气温分布范文（精选4篇）

气温分布 第1篇

关键词：极端气温,分布特征,新疆博州

自20世纪90年代以来,全球气候呈变暖的趋势,意味着对世界生存的威胁,包括农作物欠收、沙漠蔓延、物种灭绝、冰河融化、海平面上升、江河径流量减少、旱涝灾害出现频率增加等方面,受影响最直接、最严重的是农牧业活动和总体的生物圈[1,2]。因此,了解气温变化和极端温度变化,可为更好地实现气象服务预警预报提供信息。

1 资料选取

选取博州博乐、温泉、精河、阿拉山口4个测站19712000年气温、最高气温和最低气温资料。

2 气温时空分布特征

在全球气候变暖的背景下,各地相应区域的气候变化极其复杂,尤其是极端气候事件变率及其出现频率、振幅,较之平均气候变率更为复杂。博州由于地形的特殊性,造就了不同的气候区。温泉站平均气温较稳定;精河站和阿拉山口站的年平均气温在20世纪80、90年代以0.3~0.4℃/10 a的速率上升;博乐站则一直呈现明显的增温趋势,是博州增温幅度最大的地区[3]。东西部地区温度存在较大的差异,即西部夏季愈加凉爽,冬季温暖;东部夏季更加炎热,冬季气温平稳。从图1可以看出,博州地区平均气温自西向东逐渐升高,西部山区高海拔的地势拉开了与东部平原的气温差距,形成了截然不同的气候区域。

3 年平均最高、最低气温的变化特征

最高温度和最低温度是反映某地炎热和寒冷状况最直接的指标。博州地区各季节及年平均最高温度距平随时间演变曲线与平均气温相似,近30年来也呈现出上升趋势,说明在气候变暖的背景下,极端高温事件变得更容易发生。从4个测站的年平均最高和年平均最低气温的资料得知,虽然各测站平均气温有些差异,但是从年平均最高气温和年平均最低气温的差值来看,温差差异不大,范围为10~13℃。

4 极端气温变化特征

经过统计分析,博州高温日主要分布于7月,寒冷日主要分布在2月。19712000年博乐站和精河站年极端最高气温在波动中上升,阿拉山口站和温泉站呈下降趋势,温泉站表现更为明显;博州年极端最低气温均在波动中上升,且年极端最低气温上升幅度超过年极端最高气温。阿拉山口测站30年来极端最高气温仅有2年低于40℃,30年年平均最高气温41.5℃,而温泉站年平均最高气温只有33.1℃。

4.1≥30℃和≥40℃高温日数变化

依据逐日最高气温,将博州4个测站高温分为3级:日最高气温Tmax≥35℃,定义为一个高温日;Tmax≥38℃定义为危害性高温日,又称热浪袭击;Tmax≥40℃定义为强危害性高温日,亦称酷热。伴随博州地区平均温度的上升趋势,各站的年炎热日出现频数均呈增加趋势。在30年里表现最炎热的是阿拉山口站,≥30℃的日数年均90 d,≥35℃的高温日数年均36.6 d,≥38℃的高温日数年均17.8 d,≥40℃的高温日数年均3.2 d。说明在3个月的夏季中,≥30℃的日数占98%;危害性高温日达到17.8 d,可见其炎热程度。由于高温日要求气象部门发布预警信息,这就对预报员的及时服务提高了要求。在博州的4个测站中,温泉站夏季凉爽,≥30℃的日数年均8.7 d,高温日数在30年里仅有3 d,无危害性高温日。

4.2 高温年代际变化

从表1可以看出,30年来,各年代阿拉山口站≥35℃的高温日数变化比较平稳,≥38℃的高温日数呈减少趋势;博乐站2种高温日数均在19811990年代出现低值,表现为抛物线型;精河站的高温日数呈增加趋势,尤其是19912000年贡献最大。

(d)

