第2章 大氣的熱能與溫度

1、第一節(jié) 太陽輻射第二節(jié) 地面和大氣輻射第三節(jié) 大氣的增溫和冷卻 第四節(jié) 大氣溫度隨時間的變化第五節(jié) 大氣溫度的空間變化輻射概述 物體對輻射的吸收、反射和透射 吸收率、反射率、透射率； 黑體、白體 基 爾 霍 夫 定 律 斯蒂芬（Stefan）-玻耳茲曼（Boltzman）定律 維恩（Wein）位移定律 在一定溫度下，任何物體對于一定波長的放射能力e（，t）和吸收率K（，t）的比為一常數(shù)E（，t） E（，t）= e（，t）/ K（，t）。 該常數(shù)E（，t）僅與波長和溫度有關(guān)，而與物體的性質(zhì)無關(guān)。 對于不同物體而言，放射能力較強的，其吸收能力也強。黑體的吸收率最大，所以它也是最好的放射體。 對于同

2、一物體而言，如果在溫度T時，它放射某一波長的輻射，那么在同樣T下，它也吸收同一波長的輻射。 基爾霍夫定律說明，不管什么物體，只要T、相同，它的放射率和吸收率的比值是一樣的。E（，t）= e（，t）/ K（，t）=e0（，t）/1= e0（，t） 對于任何物體m而言，他在溫度T時，對于某一波長的放射能力em（，t）與同溫下對同波長的吸收率之比就等于黑體在同溫度T下對同一波長的放射能力。 這樣，基爾霍夫定律就把物體的放射、吸收與黑體的輻射能力聯(lián)系起來，從而有可能通過研究黑體輻射來了解一般物體的輻射。 基爾霍夫定律適用于處于輻射平衡的任何物體，對流層、平流層和地表均可看作是處于輻射平衡狀態(tài)，因此可直

3、接應(yīng)用這一定律。 由實驗得知，物體的放射能力是隨溫度、波長而改變的。隨著溫度的升高，黑體對各波長的放射能力都相應(yīng)地增強。因而物體放射的總能量（即曲線與橫坐標(biāo)之間包圍的面積）也會顯著增大。根據(jù)研究，黑體的總放射能力與它本身的絕對溫度的四次方成正比，即ETb=T4 上式稱斯蒂芬-波耳茲曼定律。式中=5.6710-8W/（m2K4）為斯蒂芬-波耳茲曼常數(shù)。 黑體單色輻射極大值所對應(yīng)的波長（m）是隨溫度的升高而逐漸向波長較短的方向移動的。根據(jù)研究，黑體單色輻射強度極大值所對應(yīng)的波長與其絕對溫度成反比，即mT=C （213）上式表明，物體的溫度愈高，其單色輻射極大值所對應(yīng)的波長愈短；反之，物體的溫度愈低

4、，其輻射的波長則愈長。 太陽輻射光譜和太陽常數(shù)太陽輻射光譜太陽輻射光譜太陽輻射中，輻射能按波長大小的分布。大氣上界的太陽輻射光譜是在0.1-5微米的范圍內(nèi)，其中99%以上的能量集中在0.15-4微米之間，且主要分布在可見光和紅外區(qū)，其中可見光占太陽輻射總量的50%，并以0.475微米附近的輻射能量最強，這一波長相當(dāng)于青光；紅外區(qū)占總能的43%，紫外區(qū)只占7%。太陽常數(shù)太陽常數(shù)就日地平均距離而言，在大氣上界垂直于太陽光線的1cm2的面積，1分鐘獲得的太陽輻射能。用IO來表示。大氣對太陽輻射的吸收大氣對太陽輻射的吸收水汽主要集中在紅外區(qū)。太陽輻射因水汽的吸收可以減少4-15%。所以，大氣因水汽直接

