们生活的层次。
因此，了解对流层气温随海拔的变化规律对于我们的生活和工作具有直接的影响。
本文将首先详细介绍气温与海拔的关系，探讨气温随海拔变化的基本规律。
然后，我们将分析影响气温变化的因素，包括太阳辐射、地表特征以及大气层结构等。
通过对这些因素的分析，我们可以更好地理解气温随海拔变化的原因和机制。
最后，本文将总结气温随海拔变化的规律，并探讨对流层气温变化所具有的意义和影响。
这将有助于我们更好地理解大气环境的变化，为气候变化预测以及生态系统的保护提供科学依据。
通过对气温随海拔变化规律的深入研究，我们可以更好地认识地球的自然环境，为人类的生活和发展提供更好的保障。
因此，本文的研究意义和实际应用价值将不可忽视。
接下来的章节中，我们将对气温与海拔的关系进行详细的探讨，并深入分析影响气温变化的因素。
1.2 文章结构文章结构部分的内容应包括对整篇文章的主要结构和每个部分的内容进行说明。
以下是对文章结构的描述：本文主要包括引言、正文和结论三个部分。
在引言部分，我们会概述本文的研究对象和目的。
首先，我们会简要介绍对流层气温随海拔的变化规律，并提出研究这一问题的重要性和意义。
接着，我们会详细讲述本文的结构和各个部分的内容。
接下来是正文部分，其中包括两个小节：气温与海拔的关系和影响气温变化的因素。
在气温与海拔的关系部分，我们将通过收集和分析相关数据和研究成果，阐述气温随着海拔的升高而呈现出的变化规律。
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大气温度的垂直分布是指大气中温度随着高度的变化规律。
根据观测数据和理论研究，人们已经得出了以下几个普遍的规律。
1.随着海拔的增加，大气温度逐渐降低，呈现递减的趋势。
这是因为地表吸收太阳辐射的能量后通过对流和辐射作用传递到大气中，当海拔增加时，大气的密度减小，分子之间的碰撞减弱，温度就会下降。
2.在对流层中，温度随着高度的增加而下降，但下降速率并不是恒定的。
在对流层的底部，随着高度的增加，温度逐渐下降，下降速率约为每千米下降6.5°C（该现象称为标准大气递减率）。
然而，在对流层的一些高度范围内，温度可能会上升一段距离（温度逆变层），然后再继续下降。
这种逆变层的存在是由于大气吸收太阳辐射的过程产生的。
3.在平流层中，温度随着高度的增加而上升。
这是因为平流层中几乎没有云层和水蒸气，也没有对流的情况发生，导致温室效应较小，太阳辐射能够直接到达地表并被吸收，从而使得平流层中的温度上升。
首先，太阳辐射是导致大气温度分布的主要原因。
太阳辐射主要通过辐射和对流的方式传递到地球大气中。
地表吸收太阳辐射后，会通过传导、对流和辐射过程将能量传递到大气中，导致温度的垂直变化。
在对流层底部，温度下降是因为海拔增大导致密度减小，辐射和对流作用的结果。
在逆变层中，温度上升是因为大气中的水蒸气吸收和辐射地表的长波辐射导致的。
其次，大气的物理特性也是影响温度垂直分布的重要因素之一、大气中分子之间的碰撞会导致能量的传递和温度的变化。
海拔增加导致大气的密度减小，分子之间的碰撞减弱，导致温度下降。
此外，大气的中的水蒸气也会对温度垂直分布产生影响。
水蒸气是大气中的重要温室气体，它对太阳辐射和地球辐射都具有吸收和辐射作用。
当大气中水蒸气含量较高时，能量的吸收和辐射会导致温度逆变层的形成。
总结起来，大气温度的垂直分布是由太阳辐射和大气的物理特性共同决定的。
太阳辐射的传递和吸收以及大气的密度变化和水蒸气的存在都会导致温度的下降、上升以及逆变层的形成。
大气温度垂直分布规律及原因
大气温度笔直分集顺序及本果之阳早格格创做各层的特性及本果：条理特性本果对于流层①气温随下度减少而递减，每降下100米落矮0.6℃.②对于震动动隐著（矮纬17~18、中纬10~12、下纬8~9千米）.③天气局里搀纯多变.热量绝大部分去自大天，上热下热，好别大，对于流强，火汽纯量多、对于流疏通隐著.仄流层起初气温变更小，30千米以上气温赶快降下.大气以火仄疏通为主.大气稳固天气阴朗有利下空飞止.臭氧吸支紫中线.上热下热.火汽纯量少、火仄疏通.下层大气存留若搞电离层，能反射无线电波，对于无线电通疑有要害效率.[自下而上分三层：中间层、温层（电离层）、遁劳层]太阳紫中线战宇宙射线效率大气温度随下度变更直线：顺温局里：对于流层由于热量主要直交去自大天辐射，所以海拔越下，气温越矮.普遍情况下，海拔每降下1000米，气温下落6°C.