大气温度
气温是表示空气冷热程度的物理量，大气温度状况是决定天气变化的重要因子之一，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。
一、大气的热量输送
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，称为绝热变化。
�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。自然界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。由于地面和大气都是热的不良导体，所以通过这种方式交换的热量很少，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。这是对流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垫面运动时产生的。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，是水平方向上传递热量的主要方式。
（6）蒸发和凝结(Evaporation and condensation) 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），也能使地面和大气之间、空气团和空气团之间发生潜热交换。由于大气中的水汽主要集中在5km以下的大气层中，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的方式，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。地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时的状态变化过程，叫绝热过程。在大气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，空气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气团，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,这就是说在干绝热过程中，空气团每上升或下降100m,温度要降低
或升高1℃。
（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化。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？因为饱和湿空气一旦上升，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上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化。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℃时，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度时，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，但由于压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、湿绝热直减率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则表示实际大气层中温度随高度的变化率。
二、气温的时空变化
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断地发生日、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，在空气的水平运动影响下，空气温度还会产生非周期变化。
1�气温的周期性变化
（1）气温的日变化
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和一个最低值，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，出现时间可能提前也可能落后。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会产生差异。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。
在农业生产上有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，这样白天叶片光合作用强，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不如春季大。
(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，通风不良，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，平地则介于两者之间。
(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，且距海越远，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)气温的年变化 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，称为气温年较差。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。例如我国的西沙群岛（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。低纬度地区气温年较差很小，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 由于水的热特性，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，气温年较差越大。
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用引起的周期性日、年变化外，在大气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，则会出现气温突升的现象，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，一个地方气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。但是，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。
3�气温的垂直分布
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，因而距离地面越远，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，大气中能够强烈吸收地面长波辐射的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表示两高度差；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＜0。γ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同而变化。
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度升高而减小。
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,上层平均为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，同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，近地层气温垂直梯度可高达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，对流层中也会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，暖而轻的空气在上，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、水汽凝结物等，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，在这里主要介绍常见的辐射逆温和平流逆温。