5、吸收太陽輻射而引起的增溫并不顯著。臭氧在可見光區(qū)(0.6um)、紫外區(qū)(0.2-0.3um)都有較強的吸收帶，但因大氣中臭氧含量甚微，故大氣因臭氧直接吸收太陽輻射而引起的增溫不顯著。CO2對太陽輻射的吸收僅在紅外區(qū)的4.3微米處，該區(qū)域太陽輻射強度小，被吸收后對整個太陽輻射并無多大影響。結(jié)論：大氣對太陽輻射的吸收帶均位于太陽輻射光譜兩端的低能區(qū)，大氣成分對太陽輻射的減弱并不明顯。也即大氣因直接吸收了太陽輻射而引起的增溫不明顯。因此說，太陽輻射并不是低層大氣的直接熱源。1、當(dāng)太陽輻射遇到的是直徑比波長小的空氣質(zhì)點時，波長越短，散射越強。這被稱為分子散射或蕾利散射。解釋現(xiàn)象：雨過天晴，天空呈蔚藍色

6、。2、當(dāng)太陽輻射遇到的是直徑比波長要大的空氣質(zhì)點時，此時各波段的電磁波均被散射，這叫粗粒散射、米散射或漫射。解釋現(xiàn)象：灰色而渾濁的天空云的反射最強，對太陽輻射的反射可達50-55%。低云厚云反射能力強。結(jié)論：結(jié)論：在吸收、散射和反射三種方式中，反射最主要，散射次之，吸收最少。就全球平均狀況而言，太陽輻射有30%被反射和散射到宇宙空間，20%被吸收，50%可直接到達地面。解釋現(xiàn)象：日出、日落，太陽四周呈紅色。 太陽輻射經(jīng)過大氣層的吸收、反射和散射后剩余的50%就可到達地面。到達地面的太陽輻射有兩部分：一是太陽以平行光線的形式直接投射到地面上的，稱為太陽直接輻射；一是經(jīng)過散射后自天空投射到地面的，

7、稱為散射輻射，兩者之和稱為總輻射。 一、直接輻射二、散射輻射 三、總輻射 太陽直接輻射的強弱和許多因子有關(guān)，其中最主要的有兩個，即太陽高度角太陽高度角和和大氣透明度大氣透明度。 太陽高度角太陽高度角的大小對太陽直接輻射的影響有兩個方面 。高度大小不同，影響到太陽輻射投射到地面上的面積的大小。 太陽高度角的大小，還直接影響到太陽輻射通過大氣層的厚度和大氣質(zhì)量。一般以太陽高度角為90（直射），在地面為標(biāo)準(zhǔn)氣壓（海平面壓力為1013hPa）時，太陽光垂直投射到地面所經(jīng)路程中，單位截面積的空氣柱的質(zhì)量，稱為一個大氣質(zhì)量一個大氣質(zhì)量。 大氣透明度大氣透明度 在相同的大氣質(zhì)量下，到達地面的太陽輻射也不完全

8、一樣，因為還受大氣透明度的影響。 一個地區(qū)在一天中大氣透明度的變化很小，所以影響直接輻射的主要因子是太陽高度角。 直接輻射有顯著的年變化、日變化和隨緯度的變化。這種變化主要由太陽高度角決定。同一地區(qū)，在一天當(dāng)中日出、日沒時太陽高度最小，直接輻射最弱；中午太陽高度角最大，直接輻射最強。同樣道理，在一年當(dāng)中，直接輻射在夏季最強，冬季最弱。但是，有的地區(qū)夏季云量多，云層厚直接輻射的最大值在盛夏前后。不同地區(qū)，低緯度地區(qū)一年各季太陽高度角都很大，地表面得到的直接輻射較中、高緯度地區(qū)大得多。 散射輻射也要受太陽高度、大氣透明度的影響，同時與云量、海拔高度有關(guān)。在上述因子影響下，表現(xiàn)為隨高度角增大而增大，

9、隨大氣透明度變小而增大，隨云量增多而增多，隨海拔增大而減小。 地面獲得的總輻射一般來說是隨著太陽高度的增大而增大隨大氣透明度的提高而增大。 一天中，日出以前，地面上總輻射的收入不多，其中只有散射輻射；日出以后，隨著太陽高度的升高，太陽直接輻射和散射輻射逐漸增加。但前者增加得較快，即散射輻射在總輻射中所占的成分逐漸減小；到中午時太陽直接輻射與散射輻射強度均達到最大值；中午以后二者又按相反的次序變化。云的影響可以使這種變化規(guī)律受到破壞。例如，中午云量突然增多時，總輻射的最大值可能提前或推后，這是因為直接輻射是組成總輻射的主要部分，有云時直接輻射的減弱比散射輻射的增強要多的緣故。在一年中總輻射強度（

