逆温的种类及原因

逆温的种类及原因在对流层大气中，一般情况下温度随高度的升高而呈降低趋势，但有时在某些层次会出现气温不随高度变化或随高度的升高反而增高。

气象上把温度不随高度变化的大气层称为等温层，而把温度随高度的升高而增高的大气层称为逆温层。

从热力学的角度看，无论是等温层还是逆温层都表示大气层结是稳定的，如果它们出现在地面附近时，则会限制贴地气层强烈乱流运动的发生，如果它们形成在对流层中某一高度上，则又会阻碍下方空气垂直运动的发展。

因此等温层和逆温层又统称为阻塞层。

但两者中对云雾和垂直运动的发生和发展以及对其它天气现象影响较大的是逆温层，所以下面对各种逆温层的形成过程及其特点进行讨论。

逆温层形成的过程是多种多样的，因此产生了它的家族。

逆温按高度可以分为“近地面层的逆温”和“自由大气的逆温”两大类。

前者是指发生在一百米高度以下的逆温，这里面又可分为“辐射逆温”、“平流逆温”、“融雪逆温”和“地形逆温”等，多是由于热力条件形成的;后者是指发生在一百米高度以上的逆温，这里面又可分为“下沉逆温”和“锋面逆温”等，多是由于动力条件形成的。

一、辐射逆温辐射逆温是夜间因地面、雪面或冰面、云层顶部等的强烈辐射冷却，使紧贴其上的气层比上层空气有较大的降温而形成的。

近地层的辐射逆温，经常发生在晴朗无云的夜空，由于地面有效辐射很强，近地面层气温迅速下降，而高处大气层降温较少，从而出现上暖下冷的逆温现象。

在日落前后由地面开始形成，夜间随着辐射冷却的加强，逆温层逐渐加厚，黎明前达到最大厚度，日出后从地面开始逐步消失。

它的垂直厚度可以从几十米到300～400米，其上下界温度差一般只有几度，很少能够达到10～15℃。

这种逆温在中高纬地区大陆上都能发生，特别是在沙漠地区经常出现。

在冬季大陆被高压控制的天气条件下，由于长时间的辐射冷却的结果，地面和近地层空气的温度显著下降，可形成在白天也不消失的冬季辐射逆温。

这种逆温层的厚度可达几百米到2～3千米，其上下界的温度差可达15～25℃，有时可持续若干天不消失。

形成辐射逆温的有利条件是：晴朗（或少云）而有微风（2～3米·秒）的夜晚。

这是因为云能减弱地面的有效辐射，不利于地面冷却。

风太大时，大气中的垂直混合作用太强，不利于近地面气层的冷却；无风时，冷却作用又不能扩展到较高的气层中去，也不利于逆温的加厚；只有在风速适当时，才能使逆温层既有相当的厚度而又不至于因乱流混合作用过程而遭到破坏。

因夜间云层顶部的辐射冷却作用比其上的空气强，所以，在贴近较厚云层的大气层中也可形成辐射逆温，但这种逆温通常厚度不大，上下界间的温差也很小。

二、地形逆温在低洼地区（谷地、盆地）因辐射冷却，冷空气沿斜坡下沉流入低洼地区形成逆温。

这种逆温称为地形逆温。

如天山北坡从12月——次年2月在近地层会存在一层深厚的逆温层，它的形成主要是由于冷空气受阻积累的，在形成的“冷空气湖”上有较暖的空气层。

天山北坡的逆温层厚度至少有1500米，在南坡只有700米。

这种冬季逆温层在青藏高原东部和北部边缘是普遍存在的。

在山区，夜间山坡上的空气冷却很快，于是冷空气顺坡下沉到谷底，把谷地中原来的暖空气抬挤上升，而形成上暖下冷的逆温現象。

这种逆温是要在一定的地面条件下才会形成，故称为地面逆面。

中国南部的山地，冬季常有地面逆温，在谷底或山坡下方因为气温低，不宜种植热带经济作物。

美国的洛杉矶因周围三面环山，每年有200多天出现这种逆温现象。

三、平流逆温暖空气水平移动到冷的地面或气层上，由于暖空气的下层受到冷地面或气层的影响而迅速降温，上层受影响较少，降温较慢，从而形成逆温，这种逆温现象就是平流逆温。

