【正文】 可以得出結(jié)論：空氣塊收入熱量時位溫增加；放出熱量時位溫降低；干絕熱過程位溫保持不變。如果某一層大氣的減溫率 ? =?d， 則整層大氣位溫必然相等。為此，需根據(jù)濕絕熱過程的特點(diǎn)另找特征量。v 即濕空氣塊絕熱上升到水汽全部凝結(jié)降落后 ,再沿干絕熱過程下降到 1000hPa 時所具有的溫度稱為假相當(dāng)位溫。當(dāng)氣塊內(nèi)氣汽全部凝結(jié)降落后，再令其沿干絕熱線下沉到 1000hPa， 此時氣塊的溫度就是假相當(dāng)位溫。v 由圖 b可看出，在平均狀態(tài)下位溫是高度的單調(diào)遞增函數(shù)，極小值位于極地地面。相當(dāng)位溫的這種分布表明此處大氣有利于垂直運(yùn)動的發(fā)展，局地的對流可能達(dá)到對流層頂。山脈北麓的氣溫比南麓同高度處平均約高 10－ 12?C， 相對濕度平均下降 40－50%。v 潮濕的氣流經(jīng)過山脈時被強(qiáng)迫抬升，達(dá)到凝結(jié)高度后水汽就凝結(jié)而形成云。v 現(xiàn)在，凡是氣流過山形成的干熱風(fēng)都已泛稱為焚風(fēng)。 v 據(jù)研究，大興安嶺東部陡坡上有強(qiáng)下坡風(fēng)，氣流的絕熱下沉增溫是焚風(fēng)產(chǎn)生的主要原因。v 一般情況下，氣塊的運(yùn)動在垂直方向受到氣壓梯度力和重力的合力作用，垂直運(yùn)動方程可寫成v 式中 w為垂直速度 , ?i 為氣塊密度。v 空氣密度和溫度高低以及所含的水汽多少有關(guān)，因此常用氣塊內(nèi)外虛溫差來討論靜力穩(wěn)定度。v 在氣壓相同的情況下，兩團(tuán)空氣的相對輕重問題，實(shí)際上就是氣溫的問題。反之，這團(tuán)空氣變得比周圍空氣暖一些，因而輕一些，那么，這一氣層是不穩(wěn)定的。因?yàn)槠鹗紲囟认嗟?,即 。 而周圍空氣的溫度直減率分別為 ℃/100 m、 1℃/100m 和 ℃/100 m， 則可以有三種不同的穩(wěn)定度，如圖所示 某空氣團(tuán)未飽和時大氣的穩(wěn)定度 vA團(tuán)空氣受到外力作用以后，如果上升到 300m高度，則本身的溫度（ 11℃ ）低于周圍空氣的溫度（ ℃），它向上的速度就要降低，并有返回原來高度的趨勢（虛矢線所示）；如果它下降到 100m的高度，其本身溫度（ 13℃ ）高于周圍的溫度（ ℃ ），它向下的速度就要減緩，也有返回原來高度的趨勢。v C團(tuán)空氣受到外力作用后，如果上升到 300m高度，其本身溫度（ 11℃ ）高于周圍空氣的溫度（ ℃ ），則要加速上升；如果下降到 100m高度，其本身溫度（ 13℃ ）低于周圍空氣的溫度（ ℃ ），則要加速下降。v 得v 結(jié)論：v 當(dāng) 時，層結(jié)穩(wěn)定；v 當(dāng) 時，層結(jié)不穩(wěn)定；v 當(dāng) 時，層結(jié)中性v 綜上所述可以得出以下幾點(diǎn)結(jié)論： v ① 愈大，大氣愈不穩(wěn)定； 愈小，大氣愈穩(wěn)定。這種情況稱為 條件不穩(wěn)定狀態(tài)。v“ 條件性不穩(wěn)定 ” 是指，大氣層結(jié)對飽和氣塊是不穩(wěn)定的，而對未飽和氣塊是穩(wěn)定的。特別是低空的逆溫層，它象一個 “ 蓋子 ” ，使懸浮在大氣中的煙塵、雜質(zhì)及有害氣體都難以穿過它向上空擴(kuò)散，使空氣質(zhì)量下降，能見度惡化，因此也稱為阻塞層。白天由于地表吸收太陽輻射而迅速增溫，導(dǎo)致低層大氣溫度升高；v 夜晚由于地面長波輻射降溫使近地氣層形成逆溫層。v 其形成過程可用圖來說明。v 空氣上升到混合層上部時，它的溫度比周圍的空氣溫度低，混合的結(jié)果，使上層空氣降溫。這樣，在湍流減弱層（湍流混合層與未發(fā)生湍流的上層空氣之間的過渡層）就出現(xiàn)了逆溫層 DE。因?yàn)榧仁瞧搅?，就具有一定的風(fēng)速，這就產(chǎn)生了空氣的湍流，較強(qiáng)的湍流作用常使平流逆溫的近地面部分遭到破壞，使逆溫層不能與地面相聯(lián)，而且湍流的垂直混合作用使逆溫層底部氣溫降得理會低，逆溫也愈加明顯。v于是可能出現(xiàn)這樣的情況：當(dāng)氣層下沉到某一高度時，空氣層頂部的溫度高于底部的溫度高于底部的溫度而形成逆溫。v 由于下沉的空氣層常來自高空，水汽含量本來就不多，加上在下沉以后溫度升高，相對濕度顯著減小，空氣顯得很干燥，不利于云的形成，原來有云也會趨于消散，因此在有下沉逆溫的時候，天氣總是晴好的。