气象学与气候学

气象学与气候学MeteorologyandClimatology

文山学院：游春梅由于旱情持续，截至2010年2月28日，云南省蒙自县冷泉乡索本底等5个自然村近200户人家只能靠本地接近干枯的山泉作饮用水和生活用水。云南今年遭遇50年一遇的特大旱灾，2010年2月2日，昆明市石林县高石哨绿塘子水库干旱的露出了池底。2011年5月鄱阳湖成为大草原11月4日，北京市气象台发布了暴雪红色预警信号。这是北京自有预警制度以来首个暴雪红色预警。目前全市降水量平均值达到55.6毫米，最大降水量为99.6毫米，达到北京市有气象记录以来“冬半年”最大值。持续时间超过40小时

据市气象台统计，整个降雨雪过程中，从3日8时至4日20时，全市平均降水量为56毫米，城区平均降水量为62毫米，东南部地区平均降水量为68毫米，降水量最大的是海淀凤凰岭，达到99.6毫米，积雪深度最大的是延庆站，达到47.5厘米。

绪论

一、研究对象和分科二、大气、天气、气候、气候系统概念三、研究方法四、发展简史

0.1气象学与气候学的研究对象和分科大气科学的定义：研究大气中各种现象、过程的成因和时空分布规律，以及如何利用这些规律为人类服务研究对象：主要是覆盖整个地球的大气圈；研究内容：大气科学分支学科中大气探测学、大气物理学、大气化学、天气学、气候学的基础知识。3.学科分支

主要分支学科有大气探测、气候学、天气学、动力气象学、大气物理学、大气化学、人工影响天气、应用气象学。大气：包围着地球的整个空气层天气：指某一地区在某一短时间内大气中气象要素（如温度、湿度等）和天气现象(如云、雾等)的综合。气候：某地在太阳辐射、下垫面性质、大气环流和人类活动长期相互作用下所产生的天气综合。区别：时间尺度：天气短，气候长天气变化多端，气候比较稳定少变气候具有显著的区域性，而天气不明显联系：气候以天气为基础，是天气的综合；天气是以气候不同为背景气候系统：由大气圈、水圈、岩石圈、冰雪圈和生物圈组成的整个系统，以及系统内各子系统之间一系列复杂的相互作用过程。0.2大气、天气、气候、气候系统概念0.3气象学和气候学的研究方法

气象观测：地面观测、高空观测、遥感技术天气与气候分析：天气气候图分析、四维分析、统计分、诊断分析天气与气候的数值模拟1.萌芽时期：十六世纪中叶以前感性认识和经验形成阶段，萌芽时期我国和希腊是露过锋芒的，气象学与天文学是混在一起的，可以说具有天象学的性质。我国发展：殷商的“卜旬”、涉及物候的典籍、汉唐观测天气的仪器；国外发展：希腊亚里斯多德著《气象学》。

2.发展初期：十六世纪中叶到十九世纪末气象观测阶段：温度表（伽利略）、气压表（托里拆利）主要研究成果：关于海平面上风压关系定律、气旋模式和结构、大气中光电现象和云雨形成的初步解释，大气环流的若干现象解释等0.4气象学与气候学的发展简史3.发展时期：二十世纪以来早期：二十世纪五十年代前气象学方面：锋面学说、长波理论、降雨学说气候学方面：气候型、气候分类法近期：二十世纪五十年代以后电子计算机和新技术，如雷达、激光和人造卫星等的使用气象学方面：大规模观测试验、数值模拟试验；气候学的科学革命我国气象学、气候学的奠基人竺可桢（1928年在南京北极阁建立气象台）。气象卫星竺可桢多普勒天气雷达站卫星云图对流云云顶越高温度越低副高第1章大气的成分、状态与结构

一、大气的组成二、大气的垂直结构1.1大气的成分（干空气、水汽、气溶胶粒子和污染物质）1.干洁空气（1）定义：指大气中除去水汽、液体和固体微粒以外的整个混合气体。（2）成分（附图）

①氮（地球上生命体的基本成分）②氧（维持生命的活动）③氩（惰性气体）氮+氧+氩=99.95%干洁空气的组成结构

④二氧化碳（光合作用；大气保温效应）⑤臭氧（地球生命的保护伞：强烈吸收太阳辐射中的紫外线）图大气臭氧浓度随高度的变化图各高度上氧和氮的组成比例2.水汽（唯一发生相变的大气成分）