偶尔间出现下列情况：①海拔降下，气温降下；②海拔降下1000米，气温下落幅度小于6°C.那便是顺温局里.顺温局里往往出当前近大天气温较矮的时间，如冬季的早朝.顺温局里使气氛对于流疏通减强，大气中的传染物没有简单扩集，大气环境较好.对于流层中温度的笔直分集：正在对于流层中，总的情况是气温随下度而落矮，那最先是果为对于流层气氛的删温主要依赖吸支大天的少波辐射，果此离大天愈近赢得大天少波辐射的热能愈多，气温乃愈下.离大天愈近，气温愈矮.其次，愈近大天气氛稀度愈大，火汽战固体纯量愈多，果而吸支大天辐射的效能愈大，气温愈下.愈进取气氛稀度愈小，不妨吸支大天辐射的物量——火汽、微尘愈少，果此气温乃愈矮.所有对于流层的气温直减率仄衡为0.65℃/100m.本量上，正在对于流层内各下度的气温笔直变更是果时果天而分歧的.对于流层的中层战表层受天表的效率较小，气温直减率的变更比下层小得多.正在中层气温直减率仄衡为0.5—0.6℃/100m，表层仄衡为0.65—0.75℃/100m.对于流层下层（由大天至2km）的气温直减率仄衡为0.3—0.4℃/100m.然而由于气层受大天删热战热却的效率很大，气温直减率随大天本量、季节、昼夜战天气条件的变更亦很大.比圆，夏季黑天，正在大陆上，当阴空无云时，大天剧烈天删热，下层（自大天至300—500m下度）气温直减率可大于搞绝热率（可达1.2—1.5℃/100m）.然而正在一定条件下，对于流层中也会出现气温随下度删下而降下的顺温局里.制成顺温的条件是，大天辐射热却、气氛仄流热却、气氛下重删温、气氛湍流混同等.然而无论那种条件制成的顺温，皆对于天气有一定的效率.比圆，它不妨阻拦气氛笔直疏通的死少，使洪量烟、尘、火汽凝结物汇集正在其底下，使能睹度变坏等等.底下分别计划百般顺温的产死历程.（一）辐射顺温由于大天热烈辐射热却而产死的顺温，称为辐射顺温.图2·35标明辐射顺温的死消历程.图中a为辐射顺温产死前的气温笔直分集情形；正在阴朗无云或者少云的夜间，大天很快辐射热却，揭近大天的气层也随之落温.由于气氛愈靠拢大天，受天表的效率愈大，所以，离大天愈近，落温愈多，离大天愈近，落温愈少，果而产死了自大天启初的顺温（图2·35b）；随着大天辐射热却的加剧，顺温渐渐进取扩展，黎明时达最强（图2·35中c）；日出后，太阳辐射渐渐巩固，大天很快删温，顺温便渐渐自下而上天消得（图2·35中d、e）.辐射顺温薄度从数十米到数百米，正在大陆上常年皆可出现，以冬季最强.夏季夜短，顺温层较薄，消得也快.冬季夜少，顺温层较薄，消得较缓.正在山谷取盆天天区，由于热却的气氛还会沿斜坡流进矮谷战盆天，果而常使矮谷战盆天的辐射顺温得到加强，往往持绝数天而没有会消得.（两）湍流顺温由于矮层气氛的湍流混同而产死的顺温，称为湍流顺温.其产死历程可用图2·36去证明.图中AB为气层本去的气温分集，气温直减率（γ）比搞绝热直减率（γd）小，通过湍流混同以去，气层的温度分集将渐渐交近于搞绝热直减率.那是果为湍流疏通中，降下气氛的温度是按搞绝热直减率变更的，气氛降到混同层上部时，它的温度比周围的气氛温度矮，混同的截止，使表层气氛落温.气氛下重时，情况好异，会使下层气氛删温.所以，气氛通过充分的湍流混同后，气层的温度直减率便渐渐趋近搞绝热直减率.图中CD是通过湍流混同后的气温分集.那样，正在湍流减强层（湍流混同层取已爆收湍流的表层气氛之间的过度层）便出现了顺温层DE.（三）仄流顺温温气氛仄流到热的大天或者热的火里上，会爆收交触热却效率，愈近天表面的气氛落温愈多，而表层气氛受热天表面的效率小，落温较少，于是爆收顺温局里.那种果气氛的仄流而爆收的顺温，称仄流顺温（图2·37）.然而是仄流顺温的产死仍战湍流及辐射效率分没有启.果为既是仄流，便具备一定风速，那便爆收了气氛的湍流，较强的湍流效率常使仄流顺温的近大天部分受到损害，使顺温层没有克没有及取大天相联，而且湍流的笔直混同效率使顺温层底部气温落得更矮，顺温也愈加明隐.其余，夜间大天辐射热却效率，可使仄流顺温加强，而黑日大天辐射删温效率，则使仄流顺温减强，进而使仄流顺温的强度具备日变更.（四）下重顺温如图2·38所示，当某一层气氛爆收下重疏通时，果气压渐渐删大，以及果气层背火仄目标的辐集，使其薄度减小（h＇＜h）.如果气层下重历程是绝热的，而且气层内各部分气氛的相对于位子没有爆收改变，那样气氛层顶脚下重的距离要比底脚下重的距离大，其顶部气氛的绝热删温要比底部多.