大气密度随高度的变化
大气密度随高度的变化
现有关于大气密度随高度变化的模型主要由以下三种: 1、玻尔兹曼公式(BF ):
n(r) =n( r °)exp[
其中r o 为地球半径，r=r °?h °n (r 。)为地表处大气密度，在O C (273K )、101Kpa 下，地表大气密度为1.29kg/ m 3。n(r)为所要求的高度h =r —r 。处的大气密度。G 为 万有引力常量，G =6.672 1011Nm 2/kg 2; k 为玻尔兹曼常数，k =1.381 10』3JK 」;m 为气体分子质量，m =分子量1.661 10~7kg 。M 为地球质量，M =5.977 1024kg 。T 为 大气的热力学温度
根据玻尔兹曼公式，计算得到的大气密度在无穷远处具有不等于零的有限值:
但是，有限数量的大气不可能以到处都不等于零的密度分布在无限大的宇宙
空间，这也说明了玻尔兹曼公式不能再全空间范围适用
2、Jeans 理论
GMm 1 1
n(r) :- n(r °)exp[ (
)],
kT r r °
n(r) =0,
其中H ^H eff 乞r °,H -kT/mg 。对地球来说，若 T=300K ，贝U H 为380km 。可 见Jeans 理论是对玻尔兹曼公式的一种硬截断，所以称之为玻尔兹曼公式的硬截 断理论(HCBF )。
3、修正的玻尔兹曼公式(RBF )
r °4 r GMm 1 1
n(r) =n(r °)(—) exp[ (
)]
r kT r r °
修正后的玻尔兹曼公式主要是在 BF 的基础上添加了归一化因子(r °/r)4。加 入修正因
子后，RBF 可满足n(：：) =0，因此可以在全空间适用
另外，在地表附近，玻尔兹曼公式有以下两种主要的近似公式:
n(：：) =n ° exp(- GMm 1
kT r 0)
「0
_「0
H eff
r ■ H eff
(1) 地表玻尔兹曼近似公式1 (ABF1)
mgh
n(h) =n °exp(
)
kT
(2) 地表玻尔兹曼近似公式 2 (ABF2)
r 0 2 mgh n(h) =n °(上)exp( ) r kT
F 表给出了根据以上5种模型的计算结果，表格中给出的是不同高度下的大
气密度与地表出大气密度的比值，即n (r)/^
h=25.48km
h=63.7km
h=248.5km
h=253.6km
id
Z. 329 X
10a
&- ZJ4 X
詰曲■
同的E 庭 I
e
r |
1
AHFl ! AHF2 HHf-
fi. S ■-
0. 033
10
T ? 642X O ? OMS
lo
0B 阳列】
林.A43X
2. IfiSX
b. K7W i
0. 04
10
1.HCRX
1C|F
ft. 31 U X
M. J HU
10 140
乩77 K
I ■ :<8 a. 44S x
l(Ki
3. J4S K
10-*>
k S24 X g
*?
2. S27X
i. a x
3. 9X
Z- 71ftX
2. 527 X 10 IbT
5.葫八
2.^ I8X
UK
下图给出了根据玻尔兹曼公式、Jea ns 理论与修正玻尔兹曼公式给出的地球 大气密度随高度变化的双对数分布图：
前面的计算是建立在假定地球大气各处都有相同的温度 T ,而实际上大气的
温度随高度在变化，因此大气并不处于平衡状态，此时以上的公式不再适用。但 是可以把大气分成几个等温区域，在每一层引入一个与实测压力数据相符合的等 效温度T e ，把它看作该层的温度。即假定在区间r = "i ，T =T e 是常数。
此时，大气密度随高度的变化可以用如下公式近似表示:
GmM /kT
'
4
r
八 A r
v" GmM / 1 1
〈A =Ao exp[「二^(———)]
j
kT
ej
r
j 十 r j
斤
W r ＜斤+
其中A 是该等温层的归一化常数。以上模型对地球在 135km 以下的高度内
可以适用。
事实上，按温度的垂直分布可以将大气层分为： 对流层，从海平面直到大约 10km ，其间温度逐渐降低；同温层，从 10km 直到大约45km ,其间温度逐渐上 升；中间层，从45km 直到大约95km ，其间温度再次逐渐降低；热层，从 95km 直到大约400km ，其间温度再次逐渐上升；外逸层，大约 400km 以上，其间温
n(r)詁
GmM
度是常数。下图给出了对2000年4月1日、世界时14时、纬度0°、经度0 用NASA 大气模式MSISE-1990的执行软件得到的大气温度随高度的变化：
10 100 1000 altitude/lcm
-
—卜 i L -6牢2?86<
4
2
_T *
^1
O
1
大气压力与海拔的关系
一个地方气压值经常有变化→其上空大气柱中空气质量的多少→大气柱厚度和密度改变的反映：大气柱厚度和密度与空气质量应该是成正比关系 任何地方的气压值总是随着海拔高度的增加而递减。据实测，在地面层中，高度每升100m，气压平均降低12.7hPa，在高层则小于此数值。 确定空气密度大小与气压随高度变化的定量关系，一般是应用静力学方程和压高方程。 1、静力学方程 具体太长，我简单说明下： 假使大气相对于地面处于静止状态，则某一点的气压值等于该点单位面积上所承受空气柱的重量。 公式是：h≈8000（1+t/273）/P（m/hPa） 其中h是气压高度差，t是摄氏温标，P是气压 从公式可以看出 ①在同一气压下，气柱的温度越高，密度越小，气压随高度递减越慢，单位气压高度差越大。 ②在同一温度下，气压值越大的地方，空气密度越大，气压随高度递减越快，单位高度差越小。 通常，大气处于静力平衡状态，当气层不太厚和要求精度不太高时，这公式可粗略估算气压与高度的定量关系。如果研究的气层高度变化范围很大，气柱中上下层