（1）来源：陆面、水面蒸发和植物蒸腾（2）含量:占整个地球总水量的0.001%（3）重要性：产生天气变化的重要因素，直接影响地面和低层大气的温度。3.固态、液态微粒（气溶胶粒子，影响大气和地面温度，但对成云致雨起到重要作用）

4.大气污染物质（粉尘、一氧化碳、二氧化硫、一氧化氮、硫化氢等）气象小常识：PM2.5PM2.5：指大气中直径小于或等于2.5微米的颗粒物，也称为可入肺颗粒物世界2001年至2006年PM2.5平均值分布图

灰霾天气1.2大气的垂直结构（按热力结构分层）1.2.1对流层（0~12km）温度随高度递减（平均每100米下降0.65℃）；有强烈的对流运动；气象要素水平分布不均匀。1.2.2平流层（12~55km）气温随高度增加而显著递增；水汽、杂质极少，透明度好；空气以平流为主，气流稳定。1.2.3中间层（55~80km）气温随高度增加迅速降低；对流运动强烈（又称为上对流层）。

1.2.4暖层（80~800km）

温度随高度增加而迅速增高；空气处在高度电离状态（又称为电离层）。

1.2.5散逸层（暖层以上）

空气极其稀薄，温度高；空气质点运动速度快，大气质点不断逃逸到宇宙太空。大气分层高度(km)气温变化原因气流运动特征与人类的关系对流层0~12递减地面为主要直接热源对流运动显著影响人类一系列的生产、生活活动平流层12~55递增靠臭氧层吸收紫外线增温以平流运动为主人类生存环境的天然屏障，利于高空飞行中间层55-80递减离地面热源远、臭氧少对流运动强烈无线电通讯（D层）暖层（电离层）80~800递增氮、氧吸收太阳紫外线辐射空气密度很小无线电通讯（E、F层）、人造卫星散逸层800以上略有递增空气极其稀薄空气质点运动速度很快受地球引力很小大气分层结构比较按磁特性分层：中性层、电离层、磁层按化学成分分层：均质层，非均质层第2章大气的热能和温度

一、辐射的基本知识二、太阳辐射三、地—气系统长波辐射四、辐射差额五、大气的增温和冷却2.1辐射的基本知识辐射的概念电磁波普（图2——1）辐射能的特征量物体对辐射能的作用热辐射的基本定律：基尔荷夫定律；普朗克定律；斯蒂芬—玻尔兹曼定律；维恩位移定律2.2太阳辐射2.1太阳辐射光谱的太阳常数太阳辐射光谱太阳常数：在日地平均距离条件下，地球大气上界垂直于太阳光线的面上所接受的太阳辐射通量密度，称为太阳常数。以S.表示，单位为W/m2。太阳常数是一个相对稳定的常数，依据太阳黑子的活动变化，他所影响到的是气候的长期变化，而不是短期的天气变化。2.2太阳辐射在大气中的减弱大气对太阳辐射的吸收大气对太阳辐射的散射1.散射的本质2.散射的分类云层和尘埃对太阳辐射的反射反射作用是大气中的云层和尘埃，具有反光镜的作用，可以把投射其上的太阳辐射的一部分，又反射回宇宙空间。阳伞效应阳伞效应是由烟尘增多形成的。人类的生产与生活活动，导致大气中的烟尘越来越多。悬浮在大气中的烟尘，一方面将部分太阳辐射反射回宇宙空间，削弱了到达地面的太阳辐射能，使地面接受的太阳能减少；另一方面吸湿性的微尘又作为凝结核，促使周围水汽在它上面凝结，导致低云、雾增多。这种现象类似于遮阳伞，因而称“阳伞效应”。阳伞效应的产生使地面接受太阳辐射能减少且阴、雾天气增多，影响城市交通等。2.3到达地面的太阳辐射有两部分：直接辐射：太阳以平行光线的形式直接投射到地面上。散射辐射：经过散射辐射后自天空投射到地面上。二者之和称为总辐射。1、直接辐射：太阳高度（角）、大气透明度（1）太阳高度角（h）：太阳光线与水平面间的夹角；h不同，地表单位面积上所获得的太阳辐射也就不同。h越小，等量的太阳辐射散布的面积就越大，地表单位面积上所获得的太阳辐射就越小h越小，太阳辐射穿过的大气层越厚地球O点的地平线OACh2h1h1>h2AO<CO太阳辐射被减弱也较多（吸收、反射、散射等），到达地面的直接辐射就较少。