于是大概有那样的情况：当下重到某一下度上，气氛层顶部的温度下于底部的温度，而产死顺温.比圆，设某气层从空中下重，起初时顶部为3500m，底部为3000m（薄度500m），它们的温度分别为－12℃战－10℃，下重后顶部战底部的下度分别为1700m战1500m（薄度200m）.假定下重是按搞绝热变更的，则它们的温度分别删下到6℃战5℃，那样顺温便产死了.那种果整层气氛下重而制成的顺温，称为下重顺温.下重顺温多出当前下气压区内，范畴很广，薄度也较大，正在离天数百米至数千米的下空皆大概出现.冬季，下重顺温常取辐射顺温分离正在所有，产死一个从大天启初有着数百米的深薄的顺温层.由于下重的气氛层去自下空，火汽含量本本便已几，加上正在下重以去温度降下，相对于干度隐著减小，气氛隐得很搞燥，不利于云的死成，本去有云也会趋于消集，果此正在有下重顺温的时间，天气经常阴佳的.别的另有热温气氛团相逢时，较沉的温气氛爬到热气氛上圆，正在界里附近也会出现顺温，称之为锋里顺温.上头分别计划了百般顺温的产死历程.本量上，大气中出现的顺温时常是由几种本果共共产死的.果此，正在分解顺温的成果时，必须注意到当时的简直条件.。
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。
大气的垂直温度递减率
大气的垂直温度递减率垂直温度递减率（Lapse Rate）在气象学中起着重要的作用，它指的是随着海拔的增加，大气温度如何变化的速率。
垂直温度递减率对于了解大气层的结构和气候变化非常关键。
本文将介绍垂直温度递减率的定义、影响因素以及其在实际应用中的意义。
垂直温度递减率是指随着海拔的升高，温度变化的速率。
它通常用摄氏度或开尔文度量，单位是每千米或每百米。
常见的垂直温度递减率为6.5°C/千米或3.5°F/千英尺。
垂直温度递减率受多种因素的影响，包括纬度、海洋和陆地表面的特征以及大气中水汽和云的存在。
在大部分情况下，高纬度地区的垂直温度递减率更高，因为这些地区接收到的太阳辐射较少。
在大陆上空，垂直温度递减率通常高于海洋上空，这是因为陆地表面的加热和冷却速度较快。
此外，水汽和云的存在也会对垂直温度递减率产生影响。
垂直温度递减率在大气科学研究和气象预报中具有重要的意义。
首先，它是气象学中垂直温度结构的重要因素。
通过研究垂直温度递减率，我们可以了解大气层的温度分布，从而推断上升气流、下降气流以及对流层等气候现象的形成和发展。
其次，垂直温度递减率对于气象预报也非常重要。
在制定天气预报模型时，了解垂直温度递减率能够提供对大气温度变化的更准确估计。
这对于预测气温变化、天气系统的位置和云层的高度等因素至关重要。
最后，在航空气象中，垂直温度递减率也是一个重要的因素。
飞行中的飞机需要了解大气温度随高度变化的趋势，以便合理安排航线和飞行高度。
同时，垂直温度递减率也对飞机的性能和燃料效率产生影响。
综上所述，垂直温度递减率是指随着海拔增加，大气温度变化的速率。
它受纬度、地表特征以及大气中水汽和云的存在等多种因素的影响。
垂直温度递减率在气象科学研究和气象预报中具有重要作用，可以帮助我们理解大气层的结构、预测天气变化以及指导航空飞行。
对于相关领域的研究人员和专业人士来说，掌握垂直温度递减率的概念和应用非常重要，能够提高工作效率和准确性。
对流层气温垂直变化的原因
对流层气温垂直变化的原因大气层是由众多不同层次和性质的空气围绕着地球形成的，大气空气的特性在不同高度上发生了显著变化。
由于这种垂直变化，大气层中的温度也随之发生改变，被称为气温垂直变化。
气温垂直变化是大气层物理性质变化的一个重要表征，也是研究气象气候变化的关键环节。
此外，了解气温垂直变化对于研究天气预报也至关重要。
气温垂直变化受多种因素的影响，其原因包括太阳辐射、表面特性、大气偏振、大气动力过程和热力学过程。
首先，太阳辐射是引起气温垂直变化最重要的原因之一，它是气温垂直变化中改变最快的影响因素。
太阳辐射的强度随高度的增加而减弱，因此在大气层的上层，气温会随着高度的升高而降低。
太阳辐射在大气垂直变化中发挥的作用也与大气的乳滴和冰晶等气溶胶有关，它们吸收和散射一种叫做吸收辐射的太阳辐射，从而改变太阳辐射的衰减率。
其次，大气层中可以得到大量热量来自地表，其中包括地表特性、潜热交换等。
当气温降低到一定程度时，大气层上方的空气体无法再接受地表热量，因此气温又开始上升。
此外，还有大气动力过程的作用，可以改变各层大气中的温度分布。
