逆溫的種類及原因

1、作者:日期:逆溫的種類及原因在對流層大氣中，一般情況下溫度隨高度的升高而呈降低趨勢，但有時在某些層次會出現(xiàn)氣溫不隨高度變化或隨高度的升高反而增高。氣象上把溫度不隨高度變化的大氣層稱為等溫層,而把溫度隨高度的升高而增高的大氣層稱為逆溫層。從熱力學(xué)的角度看，無論是等溫層還是逆溫層都表示大氣層結(jié)是穩(wěn)定的，如果它們出現(xiàn)在地面附近時,則會限制貼地氣層強(qiáng)烈亂流運動的發(fā)生，如果它們形成在對流層中某一高度上，則又會阻礙下方空氣垂直運動的發(fā)展。因此等溫層和逆溫層又統(tǒng)稱為阻塞層。但兩者中對云霧和垂直運動的發(fā)生和發(fā)展以及對其它天氣現(xiàn)象影響較大的是逆溫層，所以下面對各種逆溫層的形成過程及其特點進(jìn)行討論。逆溫層形成的過

2、程是多種多樣的，因此產(chǎn)生了它的家族。逆溫按高度可以分為“近地面層的逆溫”和“自由大氣的逆溫”兩大類。前者是指發(fā)生在一百米高度以下的逆溫，這里面又可分為“輻射逆溫”“平流逆溫”、“融雪逆溫”和“地形逆溫”等，多是由于熱力條件形成的;后者是指發(fā)生在一百米高度以上的逆溫，這里面又可分為“下沉逆溫”和“鋒面逆溫”等，多是由于動力條件形成的。、輻射逆溫輻射逆溫是夜間因地面、雪面或冰面、云層頂部等的強(qiáng)烈輻射冷卻，使緊貼其上的氣層比上層空氣有較大的降溫而形成的。近地層的輻射逆溫，經(jīng)常發(fā)生在晴朗無云的夜空，由于地面有效輻射很強(qiáng)，近地面層氣溫迅速下降，而高處大氣層降溫較少，從而出現(xiàn)上暖下冷的逆溫現(xiàn)象。在日落前后

3、由地面開始形成，夜間隨著輻射冷卻的加強(qiáng)，逆溫層逐漸加厚，黎明前達(dá)到最大厚度，日出后從地面開始逐步消失。它的垂直厚度可以從幾十米到300400米，其上下界溫度差一般只有幾度，很少能夠達(dá)到1015。這種逆溫在中高緯地區(qū)大陸上都能發(fā)生，特別是在沙漠地區(qū)經(jīng)常出現(xiàn)。在冬季大陸被高壓控制的天氣條件下,由于長時間的輻射冷卻的結(jié)果，地面和近地層空氣的溫度顯著下降，可形成在白天也不消失的冬季輻射逆溫。這種逆溫層的厚度可達(dá)幾百米到23千米，其上下界的溫度差可達(dá)1525C，有時可持續(xù)若干天不消失。形成輻射逆溫的有利條件是:晴朗（或少云）而有微風(fēng)（23米秒）的夜晚。這是因為云能減弱地面的有效輻射，不利于地面冷卻。風(fēng)太

4、大時，大氣中的垂直混合作用太強(qiáng)，不利于近地面氣層的冷卻；無風(fēng)時，冷卻作用又不能擴(kuò)展到較高的氣層中去，也不利于逆溫的加厚；只有在風(fēng)速適當(dāng)時，才能使逆溫層既有相當(dāng)?shù)暮穸榷植恢劣谝騺y流混合作用過程而遭到破壞。因夜間云層頂部的輻射冷卻作用比其上的空氣強(qiáng)，所以，在貼近較厚云層的大氣層中也可形成輻射逆溫，但這種逆溫通常厚度不大，上下界間的溫差也很小。二、地形逆溫在低洼地區(qū)（谷地、盆地）因輻射冷卻，冷空氣沿斜坡下沉流入低洼地區(qū)形成逆溫。這種逆溫稱為地形逆溫。如天山北坡從12月一一次年2月在近地層會存在一層深厚的逆溫層，它的形成主要是由于冷空氣受阻積累的，在形成的“冷空氣湖”上有較暖的空氣層。天山北坡的逆溫

