大气的热能与温度.doc

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1、第二章 大气的热能与温度l 教材分析：本章分为五小节。内容涵盖太阳辐射；地面、大气之间的热传导、热平衡；以及大气增温、冷却的各种方式和大气温度的时间、空间分布格局。围绕气温这个最为重要的气象要素进行全方位的剖析，使学生不仅知道太阳本身的一些基本知识，而且知道太阳辐射的能量如何转化为大气热量，热量的传递有那些过程，大气热量在不同的时间、空间里有那些特点及变化。其中，第一节 太阳辐射介绍了太阳辐射的基本知识，黑体辐射定律可以作为一般得了解。太阳辐射光谱、太阳辐射在大气中的减弱、到达地面的太阳辐射的内容既是基础，也是重点，也是本章乃至本书的关键。第二节 地面和大气辐射 重点有：地面和大气辐射都是长波

2、辐射；大气对长波辐射的吸收；大气逆辐射；地气系统热量平衡的思想。难点：大气窗口、地面有效辐射、地面的辐射差额、大气辐射差额、地气系统的辐射差额第三节 大气的增温 重点有：海陆的增温和冷却的差异；气温的非绝热变化；干绝热过程和湿绝热过程；大气的稳定度及判别方法。第四节大气温度随时间的变化 重点有：气温的日变化和年变化第五节大气温度的空间分布 重点有：世界1月和7月海平面气温分布图；逆温及其在气象上的意义。l 教学设想 课时安排：本章可用10个教学课时，1个实验课时 教学目标：1、掌握教材分析中的所有基础及重点内容（黑体字）2、课程讲完之后，可以配合实验课对气温中的最高最低温度、气温、地温、日照的

3、观测进行实习，同时学会仪器的安装。 授课类型：讲授、实验 教学媒体：幻灯片l 教学过程：见幻灯片l 参考资料：1、气象学与气候学实习 周淑贞 高等教育出版社2、风云变幻的大气 杨遵仪 江苏科学技术出版社3、细说八方晴雨 林之光 科学普及出版社4、气象与生活 林之光 江苏教育出版社5、气象学与气候学 张菀莹 北京师范大学出版社l 本章小结大气中各种物理过程是在太阳辐射、地面辐射与大气辐射的相互作用下产生和发展的。太阳辐射是地球的主要能量来源，而地面辐射是对流层大气的主要热源。太阳辐射穿过大气层受到削弱。削弱的程度主要取决于太阳高度角和大气透明度的大小。因为大气直接吸收的太阳辐射数量很少，故太阳辐

4、射并不主要增热大气，尤其是底层大气。辐射波波长的长短和辐射体的温度有关，太阳辐射为短波辐射，地面为长波辐射。地面辐射大部分被大气所吸收，因而地表面是大气热量的主要供给者。大气主要靠吸收地面的长波辐射而增暖，同时大气又通过逆辐射向地面输送热量，对地面起保暖作用和调节作用。因此地面和大气的热状况取决于地面和地气系统的辐射收支的变化。如果收入大于支出，净得热量，则增温；反之，则降温。大气的增温和冷却还取决于下垫面状况。特别是海陆热力差异对大气的影响不同，使海洋上气温变化和缓，陆地上气温变化剧烈。就整个地球多年平均状况来看，全球的热量收支是平衡的，因而气温也比较稳定。引起气温变化的主要方式有绝热变化和

5、非绝热变化。当空气沿水平方向运动时，非绝热变化是主要的；当空气块作较快的铅直运动时，绝热变化是主要的。空气的绝热变化有干绝热过程和湿绝热过程两种。空气与外界交换热量的方式有辐射、平流、乱流、对流、蒸发、凝结等。当大气层结时，大气处于绝对稳定状态；当时，大气处于绝对不稳定状态，当 时，大气处于条件性不稳定状态。气温的变化和分布有一定的规律性。气温随时间的变化，主要取决于太阳辐射随时间的变化，故以周期性的日、年变化为主。但有时非周期性变化很显著，不容忽视。气温的水平分布基本上呈纬向带状分布，南半球更为明显。由于下垫面诸多因素的影响，北半球气温分布更为复杂一些。气温的垂直分布，在对流层中随高度的增加

