第四节大气温度随时间的变化

1、第四节 大气温度随时间的变化地表从太阳辐射得到大量热量，同时又以长波辐射、显热和潜热的形式将部分热量传输给大气，从而失去热量。 从长时间平均看，热量得失总和应该平衡，因此地面的平均温度维持不 变。但在某一段时间内，可能得多于失，地面有热量累积而升温，从而导致支出增加，趋于 新的平衡。反之，当失多于得时，地面将伴随着降温过程。由于在这种热量收支平衡过程中， 太阳辐射处于主导地位，因此随着日夜、冬夏的交替，地面的温度也会相应地出现日变化和年变化，且变化的幅度与纬度、 天气及地表性质等影响热量平衡的控制因子有关。此外地面温度的变化也会通过非绝热因子传递给大气，大气温度也会相应出现变化。一、气温的周期

2、性变化（一）气温的日变化近地层气温日变化的特征是：1、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。 2、变化原因：一天中正午太阳高度角最大， 太阳辐射最强，但最高气温却出现在午后两点钟左右。（为什么？）这是因为大气的热量主要来源于地面。地面一方面吸收太阳的短波辐射而得热，一方面又向大气输送热量而失热。若净得热量，则温度升高。若净失热量，则温度降低。这就是说 地温的高低并不直接决定于地面当时吸收太阳辐射的多少，而决定于地面储存热量的多少。从图2?30中看出，早晨日出以后随着太阳辐射的增强，地面净得热量，温度升高。此 时地面放出的热量随着温度升高而增强，大气吸

3、收了地面放出的热量， 气温也跟着上升。 到了正午太阳辐射达到最强。正午以后，地面太阳辐射强度虽然开始减弱，但得到的热量比失去的热量还是多些，地面储存的热量仍在增加， 所以地温继续升高， 长波辐射继续加强， 气温也随着不断升高。到 午后一定时间，地面得到的热量因太阳辐射的进一步减弱而少于失去的热量，这时地温开始下降。地温的最高值就出现在地面热量由储存转为损失，地温由上升转为下降的时刻。这个时刻通常在午后13时左右。由于地面的热量传递给空气需要一定的时间，所以最高气温出 现在午后14时左右。随后气温便逐渐下降，一直下降到清晨日出之前地面储存的热量减至 最少为止。所以最低气温出现在清晨日出前后，而不

4、是在半夜。温度（y3S23 -0 Z 4 6 8 1012141613?O?224h图230上晦7月傍与盅日变化的平均情况3、影响因子纬度：低纬正午太阳高度角最大，高纬正午太阳高度角最小；所以低纬气温日较差最大，中纬次之，高纬最小。据统计热带地区的平均日较差约为12 C,温带约为8-9 C,极圈内为34 C o季节：在一年中，夏季太阳高度最大，冬季最小所以夏季日较差最大冬季最小，这一变化在中纬地区最明显。 但最大值并不出现在夏至日。 这是因为气温日较差不仅与白天的最高温度值有关，还取决于夜间的最低温度值。夏至日，中午太阳高度角虽最高，但夜间持续时间短，地表面来不及剧烈降温而冷却，最低温度不够低

5、。所以， 中纬度地区日较差最大值出现在初夏，最小值出现在冬季。地形：凹下的地形（盆地和谷地），在白天空气与地面的接触面比平地大，因而空气 增温强烈，再加上地形闭塞，通风不良，热量不易扩散，所以白天凹地比平地气温高；夜间 冷空气在凹地内堆积，气温低。因此，凹地气温日较差最大，平地要小。在春秋两季凹地很 容易受霜冻的危害（俗语：霜打洼地）由于坡度及空气很少流动之故，白天增热与夜间冷却都较大，日较差大。而小山峰等凸出地形区，地表面对气温影响不大，日较差小。下垫面的性质：海洋上日较差小于大陆。天气情况：有云层存在，则白天地面得到的太阳辐射少，最高气温比晴天低。而在夜 间，云层覆盖又不易使地面热量散失，