5、層厚度至少有1500米，在南坡只有700米。這種冬季逆溫層在青藏高原東部和北部邊緣是普遍存在的。在山區(qū)，夜間山坡上的空氣冷卻很快，于是冷空氣順坡下沉到谷底,把谷地中原來的暖空氣抬擠上升,而形成上暖下冷的逆溫現(xiàn)象。這種逆溫是要在一定的地面條件下才會形成，故稱為地面逆面。中國南部的山地，冬季常有地面逆溫，在谷底或山坡下方因為氣溫低，不宜種植熱帶經(jīng)濟(jì)作物。美國的洛杉磯因周圍三面環(huán)山,每年有200多天出現(xiàn)這種逆溫現(xiàn)象。三、平流逆溫暖空氣水平移動到冷的地面或氣層上，由于暖空氣的下層受到冷地面或氣層的影響而迅速降溫，上層受影響較少，降溫較慢，從而形成逆溫，這種逆溫現(xiàn)象就是平流逆溫。主要出現(xiàn)在中緯度沿海地區(qū)

6、。平流逆溫的形成也是由地面開始逐漸向上擴(kuò)展的，其強(qiáng)弱由暖空氣和冷地面間溫差的大小決定，溫差越大，逆溫越強(qiáng)。它可以在一天中的任何時刻出現(xiàn)，有的還可以持續(xù)好幾個晝夜。單純的平流逆溫沒有明顯的日變化。冬季，在中緯度的沿海地區(qū)，因海陸溫差甚大，當(dāng)海上暖濕空氣流到大陸上時,常出現(xiàn)較強(qiáng)的平流逆溫。這種逆溫常伴隨著平流霧的形成。與輻射逆溫不同，出現(xiàn)平流霧時，不但不要求晴朗少云，而且風(fēng)速也可以較大。暖空氣流經(jīng)冰、雪表面產(chǎn)生融冰、融雪現(xiàn)象，吸收一部分熱量，使得平流逆溫得到加強(qiáng)，這種逆溫又稱為“雪面逆溫”四、亂流逆溫亂流逆溫是由于低層空氣的亂流混合，在亂流層的頂部所形成的逆溫。因亂流逆溫出現(xiàn)在亂流混合層的頂部,所

7、以其離地的高度隨亂流層的厚薄而定；亂流強(qiáng)時，亂流層厚，它所在的高度就高;反之，高度就低。一般它都位于摩擦層的中上部。亂流逆溫的厚度不大，一般不超過幾十米。從濕度的垂直分布來看，在逆溫層以下，經(jīng)過強(qiáng)烈的亂流混合后，氣層中水汽的垂直分布已比較均勻。在逆溫層的底部，由于下層的水汽和雜質(zhì)向上輸送和溫度的下降。容易產(chǎn)生層云和層積云。五、下沉逆溫下沉逆溫又稱為壓縮逆溫，是由于穩(wěn)定氣層整層空氣下沉壓縮增溫而形成的逆溫。在高壓控制區(qū)，高空存在著大規(guī)模的下沉氣流，由于氣流下沉的絕熱增溫作用，致使下沉運動的終止高度出現(xiàn)逆溫。這種逆溫多見于副熱帶反氣旋區(qū)。它的特點是范圍大，不接地而出現(xiàn)在某一高度上。這種逆溫因為有時