一个大气质量：地面为标准气压（1013hpa）时，太阳光垂直投射到地面所经路程中，单位截面积的空气柱的质量。

h不同，大气质量数不同；大气质量数随h减小而增大。

P29表2·1不同太阳高度角时的大气质量数h90°60°30°10°5°3°1°0°m11.152.05.610.415.427.035.4（2）大气透明度用透明系数（p）表示指透过一个大气质量的辐射强度与进入该大气的辐射强度之比。即当太阳位于天顶处，在大气上界太阳辐射通量为I0，而到达地面后为I，则：

p=I/IoP表明辐射通过大气后的削弱程度，如：p=0.7，表示削弱了30%P决定于大气中所含水汽、水汽凝结物和尘粒杂质的多少；多，大气透明度差，P小，太阳辐射被减弱得多，到达地面的太阳辐射相应减少。直接辐射有明显的年变化、日变化和随纬度的变化。主要由

h决定：随纬度的变化：低纬地区一年四季h都很大，地表得到的直接辐射比中、高纬地区大得多。日变化：日出、日落时，h最小，直接辐射最弱；中午，h最大，直接辐射最强。年变化：夏季最强，冬季最弱。2、散射辐射：太阳高度角、

大气透明度天空散射辐射就是大气对空中的太阳直接辐射进行散射及反射而产生的。h大，到达近地面的直接辐射增强，散射辐射也相应增强；h小，弱。（与直接辐射同向）大气透明度，不好，参与散射作用的质点增多，散射辐射增强；好，减弱。（与直接辐射反向）云：能强烈地增大散射辐射。P29图2·11日、年变化，也主要决定于h的变化，一日内正午前后最强，一年内夏季最强。3、总辐射变化规律，比太阳直接辐射和散射辐射要复杂些，它是二者变化规律的综合。但在晴朗的日子里，它的强弱主要由太阳直接辐射决定。年变化与直接辐射基本一致，夏季最大，冬季最小。

日变化日出前：散射辐射日出后：h增大，直接辐射和散射辐射逐渐增加，直接辐射增加快h=8o：直接辐射=散射辐射h=50o：散射辐射：10~20%；直接辐射：80~90%中午：直接辐射和散射辐射均达最大值中午后；二者按相反次序变化云的影响可使这种规律受到破坏。随纬度的分布一般：纬度越低，总辐射越大；反之，小。P30表2·21、可能总辐射，随纬度降低而增加；低纬，h大，总辐射大，最大值在赤道。2、有效总辐射，小了很多，可见云层的影响很大。3、有效总辐射，一般随纬度降低而增加，但最大值不在赤道，而在20oN，因赤道附近云多，太阳辐射减弱得也多。第三节地—气系统的长波辐射地面辐射：地面辐射是地表面这种以其本身的热量日夜不停地向外放射辐射的方式。由于地表温度比太阳低得多(地表面平均温度约为300K)，因而，地面辐射的主要能量集中在1～30微米之间，其最大辐射的平均波长为10微米，属红外区间，与太阳短波辐射相比，称为地面长波辐射。大气辐射指的是大气吸收地面长波辐射的同时，又以辐射的方式向外放射能量，大气这种向外放射能量的方式，称为大气辐射。由于大气本身的温度也低，放射的辐射能的波长较长，故也称为大气长波辐射。大气对长波辐射的吸收作用大气逆辐射与温室效应大气吸收地面长波辐射的同时，又以辐射的方式向外放射能量。大气辐射的方向既有向上的，也有向下的，大气辐射中向下的部分，因为与地面辐射方向相反，称为大气逆辐射。大气逆辐射是地面获得热量的重要来源。由于大气逆辐射的存在，使地面实际损失的热量比地面以长波辐射放出的热量少一些，大气的这种保温作用称为大气的温室效应。这种大气的保温作用使近地表的气温提高了约18℃。月球则因为没有象地球这样的大气，因而，致使它表面的温度昼夜变化剧烈，白天表面温度可达127℃，夜间可降至-183℃。地面有效辐射地面放射的辐射与地面吸收的辐射之差，称为地面有效辐射。地面有效辐射的强弱随地面温度、空气温度、空气湿度及云况而变化。(1)根据辐射强度的关系，地面温度增高时，地面辐射增强，如其它条件(温度、云况等)不变，则地面有效辐射增大。(2)空气温度高时，大气逆辐射增强，如其它条件不变，则地面有效辐射减小。(3)空气中含有水汽和水汽凝结物较多，则因水汽放射长波辐射的能力比较强，使大气逆辐射增强，从而也使地面有效辐射减弱。(4)天空中有云，特别是有浓密的低云存在，大气逆辐射更强，使地面有效辐射减弱得更多。所以，有云的夜晚通常要比无云的夜晚暖和一些。云被的这种作用，我们也称为云被的保温效应。人造烟幕所以能防御霜冻，其道理也在于此。第四节辐射差额地面辐射差额大气辐射差额地气系统辐射差额56地面由于吸收太阳总辐射和大气逆辐射而获得能量，同时又以其本身的温度不断向外放出辐射而失去能量。某段时间内单位面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射之差值，称为地面的辐射差额Rg