(a)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。在晴朗无云或少云的夜晚，地面因强烈的有效辐射而很快冷却，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越小，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，随着太阳辐射的逐渐增强，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流入低谷和盆地，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水面上时，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，当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，气层稳定，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，并向水平方向及向下方扩展，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，可将晾晒的东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好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谷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。
三、大气稳定度
1�大气稳定度的概念
许多天气现象的发生，都和大气稳定度有密切的关系。大气稳定度是表征大气层稳定程度的物理量。它表示在大气层中的某个空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，大气层结（温度和湿度的垂直分布）使它具有返回或远离原来平衡位置的趋势和程度，叫大气稳定度。
假如有一团空气受到外力的作用，产生向上或向下的运动，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的；（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度后，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。
2�大气稳定度的判断
当气团处于平衡位置时，即具有与四周大气相同的气压、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）与周围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，大气是否稳定取决于γ与γd和γm的对比关系。
结论：
（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稳定的。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，大气都是稳定的，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，大气是中性的;而对作湿绝热升降运动的空气团而言，大气是不稳定的。
（4）当γ=γm时，对作湿绝热升降运动的气团而言，大气是中性的;而对干空气而言，大气是稳定的。
（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。
大气稳定度直接影响大气中对流发展的强弱。在稳定的大气层结下，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，对流运动发展旺盛，常出现积状云、阵性降水和冰雹等天气现象。
气温是表示空气冷热程度的物理量，大气温度状况是决定天气变化的重要因子之一，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。
一、大气的热量输送
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，称为绝热变化。
�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。自然界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。由于地面和大气都是热的不良导体，所以通过这种方式交换的热量很少，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。这是对流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垫面运动时产生的。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，是水平方向上传递热量的主要方式。
（6）蒸发和凝结(Evaporation and condensation) 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），也能使地面和大气之间、空气团和空气团之间发生潜热交换。由于大气中的水汽主要集中在5km以下的大气层中，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的方式，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。地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时的状态变化过程，叫绝热过程。在大气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，空气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气团，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,这就是说在干绝热过程中，空气团每上升或下降100m,温度要降低
或升高1℃。
（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化。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？因为饱和湿空气一旦上升，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上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化。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℃时，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度时，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，但由于压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、湿绝热直减率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则表示实际大气层中温度随高度的变化率。
二、气温的时空变化
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断地发生日、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，在空气的水平运动影响下，空气温度还会产生非周期变化。
1�气温的周期性变化
（1）气温的日变化
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和一个最低值，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，出现时间可能提前也可能落后。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会产生差异。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。