8、像蓋子一樣阻止了向上的湍流擴(kuò)散，如果延續(xù)時間較長，對污染物的擴(kuò)散會造成很不利的影響。下沉逆溫形成的有利天氣條件是:極地冷高壓或副熱帶高壓控制下的晴好天氣,高壓中心附近有持久而強(qiáng)盛的下沉運動。下沉逆溫出現(xiàn)在距地面12千米以上的氣層中，厚度可達(dá)數(shù)百米。六、鋒面逆溫鋒面逆溫是由于鋒面上下冷暖空氣的溫度差異而形成的逆溫。這種逆溫層是隨鋒面的傾斜而成傾斜狀態(tài)。又由于鋒是從地面向冷空氣方向傾斜的，因此，鋒面逆溫只能在冷氣團(tuán)所控制的地區(qū)內(nèi)觀測到。鋒面逆溫離地的高度與觀測點相對于鋒線的位置有關(guān)，距地面鋒線越近，逆溫層的高度越低；反之越高。鋒面上暖氣團(tuán)中的溫度露點差一般比鋒面下冷氣團(tuán)中的要小些，當(dāng)鋒面上有凝結(jié)現(xiàn)

9、象時，逆溫層以上的溫度露點差可以為零。以上所說的，只是幾種經(jīng)常出現(xiàn)的逆溫的一般情況，而實際天氣過程中，還有其它各種不同原因形成的逆溫，這里就不一一敘述了。但要注意在分析逆溫的成因、判斷逆溫的性質(zhì)時，應(yīng)根據(jù)逆溫出現(xiàn)的時間、地點和天氣條件等，抓住其特點，進(jìn)行具體的分析。1。山地與同緯度平原地區(qū)氣溫較差的差異地形凹凸和形態(tài)的不同，對氣溫有明顯的影響。在凸起地形如山頂，因大氣與陸面接觸面積小，受到地面日間增熱、夜間冷卻的影響較小，又因風(fēng)速較大，湍流交換強(qiáng)，再加上夜間地面附近的冷空氣可以沿坡下沉，而交換來自由大氣中較暖的空氣，因此氣溫日較差、年較差皆較小;凹陷地形則相反，氣流不通暢，湍流交換弱，又處于周

10、圍山坡的圍繞之中，*在強(qiáng)烈陽光下，地溫急劇增高,影響下層氣溫，夜間地面散熱快，又因冷氣流的下沉，谷底和盆地底部特別寒冷，因此氣溫日較差很大。以山地為例，不同的地形條件在山地氣溫日變化中的作用也不同。山頂處的氣溫日較差最小,山谷的氣溫日較差最大，而山坡平地介于二者之間。如黃山全年平均氣溫較低，只有7.9C,年較差也偏小，僅為20.3C。說明山頂?shù)臍夂驙顩r與山下地區(qū)的氣候狀況相比較，更接近于海洋性氣候的特征，夏涼冬溫，年較差不大，適宜于人們生活。冬季山谷帶出現(xiàn)臨時性逆溫現(xiàn)象，即冬季夜晚冷空氣密度大,沿山坡流入山谷底部，在一定高度的山坡地帶，溫度反而比谷底高。與同緯度平原區(qū)相比，除谷地外，山區(qū)的氣溫

11、日變化一般較小。同緯度地區(qū)高原與平原氣溫較差的比較與同緯度地區(qū)的平原相比，高原的氣候資源一般具有氣溫日較差大而年較差較小的特點。高原與山地不同，大氣與陸面接觸面積比山地大，地面輻射較多。由于*大量吸收太陽輻射，地面溫度急劇升高，加速了近地面空氣的升溫作用;夜間，地面以長波輻射迅速散熱降溫，由于高原大氣保溫作用弱，熱量大量向空中散失，使近地面氣溫迅速下降，因而高原上各地日較差大。形成高原年較差小的原因是，由于受海拔高度的影響大大超過了緯度的影響，使年內(nèi)氣溫變化有所減緩，年振幅相對較小。夏季溫度比較低，而冬季的溫度不太低，導(dǎo)致氣溫年變化較小。(1)日較差以青藏高原為例，在我國，青藏高原氣溫因為太陽

