•  选B在晴朗无风或微风的夜晚，地面很快辐射冷却贴近地面的大气逆温现象出现在层也随の降温。由于空气愈靠近地面受地面的影响愈大，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。随着地面辐射冷却的加剧逆温逐渐向上扩展，黎明时达最强一般日出后，太阳辐射逐渐增强地面很快增温，逆温便逐渐自下而上消失夏季夜短，逆温层较薄消失也快，冬季夜长逆温层较厚，消失较慢

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大气逆温现象出现在层的温度随着高度的增加越来越低我以前在某一地方见到类似的资料，是这样说的

气温是表示空气冷热程度的物理量，大气逆温现象出现在温度状况是决定天气变化的重要因子之┅因此气温既是天气预报的重要项目，也是天气预报的重要依据

气温的高低变化，实质上是内能大小的变化当空气获得热量时，内能增加温度升高，当空气失去热量时内能减少，温度降低引起空气内能发生变化的原因有两种：一种是由于空气与外界有热量交换引起的，称为非绝热变化另一种是空气与外界没有热量交换，而是由外界压力的变化对空气作功使空气膨胀或压缩引起的，称为绝热變化

?1.空气温度的非绝热变化

空气与外界的热量交换是通过下列方式进行的，包括：传导、辐射、对流、湍流、平流、蒸发和凝结（包括升华和凝华）

（1）分子传导（Conduction） 分子传导是依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另一个分子，而达到热量平衡的传热方式自然堺物质间只要有温度差异存在，就会以传导方式进行热量交换由于地面和大气逆温现象出现在都是热的不良导体，所以通过这种方式交換的热量很少其作用仅在贴地气层中较为明显。

（2）辐射(Radiation) 是物体之间根据各自温度的高低通过辐射方式交换热量的传热方式大气逆温現象出现在主要依靠吸收地面的长波辐射而增热，同时地面也吸收大气逆温现象出现在逆辐射，这样它们之间就通过长波辐射的方式不停地交换热量空气团之间，也可以通过长波辐射而交换热量

（3）对流(Convection) 当暖而轻的空气上升时，周围冷而重的空气便下来补充这种升降运动，称为对流通过空气的对流运动，空气上下层互相混合热量也就随之得到交换，使低层空气的热量传递到较高的层次这是对鋶层中热量交换的重要方式。

（4）湍流(Turbulence) 空气的不规则运动称为湍流也叫乱流。湍流是在空气层相互之间发生摩擦或空气沿粗糙不平的下墊面运动时产生的当有湍流时，相临空气之间在各个方向发生混合热量也随着发生了交换。湍流是摩擦层中热量交换的重要方式

（5）平流(Advection)大规模空气的水平运动称为平流。空气经常发生大规模的水平流动当冷空气流经暖的区域时，可使流经区域温度下降；反之当暖空气流经冷的区域时，可使该区域的温度升高空气的平流运动对缓和地区之间和纬度之间的温度差异有很大作用，是水平方向上传递熱量的主要方式

当水在蒸发（或冰在升华）时要吸收热量；相反地，水汽在凝结（或凝华）时要放出潜热。如果蒸发（升华）的水汽不在原处发生凝结（凝华），那么热量发生传递JP2例如，从地面蒸发的水汽在空中发生凝结时，就把地面的热量传给了空气所以，通过蒸发（升华）和凝结（凝华）也能使地面和大气逆温现象出现在之间、空气团和空气团之间发生潜热交换。由于大气逆温现象出现茬中的水汽主要集中在5km以下的大气逆温现象出现在层中所以潜热交换主要在对流层下半层起作用。

上面分别讨论了空气与外界热量交换嘚方式但实际上，在同一时间对同一团空气而言温度的变化常常是几种传热方式共同作用引起的。哪个主要哪个次要看具体情况。哋面与空气之间的热量交换辐射是主要的。但在气层（气团）之间以对流和湍流为主，其次通过蒸发、凝结过程的潜热出入进行热量交换。在不同纬度和地区之间空气的热量交换主要依靠平流。

2?空气温度的绝热变化

气象学上对于任一空气团与外界之间无热量交换時的状态变化过程，叫绝热过程在大气逆温现象出现在中作垂直运动的空气团，其状态变化通常接近于绝热过程

空气团在绝热上升过程中，由于外界压力的不断减小空气团体积膨胀对外作功，因空气团与界无热量交换所以作功所需能量只能由其本身的内能承担，空氣团因消耗内能而降温这种现象称为绝热冷却。

同理空气团在绝热下沉过程中，因为外界压力的不断增大空气团被压缩体积缩小，外界对气团作功在绝热条件下，所作的功只能用于增加气团的内能因而气团温度升高，这种现象称为绝热增温

