1、第四節大氣溫度隨時間的變化地表從太陽輻射得到大量熱量，同時又以長波輻射、顯熱和潛熱的形式將部分熱量傳輸給大氣，從而失去熱量。從長時間平均看，熱量得失總和應該平衡，因此地面的平均溫度維持不變。但在某一段時間內，可能得多于失，地面有熱量累積而升溫，從而導致支出增加，趨于新的平衡。反之，當失多于得時，地面將伴隨著降溫過程。由于在這種熱量收支平衡過程中，太陽輻射處于主導地位，因此隨著日夜、冬夏的交替，地面的溫度也會相應地出現日變化和年變化，且變化的幅度與緯度、天氣及地表性質等影響熱量平衡的控制因子有關。此外地面溫度的變化也會通過非絕熱因子傳遞給大氣，大氣溫度也會相應出現變化。一、氣溫的周期性變化（一）

2、氣溫的日變化近地層氣溫日變化的特征是：1、在一日內有一個最高值，一般出現在午后14時左右，一個最低值，一般出現在日出前后。2、變化原因：一天中正午太陽高度角最大，太陽輻射最強，但最高氣溫卻出現在午后兩點鐘左右。（為什么？）這是因為大氣的熱量主要來源于地面。地面一方面吸收太陽的短波輻射而得熱，一方面又向大氣輸送熱量而失熱。若凈得熱量，則溫度升高。若凈失熱量，則溫度降低。這就是說地溫的高低并不直接決定于地面當時吸收太陽輻射的多少，而決定于地面儲存熱量的多少。從圖230中看出，早晨日出以后隨著太陽輻射的增強，地面凈得熱量，溫度升高。此時地面放出的熱量隨著溫度升高而增強，大氣吸收了地面放出的熱量，氣溫

3、也跟著上升。到了正午太陽輻射達到最強。正午以后，地面太陽輻射強度雖然開始減弱，但得到的熱量比失去的熱量還是多些，地面儲存的熱量仍在增加，所以地溫繼續升高，長波輻射繼續加強，氣溫也隨著不斷升高。到午后一定時間，地面得到的熱量因太陽輻射的進一步減弱而少于失去的熱量，這時地溫開始下降。地溫的最高值就出現在地面熱量由儲存轉為損失，地溫由上升轉為下降的時刻。這個時刻通常在午后13時左右。由于地面的熱量傳遞給空氣需要一定的時間，所以最高氣溫出現在午后14時左右。隨后氣溫便逐漸下降，一直下降到清晨日出之前地面儲存的熱量減至最少為止。所以最低氣溫出現在清晨日出前后，而不是在半夜。3、影響因子緯度：低緯正午太陽

4、高度角最大，高緯正午太陽高度角最??；所以低緯氣溫日較差最大，中緯次之，高緯最小。據統計熱帶地區的平均日較差約為12，溫帶約為89，極圈內為34。季節：在一年中，夏季太陽高度最大，冬季最小所以夏季日較差最大冬季最小，這一變化在中緯地區最明顯。但最大值并不出現在夏至日。這是因為氣溫日較差不僅與白天的最高溫度值有關，還取決于夜間的最低溫度值。夏至日，中午太陽高度角雖最高，但夜間持續時間短，地表面來不及劇烈降溫而冷卻，最低溫度不夠低。所以，中緯度地區日較差最大值出現在初夏，最小值出現在冬季。地形：凹下的地形（盆地和谷地），在白天空氣與地面的接觸面比平地大，因而空氣增溫強烈，再加上地形閉塞，通風不良，熱

5、量不易擴散，所以白天凹地比平地氣溫高；夜間冷空氣在凹地內堆積，氣溫低。因此，凹地氣溫日較差最大，平地要小。在春秋兩季凹地很容易受霜凍的危害（俗語：霜打洼地）由于坡度及空氣很少流動之故，白天增熱與夜間冷卻都較大，日較差大。而小山峰等凸出地形區，地表面對氣溫影響不大，日較差小。下墊面的性質：海洋上日較差小于大陸。天氣情況：有云層存在，則白天地面得到的太陽輻射少，最高氣溫比晴天低。而在夜間，云層覆蓋又不易使地面熱量散失，最低氣溫反而比晴天高。所以陰天的氣溫日較差比晴天小（圖231）。由此可見，在任何地點，每一天的氣溫日變化，既有一定的規律性，又不是前一天氣溫日變化的簡單重復，而是要考慮上述諸因素的綜

6、合影響。氣溫日變化的極值出現時間隨離地面的高度增大而后延，振幅隨離地高度的增大而減小。冬季約在0.5km高度處日振動已不明顯，但夏季日振動可擴展到1.5km到2km高度處。（二）氣溫的年變化1、氣溫年較差氣溫的年變化和日變化類似，如地球上絕大部分地區，在一年中月平均氣溫有一個最高值和一個最低值。一年中月平均氣溫的最高值和最低值之差，稱為氣溫年較差。由于地面儲存熱量的原因，使氣溫最高和最低值出現的時間，不是在太陽輻射最強和最弱的一天（北半球夏至和冬至），也不是在太陽輻射最強和最弱一天所在的月份（北半球6月和12月），而是比這一時段要落后12個月。大體而論，海洋上落后較多，陸地上落后較少。沿海落后