12、輻射強(qiáng)烈，日出后地表升溫快，即使在冬季，在陽光下也會感到溫和如春；日落后，由于空氣稀薄、水汽含雜質(zhì)少,地表容易散熱等項原因，降溫迅速;所以青藏高原日較差比同緯度東部地區(qū)大，表明這里具有大陸性氣候的特征。如拉薩、日喀則等地年平均日較差均在1416C。與此相比較，北京、西安為1012C,成都、武漢、南京為78.5C。阿里地區(qū)、藏北高原、柴達(dá)木盆地等地的日較差約17C左右，即使日較差較小地區(qū)如班戈湖、申扎、三江河谷、青海東部等地區(qū)其日較差也多為14C左右。另外高原地區(qū)內(nèi)部日較差也還有差異,其具體差異的大小與地形、植被、干濕程度等有關(guān)，如柴達(dá)木盆地干燥，多晴少雨,*日曬增溫急劇，夜間地面輻射強(qiáng)，降溫快

13、,其日較差就比較大。而在多陰雨的藏東南地區(qū)，*增溫不高，夜間云層低，地面輻射相對較弱，降溫少,所以晝夜溫差較小。（2）年較差青藏高原與同緯度中國東部地區(qū)相比，氣溫年較差稍?。ò刺卣鱽碚f，也算是大的），年較差比同緯度東部地區(qū)要小46C以上。主要的原因是由于受海拔高度的影響大大超過了緯度的影響:海拔高，本身氣溫就很低;夏季云量增多、太陽輻射減弱，加上高原上空的空氣又不斷向四周散發(fā)熱量,所以夏季氣溫不高；而冬季，東西走向的高大山脈，阻擋了北來冷空氣的入侵，沒有“象東部平原地區(qū)受近地層緯寒冷的冬季風(fēng)的影響”這樣的強(qiáng)降溫因素，而且冬季晴朗而海拔高的優(yōu)勢也更使其能受到較多太陽輻射，所以氣溫下降不甚劇烈。這

14、樣夏季溫度比較低，而冬季的溫度不太低，使年內(nèi)氣溫變化有所減緩，年振幅相對較小。如青海大部分地區(qū)氣溫年較差在26C以下，其中班瑪縣和囊謙縣氣溫年較差均在20C以下，較中國相近緯度的華東、華中、華北地區(qū)都小。西藏自治區(qū)南部拉薩、昌都、日喀則等地的年較差為18-20C，而緯度相近的武漢、南京是26C；西藏北部的氣溫年較差略大，一般達(dá)2630C，但比起來緯度接近的蘭州氣溫年較差也達(dá)到了3031C。此外,青藏高原氣溫變化由于受多種因素的影響，使得內(nèi)部各地氣溫年較差也不一樣。一般來說，青藏高原氣溫年較差是北部大南部小，西部大東部小。東南部氣溫年變化較小是由于所處的地理緯度較低，冬季干燥，冬季接受的太陽輻射

15、較多。局部地區(qū)增溫比較明顯,所以，冬季相對而言不太冷，導(dǎo)致氣溫年變化較小。可見，氣溫年較差的大小與緯度有關(guān)，南部較差小，往北逐漸增加;其次是與水分狀況密切相聯(lián)，隨大陸性加強(qiáng)而增大，呈現(xiàn)東南小、西北大的趨勢。由上可知，山地和高原的氣溫較差和同緯度的平原地區(qū)比較，有明顯區(qū)別：山地氣溫年較差和日較差一般比同緯度平原較小,而高原則比同緯度平原日較差較大而年較差較小，不可混為一談。氣溫的水平分布通常用等溫線來表示。等溫線就是將氣溫相同的地點連結(jié)起來的曲線。等溫線愈密，表示氣溫水平變化愈大；否則，反之。封閉的等溫線表示存在溫暖或寒冷的中心。有時為了便于比較，可將地面氣溫實際觀測值（或統(tǒng)計值）訂正為海平面溫

16、度，然后再繪制等溫線。氣溫的水平分布狀況與地理緯度、海陸分布、大氣環(huán)流、地形起伏、洋流等因素有密切關(guān)系。圖314和圖315分別是1月份和7月份世界多年平均氣溫分布圖,從中可見全球范圍內(nèi)的氣溫水平分布有如下幾個特點:a（1）由于太陽輻射量隨緯度的變化而不同，所以等溫線分布的總趨勢大致與緯度平行。北半球的夏季，隨著太陽直射點北移，整個等溫線系統(tǒng)也北移;冬季則相反，整個等溫線系統(tǒng)南移。這個特點在南半球遼闊的海面上表現(xiàn)得相當(dāng)?shù)湫汀１卑肭蚝ｊ懛植紡?fù)雜，等溫線不像南半球海面上那樣簡單、平直，而是走向曲折，甚至變?yōu)榉忾]曲線，形成溫暖或寒冷中心。（2）冬季太陽輻射量的緯度差異比夏季大。北半球一月份等溫線密集南

