反，水汽在凝结（或凝华）时，又会放出潜热。 能使地面和大气之间、空气团与空气团之间发生 潜热交换。主要在对流层下半层起作用。
（二）气温的绝热变化
任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过 程叫绝热过程。大气中，作垂直运动的气块，其状 态变化接近于绝热过程。
1、干绝热过程
（1）含义：
当升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界 交换热量的过程，成为干绝热过程。
第一节大气的增温和冷却
一、海陆的增温和冷却的差异
1、影响因素 ①海陆反射率的不同：
陆面对太阳光的反射率大于水面，所以海洋吸收的 太阳能多于陆地。
②透射率和传导方式的不同： 陆地所吸收的太阳能分布在很薄的地表面上，而海
水所吸收的太阳能分布在较厚的水层中。
③蒸发情况的不同：海面蒸发量较大，失热较多， 水温不易升高。陆地情况相反。 ④比热的不同：岩石和土壤的比热小于水的比热
0.86 0.83 0.81 0.76 0.66
10℃ 0.76 0.71 0.69 0.62 0.51
0℃
0.63 0.58 0.56 0.48 0.38
10℃ 20℃
0.54 0.50 0.47 0.41
0.44 0.41 0.38
30℃ 0.38
γm随温度升高和气压减小而减小！
3、干、湿绝热线的比较
2）热带型：
一年中有一个最高和一个最低值，年较差不大
3）温带型：
有一个最高值，出现在夏至后的7月，一个最低值，出现在冬 至后的1月，年较差较大，随纬度的增大而增大。
4）极地型：
一年中也是一次最高值和一次最低值，冬季长而冷，夏季短而 暖，年较差很大。
二、气温的非周期性变化 气温除了由于太阳辐射的变化而引起的周
3、湍流逆温 由于低层空气
的湍流混合而形 成的逆温，称为 湍流逆温。
4、
度
水面上，会发生
接触冷却作用，
愈近地表面的空
气降温愈多，而
上层空气受冷地
表面的影响小，
降温较少，于是
产生逆温现象
逆温层 湍流层
温度 平流逆温的形成
5、下沉逆温 当某一层空气
发生下沉运动 时，下沉到某 一高度上，空 气层顶部的温 度高于底部的 温度，而形成 逆温
－90℃，南极
北极
撒哈拉沙漠
黄沙湮没的绿洲
我国实测最低气温 －53℃，黑龙江漠河
漠河
我国实测最高气温48.9℃，新疆吐鲁番
火焰山
二、对流层中气温的垂直分布 1、基本特征
在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增 高而升高的现象，称之为逆温 。
2、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。 辐射逆温厚度从数十米到数百米，在大陆上常年都可出现， 以冬季最强。 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。
冰川加速消融
长江源——格拉丹冬雪山
北极冰盖加速消融1
北极冰盖加速消融2
北极冰盖加速消融3
★卫星照片揭示南极冰架 50亿立方冰体崩塌全过程
2002年3月
原来空的海湾
冰架崩落
冰体充满海湾
冰山向外漂移
◆ 图瓦卢
全球第一个国家因海平面上升而迁国
南太平洋岛国图瓦卢，由九个环状珊瑚小岛构成， 总面积只有 26 km2，最高海拔 ＜4.5 m，总人口 1.1 万人。 专家预言，如果地球环境继续恶化，在五 十年之内，图瓦卢九个小岛将全部没入海中。图瓦卢 人民成了名符其实的 “环境难民”，从 2002 年起正 式举国迁往新西兰。
三、不稳定能量
气层中可使单位质量空气块离开初始位置后作加速运动的 能量叫作不稳定能量。
气层提供给气块不稳定能的类型：
1、不稳定型能量
气块受到向上的冲击运动， 温度高于周围大气的温度， 气块不断向上运动，温差越
B P
+
+
+
层结曲线
+
状态曲线
大，不稳定能量越多，运动 越明显。
0
A
P0
正不稳定能量
T
2、稳定型能量
B —自由对流高度
—
—
P0
0
T
潜在不稳定能量
四、位势不稳定
在实际大气中，有时整层空气会被同时抬升，在 上升过程中，气层的稳定情况也会发生变化，这样造 成的气层不稳定，称为位势不稳定。
某一气层，下层湿度大，上层湿度小，抬升过程 中，所以下层气温的降低速度小于上层气温的降低 速度，导致气层内部γ增大，当γ＞ γm时，则不稳 定。
3、结论 （1）γ愈大，大气愈不稳定；γ愈小，大气愈稳定 （2）当γ＜γm时，由于γm＜γd，不论空气是否达到 饱和，大气总是处于稳定状态的，因而称为绝对稳定； 当γ＞γd时则相反，因而称为绝对不稳定 （3）当γd＞γ＞γm时，对于湿空气来说，大气是处 于不稳定状态的；对于未饱和空气来说，大气又是处 于稳定状态的。称为条件性不稳定状态。