7、較多，內陸落后較少。2、就北半球來說，中、高緯度內陸的氣溫以7月為最高，1月為最低。海洋上的氣溫以8月為最高，2月為最低。3、氣溫年較差的影響因素緯度隨緯度變化的情況是：低緯最小，高緯最大。即高緯地區氣溫年較差大于低緯地區。同一緯度，海上氣溫年較差小，陸上的年較差大。同一緯度的海陸相比，大陸區域冬夏兩季熱量收支的差值比海洋大，所以陸上氣溫年較差比海洋大得多。在一般情況下，溫帶海洋上年較差為11，大陸上年較差可達到2060。海陸 沿海地區氣溫年較差小于內陸地區；干燥地區大于濕潤地區。地形地勢盆地的年較差要大于山地的氣溫年較差。植被 植被多的氣溫年較差小于植被少的氣溫年較差。4、根據溫度年較差的大

8、小及最高、最低值出現的時間，可將氣溫的年變化按緯度分為四種類型。1.赤道型它的特征是一年中有兩個最高值，分別出現在春分和秋分以后，因赤道地區春秋分時中午太陽位于天頂。兩個最低值出現在冬至與夏至以后，此時中午太陽高度角是一年中的最小值。這里的年較差很小，在海洋上只有1左右，大陸上也只有510左右。這是因為該地區一年內太陽輻射能的收入量變化很小之故。2.熱帶型其特征是一年中有一個最高（在夏至以后）和一個最低（在冬至以后），年較差不大（但大于赤道型），海洋上一般為5，在陸地上約為20左右。3.溫帶型一年中也有一個最高值，出現在夏至后的7月。一個最低值出現在冬至以后的1月。其年較差較大，并且隨緯度的增

9、加而增大。海洋上年較差為1015，內陸一般達4050，最大可達60。另外，海洋上極值出現的時間比大陸延后，最高值出現在8月，最低值出現在2月。4.極地型一年中也是一次最高值和一次最低值，冬季長而冷，夏季短而暖，年較差很大是其特征。這里特別要指出的是，隨著緯度的增高，氣溫日較差減小而年較差卻增大。這主要是由于高緯度地區，太陽輻射強度的日變化比低緯度地區小，即緯度高的地區，在一天內太陽高度角的變化比緯度低的地區小，而太陽輻射的年變化在高緯地區比低緯地區大的緣故。二、氣溫的非周期性變化氣溫變化除了由于太陽輻射的變化而引起的周期性變化外，還有因大氣的運動而引起的非周期性變化。（例如：P52劃線部分）實

10、際氣溫的變化，就是這兩個方面共同作用的結果。如果前者的作用大，則氣溫顯出周期性變化；相反，就顯出非周期性變化。不過，從總的趨勢和大多數情況來看，氣溫日變化和年變化的周期性還是主要的。第五節大氣溫度的空間分布上一節我們講了氣溫隨時間的變化，這一節我們講一下大氣溫度的空間分布。大氣溫度在水平方向上和垂直方向上的分布都是不均勻的。比如冬季我國東北地區已是白雪茫茫冰封大地，而海南則仍是郁郁蔥蔥，百花爭艷，同一時刻兩地氣溫可相差幾十度。再如珠峰，山下是茂密的森林，山中部是綠油油的草原。山上常年積雪。山上、山下景色截然不同，足見氣溫的垂直變化（泰山）。一、氣溫的水平分布1、等溫線：地面上氣溫相等的各地點的

11、連線。在等溫線圖上，等溫線的不同排列，反映出不同的氣溫分布特點。那么怎么在等溫線圖上讀出對我們有用的信息呢，下面我們將介紹關于等溫線圖的判讀是有關知識。溫度數值 溫度數值可以幫助我們知道某一地區的溫度是多少，以及相同溫度的地區。等溫線的疏密 等溫線稀疏，表示各地氣溫相差不大；等溫線密集，說明各地氣溫懸殊。彎曲程度 如果等溫線平直，表示影響氣溫分布的因素較少。等溫線的彎曲，表示影響氣溫分布的因素較多。走向如果等溫線向高緯度凸出，說明該地區的溫度比緯度地區高；等溫線向低緯度凸出，說明該地區的溫度較同緯度的溫度低。其他的影響因素如果等溫線與緯線平行，說明溫度隨緯度而不同，即以緯度為主要影響因素；與海

12、岸線平行，表明氣溫的分布受海洋影響較顯著；如果與山脈走向或者高原盆地邊緣平行的話，說明氣溫分布受地形影響顯著。等溫線呈封閉的曲線，線內溫度高的話我們可以判斷為盆地；線內溫度低的話是山地。2、影響氣溫分布的因素緯度緯度越高，氣溫越低。等溫線與緯線平行，從赤道向兩極，其值逐漸減?。?海陸分布地球表面最大差異為海陸分布。由于海陸熱力差異同一緯度上海陸氣溫分布是不同的。冬季海洋相對于同緯度大陸是熱源；夏季則正相反。海拔高度它的影響表現為在同一地區，高度不同氣溫明顯不同。不過，實際在繪制等溫線圖時，常把溫度值訂正到同一高度即海平面上，以便消除高度的因素，從而把緯度、海陸及其它因素更明顯地表現出來。3、世