17、北溫差大；七月份等溫線稀疏，南北溫差小。在南半球，因海洋的巨大調(diào)節(jié)作用，一月與七月的等溫線分布對比不像北半球那樣鮮明。（3）水體增溫慢，降溫也慢。夏季海面氣溫低于陸面，冬季海面氣溫高于陸地。所以，冬季大陸上等溫線向南彎曲，海洋上等溫線向北彎曲；夏季情況則相反，大陸上等溫線向北彎曲，海洋上等溫線向南彎曲。等溫線這種彎曲在亞歐大陸和北太平洋上表現(xiàn)得最清楚。（4）洋流對海面氣溫的分布有很大影響。強(qiáng)大的墨西哥灣流使大西洋上的等溫線呈NESW向,一月份0C等溫線在大西洋伸展到70N附近。其他洋流系統(tǒng)對等溫線走向也有類似的影響，但影響范圍較小。a（5）7月份最熱的地方不在赤道，而在2030N的撒哈拉、阿拉

18、伯、加利福尼亞形成炎熱中心。世界絕對最高溫出現(xiàn)在利比亞的阿濟(jì)濟(jì)亞，那里受來自南部撒哈拉大沙漠的干熱風(fēng)影響，氣溫曾達(dá)到58C。1月份，西伯利亞則形成寒冷中心，在奧伊米亞康曾觀測到-71C的極端最低溫。南極洲也出現(xiàn)過-88.3C的地面最低溫度紀(jì)錄。氣溫分布及成因方法平臺1.思維步驟：理解大氣熱狀況一歸納影響氣溫的因素一解釋氣溫時空分布特點。2.運用關(guān)鍵:高中理論要與初中世界、中國區(qū)域的氣溫分布特點（等溫線區(qū)域圖）緊密結(jié)合。必懂原理一影響氣溫高低的因素太陽輻射是根本原因（緯度、正午太陽高度、白晝長短）一太陽輻射是能量源泉；大氣自身條件（天氣、大氣透明度、大氣密度）一與大氣對太陽輻射削弱有關(guān)；地面狀況

19、海陸分布、洋流、地形）一地面是近地面大氣主要的直接熱源；人類活動一森林、水庫、城市等影響大氣和下墊面。氣溫的空間分布和時間變化規(guī)律1、圖表分析氣溫的垂直分布規(guī)律及原因2、氣溫水平空間分布規(guī)律及成因世界氣溫水平分布特點從世界7月和1且等溫線分布圖上，可以清楚地看到地球上氣溫分布的一般規(guī)律。（一）在南北半球上，無論7月或1月，氣溫都是從低緯向兩極遞減。這是因為低緯度地區(qū)，獲得太陽輻射能量多，氣溫就高;高緯度地區(qū)，獲得太陽輻射能量少汽溫就低。從圖上可以看出，等溫線并不完全與緯線平行，這說明氣溫的分布，除主要受太陽輻射影響外，還與大氣運動、地面狀況等因素密切相關(guān)。南半球的等溫線比北半球平直，這是因為表

20、面物理性質(zhì)比較均一的海洋，在南半球要比北半球廣闊得多。北半球，1月份大陸上的等溫線向南(低緯)凸出,海洋上則向北(高緯)凸出；7月份正好相反。這表明在同一緯度上，冬季大陸比海洋冷，夏季大陸比海洋熱。7月份，世界上最熱的地方是北緯200300大陸上的沙漠地區(qū)。這是因為:7月份太陽直射北緯200附近;沙漠地區(qū)少云雨，太陽輻射強(qiáng)度大;沙漠對太陽輻射吸收強(qiáng)，增溫快。撒哈拉沙漠是全球的炎熱中心。1月份，西伯利亞形成北半球的寒冷中心。世界極端最低氣溫出現(xiàn)在冰雪覆蓋的南極洲大陸上。等溫線的彎曲判讀1、判斷南北半球因為太陽輻射是地球表面熱量的主要來源，所以無論冬夏季節(jié)還是南北半球,氣溫都是由低緯向高緯遞減。需