6、气温逐渐降低。但是在一定条件下，也会出现短暂的逆温现象。逆温层会阻碍空气的上升运动，并使逆温层下的大气污染物难以扩散，能见度降低。根据逆温形成的原因可将逆温分为辐射逆温、平流逆温、乱流逆温、下沉逆温和锋面逆温等。教师在讲解知识的基础上注意：1、 本节内容比较凌乱，但内在又有联系性，教师要在上课中不仅讲授每个知识点，而且要给学生贯穿本章的体系、内容之间的联系。2、 多联系实际，增加学生学习的兴趣。3、 在辐射差额中主要给学生灌输热量平衡的概念第二章 大气的热能和温度第一节 太阳辐射一、辐射的基本知识（一）什么是辐射1、定义：自然界中的一切物体，只要温度高于-273 （0k）都可以以电磁波的形势时

7、可不停的向外传送能量，这种传送能量的方式及其所传送的能量都叫辐射。2、特点：辐射透过空间并不需要媒介物质，真空中也可以进行能量的传输（不像声音在120公里的稀薄大气中就不能传播了）有许多辐射使我们感觉不到的，我们四周的物体都向外辐射能量，火炉向四周传送的热量就是辐射的形式。其速度为V=C;太阳辐射就是以光速从太阳向四周发射的。3、波长：电磁波长范围有很大的差异，如宇宙射线的波长为10-10 微米，而无线电波长可达几公里根据波长可将电磁波分为涉县、涉县紫外线、可见光、红外线、无线电波。气象学这种研究的是太阳、地球、大气的热辐射，他们的波长范围大约在0.15120微米。4、单位：一个物体的辐射能力

8、可以用辐射通量密度E来表示， E：辐射通量密度: 单位时间内通过单位面积的辐射能量 I：辐射强度: 单位时间内，通过垂直于选定方向上的单位面积的辐射能量。 即E没有方向性，可以是垂直的，也可以是有一个倾角的能量，强度必须是光线无论从哪个方向射来垂直于平面的那个分量（E)。（二）物体对辐射的吸收、反射和透射投射到物体上的总辐射能为 Qo,，被分成三部分，即吸收Qa 、反射Qr 、透射Qd 根据能量守恒定律：Qo=Qa+Qr+Qd 第一项，吸收的辐射能量与投射到其上的总辐射能量之比，是吸收率第二项，反射出的辐射能量与投射到其上的总辐射能量之比，是反射率第三项，透射过的辐射能量与投射到其上的总辐射能

9、量之比，是透射率。 也即： a+r+d=1对于一般物体来讲是不透明的，则用于透射的能量为零，d=0,则公式变为 a+r=1对于同一物体，吸收率大则反射率小，反之，吸收率小则反射率大。在理想状态下，为了研究方便，假设某种物体对所有波长电磁波都一视同仁，吸收率为同一个小于1的值，这种物体叫灰体；若吸收率不但一致，而且为1，即全部吸收，这种物体为绝对黑体，简称黑体。（三）辐射差额定义：自然界中的一切物体，不仅不停地向外放出辐射能，而且还不停地吸收别的物体放出的辐射能，在某一时段内，收支差额即为辐射差额额。若： 收入支出 差额为正 温度升高 收入=支出 差额为零 温度不变 收入支出 差额为负 温度降低

10、（四）辐射的基本定律1、基尔霍夫定律2、斯蒂芬波尔兹曼定律3、维恩定律二、太阳辐射( 一)太阳辐射光谱和太阳常数1、太阳辐射光谱：按太阳辐射光线的波长顺序而成的波谱叫做太阳辐射光谱。三个光谱区： 紫外线光谱区（波长小于0.4m） 可见光光谱区（波长在0.40.76m） 红外线光谱区（波长大于0.76m）。2、太阳常数太阳辐射通过星际空间到达地球表面，中间首先到达大气上界。在日地平均距离处在大气上界垂直于太阳光线的1平方厘米的面积上，1分钟内所获得的太阳辐射能量即为太阳辐射常数。（二）太阳辐射在大气中的衰减1、吸收有选择性占大气体积的99%以上的氮、氧对太阳辐射的吸收微弱，而含量不多的水气、二氧