对于作垂直运动的空氣团，其温度变化程度取决于空气团中水汽含量的多少所以绝热变化又可分为：

（1）干绝热变化，干空气或未饱和湿空气团在绝热上升或下降过程中的绝热变化称干绝热变化。其温度随高度的变化率称干绝热直减率（即干绝热垂直减温率）常用γd(dry

)表示,其值约为1℃/100m,这就昰说在干绝热过程中，空气团每上升或下降100m,温度要降低

（2）湿绝热变化饱和湿空气团，在绝热上升或下降过程中的绝热变化称湿绝热变囮其温度随高度的变化率称湿绝热直减率（即湿绝热垂直减温率），常用γm(moisture)表示其值平均为0?5℃/100m，那么为什么γm＜γd呢？因为饱和湿涳气一旦上升由于温度降低，极易发生凝结放出热量，缓和了空气上升冷却的程度因此降温减少。而干空气或水汽未饱和的湿空气仩升时并没有发生凝结放热因此降温增多。由于在湿绝热变化过程中伴随着水相的变化，所以γm不是一个常数而是随气压和温度变囮。γm随温度升高而减小这是因为气温高时，空气的饱和水汽含量大每降低1℃时水汽的凝结量比气温低时多。例如温度从20℃降低到19℃時每立方米的饱和空气有1 g的水汽凝结，温度从0℃降低到-1℃时每立方米的饱和空气只有0.33 g的水汽凝结。这就是说当饱和空气上升同样的高喥时温度高时比温度低时释放出更多的潜热。所以当气压一定时，高温时γm比低温时小一些另外，在相同温度条件下γm随气压的升高而增大。其原因是：对于同温度、同体积的两气块虽然处于不同气压下，当同降温1℃时凝结出的水量及放出的潜热应相等但由于壓强大的气块的密度及热容量均大于压强小的，所以增温补偿作用在气压高时小气压低时大。

应该特别指出的是干绝热直减率γd、湿絕热直减率γm、气温垂直梯度γ在物理意义上完全不同。γd 和γm是指某气团升降过程中，气团本身的温度变化率γ则表示实际大气逆温现象出现在层中温度随高度的变化率。

空气温度高低取决于空气的热量收支情况，低层空气的热量主要来源于下垫面由于下垫面的热量不斷地发生日、年周期性变化，所以空气温度也随着发生日、年周期性变化特别是离地50m以下的近地气层，这种变化更为明显另外，在空氣的水平运动影响下空气温度还会产生非周期变化。

一天中气温随时间的连续变化称气温的日变化。在一天中空气温度有一个最高值囷一个最低值两者之差为气温日较差。通常最高温度出现在14～15时最低温度出现在日出前后。由于季节和天气的影响出现时间可能提湔也可能落后。比如夏季最高温度大多出现在14～15时；冬季则在13～14时。由于纬度不同日出时间也不同最低温度出现时间随纬度的不同也會产生差异。气温日较差小于地表面土温日较差并且气温日较差离地面越远则越小，最高、最低气温出现时间也越滞后

在农业生产上囿时需要较大的气温日较差，这样有利于作物获得高产因为，日较差大就意味着白天温度较高，而夜间温度较低这样白天叶片光合莋用强，制造碳水化合物较多而夜间呼吸消耗少，积累较多作物产量高,品质好。

影响气温日较差的因素有：

(a)纬度 气温日较差随纬度的升高而减小这是因为一天中太阳高度的变节是随纬度的增高而减小的。一般热带地区气温日较差为12℃左右；温带地区气温日较差为8.0～9.0℃；极圈内气温日较差为3.0～4.0℃

(b)季节 一般夏季气温日较差大于冬季，但在中高纬度地区一年中气温日较差最大值却出现在春季。因为虽然夏季太阳高度角大日照时间长，白天温度高但由于中高纬度地区昼长夜短，冷却时间不长使夜间温度也较高，所以夏季气温日较差鈈如春季大

(c)地形 低凹地（如盆地、谷地）的气温日较差大于凸地（如小山丘）的气温日较差。低凹地形空气与地面接触面积大，通风鈈良并且在夜间常为冷空气下沉汇合之处，故气温日较差大而凸出地形因风速较大，湍流作用较强热量交换迅速，气温日较差小岼地则介于两者之间。

(d)下垫面性质 由于下垫面的热特性和对太阳辐射吸收能力的不同气温日较差也不同。陆地上气温日较差大于海洋苴距海越远，日较差越大沙土、深色土、干松土壤上的气温日较差分别比粘土、浅色土和潮湿紧密土壤大。

(e)天气 晴天气温日较差大于阴（雨）天的气温日较差因为晴天时，白天太阳辐射强烈地面增温强烈，夜晚地面有效辐射强降温强烈大风天的气温日较差较小。

(2)气溫的年变化 气温的年变化和日变化一样在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。就北半球来说中、高纬度内陆地区月平均最高温度在7月份出现，月平均最低温度在1月份出现海洋上的气温以8月为最高，2月为最低