夜間山坡附近的空氣因輻射冷卻而向谷地下沉，暖空氣被擠上升浮在冷空氣上面，形成谷地逆溫 v上面分別討論了各種逆溫的形成過程。因?yàn)閭€別空氣質(zhì)點(diǎn)在大氣中不斷地改變位置，所以個別空氣質(zhì)點(diǎn)溫度的變化不容易直接觀測。v 如何理解溫度的個別是變化與局地變化的聯(lián)系呢？舉例來說，當(dāng)預(yù)報北京的溫度時，發(fā)現(xiàn)在蒙古人民共和國地區(qū)近地層氣溫為 20℃ ，高空為西北氣流，當(dāng)時北京近地層氣溫為 0℃ ，作溫度預(yù)報時，v 要考慮兩方面的作用：一是根據(jù)空氣的移動，預(yù)計(jì) 36小時后，蒙古的冷空氣將移到北京，根據(jù)這種作用， 36小時后，北京溫度應(yīng)下降 20℃ 。v例如，當(dāng)冷空氣南下時南部地表面溫度較高，下墊面將把熱量傳遞給冷空氣，這種作用將使氣溫升高。 的單位為 hPa/s； 為水平風(fēng)速矢量， 。 是水平溫度梯度，為垂直于等溫線的單位距離內(nèi)的溫度差值，并由低溫指向高溫。v 溫度平流可寫成v 式中為風(fēng)向和水平溫度梯度的夾角v 由圖可以看出，當(dāng) 時， ，有 ，表示溫度的平流變化使局地空氣溫度降低，這種冷空氣向暖空氣方面流動的情形，稱為冷平流。在一般情況下， ，因而 。v 空氣與空氣之間也在不斷的進(jìn)行熱量交換。空氣與地面之間，空氣團(tuán)與空氣團(tuán)之間，當(dāng)有溫度差異時，就會以傳導(dǎo)方式交換熱量。大氣主要依靠吸收地面的長波輻射而增熱，同時，地面也吸收大氣放出的長波輻射，這樣它們之間就可以通過長波輻射的方式不停的交換著熱量。這是對流層中熱量交換的重要方式。這些不規(guī)則運(yùn)動的小渦漩在運(yùn)動過程中，把它在原始位置的屬性的熱量、水分等帶到新的位置上，相鄰的空氣團(tuán)之間發(fā)生混合，從而引起熱量交換，同時也可引起水分等其它屬性的交換。夏季晴日干燥地區(qū)近地層的湍流活動強(qiáng)。例如，從地面蒸發(fā)的水汽，在空中發(fā)生凝結(jié)時，就把地面的熱量傳給了空氣。v 以上分別討論了空氣與外界交換熱量的方式，事實(shí)上，同一時間對同一團(tuán)空氣而言，溫度的變化常常是幾種作用共同引起的。v 在日常分析某地點(diǎn)氣溫變化時主要考慮溫度平流、空氣的垂直運(yùn)動和空氣與外界的熱量交換這三方面的因子。在分析高層大氣溫度的局地變化時，除有凝結(jié)現(xiàn)象出現(xiàn)時，非絕熱因子通常起的作用比較小。v 地面溫度的變化會通過非絕熱過程傳遞給大氣，大氣溫度也會相應(yīng)變化。這種周期性的變化又造成氣溫在一日中有升有降的循環(huán)v 1）日變化：近地層氣溫日變化的特征是：在一日內(nèi)有一個最高值，一般出現(xiàn)在 14時左右；一個最低值，一般出現(xiàn)在日出前后上海 7月份氣溫日變化的平均情況v一天中正午太陽輻射最強(qiáng)，但最高氣溫卻出現(xiàn)在午后兩點(diǎn)鐘左右，這是因?yàn)榇髿獾臒崃恐饕獊碓从诘孛?。v 早晨日出以后隨著太陽輻射的增強(qiáng)，地面凈得熱量，溫度升高。v 到午后一定時間，地面得到的熱量因太陽輻射的進(jìn)一步減弱而少于失去的熱量，這時地溫開始下降。所以最低氣溫出現(xiàn)在清晨日出前后，而不是在半夜。由于赤道地區(qū)降水多，因此地球上實(shí)際氣溫日較差最大的地區(qū)在副熱帶，向兩極減小。所以中緯度地區(qū)日較差最大值出現(xiàn)在初夏，最小值出現(xiàn)在冬季。夜間冷空氣沿坡地下滑聚集在谷地，同時由于輻射冷卻強(qiáng)烈，溫度很低，因此日較差較大。所以陰天的氣溫日較差比晴天小。由于地面儲存熱量的原因，使氣溫最高值和最低值出現(xiàn)的時間不是在太陽輻射最強(qiáng)和最弱的一天（北半球冬至和夏至），也不是太陽輻射最強(qiáng)和最弱一天所在的月份（北半球 6月和 12月），而是比這一時段要落后 1~2個月。v 2）氣溫年較差v 一年中月平均氣溫的最高值與最低值之差，稱為氣溫年較差。隨著緯度的升高，不同季節(jié)正午太陽高度角變化增大，全年晝夜長度的差別顯著，因此兩極，氣溫年較差最大。在一般情況下，溫帶海洋上氣溫年較差為 11℃ ，大陸上氣溫年較差可達(dá)到 20~60℃ 。例如印度夏季同風(fēng)帶來雨季，因此雨季之前的 5月份月均溫最高。v 由此可見，某地的氣溫除因太陽輻射的變化引起的周期性變化外，還有因大氣運(yùn)動引起的非周期變化