主要出现在中纬度沿海地区。

平流逆温的形成也是由地面开始逐渐向上扩展的，其强弱由暖空气和冷地面间温差的大小决定，温差越大，逆温越强。

它可以在一天中的任何时刻出现，有的还可以持续好几个昼夜。

单纯的平流逆温没有明显的日变化。

冬季，在中纬度的沿海地区，因海陆温差甚大，当海上暖湿空气流到大陆上时，常出现较强的平流逆温。

这种逆温常伴随着平流雾的形成。

与辐射逆温不同，出现平流雾时，不但不要求晴朗少云，而且风速也可以较大。

暖空气流经冰、雪表面产生融冰、融雪现象，吸收一部分热量，使得平流逆温得到加强，这种逆温又称为“雪面逆温”。

四、乱流逆温乱流逆温是由于低层空气的乱流混合，在乱流层的顶部所形成的逆温。

因乱流逆温出现在乱流混合层的顶部，所以其离地的高度随乱流层的厚薄而定；乱流强时，乱流层厚，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。

乱流逆温的厚度不大，一般不超过几十米。

从湿度的垂直分布来看，在逆温层以下，经过强烈的乱流混合后，气层中水汽的垂直分布已比较均匀。

在逆温层的底部，由于下层的水汽和杂质向上输送和温度的下降。

容易产生层云和层积云。

五、下沉逆温下沉逆温又称为压缩逆温，是由于稳定气层整层空气下沉压缩增温而形成的逆温。

在高压控制区，高空存在着大规模的下沉气流，由于气流下沉的绝热增温作用，致使下沉运动的终止高度出现逆温。

这种逆温多见于副热带反气旋区。

它的特点是范围大，不接地而出现在某一高度上。

这种逆温因为有时像盖子一样阻止了向上的湍流扩散，如果延续时间较长，对污染物的扩散会造成很不利的影响。

下沉逆温形成的有利天气条件是：极地冷高压或副热带高压控制下的晴好天气，高压中心附近有持久而强盛的下沉运动。

下沉逆温出现在距地面1～2千米以上的气层中，厚度可达数百米。

六、锋面逆温锋面逆温是由于锋面上下冷暖空气的温度差异而形成的逆温。

这种逆温层是随锋面的倾斜而成倾斜状态。

又由于锋是从地面向冷空气方向倾斜的，因此，锋面逆温只能在冷气团所控制的地区内观测到。

锋面逆温离地的高度与观测点相对于锋线的位置有关，距地面锋线越近，逆温层的高度越低；反之越高。

锋面上暖气团中的温度露点差一般比锋面下冷气团中的要小些，当锋面上有凝结现象时，逆温层以上的温度露点差可以为零。

以上所说的，只是几种经常出现的逆温的一般情况，而实际天气过程中，还有其它各种不同原因形成的逆温，这里就不一一叙述了。

但要注意在分析逆温的成因、判断逆温的性质时，应根据逆温出现的时间、地点和天气条件等，抓住其特点，进行具体的分析。

1。

山地与同纬度平原地区气温较差的差异地形凹凸和形态的不同，对气温有明显的影响。

在凸起地形如山顶，因大气与陆面接触面积小，受到地面日间增热、夜间冷却的影响较小，又因风速较大，湍流交换强，再加上夜间地面附近的冷空气可以沿坡下沉，而交换来自由大气中较暖的空气，因此气温日较差、年较差皆较小；凹陷地形则相反，气流不通畅，湍流交换弱，又处于周围山坡的围绕之中，**在强烈阳光下，地温急剧增高，影响下层气温，夜间地面散热快，又因冷气流的下沉，谷底和盆地底部特别寒冷，因此气温日较差很大。