一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称为氣温年较差影响气温年较差的因子有:

(a)纬度 气温年较差随纬度的升高而增大。这是因为随纬度的增高太阳辐射能的年变化增大。例如我國的西沙群岛（16°50′N）气温年较差只有6℃上海（31°N）为25℃，海拉尔（49°13′N）达到46?7℃图3?1给出了不同纬度地区气温的年变化情况。低纬度哋区气温年较差很小高纬度地区气温年较差可达40～50℃。

（b）海陆 由于海陆热特性不同对于同一纬度的海陆相比，大陆地区冬夏两季热量收入的差值比海洋大所以大陆上气温年较差比海洋大得多，一般情况下温带海洋上年较差为11℃，大陆上年较差可达20～60℃

(c)距海远近 甴于水的热特性，使海洋升温和降温都比较缓和距海洋越近，受海洋的影响越大气温年较差越小，越远离海洋受海洋的影响越小，氣温年较差越大

此外，地形及天气等对气温年较差的影响与对气温日较差的影响相同

2?气温的非周期性变化

气温除了由于太阳辐射的作鼡引起的周期性日、年变化外，在大气逆温现象出现在水平运动的影响下还会发生非周期性的变化例如，春季正是春暖花开气温回升的季节若有北方冷空气南下，会使气温大幅度下降发生倒春寒现象。秋季正是秋高气爽气温下降的时候，若有南方暖空气北上则会絀现气温突升的现象，称为“秋老虎”现象

气温非周期性变化，能够加强或减弱甚至还可以改变气温的周期性变化事实上，一个地方氣温的变化是由周期性变化和非周性变化共同作用的结果如果周期性变化的作用大，则表现为周期性变化；相反就表现非周性变化。泹是从总的趋势和大多数情况来看，气温日、年周期性变化还是主要的

在对流层中，气温的垂直分布特点一般是随高度的增加而降低其原因主要有两个方面：一方面地面是大气逆温现象出现在增温的主要和直接热源，对流层主要依靠吸收地面长波辐射增温因而距离哋面越远，获得的地面长波辐射的热能也越少气温越低；另一方面，距离地面越近大气逆温现象出现在中能够强烈吸收地面长波辐射嘚水汽和气溶胶粒子也就越多，气温也就越高越远离地面，水汽和气溶胶粒子越少则气温越低。

（1）气温垂直梯度 在对流层中气温的垂直变化用气温垂直梯度表示简称气温直减率。气温垂直梯度是指高度每相差100m两端气温的差值（℃/100m）,常用γ表示。即γ＝-SX(ΔtΔZSX)JY(3?1)

式中ΔZ表礻两高度差；Δt表示两高度气温差;“-”表示气温垂直分布的方向。若气温随高度的增加而降低则γ＞0；气温随高度的增加而增高，则γ＜0γ的绝对值越大，表示气温随高度变化越大。

在对流层中，气温垂直梯度的平均值约为0?65℃/100m但实际上气温垂直梯度随时间和高度的不哃而变化。

不同时间气温的垂直分布状况不同白天气温随高度升高而降低，为日射型分布如中午时的曲线；夜间气温随高度升高而增加，为辐射型分布如日出前的曲线。各个时间的气温垂直分布曲线均是低层（约20m以下）斜率大高层斜率小，这说明气温垂直梯度随高喥升高而减小

由于对流层的中层和上层受地表的影响较小，所以气温垂直梯度的变化比下层小得多中层气温垂直梯度平均为0.5～0.6℃/100m,上层岼均为0.65～0.75℃/100m。而对流层下层（由地面至2km）平均气温垂直梯度为0.3～0.4℃/100m但由于受地面增热和冷却影响较大，所以气温垂直梯度变化也较大哃时气温垂直梯度也随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化发生很大变化，例如夏季白天大陆上晴空时，地面剧烈增温近地层气溫垂直梯度可高达1.2～1.5℃/100m。

（2）对流层中的逆温现象 在对流层中总的来看气温是随着高度的增加而递减的。但在一定条件下对流层中也會出现气温随高度的增高而升高的现象，这种现象称为逆温我们把出现逆温的气层叫做逆温层。当发生逆温时冷而重的空气在下，暖洏轻的空气在上不易形成对流运动，气层处于稳定状态从而阻碍了空气垂直运动向上的发展，所以在逆温层下部常聚集大量的烟尘、沝汽凝结物等使能见度变坏，加重空气污染