6、最低气温反而比晴天高。 所以阴天的气温日较差比晴天小（图2 31）。02 4 S 81012141618202224ii图2 31天气情况对气温日变化的影响由此可见，在任何地点，每一天的气温日变化，既有一定的规律性，又不是前一天气温 日变化的简单重复，而是要考虑上述诸因素的综合影响。气温日变化的极值出现时间随离地面的高度增大而后延，振幅随离地高度的增大而减小。冬季约在0.5km高度处日振动已不明显，但夏季日振动可扩展到1.5km到2km高度处。（二）气温的年变化1、气温年较差气温的年变化和日变化类似，如地球上绝大部分地区，在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。一年中月平均气温的最高值和最

7、低值之差，称为气温年较差。由于地面储存热量的原因，使气温最高和最低值出现的时间，不是在太阳辐射最强和最弱的一天（北半球夏至和冬至），也不是在太阳辐射最强和最弱一天所在的月份（北半球6月和12月），而是比这一时段要落后 12个月。大体而论，海洋上落后较多，陆地上落后较少。沿海落后较多，内陆落后较少。2、就北半球来说，中、高纬度内陆的气温以7月为最高，1月为最低。海洋上的气温以8月为最高，2月为最低。3、气温年较差的影响因素纬度随纬度变化的情况是：低纬最小，高纬最大。即高纬地区气温年较差大于低纬地区。同一纬度，海上气温年较差小，陆上的年较差大。同一纬度的海陆相比，大陆区域冬夏两季热量收支的差值比海

8、洋大，所以陆上气温年较差比海洋大得多。在一般情况下，温带海洋上年较差为11 C,大陆上年较差可达到2060CoT°C图N 32 不同纬度的气温年变化情况（1雅加达60三2,广，+|23。口& N3 北京3905M H,4德兰乌兰贝尔格吕口，5.维尔霍扬斯克6/3守M ,）海陆沿海地区气温年较差小于内陆地区；干燥地区大于湿润地区。地形地势盆地的年较差要大于山地的气温年较差。植被植被多的气温年较差小于植被少的气温年较差。4、根据温度年较差的大小及最高、最低值出现的时间，可将气温的年变化按纬度分为 四种类型。1 .赤道型它的特征是一年中有两个最高值，分别出现在春分和秋分以后，因赤道

9、地区春秋分时中午太阳位于天顶。两个最低值出现在冬至与夏至以后，此时中午太阳高度角是一年中的最小值。这里的年较差很小，在海洋上只有1C左右，大陆上也只有 5 10c左右。这是因为该地区一年内太阳辐射能的收入量变化很小之故。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5C,在陆地上约为 20c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1015C ,内陆一般达4050C ,最大可达60Co另外，海洋上极值出现的时间比大陆延后，

10、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。这里特别要指出的是，随着纬度的增高，气温日较差减小而年较差却增大。这主要是由于高纬度地区，太阳辐射强度的日变化比低纬度地区小，即纬度高的地区，在一天内太阳高度角的变化比纬度低的地区小，而太阳辐射的年变化在高纬地区比低纬地区大的缘故。二、气温的非周期性变化气温变化除了由于太阳辐射的变化而引起的周期性变化外，还有因大气的运动而引起的非周期性变化。（例如：P52 划线部分）实际气温的变化，就是这两个方面共同作用的结果。如果前者的作用大，则气温显出周期性变化；相反，就显出

11、非周期性变化。不过，从总的趋势和大多数情况来看，气温日变化和年变化的周期性还是主要的。第五节大气温度的空间分布上一节我们讲了气温随时间的变化，这一节我们讲一下大气温度的空间分布。大气温度在水平方向上和垂直方向上的分布都是不均匀的。比如冬季我国东北地区已是白雪茫茫冰封大地，而海南则仍是郁郁葱葱，百花争艳，同一时刻两地气温可相差几十度。再如珠峰，山下是茂密的森林，山中部是绿油油的草原。山上常年积雪。山上、山下景色截然不同，足见气温的垂直变化（泰山）。一、气温的水平分布1、等温线：地面上气温相等的各地点的连线。在等温线图上，等温线的不同排列，反映出不同的气温分布特点。那么怎么在等温线图上读出对我们有