干绝热直减率近于常数，呈 H 一直线，由于γm<γd ，湿绝
热线在干绝热线的右方，并且
下部温度高，γm小，上部温 度低，γm大，因此形成上陡 下缓的曲线，到高空，水汽凝
结越来越多，含量越来越少，
0
两者相接近，趋于平行。
γm γd
T
同一时间对同一气团而言，温度的变化 是绝热过程和非绝热过程两者共同作用引起 的，一般而言，当空气停滞或在地面作水平 运动时，非绝热变化是主要的；当气团作升 降运动时，绝热变化是主要的。
气块受冲击力 作用上升，温度 低于周围空气温 度，抑制气块上 升。
B P
—
—
层结曲线
状态曲线 —
—
A
P0
0
T
负不稳定能量
3、潜在稳定型能量
只要在P0高度上有较 强的对流冲击力，使气 块抬升到B 点以上，上 升气块的温度就高于周 围气温，从而获得上升 加速度，对流充分发展。
E
+
+ 状态曲线
+
层结曲线 +
（2）干绝热方程（泊松方程）：
例：P0=1000hPa,T0=273K 则当气压为1050hPa时，T=276.7K 当气压为900hPa时，T=265K
（3）干绝热直减率
干空气和未饱和湿空气气块绝热上升单位高度时的 温度降低值叫干绝热直减率。用γd表示。
γd≈1℃/100m
2、湿绝热过程
（1）含义： 气块在变化过程中，与外界无热量的交换，但发生水相的
变化，称为湿绝热过程。 （2）湿绝热直减率
气块在湿绝热变化过程中，其温度随高度的递减率叫湿绝 热直减率，用γm表示。γm<γd , γm不是常数，而是气压和温度的函数。
湿绝热直减率（度/百米）
气压
1000 800 700 500 300
-30℃
0.93 0.92 0.91 0.89 0.85
-20℃
极端温度：
根据记录，世界上绝对最低气温出现在东西伯利 亚的维尔霍扬斯克和奥伊米亚康，分别为－69.8℃ 和－73℃，1962年在南极记录到新的世界最低气 温为－90℃。世界绝对最高气温出现在索马里境 内，为63℃。
在我国境内，绝对最高气温出现在新疆维吾尔自 治区的吐鲁番，达到48.9℃。绝对最低气温在黑龙 江省的漠河，1968年2月13日测得－52.3℃
下一个会轮到谁呢？ 基里巴斯、库克群岛、瑙鲁和西萨摩亚，以
及马尔代夫等由珊瑚礁构成的低地岛国，也面临 着同图瓦卢一样的威胁。
图瓦卢
印度洋岛国马尔代夫
1190个珊瑚岛所构成的群岛小国 平均海拔只有 1 米，人口 28 万
2、气温的年变化 北半球中、高纬度内陆的气温以7月为最高，1
月为最低。海洋上的气温以8月为最高，2月为最 低。 气温年较差：
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。 气温年较差随纬度增大而增大 陆上气温年较差比海洋大
气温的年变化按纬度可分为四种类型：
1）赤道型：
一年中有两个最高值：出现在春分、秋分之后；两个最低值： 出现在冬至、夏至之后，年较差小。
2、差异 大陆受热快，冷却也快，温度升降变化大。而海
洋上则温度变化缓慢
二、空气的增温和冷却
空
气
空 气
的
的
冷
内
热
能
空气与外界有热量 交换
非绝热变化
外界压力对空气作 功导致空气膨胀、 收缩
绝热变化
（一）气温的非绝热变化
1、传导 依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另一
分子，从而达到热量平衡的传热方式 。 2、辐射
气团受力后不加速不减速
气层对气团是稳 定的
气层对气团是不 稳定的
气层对气团是中 性的
➢当空气气块温度比周围空气温度高，即Ti＞T,则它将受到 向上的加速度； ➢当空气气块温度比周围空气温度低，即Ti＜T，则受到向 下的加速度； ➢当空气气块温度和周围空气温度相同，即Ti=T，垂直运 动不会发展。
二、判断大气稳定度的基本方法
第三节 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
近地层气温日变化的特征是：最高值，一般出现在午后 14时左右；最低值，一般出现在日出前后。 气温日较差（反映气温日变化的程度）：
一天中气温的最高值与最低值之差，称为气温日较差。日 较差变化与纬度、季节等因素的关系：
日较差最大的地区在副热带，向两极减小 夏季大于冬季 海洋上小于大陆 盆地和谷地大于小山峰等凸出地形区 沙漠地区大，潮湿地区较小 阴天较小
等温线稀疏，表示各地气温相差不大 等温线密集，表示各地气温悬殊 等温线平直，表示影响气温分布的因素少 等温线弯曲，表示影响气温分布的因素多