大气温度垂直分布规律及原因
大气温度垂直分布规律及原因
大气温度随高度变化曲线：逆温现象：对流层由于热量主要直接来自地面辐射，所以海拔越高，气温越低。
一般情况下，海拔每上升1000米，气温下降6°C。
有时候出现下列情况：①海拔上升，气温升高；②海拔上升1000米，气温下降幅度小于6°C。
这就是逆温现象。
逆温现象往往出现在近地面气温较低的时候，如冬季的早晨。
逆温现象使空气对流运动减弱，大气中的污染物不易扩散，大气环境较差。
对流层中温度的垂直分布：在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这首先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愈多，气温乃愈高。
离地面愈远，气温愈低。
其次，愈近地面空气密度愈大，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——．水汽、微尘愈少，因此气温乃愈低。
整个对流层的气温直减率平均为℃/100m。
实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。
对流层的中层和上层受地表的影响较小，气温直减率的变化比下层小得多。
在中层气温直减率平均为—℃/100m，上层平均为—℃/100m。
对流层下层（由地面至2km）的气温直减率平均为—℃/100m。
但由于气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。
例如，夏季白昼，在大陆上，当晴空无云时，地面剧烈地增热，底层（自地面至300—500m高度）气温直减率可大于干绝热率（可达—℃/100m）。
但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。
造成逆温的条件是，地面辐射冷却、空气平流冷却、空气下沉增温、空气湍流混合等。
但无论那种条件造成的逆温，都对天气有一定的影响。
例如，它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，使能见度变坏等等。
下面分别讨论各种逆温的形成过程。
（一）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。
空气温度随高度的变化规律
空气温度随高度的变化规律一、引言空气温度随高度的变化规律是大气层结构和气候研究中的重要课题。
对于气象学、空气动力学以及天气预报等领域而言，理解和掌握空气温度变化规律是至关重要的。
本文将以从简到繁的方式，由浅入深地探讨空气温度随高度变化的规律，以帮助读者全面、深刻、灵活地理解这个主题。
二、大气层结构大气层结构是指大气在垂直方向上的分布特征。
按照温度变化的规律，我们将大气层结构分为四个主要层次：对流层、平流层、跃层和臭层。
1. 对流层对流层是地球上最底层的大气层，高度约0-10千米。
在对流层中，空气的温度随着高度的增加而逐渐降低，这是由于地表吸收太阳辐射，使空气受热上升，接触到冷却的高空空气后再下沉，形成了对流循环。
2. 平流层平流层位于对流层之上，高度约10-50千米。
在平流层中，空气温度随高度的变化非常平稳，甚至有时会出现逆温层，即高空温度高于低空温度。
这是由于平流层的空气非常稳定，几乎没有垂直运动。
3. 跃层跃层位于平流层之上，高度约50-80千米。
在跃层中，空气温度再次随高度的增加而逐渐降低，但降温速率相比对流层要小得多。
跃层还存在着大气臭氧层，这是由跃层中的臭氧分子吸收紫外线而形成的。
4. 臭层臭层是大气层中最高的一层，高度约80千米以上。
在臭层中，空气温度随高度的增加而逐渐上升，这是由于臭层中的吸收高能量太阳辐射的氧气分子所致。
臭层也是地球的防护层，它能有效地阻止太阳辐射对生物和地球环境的伤害。
三、空气温度的变化规律了解大气层结构后，我们可以进一步探讨空气温度随高度的变化规律。
1. 高度对空气温度的影响根据理论推导和观测数据，我们可以总结出以下规律：- 对流层的温度递减率约为6.5℃/千米，即高度上升1千米，温度下降6.5℃。
- 平流层的温度变化很小，甚至有时会出现逆温层。
- 跃层的温度递减率约为2℃/千米，比对流层小得多。