例如，上升气流可以把低层的热空气带到高层，导致高层气温上升；而下沉气流则相反，会将热空气从高层带往低层，使得高层气温下降。
最后，热力学过程也可以影响气温垂直变化，这种过程可以改变大气层中气体温度和压力的分布，有利于建立气候模式。
例如，当上升气流带走大气中的热量时，温度就会降低，但压力依然会持续升高，直到达到某种平衡状态。
综上所述，气温垂直变化受太阳辐射、地表特性、大气偏振、大气动力过程和热力学过程等多种因素的影响。
它不仅是大气层物理性质变化的一个重要表征，也是研究气象气候变化的关键环节，而且对于天气预报也是至关重要的。
大气温度垂直递减率的探讨
大气温度垂直递减率的探讨摘要：利用恩施国家基准站地面温度、实况天气状况以及高空实时探测资料，选取500m等距离高度上的08时、20时逐日不同高度上温度资料，用excel进行计算大气温度垂直递减率,并对大气温度垂直递减率进行分析。
结果表明:① 其垂直递减率从季节上说，一般是夏季较高，冬季最低。
明显受天气和干湿度对气温直减率的影响大,但是影响的层面集中在500hPa等压面层及其以下部分。
②气温直减率的季节变化为夏、秋季节变动小,而春冬季节变化大,冬季的波动要比春、季更明显。
同时，不同层次高度的气温直减率变化情况差别很大,气温直减率季节变化的区域性差异明显。
③通过分析，恩施山区对流层中平均温度垂直年减率在0.54℃/100m，其波动范围在0.49～0.61℃/100m之间变化。
④气温直减率年际变化程波浪状态变化，变化幅度不大。
关键词：大气温度; 垂直高度; 垂直递减率1引言大气中气温垂直递减率是一个与气温相关的媒介，很多情况下都要用到了它[1]，而气温是生活与气象研究、环境研究中的重要指标之一，更是数值天气预报中更重要的参数。
因此怎样利用已有的有限资料分析山区的气温，做好天气预报具有研究价值的问题，气温垂直递减率的精度的计算结果有明显的影响，而得到该分布又有较复杂的变化，在一些有条件进行较多实际观测的地方，多采用直接观测数据的计算值[2]。
对流层顶以下垂直递减率一般用高度每增加100m或1km温度降低的度数来描述，应用中用γ表示。
气温垂直递减率计算温度的误差很大，主要是因为受气候、复杂多变的地形地貌条件和季节、天气状况不同和季节变化都对气温直减率产生影响，定量化研究温度垂直递减率对气温空间分布信息的准确获取和气候资源的开发利用，探讨山区气温直减率分布的一般规律具有重要意义[3]。
2、资料与方法资料：收集了2017.1.1-2019.12.30日恩施高空站08时、20时高空探测资料，取500m等间距高度到11500m（第一对流层出现的最低温度）上的温度进行计算，地面实测逐日天气现象和逐日温度。
大气垂直分层和大气受热过程
大气垂直分层和大气受热过程首先，大气垂直分层是指大气在垂直方向上不同高度范围内的特征和变化。
按照温度变化，可以将大气分为对流层、平流层和臭氧层三个主要层次。
对流层是从地表到约10-15公里高度的层次，其中温度随着高度上升而逐渐减小。
这是因为地表受太阳辐射加热后向大气传递热量，导致温度递减。
平流层是对流层之上的一层，温度保持基本不变，这是因为平流层内的气体相对较少，热量难以传递。
臭氧层是大气中的一个特殊层次，位于平流层之上，其中臭氧分子可以吸收太阳辐射中的紫外线。
大气垂直分层的存在对大气循环有重要影响。
在对流层中，暖空气会上升，冷空气会下降，形成对流运动。
这种对流运动导致了大气中气体和能量的混合和重新分配，起到了均衡地球上的温度的作用。
平流层中的空气相对较稳定，各个地区的空气质量和组成相互分离。
在臭氧层中，臭氧分子的存在对阻止紫外线辐射进入地球大气层起到了保护作用。
另一方面，大气受热过程是指大气中不同高度和地区接受太阳辐射的方式和过程。
太阳辐射在进入大气层和地表时会发生吸收、反射和散射等过程。
大气中的水汽、氧气、臭氧和其他气体对特定波长的太阳辐射有选择性地吸收。
地球上的不同地区和季节接收到的太阳辐射量也会有所差异。
例如，赤道地区接收到的太阳辐射量较大，而极地地区接收到的太阳辐射量较小。
大气受热过程对地球上的气候和天气具有重要影响。
太阳辐射量的差异导致不同地区的温度分布和气候类型的形成。
赤道地区由于接收到的太阳辐射量大，温度较高。
而极地地区由于接收到的太阳辐射量小，温度较低。
这种温度差异导致了气压差异和大气运动，形成了大气环流系统，如气旋和反气旋等。
这些环流系统对天气系统的形成和移动具有重要影响。