在农业生产上有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，这样白天叶片光合作用强，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不如春季大。
(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，通风不良，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，平地则介于两者之间。
(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，且距海越远，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)气温的年变化 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，称为气温年较差。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。例如我国的西沙群岛（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。低纬度地区气温年较差很小，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 由于水的热特性，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，气温年较差越大。
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用引起的周期性日、年变化外，在大气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，则会出现气温突升的现象，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，一个地方气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。但是，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。
3�气温的垂直分布
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，因而距离地面越远，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，大气中能够强烈吸收地面长波辐射的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表示两高度差；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＜0。γ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同而变化。
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度升高而减小。
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,上层平均为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，同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，近地层气温垂直梯度可高达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，对流层中也会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，暖而轻的空气在上，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、水汽凝结物等，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，在这里主要介绍常见的辐射逆温和平流逆温。
(a)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。在晴朗无云或少云的夜晚，地面因强烈的有效辐射而很快冷却，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越小，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，随着太阳辐射的逐渐增强，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流入低谷和盆地，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水面上时，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，当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，气层稳定，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，并向水平方向及向下方扩展，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，可将晾晒的东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好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谷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。
三、大气稳定度
1�大气稳定度的概念
许多天气现象的发生，都和大气稳定度有密切的关系。大气稳定度是表征大气层稳定程度的物理量。它表示在大气层中的某个空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，大气层结（温度和湿度的垂直分布）使它具有返回或远离原来平衡位置的趋势和程度，叫大气稳定度。
假如有一团空气受到外力的作用，产生向上或向下的运动，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的；（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度后，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。
2�大气稳定度的判断
当气团处于平衡位置时，即具有与四周大气相同的气压、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）与周围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，大气是否稳定取决于γ与γd和γm的对比关系。
结论：
（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稳定的。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，大气都是稳定的，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，大气是中性的;而对作湿绝热升降运动的空气团而言，大气是不稳定的。
（4）当γ=γm时，对作湿绝热升降运动的气团而言，大气是中性的;而对干空气而言，大气是稳定的。
（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。
大气稳定度直接影响大气中对流发展的强弱。在稳定的大气层结下，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，对流运动发展旺盛，常出现积状云、阵性降水和冰雹等天气现象。
温馨提示：内容为网友见解，仅供参考
第1个回答 2006-02-13
按温度变化科学家将大气层分为5层：