温度、密度变化显著时，该公式就不适合用了，这时候可以用压高方程。 2、压高方程 为了精确地获得气压与高度的对应关系，通常将静力学方程从气层底部到顶部进行积分，即得出压高方程，然后再将之替换简化为： Z2-Z1=18400（1+t/273）log( P1/P2) 式中P1、P2分别是高度Z2、Z1的气压值，t是摄氏温标 从公式可以看出 ①气压随高度增加按指数规律递减 ②高度越高，气压减小得越慢 这公式是将大气当成干空气处理的，但当空气中水汽含量较多时，就必须用虚温代替式中的气温。这就不详细再说了，太复杂了，你应该也不需要用到这么复杂的公式吧！ 呵呵，我没看清楚你的真正题意，给你一个相关的链接，可能比较准确。
气温的时空变化规律资料
气温的时空变化规律 1.气温的日变化规律 一天中气温变化规律，主要由大气得到热量（地面辐射）和失去热量（大气辐射）的差值决定。 地面的热量主要来自太阳辐射；大气（对流层）的热量直接来着地面。 （1）太阳辐射：最强时为当地地方时12时。 （2）地面辐射：当地地方时为12点时，地面获得的太阳辐射热量大于地面损失的辐射热量，地面热量盈余，地面温度仍在升高。当地地方时大约午后1点左右，地面热量由盈余转为亏损，地面温度为一天中最高值。 （3）大气温度：当地地方时大约午后2点左右，地面已经通过辐射、对流、湍流等方式把热量传给大气，此时气温达到最高值。随后，太阳辐射继续减弱，地面热量持续亏损，地面温度不断降低，气温随之也不断下降。至日出后，地面热量由亏损转为盈余的时刻，地面温度达到最低值，气温也随后达到最低值。因此气温最低值总是出现在日出前后。 2.气温的年变化规律 由于地面吸收、储存、传递热量的原因，气温在一年中的最高、最低值，也并不出现在辐射最强、最弱的月份，而是有所滞后。 3.全球气温水平分布规律 （1）气温从低纬向各纬递减。太阳辐射是地面热量的根本来源，并由低纬向高纬递减。受太阳辐射、大气运动、地面状况等因素影响，等温线并不完全与纬线平行。 (2)南半球的等温线比北半球平直。南半球物理性质比较均一的海洋比北半球广阔，气温变化和缓。 （3）北半球1月份大陆等温线向南（低纬）凸出，海洋上则向（高纬）凸出；7月份正好相反。在同一纬度上，冬季大陆比海洋冷，夏季大陆比海洋热。同一纬度的陆地与海洋，热的地方等温线向高纬凸出，冷的地方等温线向低纬凸出，即“热高冷低”。 （4）7月份，世界值热的地方是北纬20-30大陆上的沙漠地区，撒哈拉沙漠是全球炎热中心，1月份，西伯利亚是全球的寒冷中心，世界极端最低气温出现在南极洲大陆上。 二、等温差线 1、气温的日变化 (1)气温的日变化 一天中气温随时间的连续变化，称气温的日变化。在一天中空气温度有一个最高值和一个最低值，两者之差为气温日较差。通常最高温度出现在14～15时，最低温度出现在日出前后。 由于季节和天气的影响，出现时间可能提前也可能落后。比如，夏季最高温度大多出现在14～15时；冬季则在13～14时。由于纬度不同日出时间也不同，最低温度出现时间随纬度的不同也会产生差异。气温日较差小于地表面土温日较差，并且气温日较差离地面越远则越小，最高、最低气温出现时间也越滞后。 (2) 气温的日变化与农业生产 在农业生产上有时需要较大的气温日较差，这样有利于作物获得高产。因为，日较差大就意味着，白天温度较高，而夜间温度较低，这样白天叶片光合作用强，制造碳水化合物较多，而夜间呼吸消耗少，积累较多，作物产量高,品质好。 (3)影响气温日较差的因素有： 气温的日变化规律，主要是由太阳辐射在地表面上有规律的日变化引起的，同时也受纬度、季节、地形、下垫面性质、天气状况和海拔高度等因素的影响。
大气压与温度的关系
大气压与温度的关系 大气压：和高度、湿度、温度的变化成反比－－注意，这里说的是大气压，而非气压！ 详细说明如下： 高度越高－－空气越稀薄； 湿度越大－－空气中的水分越多，尔水的分子量比空气的混合分子量小，水气的增加，等于稀释了空气； 温度越高－－虽然增加了空气分子的对撞机会，但是空气迅速膨胀，对流，尔引起空气变得稀薄，其增加的对撞能量远小于空气变稀薄减小的对撞能量，自然空气压力减小。 有关常识如下： 定义： 1.亦称“大气压强”。重要的气象要素之一。由于地球周围大气的重力而产生的压强。其大小与高度、温度等条件有关。一般随高度的增大而减小。例如，高山上的大气压就比地面上的大气压小得多。 在水平方向上，大气压的差异引起空气的流动。 2.压强的一种单位。“标准大气压”的简称。科学上规定，把相当于760mm 高的水银柱（汞柱）产生的压强或1.01×十的五次方帕斯卡叫做1标准大气压，简称大气压。 地球的周围被厚厚的空气包围着，这些空气被称为大气层。空气可以像水那样自由的流动，同时它也受重力作用。因此空气的内部向各个方向都有压强，这个压强被称为大气压。在1643年意大利科学家托里拆利在一根80厘米长的细玻璃管中注满水银倒臵在盛有水银的水槽中，发现玻璃管中的水银大约下降了4厘米后就不再下降了。
这4厘米的空间无空气进入，是真空。托里拆利据此推断大气的压强就等于水银柱的长度。后来科学家们根据压强公式准确地算出了大气压在标准状态下为1.013×105Pa。由于当时的信息交流不畅意大利和法国对大气压实验研究结果并没有被全欧洲所熟知，所以在德国对大气压的早期研究是独立进行的。1654年奥托格里克在德国马德堡作了著名的马德堡半球实验，有力的验证了大气压强的存在，这让人们对大气压有了深刻的认识。在那个时期，奥托格里克还做了很多验证大气压存在且很大的实验，也正是在这一时候他第一次听到托里拆利早在11年前已测出了大气压。 标准大气压 1标准大气压=760毫米汞柱=76厘米汞柱=1.013×10的5次方帕斯卡=10.336米水柱。 标准大气压值及其变迁 标准大气压值的规定，是随着科学技术的发展，经过几次变化的。 最初规定在摄氏温度0℃、纬度45°、晴天时海平面上的大气压强为标准大气压，其值大约相当于76厘米汞柱高。后来发现，在这个条件下的大气压强值并不稳定，它受风力、温度等条件的影响而变化。 于是就规定76厘米汞柱高为标准大气压值。但是后来又发现76厘米汞柱高的压强值也是不稳定的，汞的密度大小受温度的影响而发生变化；g值也随纬度而变化。测量大气压的仪器叫气压计。 为了确保标准大气压是一个定值，1954年第十届国际计量大会决议声明，规定标准大气压值为 1标准大气压＝101325牛顿／米2，即为101325帕斯卡（Pa)大气压的变化温度、湿度与大气压强的关系 湿度越大大气压强越大 初中物理告诉我们：“大气压的变化跟天气有密切的关系．一般地说，晴天的大气压比阴天高，冬天的大气压比夏天高．”对这段叙述，就是老师也往往不