以山地为例，不同的地形条件在山地气温日变化中的作用也不同。

山顶处的气温日较差最小，山谷的气温日较差最大，而山坡平地介于二者之间。

如黄山全年平均气温较低，只有7.9℃，年较差也偏小，仅为20.3℃。

说明山顶的气候状况与山下地区的气候状况相比较，更接近于海洋性气候的特征，夏凉冬温，年较差不大，适宜于人们生活。

冬季山谷带出现临时性逆温现象，即冬季夜晚冷空气密度大，沿山坡流入山谷底部，在一定高度的山坡地带，温度反而比谷底高。

与同纬度平原区相比，除谷地外，山区的气温日变化一般较小。

2. 同纬度地区高原与平原气温较差的比较与同纬度地区的平原相比，高原的气候资源一般具有气温日较差大而年较差较小的特点。

高原与山地不同，大气与陆面接触面积比山地大，地面辐射较多。

由于**大量吸收太阳辐射，地面温度急剧升高，加速了近地面空气的升温作用；夜间，地面以长波辐射迅速散热降温，由于高原大气保温作用弱，热量大量向空中散失，使近地面气温迅速下降，因而高原上各地日较差大。

形成高原年较差小的原因是，由于受海拔高度的影响大大超过了纬度的影响，使年内气温变化有所减缓，年振幅相对较小。

夏季温度比较低，而冬季的温度不太低，导致气温年变化较小。

（１）日较差以青藏高原为例，在我国，青藏高原气温因为太阳辐射强烈，日出后地表升温快，即使在冬季，在阳光下也会感到温和如春；日落后，由于空气稀薄、水汽含杂质少，地表容易散热等项原因，降温迅速；所以青藏高原日较差比同纬度东部地区大，表明这里具有大陆性气候的特征。

如拉萨、日喀则等地年平均日较差均在14～16℃。

与此相比较，北京、西安为10～12℃，成都、武汉、南京为 7～8.5℃。

阿里地区、藏北高原、柴达木盆地等地的日较差约17℃左右，即使日较差较小地区如班戈湖、申扎、三江河谷、青海东部等地区其日较差也多为14℃左右。

另外高原地区内部日较差也还有差异，其具体差异的大小与地形、植被、干湿程度等有关，如柴达木盆地干燥，多晴少雨，**日晒增温急剧，夜间地面辐射强，降温快，其日较差就比较大。

而在多阴雨的藏东南地区，**增温不高，夜间云层低，地面辐射相对较弱，降温少，所以昼夜温差较小。

（２）年较差青藏高原与同纬度中国东部地区相比，气温年较差稍小（按特征来说，也算是大的），年较差比同纬度东部地区要小4～6℃以上。

主要的原因是由于受海拔高度的影响大大超过了纬度的影响：海拔高，本身气温就很低；夏季云量增多、太阳辐射减弱，加上高原上空的空气又不断向四周散发热量，所以夏季气温不高；而冬季，东西走向的高大山脉，阻挡了北来冷空气的入侵，没有“象东部平原地区受近地层纬寒冷的冬季风的影响”这样的强降温因素，而且冬季晴朗而海拔高的优势也更使其能受到较多太阳辐射，所以气温下降不甚剧烈。

这样夏季温度比较低，而冬季的温度不太低，使年内气温变化有所减缓，年振幅相对较小。

如青海大部分地区气温年较差在26℃以下，其中班玛县和囊谦县气温年较差均在20℃以下，较中国相近纬度的华东、华中、华北地区都小。

西藏自治区南部拉萨、昌都、日喀则等地的年较差为18－20℃，而纬度相近的武汉、南京是26℃；西藏北部的气温年较差略大，一般达26～30℃，但比起来纬度接近的兰州气温年较差也达到了 30～31℃。

此外，青藏高原气温变化由于受多种因素的影响，使得内部各地气温年较差也不一样。

一般来说，青藏高原气温年较差是北部大南部小，西部大东部小。

东南部气温年变化较小是由于所处的地理纬度较低，冬季干燥，冬季接受的太阳辐射较多。

局部地区增温比较明显，所以，冬季相对而言不太冷，导致气温年变化较小。

可见，气温年较差的大小与纬度有关，南部较差小，往北逐渐增加；其次是与水分状况密切相联，随大陆性加强而增大，呈现东南小、西北大的趋势。

由上可知，山地和高原的气温较差和同纬度的平原地区比较，有明显区别：山地气温年较差和日较差一般比同纬度平原较小，而高原则比同纬度平原日较差较大而年较差较小，不可混为一谈。