【正文】 v在 p 坐 標(biāo) 系中，天氣、氣候中常用的 熱 流量方程的形式 為 ：v式中 表示垂直運動，上升時氣壓減小， ；下沉?xí)r氣壓增大， 。v 表示溫度的平流變化v 是空氣垂直運動運動熱過程引起的局地變化 v 代表熱流入量的影響v 討論： 空氣平流運動引起的局地氣溫變化v （ ）為溫度的水平平流變化，它能從天氣圖上加以確定，可簡稱為溫度平流。 和 分別為 x和 y方向的單位向量。溫度梯度越大，在溫度梯度方向上的風(fēng)速分量越大，冷、暖平流越強(qiáng)v空氣鉛直運動引起的局地氣溫變化v 鉛直運動項：v 式中， ， ，因此 空氣垂直運動引起的氣溫變化由 和 兩者決定。v 對流層大氣吸收太陽輻射的能力很弱，大氣要靠吸收地面向上傳播的熱量增溫。v (1)傳導(dǎo)v 傳導(dǎo)是依靠分子的熱運動將能量從一個分子傳遞給另一個分子，從而達(dá)到熱量平衡的傳熱方式。v (2)輻射v 是物體之間依各自的溫度以輻射方式交換熱量的傳熱方式。通過對流，上下層空氣相互混合，熱量也就隨之交換，使低層的熱量傳遞到較高的層次。當(dāng)近地層空氣在地面上流動時，空氣的運動速度產(chǎn)生脈動現(xiàn)象，即在總的按平均速度的氣流中，產(chǎn)生許多不規(guī)則的渦漩，它們方向不定，有時向上，有時向下，有時甚至和總的氣流方向相反。v 湍流流動在晴日白天強(qiáng)，夜間弱；夏季強(qiáng)，冬季弱，低緯比高緯地區(qū)湍流活動強(qiáng)，大氣不穩(wěn)定時湍流活動強(qiáng)。 如果蒸發(fā)（升華）的水汽，不是在原處凝結(jié)（凝華），而是被帶到別處去凝結(jié)（凝華），就會使熱量得到傳遞。由于大氣中的水汽要集中在 5km以下的氣層中，所以這種熱量交換主要在對流層下半層起作用。在氣層（氣團(tuán)）之間，主要依靠對流和湍流，其次通過蒸發(fā)、凝結(jié)過程的潛熱出入，進(jìn)行熱量交換。冷暖氣團(tuán)運動引起的溫度平流是氣溫非周期變化的主要因子。但在某一段時間里，熱量收入可能比支出得多，地面因有熱量累積而升溫；而當(dāng)熱量支出大于收入時，地面將出現(xiàn)降溫過程。v 氣溫的日變化v 由于地球自轉(zhuǎn)，太陽輻射、輻射差額都有一個日變化的周期。這就是說，地面溫度的高低并不直接決定于地面上當(dāng)時吸收太陽輻射的多少，而決定于地面儲存熱量的多少。正午以后，地面太陽輻射強(qiáng)度雖然開始減弱，但得到的熱量還比失去的熱量還多，地面儲存的熱量仍在增加，所以地溫繼續(xù)升高，長波輻射繼續(xù)增強(qiáng)，氣溫也隨著不斷升高。v 隨后氣溫便逐漸下降，一直下降到清晨日出之前地面儲存的熱量減至最少為止。v 緯度：正午太陽高度角隨緯度的增加而減小，因此氣溫的日較差也隨緯度的增加而減小。夏至日正午太陽高度角雖最高，但夜間持續(xù)時間短，地面來不及劇烈輻射冷卻，最低溫度不夠低。白天谷地、盆地等因與地面接觸面比平地更廣，增溫強(qiáng)烈，加之空氣流動少，熱量不易流失，因此溫度較高。而在夜間，云層覆蓋又不易使地面熱量散失，最低氣溫反而比晴天高。v 氣溫的年變化和日變化在某些方向有著共同的特點，如地球上絕大部分地區(qū)，在一年中月平均氣溫有一個最高值和一個最低值。海洋上氣溫以 8月最高， 2月為最低。以赤道最小，因為顯道正午太陽高度角全年變化很小，并且全年晝夜長短相等。低緯度地區(qū)氣溫年較差很小，高緯度地區(qū)氣溫年較差可達(dá) 40~50℃不同緯度的氣溫年變化v 地表性質(zhì)：如以同一緯度的海陸相比較，大陸區(qū)域冬夏兩季熱量收支的差值比海洋大，所以，陸上氣溫年較差比海洋大得多。低緯度的雨季對于溫度年變化影響很大，因為這晨的太陽輻射變化小。一般情況下 14時左右是一天中最高的氣溫出現(xiàn)的時刻，也常常會因冷空氣的活動或云層增厚而使氣溫降低。但從總的趨勢和大多數(shù)情況來看，以氣溫日變化和年變化為其表現(xiàn)形式的周期性變化還是主要的。實際氣溫的變化，是兩者共同作用的結(jié)果。 v 氣溫的變化還受空氣運動的影響，因此實際的氣溫變化并不象周期變化那樣簡單而有規(guī)律。