气温空间分布和时间变化
气温空间分布和时间变化 主要知识点： 1气温垂直分布 2气温水平分布 3气温日变化和年变化 一、气温垂直分布 ⑴读下表记忆低层大气的主要成分及作用 ⑵读下图比较对流层和平流层的主要特点 答案：对流层气温随高度增加而递减；空气以对流运动为主；天气现象复杂多变 平流层气温随高度增加而增减；空气以平流运动为主；天气晴朗稳定 重要结论： 1对流层气温垂直递减率：6℃/1000米 2上冷下热利于空气对流 低层大气组成 体积(％) 作用 干 洁 空 气 N 2 78 地球生物体蛋白质的重要组成部分 O 2 21 人类和一切生物维持生命活动所必需的物质 CO 2 0.033 绿色植物进行光合作用的基本原料，并对地面起保温作用 03 很少 能吸收太阳紫外线，对地球上的生物起着保护作用 水汽 很少 产生云、雨、雾、雪等天气现象；影响地面和大气的温度 固体杂质 很少 作为凝结核，是成云致雨的必要条件
图2为北半球中纬度某地某日5次观测到的近地面气温垂直分布示意图。当日天气晴朗，日出时间为5时。读图回答3～4题。(10高考文综卷) 3.由图息可分析出 A.5时、20时大气较稳定 B.12时、15时出现逆温现象 C.大气热量直接来自太阳辐射 D.气温日较差自下而上增大 4.当地该日 A.日落时间为17时 B.与相比白昼较长 C.正午地物影子年最长 D.正午太阳位于正北方向 答案：3．A 4．B 二、气温水平分布
世界气温水平分布规律 ①在南北半球上，无论 7 月或 1 月，气温都是从低纬向两极递减。 ②南半球的等温线比北半球平直 ③北半球，1月份大陆上的等温线向南（低纬）凸出，海祥上则向北（高纬）凸出；7 月份正好相反。 ④7 月份，世界上最热的地方是北纬20°-30°大陆上的沙漠地区。1 月份，西伯利亚形成北半球的寒冷中心。世界极端最低气温出现在冰雪覆盖的南极洲大陆上。 中国一、七月气温分布特点？ 一月：由南向北降低，南北温差大 七月：除青藏高原和高山外，普遍高温，南北温差小
大气压和海拔的换算
大气压力与海拔高度怎么转换 标准大气压强Po= Pa= cmHg= mmHg Po=1.01325×10^5 Pa=76cmHg=760mmHg 一个地方气压值经常有变化→其上空大气柱中空气质量的多少→大气柱厚度和密度改变的 反映：大气柱厚度和密度与空气质量应该是成正比关系 任何地方的气压值总是随着海拔高度的增加而递减。据实测，在地面层中，高度每升100m，气压平均降低12.7hPa，在高层则小于此数值。 确定空气密度大小与气压随高度变化的定量关系，一般是应用静力学方程和压高方程。 1、静力学方程 假使大气相对于地面处于静止状态，则某一点的气压值等于该点单位面积上所承受空气柱的重量。 公式是：h≈8000（1+t/273）/P（m/hPa） 其中h是气压高度差，t是摄氏温标，P是气压 从公式可以看出 ①在同一气压下，气柱的温度越高，密度越小，气压随高度递减越慢，单位气压高度差越大。 ②在同一温度下，气压值越大的地方，空气密度越大，气压随高度递减越快，单位高度差越小。 通常，大气处于静力平衡状态，当气层不太厚和要求精度不太高时，这公式可粗略估算气压与高度的定量关系。如果研究的气层高度变化范围很大，气柱中上下层温度、密度变化显著时，该公式就不适合用了，这时候可以用压高方程。 2、压高方程 为了精确地获得气压与高度的对应关系，通常将静力学方程从气层底部到顶部进行积分，即得出压高方程，然后再将之替换简化为： Z2-Z1=18400（1+t/273）log( P1/P2) 式中P1、P2分别是高度Z2、Z1的气压值，t是摄氏温标 从公式可以看出 ①气压随高度增加按指数规律递减 ②高度越高，气压减小得越慢 这公式是将大气当成干空气处理的，但当空气中水汽含量较多时，就必须用虚温代替式中的气温。 大气密度与海拔高度和温度间的换算 1、根据大气压力和空气密度计算公式，以及空气湿度经验公式，可得出大气压、空气密度、湿度与海拔高度的关系。 海拔高度(m)0 1 000 2 000 2 500 3 000 4 000 5 000相对大气压力10.8810.7740.7240.6770.5910.514相对空气密度10.9030.8130.7700.7300.6530.583
大气密度随高度的变化