10、指月平均值）在夏季最大，冬季最小。 總輻射隨緯度的分布一般是，緯度愈低，總輻射愈大。反之就愈小。 太陽總輻射大時，地面獲得的熱量就多，地面溫度就高，所以地面溫度的年際變化實質(zhì)上就是太陽總輻射的年際變化。 投射到地面的太陽輻射，并非完全被地面所吸收，其中一部分被地面所反射。 地表對太陽輻射的反射率，決定于地表面的性質(zhì)和狀態(tài)。陸地表面對太陽輻射的反射率約為1030。一、地面和大氣的輻射 二、地面有效輻射三、地面及地-氣系統(tǒng)的輻射差額 地面和大氣一方面要吸收太陽輻射，同時也依據(jù)其本身的溫度時刻不停的向外放出輻射。 地面的平均溫度為300K（27），對流層的平均溫度約為250K（-23）。在這樣的溫度

11、下，地面和大氣的輻射主要集中在3120m的波長范圍內(nèi)，這些都是用肉眼直接看不到的紅外輻射。 太陽輻射波長的波長范圍為0.154m，地面輻射和大氣輻射要比太陽輻射長的多。因此地面和大氣輻射為長波輻射，太陽輻射為短波輻射。 長波輻射是地面和大氣之間進行熱量交換的重要方式，大氣直接吸收的太陽輻射很少，僅占整個大氣層太陽輻射的24%，所以大氣主要靠地面的長波輻射而增溫。 地面有效射是指地面通過長波輻射向外放出的輻射（Eg）與地面吸收的大氣逆輻射（Ea）之差，以F0 表示，則F0=Eg-Ea (220)。地面有效射也即地面通過長波輻射實際損失的熱量。由于地面溫度高于大氣溫度，地面有效輻射為正值。這意味著

12、通過長波輻射的放射和吸收，地表面經(jīng)常失去熱量。 地面有效輻射的大小，同地面溫度和底層大氣溫度之間差值有關(guān)，差值越大，有效輻射也越大。同時地面有效輻射的大小還與大氣濕度、云況和云量等有關(guān)系。云不僅能強烈吸收地面輻射，同時也能強烈的向地面放出輻射，以增強大氣逆輻射，從而緩解地面失熱的程度。正因如此，在冬季有云的夜晚通常比無云的夜晚要暖一些。在冬季，釋放“人造夜幕彈”防霜凍的原理也即如此。P32 2、大氣中長波輻射的特點（一，二，三） 輻射差額輻射差額=收入輻射收入輻射-支出輻射支出輻射 在沒有其它方式進行熱交換時，輻射差額決定物體的升溫或降溫。輻射差額不為零，表明物體收支的輻射能不平衡，會有升溫或

13、降溫產(chǎn)生。輻射差額為零時，物體的溫度保持不變。地面的輻射差額地面輻射能的與支出之差，稱為地面的輻射差額。輻射差額數(shù)值的大小，可反映溫度升降的程度。因此，地面溫度與近地面空氣溫度的高低變化特點，在很大程度上決定于地面輻射差額的大小。 1 1、地面輻射差額表達式：、地面輻射差額表達式：Rg=（Q+q）（1-a）-F0 （221） 式中Rg 表示單位水平面積、單位時間的輻射差額，（Q+q）是到達地面的太陽總輻射，即太陽直接輻射和散射輻射之和；a 為地面對總輻射的反射率；F0 為地面的有效輻射。 一天中，地面輻射的差額白天為正值，夜間為負(fù)值。由負(fù)值轉(zhuǎn)到正值的時刻一般在日出后1h左右，由正值轉(zhuǎn)到負(fù)值的時