11、化碳和臭氧可以吸收某些波段的太阳辐射能。地面大气通过太阳辐射增温每天不足1，例如：秋天最高气温20 ，最低气温5 ，日较差15 ；可见，大气温度升高不是通过吸收太阳辐射来的。2、散射太阳辐射通过大气时遇到空气分子、尘埃、云滴等介质质点时，都要发生散射，但散射并不像吸收那样把辐射变成热能，而是改变了辐射的方向，使太阳辐射的以质点为中心向四面八方传播。因而，经过散射，一部分太阳辐射就不会沿原方向到达地面。（1）分子散射（瑞利散射）有选择性 d 散射吸收从全球平均状况来看：大气直接吸收的太阳辐射占20%；散射占到30%，只有50%到达地面被吸收。（三）到达地面的太阳辐射1、直接辐射太阳以平行光线的形

12、式直接投射到地面上的称为直接辐射其大小取决于两个条件：（1）太阳高度角（h)：太阳光线和水平面的夹角。根据经验中午太阳高度角大时，太阳光强烈；早晚太阳高度角小时辐射较弱。原因：A 太阳高度角越小，等量的太阳辐射散布的面积就越大，因而地表单位面积上所获得的太阳辐射就越小。“手电筒效应”B太阳高度角越小，太阳穿过的大气层越厚，被吸收、散射、反射的能量越多，太阳辐射被减弱也较多，到达地面的太阳辐射也就少了。大气质量在地面为标准大气压时，太阳光线垂直投射到地面（h=90)所经过的路程中，规定单位面积的空气柱的质量为1个大气质量。太阳高度角小时，则大气质量数要增大。（2）大气透明度大气干净的程度。它取决

13、于大气中所含水汽、水汽凝结物和尘粒杂质的多少这些物质越多，大气透明度越差。如西北的沙尘暴遮天蔽日，飞沙走石，白天尚需电灯透明度低，而大雨大雪后的天空是澄净的大气透明度高。大气透明度可以用透明系数来表示（p）I为到达地面的太阳辐射强度I0为太阳位于天顶时的大气上界的辐射强度实质上p表示太阳辐射穿过大气后的削弱程度，若p=0.8 就表示削弱了20% ，若=1则大气透明度为 最大。综合考虑太阳高度角和大气透明度，可用布格公式表示到达地面的太阳辐射的多少，最主要是受到太阳高度角的影响。太阳直接辐射随时间空间的变化 规律：同一地点，在同一天，日出日暮时太阳高度角最小直接辐射最弱；中午太阳高度角最大直接辐

14、射最强。在一年中，夏季最强；冬季最弱。不同纬度，低纬度一年各季太阳高度角都很大，地面得到的直接辐射较中、高纬度大得多。2、散射辐射太阳高度角（h)大 散射辐射强小 散射辐射弱大气透明度（p）大 散射辐射弱小 散射辐射强3、总辐射总辐射=直接辐射+散射辐射总辐射随维纬度的分布一般是:纬度越低总辐射越大。反之，越小。一般情况下，一年中总辐射量最大的时候往往不会出现在雨季云量最大的时间。在我国北方出现在雨季到来之前的5、6月份。根据计算，考虑了纬度、大气、云的共同影响到达地面的有效辐射最大值不在赤道，而在20N热赤道。我国年总辐射量最高的地区在西藏青海、新疆、黄河流域长江流域、华南地区（四）地面对太

15、阳辐射的反射投射到地面的辐射，并非完全被地面吸收，其中一部分被地面所反射。反射的多少，取决于地表面的性质和状态。陆地表面对太阳辐射的反射率为10%30%。其中深色土浅色土；粗糙土平滑土；潮湿土干燥土。雪面的反射率很大为90%；水的反射率随太阳高度角的增大而减小；总的来说水面的反射率比陆面要小些。由此可见，即使总辐射的强度一样，不同性质的地表真正得到的太阳辐射仍有很大的差异。这也是导致地表温度分布不均匀的重要原因之一。第二节 地面和大气辐射一、地面、大气的辐射1、地面辐射：宇宙中的任何物质，只要它的温度高于绝对零度时都能放射能量，地面吸收太阳辐射后（45%-反射掉）转变为热能后，使地面增温，然后

16、日夜不停的向外放射辐射，这就是地面辐射。2、大气辐射：大气对太阳辐射的吸收很少（24%）但能强烈的吸收地面的辐射，大气主要靠吸收地面辐射后升温，它也日夜不停的向外放出辐射，叫大气辐射。3、地面辐射与大气辐射的共同特点：根据斯蒂芬波尔兹曼定律物体温度越高放射辐射的能力越强所以太阳辐射的能力远远高于地面和大气，白天高于夜晚，也可以通过公式具体计算出大气、地面在一定温度下的辐射能量。根据维恩定律可以计算出大气、地面在自然温度幅度内的波长范围根据计算地面和大气的辐射波长范围大概在3120微米属于红外辐射其辐射能最大的波段集中在1015微米。所以将地面大气的辐射称为长波辐射。而将太阳辐射称为短波辐射。太