总结起来，大气垂直分层和大气受热过程是气象学中的两个重要概念。
大气垂直分层影响了大气循环和能量分布，而大气受热过程决定了地球上的气候和天气模式。
进一步了解和研究这些过程对于理解和预测气候变化和天气变化具有重要意义。
大气垂直分层依据
大气垂直分层依据
气垂直分层是指在地球大气中，由于温度的分布存在明显的升降，大气被划分成等温
面(isaopause)，穿越这些等温面就能够把大气划分成不同的地层。
气垂直分层可以分为四层：对流层、高空层、中层和对流层之下的半地球，垂直分布
如下所示：
对流层是地球大气最上层，约占地球大气总体积的三分之一，高度在0-15公里之间，受气压影响，温度随高度降低，空气的密度、风的压强力都随着高度的升高而增加，温度
的变化也会比较剧烈。
对流层中的空气既富含水蒸气又富含气溶胶及灰尘，以及一些剥落
的雹，是气象学和流体力学的研究重点。
高空层位于15—50公里之间，是地球大气体积的三分之二，由于温度限制在-50℃至
+20℃之间，所以称为等温层。
高空层内气量较少，能见度较高，在高空层具有稳定的风
结构，风速也比较小，但夜晚风速会比白天高一些；太阳光能可以到达最深处，也是试验
高空气球等大气探测工具的活动区域。
中层位于50—100公里，也称为平流层，是大气层中最大的部分，温度在-80℃至-10℃之间，这一层平流层中的气体和尘埃的浓度较对流层低，空间风速最小。
对流层之下的半地球位于100—500公里高度，温度在-120℃至-90℃之间，也称为外
层空气层(thermosphere)。
大气压强迅速减小，气分子逐渐减少，紫外线可以到达这一层，产生气体电离作用，产生一个有色的气晕现象——黑夜光。
在外层空气层，宇航器更容易
受到太阳风等外来物质的影响，也是进行太空航行的空间。
大气垂直分层知识点总结
大气垂直分层知识点总结1. 大气垂直分层的结构大气垂直分层主要分为以下几个层次：对流层、平流层、中间层、大气外部层。
对流层是大气层中最低的一层，高度约为0-15千米。
在这一层内，大气温度逐渐下降，密度逐渐减小，湿度逐渐增加，同时风速也会逐渐增大。
对流层对地球上的生物和气象环境有着非常重要的作用，大部分的气象现象都发生在这一层。
平流层高度约15-50千米，是大气层中的第二层。
在这一层内，温度逐渐上升，密度逐渐减小，湿度逐渐降低，风速逐渐减小。
不同于对流层的强烈对流运动，平流层内的运动主要是辐散下沉运动，这也是平流层温度上升的原因。
中间层高度约50-80千米，这一层的特点是温度再次开始下降，但是下降的速率相对较慢，密度也相对较小，湿度也较低。
这一层的高度范围相对比较宽广，大气运动比较平稳。
大气外部层高度约80千米以上，这一层的特点是温度再次开始上升，密度和湿度都较小，这也是大气层的最外部一层。
2. 大气垂直分层的影响因素大气的垂直分层结构是由多种因素共同作用的结果，其中包括：地球的自转、太阳辐射、地球的自转和风等。
地球的自转是大气层形成垂直分层结构的重要原因之一。
由于地球的自转，地球表面在赤道附近运动速度最快，而在极地运动速度最慢。
这种运动速度的不均匀性导致了大气层热量的不均匀分布，进而引起了大气的垂直运动和对流现象。
太阳辐射是大气垂直分层结构形成的另一个重要因素。
太阳的辐射能量使得地球表面产生了不均匀的热量分布，进而引起了大气层垂直运动，形成了对流层。
地球的自转和风也是对大气垂直分层结构产生影响的重要因素。
地球的自转使得大气在垂直方向上产生了水平风和垂直风的分布不均匀。
这种不均匀的风场引起了大气层的垂直运动和对流现象。
3. 大气垂直分层和气候大气的垂直分层结构对气候产生着重要的影响。
对流层是大气层中最低的一层，气温温度逐渐下降，湿度增加，这种气候条件适宜于植物生长和动物生存。
平流层内的大气运动比较平稳，温度温度上升，湿度减小，这种气候条件适宜于航空器的飞行。
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1.呈递减趋势：大多数情况下，随着高度的增加，气温逐渐降低。
这是由于高空空气密度较低，与地面接触的少，得不到地面的暖热。
而地面受太阳辐射的热量影响，温度较高，导致高空温度较低。
2.不均匀分布：大气中的温度垂直分布不是均匀的，而是呈现出明显的变化。
具体表现为温度随高度的增加而逐渐减小，但在一些界面和层中，温度变化会有所改变。
