【正文】 例如印度夏季同風帶來雨季，因此雨季之前的 5月份月均溫最高。由于地面儲存熱量的原因，使氣溫最高值和最低值出現的時間不是在太陽輻射最強和最弱的一天（北半球冬至和夏至），也不是太陽輻射最強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。由于赤道地區(qū)降水多，因此地球上實際氣溫日較差最大的地區(qū)在副熱帶，向兩極減小。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：在一日內有一個最高值，一般出現在 14時左右；一個最低值，一般出現在日出前后上海 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，但最高氣溫卻出現在午后兩點鐘左右，這是因為大氣的熱量主要來源于地面。v 以上分別討論了空氣與外界交換熱量的方式，事實上，同一時間對同一團空氣而言，溫度的變化常常是幾種作用共同引起的。這是對流層中熱量交換的重要方式。在一般情況下， ，因而 。v例如，當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。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。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，混合的結果，使上層空氣降溫。v“ 條件性不穩(wěn)定 ” 是指，大氣層結對飽和氣塊是不穩(wěn)定的，而對未飽和氣塊是穩(wěn)定的。 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 某空氣團未飽和時大氣的穩(wěn)定度 vA團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 空氣密度和溫度高低以及所含的水汽多少有關，因此常用氣塊內外虛溫差來討論靜力穩(wěn)定度。v 潮濕的氣流經過山脈時被強迫抬升，達到凝結高度后水汽就凝結而形成云。當氣塊內氣汽全部凝結降落后，再令其沿干絕熱線下沉到 1000hPa， 此時氣塊的溫度就是假相當位溫。 以 ? 表示v 根據泊松方程，v 即可得到位溫的表達式v 下面對它作一些討論：v （ 1）位溫與熱力學第一定律：v 對位溫公式取對數微分：v 上式還可寫成下面形式： v 對照熱力學第一定律 表達式，則用位溫表示的熱力學方程：v 由上式可以得出結論：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。v應用于飽和濕空氣的熱力學第一定律的形式v由于這個方程中只包含濕空氣的相變所產生的熱量，而沒有考慮其他的熱量，所以上式又稱為濕絕熱方程。v 一塊空氣在運動過程中，通常與其周圍有熱量交換，并不完全符合絕熱條件。第四章 大氣的熱力學過程v 大氣垂直運動中的熱力學過程 v 大氣靜力穩(wěn)定度v 空氣溫度的局地變化 v 氣溫的時間變化第四章 大氣的熱力學過程v 大氣內部始終存在著冷與暖、干與濕、高氣壓與低氣壓三對基本矛盾。但在較短的時間內，空氣的非絕熱變化的影響常比空氣因升降運動引起的氣壓變化造成的影響要小得多，因此，大氣的垂直運動過程可近似看作是絕熱的 v 干絕熱方程v 對于干空氣和未飽和濕空氣，當系統是絕熱變化時 ，其狀態(tài)的變化即向外作功是要靠系統內能轉化，溫度的改變完全由環(huán)境氣壓的改變決定：v 即：將氣體的壓力變化和溫度變化聯系起來v 在大氣中，氣壓變化主要由空氣塊的位移引起。v飽和濕空氣上升時，方程變形為v 簡單討論v 上式 說 明， 飽 和濕空氣上升 時 ，溫度隨高度的 變 化是由兩種作用引起的：v 一種是由氣 壓變 化引起的，例如上升 時 氣 壓 減 小 ， ， 這 使得溫度降低；v 另一種作用是由水汽凝 結時釋 放潛 熱 引起的，上升 時 水汽凝結 ， ，造成溫度升高。v 位溫在干絕熱過程中保持不變，稱為在干絕熱過程中具有保守性。它不僅考慮了氣壓對溫度的影響，而且也考慮了水汽對溫度的影響，實際上是關于溫度、壓力、濕度的綜合特征量，對于干絕熱、假絕熱和濕絕熱過程都具有保守性。氣流繼續(xù)上升后其溫度將按假絕熱減溫率變化，凝結出的水分部分或甚至全部降落。利用狀態(tài)方程 , 有下列關系v 空氣塊受到沖擊力作用上升時，如空氣塊的溫度比周圍空氣溫度高，即 ，則它將受到一向上的加速而上升；反之，當 時，將受到向下的加速度；而 ，垂直運動將不會發(fā)展。因此，當 ，大氣處于穩(wěn)定狀態(tài)。 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高度以上，則條件性不穩(wěn)定就可能實現，往往會造成局地性的雷雨天氣?？諝庀鲁習r，情況相反，會使下層空氣增溫。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，受地球自轉作用的結果，使鋒面在空間平衡時的幾何形狀呈一斜面，v如圖。預計空氣溫度的這一個另變化將使其溫度升高10℃ 。當出現上升運動時 ，溫度降低；當 出現下沉運動時， ，溫度升高；如 ，則空氣的垂直運動不引起局地氣溫的變化。v (4)湍流v 空氣的不規(guī)則運動稱為湍流，又稱亂流。哪個為主，哪個為次，要看具體情況。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。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℃ ?？傮w而論，海洋上落后較多，陸地上落后較少。 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。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。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。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。v 氣溫的日變化v 由于地球自轉，太陽輻射、輻射差額都有一個日變化的周期。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。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。溫度梯度越大，在溫度梯度方向上的風速分量越大，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。這部分變化實際上就是溫度的個別變化。v 冬季下沉逆溫常與輻射逆溫結合在一起，形成一個從地面開始有著數百米深厚的逆溫層。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。 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。 (a)穩(wěn)定層結 (b) 不穩(wěn)定層結 v 舉例說明：設有 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。當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。 v 可以用假絕熱過程說明焚風形成的原理圖。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