4.3 高温日极值变化

博州地区高温日极值出现在东部平原,阿拉山口站在1994年7月极端最高气温达44.1℃,为全区之最;精河站的高温极值为41.6℃,居第2位;西部温泉站高温极值为37.2℃,出现在1973年8月1日。

4.4-20℃和-30℃寒冷日数变化

博乐站日最低气温-20℃的寒冷日数年均41.5 d,-30℃寒冷日数2.4 d,二者都位居全州之首;精河站日最低气温-20℃的寒冷日数年均31 d,-30℃寒冷日数1.1 d;温泉站日最低气温-20℃的寒冷日数年均30.5 d,-30℃寒冷日数0.9 d;阿拉山口站日最低气温-20℃的寒冷日数年均24 d,-30℃寒冷日数0.6 d。

4.5 寒冷日极值变化

博州寒冷日极值出现在中部地区的博乐站,在1974年2月日最低气温为-35.3℃,次之为-33.8℃,出现在精河站的1988年2月。其他2个测站的日极值分别为温泉站的-33.7℃、阿拉山口站的-31.9℃。

5 高温日频数和寒冷日频数变化趋势

高温日频数和寒冷日频数的变化分别反映出炎热天气和寒冷天气的变化特点及趋势[4]。该文统计了高温日数和寒冷日数并分析了其变化特征。

随博州地区平均温度的上升趋势,各站的年高温日出现频数各不相同,而寒冷日出现频数则呈减少趋势。以阿拉山口站为例,高温日数虽然在30年来的总趋势中均呈现下降,但在20世纪90年代中前期出现了一个明显增加的趋势,是极端高温事件发生不可忽视的前兆。从图2、3、4、5可以看出,高温日数分布最多的阿拉山口站高温日数呈逐渐下滑,但精河站的高温日数正以不同的速率增加;二者的≥35℃和≥38℃高温日数在1997年达到峰值。此时的博乐、温泉站变化不明显,可忽略不计。各站寒冷日数的总体减少,在相应程度上说明了气候增暖的显著变化。

6 异常冷暖事件

以气温表述的气候灾害主要有冷冬和暖冬,但是夏季的热凉却没有详细灾害的区分[5]。笔者采用距平大于标准差的1.5~2.0倍作为博州地区异常冷暖的标准,统计了30年来博州地区的冬、夏季异常的冷暖、凉热年次数。从表2可以看出,除20世纪80年代外,其余各年代的气温异常次数几乎相当(累计5~6次)。20世纪80年代冬、夏气温出现异常的次数最少,仅有1年异常暖冬事件,属平稳时期。20世纪70年代冬冷、夏凉的异常事件次数略少于冬暖、夏热的异常次数。20世纪90年代冬、夏气温异常冷暖的出现频率相当[3]。

7 结论

(1)博州地区高温日数的出现次数和强度集中在阿拉山口站,夏季高温日数达到年均36.6 d;博州地区寒冷日数的出现次数和强度集中在博乐站,寒冷日数年均2.4 d。

(次)

(2)除精河站外,博州其他测站高温频数呈缓和状态。博州寒冷日数下降趋势明显,这与全球气候变暖和城市热岛效应发展造成极端天气气候事件增多密不可分。

(3)19712000年博乐站和精河站年极端最高气温在波动中上升,阿拉山口站和温泉站则下降;博州年极端最低气温均在波动中上升,且年极端最低气温上升幅度超过年极端最高气温。

(4)博州地区高温日主要分布于7月,寒冷日主要分布在2月。

(5)20世纪80年代冬、夏气温出现异常的次数最少,20世纪90年代冬、夏气温异常冷暖的出现频率相当。

参考文献

[1]张山清,普宗朝,耿其蓉,等.近45年吐鲁番地区气候变化趋势[J].新疆气象,2001,24(3):23-25.

[2]陈胜,辛渝.博州近45年气温变化特征分析[J].新疆气象,2005,28(4):19-20.