14、刻一般在日落前1h左右。 年變化隨緯度而異，緯度愈低，輻射差額保持正值的月份愈多，反之愈少。 我國大部分地區(qū)處中緯度地帶，其輻射差額的年際變化隨緯度和地理條件而異。就全國而言，夏季輻射差額大，冬季小。但在個別地區(qū)也有差異，如昆明的輻射差額的最大值出現(xiàn)在濕季來臨前的春末夏初。（干季熱季濕季） 單獨地去研究地面或大氣輻射差額是很麻煩的，但如果把地面和大氣看作一個系統(tǒng)（整體）來研究就方便的多。其總輻射差額為：R5=（Q+q）（1-a）+qa-F （223） 地-氣系統(tǒng)的輻射差額隨緯度的增高而由正值變?yōu)樨?fù)值。在S、N35之間為正值，在此范圍之外的中高緯地區(qū)為負(fù)值。 也就是說在低緯地區(qū)有熱量盈余，高緯有

15、熱量虧損。如果高低緯之間沒有熱量交換，那么低緯地區(qū)的溫度將因為有熱量盈余而不斷升高，高緯則下降。但多年觀測表明，高、低緯地區(qū)的溫度變化非常微弱。因此，高低緯間必然存在著熱量交換，其中熱量輸送者正是大氣運動和海水運動 一、海陸的增溫和冷卻的差異海陸的增溫和冷卻的差異水面與陸面的比熱不同 水面和陸面對太陽輻射的吸收和反射不同 水面和陸面的導(dǎo)熱方式不同。 海水對太陽輻射基本上是透明的 海水有充足的水源，它的蒸發(fā)量大，失熱較多，水溫不易升高。海面之上水汽較多，故氣溫不易下降。陸面正好相反 1、在同樣的太陽輻射強度之下，海洋所吸收的太陽能多于陸地所吸收的太陽能，這是因為陸面對太陽光的反射率大于水面。平均

16、而論，陸面和水面的反射率之差約為10 20。換句話說，同樣條件下的水面吸收的太陽能比陸面吸收的太陽能多1020。2、陸地所吸收的太陽能分布在很薄的表面上，而海水所吸收的太陽能分布在較厚的層次。這是因為陸地表面的巖石和土壤對于各種波長的太陽輻射都是不透明的，而水除了對紅色光線和紅外線可以說是不透明的外，對于紫外線和波長較短的可見光線來說，卻是相當(dāng)透明的。3、陸地所得太陽能主要依靠傳導(dǎo)向地下傳播，而水還有其他更有效的方式，包括波浪、洋流和對流作用。這些作用使得水的熱能發(fā)生垂直的和水平的交換。因此，陸面所得太陽輻射集中于表面，一薄層，以致表面急劇增溫，也就加強了陸面和大氣之間的顯熱交換；反之，水面所

17、得太陽輻射分布在較厚的一個層次，以致水溫不易增高，也就相對地減弱了水面和大氣之間的顯熱交換。砂所得的太陽輻射，傳給空氣的約占半數(shù)，而水所得的太陽輻射，傳給空氣的不過0.5。4、海面有充分水源供應(yīng)，以致蒸發(fā)量較大，失熱較多，也使得水溫不容易升高。而且，空氣因水分蒸發(fā)而有較多的水汽，以致空氣本身有較大的吸收地面輻射的能力，也就使得氣溫不易降低。陸地上的情況則正好相反。5、海面有充分水源供應(yīng)，以致蒸發(fā)量較大，失熱較多，也使得水溫不容易升高。而且，空氣因水分蒸發(fā)而有較多的水汽，以致空氣本身有較大的吸收地面輻射的能力，也就使得氣溫不易降低。陸地上的情況則正好相反。6、巖石和土壤的比熱小于水的比熱。巖石和

18、土壤的比熱小于水的比熱。以上差異造成的結(jié)果： 海陸熱力過程的特點是互不相同的。大陸受熱快，冷卻也快，溫度升降變化大；而海洋上溫度則變化緩慢，如大洋中年最高最低氣溫的出現(xiàn)要比大陸延遲一兩個月。 空氣內(nèi)能變化的原因空氣內(nèi)能變化的原因：一是空氣與地面和太陽有熱量交換，因而引起空氣內(nèi)能的增減；二是做升降運動的氣塊在升降過程中，同周圍大氣間熱量交換很少，但由于體積的大小隨氣壓的變化而變化，進而影響到內(nèi)能的增減。這兩種形式都可導(dǎo)致空氣內(nèi)能的增減，進而導(dǎo)致氣溫的升降。一般將前者稱為氣溫的非絕熱變化，把后者稱為氣溫的絕熱變化。 非絕熱變化是引起對流層大氣溫度變化的根本原因，絕熱變化只發(fā)生在某一做升降運動的氣塊