（表示单位水平面积、单位时间的辐射差额）Rg=（Q+q）（1-a）-F0式中（Q+q）是到达地面的太阳总辐射，即太阳直接辐射和散射辐射之和；a为地面对总辐射的反射率；F0为地面的有效辐射。（一）地面的辐射差额57辐射差额各分量的日变化

地面辐射和有效辐射曲线对正午来说是不对称的，因为地表最高温度出现在13时左右

辐射差额负值辐射差额正值辐射差额负值58地面辐射差额特点：时空分布（1）一天之中Rg的大小决定于太阳的总辐射。（2）年变化特点：随纬度增加Rg>0的时间就减少。59（二）大气的辐射差额

大气的辐射差额：整层大气辐射差额（Ra）某一层大气辐射差额qa：整个大气层所吸收的太阳辐射F0：地面有效辐射F∞：大气上界有效辐射Ra=qa+F0-F∞60（二）大气的辐射差额

Ra=qa+F0-F∞

F∞>F0，qa<F∞-F0，Ra是负值大气要维持热平衡，还要靠地面以对流及潜热释放等来输送一部分热量给大气。61（三）地-气系统的辐射差额如果把地面和大气看作为一个整体，其辐射能的净收入为Rs=（Q+q）（1-a）+qa-F∞Q+q是到达地面的太阳总辐射qa大气所吸收的太阳辐射F∞大气上界的有效辐射a为地面对总辐射的反射率就个别地区来说，地气系统的辐射差额既可以为正，也可以为负。但就整个地气系统来说，这种辐射差额的多年平均应为零。因整个地球和大气的平均温度多年来是没有什么变化。62地-气系统的辐射差额是正值地-气系统的辐射差额是负值

地-气系统的辐射差额是负值

63地气系统辐射差额结论：由于地气系统辐射差额分布不均，使高低纬度受热不均，引起气压分布不均，导致大气运动，使高低纬间有水平的热量输送，进而产生大气环流。第五节大气的增温和冷却一、海陆的增温和冷却的差异二、空气的增温和冷却

三、空气温度的个别变化和局地变化四、大气静力稳定度65一、海陆的增温和冷却的差异同样条件下的水面吸收的太阳能比陆面吸收的太阳能多10％—20％;陆地所吸收的太阳能分布在很薄的地表面上，而海水所吸收的太阳能分布在较厚的水层中;海面有充分水源供应，以致蒸发量较大，失热较多，这也使得水温不容易升高。岩石和土壤的比热小于水的比热。66

空气内能变化既可由空气与外界有热量交换而引起；也可由外界压力的变化对空气作功，使空气膨胀或压缩而引起。空气与外界有热量交换，称为非绝热变化；空气与外界没有热量交换，称为绝热变化。二、空气的增温和冷却

67一、非绝热变化（五种方式）（一）辐射：物体间不停地发射电磁波进行热量交换的过程（地气间、大气间）。（二）对流：物体受热后表面空气膨胀或质点运动传输热量。此方式是地面和低层大气传热的重要形式。（三）乱流：近地层中空气无规则地升降或涡旋运动，此方式是摩擦层中热量变换的方式（０－２ｋｍ）。（四）传导：从一个分子传递给另一个分子的热能交换方式。由于地面和大气都是热的不良导体，可忽略不计。（五）潜热交换：水相变化中热量的吸收和释放过程。此方式主要集中在５km以下的层次中。蒸发潜热：冰-汽（吸热），水-汽（吸热）。凝结潜热：水-冰（放热），汽-冰（放热）。68二、绝热变化绝热变化有两个过程：（1）绝热增温过程：气块下降、吸热，温度升高的过程。（2）绝热冷却过程：气块上升、放热，气温下降的过程。