[3]阿依夏木.尼亚孜,周宁芳,杨贵名.近45年哈密地区温度变化特征[J].气象,2007,33(7):89-97.

[4]向旬,王冀,王绪鑫,等.我国极端气温指数的时空变化与分区研究[J].气象,2008,34(9):73-80.

气温和气温的分布 第2篇

【教学手段】

录像：天气观测过程

动画：大气的受热过程

投影片：(1)气温观测数据;(2)日(周、月、年)均温的计算公式;(3)日气温曲线图;(4)三带气温曲线图;(5)等温线的画法;(6)世界年平均气温分布图

【教学过程】

(提问引入)天气与气候中主要的组成要素有哪些?(气温、降水)

(讲解)我们先来学习有关气温的内容。气温是如何测量的?

(板书)一、气温的测定

(天气观测的录像)包括百叶箱、温度计、观测时间和数据采集等

(投影片1、2)一组观测数据，怎样计算出日均温?(生思考回答)。出示计算公式，验证学生回答及计算结果

(提问)为什么一天中有冷热，一年中有冷热?(因为热量主要来于太阳照射)

是否太阳一照射大气温度就会立刻升高呢?太阳一落山温度就立刻降低呢?

(出示动画并讲解)使学生明确大气温度的直接来源是地面，太阳的热量先传到地面然后到大气，有一个过程，所以一天中最高温不是12时而是14时，最低温出现在日出前后。

同样道理，一年中温度最高值并不出现在太阳直射或接近直射时，而是稍有滞后，最低值也不出现在太阳最斜射的时候。如北半球最高温出现在7月，最低温出现在1月，南半球相反。

(引导学生讨论)如何才能将气温连续变化的过程更直观地表示呢?(用气温曲线图，气温指平均气温)请将你的`设想画出来(学生活动)

(投影片3)横坐标表示时间，纵坐标表示日均温，将二者的交点用平滑曲线连接起来就是气温曲线。你能画出一个地方一年的气温曲线图吗?(纵坐标用月平均温，横坐标从1月---12月)

(提问)如何利用气温曲线说明一个地方、不同季节的气温特点呢?

(投影片4)课本P40图4.6，三地气温曲线图

(学生讨论)图中的横纵坐标分别表示什么?三个温度带的气温变化特征是什么?在语言叙述上有什么规律?

(说明：因为温带的范围较广，所以接近热带或寒带地区的语言叙述冷热的程度有所不同)

气温分布 第3篇

至今为止，国内外学者对逆温现象做了不少研究，具有很高的参考价值。有学者从不同地形角度对比了平原、山区、盆地的逆温及强逆温发生的频率、成因，同时指出了不同属性逆温的地面形势场特征[2]，这说明地形对逆温的成因、强度有重要影响。张养才等利用武夷山定点观测资料研究了南北坡向不同高度测点各月逐日的平均气温、日最低气温逆温出现的日变化和季节分布，分析了逆温出现的天气气候特点[3]。顾鹤寿总结出天山西部的伊犁地区在海拔800～1 600 m之间有稳定的逆温层出现，同时也对其逆温带植物资源的综合开发利用做了深入剖析，从中不难看出，稳定逆温带对山地农业气候生态环境及资源的开发利用具有重要作用[4]。此外，也有学者结合了前人研究成果，对中国亚热带山地逆温资源进行了综合评价，给出了我国亚热带山区不同山系逆温发生几率，时空分布规律及某些因素对逆温暖带分布的影响，提出了我国山区逆温资源的开发利用途径[1]。Meritxell Pagès等[5]采用垂直加权回归方法，利用自动气象站数据和中尺度数值天气预报模型模拟结果对复杂地形下比利牛斯山区的逆温进行了分析。