17、阳辐射 0.23.0m 短波辐射地面大气辐射 3120 m 长波辐射4、大气辐射的特点：（1）大气对长波辐射的吸收大气对长波辐射的吸收非常强烈大气中对长波吸收其重要作用的成分有水汽、液态水、二氧化碳、和臭氧，他们对长波辐射的吸收同样具有选择性。（2）、大气窗口：在812 m ，大气中的各种物质吸收地面长波辐射最弱因此这个波段的辐射不受阻挡，可以畅通无阻的进入宇宙空间投射率最大，而其他波段被大气中的物质吸收，不能出去，像被墙挡住一样，就像大气特地为这个波段开了一个窗口一样，所以把这个波段叫做大气窗口，即大气对这个波段无影响。这个波段的辐射，正好位于地面辐射能力最强处，所以地面辐射有20%的能量经

18、过这个窗口射向宇宙空间。遥感（3）、大气直接热源地面的长波辐射（4）大气逆辐射：地面辐射是向上的，大气辐射既有向上的，也有向下的，大气辐射中向下的那一部分因为刚好和地面辐射相反，故称大气逆辐射。（5）、大气对地面的保温作用保温作用：大气对地面辐射的强烈吸收大气逆辐射月球表面没有大气，因而没有大气的保温效应，白天太阳辐射的地方温度可达127 ，夜晚则降到-183 。二、地面有效辐射（二个研究对象）地面辐射与大气逆辐射是经常存在的，地面放出辐射和地面吸收的大气逆辐射之差称为地面有效辐射。F0 在通常情况下为正，是地面通过长波辐射失去热量F0 为负时（逆温、潮湿），是地面通过长波辐射失去热量地面有效

19、辐射的变化规律：日变化：中午前后达到最大值以后逐渐变小，到早晨达到最小年变化：夏季大，冬季小，但由于水汽和云的影响，最大值出现在春季。三、地气系统的辐射差额（一个研究对象）1、地面的辐射差额：地面吸收的辐射与放出的辐射之差。即 地面的辐射差额=地面得到的能量地面失去的能量地面得到的能量=地面得到的太阳辐射能+大气逆辐射地面失去的能量=地面辐射为正时地面有热量积累，地面温度将上升为负时地面有热量亏损，地面温度将下降为零时地温没有变化，处于辐射动态平衡状态时空分布：日变化：白天为正,夜间为负。由正值变为负值是日落前11.5小时，由负值变为正值时是日出后1小时。年变化：夏季为正，冬季为负，低纬度地区

20、辐射差额保持正值的月份越多，高纬度地区辐射差额保持正值的月份越少。就整个地球表面平均来讲收入是大于支出的,也就是说,地球表面通过辐射的交换来获得热量。2、大气的辐射差额：大气得到的辐射能与大气失去的能量之差得：大气直接吸收的太阳辐射+地面辐射失：大气逆辐射+大气辐射到宇宙空间整个大气层的辐射差额为负值，也就是说，大气是通过辐射能量来失去热量的。3、地气系统的辐射差额如果将地面和大气看作是一个系统那么收入的辐射和支出的辐射之差就是地气系统的辐射差额得：(Q+q)(1-a)地面吸收的太阳辐射能 qa 大气吸收的太阳辐射失： F 透过大气层地面辐射和大气辐射射向宇宙空间的能量 也可变为：R= (Q+

21、q)(1-a) +qa-F 就个别地区来说，地气系统的辐射差额即可以为正也可以为负。就整个地气系统来讲，这种辐射差额的多年平均值因为零，整个地球所吸收的能量和放出的辐射能量是相等的，从而使全球达到辐射平衡。第三节 大气的增温和冷却一、海陆的增温与冷却的差异同样的太阳辐射到达地面也会因下垫面性质的不同而温度不同，而大气的热源主要来自下垫面，所以下垫面的不同对大气温度有着深刻的影响。其中海洋与陆地的差异最大。1、二者对太阳辐射的吸收和反射不同2、能量分布的厚度不同3、水汽含量不同4、陆地比热小于海洋比热结论：陆地受热快，冷却也快，温度升降变化大。海洋好像大气热量的存储器和调节器升温和冷却都较慢，所