21、要特別注意的是：北半球的低緯在南方，高緯在北方；南半球則相反。如圖中AD是南半球,BC是北半球。2、判斷季節(jié)根據(jù)陸地等溫線的疏密判斷若陸地等溫線密集，說明南北溫差大一冬季；若陸地等溫線稀疏，說明南北溫差小一夏季。根據(jù)同緯度海陸等溫線的凸出方向判斷。同緯度的海陸因熱容量不同，若大陸溫度高于海洋溫度，則其所在半球為夏季，大陸I8C20X等溫線向高緯凸出(北半球向北，南半球向南)，海洋等溫線向低緯凸出(北半球向南，南半球向北)；若海洋溫度高于大陸溫度，其所在半球為冬季，等溫線彎曲狀況與上述情況相反。北半球夏季時，南半球為冬季，南北半球的月份相同。根據(jù)上述分析，可歸納出適用于全球的等溫線分布規(guī)律，即：

22、按月份說,1月大陸等溫線向南凸出，7月向北凸出，海洋上正好相反；按季節(jié)說,冬季大陸等溫線向低緯凸出，夏季向高緯凸出，海洋上正好相反。我國氣溫分布特點冬季等溫線密集,南北溫差大。原因：冬季太陽直射南半球，我國北方正午太陽高度低，晝長較短，太陽輻射少；寒冷的冬季風(fēng)加劇北方寒冷；冬季風(fēng)南下受山嶺阻擋，對南方影響減弱。夏季等溫線稀疏，南北普遍高溫。原因:夏季太陽直射北半球，北方白晝較長；受來自海洋的暖氣流影響。我國極端氣溫分布夏季最高氣溫：出現(xiàn)在吐魯番盆地(有“火洲之稱)。原因:地勢低且地形封閉，熱量不易散發(fā)；降水少，晴天多，日照強(qiáng)烈。夏季最低氣溫：出現(xiàn)在青藏高原。原因:海拔高，氣溫低。(3)我國極端

23、最低氣溫:出現(xiàn)在漠河。原因：緯度高,太陽輻射少;冬季風(fēng)加劇北方寒冷。氣溫差異典例分析(1)印度半島冬季氣溫較同緯度偏高。原因:北面有高山屏障，阻擋冬季冷氣流入侵。印度最高氣溫出現(xiàn)在35月。原因:太陽直射點北移;旱季后期降水少，晴天多；北面有高山阻擋，熱量不易擴(kuò)散。(2)亞歐大陸東岸氣溫年較差大于西岸。原因：亞歐大陸東岸受季風(fēng)環(huán)流影響，冬季寒冷，夏季高溫，氣溫年較差大；亞歐大陸西岸受西風(fēng)帶影響，海洋性明顯，終年溫暖，氣溫年較差小。南美西岸大陸等溫線彎曲明顯。原因：受安第斯山脈影響，海拔較高氣溫較低(等溫線向北凸出)冬季四川盆地暖于長江中下游平原。原因：北面的秦嶺、大巴山等山脈阻擋冬季風(fēng)的侵入氣溫

24、較高。臺灣中部等溫線彎曲明顯。原因：受臺灣山脈影響，海拔高、氣溫低(等溫線向南凸出)。我國三大火爐：南京、武漢、重慶。原因：夏季受副熱帶高壓控制，氣流下沉增溫;地處長江谷地背風(fēng)坡，熱量不易散發(fā)；這里河湖密布，空氣濕度大，人出汗后不易散發(fā)，會有熱而悶之感。3、氣溫的時間變化影響因素取決于地面貯熱量的多少，滯后于太陽高度的日變化與年變化。地面大氣系統(tǒng)的熱量收入(太陽輻射)、支出(由于地面和大氣反射、散射和輻射而射向宇宙空間的熱能)狀況。地面狀況，如熱容量大小(水體熱容量大，陸地小)、地形等。大氣運動與洋流的熱能輸送和交換情況。人類活動的影響(改變大氣成分、下墊面狀況釋放人為廢熱等)。變化規(guī)律氣溫的