总体而言，山区逆温的研究基本以实测资料为主，由于实测资料受观测时间、空间的限制，难以全面、系统地反应山区逆温的各种特征。本文采用复杂地形下月平均气温分布式模拟结果数据分析我国不同气候区域的山区逆温，对天山、哀牢山、武夷山三个山区逆温的高度、厚度、强度进行了研究，描述其逆温的时空分布规律，并对其成因进行了简要分析。

1 研究区与数据源

1.1 研究区域概况

选择的三座山脉为天山、哀牢山、武夷山，研究区域分别位于我国中温带亚干旱区、南亚热带湿润区、中亚热带湿润区，且属逆温高发山区，具有典型代表意义。天山呈东西走向，绵延中国境内1 700km，处于两大盆地之间，北面是准噶尔盆地，南边是塔里木盆地。哀牢山地处我国西南低纬高原，海拔约3 000 m，为云岭向南的延伸，呈西北-东南走向，无大隘口，它与西南季风垂直相交，是东北干冷季风入侵滇南的天然屏障，故哀牢山脉既是元江与阿墨江、横断山脉和云贵高原的地理分界线，也是云南东寒西暖的气候分界线。武夷山脉地处亚热带季风气候区，呈东北-西南走向，平均海拔700～1 200 m，是我国东南沿海低山丘陵的重要组成部分，自然资源极为丰富，主峰黄岗山海拔超过2 100 m，号称“东南屋脊”。由于山区立体气候资源丰富，山区逆温带，对当地喜温怕冻的动植物生长具有重要作用，其研究对开发山区气候资源具有重要意义。

1.2 资料来源与处理

研究所用的数据包括全国1 km×1 km分辨率数字高程模型(DEM)数据、1987～1989年全国1 km×1 km分辨率复杂地形下月平均气温分布式模拟结果(1)。选取天山西段(81°40'00″～86°40'00″E,41°20'00″～43°20'00″N)，哀牢山北段(100°40'0″～104°00'00″E,22°30'0″～24°00'0″N)，武夷山(115°15'00″～120°15'00″E,25°40'00″～28°40'00″N)。所选样区的地理分布分布见图1。

2 研究方法

首先，选取天山西段、哀牢山北段、武夷山北段的DEM数据，利用Arc GIS平台生成坡向数据。然后，借助ArcEngine二次开发平台，加载研究区域的DEM、坡向和气温的栅格图层。利用IRaster、IrasterCursor和IpixelBlock3得到三个具有像素值的二维数组，其中行列号与栅格图层对应。垂直方向上设定高程差为20 m，并且按不同坡向(90°为东坡，180°为南坡，270°为西坡，0°或360°为北坡)，提取气温数据。最后得到不同坡向高程区间的温度样本个数总和，用每个高程区间的气温总和除以每层的样本总数求出每个区间的气温平均值，具体流程见图2。

表征逆温特征的要素主要有逆温层的厚度、底高、顶高、逆温强度等。逆温厚度表示为:

式(1)中，ΔH为厚度，H1为逆温层的底高，H2为逆温层的顶高，m。它是表征逆温强度的一个特征量。

逆温层温差表示为:

式(2)中，T1为逆温层底部温度，T2为逆温层顶部温度，℃。

逆温强度是指在逆温层内，每升高100 m温度的增加值，其表达式为:

式(3)中，I为逆温强度，单位为℃/100 m。

3 逆温分析与对比

根据以往研究可知，天山逆温从10月开始，3月逐渐消失，1月达到最强，其中天山西部逆温形成于11月，终于3月上旬。天山冬季月平均气温等值线受地形严格制约，沿天山山体走向分布，但遇盆地则呈环状态势，反映出强烈的逆温作用。这说明整个冬季逆温现象普遍而且非常明显，这是天山山地气候一大特点，也是山地气候学的基本特征之一[7]。