上升空气的降温作用和下沉空气的增温作用主要是由于空气的绝热膨胀和绝热压缩的结果。69（一）干绝热变化和干绝热过程1、干绝热过程：气块在升降过程中无水相变化，即与外界无热量交换的过程。规律：T/T0=(P/P0)0.286

泊淞方程其中：T0、T：干空气初、终态的温度

P0、P：干空气初、终态的气压意义：干绝热变化过程中，温度随气压的变化呈指数降低。

702.干绝热直减率和湿绝热直减率

气块绝热上升单位距离时的温度降低值，称绝热垂直减温率（简称绝热直减率）。对于干空气和未饱和的湿空气来说，则称干绝热直减率γd.71干绝热直减率与的区别：是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率，它近似于常数。是周围大气的温度随高度的分布情况。它可以有不同的数值。72

干空气或者未饱和的湿空气，每上升100m（或下降100m）温度降低（升高）的度数。干绝热直减率是个常数：rd=1℃/100m

某高度处：T=T0-rdΔZ73

饱和空气绝热上升中，因饱和而发生冷却凝结，同时释放凝结潜热，加热气块的过程。湿绝热过程湿绝热直减率（rm）

饱和湿空气绝热上升,每上升100m温度降低的度数。

rm是个变量。74湿绝热直减率1g饱和湿空气中含有水汽qsg，绝热上升，凝结了dqsg水汽，所释放出的潜热为：dQ＝-Ldqs

L表示水汽的凝结潜热,负号表示当有水汽凝结得到热量时，水汽减少

。

75湿绝热过程热力学第一方程为：

饱和湿空气上升时，温度随高度的变化有两种原因：

气压变化引起凝结潜热释放

上升时，dqs<0,造成温度升高，凝结作用可以抵消一部分由于气压降低而引起的温度降低

所以：有水汽凝结时，空气上升所引起的降温比干空气时要缓慢76湿绝热递减率：

当饱和湿空气上升时，dz>0，dqs<0,则：

此外，由于是气压和温度的函数，因此，是温度和气压的函数，

当饱和湿空气下降时，dz<0，dqs>0,则：7778干、湿绝热线的比较，干绝热线直减率近于常数，故呈一直线；

湿绝热线，因γm＜γd，故在干绝热线的右方，并且下部因为温度高，γm小，上部温度低，γm大，这样形成上陡下缓的一条曲线。到高层水汽凝结愈来愈多，空气中水汽含量便愈来愈少，γm愈来愈和γd值相接近，使干、湿绝热线近于平行。79（三）气块的状态变化１、湿空气的状态变化：对于未饱和的湿空气而言，在绝热上升时，气块的温度直减率有两个阶段：干绝热变化和湿绝热变化80位温由于温度在气块运动过程中，不是一个守恒量，为了便于比较处于不同高度上的两气块的热状况，假设把气块都按绝热过程移到同一高度（或等压面），就可以进行比较了。取这一标准高度为1000hpa,这时所具有的温度称为位温，以Θ表示，由泊松方程可得：位温在干绝热过程中具有保守性，即气块在循干绝热升降时，其位温恒定不变。81假相当位温在湿绝热过程中，由于有潜热释放或消耗，位温是变化的。假设有极端的一种情况，水汽凝结后即脱离气块而降落，潜热留在气块中加热了气块，该过程为假绝热过程。当气块中含有的水汽全部凝结降落时，所释放的潜热，就使原气块的位温提高到了极值，这个数值称为假相当位温，用θse表示。

82假相当位温θse的含义A点，这时气块是未饱和的，令其沿干绝热线上升到达凝结高度B点

气块达到饱和；当气块再继续上升时，就不断地有水汽凝结，这时它将沿湿绝热线上升降温当气块内水汽全部凝结降落后，再令其沿干绝热线下沉到1000hPa，此时气块的温度就是假相当位温θse。83假相当位温θse是关于温、压、湿的一个综合物理量，对于干绝热，湿绝热和假绝热过程，都守恒84三、空气温度的个别变化和局地变化