19、中，對整個對流層大氣來講沒任何影響。因而非絕熱變化和絕熱變化兩者性質(zhì)不同。 二、空氣的增溫和冷卻空氣的增溫和冷卻 氣溫的非絕熱變化是通過地面和大氣之間的熱量交換來完成的。 空氣與外界交換熱量有如下幾種方式，即傳導(dǎo)、輻射、對流、湍流和蒸發(fā)、凝結(jié)（包括升華、凝華） 1. 傳導(dǎo)地面和大氣均為熱的不良導(dǎo)體交換熱量少主要局限于貼地氣層中，因為密度大，單位距離溫差大2. 輻射地面和大氣之間：長波輻射氣團和氣團之間：長波輻射3. 對流下層暖輕空氣上升上層冷重空氣下沉對流層熱量交換重要方式4. 湍流湍流：空氣的不規(guī)則運動成因：空氣層與空氣層/粗糙地面間的摩擦摩擦層中熱量交換的重要方式5. 蒸發(fā)（升華）、凝結(jié)（

20、凝華）蒸發(fā)/升華：吸熱凝結(jié)/凝華：放熱對流層下半層（0-5km）起作用 絕熱變化是指氣塊與外界無熱量交換的情況下，由于內(nèi)部能量的轉(zhuǎn)化而引起的溫度變化。這種變化一般出現(xiàn)在垂直運動的氣塊中。 氣溫的絕熱變化又視氣塊內(nèi)有無水的三態(tài)變化而分為兩種情況：一是如果氣塊在升降過程中無水的三態(tài)變化，與外界無熱量交換，這叫干絕熱變化；二是如果氣塊在垂直運動過程中有水的三態(tài)變化，則叫濕絕熱變化。 干絕熱方程干絕熱方程 干絕熱直減率干絕熱直減率:干空氣塊上升或下降單位距離時的溫度變化值，稱干絕熱直減率，以d表示 空氣質(zhì)點上升，P減小，T降低2. 濕絕熱直減率相對于飽和濕空氣而言飽和濕空氣在垂直方向上上升或下降單位距

21、離的溫度變化值，用rm來表示。氣溫直減率、干絕熱直減率和濕絕熱直減率的區(qū)別：氣溫直減率：為整個對流層的平均氣溫直減率；r=0.6/100m干絕熱直減率：為干空氣塊做絕熱升降運動時的氣溫直減率，是氣塊內(nèi)部本身的溫度變化。d=1 /100m濕絕熱直減率：為濕空氣塊做絕熱升降運動時的氣溫直減率， rm可能大于r，也可能小于r，但永遠小于d濕絕熱直減率rm恒小于d的原因飽和濕空氣絕熱上升，若僅膨脹降溫，則rm=d飽和濕空氣上升冷卻凝結(jié)釋放潛熱，加熱氣塊。rm隨溫度升高和氣壓減小而減小。 表表24給出不同溫度和氣壓下給出不同溫度和氣壓下m的值。由表可見，的值。由表可見，m隨隨溫度升高和氣壓減小而減小。這

22、是因為氣溫高時，空氣的飽和溫度升高和氣壓減小而減小。這是因為氣溫高時，空氣的飽和水汽含量大，每降溫水汽含量大，每降溫1水汽的凝結(jié)量比氣溫低時多。例如，水汽的凝結(jié)量比氣溫低時多。例如，溫度從溫度從20降低到降低到19時，每立方米的飽和空氣中有時，每立方米的飽和空氣中有1g的水的水汽凝結(jié)；而溫度從汽凝結(jié)；而溫度從0降到降到1時，每立方米的飽和空氣中只時，每立方米的飽和空氣中只有有0.33g的水汽凝結(jié)。這就是說飽和空氣每上升同樣的高度，的水汽凝結(jié)。這就是說飽和空氣每上升同樣的高度，在溫度高時比溫度低時能釋放出更多的潛熱。因此，在氣壓一在溫度高時比溫度低時能釋放出更多的潛熱。因此，在氣壓一定的條件下，