哀牢山逆温主要出现在秋、冬两季，尤以冬季为最多，夏季发生频率较低，干季多于雨季[8]。这是因为春冬季节正值干季，天气晴朗干燥，夜间地面辐射冷却非常强烈，易形成辐射型逆温。且冬季多冷空气活动，有时会产生锋面逆温。夏秋季节多阴雨天气，冷空气活动较少，不易形成逆温。关于这点霍治国等在对我国亚热带山地逆温资源评价时就指出，哀牢山属逆温高发山区，秋冬季逆温发生几率平均高于30%，最高达80%，冬季逆温发生几率在40%以上，最高达90%[1]。

武夷山逆温四季都会发生，1 km以下明显逆温层主要出现在秋末冬初季节[9]，夏季的逆温最弱，但出现的频率也不少。秋、冬季节逆温主要是由辐射降温引起的辐射型逆温，但是由于山区谷地、盆地、凹洼地形是冷空气堆积的场所，地形本身又产生辐射冷却，也会出现强烈的地形逆温。

综上，本文选取秋冬季节逆温现象较明显的几个月份进行分析研究。

3.1 典型月份、不同年份逆温特征对比

从1988、1989和1990年12月天山北坡和南坡温度随海拔高度变化曲线可以看出，相邻年份总体起伏走势相近，逆温出现的海拔高度也基本相当，且南、北坡都会出现多层逆温。图3和图4选取了海拔0～3 000 m逆温较为明显段。南坡逆温出现在海拔400～950 m、2 550～2 900 m段内，北坡逆温层略高于南坡，大致位于海拔490～1 150 m、2 600～2 950 m段内，海拔4 000 m以上也有逆温出现。南坡1988～1989年三年12月份多层逆温强度平均值分别为:0.14℃/100m、0.21℃/100m、0.11℃/100m。最高逆温强度段出现在海拔850～1 000 m，达到0.53℃/100 m;北坡最强逆温带亦在山体海拔1/4处上下，其三年的12月份逆温强度平均值分别为0.61℃/100m、0.35℃/100m、0.15℃/100m。

逆温层的存在有利于天山山区的开发利用，这对果树安全越冬、冬牧场的利用是非常有益的，因此也成为了反季节设施农业和家畜安全越冬的理想区域。

从1988年、1989年、1990年1月哀牢山东坡和西坡温度随海拔高度变化曲线(图5、图6)中可以看出，相邻年份其总体起伏走势变化不大，逆温出现的高度比较稳定，东、西两坡都会出现多层逆温，且山脚的逆温较明显、深厚。但自海拔800 m往上至1 400 m，尤其是海拔1 200～1 350 m段，西坡的逆温强度更强，这是因为哀牢山西坡与无量山对峙，对应两坡之间晨夜冷气流沉积量多，逆温层深厚;而东坡为单坡面的冷气流沉积，无明显的山脉对峙，坡面冷气流下沉难以聚集，从图5中可看出东坡海拔1 200 m以上逆温强度微弱。

从武夷山区1988年、1989年、1990年12月份南北坡月平均气温随海拔变化曲线(图7、图8)中可看出，南北坡不同年份12月的月平均气温曲线总体走势趋于稳定，南坡起伏变化略大，逆温发生的高度、厚度以及强度有以下基本特征:海拔小于300 m或大于1 000 m都有逆温出现;海拔小于300 m段不仅是逆温多发层，而且逆温强度也大，最大逆温强度为0.81℃/100m，其中个别年份如1990年增温趋势特别明显，这可能与个例月份天气条件有关，通常情况下，云量愈少，风速越小，地面越干燥，更有利于逆温的形成与逆温强度增强;海拔大于1 000 m段逆温厚度较山体下部逆温厚度大，达300～400 m。