- 臭层的温度递增率约为1℃/千米。
2. 影响空气温度的其他因素除了大气层结构，还有其他因素会对空气温度产生影响，如地理位置、季节和天气系统等。
对流层 气温随海拔的变化规律-概述说明以及解释
对流层气温随海拔的变化规律-概述说明以及解释1.引言1.1 概述概述在地球上，随着海拔的不同，气温呈现出一定的变化规律。
这种变化规律由大气层结构和地球表面特征等因素共同决定。
了解气温随海拔的变化规律对于我们深入了解大气环境、气候变化以及生态系统的运作机制具有重要意义。
随着海拔的增加，气温会发生明显的变化。
一般来说，海拔越高，气温越低。
这是因为随着海拔的上升，大气受到地球表面的加热辐射较少，温度逐渐减少。
大气层结构中的不同层次也对气温分布产生影响。
对流层是大气层结构中最低的一层，它具有最多的物质和活动，也是我们生活的层次。
因此，了解对流层气温随海拔的变化规律对于我们的生活和工作具有直接的影响。
本文将首先详细介绍气温与海拔的关系，探讨气温随海拔变化的基本规律。
然后，我们将分析影响气温变化的因素，包括太阳辐射、地表特征以及大气层结构等。
通过对这些因素的分析，我们可以更好地理解气温随海拔变化的原因和机制。
最后，本文将总结气温随海拔变化的规律，并探讨对流层气温变化所具有的意义和影响。
这将有助于我们更好地理解大气环境的变化，为气候变化预测以及生态系统的保护提供科学依据。
通过对气温随海拔变化规律的深入研究，我们可以更好地认识地球的自然环境，为人类的生活和发展提供更好的保障。
因此，本文的研究意义和实际应用价值将不可忽视。
接下来的章节中，我们将对气温与海拔的关系进行详细的探讨，并深入分析影响气温变化的因素。
1.2 文章结构文章结构部分的内容应包括对整篇文章的主要结构和每个部分的内容进行说明。
以下是对文章结构的描述：本文主要包括引言、正文和结论三个部分。
在引言部分，我们会概述本文的研究对象和目的。
首先，我们会简要介绍对流层气温随海拔的变化规律，并提出研究这一问题的重要性和意义。
接着，我们会详细讲述本文的结构和各个部分的内容。
接下来是正文部分，其中包括两个小节：气温与海拔的关系和影响气温变化的因素。
在气温与海拔的关系部分，我们将通过收集和分析相关数据和研究成果，阐述气温随着海拔的升高而呈现出的变化规律。
大气温度垂直分布规律及原因
大气温度垂直分布规律及原因各层得特点及原因:大气温度随高度变化曲线:逆温现象：对流层由于热量主要直接来自地面辐射,所以海拔越高，气温越低。
一般情况下,海拔每上升1000米，气温下降6°Ｃ。
有时候出现下列情况：①海拔上升,气温升高;②海拔上升1００0米,气温下降幅度小于6°C。
这就就就是逆温现象。
逆温现象往往出现在近地面气温较低得时候，如冬季得早晨。
逆温现象使空气对流运动减弱,大气中得污染物不易扩散,大气环境较差。
对流层中温度得垂直分布：在对流层中,总得情况就就是气温随高度而降低,这首先就就是因为对流层空气得增温主要依靠吸收地面得长波辐射，因此离地面愈近获得地面长波辐射得热能愈多,气温乃愈高。
离地面愈远,气温愈低。
其次,愈近地面空气密度愈大,水汽与固体杂质愈多,因而吸收地面辐射得效能愈大,气温愈高。
愈向上空气密度愈小,能够吸收地面辐射得物质——水汽、微尘愈少,因此气温乃愈低。
整个对流层得气温直减率平均为0、65℃/100m。
实际上,在对流层内各高度得气温垂直变化就就是因时因地而不同得。
对流层得中层与上层受地表得影响较小，气温直减率得变化比下层小得多。
在中层气温直减率平均为0、5—0、6℃／１0０m,上层平均为0、65—0、75℃／１0０ｍ。
对流层下层（由地面至2ｋｍ）得气温直减率平均为0、３—0、4℃／100m。
但由于气层受地面增热与冷却得影响很大,气温直减率随地面性质、季节、昼夜与天气条件得变化亦很大。
例如,夏季白昼,在大陆上,当晴空无云时,地面剧烈地增热，底层(自地面至300—500ｍ高度)气温直减率可大于干绝热率(可达1、2—1、5℃/1０0m)。
但在一定条件下,对流层中也会出现气温随高度增高而升高得逆温现象。
造成逆温得条件就就是，地面辐射冷却、空气平流冷却、空气下沉增温、空气湍流混合等。
但无论那种条件造成得逆温,都对天气有一定得影响。
例如,它可以阻碍空气垂直运动得发展,使大量烟、尘、水汽凝结物聚集在其下面,使能见度变坏等等。
