【正文】 如果前者的作用大，氣溫呈現出周期變化；相反，就呈現非周期變化。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冷。v 天氣情況：陰雨天氣出現多可使氣溫年較差減小。圖給出了不同緯度氣溫年變化的情況。v 緯度：氣溫年較差隨緯度的升高而增大。就北半球來說，中、高緯度內陸的氣溫以 7月為最高， 1月為最低。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 地球繞太陽公轉時，地軸的傾斜造成了日射強度的年周期變化，從而產生了氣溫的年周期變化，形成了氣候季節(jié)。v 天氣狀況：如果有云層存在，則白天地面得到太陽輻射少，最高氣溫比晴天低。v 地形：凹下的地形氣溫日較差大于凸出的地形。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，但最大值并不出現在夏至日。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。由于地面的熱量傳遞給空氣需要一定的時間，所以最高氣溫出現在 14時左右。v 到了正午太陽輻射達到最強。若凈得熱量則溫度升高，若凈失熱量則溫度降低。v 氣溫還會因大氣的運動而有非周期變化。v 從長時間平均來看，熱量得失相當，所以地面平均溫度保持不變。地面和大氣間熱交換是引起局地氣溫日變化和年變化的主要因子。在地面與空氣之間，最主要的是輻射。 水的蒸發(fā)和凝結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 (5)蒸發(fā)（升華）和凝結（凝華）v 水在蒸發(fā)（或冰在升華）時要吸收熱量；相反，水汽在凝結（或凝華）時，又會放出潛熱。湍流熱交換也稱為顯熱交換，因為它傳遞的熱量直接導致空氣溫度的升高。湍流是由于空氣粘滯力產生的。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。對于較大規(guī)模的熱量傳遞來說，可以忽略不計。通過這些方式，空氣與地面、空氣與空氣之間交換熱量，空氣的溫度發(fā)生變化。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。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。v 式中 為垂直于等溫線方向上的單位向量。v 常用的 熱 流量方程 也可寫 為 ：v 式中， 為氣溫的局地變化?？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℃ 。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。氣象站在不同時間所觀測的，或是自記儀器所記錄的氣溫變化都是某一固定地點的空氣溫度隨時間的變化。v因此，在分析逆溫的成因時，必須注意到當時的具體條件 。在這種情況下，同一數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)生轉折，當冷暖空氣的溫度差別很大時，就可以出現逆溫v 地形逆溫 v 由于局部特殊的地形條件形成的。v 下沉逆溫多出現在高氣壓區(qū)內，范圍很廣，厚度也較大，在離地數百米或數千米的高空都可能出現。v 下沉逆溫 v 如圖，當某一層空氣發(fā)生下沉運動時，因氣壓逐漸增大，以及因空氣向水平方向的輻散，使其厚度減小。這種因空氣平流產生的逆溫，稱平流逆溫。所以，空氣經過充分的湍流混合，氣層的溫度直減率就逐漸趨近干絕熱直減率。經過湍流混合以后，氣層的溫度分布將逐漸接近于干絕熱直減率。v 最有利于形成逆溫層的是晴朗無風的夜晚，因為無云有利于地面輻射能向上空發(fā)散；無風使上層空氣的熱量難以通過湍流作用下傳，這些條件都使地面氣溫很快下降而形成逆溫。v 在研究大氣的污染擴散問題時，常需測定逆溫層的高度、厚度以及出現和消失的時間。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： 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。 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 ② 當 時，不論空氣是否達飽和，大氣總是處于穩(wěn)定狀態(tài)，因而稱為 絕對穩(wěn)定 ；當 時則相反，因而稱為 絕對不穩(wěn)定。v 如將以上結論用層結曲線（即大氣溫度隨高度變化曲線）和狀態(tài)曲線（即上升空氣塊的溫度隨高度變化曲線）表示出來，則如圖所示（ 為空氣團溫度； 為周圍空氣溫度）。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 當 ，若 ，則 ，加速度與位移方向相反，層結是穩(wěn)定的；v 當 ，若 ，則 ，加速度與位移方向一致，層結是不穩(wěn)定的；v 當 ，若 ，層結是中性的。v 判斷大氣穩(wěn)定度的基本方法 v 大氣是否穩(wěn)定，通常用周圍空氣的氣溫直減率（ ）與上升空氣塊的干絕熱直減率（ ）或濕絕熱直減率（ ）的對比來判斷。v 如果這樣一團空氣上升時，變得比周圍空氣冷一些，它就重一些。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。以 B表示。它表示在大氣層中的個別空氣塊中否安于原在的層次，是否易于發(fā)生垂直運動，即是否易于發(fā)生對流。v 在不同地區(qū)和不同的地形條件下，焚風形成的主要原因有所不同。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。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。最初專指阿爾卑斯山區(qū)的焚風。在對流層頂及平流層內，因是等溫或逆溫，所以等 ? 線非常密集。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 可以看出， 是氣壓、溫度和濕度的函數 v 如圖所示，設有一氣塊，其溫、壓、濕分別為 T， p， q。為了理解潛熱對氣塊的作用，可假設一種極端的情況，即水汽一經凝結，其凝結物即脫離原上升的氣塊而降落，而把潛熱留在氣塊中來加熱氣團，這種過程稱假絕熱過程。這些在討論大氣穩(wěn)定度時是重要的關系式 v 假相當位溫 v 位溫只是把氣塊的氣壓，溫度考慮進去的特征量，并且只有在干絕熱過程中才具有保守性。 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位溫 ： 就是把空氣塊干絕熱膨脹或壓縮到標準氣壓時應有的溫度。v 右圖所示為干絕熱線與濕絕熱線的比較，干絕熱直減率近于常數，故成一直線；v 而濕絕熱線，因 ，故在干絕熱線的右方，并且下部因為溫度高， 小，上部溫度低， 大，這樣形成上陡下緩的一條曲線。v 這是因為氣溫高時，飽和空氣的水汽含量大，每降溫1℃ ，水汽的凝結量比氣溫低時多。因此，凝 結 作用可抵消一部分由于氣 壓 降低而引起的溫度降低。設單位質量飽和濕空氣中含有水汽 qs(g)， 絕熱上升，凝結了 dqs(g)水汽，所釋放出的潛熱為v 式中 L表示水汽的凝結潛熱。v 如果氣塊的起始溫度為 ，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 對于干空氣和未飽和的濕空氣來說，則稱干絕熱直減率，以 表示，即v 假設大氣處于流體靜力平衡狀態(tài)，由準靜力條件將氣塊內外