3.2 不同坡向逆温特征详细对比

选取天山1988年11月至1989年2月月平均气温，分南、北两坡研究气温值随海拔的变化情况。天山南坡逆温出现于海拔250～1 150 m、2 500～3 400 m段内以及海拔4 000 m以上，其最大厚度约为900 m，见表1。1988年11月平均强度0.19℃/100m,1988年12月平均强度0.21℃/100m,1989年1月平均强度0.37℃/100m,1989年2月平均强度0.44℃/100 m，整个冬季强度平均值为0.31℃/100 m，其山体低处逆温强度较高处强。天山北坡逆温层位于300～1 300 m、2 500～3 900 m段内，4 100m以上亦有逆温出现，最大厚度达到1 400 m。其中1988年11月平均强度1.0℃/100m,1988年12月平均强度0.32℃/100m,1989年1月平均强度0.65℃/100m,1989年2月平均强度0.35℃/100 m，整个冬季强度平均值为0.59℃/100 m。研究结果表明，北坡的逆温强度值大于南坡。由于天山北坡地处准格尔盆地和达坂城谷地，冷空气向凹洼地形聚积，冷垫作用强，逆温厚度、强度、维持时间都比其他地区显著。此外，北疆准格尔盆地冬季积雪持续时间较长，使大气土壤间热交换减弱，雪面反射率大，总辐射减少，平流冷空气更易堆积。

对比前人研究典型月份、不同年份以及不同坡向之间逆温比对的结果数据，彭补拙研究天山托木尔峰地区的垂直自然带时提到，天山北坡冬季逆温层厚自海拔650 m达2 500～3 000 m[10];李江风在研究天山逆温特征时提出[11]，逆温高度一般可达2 500～3 000 m，按其等温层计算，可延伸3 500 m以上。其强度可达0.2℃/100m或0.5℃/100m;此外，林之光在研究我国山区气温直减率及其年变化主要因子时得出结论，天山北坡冬季一月逆温层可达1 400 m厚，平均逆温强度达0.28℃/100m[12]。胡汝骥在对比天山南坡坡地逆温随海拔高度变化时得出天山南坡坡地逆温比北坡在厚度、强度和高度上都较弱而低[7];据《新疆气候》记载[11]，天山北坡的逆温比南坡要显著得多，寒潮冷空气进入准格尔盆地后，由于天山的阻挡便堆积在盆地之中，形成了我国冬季最大的冷空气湖。

选取1988年12月至1989年2月，根据月平均气温值与海拔高度，分东、西两坡对比哀牢山逆温情况。东坡的逆温出现于海拔240～1320 m,2 000～2 600 m段内，其厚度600～1 000 m，平均强度0.47℃/100m，其中海拔360～500 m之间暨山脚处有一强逆温带，平均逆温强度在0.64～0.91℃/100m之间，最高强度达1.38℃/100m。哀牢山西坡逆温厚度650～950 m，其绝对高度位于海拔350～1 300 m和2 050～2 700 m，略高于东坡，平均强度0.77℃/100m，最强逆温带也出现于山脚附近，海拔300～500 m之间，平均强度0.63～1.04℃/100m，最高强度达1.18℃/100m，其中1月跟2月的强度大于12月份，见表1。

对于哀牢山不同年、月、坡向典型逆温特征的研究，胡毅等[13]分析得出整个冬季，东坡暖带厚度为600 m左右，其海拔在500～1 100 m、1 500～2 200m左右，且逆温具有多层性，西坡暖带厚度从12月、1月的500 m到2月增厚到900 m左右。当微风晴朗的天气条件下，东坡的暖带多发生在海拔800～1 700 m,1 500～2 200 m，西坡的暖带多发生在海拔1 250～1 800 m,2 000～2 300 m以上。其中，海拔较小段逆温带厚度厚，强度较大，出现频率也较大。通过复杂地形下月平均气温模型分析结果也表明:海拔较低处逆温带强度大，厚度较大。张克映在研究哀牢山逆温特征时提出[14]，哀牢山东坡因无明显高大山脉对峙，坡面冷气流下沉汇集困难，所以仅在12月份到翌年1月期间，海拔1 500～1 700 m处只出现等温或微弱逆温，这也是为什么在哀牢山东部双季稻只能种到海拔1 300 m处，而西部种植高度能比东部高100～200 m;橡胶在西部能种到海拔900～1 000 m处，东部只能种到400 m左右的原因。这表明本文研究结果与文献中描述基本一致。此外，霍治国在中国亚热带山地逆温资源评价中提到300～500 m高度对多数山区，是一个冬季的暖带高度[1]，对柑桔等经济林木及特产作物避开或减轻冻害，安全越冬具有重要意义。而哀牢山无论东坡还是西坡，在山脚均有强逆温层存在，由此可进一步说明，本文结果与前人研究具有一致性。