大气密度随高度的变化 现有关于大气密度随高度变化的模型主要由以下三种： 1、玻尔兹曼公式（BF ）： 00 11()()exp[()]GMm n r n r kT r r =- 其中0r 为地球半径，0r r h =+。0()n r 为地表处大气密度， 在0℃（273K ）、101Kpa 下，地表大气密度为31.29/kg m 。()n r 为所要求的高度0h r r =-处的大气密度。G 为 万有引力常量，11226.67210/G Nm kg -=?；k 为玻尔兹曼常数，2311.38110k JK --=?；m 为气体分子质量，271.66110m kg -=??分子量。M 为地球质量，245.97710M kg =?。T 为大气的热力学温度。 根据玻尔兹曼公式，计算得到的大气密度在无穷远处具有不等于零的有限值： 00 1()exp()GMm n n kT r ∞=-? 但是，有限数量的大气不可能以到处都不等于零的密度分布在无限大的宇宙空间，这也说明了玻尔兹曼公式不能再全空间范围适用。 2、Jeans 理论 0000011()()exp[ ()],()0,eff eff GMm n r n r r r r H kT r r n r r r H ≈-≤≤+=>+ 其中0,/eff H H r H kT mg ≤≤=。对地球来说，若T=300K ，则H 为380km 。可见 Jeans 理论是对玻尔兹曼公式的一种硬截断，所以称之为玻尔兹曼公式的硬截断理论（HCBF ）。 3、修正的玻尔兹曼公式（RBF ） 4000 11()()()exp[()]r GMm n r n r r kT r r =- 修正后的玻尔兹曼公式主要是在BF 的基础上添加了归一化因子40(/)r r 。加 入修正因子后，RBF 可满足()0n ∞=，因此可以在全空间适用。
大气压力随海拔高度变化的规律
大气压力随海拔高度变化的规律 资料2008-09-10 22:14:50 阅读476 评论0 字号：大中小订阅 一个地方气压值经常有变化→其上空大气柱中空气质量的多少→大气柱厚度和密度改变的反映：大气柱厚度和密度与空气质量应该是成正比关系 任何地方的气压值总是随着海拔高度的增加而递减。据实测，在地面层中，高度每升100 m，气压平均降低12.7 hPa，在高层则小于此数值。 确定空气密度大小与气压随高度变化的定量关系，一般是应用静力学方程和压高方程。 1、静力学方程 具体太长，我简单说明下： 假使大气相对于地面处于静止状态，则某一点的气压值等于该点单位面积上所承受空气柱的重量。 公式是：h≈8000（1+t/273）/P（m/hPa） 其中h是气压高度差，t是摄氏温标，P是气压 从公式可以看出 ①在同一气压下，气柱的温度越高，密度越小，气压随高度递减越慢，单位气压高度差越大。 ②在同一温度下，气压值越大的地方，空气密度越大，气压随高度递减越快，单位高度差越小。 通常，大气处于静力平衡状态，当气层不太厚和要求精度不太高时，这公式可粗略估算气压与高度的定量关系。如果研究的气层高度变化范围很大，气柱中上下层温度、密度变化显著时，该公式就不适合用了，这时候可以用压高方程。 2、压高方程 为了精确地获得气压与高度的对应关系，通常将静力学方程从气层底部到顶部进行积分，即得出压高方程，然后再将之替换简化为： Z2-Z1=18400（1+t/273）log( P1/P2) 式中P1、P2分别是高度Z2、Z1的气压值，t是摄氏温标 从公式可以看出 ①气压随高度增加按指数规律递减
②高度越高，气压减小得越慢 这公式是将大气当成干空气处理的，但当空气中水汽含量较多时，就必须用虚温代替式中的气温。这就不详细再说了，太复杂了，你应该也不需要用到这么复杂的公式吧！ 大气压与海拔高度的关系式计算的：P=760(e^-(a/7924))。 其中假定海平面的大气压是760mmHg，会受天气影响略微变动。P(单位mmHg)是海拔a米处的大气压；e是自然对数的底。 当然，结果的不确定度比较大！ 一个地方气压值经常有变化→其上空大气柱中空气质量的多少→大气柱厚度和密度改变的反映：大气柱厚度和密度与空气质量应该是成正比关系 任何地方的气压值总是随着海拔高度的增加而递减。据实测，在地面层中，高度每升100m，气压平均降低12.7hPa，在高层则小于此数值。 确定空气密度大小与气压随高度变化的定量关系，一般是应用静力学方程和压高方程。 1、静力学方程 具体太长，我简单说明下： 假使大气相对于地面处于静止状态，则某一点的气压值等于该点单位面积上所承受空气柱的重量。 公式是：h≈8000（1+t/273）/P（m/hPa） 其中h是气压高度差，t是摄氏温标，P是气压 从公式可以看出 ①在同一气压下，气柱的温度越高，密度越小，气压随高度递减越慢，单位气压高度差越大。
气温空间分布和时间变化
气温空间分布与时间变化 主要知识点: 1气温垂直分布 2气温水平分布 3气温日变化与年变化 一、气温垂直分布 ⑴读下表记忆低层大气得主要成分及作用 ⑵读下图比较对流层与平流层得主要特点 答案:对流层气温随高度增加而递减;空气以对流运动为主;天 气现象复杂多变 平流层气温随高度增加而增减;空气以平流运动为主;天气晴朗稳定 重要结论: 1对流层气温垂直递减率:6℃/1000米 低层大气组成 体积(％) 作用 干 洁 空 气 N 2 78 地球生物体内蛋白质得重要组成部分 O 2 21 人类与一切生物维持生命活动所必需得物质 CO 2 0、033 绿色植物进行光合作用得基本原料,并对地面起保温作用 03 很少 能吸收太阳紫外线,对地球上得生物起着保护作用 水汽 很少 产生云、雨、雾、雪等天气现象;影响地面与大气得温度 固体杂质 很少 作为凝结核,就是成云致雨得必要条件
2上冷下热利于空气对流 图2为北半球中纬度某地某日5次观测到得近地面气温垂直分布示意图。当日天气晴朗,日出时间为5时。读图回答3～4题。(10高考山东文综卷) 3、由图中信息可分析出 A、5时、20时大气较稳定 B、12时、15时出现逆温现象 C、大气热量直接来自太阳辐射 D、气温日较差自下而上增大 4、当地该日 A、日落时间为17时 B、与海口相比白昼较长 C、正午地物影子年内最长 D、正午太阳位于正北方向 答案:3.A 4.B 二、气温水平分布
