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逆温的种类及原因

在对流层大气中，一般情况下温度随高度的升高而呈降低趋势，但有时在某些层次会出现气温不随高度变化或随高度的升高反而增高。气象上把温度不随高度变化的大气层称为等温层，而把温度随高度的升高而增高的大气层称为逆温层。从热力学的角度看，无论是等温层还是逆温层都表示大气层结是稳定的，如果它们出现在地面附近时，则会限制贴地气层强烈乱流运动的发生，如果它们形成在对流层中某一高度上，则又会阻碍下方空气垂直运动的发展。因此等温层和逆温层又统称为阻塞层。但两者中对云雾和垂直运动的发生和发展以及对其它天气现象影响较大的是逆温层，所以下面对各种逆温层的形成过程及其特点进行讨论。

逆温层形成的过程是多种多样的，因此产生了它的家族。

逆温按高度可以分为“近地面层的逆温”和“自由大气的逆温”两大类。前者是指发生在一百米高度以下的逆温，这里面又可分为“辐射逆温”、“平流逆温”、“融雪逆温”和“地形逆温”等，多是由于热力条件形成的;后者是指发生在一百米高度以上的逆温，这里面又可分为“下沉逆温”和“锋面逆温”等，多是由于动力条件形成的。

一、辐射逆温

辐射逆温是夜间因地面、雪面或冰面、云层顶部等的强烈辐射冷却，使紧贴其上的气层比上层空气有较大的降温而形成的。

近地层的辐射逆温，经常发生在晴朗无云的夜空，由于地面有效辐射很强，近地面层气温迅速下降，而高处大气层降温较少，从而出现上暖下冷的逆温现象。在日落前后由地面开始形成，夜间随着辐射冷却的加强，逆温层逐渐加厚，黎明前达到最大厚度，日出后从地面开始逐步消失。它的垂直厚度可以从几十米到300～400米，其上下界温度差一般只有几度，很少能够达到10～15℃。这种逆温在中高纬地区大陆上都能发生，特别是在沙漠地区经常出现。

在冬季大陆被高压控制的天气条件下，由于长时间的辐射冷却的结果，地面和近地层空气的温度显著下降，可形成在白天也不消失的冬季辐射逆温。这种逆温层的厚度可达几百米到2～3千米，其上下界的温度差可达15～25℃，有时可持续若干天不消失。

形成辐射逆温的有利条件是：晴朗（或少云）而有微风（2～3米·秒）的夜晚。这是因为云能减弱地面的有效辐射，不利于地面冷却。风太大时，大气中的垂直混合作用太强，不利于近地面气层的冷却；无风时，冷却作用又不能扩展到较高的气层中去，也不利于逆温的加厚；只有在风速适当时，才能使逆温层既有相当的厚度而又不至于因乱流混合作用过程而遭到破坏。

因夜间云层顶部的辐射冷却作用比其上的空气强，所以，在贴近较厚云层的大气层中也可形成辐射逆温，但这种逆温通常厚度不大，上下界间的温差也很小。

二、地形逆温

在低洼地区（谷地、盆地）因辐射冷却，冷空气沿斜坡下沉流入低洼地区形成逆温。这种逆温称为地形逆温。如天山北坡从12月——次年2月在近地层会存在一层深厚的逆温层，它的形成主要是由于冷空气受阻积累的，在形成的“冷空气湖”上有较暖的空气层。天山北坡的逆温层厚度至少有1500米，在南坡只有700米。这种冬季逆温层在青藏高原东部和北部边缘是普遍存在的。

在山区，夜间山坡上的空气冷却很快，于是冷空气顺坡下沉到谷底，把谷地中原来的暖空气抬挤上升，而形成上暖下冷的逆温現象。这种逆温是要在一定的地面条件下才会形成，故称为地面逆面。中国南部的山地，冬季常有地面逆温，在谷底或山坡下方因为气温低，不宜种植热带经济作物。美国的洛杉矶因周围三面环山，每年有200多天出现这种逆温现象。

三、平流逆温

暖空气水平移动到冷的地面或气层上，由于暖空气的下层受到冷地面或气层的影响而迅速降温，上层受影响较少，降温较慢，从而形成逆温，这种逆温现象就是平流逆温。主要出现在中纬度沿海地区。

平流逆温的形成也是由地面开始逐渐向上扩展的，其强弱由暖空气和冷地面间温差的大小决定，温差越大，逆温越强。它可以在一天中的任何时刻出现，有的还可以持续好几个昼夜。单纯的平流逆温没有明显的日变化。

冬季，在中纬度的沿海地区，因海陆温差甚大，当海上暖湿空气流到大陆上时，常出现较强

（１）日较差以青藏高原为例，在我国，青藏高原气温因为太阳辐射强烈，日出后地表升温快，即使在冬季，在阳光下也会感到温和如春；日落后，由于空气稀薄、水汽含杂质少，地表容易散热等项原因，降温迅速；所以青藏高原日较差比同纬度东部地区大，表明这里具有大陆性气候的特征。如拉萨、日喀则等地年平均日较差均在14～16℃。与此相比较，北京、西安为10～12℃，成都、武汉、南京为7～8.5℃。阿里地区、藏北高原、柴达木盆地等地的日较差约17℃左右，即使日较差较小地区如班戈湖、申扎、三江河谷、青海东部等地区其日较差也多为14℃左右。另外高原地区内部日较差也还有差异，其具体差异的大小