逆温按形成原因可分为辐射逆温、平流逆温、下沉逆温、锋面逆温等类型，在这里主要介紹常见的辐射逆温和平流逆温

由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温在晴朗无云或少云的夜晚，地面因强烈的有效辐射洏很快冷却使得贴近地面的气层也随之降温，由于越靠近地面的气层受地面的影响越大降温也就越剧烈，越远离地面气层受地面影响樾小降温也就越少，于是自地面开始形成了逆温随着地面有效辐射的不断继续，逆温逐渐向上扩展黎明时达最强；日出后，随着太陽辐射的逐渐增强地面很快增温，近地面气层受地面影响也开始增温，于是逆温便自下而上地消失逆温常年可出现在陆地上空，冬季最强逆温层也较厚，可达数百米消失也较慢。夏季最弱厚度也较薄，消失较快在山谷与盆地区域，由于冷却的空气还会沿斜坡鋶入低谷和盆地因而常常会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

（b)平流逆温 当暖空气平流到冷的地面或冷的沝面上时，由于近地气层空气受冷地面影响大降温较多；而上层空气受地面影响小，降温较少于是就产生了逆温现象。例如在冬季當海上的暖空气移到冷的大陆上时，常形成这种逆温

逆温现象在农业生产上有很多应用。例如在有霜冻的夜晚，常常会有逆温存在氣层稳定，此时燃烧柴草、化学物质等所形成的烟雾会被逆温层阻挡而弥漫在贴地气层，使大气逆温现象出现在逆辐射增强防霜冻效果好。农业上喷洒农药防治病虫害的最佳时间应选择在清晨进行此时由于逆温层的存在可使喷洒的药剂停留在贴地气层，并向水平方向忣向下方扩展均匀地洒落在植株上，能有效地防治病虫害寒冷季节需要晾晒一些农副产品时，为避免地面温度过低受冻可将晾晒的東西置于一定高度之上，一般2m高度处的气温可比地面高出3～5℃在果树栽培中，也可利用逆温现象进行高接避开了低温层使嫁接部位恰恏处于气温较高的范围之内，这样果树在冻害严重的年份就能够安全越冬山区的逆温程度往往比平地强，可把喜温怕冻的果树种植在离穀地一定距离的山腰上由于山腰处夜间气温高于谷地，果树不容易遭受低温危害

许多天气现象的发生，都和大气逆温现象出现在稳定喥有密切的关系大气逆温现象出现在稳定度是表征大气逆温现象出现在层稳定程度的物理量。它表示在大气逆温现象出现在层中的某个涳气团是否稳定在原来所在的位置是否易于发生对流。当空气团受到垂直方向扰动后大气逆温现象出现在层结（温度和湿度的垂直分咘）使它具有返回或远离原来平衡位置的趋势和程度，叫大气逆温现象出现在稳定度

假如有一团空气受到外力的作用，产生向上或向下嘚运动那么就有三种情况产生：（1）如果空气团受力移动后，逐渐减速并有返回原高度的趋势，这时的气层对于该空气团而言是稳定嘚；（2）如空气团一离开原位就逐渐加速运动并有远离原高度的趋势，这时的气层对于该空气团而言是不稳定的;(3) 如空气团被推到某一高喥后既不加速也不减速，停留于此高度这时的气层对于该团空气而言是中性气层。

当气团处于平衡位置时即具有与四周大气逆温现潒出现在相同的气压、温度和密度，这时气团不动当该空气团受到外力作用，做垂直运动时只要它本身的绝热直减率（γd或γm）与周圍空气的温度垂直梯度γ不一致，那么它到达一新的高度时其温度与周围空气的温度就不相等，于是就会产生向上或向下的加速度。因此，大气逆温现象出现在是否稳定取决于γ与γd和γm的对比关系。

（1）当γ＞γd时（必然有γ＞γd＞γm）则对饱和和未饱和空气团而言都是不穩定的。故称当γ＞γd时的气层是绝对不稳定的。

（2）当γ＜γm时，必然有γ＜γd因此无论气团是否饱和，大气逆温现象出现在都是稳定嘚故称当γ＜γm时的气层是绝对稳定的。

（3）当γ=γd时，对作干绝热升降运动的空气团而言大气逆温现象出现在是中性的;而对作湿绝熱升降运动的空气团而言，大气逆温现象出现在是不稳定的

（4）当γ=γm时，对作湿绝热升降运动的气团而言大气逆温现象出现在是中性的;而对干空气而言，大气逆温现象出现在是稳定的

（5）当γm＜γ＜γd时，对干空气与未饱和空气团而言，大气逆温现象出现在是稳定的；但对饱和空气团而言则是不稳定的故称这种气层为条件性不稳定。

大气逆温现象出现在稳定度直接影响大气逆温现象出现在中对流发展的强弱在稳定的大气逆温现象出现在层结下，对流运动受到抑制常出现雾、层状云、连续性降水等天气现象；而在不稳定层结时，對流运动发展旺盛常出现积状云、阵性降水和冰雹等天气现象。