5,气温空间分布

（二）湍流逆温
由于低层空气的湍流混合而形成的逆温。 高度 D
湍 流 混 合 层
B E
湍流运动中，按γd变化 上升：使上层空气降温； 下沉：使下层空气升温。 充分混合后，气层的γ就 逐渐趋近于γd。 DE为逆温层 气温
A
C
γ＜ γd


因湍流逆温出现在湍流混合层的顶部， 所以其离地的高度随湍流层的厚薄而定； 湍流强时，湍流层厚，它所在的高度就 高；反之，高度就低。 一般它都位于摩擦层的中上部。 其厚度不大，一般不超过几十米。 也称乱流逆温、涡动逆温。

由于近地层空气经常存在着乱流，温度变化 不大，如果高层空气下沉距离较大，绝热增 温较多，下沉逆温仅出现在乱流层的顶部， 并不能到达近地面。


下沉逆温多出现在高气压区内，范围很广， 厚度较大，在离地数百米至数千米的高空都 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数百米的深厚的逆温 层。





气温的变化实质上是空气内能变化的反 映。引起气温变化的原因，有绝热变化 和非绝热变化两种情况。 当空气停留在某地或沿水平方向运动时， 非绝热变化是主要的， 当空气团垂直方向作较快的运动时，绝 热变化是主要的。空气的绝热变化有干 绝热过程和湿绝热过程两种。 空气与外界交换热量的方式有辐射、传 导、对流、湍流、蒸发和凝结等。 （个别变化）






人们往往认为早晨的空气最新鲜，这其实是 误解。 在一天中，上午10点左右和下午3-4点空气 最为新鲜； 早晨、傍晚和晚上空气污染较严重，因为， 在夜间、早晨和傍晚易出现逆温层。 白天，当太阳出来后，地面温度迅速上升， 逆温层就会逐渐消散。于是污染物也就很快 扩散了。一般到上午10点以后，地面空气就 很新鲜了。 因此，早晨锻炼身体时间应选择在日出以后， 最好选择上午10点和下午3-4点，因为，这 时的空气最新鲜。
等温线图有两种：



一是海平面等温线图，它是消除高度影响的 气温分布图。 气温的主要影响因素：纬度、海陆、高度 绘图时常把温度值订正到海平面上（将高山、 高原的气温按当地的平均气温直减率γ订正 到海平面， γ 为0.45~0.55℃/100m）， 把纬度、海陆及其它因素更明显地表现出来。 地理科学经常采用这种等温线图。 二是实际等温线图，就是根据各地的实际气 温值绘制的等温线图。它清楚地表示出一个 地区的温度分布。在生产实际中被广泛应用。
二、对流层中气温的垂直分布

一般规律：气温随高度增高而降低。 （why） 原因：1、吸收地面长波辐射 2、空气密度、水汽和固体杂质 分布：平均：0.65℃/100m（不是常数） 上层：0.65—0.75℃/100m，变化小 中层：0.5—0.6℃/100m，变化小 下层：0.3—0.4℃/100m，变化大 （地面性质、季节、昼夜、天气条件，

还有锋面逆温 实际上，大气中出现的逆温常常是 由几种原因共同形成的。

（补充）农业指标温度和积温



一、农业指标温度： 1、日平均温度0℃：温暖期/农耕期 2、日平均温度5℃：生长期 3、日平均温度10℃：活跃生长期 4、日平均温度15℃：喜温作物的活跃生长 期 5、日平均温度20℃：热带、亚热带作物的 活跃生长期

（一）辐射逆温
Z
Z
Z
Z
Z
T
形成前
T
入夜开始发生
T
黎明达最强
T
日出后减弱
消失
T
由于地面强烈辐பைடு நூலகம்冷却而形成的逆温。


一般说来，中、高纬度大陆地区产生辐射逆 温的现象最多，常年都可以出现，以冬季最 强。因为冬季夜长，逆温层较厚，消失较慢。 逆温层厚度可从数十米到数百米。 在极地，因地面非常冷，辐射逆温常可达数 千米厚。 在低洼地区，由于冷空气还会沿斜坡流入低 谷和盆地，因而常使其辐射逆温加强，常持 续数天而不消失。（地形逆温）
本章着重阐明大气中水分相变的物理过程，云、雾 和降水的形成，以及人工影响云雨的基本原理。

第一节
蒸发和凝结
一、水相变化





各种气体的液化都必须在其临界温度和临界压力之 下才能实现。 水汽的临界温度为374℃，临界压力为 2.21×105hPa。 大气温度和压力远远低于它们。而且气温也常低于 冰的融解温度。 所以，在大气的常温常压下，水汽是唯一能从一种 形态（相）转变为另一种形态的成份，而且往往三 种形态（气态、液态和固态）同时存在于大气中。 水相变化在自然界里是永不停息地进行着的，而大 气“舞台”上，如果缺少了水分这个经常在变换着 状态的“角色”，那么一切天气变化也就无法“表 演”了。
1、水相变化的物理过程