对流层：从地面到大约10～16千米处（极地大约8～9千米，赤道15～18千米），是大气层的最底层。这一层集中了约整个大气的四分之三的质量和几乎全部的水汽量。大气的对流在这一层十分发达，气温随高度的下升而均匀下降，平均每上升100米降低0.6℃，在11千米附近温度下降到-55℃。在这层里，大气的活动异常激烈，或者上升，或者下降，甚至还会翻滚。正是由于这些不断变化着的大气运动，形成了多种多样复杂的天气变化，风、云、雨、雪、雾、露、雷、雹也多发生在这个层次里，因而也有人称这层为气象层。
这层的顶部叫对流层顶，这里气温不再随高度上升而降低，而是基本不变，是一个很稳定的层次，对流层里的天气影响不到这儿来。这里经常晴空万里，能见度极高，空气平稳，非常适宜喷气客气的飞行。
平流层：从对流层顶向上到55千米高空附近。。这一层是地球大气中臭氧集中的地方，尤其是在其下部，即在15～25千米高度上臭氧浓度最大，因而这一层又称臭氧层。由于臭氧层能大量吸收太阳辐射热而使空气温度大大升高，所以这一层的最大特点是温度随高度的上升而升高，到顶部温度增大到最大值。
平流层虽然水汽极少，天气现象比较少见，但随着气象火箭和卫星的发射，发现这一层的气流等的变化与对流层中天气变化有着密切联系，相互影响。
中间层：从平流层顶向上，也就是从55千米到80千米这个范围被命名为中层大气，简称中层。在这里，温度随高度而下降，大约在80千米左右达到最低点，约为-90℃。人们一般把飞行高度达到80—100千米的飞行器，看成是不依靠大气飞行的航天器。按照美国航空航天局规定：飞行高度超过80千米的飞行员即可称为宇航员。
热层：从中层大气向上到500千米左右的范围。之所以叫热层，是因为这层中的空气分子和离子直接吸收太阳紫外辐射能量，因而运动速度很快，和高温气体一样。这里空气极其稀薄，尽管热层顶的气温可达1000℃（太阳比较宁静时）～2000℃（太阳活动剧烈时），但实际上却根本不会感到热。
逃逸层：500千米以上是外大气层，这一层顶也就是地球大气层的顶。在这里地球的引力很小。再加上空气又特别稀薄，气体分子互相碰撞的机会很小，因此空气分子就像一颗颗微小的导弹一样高速地飞来飞去，一旦向上飞去，就会进入碰撞机会极小的区域，最后它将告别地球进入星际空间，所以外大气层被称为逃逸层。这一层温度极高，但近于等温。这里的空气也处于高度电离状态。人类大部分的航天活动都是在逃逸层之内（或之外）进行的。本回答被网友采纳
对流层：从地面到大约10～16千米处（极地大约8～9千米，赤道15～18千米），是大气层的最底层。这一层集中了约整个大气的四分之三的质量和几乎全部的水汽量。大气的对流在这一层十分发达，气温随高度的下升而均匀下降，平均每上升100米降低0.6℃，在11千米附近温度下降到-55℃。在这层里，大气的活动异常激烈，或者上升，或者下降，甚至还会翻滚。正是由于这些不断变化着的大气运动，形成了多种多样复杂的天气变化，风、云、雨、雪、雾、露、雷、雹也多发生在这个层次里，因而也有人称这层为气象层。
这层的顶部叫对流层顶，这里气温不再随高度上升而降低，而是基本不变，是一个很稳定的层次，对流层里的天气影响不到这儿来。这里经常晴空万里，能见度极高，空气平稳，非常适宜喷气客气的飞行。
平流层：从对流层顶向上到55千米高空附近。。这一层是地球大气中臭氧集中的地方，尤其是在其下部，即在15～25千米高度上臭氧浓度最大，因而这一层又称臭氧层。由于臭氧层能大量吸收太阳辐射热而使空气温度大大升高，所以这一层的最大特点是温度随高度的上升而升高，到顶部温度增大到最大值。
平流层虽然水汽极少，天气现象比较少见，但随着气象火箭和卫星的发射，发现这一层的气流等的变化与对流层中天气变化有着密切联系，相互影响。
中间层：从平流层顶向上，也就是从55千米到80千米这个范围被命名为中层大气，简称中层。在这里，温度随高度而下降，大约在80千米左右达到最低点，约为-90℃。人们一般把飞行高度达到80—100千米的飞行器，看成是不依靠大气飞行的航天器。按照美国航空航天局规定：飞行高度超过80千米的飞行员即可称为宇航员。
热层：从中层大气向上到500千米左右的范围。之所以叫热层，是因为这层中的空气分子和离子直接吸收太阳紫外辐射能量，因而运动速度很快，和高温气体一样。这里空气极其稀薄，尽管热层顶的气温可达1000℃（太阳比较宁静时）～2000℃（太阳活动剧烈时），但实际上却根本不会感到热。
逃逸层：500千米以上是外大气层，这一层顶也就是地球大气层的顶。在这里地球的引力很小。再加上空气又特别稀薄，气体分子互相碰撞的机会很小，因此空气分子就像一颗颗微小的导弹一样高速地飞来飞去，一旦向上飞去，就会进入碰撞机会极小的区域，最后它将告别地球进入星际空间，所以外大气层被称为逃逸层。这一层温度极高，但近于等温。这里的空气也处于高度电离状态。人类大部分的航天活动都是在逃逸层之内（或之外）进行的。本回答被网友采纳
第2个回答 2006-02-15
地球大气组成中，78%是氮气而21%是氧气，再就是微量的氩、二氧化碳及水气。地球的表面包着一层“薄薄的”大气层，在垂直方向上可以粗略分为对流层、平流层、中气层、增温层。在对流层(约从地表到12~18千米高处)内，愈往高处愈冷，大约每升高100米，温度平均就下降0.65℃；而平流层（约10～50千米处）却相反——愈高愈热，每升高100米，温度就增加0.4℃；而到了中气层(约50～80千米处)，温度曲线又转向了，随着高度的上升，温度愈低；而在“增温”层 (80千米至400~500千米高处)中，顾名思义，高度愈高气温也愈高。
参考资料：http://academy2003.cpst.net.cn/popul/geological/earthf/artic/40611204612.html
第3个回答 2006-02-13
大气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。
第4个回答 2013-10-26
学习了，迷惑的问题终于清楚了
大气的温度是如何变化的
（1）从地面到大约10～16千米处（极地大约8～9千米，赤道15～18千米），是大气层的最底层。（2）这一层集中了约整个大气的四分之三的质量和几乎全部的水汽量。（3）大气的对流在这一层十分发达，气温随高度的下升而均匀下降，平均每上升100米降低0.6℃，在11千米附近温度下降到-55℃。（4）这...
大气层的温度?简单些
对流层顶部约为-90℃，向上的平流层温度也是缓慢降低，至最低的-110℃，然后由于大气过于稀薄，空气分子受阳光激发，产生高速运动，使温度上升，通常说是最高3000度，但是由于此处分子寥寥无几，通常的感性温度概念已经不适用了。航天飞机设计承受最高温度是1650摄氏度，实际经受温度为1350-1400度。参考资...
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太阳大气层温度多少
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大气温度随时间的变化 大气温度随时间的变化
对流层是大气层的最底部，紧邻地面，在这里，气温随着海拔的升高而逐渐降低。例如，以平均垂直递减率计算，高度每升高100米，气温大约降低0.6摄氏度。在对流层之上，是平流层，这一层的气温随着高度的增加而逐渐升高，这是因为臭氧吸收太阳辐射的缘故。平流层之上是中间层，这里的气温随着高度的增加而...
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γd和γm是指某气团升降过程中,气团本身的温度变化率,γ则表示实际大气层中温度随高度的变化率。二、气温的时空变化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断地发生日、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,...
大气层的温度随着高度的升高是如何变化的
成分 大气层的成分主要有氮气，占78.1%；氧气占20.9%；氩气占0.93%；还有少量的二氧化碳、稀有气体（氦气、氖气、氩气、氪气、氙气、氡气）和水蒸气。大气层的空气密度随高度而减小，越高空气越稀薄。大气层的厚度大约在1000千米以上，但没有明显的界限。大气中组分是不稳定的，无论是自然灾害，还是...
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1. 日冕层的温度是太阳大气层中最高的，可以达到上百万摄氏度。2. 日冕层的密度低于色球层，它的温度不仅远高于色球层，甚至比光球层的温度高出许多。3. 日冕层向外膨胀，导致冷电离气体粒子不断从太阳向外流出，形成太阳风。4. 太阳大气层分为光球层、色球层和日冕层，从内到外温度逐渐升高。5....
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