【正文】 到飽和； 假相當位溫 的確定v當氣塊再繼續(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。標準氣壓一般為1000hPa。上式右邊的負號表示當有水汽凝結(jié)時得到熱量，因為這時水汽減少 ,即： ； 。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 。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。v 在絕熱條件下，當空氣質(zhì)點上升時，壓力減小， ，這時 ，因而溫度降低；當空氣質(zhì)點下沉時，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，當氣壓降低時，溫度也下降，反之亦然。因此，凝 結(jié) 作用可抵消一部分由于氣 壓 降低而引起的溫度降低。 v 由于它們不隨氣塊高度（或壓強）的改變而改變，好象是一種性質(zhì)穩(wěn)定的示蹤物，便于我們追溯氣塊或氣流的源地以及研究它們以后的演變。v 平均溫度、平均位溫和平均相當位溫的全球全年緯向平均剖面圖 v 由圖 a可看出，溫度在對流層中隨高度增加而迅速減小，直到對流層頂。v 氣流越過山頂以后，由于水分已全部降落或部分降落，將干絕熱下沉或先濕絕熱下沉待剩余水分蒸發(fā)完后再干絕熱下沉。v 某一氣層是否穩(wěn)定，實際上就是某一運動的空氣塊比周圍空氣是輕還是重的問題。vB團空氣受到外力作用以后，不管上升或睛降，其本身溫度均與周圍空氣溫度相等，它的加速度等于零。v 干絕熱線和假絕熱線同時又是等位溫線和等相當位溫線 , 所以也有以下判據(jù)： 靜力穩(wěn)定度類型 v 對流層大氣的溫度一般隨高度而降低，但在有些條件下，某些氣層的溫度會隨高度而增加，即 ， 這些氣層稱為逆溫層。所以，空氣經(jīng)過充分的湍流混合，氣層的溫度直減率就逐漸趨近干絕熱直減率。在這種情況下，同一數(shù)值的等溫線的位置在暖 空氣中要比在冷空氣中高，當它穿過鋒面時，便發(fā)生轉(zhuǎn)折，當冷暖空氣的溫度差別很大時，就可以出現(xiàn)逆溫v 地形逆溫 v 由于局部特殊的地形條件形成的?？紤]了上述兩方面因子的共同影響后，就可以預報北京溫度在 36小時后要降溫 10℃ 。v 非絕熱熱量交換引起的局地氣溫變化v 代表空氣非絕熱熱量交換引起的局地氣溫變化，即大氣的熱流入量引起的氣溫的改變，該項的作用為：熱量收入使溫度升高，熱量支出使溫度降低。湍流是由于空氣粘滯力產(chǎn)生的。在地面與空氣之間，最主要的是輻射。若凈得熱量則溫度升高，若凈失熱量則溫度降低。v 季節(jié)：夏季太陽高度角大，白晝時間長，因此日較差夏季大于冬季，但最大值并不出現(xiàn)在夏至日。就北半球來說，中、高緯度內(nèi)陸的氣溫以 7月為最高， 1月為最低。v 例如， 4月正是華北地區(qū)春暖花開之時，卻常常因冷空氣的活動而轉(zhuǎn)冷。v 天氣情況：陰雨天氣出現(xiàn)多可使氣溫年較差減小。冬季在約 ，日振動已不明顯，但夏季日振動可擴展到 2km高度處 天氣狀況對氣溫日變化的影響v 氣溫的年變化 v 1）氣溫的年變化v 地球繞太陽公轉(zhuǎn)時，地軸的傾斜造成了日射強度的年周期變化，從而產(chǎn)生了氣溫的年周期變化，形成了氣候季節(jié)。氣溫日較差的大小與緯度、季節(jié)和其它自然地理條件有關(guān)。v 氣溫還會因大氣的運動而有非周期變化。 水的蒸發(fā)和凝結(jié)進行的熱量交換稱為潛熱交換，因為只有在水分發(fā)生相變時，才能吸收或釋放熱量，使空氣加熱。v (3)對流v 當暖而輕的空氣上升時，周圍的冷空氣便下來補充，這種升降運動，稱為對流。冷暖平流的強弱由水平溫度梯度及風速在其方向上的分量所決定。我國北京和蒙古之間的溫差愈大，西北風愈強，由于平流所造成的單位時間內(nèi)的降溫就愈大；v另一方面，還要考慮當冷空氣由蒙古移到北京的過程中空氣本身溫度的變化。v 下沉逆溫多出現(xiàn)在高氣壓區(qū)內(nèi)，范圍很廣，厚度也較大，在離地數(shù)百米或數(shù)千米的高空都可能出現(xiàn)。經(jīng)過湍流混合以后，氣層的溫度分布將逐漸接近于干絕熱直減率。 v“ 絕對不穩(wěn)定 ” 一詞是指對于未飽和氣塊和飽和氣塊都適用。v 當 ，若 ，則 ，加速度與位移方向相反，層結(jié)是穩(wěn)定的；v 當 ，若 ，則 ，加速度與位移方向一致，層結(jié)是不穩(wěn)定的；v 當 ，若 ，層結(jié)是中性的。以 B表示。但是若焚風過強，也可使植物干枯而死，并且容易引發(fā)森林火災。v 可以看出， 是氣壓、溫度和濕度的函數(shù) v 如圖所示，設(shè)有一氣塊，其溫、壓、濕分別為 T， p， q。v位溫 ： 就是把空氣塊干絕熱膨脹或壓縮到標準氣壓時應(yīng)有的溫度。設(shè)單位質(zhì)量飽和濕空氣中含有水汽 qs(g)， 絕熱上升，凝結(jié)了 dqs(g)水汽，所釋放出的潛熱為v 式中 L表示水汽的凝結(jié)潛熱。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，叫做 絕熱過程 。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。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。有水汽凝 結(jié)時 ，空氣上升所引起的降溫比沒有水汽凝 結(jié)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 （ 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。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。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。因此，當 時，大氣處于中性平衡狀態(tài) 。v 逆溫層是絕對穩(wěn)定的層結(jié)，它對上下空氣的對流起著削弱抑制作用。圖中 CD是經(jīng)過湍流混合后的氣溫分布。例如盆地和谷地的逆溫，山脈背風側(cè)的逆溫等。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(nèi)，單位質(zhì)量的空氣溫度和氣壓的變化， 表示單位質(zhì)量的空氣在單位時間內(nèi)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(nèi)，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 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。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。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(jié)過程的潛熱出入，進行熱量交換。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。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。海洋上氣溫以 8月最高， 2月為最低。一般情況下 14時左右是一天中最高的氣溫出現(xiàn)的