23、高溫時空氣濕絕熱直減率比低溫時小一些。定的條件下，高溫時空氣濕絕熱直減率比低溫時小一些。 3. 位溫和假相當(dāng)位溫位溫：不同層的氣塊以干絕熱過程訂正到同一高度（1000hPa）的溫度；恒定不變。假絕熱過程：氣塊中水汽一凝結(jié)即脫離原上升氣塊，釋放的潛熱則留在原上升氣塊中加熱氣團。假相當(dāng)位溫：氣塊中水汽全部凝結(jié)降落時，所釋放的潛熱，使原氣塊位溫升高到的一極值。三、氣溫的個別變化和局地變化個別變化：單位時間個別空氣質(zhì)點溫度變化。分絕熱/非絕熱變化局地變化：某一地點氣溫隨時間的變化局地變化=平流變化+個別變化定義：氣塊受任意方向擾動后，返回或遠離原平衡位置的趨勢和程度。大氣穩(wěn)定度的判斷 基本公式 大氣穩(wěn)

24、定度的判斷方法 結(jié)論：愈大，大氣愈不穩(wěn)定；愈小，大氣愈穩(wěn)定。如果很小，甚至等于零（等溫）或小于零（逆溫），那將是對流發(fā)展的障礙。所以習(xí)慣上常將逆溫、等溫以及很小的氣層稱為阻擋層。當(dāng)m時，不論空氣是否達到飽和，大氣總是處于穩(wěn)定狀態(tài)的，因而稱為絕對穩(wěn)定；當(dāng)d時則相反，因而稱為絕對不穩(wěn)定。 當(dāng)dm時，對于作垂直運動的飽和空氣來說，大氣是處于不穩(wěn)定狀態(tài)的；對于作垂直運動的未飽和空氣來說，大氣又是處于穩(wěn)定狀態(tài)的。這種情況稱為條件性不穩(wěn)定狀態(tài)。 一、氣溫的周期性變化日變化年變化二、氣溫的非周期性變化特點1：1天中有1個氣溫最大值和1個最小值，最大值出現(xiàn)在午后2點鐘左右，最小值出現(xiàn)在日出前后。 變化的原因變

25、化的原因特點2：氣溫的日較差大小與緯度、季節(jié)和其它自然地理條件有關(guān)。自副熱帶最大向兩極減小夏季大于冬季海洋上小于大陸盆地谷地大，凸地小沙漠大，潮濕區(qū)小變化規(guī)律變化規(guī)律：北半球陸地、海洋最熱月分別是7月、8月；最冷月分別是1月、2月。氣溫年較差：一年中月均溫最高/低值之差。取決于緯度、海陸分布。低緯區(qū)小，高緯區(qū)大同一緯度，陸地大 氣溫的變化還時刻受著大氣運動的影響，所以有些時候，氣溫的實際變化情形，并不像上述周期性變化那樣簡單。例如3月以后，我國江南正是春暖花開的時節(jié)，就常常因為冷空氣的活動有突然轉(zhuǎn)冷的現(xiàn)象。秋季，正是秋高氣爽的時候，往往也會因為暖空氣的來臨而突然回暖。這種非周期性變化. 思考思

26、考：非周期的重要性如何？非周期的重要性如何？ 一、水平分布二、對流層中氣溫的垂直分布影響水平分布的因素水平分布的描述全球海平面氣溫分布特征垂直分布情況逆 溫（一）等溫線排列特點反映的氣溫分布特點：稀疏：溫差小密集：溫差大平直：影響因素少彎曲：影響因素多東西向：緯度為主要影響因素1. 海岸向：距海遠近為主要影響因素影響分布的因素影響分布的因素 太陽輻射 海陸分布 大氣環(huán)流 海拔高度 水平分布水平分布：P54-551、赤道向兩極遞減；北半球等溫線七月比一月稀疏。2、冬季北半球等溫線大陸上南凸，海洋上北凸；夏季相反。南半球等溫線海洋平直，陸地同北半球。3、最高溫不在赤道，而在5-10度（冬季）和20