世界气温水平分布规律 ①在南北半球上,无论 7 月或 1 月,气温都就是从低纬向两极递减。 ②南半球得等温线比北半球平直 ③北半球,1月份大陆上得等温线向南(低纬)凸出,海祥上则向北(高纬)凸出;7 月份正好相反。 ④7 月份,世界上最热得地方就是北纬20°-30°大陆上得沙漠地区。1 月份,西伯利亚形成北半球得寒冷中心。世界极端最低气温出现在冰雪覆盖得南极洲大陆上。 中国一、七月气温分布特点？ 一月:由南向北降低,南北温差大 七月:除青藏高原与高山外,普遍高温,南北温差小
第8讲大气的垂直分层和受热过程及气温的变化
第8讲 大气的垂直分层和受热过程及气温的变化 【考纲导学】 考试说明 命题规律 趋势预测 1、 大气受热过程 2、 气温的分布规律 ◆题型示例：（受热）以选择题为主，如2013北京文综第5题。后 者以两种都有，如2011江苏地理27（1）。 ◆能力要求：考查一获取和解读信息能力、调动和运用知识能力为主。 ◆热点预测：2015高考可能仍将以热力环流和等温线的判读为主，以选择题形式，约8分。 ◆趋势分析：以气候要素分布图为背景，考察获取信息、调动和运用知识解决实际生活问题的可能性较大。 【知识梳理】 一、 大气的组成 大气组成 作 用 干 洁 空 气 氮（78%） 对地面： 对人类和生物： 氧（21% 二氧化碳 （0.03%） 臭氧 水 汽 固体杂质 2、大气含量的变化及影响 （1）水汽 聚落 季节 纬度 海陆 （2）固体杂质 聚落 季节 海陆 （3）CO 2 聚落 季节 昼夜 天气 影响因素： 【例题1】读某测站测定的大气中CO 2浓度变化图， （1）从图中可以看出大气中CO 2的浓度是逐年 的，这是因为：
①： ②： （2）C02的浓度在一年内的周期变化 季高，季低，这是因为 （3）C02具有温室效应，是因为： (4)全球变暖会对人类生存环境、社会经济发生的重 大影响 ①： ②： 3、臭氧问题 （1）集中的区域 （2）对人类的影响 （3）变化、原因及影响 变化： 变化原因： 影响： （4）时空差异 大气层次： 纬度： 季节： 【例题2】读右图回答： （1）．就纬度而言，图中臭氧总量的极小值出现 在： （2）．就季节而言，图中南北半球臭氧含量的极大值均出现在 二．大气的垂直分层 1、大气分层及特点（右图）
对地球大气密度随高度分布规律的讨论
书山有路勤为径，学海无涯苦作舟 对地球大气密度随高度分布规律的讨论 以NASA 大气模式MS 1、由玻耳兹受能分布律导出的大气密度随高度分布1687 年牛顿发表了万有引力定律, 1859 年麦克斯韦导出了平衡态下气体分子的速率分布定律,尔后,玻耳兹曼发展了麦克斯韦的分子运动学说,证明了在有势的力场中处于热平衡态的分子速度分布定律,即玻耳兹曼能量分布律。麦克斯韦-玻耳兹曼分布律是对相互作用可忽略的大量同类气体分子的集合,采用概率统计的方法导出的川。玻耳兹曼能量分布律的表达式为： 2、由大气模式得到的大气密度随高度分布2.1、大气层的温度分布大气 层可以被粗略地表征为环绕地球从海平面到大约1000Km 高度的区域,其间电中性气体可以被检测。50Km 以下该大气可以被假定为均匀混合的而且可以被当做一种理想气体。80Km 以上该流体静力学平衡因扩散而逐渐崩溃且垂直输运变得重要。在上层大气中主要的气体种类是N2，O，O2，H，He。按温度的垂直分布可将大气层分为对流层,从海平面直到大约10Km,其间温度逐渐降低，同温层，从10Km 直到大约45Km,其间温度逐渐上升，中间层,从45Km 直到大约95Km，其间温度再次逐渐降低，热层，从95Km 直到大约400Km，其间温度再次逐渐上升；而外逸层，大约在400Km 以上,其间温度是常数。 限于篇幅，文章第二章节的部分内容省略，详细文章请到论坛下载：对 地球大气密度随高度分布规律的讨论。 5、结论(1)MS (2)关心大气成分的数密度时,玻耳兹曼能量分布律仅适用于几公里至几十公里高度以内的分子态气体包括无所谓原子态还是分子态的惰性气体,但不包括
海拔与大气密度和温度间的换算关系
海拔高度与大气密度和温度间的换算关系 1根据大气压力和空气密度计算公式，以及空气湿度经验公式，可得出大气压、空气密度、湿度与海拔高度的关系。 注：标准状态下大气压力为1，相对空气密度为1，绝对湿度为11g/m0 从表中可以看出，海拔高度每升高1000m,相对大气压力大约降低12%,空气密度降低约10%, 绝对湿度随海拔高度的升高而降低。 绝对湿度是指每单位容积的气体所含水分的重量，用mg/L或g/m3表示；相对湿度是指 绝对湿度与该温度饱和状态水蒸气含量之比用百分数表达。 2、空气温度与海拔高度的关系 在无热源、无遮护的情况下，空气温度随海拔高度的增高而降低。一般研究所采集的温度与海 从表中可以看出：空气温度在一般情况下，海拔高度每升高1000m，最高温度会降低5C，平 均温度也会降低5C。 大气密度(atmosphericdensity ) 单位容积的大气质量。 空气密度在标准状况( 0°C( 273k)，101KPa)下为1.293g L-1 o 空气的密度大小与气温等因素有关，我们一般采用的空气密度是指在0摄氏度、绝对标准指标下，密度为1.297千克每立方米(1.297kg/m3). 大气压力随海拔高度而变化，由经验公式P=P0( 1-0.02257h ) 5.256 (kPa)式中h — 海拔高度(kn).用上面公式，算出压力，然后根据密度二P*29/(8314*T),其中P的单位是帕,T的单位是K,通常也就是273.15+t 不同温度下干空气算公式：
空气密度=1.293（实际压力/标准物理大气压）*（273/实际绝对温度），绝对温度=+273 通常情况下， 即30摄氏度时，取1.165KG/M3 -60摄氏度时，取1.65KG/M3
第四节 大气温度随时间的变化
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。
大气温度
