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
各层的特点及原因：
层次特点原因
对流层①气温随高度增加而递减，每上升100米降低℃。

②对流动动显著（低纬17~18、中纬10~12、高纬
8~9千米）。

③天气现象复杂多变。

热量绝大部分来自地面，
上冷下热，差异大，对流
强，
水汽杂质多、对流运动显
著。

平流层起初气温变化小，30千米以上气温迅速上升。

大气以水平运动为主。

大气平稳天气晴朗有利高空飞行。

臭氧吸收紫外线。

上热下冷。

水汽杂质少、水平运动。

高层大气存在若干电离层，能反射无线电波，对无线电通信
有重要作用。

[自下而上分三层：中间层、暖层（电
离层）、逃逸层]
太阳紫外线和宇宙射线作
用
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。

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。