大气垂直分层和大气受热过程
大气垂直分层和大气受热过程首先，大气垂直分层是指大气在垂直方向上不同高度范围内的特征和变化。
按照温度变化，可以将大气分为对流层、平流层和臭氧层三个主要层次。
对流层是从地表到约10-15公里高度的层次，其中温度随着高度上升而逐渐减小。
这是因为地表受太阳辐射加热后向大气传递热量，导致温度递减。
平流层是对流层之上的一层，温度保持基本不变，这是因为平流层内的气体相对较少，热量难以传递。
臭氧层是大气中的一个特殊层次，位于平流层之上，其中臭氧分子可以吸收太阳辐射中的紫外线。
大气垂直分层的存在对大气循环有重要影响。
在对流层中，暖空气会上升，冷空气会下降，形成对流运动。
这种对流运动导致了大气中气体和能量的混合和重新分配，起到了均衡地球上的温度的作用。
平流层中的空气相对较稳定，各个地区的空气质量和组成相互分离。
在臭氧层中，臭氧分子的存在对阻止紫外线辐射进入地球大气层起到了保护作用。
另一方面，大气受热过程是指大气中不同高度和地区接受太阳辐射的方式和过程。
太阳辐射在进入大气层和地表时会发生吸收、反射和散射等过程。
大气中的水汽、氧气、臭氧和其他气体对特定波长的太阳辐射有选择性地吸收。
地球上的不同地区和季节接收到的太阳辐射量也会有所差异。
例如，赤道地区接收到的太阳辐射量较大，而极地地区接收到的太阳辐射量较小。
大气受热过程对地球上的气候和天气具有重要影响。
太阳辐射量的差异导致不同地区的温度分布和气候类型的形成。
赤道地区由于接收到的太阳辐射量大，温度较高。
而极地地区由于接收到的太阳辐射量小，温度较低。
这种温度差异导致了气压差异和大气运动，形成了大气环流系统，如气旋和反气旋等。
这些环流系统对天气系统的形成和移动具有重要影响。
总结起来，大气垂直分层和大气受热过程是气象学中的两个重要概念。
大气垂直分层影响了大气循环和能量分布，而大气受热过程决定了地球上的气候和天气模式。
进一步了解和研究这些过程对于理解和预测气候变化和天气变化具有重要意义。
大气垂直分层依据
大气垂直分层依据
气垂直分层是指在地球大气中，由于温度的分布存在明显的升降，大气被划分成等温
面(isaopause)，穿越这些等温面就能够把大气划分成不同的地层。
气垂直分层可以分为四层：对流层、高空层、中层和对流层之下的半地球，垂直分布
如下所示：
对流层是地球大气最上层，约占地球大气总体积的三分之一，高度在0-15公里之间，受气压影响，温度随高度降低，空气的密度、风的压强力都随着高度的升高而增加，温度
的变化也会比较剧烈。
对流层中的空气既富含水蒸气又富含气溶胶及灰尘，以及一些剥落
的雹，是气象学和流体力学的研究重点。
高空层位于15—50公里之间，是地球大气体积的三分之二，由于温度限制在-50℃至
+20℃之间，所以称为等温层。
高空层内气量较少，能见度较高，在高空层具有稳定的风
结构，风速也比较小，但夜晚风速会比白天高一些；太阳光能可以到达最深处，也是试验
高空气球等大气探测工具的活动区域。
中层位于50—100公里，也称为平流层，是大气层中最大的部分，温度在-80℃至-10℃之间，这一层平流层中的气体和尘埃的浓度较对流层低，空间风速最小。
对流层之下的半地球位于100—500公里高度，温度在-120℃至-90℃之间，也称为外
层空气层(thermosphere)。
大气压强迅速减小，气分子逐渐减少，紫外线可以到达这一层，产生气体电离作用，产生一个有色的气晕现象——黑夜光。
在外层空气层，宇航器更容易
受到太阳风等外来物质的影响，也是进行太空航行的空间。
大气垂直分层知识点总结
大气垂直分层知识点总结1. 大气垂直分层的结构大气垂直分层主要分为以下几个层次：对流层、平流层、中间层、大气外部层。
对流层是大气层中最低的一层，高度约为0-15千米。
在这一层内，大气温度逐渐下降，密度逐渐减小，湿度逐渐增加，同时风速也会逐渐增大。
对流层对地球上的生物和气象环境有着非常重要的作用，大部分的气象现象都发生在这一层。
平流层高度约15-50千米，是大气层中的第二层。
在这一层内，温度逐渐上升，密度逐渐减小，湿度逐渐降低，风速逐渐减小。
不同于对流层的强烈对流运动，平流层内的运动主要是辐散下沉运动，这也是平流层温度上升的原因。
中间层高度约50-80千米，这一层的特点是温度再次开始下降，但是下降的速率相对较慢，密度也相对较小，湿度也较低。