大气温度 表示大气冷热程度的量，简称气温。它是空气分子运动的平均动能。习惯上以摄氏温标（t℃）表示，也有的国家用华氏（F）表示，理论研究工作中常用绝对温度(TK)表示。 s 气温是大气最基本的要素，它的时空分布和变化对于大气的压力、风、湿度以及天气、气候具有重要影响。 气温的高低和升降变化，实质上是大气中内能的多少和增多、减少的表现。就某一确定地点而言，空气中内能增减的变化有三种途径；一是与外界热量交换；二是运动气块的绝热变化；三是冷暖空气的水平移动。空气与外界（下垫面）热量交换引起的温度变化称非绝热变化，是空气与地面间通过辐射、对流和湍流、蒸发和凝结、传导等过程进行的热量交换，是对流层大气获得热量的主要途径。这些过程虽然对大气的增温或冷却都起作用，但是增温效益不尽相同。一般来说，辐射是最重要的热量交换形式；对流和湍流是气层之间热量输送的主要形式；传导过程仅限于贴地层，而且由于空气是热的不良导体，可能传导的热量甚少；蒸发和凝结引起的潜热传输，在蒸发强盛的高温季节和热带地区更为重要。运动气块在升降过程中，因绝热变化所引起的温度变化只限于运动气块。冷或暖空气水平移动引起的温度变化往往规模大，幅度大，时间快。例如一次寒潮过境引起的降温可达几度到十几度，影响地区的面积有数千，甚至数万平方公里。 由于影响气温升降变化的因子具有时间和空间的变化，因而气温也具有时间和空间变化。气温的时间变化主要表现为周期性的季节变化和昼夜变化，虽然高、中、低纬度变化的形式有所不同。气温的空间变化包含着水平方向的变化和垂直变化。气温水平变化受纬度、海拔高度和海陆分布三个因素的影响。为了显现出气温水平分布的基本规律和特点，一般都消除高度因素的影响（按6.5℃/1000米直减率订正到海平面），绘制出气温水平分布图（海平面等温线图）。从图上可以看出：①南北半球气温都是赤道地区高，两极地区低，从赤道向极区逐渐降低。赤道与极地间的温差1月份大于7月份。②冬季陆地气温低于同纬度海洋，等温线凸向赤道；夏季陆地气温高于同纬度海洋，等温线凸向极地。而且，等温线在海陆交界区弯曲的程度大于陆地，更大于海洋。由于北半球陆地多于南半球，而且地形复杂，其等温线弯曲的程度远大于南半球。③全球的高温区（热赤道）并不恰好位于赤道上，冬季位于5～10°N，夏季移到20°N左右。这是北半球陆地面积多于南半球和回归线附近太阳位于或近似位于天顶的时间长于赤道的结果。④南半球不论冬夏，最低温都出现在南极；北半球夏季最低温出现在极区附近，冬季最冷区出现在东西伯利亚山区和格陵兰地区。 气温垂直变化的基本规律是随高度升高而降低，平均垂直变化率6.5℃/1000米。然而大气中热量交换非常复杂，有时在大气的某些层次可能出现气温随高度升高没有变化（称等温变化），甚至出现气温随高度而递增的现象（称逆温）。等温和逆温在大气中存留的时间虽然短暂，但对大气中对流运动的发展和云雾生消关系甚大。
一、气压随高度的变化
一、气压随高度的变化 一个地方的气压值经常有变化，变化的根本原因是其上空大气柱中空气质量的增多或减少。大气柱质量的增减又往往是大气柱厚度和密度改变的反映。当气柱增厚、密度增大时，则空气质量增多，气压就升高。反之，气压则减小。因而，任何地方的气压值总是随着海拔高度的增高而递减。如图4·1所示，甲气柱从地面到1000m和从1000m到 2000m，虽然都是减少同样高度的气柱，但是低层空气密度大于高层，因而低层气压降低的数值大于高层。据实测，在地面层中，高度每升100m，气压平均降低12.7hPa，在高层则小于此数值。确定空气密度大小与气压随高度变化的定量关系，一般是应用静力学方程和压高方程。
（一）静力学方程 假设大气相对于地面处于静止状态，则某一点的气压值等于该点单位面积上所承受铅直气柱的重量。见图4·2，在大气柱中截取面积为1cm2，厚度为△Z的薄气柱。设高度Z1处的气压为P1，高度Z2 处的气压为P2，空气密度为ρ，重力加速度为g。在静力平衡条件下，Z1面上的气压P1和Z2面上的气压P2间的气压差应等于这两个高度面间的薄气柱重量，即 P2-P1=-△P=-ρg（Z2-Z1）=-ρg△Z 式中负号表示随高度增高，气压降低。若△Z趋于无限小，则上式可写成 -dP=ρgdZ （4.1） 上式是气象上应用的大气静力学方程。方程说明，气压随高度递减的快慢取决于空气密度（ρ）和重力加速度（g）的变化。重力加速度（g）随高度的变化量一般很小，因而气压随高度递减的快慢主要决定于空气的密度。在密度大的气层里，气压随高递减得快，反之则递减得慢。实践证明，静力学方程虽是静止大气的理论方程，但除在有强烈对流运动的局部地区外，其误差仅有1％，因而得到广泛应用。将（4·1）式变换
变温大气压强与海拔高度关系公式推导学习资料
变温大气压强与海拔高度关系公式推导
变温大气压强与海拔高度关系公式推导 bwdqy 有些网上朋友提问关于大气压与海拔高度的关系、公式及推导。回答各有所长，为了互相交流、互补，特写本文。 提到大气压与高度关系，自然想到相关的等温气压方程，网上朋友也多次提到它，下面就从它的推导过程说起。 一、等温气压方程推导 理想气体状态方程式 nRT pV = 将M m n =代入上式得 RT M m pV = 式中：m —气体质量；M —气体分子量（或摩尔质量）。将上式引入气体密度ρ的定义式中得 RT pM V m ==ρ 在流体中，压强随高度的变化率是 g dh dp ρ-= 将ρ式代入上式得 RT g M p dh dp ??-= 或 dh RT g M p dp ??-= 上式（T 为衡量）积分后得 )h (h RT g M p p ln 1212-?-= 这就是众所周知的“气压方程”。 二、等温气压方程分析 现在从解决我们的问题角度考虑，对这个气压方程进行分析，它有以下几个特点： （1）气压方程没考虑气温的影响，因为它是用于高空同温层的公式。而我们关心的是同温层以下温度有变化的区间，所以该式不能直接使用，必须加以温度校正。