选取武夷山1987年10月至1988年2月数据，根据月平均气温值随海拔高度的变化，分南、北两坡研究武夷山区的逆温，结果显示海拔80～300 m段南北两坡均有逆温出现;南坡的第二层逆温大致位于700～850 m段内，略高于北坡;顶层逆温北坡位于海拔1 000 m以上，南坡在海拔1 200 m以上较为明显。两坡逆温的平均厚度为200～300 m。将每月的各层逆温强度取平均可得出，五个月中北坡逆温强度最小为0.29℃/100m，最大为0.56℃/100m;南坡各月平均逆温强度在0.24～0.51℃/100m，见表1，两坡的强度无明显差异。

一些学者的观点也恰巧印证了前文结论。武夷山南北坡在1 000 m以下，最低气温的逆温出现日数平均占全年的1/3，日平均气温逆温日数平均在90 d左右[3]。主要出现在秋末冬初季节。生长期平均能延长3～5 d，有利于光合物质积累，减小水果酸度，提高质量[9]。武夷山区在辐射型逆温的基础上，地形引起的逆温比较突出，随着季节、昼夜交替，以长期和短期两种形式出现:前者是在天气和地形综合条件下产生的经常性逆温现象，能长期性的提供一种比较温暖的农业气候环境，利于发展亚热带特产作物，适宜种植喜温和生长期长的迟熟品种;后者则是在不同天气条件下形成的短期逆温，能减轻农作物及经济作物短时间突然的低温冻害[3]。前人研究中也提到:经对比武夷山剖面资料，南北坡都有两个逆温频率的高值带，南坡一个在山脚出现，另一个在海拔1 209～1 648 m间，北坡也有类似的规律[15]。

4 结论与展望

本研究利用复杂地形下月平均气温分布式模拟结果，分不同坡向、年份对天山、哀牢山、武夷山山区逆温特征进行了研究，通过本项研究可得出以下几点结论:

(1)天山、哀牢山、武夷山都存在多层逆温，相比海拔较高处来讲山脚逆温出现频率高，强度较大，厚度达到400 m。海拔300～1 300 m段内各山都会出现逆温。各山不同坡向逆温出现的海拔高度、厚度、强度不同，但不同年份的总体走势变化不大。

(2)通过三座山的逆温厚度、强度、海拔高度等与前人研究成果分别作对比，可以看出复杂地形下月平均气温分布式模拟结果能较好地反映出山区逆温随坡向的分布和不同年份的变化特征，符合山区逆温的宏观分布趋势，对局地小气候的特征规律能够得到较好的表达。

(3)山区气象观测资料短缺是各地普遍存在的问题，月平均气温分布式模型立足于常规地面气象观测资料，不依赖于山地实测资料，如果有野外考察资料的支持，可进一步验证模型结果的准确性。

山区农业气候资源存在多层性、立体性、多宜性和多样性。因此山区开发既要因地制宜，又要扬长避短。对于冬季常出现“暖区”和“逆温层”是当前农业气候资源开发潜力最大地区，应针对性的充分利用，对作物配置和农业结构形成多层次、多种经营模式[20]。