3.纵向层次结构：大气中的温度垂直分布可以分为不同的层次结构，如对流层、平流层、中间层和热层。
各层的温度特点和变化规律不同。
造成大气温度垂直分布规律的原因主要有以下几个：1.日射和地面辐射：由于地球受到太阳辐射的影响，地表受热后辐射热量给大气层造成了一定影响。
地表辐射热量较高，而高空之间的辐射热量减少，导致温度递减趋势。
2.对流和平流：大气中的对流和平流运动对温度垂直分布有重要影响。
对流主要发生在对流层，在这一层中热量通过对流运动向高空传递，这使得温度因此在一定高度段内递减较慢。
而在平流层和中间层中，由于基本上没有对流，热量传递主要通过平流运动，导致温度递减速率较大。
3.气压和密度：随着海拔的增加，大气压力减小，导致密度的递减。
而温度和密度有一定的正相关关系，因此随着密度减小，温度也会递减。
4.平衡状态：大气温度的垂直分布是在热平衡状态下形成的。
在热平衡状态下，大气中紫外线的吸收和热平流的传递使得温度递减趋势得以形成。
综上所述，大气温度垂直分布规律是由太阳辐射和地面辐射、对流和平流运动、气压和密度以及热平衡状态等多种因素共同作用的结果。
不同的层次结构和变化规律反映了大气的物理过程和能量交换，对于理解和研究大气环境和气候变化具有重要意义。
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。
大气的垂直温度梯度
（图中的M1）开始有云形成。空气由此继续上升，经 1500s后到达山脊的M2站，在上升过程中空气里水蒸气 凝结成雨落下。设每平方米上空潮湿空气的质量为
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地球大气中的最下层里频繁地进行着垂直方向上 的对流。例如由于太阳辐射，白昼地面温度升高，较 暖的气体缓慢上升，气体压强随之逐渐减少。因气流 上升缓慢，过程可视为准静态的。又因为干燥空气导 热性能不好，过程又可视为绝热的。所以，大气温度 的垂直分布可用准静态绝热模型来处理。
dP gdz nM mol
2000kg，每千克潮湿空气中凝结出2.45g的雨水，水的 汽化热为45kJ/mol。
（1）求出在云底高度处（M1）的温度T1。 （2）假设空气密度随高度线性地减少，云底到 M0的高度h1是多少？
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（3）试问在山脊M2处测出的温度T2是多少？ （4）求出由于空气中水蒸气的凝结在3小时内形 成的降雨量。设在M1和M2之间的降雨是均匀的。 （5）试问在山脉背面的气象站M3测出的温度T3是 多少？讨论M3处空气的状态，并与M0处比较。
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（3）饱和空气的温升
M2
可近似地分两步计算，第
一步按干绝热过程算。
1
M1
T2
P2 P1
T1 264.8K
M0
图8–13
M3
水蒸气凝结引起的
高中地理大气的垂直分层对流层大气的受热过程
高中地理大气的垂直分层对流层大气的受热过程1. 引言1.1 概述:在地理学中，大气层是指包围地球的气体薄层。
它扮演着重要的角色，维持了地球上生命的存在。
大气层可以被分为不同的垂直层次，其中最底部的一层称为对流层。
对流层是我们所处的空间范围，包含了几乎所有的天气现象和气候事件。
了解大气垂直分层以及其中的受热过程对我们理解自然界现象和预测天气变化至关重要。
1.2 研究背景:大气垂直分层和对流层大气受热过程是地理学领域一个长期以来广泛研究的课题。
科学家们通过观察、收集数据和进行模拟实验等方式，努力深入探索和理解这些现象。
这样做有助于揭示大气运动和天候形成的基本原理，并为预测自然灾害以及制定应对措施提供依据。
1.3 目的和意义:本文旨在系统介绍大气垂直分层和对流层大气受热过程的基本知识，深入探讨其与气候形成之间的关系。
通过对不同层次的大气结构特征、热量来源及对流层的加热机制进行分析，我们可以更好地理解大气中能量和物质转移的过程，为了解天气变化、处理环境问题以及开展气候模拟和预测提供有价值的参考。
此外，本文还将简要探讨大气运动与气候形成之间的关系，并提出可能的未来研究方向，以促进相关领域学术研究的发展。
2. 大气垂直分层2.1 对流层结构对流层是地球大气系统中最底层的层次，其厚度约为8-15公里。
在这一层中，温度随着海拔的上升而递减，平均每升高1公里温度下降6.5℃，这被称为标准大气递减率。