（2）气压方程采取定积分形式，出现四个变量，用起来不方便。平常只需要含有气压和高度两个变量的公式，因此应该预先定位，而且对于我们的问题也有条件预先定位。 （3）推导该式使用气压和高度的微小变化量列出方程，以求得非直线函数，方法合理可以采纳。 （4）推导该式基于液体压强计算公式h g p ??ρ=，用于气体时因密度随气压而变，需要代入经过气压校正的密度。该推导为了用气压校正密度，从nRT pV =、M m n =和V m =ρ三式开始，导出了用分子量和气压共同计算密度的式子（前面的ρ式），终于把密度和气压联系到一起了，但是同时也把计算压强的起点从密度转移到了分子量。而空气是一种混合物没有现成的分子量，反倒是密度容易被测 定，数据较为原始，并能用它计算出(平均)分子量，现在又要从分子量算回密度，显得有些反复。但正好提示了这个气压校正密度的方法可能不是唯一的，应该还有从密度起算的另一种方法。 (5) 气压校正密度的另一种方法 前面的ρ式 RT pM = ρ -------------------------------------------------1 变换成 p T R M ??ρ= 将已知的一组数值——密度1.293 kg / m 3、温度0℃和气压101325 Pa 代入上式得 10132515.273314.8293.1M ??= （= 0.02898 kg / mol ） 将式1代入数值得 101325 15.273314.8293.115.273314.8p ????=ρ 约简后得 101325p 293.1? =ρ ----------------------------------------------2 这就是从1大气压下的密度（1.293）起算，配以校正系数进行气压校正密度的式子（式2）。它是从气压方程使用的校正式（式1）演变过来的，所以校正密度的两种方法是等同的，但式2简捷得多，且物理意义明显。
海拔与大气密度和温度间的换算关系
海拔与大气密度和温度间的换算关系 标准化管理处编码[BBX968T-XBB8968-NNJ668-MM9N]
海拔高度与大气密度和温度间的换算关系 1、根据大气压力和空气密度计算公式，以及空气湿度经验公式，可得出大气压、空气密度、湿度与海拔高度的关系。 注：标准状态下大气压力为1，相对空气密度为1，绝对湿度为11 g/m3。 从表中可以看出，海拔高度每升高1000 m，相对大气压力大约降低12%，空气密度降低约10%，绝对湿度随海拔高度的升高而降低。 绝对湿度是指每单位容积的气体所含水分的重量，用mg/L或g/m3表示；相对湿度是指绝对湿度与该温度饱和状态水蒸气含量之比用百分数表达。 2、空气温度与海拔高度的关系
在无热源、无遮护的情况下，空气温度随海拔高度的增高而降低。一般研究所采集的温度与海拔高度的关系： 从表中可以看出：空气温度在一般情况下，海拔高度每升高1000 m，最高温度会降低5 ℃，平均温度也会降低5 ℃。 大气密度（atmospheric density） 单位容积的大气质量。 空气密度在标准状况（0℃（273k），101KPa）下为·L-1。 空气的密度大小与气温等因素有关，我们一般采用的空气密度是指在0摄氏度、绝对标准指标下，密度为千克每立方米m3).
大气压力随海拔高度而变化,由经验公式 P=P0（）（kPa）式中 h一海拔高度（km）. 用上面公式,算出压力,然后根据密度= P *29/(8314*T),其中 P的单位是帕,T的单位是K,通常也就是+t 不同温度下干空气算公式: 空气密度 =(实际压力 /标准物理大气压) *(273/实际绝对温度),绝对温度 = + 273通常情况下, 即 30摄氏度时,取 M3 -60摄氏度时,取 M3
第8讲 大气的垂直分层和受热过程及气温的变化
第8讲大气的垂直分层和受热过程及气温的变化【考纲导学】 【知识梳理】 一、大气的组成 2、大气含量的变化及影响 （1）水汽 聚落季节纬度海陆 （2）固体杂质 聚落季节海陆 （3）CO2 聚落季节昼夜天气 影响因素： 【例题1】读某测站测定的大气中CO2浓度变化图， （1）从图中可以看出大气中CO2的浓度是逐 年的，这是因为：①： ②： （2）C02的浓度在一年内的周期变化季高，季低，这是因为 （3）C02具有温室效应，是因为：
(4)全球变暖会对人类生存环境、社会经济发生的重 大影响 ①： ②： 3、臭氧问题 （1）集中的区域 （2）对人类的影响 （3）变化、原因及影响 变化： 变化原因： 影响： （4）时空差异 大气层次： 纬度： 季节： 【例题2】读右图回答： （1）．就纬度而言，图中臭氧总量的极小值出现 在： （2）．就季节而言，图中南北半球臭氧含量的极 大值均出现在 二．大气的垂直分层 1、大气分层及特点（右图）
2、详细解读对流层 （1）厚度不均及原因： A、纬度差异及原因： B、厚度的季节变化及原因： （2）质量不均及原因： （3）温度不均及原因： （4）运动规律及原因： （5）天气现象及原因： 3、对流层的逆温现象 （1）概念：一般情况下，对流层是某一高度出现气温随高度增加而递增的现象，叫逆温。两种情况：①气温上升；②垂直递减率小于—0.6°C/100米。 （2）逆温产生的原因 ①、辐射逆温： 由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。在晴朗无风或微风的夜晚，地面很快辐射冷却贴近地面的大气层也随之降温。离地面愈近，降温愈多；离地面愈远，降温愈少，因而自下而上的形成。随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，黎明时达最强。一般日出后，太阳辐射逐渐增强，地面很快增温，逆温便逐渐自下而上消失。 夏季夜短，逆温层较薄，消失较快，冬季相反。 ②、地形逆温 常发生在盆地或山谷。