【正文】 氣壓相聯(lián)系：v 于是v 實際工作中取 ，這就是說，在干絕熱過程中，氣塊每上升 100m， 溫度約下降 1℃ 。v 在絕熱條件下，當(dāng)空氣質(zhì)點上升時，壓力減小， ，這時 ，因而溫度降低；當(dāng)空氣質(zhì)點下沉?xí)r，壓力增加，這時，因而溫度升高 v 對上式在（ ）及（ ）的范圍內(nèi)積分v 因為v 則v 上式是干絕熱方程，亦稱泊松（ Poisson） 方程 v 泊松（ Poisson） 方程 v 從方程中可以看出，在干絕熱過程中，氣塊溫度的變化唯一地決定于氣壓的變化，當(dāng)氣壓降低時，溫度也下降，反之亦然。v 在氣象學(xué)上，任一氣塊與外界之間無熱量交換，即 時的狀態(tài)變化過程，叫做 絕熱過程 。對單位質(zhì)量的氣體而言，它等于 （ T為氣體溫度， Cv為定容比熱）。在前一種情況下，空氣與外界有熱量交換，稱為氣溫的非絕熱變化；后一種情況，空氣和外界沒有熱量交換，稱為氣溫的絕熱變化。其中冷與暖所表現(xiàn)的地球及大氣的熱狀況、溫度的分布和變化，制約著大氣運動狀態(tài)，影響著云和降水的形成。溫度是天氣變化的基本因素之一，也是氣候系統(tǒng)狀態(tài)的一個主要因子。 大氣垂直運動中的熱力學(xué)過程v 大氣的垂直運動、水汽的蒸發(fā)、凝結(jié)以及云霧降水等天氣現(xiàn)象的形成有非常密切的關(guān)系，v 這是因為空氣在垂直運動過程中，溫度要發(fā)生變化，從而影響空氣的飽和程度v 熱力學(xué)第一定律是能量守恒定律在理想氣體中的應(yīng)用。當(dāng)氣溫變化 dT 時，其值為： v 如果以 p 表示壓力， V 表示氣體比容，在定壓狀況下氣體膨脹時所作的功為：v 熱力學(xué)方程 可寫成：v 將狀態(tài)方程 進行微分，則有v 代入消去 ，并用 表示氣體的定壓比熱，得 v 這是氣象學(xué)中熱力學(xué)第一定律的常用形式。將升、降的氣塊內(nèi)部既沒有發(fā)生水相變化，又沒有與外界交換熱量的過程，稱作 干絕熱過程 。v 利用干絕熱方程，可以了解氣塊在上升和下降過程中狀態(tài)的改變情況。v 必須注意： 與 （氣溫直減率）的含義是完全不同的。v 飽和濕空氣絕熱上升時，如果只是膨脹降溫，亦應(yīng)每上升 100m降溫 1℃。上式右邊的負號表示當(dāng)有水汽凝結(jié)時得到熱量，因為這時水汽減少 ,即： ； 。有水汽凝 結(jié)時 ，空氣上升所引起的降溫比沒有水汽凝 結(jié)時 要 緩 慢v 濕絕熱直減率v 飽和濕空氣絕熱上升的減溫率，稱為濕絕熱直減率，以 表示。例如，溫度從 20℃降低到 19℃ 時，每立方米的飽和空氣中有 1g的水汽凝結(jié)；而溫度從 0℃ 降到 1℃ 時，每立方米的飽和空氣中只有 。v到高層水汽凝結(jié)愈來愈多，空氣中的水汽含量便愈來愈少， 愈來愈和 值相近，使干、濕絕熱線近于平行。標(biāo)準(zhǔn)氣壓一般為1000hPa。 v （ 2）位溫垂直分布與大氣垂直減溫率 v 對位溫公式取對數(shù)，再對高度求偏導(dǎo)數(shù)，有 v 可以得到 ：v 或 v 位溫的垂直變化率是和 (?d ??)成正比的。v 在濕絕熱過程中由于有潛熱的釋放或消耗，位溫是變化的。v 當(dāng)氣塊中含有的水汽全部凝結(jié)降落時，所釋放的潛熱，就使原氣塊的位溫提高到了極值，這個數(shù)值稱為假相當(dāng)位溫，用 來表示。v 在絕熱圖表上溫度、壓力始于A 點，因未達到飽和，循干絕熱線上升；達到 B 點時，氣塊達到飽和； 假相當(dāng)位溫 的確定v當(dāng)氣塊再繼續(xù)上升時，就不斷的有水汽凝結(jié)，這時它將沿濕絕熱線上升降溫。在對流層的中、上層，隨著海拔高度增加，陸地和海洋的影響逐漸減小，平均溫度在緯圈方向的分布趨向均勻。v 而在圖 c中，相當(dāng)位溫也是以赤道為對稱分布，它的地面極大值在熱帶，但是在垂直方向呈雙峰分布，這是因為在熱帶的中低層水汽含量高，濕度大的緣故。