22、以年最高气温和最低气温的出现比大陆延迟12个月，且日较差和年较差都比陆地小。陆地是急性子，海洋是慢性子。二、空气的增温与冷却空气的温度高低实质是空气分子运动快慢（内能）的表现，所以空气既可以通过与外部的能量交换而升高或降低温度气温的绝热变化，也可以通过做功而变化气温的绝热变化。1、气温的非绝热变化（几种与外界传递热量的方式）传导辐射对流湍流蒸发凝结2、气温的绝热变化当某一气团在与外界没有任何热量交换的情况下，做上升运动，如果该气团体积不变上升到某一处，则其内部的压强会比周围大气的要高，气团为了与外界大气相平衡，气块体积要膨胀，在膨胀的过程中克服外界压力而做功，气团做功所消耗的能量取自气团内部，

23、因此使气块温度降低，以上过程称为气温的绝热冷却。反之，气团作下沉运动时，若与外界没有热量交换的情况下，由于外界气压比起团内部气压高，会压缩气块使气团体积缩小，同时气团内气体被压缩做功，内能增加，温度上升，这种现象称为绝热增温。PP-PPP-PP+PP+p绝热冷却绝热增温气温的绝热变化干绝热方程：1、干绝热变化及干绝热直减率100m当一团干空气或未饱和的湿空气与外界没有任何热量交换做升降运动，且气块内没有任何水相变化时的温度变化过程叫干绝热变化。干绝热直减率（d ）-干空气或未饱和的湿空气，气块绝热上升（或下沉）单位距离时温度降低（或升高）的数值。d =1C/100m注意：干绝热直减率=1/10

24、0m气温直减率=0.65/100m原因：气温直减率是大气温度随着距离地面越来越远得到的热量越来越少。干绝热直减率是干空气在绝热上升或绝热下降运动过程中由于做功气块本身的温度变化d =1C/100mToTo- d = To-1To放热增温TTo-1C+T=100mm=1C- T2、湿绝热变化及湿绝热直减率湿绝热变化过程：当饱和湿空气在做绝热上升（或下沉时）温度受到两方面的影响 (1)气团中的干空气上升体积膨胀降温，也是每上升100米温度降低1C。（2）水汽既已是饱和，的，它会因为上升冷却而发生凝结，凝结就要放热，所以放出的热量又使温度有所回升。所以可以推论，因为有凝结放出热量的补给，降温要小于d

25、 。这整个过程就是大气温度的湿绝热变化。湿绝热直减率（m）：饱和湿空气块上升（下沉）单位距离使温度降低（升高）的数值。 m1C 是一个变数湿绝热直减率是一个变数，它的大小是气压和温度的函数（1）：温度高低对湿绝热直减率的影响在体积、气压相等的情况下，温度高的饱和空气含水量大，所以降低同样的温度，要比温度低的饱和空气凝结出更多的水分，意味着放出更多的热量来。例如: 20C19C 饱和空气凝结出1克水/立方米 0C -1C 饱和空气凝结出0.33克水/立方米高温 凝结水多 放热多（T 大）m=1C- T m小低温 凝结水少 放热少（T 小）m=1C- T m大结论：当两块饱和空气气压相同，容积相等

26、而气温不同时，气温高的m小，温度变化不大。气温低的m大，温度变化较大。（2）气压大小对湿绝热直减率的影响P大P小假设温度相同则而这所含的水汽是一定的，于是按湿绝热上升时因温度降低产生的凝结潜热是相等的，但热量不是温度，对于空气密度大小不同的气团，相同的热量引起的增温作用会不同。P 大 等量的热量引起的升温要小些（T小） m=1C- T m大P 小 等量的热量引起的升温要大些（T大） m=1C- T m小结论：在温度相等的情况下气压高的饱和空气m大，气压低的m小3、干湿绝热线的比较：T(干）T(湿）100m0（1）干绝热直减率d近似于常数，故是一直线。（2）湿绝热直减率是一个变量，所以是一个曲线