12、用的信息呢，下面我们将介绍关于等温线图的判读是有关知识。温度数值温度数值可以帮助我们知道某一地区的温度是多少，以及相同温度的地区。等温线的疏密等温线稀疏，表示各地气温相差不大；等温线密集，说明各地气温悬殊。弯曲程度如果等温线平直，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。走向如果等温线向高纬度凸出，说明该地区的温度比纬度地区高；等温线向低纬度凸出，说明该地区的温度较同纬度的温度低。其他的影响因素如果等温线与纬线平行，说明温度随纬度而不同，即以纬度为主要影响因素；与海岸线平行，表明气温的分布受海洋影响较显著；如果与山脉走向或者高原盆地边缘平行的话，说明气温分布受地形影

13、响显著。等温线呈封闭的曲线，线内温度高的话我们可以判断为盆地；线内温度低的话是山 地。2、影响气温分布的因素纬度纬度越高，气温越低。等温线与纬线平行，从赤道向两极，其值逐渐减小；海陆分布地球表面最大差异为海陆分布。由于海陆热力差异同一纬度上海陆气温分布是不同的。冬季海洋相对于同纬度大陆是热源；夏季则正相反。海拔高度它的影响表现为在同一地区，高度不同气温明显不同。不过，实际在绘制等温线图时，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。3、世界气温分布的规律知道了等温线图如何判读，那么我们来看一下一月份和7 月份的全球海平面的等温线图。我们用

14、1月份代表北半球的冬季和南半球的夏季，7月份代表北半球的夏季和南半球的冬季。对冬季和夏季地球表面平均温度分布的特征，可作以下分析：在全球平均气温分布图上，明显的看出，等温线基本上与纬线平行，赤道地区气温高，向两极地区逐渐降低。这是一个基本特征。冬季等温线比夏季密集；由于海陆分布的影响， 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，夏季相反；最高温度带不在赤道上，而是在北半球近赤道的低纬度地区；南半球无论冬夏最低气温都出现在南极。二、对流层中气温的垂直分布（一）、对流层气温垂直分布情况1、在对流层中气温随高度变化的总的特点是气温随高度而降低。平均气温直减率为 0.65 C /1

15、00m。这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就多，气温就愈高。离地面愈远，气温愈低。其次，愈近地面空气密度大，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越少，因此气温就越低。2、对流层的底部受地面影响最大，中上层受影响较小。对流层的上层平均为 0.65-0.75 C /100m,在中层气温直减率平均为0.5-06C/100m,下层的气温直减率平均为 0.3-0.4 C/100m。（二）逆温1、定义对流层局部出现气温随高度增加降低很慢甚至增加的情况，即某一高度气温高于正常 值，称为逆温

16、。2、影响逆温现象形成的原因有辐射冷却、空气平流、下沉增温及近地面空气的湍流混合等。一般逆温层上热下冷，阻碍空气的垂直运动，不利于烟尘、污染物、水汽凝结物的扩散，有利于雾的形成并使能见度变差，加剧大气污染的严重程度。3、类型辐射逆温：由于地面强烈的辐射冷却而形成的逆温，称辐射逆温。辐射逆温的形成：形成的有利条件：晴朗无云或少云的夜间；冬季；山谷盆地地区。湍流逆温：由于低层空气的湍流混合而形成的逆温。湍流逆温的形成：湍流混合层是稳定的大气层结：湍流逆温出现在湍流减弱层，即湍流混合层与未发生湍流的上层空气之间的过渡层。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（ 丫

17、） 比干绝热直减率（Td）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图2 36湍流逆温的理成平流逆温（冬季沿海）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

18、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/.逆温层湍流层EO温度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。无暖平流时y产生理平麻后廿1段想无湍沅时的平流逆温图2 - 37 平痛逆温的形成下沉逆温如图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，vh）。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12c和1