【正文】 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。v 因整層空氣下沉而造成的逆溫，稱為下沉逆溫。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。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 是單位質量的空氣在單位時間內的熱流量。v 當 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。傳熱的方式有如下幾種：傳導、輻射、對流、湍流和蒸發(fā)凝結（包括升華、凝華）?？諝鈭F之間，也可以通過長波輻射而交換熱量。v 湍流熱交換比分子熱交換大得多，通常比分子熱傳導大幾千倍到幾萬倍，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。因此，通過蒸發(fā)（升華）和凝結（凝華），也就能使地面和大氣之間、空氣團與空氣團之間發(fā)生潛熱交換。在近地面范圍內，垂直運動較小，由此引起的氣溫變化通?？梢院雎圆挥嫛 由于在熱量收支平衡中，太陽輻射處于主導地位，因此，隨著日夜、冬夏的交替，地面溫度、氣溫也會出現(xiàn)相應的日變化和年變化，這是周期性變化。此時地面放出的熱量隨著溫度升高而增強，大氣吸收了地面放出的熱量，也跟著升溫。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。v 下墊面的性質：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。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。氣溫年較差的大小與緯度、海陸分布等因素有關。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。實際氣溫的變化，是兩者共同作用的結果。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。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 40~50℃不同緯度的氣溫年變化v 地表性質：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。海洋上氣溫以 8月最高， 2月為最低。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。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。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。這就是說，地面溫度的高低并不直接決定于地面上當時吸收太陽輻射的多少，而決定于地面儲存熱量的多少。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；而當熱量支出大于收入時，地面將出現(xiàn)降溫過程。在氣層（氣團）之間，主要依靠對流和湍流，其次通過蒸發(fā)、凝結過程的潛熱出入，進行熱量交換。 如果蒸發(fā)（升華）的水汽，不是在原處凝結（凝華），而是被帶到別處去凝結（凝華），就會使熱量得到傳遞。當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 (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。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。 和 分別為 x和 y方向的單位向量。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，單位質量的空氣溫度和氣壓的變化， 表示單位質量的空氣在單位時間內的熱流量v 在氣象學中，常選用 x,y,p 坐標系，即 x,y 坐標在水平面內，垂直方向上以 p 作為坐標建立溫度變化方程v在 p 坐 標 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， ；下沉時氣壓增大， 。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 。例如盆地和谷地的逆溫，山脈背風側的逆溫等。v如果氣層下沉過程是絕熱的，而且氣層內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。圖中 CD是經(jīng)過湍流混合后的氣溫分布。 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。v 逆溫層是絕對穩(wěn)定的層結，它對上下空氣的對流起著削弱抑制作用。v ③ 當 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。因此，當 時，大氣處于中性平衡狀態(tài) 。v 考慮干絕熱的情況：當起始溫度為 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)? 。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。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。 v因此，在山前山后的同一高度上，氣流的溫度、濕度都不同，背風面出現(xiàn)了溫度高、濕度小的干熱風。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，水汽凝結且部分降落，氣流過山后下沉增溫，形成焚風。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 當氣塊中含有的水汽全部凝結降落時，所釋放的潛熱，就使原氣塊的位溫提高到了極值，這個數(shù)值稱為假相當位溫，用 來表示。 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到高層水汽凝結愈來愈多，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。有水汽凝 結時 ，空氣上升所引起的降溫比沒有水汽凝 結時 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。v 飽和濕空氣絕熱上升時，如果只是膨脹降溫，亦應每上升 100m降溫 1℃。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。當氣溫變化 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 這是氣象學中熱力學第一定律的常用形式。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。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。v 在氣象學上，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