这一层的高度范围相对比较宽广，大气运动比较平稳。
大气外部层高度约80千米以上，这一层的特点是温度再次开始上升，密度和湿度都较小，这也是大气层的最外部一层。
2. 大气垂直分层的影响因素大气的垂直分层结构是由多种因素共同作用的结果，其中包括：地球的自转、太阳辐射、地球的自转和风等。
地球的自转是大气层形成垂直分层结构的重要原因之一。
由于地球的自转，地球表面在赤道附近运动速度最快，而在极地运动速度最慢。
这种运动速度的不均匀性导致了大气层热量的不均匀分布，进而引起了大气的垂直运动和对流现象。
太阳辐射是大气垂直分层结构形成的另一个重要因素。
太阳的辐射能量使得地球表面产生了不均匀的热量分布，进而引起了大气层垂直运动，形成了对流层。
地球的自转和风也是对大气垂直分层结构产生影响的重要因素。
地球的自转使得大气在垂直方向上产生了水平风和垂直风的分布不均匀。
这种不均匀的风场引起了大气层的垂直运动和对流现象。
3. 大气垂直分层和气候大气的垂直分层结构对气候产生着重要的影响。
对流层是大气层中最低的一层，气温温度逐渐下降，湿度增加，这种气候条件适宜于植物生长和动物生存。
平流层内的大气运动比较平稳，温度温度上升，湿度减小，这种气候条件适宜于航空器的飞行。
大气温度垂直分布图
一般是向上递减的，在对流层顶处（约位于 10km）温度最低;从对流层项至 50km的平流层附近，温度随高度一般是
不变或递增的，从平流层顶向上到 80km附近的中间层，
温度分布特点与对流层相似；再向上温度一般由递增转
为等温，温度随着太阳活动情况而变化，故称此大气层
为热成层。
中纬度典型条件下的大气温度垂直分布廓线，
如图所示。
温度的垂直分布也是随时间、地点而变化的，
利用不同的温度垂直分布特点，可以判别大气的层结稳定度。
顶处（约位于 10km）温度最低;附近，温度随高度一般是
上到 80km附近的中间层，
再向上温度一般由递增转
况而变化，故称此大气层
的大气温度垂直分布廓线，
是随时间、地点而变化的，
判别大气的层结稳定度。
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大气温度垂直分布规律及原因各层的特点及原因：
大气温度随高度变化曲线：
逆温现象：对流层由于热量主要直接来自地面辐射，所以海拔越高，气温越低。
一般情况下，海拔每上升1000米，气温下降6°C。
有时候出现下列情况：①海拔上升，气温升高；②海拔上升1000米，气温下降幅度小于6°C。
这就是逆温现象。
逆温现象往往出现在近地面气温较低的时候，如冬季的早晨。
逆温现象使空气对流运动减弱，大气中的污染物不易扩散，大气环境较差。
对流层中温度的垂直分布：
在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这首先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愈多，气温乃愈高。
离地面愈远，气温愈低。
其次，愈近地面空气密度愈大，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——水汽、微尘愈少，因此气温乃愈低。
整个对流层的气温直减率平
均为0.65℃/100m。
实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。
对流层的中层和上层受地表的影响较小，气温直减率的变化比下层小得多。
在中层气温直减率平均为0.5—0.6℃/100m，上层平均为
0.65—0.75℃/100m。
对流层下层（由地面至2km）的气温直减率平均为0.3—0.4℃/100m。
但由于气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。
例如，夏季白昼，在大陆上，当晴空无云时，地面剧烈地增热，底层（自地面至300—500m高度）气温直减率可大于干绝热率（可达1.2—1.5℃/100m）。
但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。
造成逆温的条件是，地面辐射冷却、空气平流冷却、空气下沉增温、空气湍流混合等。
但无论那种条件造成的逆温，都对天气有一定的影响。
