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空气温度随高度的变化规律一、高度与温度的关系1.高度越高，温度越低。
这是由于随着高度的增加，大气层变薄，吸收和辐射能量的能力减弱，从而导致温度下降。
2.温度随高度变化的速度和幅度。
在大多数地区，温度随高度变化的趋势是每升高100米，温度下降0.6摄氏度左右。
但这种变化会因地形、地理位置、季节等因素而有所不同。
3.温度随高度的日变化和年变化。
白天时，地面受太阳辐射加热，因此地面及其附近空气温度较高，向上则逐渐降低。
夜间则相反，地面辐射冷却，所以地面附近温度较低，向上则逐渐升高。
这种日夜温度变化在垂直方向上的表现称为日变化。
年变化是指一年中四季的温度变化。
一般来说，夏季地面温度较高，向上则逐渐降低；冬季地面温度较低，向上则逐渐升高。
4.大气温度分层现象。
根据温度随高度的变化规律，可将大气分为若干层。
对流层是其中最低的一层，该层内温度随高度的增加而降低，这是对流层的主要特征。
二、影响高度与温度关系的因素1.太阳辐射的影响。
太阳辐射是地球表面最重要的能量来源，它直接影响到地表温度和大气温度。
2.地面反射的影响。
地面的反射率会影响地面向太空辐射能量的多少，从而影响地表温度和大气温度。
3.大气成分的影响。
大气中的温室气体和其他成分都会影响到大气温度。
4.大气湿度的影响。
大气的湿度会影响到云的形成和消散，从而影响到地表的辐射和能量吸收，最终影响到大气温度。
5.大气压力的影响。
大气压力会影响大气的组成和厚度，从而影响大气温度。
三、高度与温度的变化对气候的影响1.对气温分布的影响。
高度与温度的变化会影响到气温的垂直分布，进而影响到气候带分布和气温水平分布。
2.对气候带分布的影响。
气候带分布受高度与温度变化的影响，如寒带、温带、热带和高原地区的温度分层现象不同。
3.对降水分布的影响。
高度与温度的变化也会影响到降水的分布，如山脉两侧的降水差异、迎风坡与背风坡的降水差异等。
4.对大气环流的影响。
高度与温度的变化会影响到大气环流的运行，从而影响到气候的变化和天气状况。
大气温度知识点
大气温度是指大气中的温度变化情况。
了解大气温度的知识可以帮助我们更好地理解气候变化和天气预报。
以下是一些关键的大气温度知识点：
1. 大气温度的定义：大气温度是指在特定时间和地点测量到的空气的热量。
温度是物体内分子运动的表现，它受到太阳辐射、地表反射、地形和气象系统等因素的影响。
2. 大气温度的测量：大气温度通常使用温度计来测量。
常见的温度单位有摄氏度（℃）和华氏度（℉）。
3. 温度的垂直分布：大气温度随着海拔的升高而变化。
在对流层中，温度随着海拔的升高而减小，这是因为高空空气稀薄，能量较少。
但是在平流层中，温度随着海拔的升高而增加，这是由于臭氧层的吸收和保留太阳辐射。
4. 季节变化：地球的季节变化是由地球自转和公转引起的。
由于地球轴倾斜的原因，不同地区在不同时间接收到的太阳辐射量会
有所不同，导致季节的变化。
因此，地球各地区的大气温度也会随季节的变化而有所不同。
5. 温暖和寒冷的气候区域：由于太阳辐射量的不同，地球上有温暖和寒冷的气候区域。
赤道地区接收到的太阳辐射最多，因此气温较高，而极地地区由于接收的太阳辐射较少，气温较低。
6. 温室效应：温室效应是指地球大气中的某些气体（如二氧化碳）能够吸收并重新辐射地球表面释放出的热能，造成地球表面温度升高的现象。
人类活动的增加导致大气中温室气体浓度的增加，进一步加剧了温室效应，导致全球气候变暖。
以上是大气温度的一些关键知识点。
通过了解这些知识，我们可以更好地理解和解释天气现象，以及人类活动对气候的影响。
大气温度随高度而变化的规律和原因引言：大气温度随高度而变化是大气科学中的一个重要问题，对于了解大气运动和气象学有着重要意义。
本文将探讨大气温度随高度变化的规律及其原因。
一、大气温度随高度变化的规律1. 温度递减率随高度增加而减小大气温度随高度的变化并非是一个均匀的递减过程。
在大气的底层，随着高度的增加，温度递减的速率较大，这是因为大气受到地面的加热影响，地面温度高，向上传导的热量也较多。
而随着高度的增加，温度递减的速率逐渐减小，直至达到对流层的顶部，此时温度递减几乎停止。
2. 温度递减率随季节和地区有所不同大气温度随高度的变化不仅与高度有关，还与季节和地区有关。
在不同季节和地区，大气温度随高度变化的规律不尽相同。
例如，在赤道地区，温度递减率较小，而在极地地区，温度递减率较大。
3. 温度递减率随天气系统的变化而变化天气系统的变化也会对大气温度随高度的变化规律产生影响。
例如，在冷锋和暖锋的交汇区，由于空气的垂直运动，温度递减率会发生明显变化。
这是因为冷锋和暖锋之间的空气在上升和下沉的过程中受到压缩和膨胀的影响，从而导致温度递减率的变化。
二、大气温度随高度变化的原因1. 辐射平衡原理地面受到太阳辐射的加热，再通过对流、辐射等方式向大气传导热量。
随着高度的增加，大气密度减小，导致热量传导能力减弱，使得温度递减的速率减小。
2. 温室效应大气中的温室气体，如二氧化碳、甲烷等，可以吸收地表向大气传导的长波辐射，再通过热对流和辐射方式释放热量。
这种温室效应导致大气中的温度分布不均匀，使得温度递减率随高度变化。
3. 水汽含量的变化水汽是大气中重要的温室气体之一。
随着高度的增加，水汽含量逐渐减小，导致温室效应减弱，从而影响大气温度随高度变化的规律。
4. 大气运动和垂直运动大气中的垂直运动，如对流、上升气流和下沉气流等，会对温度随高度变化的规律产生重要影响。
对流使得底层大气温度较高，而上升气流和下沉气流则会影响温度递减率的变化。
第四节大气温度随时间的变化一、气温的周期性变化（一）气温的日变化1、大气边界层的温度主要受地表面增温与冷却作用的影响而发生变化。
2、大气中的水平运动与垂直运动都会引起局地气温的变化。