水的相变，从分子运动论的观点看，是各相 之间分子交换的结果。 如：在水和水汽两相共存的系统中，水分子 在不停地运动着。 在水的表层中运动较快的分子，就有可能克 服周围水分子对它的吸引力和束缚作用，跑 出水面，变成水汽分子。 同时，接近水面的一部分水汽分子，又可能 受水面水分子的吸引或相互碰撞，运动方向 不断改变，其中有些向水面飞去而重新落回 水中。
2、北半球：冬季等温线在大陆上凸向赤道，在海洋上凸 向极地；夏季相反。 南半球：大陆面积小，等温线平直，遇有陆地，也发 生弯曲。
海陆分布、洋流等的影响： 1月，陆地降温快，同一纬 度上，陆地温度低于海洋： 7月，陆地升温快，同一纬 度上，陆地温度高于海洋：
在太平洋和大西洋的北部，1月等温线急剧地向北极 凸出，还反映了暖流（黑潮、墨西哥湾暖流等）巨大 的增暖作用。


单位时间内，跑出水面的水分子数正比于具 有大速度的水分子数，即该数与温度成正比。 因为：温度越高，速度大的水分子就越多， 单位时间内，跑出水面的水分子也越多。 落回水中的水汽分子数则与系统中水汽的浓 度有关。 水汽的浓度越大，单位时间内落回水中的水 汽分子也越多。



起初，系统中的水汽浓度不大，单位时 间内，跑出水面的水分子比落回水中的 水汽分子多，系统中的水就有一部分变 成了水汽，这就是蒸发过程。 蒸发的结果使系统内的水汽浓度加大， 水汽压也就增大了，此时分子碰撞的机 会增多，落回水中的水汽分子也就增多。

（三）平流逆温
暖空气平流到冷的下垫面上而形成的逆温。
与辐射作用、湍流分不开。
Z
夜间地面辐射冷却，使之加强； 白天辐射增温作用，使之减弱。 使之具有强度日变化。
逆温层
湍流层
平流，风速，湍流 使之不能与地面相联； 使之愈加明显。
无暖平流时γ 产生暖平流后γ
T
假想无湍流时的平流逆温




平流逆温厚度一般不大，但水平范围却很广。 热带气团向高纬度地区推进时，就可出现大范 围的平流逆温现象。一支范围很小的暖气流经 过冷地面，也可形成小区域的平流逆温。 冬半年，在中纬度沿海地区，因海陆温差显著， 当海上暖空气流到大陆时，常出现平流逆温。 当暖空气流经冰、雪面时，一般也会产生平流 逆温。如果冰、雪表面因暖空气的流过发生融 冰或融雪现象，吸收了一部分热量，使得平流 逆温得到加强，这样的逆温称为雪面逆温或冰 面逆温。




到达地面的太阳辐射的多少主要由太 阳高度角所决定， 随着太阳高度角的不同，各纬度的地 面所获得的太阳辐射是有差异的， 对一定地点而言，地面所获得的太阳 辐射还随时间而变化，但就整个地球 多年平均状况来看，地球收入的热量 与支出的热量是相等的，即热量收支 平衡。所以，全球的平均气温比较稳 定。
第三章
大气中的水分



水分是人类生产和生活中必不可少的 物质，它和气温一样，是气候的重要 因子。 一个地区的水分状况影响该地区的土 壤、植被和气候类型。 即使气温相同的地带，由于降水量的 不同，也会造成土壤和植被明显的差 异。




大气中的水分来源于地表江、河、湖、海、潮湿土 壤的蒸发以及植物的蒸腾作用等。 水分进入大气以后，由于它本身的分子扩散和气流 的传递，逐渐散布于大气中，使大气具有不同的潮 湿程度，即大气湿度。 在一定的条件下，水汽发生凝结，产生云、雾等天 气现象，并以雨、雪等形式重新回到地面。 地球上的水分就是通过蒸发、凝结和降水等过程循 环不已。这些物理过程对地—气系统的热量平衡和 天气变化起着非常重要的作用。




由于太阳辐射有日、年变化，相应地， 气温也有日、年变化。 此外，空气的运动和天气情况对某地气 温的变化也有一定的影响，从而影响到 气温的水平分布和空间分布。 在对流层中，随着高度的增高，气温通 常是降低的。但在一定条件下也会出现 逆温。它们有阻碍垂直运动和使逆温层 下能见度变坏的共同特征。

某地气温的变化（局地变化）是平流变 化（冷平流或暖平流）和个别变化之和。
具体来说，温度的局地变化决定于： 空气平流运动传热过程引起的局地气温 变化、 空气垂直运动传热过程引起的局地气温 变化、 热流入量的影响。



大气是否稳定，可以从γ与γd 或γ 与γm 的 对比中作出判断。 当γ ＜ γm时，大气处于绝对稳定 状态； 当γ＞ γd时，大气处于绝对不稳定 状态； 当γ d ＞ γ＞ γm时，大气处于条件 性不稳定状态。





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。 逆温层的气温直减率为负值，是稳定度较大的 气层。 该层冷而重的空气在下，暖而轻的空气在上， 很难使大气发生上下扰动，大气处于稳定状态。 逆温层可以阻碍空气垂直运动的发展，使大量 烟、尘、水汽凝结物聚集在其下面，使能见度 变坏，造成严重的空气污染等。
7月等温线沿非洲和北美的西岸向南凸出，这 是受加那利寒流与加利福尼亚寒流影响的结果。