例如，它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，使能见度变坏等等。
下面分别讨论各种逆温的形成过程。
（一）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。
图2·35表明辐射逆温的生消过程。
图中a为辐射逆温形成前的气温垂直分布情形；在晴朗无云或少云的夜间，地面很快辐射冷却，贴近地面的气层也随之降温。
由于空气愈靠近地面，受地表的影响愈大，所以，离地
面愈近，降温愈多，离地面愈远，降温愈少，因而形成了自地面开始的逆温（图2·35b）；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（图2·35中c）；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地消失（图2·35中d、e）。
辐射逆温厚度从数十米到数百米，在大陆上常年都可出现，以冬季最强。
夏季夜短，逆温层较薄，消失也快。
冬季夜长，逆温层较厚，消失较慢。
在山谷与盆地区域，由于冷却的空气还会沿斜坡流入低谷和盆地，因而常使低谷和盆地的辐射逆温得到加强，往往持续数天而不会消失。
（二）湍流逆温
由于低层空气的湍流混合而形成的逆温，称为湍流逆温。
其形成过程可用图2·36来说明。
图中AB为气层原来的气温分布，气温直减率（γ）比干绝热直减率（γd）小，经过湍流混合以后，气层的温度分布将逐渐接近于干绝热直减率。
这是因为湍流运动中，上升空气的温度是按干绝热直减率变化的，空气升到混合层上部时，它的温度比周围的空气温度低，混合的结果，使上层空气降温。
空气下沉时，情况相反，会使下层空气增温。
所以，空气经过充分的湍流混合后，气
层的温度直减率就逐渐趋近干绝热直减率。
图中CD是经过湍流混合后的气温分布。
这样，在湍流减弱层（湍流混合层与未发生湍流的上层空气之间的过渡层）就出现了逆温层DE。
（三）平流逆温
暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却作用，愈近地表面的空气降温愈多，而上层空气受冷地表面的影响小，降温较少，于是产生逆温现象。
这种因空气的平流而产生的逆温，称平流逆温（图2·37）。
但是平流逆温的形成仍和湍流及辐射作用分不开。
因为既是平流，就具有一定风速，这就产生了空气的湍流，较强的湍流作用常使平流逆温的近地面部分遭到破坏，使逆温层不能与地面相联，而且湍流的垂直混合作用使逆温层底部气温降得更低，逆温也愈加明显。
另外，夜间地面辐射冷却作用，可使平流逆温加强，而白天地面辐射增温作用，则使平流逆温减弱，从而使平流逆温的强度具有日变化。
（四）下沉逆温
如图2·38所示，当某一层空气发生下沉运动时，因气压逐渐增大，以及因气层向水平方向的辐散，使其厚度减小（h＇＜h）。
如果气层下沉过程是绝热的，而且气层内各部分空气的相对位置不发生改变，这样空气层顶部下沉的距离要比底部下沉的距离大，其顶部空气的绝热增温要比底部多。
于是可能有这样的情况：当下沉到某一高度上，空气层顶部的温度高于底部的温度，而形成逆温。
例如，设某气层从空中下沉，起始时顶部为3500m，底部为3000m（厚度500m），它们的温度分别为－12℃和－10℃，下沉后顶部和底部的高度分别为1700m和1500m（厚度200m）。
假定下沉是按干绝热变化的，则它们的温度分别增高到6℃和5℃，这样逆温就形成了。
这种因整层空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。
下沉逆温多出现在高气压区内，范围很广，厚度也较大，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着数百米的深厚的逆温层。
由于下沉的空气层来自高空，水汽含量本来就不多，加上在下沉以后温度升高，相对湿度显著减小，空气显得很干燥，不利于云的生成，原来有云也会趋于消散，因此在有下沉逆温的时候，天气总是晴好的。
此外还有冷暖空气团相遇时，较轻的暖空气爬到冷空气上方，在界面附近也会出现逆温，称之为锋面逆温。
上面分别讨论了各种逆温的形成过程。
实际上，大气中出现的逆温常常是由几种原因共同形成的。
因此，在分析逆温的成因时，必须注意到当时的具体条件。