温度的平流变化

个别变化：单位时间内个别空气质点温度的变化局地变化：固定地点大气温度随时间的变化局地变化和个别变化之间的关系：温度的个别变化

温度的局地变化

85温度平流86四、大气静力稳定度

（一）大气稳定度的概念许多天气现象的发生，都和大气稳定度有密切关系。

大气稳定度是指气块受任意方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。它表示在大气层中的个别空气块是否安于原先的层次，是否易于发生垂直运动，即是否易于发生对流。大气稳定度有三种类型：稳定：无论上升或下降，最终回到原位。不稳定：加速远离原位。中性：随欲而安。

87空气层的γ与空气块的γm、γd的关系γ：升降气块所在的周围大气温度随高度的变化情况，称之为层结曲线。大气层结：大气中温度、湿度的分布状况。

γm、γd：升降气块温度随高度的变化情况，称之为状态曲线。88单位体积气块受到两个力一是四周大气对它的浮力ρg，方向垂直向上；另一是本身的重力ρig，方向垂直向下，两力的合力称为层结内力，以f表示之，加速度a即由该力作用而产生的。判别稳定度的基本公式

当空气块温度比周围空气温度高，即Ti＞T，则它将受到一向上加速度而上升；反之，当Ti＜T，将受到向下的加速度；而Ti=T，垂直运动将不会发展。89（二）判断大气稳定度的基本方法大气是否稳定，通常用周围空气的温度直减率（γ）与上升空气块的干绝热直减率（γd）或湿绝热直减率（γm）的对比来判断。（γ－γd）的符号，决定了加速度a与扰动位移△Z的方向是否一致，亦即决定了大气是否稳定。当γ＜γd，若△Z＞0，则a＜0，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；当γ＞γd，若△Z＞0，则a＞0，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；当γ=γd，a=0，层结是中性的。901、干空气和未饱和湿空气的判据r<rd时，大气层结稳定r=rd时，大气层结为中性r>rd时，大气层结不稳定91

利用层结的位温随高度的分布也可以判定层结的稳定与否。922、饱和湿空气的判据：r<rm时，大气层结稳定r=rm时，大气层结为中性r>rm时，大气层结不稳定933、结论1)r越大，大气层结越不稳定;2)r<rm<rd时，或r=0（<0）时，大气层结是等温或逆温，绝对稳定;3)r>rd时,无论空气是否饱和，都是不稳定的，绝对不稳定;4)rm<r<rd时,属于条件性不稳定,对饱和空气大气层结是不稳定的,对未饱和湿空气大气层结是稳定的。

94（三）不稳定能量：1、定义：大气中可以供给单位质量空气作上升运动的那部分能量。2、如何判断不稳定能量主要决定于气块温度与气层温度的对比。95影响正不稳定能量大小的因素（1）r越大（降温）：正不稳定能量面积增大;（2）湿度大：凝结潜热多rm小，正不稳定能量面积增大。

所以只有增大正不稳定能量面积，才有利于对流的快速发展。963、不稳定能量的类型（1）绝对不稳定型：在起始高度以上，各高度上的气块温度大于气层的温度，气块才能自由上升。97（2）绝对稳定型

在起始高度以上，各高度上的气块温度小于气层的温度，气块只有靠外力被迫上升。98（3）潜在不稳定型：层结曲线与状态曲线相交于B（自由对流高度）B以上：气块的温度高于气层的温度，具有正的不稳定能量，属于不稳定型。B以下：气块的温度小于气层的温度，具有负的不稳定能量，难以发展对流，属于稳定型。99习题1）试述绝热变化与非绝热变化区别与联系。2）试推导干绝热和湿绝热直减率。3）如何有效地判断大气的稳定度？气温的时空分布气温随时间的变化气温的空间分布水平分布垂直分布气温最随时间的变化气温的日变化：气温日变化指一天内气温高低的周期性变化。这种变化离地面愈近愈明显。大陆上最高气温一般出现在14时左右，最低气温一般在日出前。正午以后，太阳辐射虽开始减弱，但地面获得的太阳辐射热量仍比地面辐射失去的热量多，地面储存的热量继续增多，直到太阳辐射热量开始少于地面辐射失去的热量时，即由盈余转为亏损的时刻，地面温度达最高值。地面将热量传给空气还需一定时间，故最高气温出现在14时左右。夜间地面热量亏损，气温降低，直到日出前地面储存热量减至最少，故最低气温出现在清晨5时左右。这一天中气温最高值与最低值之差叫做气温日较差影响因子①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℃，温带约为8—9℃，极圈内为3—4℃。②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。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。③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。④下垫面的性质：海洋上日较差小于大陆。⑤天气情况：有云层存在，则白天地面得到的太