气象学课件第三章温度
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1) 纬度(latitude) 日 较 差 随 纬 度 减 小 。 因高纬度白天气温低、夜间有效辐射少。
2) 季节(season) 夏季大、冬季小，但最大 在春季，最小在冬季
3) 地形(geographical relief) 凸地变幅小， 凹地变幅大
因为凹地白天散热慢，夜间有效辐射强
4) 下 垫 面 性 质 (features of underlying surface) 水面上日较差小，陆地上大
由太阳直接辐射日总量的分布可知年较差的变化
由太阳直接辐射日总量的分布可知年较差的变化
年较差的影响因素： ② 海陆分布 ③ 海拔 ④ 气候干湿 ⑤ 雨季
2.气温的非周期性变化
(non-periodic variation of air temperature)
变化原因： 天气突变 大规模冷暖空气的活动
变化(moist adiabatic change) 。
饱和的湿空气在作绝热上升时，一方面与干空气一样 体积膨胀对外作功而冷却，另一方面因温度下降而 发生凝结，释放的潜热缓和了气块的冷却，使气块 比干空气降温慢。
饱和湿空气块每上升单位距离温度的变化称为湿绝热
直减率(moist adiabatic lapse rate) ，用m 表示： m= 0.3至0.7℃/100m 0.5℃/100m= 0.5℃/hm
饱和湿空气在下沉时，气温升高，如果带着水滴，每 下沉100m，气温升高0.5 ℃。
二、气温的时空变化
•气温随时间的变化有两种周期：年变化 和日变化。 •气温的周期性变化类似于正弦函数的变 化，因此可用与正弦函数类似的几个特征 量来表示其变化规律。 表示正弦函数的特征量有： •平均值 •振幅 •位相
1.气温的周期性变化
(1)气温的日变化(diurnal variation) :
近地层气温的变化主要取决于下 垫面温度的变化，变化特点有：
① 位相比地面落后，且随高度的升高 而推迟。1.5m高处日最高温度出现 在14~15时左右，最低气温出现在日 出前后。
② 振幅随高度的升高而减小。
影响气温日较差的因素
3.气温的垂直分布(vertical distribution)
(1) 气温垂直梯度：
气温随高度的分布，称为温度层结
(temperature stratification)。大气温度的铅
直分布一般用气温垂直梯度（气温直减率， vertical temperature gradient）来表示。
气温直减率（ ）：实际气层中高度每变化单位高
干空气块每上升单位距离温度的变化称 为干绝热直减率(dry adiabatic lapse rate) ，
用d 表示： d = 0.98℃/100m 1℃/100m=
1℃/hm
干空气在下沉时，气温升高，每下沉 100m，气温升高1℃。
(2)湿绝热变化 :
饱和的湿空气在作垂直运动时的绝热变化叫湿绝热
的状态变化过程。 在大气中，空气块在作上升或下沉运动的过
程中，所经历的气压会发生变化，根据状态方程， 其温度必然也要发生变化。
气块上升时，气压降低，空气膨胀，对外作
功，消耗内能，气温降低。
气块下沉时，气压升高，周围空气对气块压
缩作功，使其内能增加，从而气温升高。
(1)干空气的绝热变化 :
干空气（也包括未饱和的湿空气）的绝 热 变 化 叫 干 绝 热 变 化 (dry adiabatic change) 。
度时气温的降低值。
在对流层中，气温随高度的升高面降低， >0 但 的值是随时、随地改变的，不是常数！
请注意与d 、 m的区别！
逆温(temperature inversion)
对流层气温随高度的升高而升高的现象
（ <0 ），就叫逆温。其形成原因：
辐射逆温(radiation inversion)：晴朗微风的夜晚， 地面因强烈的有效辐射而降温，形成温度上高下 低的现象。
表示正弦函数的特征量
Y A
M
X
φ
对正弦函数，只需知道其平均值M、振幅A、位相φ ，
就可得到其函数： Y=M+Asin(X - φ)
类似地可引出表示温度变化的特征量：
•平均温度(mean temperature)：日平均温度、年 平均温度 •振幅(amplitude) — 又叫变幅、较差(range)，即一 个周期中最高值与最低值之差。 •日较差(diurnal range) ：一天中气温最高值与最 低值之差 。 •年较差(annual range) ：一年内最热月与最冷月 的月平均温度之差。 •位相(phase)：温度最高值与最低值出现的时间 。
§1 大气温度 §2 土壤温度 §3 温度与农业
退出
§1 大气温度
一 大气中热量交换与温度变化 二 气温的时空变化 三 大气稳定度
(3)流体运动(fluid flow) :
空气与水等流体一样，可以通过流动 将热量从一个地方传向另一个地方，完成不 同地点间的热交换。空气的流动方式有：
对流：空气的垂直运动叫对流。分热力对流和 动力对流。
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)
冬至
春分
夏至
纬度 0
10
20
30
40
90
70 80
50 60
秋分
冬至
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。
5) Fra Baidu bibliotek气(weather) 晴天日较差大于阴天
(2)气温的年变化(annual variation)
特点：
回归线以外的地区为单波型：最高为7 月,最低为1月,海上落后一个月； 回归线之间赤道附近地区为双波型： 最高为4、10月，最低为7，1月。 原因：太阳直射点的季节变化，在赤道 附近地区，一年有两次太阳直射。
平流：空气的水平流动叫平流。
湍流：空气的不规则运动叫湍流，也叫乱流或 紊流。产生湍流的原因也有热力和动力两种。
(4)潜热(latent heat)交换:
水从一种相态变为另一种相态时伴随着 潜热的交换，如下图所示。