大气压强随着高度的增加而迅速下降。
此外，在对流层中还存在着气象活动最为剧烈和丰富的现象，包括云团、暴风雨等。
对流层结构的特点使得人类生活和绝大部分的气候现象发生在这一层。
2.2 放射层特征放射层位于对流层之上，在高度约为15-50公里之间。
与对流层相比，放射层具有明显不同的特征。
在放射层中，温度随着海拔的上升而逐渐增加，在某个高度达到最高点后又开始逐渐下降。
此现象被称为臭氧峰。
这种温度变化模式与对流平流转运方式相关联，并且使得放射层对于外部热量输入和输出具有非常重要的作用。
大气的垂直结构知识点总结
大气的垂直结构知识点总结一、大气的层次结构大气可以根据温度变化、密度变化、化学成分等特征划分为不同的层次。
最常见的是根据温度变化划分为对流层、平流层、中间层和对流层等。
1. 对流层对流层是大气中温度跌落最快的一层，也是我们生活的空间。
约占地球大气质量的75%，大约有8万米高。
常见的天气现象多发生在这一层，如云、雨、雪、闪电等。
2. 平流层平流层是对流层的上面一层，高度大约在8万米到35万米之间，也被称为同温层。
在这一层，温度随着高度的增加而逐渐增加，属于温度增加的层次。
3. 中间层中间层位于平流层之上，厚度约为50千米。
中间层是大气中温度急剧升高的一层，这也是我们进行人工卫星发射以及飞机升空的区域。
4. 热层热层由离地面50km到100km的大气构成。
在这一层，温度增加非常迅速，属于温度急剧增加的层次。
以上层次结构的划分主要是根据大气的物理特性进行的，而在气象学研究中，还常常根据大气中温度、湿度等特征进行垂直结构的划分。
二、大气温度垂直分布大气温度的垂直分布对于气候变化和天气系统的形成具有重要作用。
根据不同地区、不同季节以及不同气象事件，大气温度的垂直分布也会有所不同。
1. 高纬度地区在高纬度地区，大气温度的垂直分布具有明显的季节性变化。
在冬季，温度随着高度的增加逐渐减小，呈现出典型的逆温层结构。
而在夏季，温度随高度的增加逐渐增加，呈现出温增逐渐增加的结构。
2. 低纬度地区在低纬度地区，大气温度的垂直分布则呈现出相对稳定的特征。
温度变化不大，呈现出典型的同温层结构。
3. 气压带和风带在气压带和风带的影响下，大气的温度垂直分布也会发生变化。
在赤道地区，大气温度呈现出温度递减的特征，到了中纬度地区，则呈现出温度递增的特征。
在极地地区，大气温度则呈现出极端的逆温层结构。
三、大气的压力垂直分布大气的压力垂直分布也是大气垂直结构中重要的一部分。
一般情况下，大气压力随着高度的增加而逐渐减小，呈现出压力递减的特征。
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大气温度垂直分布规律及原因
各层的特点及原因：
层次特点原因
对流层①气温随高度增加而递减，每上升100米降低
0.6℃。
②对流动动显著（低纬17~18、中纬10~12、高纬
8~9千米）。
③天气现象复杂多变。
热量绝大部分来自地面，
上冷下热，差异大，对流
强，
水汽杂质多、对流运动显
著。
平流层起初气温变化小，30千米以上气温迅速上升。
大气以水平运动为主。
大气平稳天气晴朗有利高空飞行。
臭氧吸收紫外线。
上热下冷。
水汽杂质少、水平运动。
高层大气存在若干电离层，能反射无线电波，对无线电通信
有重要作用。
[自下而上分三层：中间层、暖层（电
离层）、逃逸层]
太阳紫外线和宇宙射线作
用
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。
这就是逆温现象。
逆温现象往往出现在近地面气温较低的时候，如冬季的早晨。
逆温现象使空气对流运动减弱，大气中的污染物不易扩散，大气环境较差。
对流层中温度的垂直分布：
在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这首先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——水汽、微尘愈少，因此气温乃愈低。
整个对流层的气温直减率平均为0.65℃/100m。
实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。
对流层的中层和上层受地表的影响较小，气温直减率的变化比下层小得多。