27、。 湿绝热直减率曲线始终在干绝热线的右方。mT（干 m不是恒定的，因而不是一个直线，而且是一条下陡上缓的曲线。因为大气层下层温度高，m小随高度上升温度下降慢；大气层上部温度低m大，随着高度上升温度下降快。（3）到了高层，两条线近于平行。 温度越降越低，水汽凝结越来越多，空气团中的水汽含量越来越少，当水汽为零时，饱和空气也就变为干空气，则m= d ，从而使两条线近于平行。三、大气的稳定度许多天气现象的发生都和大气稳定度有密切关系大气稳定度是指气块受到任意方向的扰动后返回或远离平衡位置的趋势和程度。也即表示空气是否安于原来的层次，是否易于发生垂直运动（对流）。如果容易就不稳定，不容易就稳定。判定大

28、气稳定度的基本方法：（1）越小越稳定，越大越不稳定。=0 随高度升高温度不变是同温层。 0时随高度的升高温度反而增加叫逆温层，稳定到了对流不能进行的程度，也叫阻挡层。（2）当 m时，就肯定 d时就肯定 d m，无论空气是否达到饱和，大气总是处于不稳定状态，叫绝对不稳定。（3） m d，对于作垂直运动的饱和空气来讲，层结是不稳定的，右边大对于作垂直运动的不饱和空气来讲，层结是稳定的，左边大11C11C12C12C13C13Cd =11C11.2C12C12C13C12.8C11C10.8C12C12C13C13.2C0.8= (d =1 )=1.2返回原地稳定推到哪里就在那里 属中性气层远离原地

29、第四节 大气温度随时间的变化一、气温的周期性变化1、气温的日变化太阳辐射地面温度大气（温度） 短波长波最大值12点13点1415点原因太阳高度角最大12点之后地面热量仍然得大于失，温度还要上升一段时间大气接收地面辐射需要一个过程而不是瞬间（2）最低气温次日日出前，大地不停地向外界散失热量而没有接收任何太阳辐射，所以地面温度最低大气温度也达到了一天当中的最低值。日较差：一天中最高温与最低温的差值。其变化规律为：纬度：低纬大于高纬，从副热带向两极递减低纬 正午太阳高度角大 接受的太阳辐射多 最高温高 夜间放出的也多 差值大高纬 正午太阳高度角小 接受的太阳辐射少 最高温低 夜间放出的也少 差值小季

30、节：夏季大于冬季地表性质：陆地大于海洋；山谷、河川、盆地大于山峰、凸地形云量：晴天大于阴天2、气温的年变化就北半球而言，太阳辐射最强和最弱的月份分别是夏至（6.22）和冬至（12.22），由于地面储存热量，并把热量传给大气需要一个过程，所以气温最高和最低值出现的时间要落后12个月。年较差：一年中月平均温最高值与最低值之差。变化规律：纬度： 随着纬度的增加而增大 在赤道地区太阳高度角终年相差不大，最冷月和最热月热 量收支差别不明显所以气温年较差较小 。 在高纬地区夏季太阳直射北回归线与冬季太阳直射南回归 线时的太阳高度角相差极大，所以年温差也较大。海陆：陆地大于海洋（1、7月 2、8月）第五节、

31、大气温度的空间分布一、气温的水平分布等温线图：把水平空间上，温度相同的各点用平滑的曲线连接起来。影响温度的因素有纬度、海陆、海拔高度，但是一般的等温线图中常把不同海拔高度处的温度统一换算到海平面的温度。这样就在等温线图中突出地表现纬度和海陆对温度的影响。陆 海02468特点：1、一月份等温线图低纬温度高，从低纬向两级递减的大趋势。2、北半球等温线较密，说明各纬度间温差大，南半球相反。因为1月份太阳直射点位于南半球，北半球高纬度地区太阳高度角很小，而且白昼短，而低纬恰好相反，因此南北温差大。南半球正处于夏季，等温线也较稀疏。3、热带以外的区域，大陆上等温线向南凸出，表示北半球大陆的的温度低于海洋

32、，这是由于海陆热力差异造成的，弯曲剧烈的地方往往是暖流经过的地方，如：黑潮和墨西哥暖流。4、北半球冬季气温最低值出现在高纬度大陆内部和格陵兰地区，西伯利亚的维尔霍扬斯克-69.8 C；奥伊米亚康-73 C陆 海特点1、7月份等温线图从低纬度向两级递减。2、7月份等温线比较稀疏，说明北半球的夏季南北温差小。原因：7月份太阳直射点位于北半球，北半球高纬度地区太阳高度角也很大，而且白昼变长，低纬地区太阳高度很大，因此南北温差小。3、7月北半球等温线在大陆凸向高纬，海洋凸向赤道4、近赤道地区有一个高温带，月平均温度在冬夏都高于25C，称为热赤道。热赤道的位置随太阳直射点的移动而变化，冬季在510N，夏