v 地形：與地形對氣溫日較差的影響類似，凸出地形的氣溫年較差小于凹下地形的氣溫年較差。如我國的西沙群島氣溫年較差只有 6℃ ，上海為 25℃ ，海拉爾達(dá)到℃ 。氣溫年較差的大小與緯度、海陸分布等因素有關(guān)。總體而論，海洋上落后較多，陸地上落后較少。氣溫日變化的極值出現(xiàn)時間隨離地面的高度增大而后延，振幅隨離地高度的增大而減小。凸出的地面因貼地層空氣與較高層的空氣自由交流，受地面影響較小，因此氣溫晝夜變化較小。v 下墊面的性質(zhì)：海陸表面熱力狀況不同，海陸氣溫日變化也不同，海洋上氣溫日較潮濕地區(qū)日較差較??；砂土表面氣溫日較差比粘土表面大；深色土壤比淺色土壤大；植物覆蓋層能減小氣溫日變化的幅度。熱帶地區(qū)的平均日較差約為 12℃ ，溫帶約為 8~9℃ ，極圈附近為 3~4℃ 。v 2）氣溫日較差v 一天中氣溫的最高值與最低值之差，稱之氣溫日較差，其大小反映氣溫日變化的程度。地溫的最高值就出現(xiàn)在地面熱量由儲存轉(zhuǎn)為損失，地溫由上升轉(zhuǎn)為下降的時刻，這個時刻通常在 13時左右。此時地面放出的熱量隨著溫度升高而增強(qiáng)，大氣吸收了地面放出的熱量，也跟著升溫。地面一方面吸收太陽的短波輻射而得熱，一方面又向大氣輸送熱量而失熱。v 由于在熱量收支平衡中，太陽輻射處于主導(dǎo)地位，因此，隨著日夜、冬夏的交替，地面溫度、氣溫也會出現(xiàn)相應(yīng)的日變化和年變化，這是周期性變化。 氣溫的時間變化v 地表從太陽輻射得到大量熱量，同時又以長波輻射、顯熱和潛熱的形式將部分熱量傳輸給大氣，從而失去熱量。在近地面范圍內(nèi)，垂直運動較小，由此引起的氣溫變化通常可以忽略不計。哪個為主，哪個為次，要看具體情況。因此，通過蒸發(fā)（升華）和凝結(jié)（凝華），也就能使地面和大氣之間、空氣團(tuán)與空氣團(tuán)之間發(fā)生潛熱交換。夏季晴日干燥地區(qū)近地層的湍流活動非常劇烈。v 湍流熱交換比分子熱交換大得多，通常比分子熱傳導(dǎo)大幾千倍到幾萬倍，是摩擦層中熱量交換的重要方式，對大氣中其它屬性如水分等的交換也起著很重要的作用。v (4)湍流v 空氣的不規(guī)則運動稱為湍流，又稱亂流?？諝鈭F(tuán)之間，也可以通過長波輻射而交換熱量。但是地面和大氣都是熱的不良導(dǎo)體，所以通過這種方式交換的熱量很少，其作用僅在貼近氣層中，因為空氣密度大，單位距離內(nèi)的溫度差異也較大。傳熱的方式有如下幾種：傳導(dǎo)、輻射、對流、湍流和蒸發(fā)凝結(jié)（包括升華、凝華）。當(dāng)出現(xiàn)上升運動時 ，溫度降低；當(dāng) 出現(xiàn)下沉運動時， ，溫度升高；如 ，則空氣的垂直運動不引起局地氣溫的變化。v 當(dāng) 時， 有 ，表示溫度平流變化使局地空氣溫度升高，這種暖空氣向冷空氣方面流動的情形，稱為暖平流。 表示水平風(fēng)速。v 是單位質(zhì)量的空氣在單位時間內(nèi)的熱流量。預(yù)計空氣溫度的這一個另變化將使其溫度升高10℃ 。這種由于空氣的移動所造成的某地溫度的變化稱為溫度的 平流變化 。v 在實際問題中，我們更關(guān)心固定地點大氣溫度隨時間的變化。v實際上，大氣中出現(xiàn)的逆溫常常是由幾種原因共同形成的。v 鋒面逆溫 v 鋒面是冷暖空氣的交界面，暖空氣因其比重小而位于冷空氣之上，受地球自轉(zhuǎn)作用的結(jié)果，使鋒面在空間平衡時的幾何形狀呈一斜面，v如圖。v 因整層空氣下沉而造成的逆溫，稱為下沉逆溫。v另外，夜間地面輻射冷卻作用，可使平流逆溫加強(qiáng)，而白天地面輻射增溫作用，則使平流逆溫減弱，從而使平流逆溫的強(qiáng)度變化。湍流逆溫v 平流逆溫 v 暖空氣平流到冷的地面或冷的水面上，會發(fā)生接觸冷卻作用，愈近地表的空氣降溫愈多，而上層空氣受冷地表面的影響小，降溫較少，于是產(chǎn)生逆溫現(xiàn)象?？諝庀鲁?xí)r，情況相反，會使下層空氣增溫。圖中 AB為氣層原來的氣溫分布，氣溫直減率（ ）比干絕熱直減率（ ）小。逆溫層的厚度從幾米到幾百米，凌晨日出前最強(qiáng)，日出后逐漸消失。v 世界上