25、日變化和年變化就對流層大氣來說，直接吸收太陽輻射的能量很少,大氣的熱量主要來自地面輻射。所以說，地面是大氣的主要的直接熱源。日出以后，隨著太陽高度角的逐漸增大，太陽輻射不斷增強(qiáng)，地面獲得的熱量不斷增多，地面溫度不斷升高，地面輻射不斷增強(qiáng)。大氣吸收地面輻射，氣溫也跟著不斷上升。一天中的最高氣溫并不出現(xiàn)在太陽輻射最強(qiáng)的正午，而是出現(xiàn)在午后2時左右。這是因為正午過后，太陽輻射雖已開始減弱，但地面獲得太陽輻射的熱量仍比地面輻射失去的熱量多，地面儲存的熱量繼續(xù)增多，地面溫度繼續(xù)升高，地面輻射繼續(xù)增強(qiáng)，氣溫也繼續(xù)上升。隨著太陽輻射的進(jìn)一步減弱，地面獲得太陽輻射的熱量開始少于地面輻射失去的熱量時，也就是當(dāng)?shù)?/p>

26、面熱量蠱度(V)氣溫太陽短波輻射地面長波緬射33*由盈余轉(zhuǎn)為虧損的時刻，地面溫度達(dá)到最高值。地面再通過輻射、對流、湍流等方式將熱量傳給大氣，還需要一個過程，因此午后2時左右，氣溫才達(dá)到最高值。隨后，太陽輻射繼續(xù)減弱，地面熱量繼續(xù)虧損，地面溫度不斷降低、，地面輻射不斷減弱，氣溫隨之不斷下降，至日出前后，氣溫達(dá)最低值。同樣道理，由于地面儲存熱量的緣故，一年之中，就北半球來說，氣溫最高與最低的月份,也不是出現(xiàn)在太陽輻射最強(qiáng)（6月）和最弱（12月）的月份，而是要落后一兩個月。一般大陸上氣溫最高值出現(xiàn)在7月，最低值出現(xiàn)在1月；海洋的熱容量大，受熱和放熱都較陸地慢，所以氣溫最高值出現(xiàn)在8月，最低值出現(xiàn)在2

27、月。4、氣溫要素的實際應(yīng)用（1）氣溫和降水是最基本的兩個氣候因子，水熱條件是自然環(huán)境最根本、最活躍的兩個要素。（2）氣溫的緯度變化是形成緯度地帶性的基礎(chǔ)；氣溫的垂直變化是形成垂直地帶性的主要原因。（3）氣候四季是以氣溫的季節(jié)變化為劃分依據(jù)；溫度帶的劃分，以無霜期和210C積溫來劃分。（4）各地的冷熱不均，是形成大氣運動的基本原因。（5）氣溫0C,降水以固體形式為主，蒸發(fā)微弱,水體、土壤結(jié)冰封凍，許多動植物進(jìn)入休眠狀態(tài)，生長緩慢。嚴(yán)寒或劇烈降溫會導(dǎo)致低溫冷害。生物生命活動都有自己的最適溫度，人體最適溫度16C20C，三25C感覺熱，W10C感覺涼,W5C感覺冷,WoC縮手縮腳。冬夏季節(jié)人們?yōu)榱巳?/p>