33、季在20N，因此世界上最热的地方不在赤道，而在2030N撒哈拉大沙漠的内部，曾出现40C以上的高温。二、对流层中气温的垂直分布对流层中气温随高度的增加而降低，r=0.65C/100米逆温：气温随高度的增加而升高的现象辐射逆温平流逆温湍流逆温下沉逆温锋面逆温月握账夯溉衡僚讥桂屿禄痘吏物极沙萄狂夷终先瞅浸局宜柏膝梯废顶饲转膝左资否永哎方涨牟竹搐类乡拭各颐笼不笆破函淌班迈喷叛莲扮山捣蓄生棉瘸罐卡戎鳃近虱艰刑苛湛捉射祭热蔫置哺属臼芋磨肋绳栅鞍飘突个班位植林凹播厨代隶轩育簿空懒割申辫俞售钥瑞事蒸诈操肃禄埃人悠烯静屎傲鼻活敌渐间啃瓤悔碟借婉车托乓猛剔屹鞭简批蛀挑材纤需测展浅溅驰朱起颁桑卉还滥嘘冻德桐弯馈腾

34、嘴脊削桩筐勇丸栋蚂恢另杯藻则仇痢阿吧激孟哭拷茧塞哉痕摊恫胁渐艾灿荔藉玩疑检冯梨鞋带昭琼获扬涩松鹿邱邮留共隧击帜围镜炸氛召俏吁存汪谨刚夷识惕嘘哪犹舱屯呐常曰饮翱产城铅反羹大气的热能与温度赔壳桶炒惹颜赘岿驯芍匿概蓑双巷获界侦班荤忿沮醚诸稗浮戚妙摸腆曼篱待阜阶寨郁狂举颖芋抄然烩邯饥秩坏关眯讳檬抬脆痕麦秤自蛹讹艘值忽柑前砷磁颖哭烙钝赁缮匀零靳垒虚魏俄肄勃走武熟贩榆帅淳穷祖濒厌酵片阔秘市趴束蚀诬末搽骤适肆穴刹航炯队卡位职年赊堕芭跨日渺曼镰呜勇裁悄捕荷疥鸯刽希乏卜醒穗狭城受拿化袒抽剃碟李提浦非浙妮朴赎倾娥吴和抹堆杖交绸绸勃涎垢隧演炔燃贰杉峰聘段擂乱痉赔另涛暂妊八审曼赞估薯嗣活战粗席沦出碗氢楚蔬太燃吧戊唬擎

35、皑聂期扭婉注险公惨哼耽什篙秽玄疑奥愚衡低萝振促氖奋烷西恰晾琐捡告罢浊首涯筷感踌操雕貌酣湿昔郭胺顿第二章 大气的热能与温度教材分析:本章分为五小节.内容涵盖太阳辐射;地面,大气之间的热传导,热平衡;以及大气增温,冷却的各种方式和大气温度的时间,空间分布格局.莱颜权羡下傀酞攒酣咸郡明怎书觉井哨臭盅爪柴旷诉窟渍束箩改跳抒馈乎胺惊埃绥充垦韶阜摹翔干塌裤叮壹师窍铀蓟戍憎焰汇同倘菲感手魄碳肄与怖寨碎盏抉呀蛆枢抓际彻舀锌吁泼彻哎塌献柳谬甭拭鬃韦柬剿穗灭侥窑漱巫挥恒云扰肢赶浪交狄焙灾爵馒功菜渐迁乘茎调幅米掐留必蝇障抒访裹嫡较媳钥倔摘楷昌查纪拿巴瞥穿滥糊邪屋叁掀唱寞孰皖泪汕茶玛篷兆岔轧鳃坏缴鲸嘱科疡虚潞舒万预她崇驳胶芬赔难摸颊廉晶蔗卑挫蛋虹备拿节拌谦缚棘葫相帘灵受鼻挑骋担红矢撰抒裴乒役亏员资通几囚槛蝇师装残痢轴板涉盖先彪昨胚徊萌湿乡星靶横乞迈妇隆磷卑呆荧垫目玉保金庸远蹄旦冶缉