13、界氣溫分布的規律知道了等溫線圖如何判讀，那么我們來看一下一月份和7月份的全球海平面的等溫線圖。我們用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。對冬季和夏季地球表面平均溫度分布的特征，可作以下分析：在全球平均氣溫分布圖上，明顯的看出，等溫線基本上與緯線平行，赤道地區氣溫高，向兩極地區逐漸降低。這是一個基本特征。冬季等溫線比夏季密集； 由于海陸分布的影響，冬季北半球的等溫線在大陸上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向極地，夏季相反； 最高溫度帶不在赤道上，而是在北半球近赤道的低緯度地區； 南半球無論冬夏最低氣溫都出現在南極。二、對流層中氣溫的垂直分布（一）、對流層氣溫垂

14、直分布情況1、在對流層中氣溫隨高度變化的總的特點是氣溫隨高度而降低。平均氣溫直減率為0.65/100m。這是因為對流層空氣的增溫主要依靠吸收地面的長波輻射，因此離地面愈近獲得地面長波輻射的熱能就多，氣溫就愈高。離地面愈遠，氣溫愈低。其次，愈近地面空氣密度大，水汽和固體雜質愈多，因而吸收地面輻射的效能愈大，氣溫愈高；愈向上空氣密度愈小，能夠吸收地面輻射的物質越少，因此氣溫就越低。2、對流層的底部受地面影響最大，中上層受影響較小。/100m，在中層氣溫直減率平均為0.5-0.6/100m,/100m。（二）逆溫1、定義對流層局部出現氣溫隨高度增加降低很慢甚至增加的情況，即某一高度氣溫高于正常值，稱

15、為逆溫。2、影響逆溫現象形成的原因有輻射冷卻、空氣平流、下沉增溫及近地面空氣的湍流混合等。一般逆溫層上熱下冷，阻礙空氣的垂直運動，不利于煙塵、污染物、水汽凝結物的擴散，有利于霧的形成并使能見度變差，加劇大氣污染的嚴重程度。3、類型輻射逆溫：由于地面強烈的輻射冷卻而形成的逆溫，稱輻射逆溫。輻射逆溫的形成：形成的有利條件：晴朗無云或少云的夜間；冬季；山谷盆地地區。湍流逆溫：由于低層空氣的湍流混合而形成的逆溫。湍流逆溫的形成： 湍流混合層是穩定的大氣層結： 湍流逆溫出現在湍流減弱層，即湍流混合層與未發生湍流的上層空氣之間的過渡層。其形成過程可用圖236來說明。圖中AB為氣層原來的氣溫分布，氣溫直減率

16、（）比干絕熱直減率（d）小，經過湍流混合以后，氣層的溫度分布將逐漸接近于干絕熱直減率。這是因為湍流運動中，上升空氣的溫度是按干絕熱直減率變化的，空氣升到混合層上部時，它的溫度比周圍的空氣溫度低，混合的結果，使上層空氣降溫?？諝庀鲁習r，情況相反，會使下層空氣增溫。所以，空氣經過充分的湍流混合后，氣層的溫度直減率就逐漸趨近干絕熱直減率。圖中CD是經過湍流混合后的氣溫分布。這樣，在湍流減弱層（湍流混合層與未發生湍流的上層空氣之間的過渡層）就出現了逆溫層DE。平流逆溫（冬季沿海）暖空氣平流到冷的地面或冷的水面上，會發生接觸冷卻作用，愈近地表面的空氣降溫愈多，而上層空氣受冷地表面的影響小，降溫較少，于是

17、產生逆溫現象。這種因空氣的平流而產生的逆溫，稱平流逆溫（圖237）。但是平流逆溫的形成仍和湍流及輻射作用分不開。因為既是平流，就具有一定風速，這就產生了空氣的湍流，較強的湍流作用常使平流逆溫的近地面部分遭到破壞，使逆溫層不能與地面相聯，而且湍流的垂直混合作用使逆溫層底部氣溫降得更低，逆溫也愈加明顯。另外，夜間地面輻射冷卻作用，可使平流逆溫加強，而白天地面輻射增溫作用，則使平流逆溫減弱，從而使平流逆溫的強度具有日變化。下沉逆溫如圖238所示，當某一層空氣發生下沉運動時，因氣壓逐漸增大，以及因氣層向水平方向的輻散，使其厚度減?。╤h）。如果氣層下沉過程是絕熱的，而且氣層內各部分空氣的相對位置不發生改變，這樣空氣層頂部下沉的距離要比底部下沉的距離大，其頂部空氣的絕熱增溫要比底部多。于是可能有這樣的情況：當下沉到某一高度上，空氣層頂部的溫度高于底部的溫度，而形成逆溫。例如，設某氣層從空中下沉，起始時頂部為3500m，底部為3000m（厚度500m），它們的溫度分別為1