27、度（夏季）。4、南半球冬夏最低溫均在南極；北半球夏季最低溫在北極，冬季最低溫在東西伯利亞和格陵蘭。 1、在南北半球的平均氣溫分布圖上，明顯地看出，赤道地區(qū)氣溫高，向兩極逐漸降低，這是一個基本特征。在北半球，等溫線7月比1月稀疏。這說明北半球1月南北溫度差大于7月南北溫度差，這是因為1月太陽直射點位于南半球，北半球的高緯度地區(qū)不僅正午太陽高度較低，而且白晝較短；而北半球低緯地區(qū)，不僅正午太陽高度較高，而且白晝較長，因此1月北半球南北溫差較大。7月太陽直射點位于北半球，高緯地區(qū)有較低的正午太陽高度和較長的白晝，低緯地區(qū)有較高的正午太陽高度和較短的白晝，以致7月北半球南北溫差較小。 2、冬季北半球的

28、等溫線在大陸上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向極地，夏季相反。這是因為在同一緯度上，冬季大陸溫度比海洋溫度低，夏季比海洋溫度高的緣故。南半球因陸地面積較小，海洋面積較大，因此等溫線較平直，遇有陸地的地方，等溫線也發(fā)生與北半球相類似的彎曲情況。海陸對氣溫的影響，通過大規(guī)模洋流和氣團的熱量傳輸才顯得更為清楚。例如最突出的暖洋流和暖氣團是墨西哥灣暖洋流和其上面的暖氣團，使位于60N以北的挪威、瑞典1月平均氣溫達0-15，比同緯度的亞洲及北美洲東岸氣溫高1015。盛行西風(fēng)的40N處，在歐亞大陸靠近大西洋海岸，由于海洋影響，1月平均氣溫在15以上；在亞洲東岸受陸上冷氣團的影響，1月平均氣溫在-5以下。大陸

29、東西岸1月份同緯度平均氣溫竟相差20以上。在北緯40度處的北美洲西岸1月平均氣溫靠近10，在東面大西洋海岸僅為0，相差亦達10。至于冷洋流對氣溫分布的影響，在南美洲和非洲西岸也是明顯的。此外，高大山脈能阻止冷空氣的流動，也能影響氣溫的分布。例如，我國的青藏高原、北美的洛磯山、歐洲的阿爾卑斯山均能阻止冷空氣不向南而向東流動。3、最高溫度帶并不位于理想赤道上，冬季在5一10N處，夏季移到20N左右。這一帶平均溫度1月和7月均高于24，故稱為熱赤道。 熱赤道的位置從冬季到夏季有向北移的現(xiàn)象，熱赤道的位置從冬季到夏季有向北移的現(xiàn)象，因為這個時期太陽直射點的位置北移，同時北因為這個時期太陽直射點的位置北

30、移，同時北半球有廣大的陸地，使氣溫強烈受熱的緣故。半球有廣大的陸地，使氣溫強烈受熱的緣故。 4、南半球不論冬夏，最低溫度都出現(xiàn)在南極。 北半球僅夏季最低溫度出現(xiàn)在極地附近，而冬季最冷地區(qū)出現(xiàn)在東部西伯利亞和格陵蘭地區(qū)。 根據(jù)現(xiàn)有記錄，世界上絕對最低氣溫出現(xiàn)在東西伯利亞的維爾霍揚斯克和奧伊米亞康，分別為-69.8和-73， 1962年在南極記錄到新的世界最低氣溫為-90。世界絕對最高氣溫出現(xiàn)在索馬里境內(nèi)，為 63。 對流層氣溫垂直分布情況：r=0.65/100mR為變量，在不同層次上r值并不同。逆溫輻射逆溫平流逆溫湍流逆溫鋒面逆溫下沉逆溫020高度溫度高度溫度高度溫度0201 1、輻射逆溫現(xiàn)象形成過程、輻射逆溫現(xiàn)象形成過程傍晚傍晚黎明前黎明前日出后日出后中午中午對流運動對流運動,有利有利污染物擴散污染物擴散對流運動抑制對流運動抑制,