大气温度垂直分布规律及原因

1、大气温度垂直散布规律及原因之樊仲JI亿创作时间：二O二一年七月二十九日各层的特点及原因：条理特点原因对流层 气温随高度增加而递减,每上升100米降低0.6 C. 对流动动显著低纬1718、中纬1012、高纬89 什.天气现象庞杂多变.热量绝大局部来自地面,上 冷下热,差异大,对流强, 水汽杂质多、对流运动显 著.平流层起初气温变更小,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地面遨游飞翔.臭氧吸收紫外线.上热下冷.水汽杂质少、水平运动.高层大气存在假设干电禽层,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、暖层电禽层、逃逸层太阳紫外线和宇宙射线作用大气

2、温度随高度变更曲线:*吟9, It «, atB.1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. 有时候出现以下情况：海拔上升,气温升高；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,大气中的污染物不容易扩散,大气环境较差.对流层中温度的垂直散布：在对流层中,总的情况是气温随高度而降低,这首先是由于对流层 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

3、,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 物质一一水汽、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 C/100m.实际上,在对流层内各高度的气温垂直变更 是因时因地而不合的.对流层的中层和上层受地表的影响较小 ,气温直减率的变更比下层 小得多.在中层气温直减率平均为 0.5 -0.6 C/100m,上层平均为 0.65 0.75 C/100m.对流层下层由地面至2km的气温直减率平均为 0.30.4 C/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

4、质、季节、昼夜和天气条件的变更亦很大.例如,夏季白天,在大陆上,当晴空无云时,地面剧烈地增热,底层自地面至300500m高 度气温直减率可大于干绝热率可达1.21.5 C/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成长 ,使大量烟、尘、水汽 凝结物聚集在其下面,使能见度变坏等等.下面区分讨论各类逆温 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标明辐射逆温的生消过程.图中

5、a为辐射逆温形成前的气温垂直散布 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,在大陆上终年都可出现,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

6、低谷和盆地的辐射逆温得到增强,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为气层原来的气温散布,气温直减 率丫比干绝热直减率丫 d小,经过湍流混合以后,气层的温 度散布将逐渐接近于干绝热直减率.这是由于湍流运动中,上升空气的温度是按干绝热直减率变更的,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散布.这样,在湍流减弱层湍流混合层与未产生湍

7、 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,会产生接触冷却作用,愈近地概略的空气降温愈多,而上层空气受冷地概略的影响小,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 由于既是平流,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局部遭到破坏,使逆温层不克不及与地面相联,并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,可使平流逆温增强 而白日地面辐射增温作用,那么使平流逆温减弱,从而使平流逆温的 强

8、度具有日变更.四下沉逆温如图2 38所示,当某一层空气产生下沉运动时,因气压逐渐增大, 以及因气层向水平标的目的的辐散,使其厚度减小X <h.如果气层下沉过程是绝热的,并且气层内各局部空气的相对位置不产生 改动,这样空气层顶手下沉的距离要比底手下沉的距离大,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 500项,它们的温度区分为12c和10 C ,下沉后顶部和底部的高 度区分为1700m和1500m 厚度200m.假定下沉是按干绝热变更 的,那么它们的温度区分增高到 6c和5 C,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,规模很广,厚度也较大,在离地数百米至数千米的地面 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地面水汽含量原本就未几,加上在下沉以后温度升高,相对湿度显著减小,空气显得很枯燥,倒霉于云的生成,原来有云也会趋于消散,因 此在有下沉逆温的时候,天气