v 從地中海吹來的濕潤氣流到達阿爾卑斯山南坡，受到山脈的阻擋而逐漸爬升，水汽凝結(jié)且部分降落，氣流過山后下沉增溫，形成焚風(fēng)。 v 可以用假絕熱過程說明焚風(fēng)形成的原理圖。 v因此，在山前山后的同一高度上，氣流的溫度、濕度都不同，背風(fēng)面出現(xiàn)了溫度高、濕度小的干熱風(fēng)。除了上述的由山脈迎風(fēng)坡水汽凝結(jié)的假絕熱過程以外，大多數(shù)焚風(fēng)可能是由于過山氣流的干絕熱下沉造成的。v 假如有一團空氣受到對流沖擊力的作用，產(chǎn)生了向上或向下的運動，那么就可能出現(xiàn)三種情況；如果空氣團受力移動后，逐漸減速，并有返回原來高度的趨勢，這時氣層，對于該空氣團是穩(wěn)定的；如果空氣團一離開原位就逐漸加速運動，并有遠離起始高度的趨勢，這時的氣層，對于該空氣團而言是不穩(wěn)定的；如空氣團被推到某一高度后既不加速也不減速，這時的氣層，對于該空氣團而言是中性氣層。當(dāng)氣塊上升到新位置后，若氣塊密度比環(huán)境空氣的密度?。ㄒ驕囟雀呋驖穸却螅?，則 B 0， 加速度為正，氣塊將繼續(xù)上升；反之， B 0， 加速度為負；若 B = 0， 加速度也等于零。比周圍空氣重，傾向于下降；比周圍空氣輕，傾向于上升；和周圍空氣一樣重，既不傾向于下降也不傾向于上升v 空氣的輕重，決定于氣壓和氣溫。那末，這一氣層是穩(wěn)定的。v 考慮干絕熱的情況：當(dāng)起始溫度為 的干空氣或未飽和的濕空氣塊上升高度 時，其溫度變?yōu)? ,而周圍的空氣溫度變?yōu)? 。 (a)穩(wěn)定層結(jié) (b) 不穩(wěn)定層結(jié) v 舉例說明：設(shè)有 A， B， C 三團空氣，均未飽和，其位置都在離地 200m 的高度上，在作升降運動時其溫度均按干絕熱直減率變化，即 1℃/100 m。因此，當(dāng) 時，大氣處于中性平衡狀態(tài) 。 v 同理，飽和濕空氣作垂直運動時，溫度按濕絕熱直減率（ ）遞減，有 ；而周圍空氣的溫度為 。v ③ 當(dāng) 時，對于作垂直運動的飽和空氣來說，大氣是處于不穩(wěn)定狀態(tài)的；而對于作垂直運動的未飽和的空氣來說，大氣是處于穩(wěn)定狀態(tài)的。 實際上，除了近地面的氣層有可能達到超絕熱（ ）外，上層大氣中絕對不穩(wěn)定情況是很少的。v 逆溫層是絕對穩(wěn)定的層結(jié)，它對上下空氣的對流起著削弱抑制作用。v 輻射逆溫 v 下圖是晴朗天氣下低層大氣和土壤表層溫度廓線的典型日變化狀況。 晴天低層大氣和土壤溫度廓線日變化 v 湍流逆溫 v 由于低層空氣的湍流混合而形成的逆溫，稱為湍流逆溫。這是因為湍流運動中，上升空氣的溫度是按干絕熱直減率變化的。圖中 CD是經(jīng)過湍流混合后的氣溫分布。v但是平流逆溫的形成仍和湍流及輻射作用分不開。v如果氣層下沉過程是絕熱的，而且氣層內(nèi)各部分空氣的相對位置不發(fā)生改變，這樣空氣層頂部下沉的距離要比底部下沉的距離大，其頂部空氣的絕熱增溫要比底部多。v 冬季下沉逆溫常與輻射逆溫結(jié)合在一起，形成一個從地面開始有著數(shù)百米深厚的逆溫層。例如盆地和谷地的逆溫，山脈背風(fēng)側(cè)的逆溫等。v 單位時間內(nèi)個別空氣質(zhì)點溫度的變化稱作空氣溫度的 個別變化 ，也就是空氣塊在運動過程中隨時間的變化，包括絕熱變化和非絕熱變化。v 某一固定地點的空氣溫度隨時間的變化稱作空氣溫度的 局地變化 。這部分變化實際上就是溫度的個別變化。也就是說某地區(qū)溫度的 局地變化是平流變化與個別變化之和 v 熱力學(xué)第一定律v 兩邊除以 dt ， 就得到反映溫度隨時間變化規(guī)律的熱流量方程v 其中 和 分別表示單位時間內(nèi)，單位質(zhì)量的空氣溫度和氣壓的變化， 表示單位質(zhì)量的空氣在單位時間內(nèi)的熱流量v 在氣象學(xué)中，常選用 x,y,p 坐標(biāo)系，即 x,y 坐標(biāo)在水平面內(nèi)，垂直方向上以 p 作為坐標(biāo)建立溫度變化方程