3、近地层气温日变化的特征：（1）在一日内有一个最高值（出现在14时左右）和一个最低值（出现在日出前后）。
（2）气温日较差的大小与纬度、季节和其他自然条件有关。
①日较差最大的地区在副热带，向两极减少。
②日较差夏季大于冬季。
③凹地地形的日较差大于凸地地形；干燥地日较差大于潮湿地；晴天日较差大于阴天。
（3）气温日变化的极值出现的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。
（地、气热量交换需要一个过程，垂距越大，耗时越长。
所以海拔较高处气温的极大值和极小值出现的时间延后。
离地高度越大，地面对大气温度的影响就越小，气温日变化的振幅（即日较差）也就越小。
）（二）气温的年变化1、一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。
2、北半球中、高纬度内陆地区的气温以7月为最高，1月为最低。
北半球海洋上的气温8月最高，2月最低。
3、从赤道附近到极地地区，气温年较差变大。
4、同纬度地区，陆地气温年较差大于海洋；内陆气温年较差大于沿海。
气温的年变化按纬度分为四种类型：1、赤道型特征：（1）一年有两个最高值（春分和秋分以后）和两个最低值（冬至和夏至以后）。
（2）年较差很小。
2、热带型特征：（1）一年有一个最高值（夏至以后）和一个最低值（冬至以后）。
（2）年较差不大。
3、温带型特征：（1）有一个最高值（陆7月海8月）和一个最低值（陆1月海2月）。
（2）年较差较大，且随纬度的增加而增大。
4、极地型特征：（1）一年有一次最高值和一次最低值。
（2）年较差很大。
二、气温的非周期性变化1、大气运动引起气温的非周期性变化。
2、通常情况下，气温日变化和年变化的周期性是主要的。
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，而不是在半夜。
3、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，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）。
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1—2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①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℃，大陆上年较差可达到20—60℃。
②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。
③地形地势盆地的年较差要大于山地的气温年较差。
④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1℃左右，大陆上也只有5—10℃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5℃，在陆地上约为20℃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10—15℃，内陆一般达40—50℃，最大可达60℃。
另外，海洋上极值出现的时间比大陆延后，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。
①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。
②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。
③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。
④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。
⑤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响显著。
⑥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①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；②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。
③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：①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。
②冬季等温线比夏季密集；③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；④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；⑤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℃/100m。
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℃/100m，在中层气温直减率平均为0.5-0.6℃/100m,下层的气温直减率平均为0.3-0.4℃/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。
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①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。