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）的气温直减率平均为0.3—0.4℃/100m。
但由于气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。
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的逆温现象。
造成逆温的条件是，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的逆温，都对天气有一定的影响。
例如，它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，使能见度变坏等等。
下面分别讨论各种逆温的形成过程。
（一）辐射逆温
由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。
图2·35表明辐射逆温的生消过程。
图中a为辐射逆温形成前的气温垂直分布情形；在晴朗无云或少云的夜间，地面很快辐射冷却，贴近地面的气层也随之降温。
由于空气愈靠近地面，受地表的影响愈大，所以，离地面愈近，降温愈多，离地面愈远，降温愈少，因而形成了自地面开始的逆温（图2·35b）；随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，黎明时达最强（图2·35中c）；日出后，太阳辐射逐渐增强，地面很快增温，逆温便逐渐自下而上地消失（图2·35中d、e）。
辐射逆温厚度从数十米到数百米，在大陆上常年都可出现，以冬季最强。
夏季夜短，逆温层较薄，消失也快。
冬季夜长，逆温层较厚，消失较慢。
在山谷与盆地区域，由于冷却的空气还会沿斜坡流入低谷和盆地，因而常使低谷和盆地的辐射逆温得到加强，往往持续数天而不会消失。
（二）湍流逆温
由于低层空气的湍流混合而形成的逆温，称为湍流逆温。
其形成过程可用图2·36来说明。
图中AB为气层原来的气温分布，气温直减率（γ）比干绝热直减率（γd）小，经过湍流混合以后，气层的温度分布将逐渐接近于干绝热直减率。
这是因为湍流运动中，上升空气的温度是按干绝热直减率变化的，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。
空气下沉时，情况相反，会使下层空气增温。
所以，空气经过充分的湍流混合后，气层的温度直减率就逐渐趋近干绝热直减率。
图中CD是经过湍流混合后的气温分布。
这样，在湍流减弱层（湍流混合层与未发生湍流的上层空气之间的过渡层）就出现了逆温层DE。
（三）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（图2·37）。
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。
（四）下沉逆温
如图2·38所示，当某一层空气发生下沉运动时，因气压逐渐增大，以及因气层向水平方向的辐散，使其厚度减小（h＇＜h）。
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。
于是可能有这样的情况：当下沉到某一高度上，空气层顶部的温度高于底部的温度，而形成逆温。
例如，设某气层从空中下沉，起始时顶部为3500m，底部为3000m（厚度500m），它们的温度分别为－12℃和－10℃，下沉后顶部和底部的高度分别为1700m和1500m（厚度200m）。
假定下沉是按干绝热变化的，则它们的温度分别增高到6℃和5℃，这样逆温就形成了。
这种因整层空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。
下沉逆温多出现在高气压区内，范围很广，厚度也较大，在离地数百米至数千米的高空都可能出现。
冬季，下沉逆温常与辐射逆温结合在一起，形成一个从地面开始有着数百米的深厚的逆温层。
由于下沉的空气层来自高空，水汽含量本
来就不多，加上在下沉以后温度升高，相对湿度显著减小，空气显得很干燥，不利于云的生成，原来有云也会趋于消散，因此在有下沉逆温的时候，天气总是晴好的。
此外还有冷暖空气团相遇时，较轻的暖空气爬到冷空气上方，在界面附近也会出现逆温，称之为锋面逆温。
上面分别讨论了各种逆温的形成过程。
实际上，大气中出现的逆温常常是由几种原因共同形成的。
因此，在分析逆温的成因时，必须注意到当时的具体条件。