2. 空气温度的绝热变化(adiabatic change) :
绝热过程：空气块在与外界没有热量交换时
2) 季节(season) 夏季大、冬季小，但最大 在春季，最小在冬季
3) 地形(geographical relief) 凸地变幅小， 凹地变幅大
因为凹地白天散热慢，夜间有效辐射强
4) 下 垫 面 性 质 (features of underlying surface) 水面上日较差小，陆地上大
由太阳直接辐射日总量的分布可知年较差的变化
由太阳直接辐射日总量的分布可知年较差的变化
年较差的影响因素： ② 海陆分布 ③ 海拔 ④ 气候干湿 ⑤ 雨季
2.气温的非周期性变化
(non-periodic variation of air temperature)
变化原因： 天气突变 大规模冷暖空气的活动
变化(moist adiabatic change) 。
饱和的湿空气在作绝热上升时，一方面与干空气一样 体积膨胀对外作功而冷却，另一方面因温度下降而 发生凝结，释放的潜热缓和了气块的冷却，使气块 比干空气降温慢。
饱和湿空气块每上升单位距离温度的变化称为湿绝热
直减率(moist adiabatic lapse rate) ，用m 表示： m= 0.3至0.7℃/100m 0.5℃/100m= 0.5℃/hm
饱和湿空气在下沉时，气温升高，如果带着水滴，每 下沉100m，气温升高0.5 ℃。
二、气温的时空变化
•气温随时间的变化有两种周期：年变化 和日变化。 •气温的周期性变化类似于正弦函数的变 化，因此可用与正弦函数类似的几个特征 量来表示其变化规律。 表示正弦函数的特征量有： •平均值 •振幅 •位相
1.气温的周期性变化
(1)气温的日变化(diurnal variation) :
近地层气温的变化主要取决于下 垫面温度的变化，变化特点有：
① 位相比地面落后，且随高度的升高 而推迟。1.5m高处日最高温度出现 在14~15时左右，最低气温出现在日 出前后。
② 振幅随高度的升高而减小。
影响气温日较差的因素
3.气温的垂直分布(vertical distribution)
(1) 气温垂直梯度：
气温随高度的分布，称为温度层结
(temperature stratification)。大气温度的铅
直分布一般用气温垂直梯度（气温直减率， vertical temperature gradient）来表示。
气温直减率（ ）：实际气层中高度每变化单位高
干空气块每上升单位距离温度的变化称 为干绝热直减率(dry adiabatic lapse rate) ，
用d 表示： d = 0.98℃/100m 1℃/100m=
1℃/hm
干空气在下沉时，气温升高，每下沉 100m，气温升高1℃。
(2)湿绝热变化 :
饱和的湿空气在作垂直运动时的绝热变化叫湿绝热
的状态变化过程。 在大气中，空气块在作上升或下沉运动的过
程中，所经历的气压会发生变化，根据状态方程， 其温度必然也要发生变化。
气块上升时，气压降低，空气膨胀，对外作
功，消耗内能，气温降低。
气块下沉时，气压升高，周围空气对气块压
缩作功，使其内能增加，从而气温升高。
(1)干空气的绝热变化 :
干空气（也包括未饱和的湿空气）的绝 热 变 化 叫 干 绝 热 变 化 (dry adiabatic change) 。
度时气温的降低值。
在对流层中，气温随高度的升高面降低， >0 但 的值是随时、随地改变的，不是常数！
请注意与d 、 m的区别！
逆温(temperature inversion)
对流层气温随高度的升高而升高的现象
（ <0 ），就叫逆温。其形成原因：
辐射逆温(radiation inversion)：晴朗微风的夜晚， 地面因强烈的有效辐射而降温，形成温度上高下 低的现象。
表示正弦函数的特征量
Y A
M
X
φ
对正弦函数，只需知道其平均值M、振幅A、位相φ ，
就可得到其函数： Y=M+Asin(X - φ)
类似地可引出表示温度变化的特征量：
•平均温度(mean temperature)：日平均温度、年 平均温度 •振幅(amplitude) — 又叫变幅、较差(range)，即一 个周期中最高值与最低值之差。 •日较差(diurnal range) ：一天中气温最高值与最 低值之差 。 •年较差(annual range) ：一年内最热月与最冷月 的月平均温度之差。 •位相(phase)：温度最高值与最低值出现的时间 。
§1 大气温度 §2 土壤温度 §3 温度与农业
退出
§1 大气温度
一 大气中热量交换与温度变化 二 气温的时空变化 三 大气稳定度
(3)流体运动(fluid flow) :
空气与水等流体一样，可以通过流动 将热量从一个地方传向另一个地方，完成不 同地点间的热交换。空气的流动方式有：
对流：空气的垂直运动叫对流。分热力对流和 动力对流。
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)
冬至
春分
夏至
纬度 0
10
20
30
40
90
70 80
50 60
秋分
冬至
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。
5) Fra Baidu bibliotek气(weather) 晴天日较差大于阴天
(2)气温的年变化(annual variation)
特点：
回归线以外的地区为单波型：最高为7 月,最低为1月,海上落后一个月； 回归线之间赤道附近地区为双波型： 最高为4、10月，最低为7，1月。 原因：太阳直射点的季节变化，在赤道 附近地区，一年有两次太阳直射。
平流：空气的水平流动叫平流。
湍流：空气的不规则运动叫湍流，也叫乱流或 紊流。产生湍流的原因也有热力和动力两种。
(4)潜热(latent heat)交换:
水从一种相态变为另一种相态时伴随着 潜热的交换，如下图所示。
2. 空气温度的绝热变化(adiabatic change) :
绝热过程：空气块在与外界没有热量交换时