由于山坡散热快，夜晚，山坡上的冷空气沿山坡下至谷底，谷底原来的较暖的空气被抬升，形成逆温现象。如洛杉矶三面环山，每年有二百多天逆温现象。 ③、平流逆温 当暖空气水平移动到冷却的地面、水面或气层之上时，底层空气因受下垫面的影响迅速 降温，上层空气因距离较远，降温较少，于是产生逆温。逆温的强弱，主要由暖空气和冷地表面的温差决定。温差大，逆温越强。冬半年，在中纬度的沿海地区，因为那里海陆的温差显著，当海上暖空气流到大陆上时，常常出现逆温。 ④、锋面逆温 冷暖空气相遇，暖空气密度小，爬升到冷空气的上面，两者之间形成一个倾斜的过渡区锋面。暖空气在锋面之上，冷空气在锋面下面。若冷暖温差大，可能出现逆温。 （3）逆温的利与弊 ①、利：A、抑制沙尘暴的发生（沙尘暴的条件：风、沙尘、强对流运动）； B、对飞机的高空飞行有利—飞机没有颠簸（低空不利）。 ②、弊：对天气和大气污染的扩散有影响，阻碍空气的垂直运动，妨碍烟尘、污染物的扩
大气密度随高度的变化
大气密度随高度的变化 现有关于大气密度随高度变化的模型主要由以下三种: 1、玻尔兹曼公式(BF ): n(r) =n( r °)exp[ 其中r o 为地球半径，r=r °?h °n (r 。)为地表处大气密度，在O C (273K )、101Kpa 下，地表大气密度为1.29kg/ m 3。n(r)为所要求的高度h =r —r 。处的大气密度。G 为 万有引力常量，G =6.672 1011Nm 2/kg 2; k 为玻尔兹曼常数，k =1.381 10』3JK 」;m 为气体分子质量，m =分子量1.661 10~7kg 。M 为地球质量，M =5.977 1024kg 。T 为 大气的热力学温度 根据玻尔兹曼公式，计算得到的大气密度在无穷远处具有不等于零的有限值: 但是，有限数量的大气不可能以到处都不等于零的密度分布在无限大的宇宙 空间，这也说明了玻尔兹曼公式不能再全空间范围适用 2、Jeans 理论 GMm 1 1 n(r) :- n(r °)exp[ ( )], kT r r ° n(r) =0, 其中H ^H eff 乞r °,H -kT/mg 。对地球来说，若 T=300K ，贝U H 为380km 。可 见Jeans 理论是对玻尔兹曼公式的一种硬截断，所以称之为玻尔兹曼公式的硬截 断理论(HCBF )。 3、修正的玻尔兹曼公式(RBF ) r °4 r GMm 1 1 n(r) =n(r °)(—) exp[ ( )] r kT r r ° 修正后的玻尔兹曼公式主要是在 BF 的基础上添加了归一化因子(r °/r)4。加 入修正因 子后，RBF 可满足n(：：) =0，因此可以在全空间适用 另外，在地表附近，玻尔兹曼公式有以下两种主要的近似公式: n(：：) =n ° exp(- GMm 1 kT r 0) 「0 _「0 H eff r ■ H eff
气温的时空变化规律
气温得时空变化规律 1、气温得日变化规律 一天中气温变化规律,主要由大气得到热量(地面辐射）与失去热量(大气辐射）得差值决定。 地面得热量主要来自太阳辐射；大气(对流层)得热量直接来着地面。 (1)太阳辐射：最强时为当地地方时12时。 (2）地面辐射:当地地方时为12点时，地面获得得太阳辐射热量大于地面损失得辐射热量,地面热量盈余，地面温度仍在升高。当地地方时大约午后１点左右，地面热量由盈余转为亏损，地面温度为一天中最高值。 （3）大气温度：当地地方时大约午后2点左右,地面已经通过辐射、对流、湍流等方式把热量传给大气，此时气温达到最高值。随后,太阳辐射继续减弱，地面热量持续亏损,地面温度不断降低，气温随之也不断下降.至日出后，地面热量由亏损转为盈余得时刻,地面温度达到最低值，气温也随后达到最低值。因此气温最低值总就是出现在日出前后。 ２、气温得年变化规律 由于地面吸收、储存、传递热量得原因,气温在一年中得最高、最低值,也并不出现在辐射最强、最弱得月份,而就是有所滞后。 3、全球气温水平分布规律 (1)气温从低纬向各纬递减。太阳辐射就是地面热量得根本来源，并由低纬向高纬递减.受太阳辐射、大气运动、地面状况等因素影响，等温线并不完全与纬线平行。 (2)南半球得等温线比北半球平直。南半球物理性质比较均一得海洋比北半球广阔,气温变化与缓。 (３）北半球１月份大陆等温线向南(低纬）凸出,海洋上则向（高纬）凸出；7月份正好相反.在同一纬度上，冬季大陆比海洋冷，夏季大陆比海洋热。同一纬度得陆地与海洋，热得地方等温线向高纬凸出,冷得地方等温线向低纬凸出,即“热高冷低”。 （4)7月份,世界值热得地方就是北纬２0－３0大陆上得沙漠地区,撒哈拉沙漠就是全球炎热中心，１月份,西伯利亚就是全球得寒冷中心，世界极端最低气温出现在南极洲大陆上。 二、等温差线 1、气温得日变化 (1）气温得日变化 一天中气温随时间得连续变化,称气温得日变化。在一天中空气温度有一个最高值与一个最低值,两者之差为气温日较差。通常最高温度出现在14～１５时，最低温度出现在日出前后. 由于季节与天气得影响，出现时间可能提前也可能落后。比如，夏季最高温度大多出现在１4~１5时；冬季则在１3～14时。由于纬度不同日出时间也不同，最低温度出现时间随纬度得不同也会产生差异。气温日较差小于地表面土温日较差，并且气温日较差离地面越远则越小,最高、最低气温出现时间也越滞后。 (2）气温得日变化与农业生产 在农业生产上有时需要较大得气温日较差，这样有利于作物获得高产.因为,日较差大就意味着，白天温度较高，而夜间温度较低，这样白天叶片光合作用强,制造碳水化合物较多,而夜间呼吸消耗少，积累较多,作物产量高，品质好. （3）影响气温日较差得因素有： 气温得日变化规律，主要就是由太阳辐射在地表面上有规律得日变化引起得，同时也受纬度、季节、地形、下垫面性质、天气状况与海拔高度等因素得影响。