摘要：山区实测资料短缺对研究山地逆温带来不便,利用复杂地形下月平均气温分布式模型模拟的气温结果,对天山、哀牢山、武夷山山区逆温的高度、厚度、强度进行了研究,描述了逆温的时空分布规律,并对其成因进行了简要分析。研究结果表明各山都存在多层逆温,相比山体上部来讲山脚逆温出现频率高,强度较大,厚度达到400 m。不同坡向逆温出现的海拔高度、厚度、强度不同,但不同年份的总体走势变化不大。经过对比,证明利用复杂地形下月平均气温分布式模型得出的逆温结果与前人成果具有一致性,能较好地反映出我国不同气候区域山地区逆温随坡向的分布和季节变化特征,对局地小气候的特征规律也能够较好的表达。

气温和气温分布教案第二课时 第4篇

第二课时：气温的空间的分布

一：复习旧课，引入新课：（把下面的“三城市气温比较表”投影到大屏幕上面）

请同学们将这三个城市的气温数据变成气温曲线图，并且在同一幅坐标图中反映出来，也就是说，在同一幅图中，用三根气温曲线来反映出三个城市的气温年变化情况。

（在上节课的基础上，既复习了旧课，又增加了一点难度。学生可以分小组进行讨论、绘图，教师注意在下面引导和提示，然后把画的比较好的图放到大屏幕上投影出来）

二、大屏幕投影：练一练

画好之后，提出问题：这三根曲线有什么不同？说明了什么问题？（学生在经过思考讨论之后，可以回答出有两根是波峰状，一根是波谷状，分别表示的是南北不同半球的气温分布情况。考察了学生上节课所学的知识）过渡：所以现在，我们来学习一下同一时间，不同地方的气温的分布情况。

教学新课：

三、气温的分布

（大屏幕展示世界年平均气温分布图）

教师引导读图并提问，这是一张什么图？你是怎么判断出来的？ 学生通过观察、思考，能够回答出来。大屏幕投影：想一想

提问：世界的气温是怎么分布的呢？有什么规律吗？要回答这个问题，我们得要先学会读等温线图。

引导学生读书上图4．4，然后回答下列问题：

1．什么是等温线？它与我们以前所学的等高线有什么不同？ 2．同一条等温线上，各点气温是否相等？ 3．相邻两条等温线之间的温差是多少？ 4．等温线的稀疏与气温差之间有什么关系？

5．在等温线闭合处，如何判断是高温中心还是低温中心？

等学生答出这些问题后，再回到“世界年平均气温分布图”上，引导学生仔细观察图中的等温线，并找出下列问题的答案：

1．等温线分布有什么特点？与纬线有什么关系？

（经过小组讨论思考，学生可以答出：等温线大致与纬线平行，并且，低纬度气温高，高纬度气温低。）

2．在图中找出北半球的20℃等温线，看看它的分布怎样？在经过陆地与海洋时，等温线是不是平直的？这说明影响气温分布的因素有什么？还有什么因素也会影响气温分布？

（不平直，等温线会发生弯曲，这说明除了纬度会影响世界气温的分布外，还有海陆的分布也会影响气温的分布）

3．在炎热的赤道附近的高山上，可不可能有终年不化的积雪，为什么？ 学生对这个问题，可能还不太熟悉，教师先引导学生举出一些生活中的例子，说明气温受海拔的影响，比如，我们爬山的时候，会感觉爬到山顶就很凉爽；夏天，人们愿意去城市郊区附近的山地乘凉，然后再引导学生看看书上的图4．5—4.6，并根据有关的提示，计算出该座山顶的气温应该是24℃。所以说，在同一座山地，海拔越高，气温降的越低。即使是赤道附近的山地，只要海拔够高，山顶也可能终年白雪皑皑。

归纳小结：由此，我们可以知道，世界上气温的分布，会受到纬度、海陆分布、地势等因素的影响，从而使得气温的分布变得很复杂了。