【正文】 為 ，干絕熱上升 高度后，其溫度 為： v 濕空氣的絕熱方程v 飽和濕空氣的上升過程中，與外界沒有熱量交換，該過程稱為濕絕熱過程。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。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）。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。 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。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 必須注意： 與 （氣溫直減率）的含義是完全不同的。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： ； 。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 。標準氣壓一般為1000hPa。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 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。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 可以用假絕熱過程說明焚風(fēng)形成的原理圖。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。當(dāng)氣塊上升到新位置后，若氣塊密度比環(huán)境空氣的密度小（因溫度高或濕度大），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。那末，這一氣層是穩(wěn)定的。 (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。 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 。 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 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。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。v但是平流逆溫的形成仍和湍流及輻射作用分不開。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。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。這部分變化實際上就是溫度的個別變化。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。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 (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，從而達到熱量平衡的傳熱方式。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。v 湍流流動在晴日白天強，夜間弱；夏季強，冬季弱，低緯比高緯地區(qū)湍流活動強，大氣不穩(wěn)定時湍流活動強。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。冷暖氣團運動引起的溫度平流是氣溫非周期變化的主要因子。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。正午以后，地面太陽輻射強度雖然開始減弱，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，氣溫也隨著不斷升高。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。白天谷地、盆地等因與地面接觸面比平地更廣，增溫強烈，加之空氣流動少，熱量不易流失，因此溫度較高。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。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。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。 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。如我國的西沙群島氣溫年較差只有 6℃ ，上海為 25℃ ，海拉爾達到℃ 。總體而論，海洋上落后較多，陸地上落后較少。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。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℃ 。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。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。 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。哪個為主，哪個為次，要看具體情況。夏季晴日干燥地區(qū)近地層的湍流活動非常劇烈。v (4)湍流v 空氣的不規(guī)則運動稱為湍流，又稱亂流。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。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。 表示水平風(fēng)速。預(yù)計空氣溫度的這一個另變化將使其溫度升高10℃ 。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 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另外，夜間地面輻射冷卻作用，可使平流逆溫加強，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度變化?？諝庀鲁?xí)r，情況相反，會使下層空氣增溫。逆溫層的厚度從幾米到幾百米，凌晨日出前最強，日出后逐漸消失。 如果存在局地的強對流或其它動力因子的強烈抬升作用，使空氣上升達到凝結(jié)高度以上，則條件性不穩(wěn)定就可能實現(xiàn)，往往會造