28、暖或降溫，會消耗很多能源。氣溫太高（35C40C）,生物易脫水,生理機(jī)能失調(diào)。物候能指示氣溫的變化情況。（6）氣溫低的地區(qū)，為了保溫，一般墻體較厚，窗戶采用雙層玻璃，建筑密閉性好。（7）氣溫變化對商業(yè)、旅游業(yè)影響很大。三、氣溫與氣壓的關(guān)系（一）熱力原因形成的熱低壓、冷高壓熱低壓和冷高壓都是由于熱力原因形成的氣壓關(guān)系。地表的冷熱不均是引起氣壓高低變化的重要原因。熱低壓熱低壓是氣溫和氣壓的雙重表現(xiàn)，二者具有相關(guān)性，“由于熱而形成低”如熱力環(huán)流簡圖，近地面A點附近氣體受熱膨脹上升，使得近地面空氣密度變小，近地面形成低氣壓。這就是由于熱力原因形成的“低氣壓”赤道低氣壓帶是最典型的熱低壓帶。由于地球是個

29、球體，太陽直射點在南北回歸線之間移動，導(dǎo)致不同緯度的地方獲得太陽輻射的熱量有多有少，赤道最多，溫度高，蒸發(fā)旺盛，在赤道上空形成強(qiáng)烈的上升氣流。由于近地面空氣分子都“跑”到高空，因此形成了赤道低氣壓帶。同理；北半球夏季，由于陸地和海洋熱容量不同，陸地增溫快，因此同緯度的地方，陸地比海洋溫度要高，在陸地形成了熱低壓，在亞歐大陸上形成了亞洲低壓（印度低壓），在北美大陸上形成了北美低壓。我國夏季午后（14點）“悶熱”，多對流雨,就是熱低壓造成的。2冷高壓冷高壓是指近地面受熱少，氣溫低，氣體冷卻收縮下沉，在近地面空氣分子大量集聚，在同一水平面上空氣密度增大，氣壓升高。在三圈環(huán)流模式圖中,極地高氣壓帶便是

30、典型的冷高壓，極地氣溫低,高空氣體下沉。冬季北半球蒙古、西伯利亞一帶由于氣溫低而形成亞洲高壓（蒙古、西伯利亞高壓），在這個高壓的影響下，我國北方冬季呈現(xiàn)“干冷”的天氣特點。3注意問題氣壓與氣流的關(guān)系:因為氣流的運動與氣壓也具有相關(guān)性。熱低壓和冷高壓表現(xiàn)為氣溫與氣流的因果關(guān)系。其垂直方向的氣流可認(rèn)為是冷熱氣流。其形成要與氣旋、反氣旋（氣流分布狀況）區(qū)別開來。氣旋的中心氣壓是低氣壓，受水平氣壓梯度力的影響，大氣由四周向中心流，中心氣體大量集聚，因而垂直方向上形成上升氣流，可稱之為推動氣流。與此相反，反氣旋中心是高壓，中心氣體往四周流，其中心垂直方向上氣流下沉補(bǔ)充，可稱之為補(bǔ)償氣流。無論是推動氣流還

31、是補(bǔ)償氣流，其成因都與冷熱氣流不同，它們都是由動力原因引起的。（二）動力原因形成的熱高壓、冷低壓副熱帶高氣壓帶（熱高壓）和副極地低氣壓帶（冷低壓）是由于動力原因形成的氣壓帶。熱咼壓南北緯300附近的副熱帶高氣壓帶就是典型的熱高壓。熱是指緯度低，高壓是指氣體集聚，二者之間沒有因果聯(lián)系，如果有，可以這樣認(rèn)為:高壓加劇了“熱”北半球來自赤道上空的源源不斷的氣流向極地運動，在地轉(zhuǎn)偏向力的作用下（無摩擦力），逐漸偏轉(zhuǎn)為西風(fēng)，氣流在南北緯300的上空集聚，最后下沉，在近地面形成了副熱帶高氣壓帶。在副高的控制下，世界上一些地區(qū)形成了熱帶沙漠氣候，終年炎熱干燥，如非洲的撒哈拉沙漠、澳大利亞大沙漠等。我國7、8月份，當(dāng)鋒面雨帶移動到東北、華北地區(qū)，長江流域由于受到副高的控制形成了伏旱天氣，持續(xù)高溫不降。冷低壓在南北緯600附近，因地處高緯氣候寒冷，近地面來自低緯的暖熱氣流與來自極