【正文】 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 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 因整層空氣下沉而造成的逆溫，稱為下沉逆溫。v如果氣層下沉過程是絕熱的，而且氣層內(nèi)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。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。v但是平流逆溫的形成仍和湍流及輻射作用分不開。湍流逆溫v 平流逆溫 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。圖中 CD是經(jīng)過湍流混合后的氣溫分布。空氣下沉?xí)r，情況相反，會使下層空氣增溫。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。圖中 AB為氣層原來的氣溫分布，氣溫直減率（ ）比干絕熱直減率（ ）小。 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。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。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。v 世界上一些嚴(yán)重的大氣污染事件（如洛杉磯光化學(xué)煙霧）多和逆溫層的存在有關(guān)。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。 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(dá)到凝結(jié)高度以上，則條件性不穩(wěn)定就可能實現(xiàn)，往往會造成局地性的雷雨天氣。 實際上，除了近地面的氣層有可能達(dá)到超絕熱（ ）外，上層大氣中絕對不穩(wěn)定情況是很少的。v 如果知道了某地氣層的 值，就可以利用上述判據(jù)，分析當(dāng)時的大氣穩(wěn)定度。v ③ 當(dāng) 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。如果 很小，甚至等于 0（等溫）或小于 0（逆溫），將會抑制對流發(fā)展。 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 。因此，當(dāng) 時，大氣處于不穩(wěn)定狀態(tài)。因此，當(dāng) 時，大氣處于中性平衡狀態(tài) 。因此，當(dāng) ，大氣處于穩(wěn)定狀態(tài)。 (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。則得判斷穩(wěn)定度的公式 v （ ）的符號，決定了加速度 a與擾動位移的方向是否一致，即決定了大氣是否穩(wěn)定。v 考慮干絕熱的情況：當(dāng)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)? 。v 至于中性平衡的氣層，是這團空氣上升到任何高度和周圍空氣都具有相同的溫度，因而有相同的輕重。那末，這一氣層是穩(wěn)定的。在一般情形之下，在同一高度，一團空氣和它周圍的空氣大體有相同的溫度。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。利用狀態(tài)方程 , 有下列關(guān)系v 空氣塊受到?jīng)_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(dāng) 時，將受到向下的加速度；而 ，垂直運動將不會發(fā)展。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?。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(fù)；若 B = 0， 加速度也等于零。假設(shè)環(huán)境空氣密度為 ?， 壓強為 p， 由于處于靜力平衡，有下列關(guān)系式成立v 氣塊的垂直加速度與其內(nèi)外密度差的關(guān)系： v 單位質(zhì)量空氣所受的浮力與重力之合力即為 。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(yuǎn)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 v 大氣穩(wěn)定度的概念 v 大氣穩(wěn)定度是指氣塊受任意方向擾動后，返回或遠(yuǎn)離平衡位置的趨勢和程度。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。例如北美落基山東坡，我國天山南麓烏魯木齊等地、大興安嶺和太行山的東麓都有明顯的焚風(fēng)。 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(fēng)面出現(xiàn)了溫度高、濕度小的干熱風(fēng)。氣流繼續(xù)上升后其溫度將按假絕熱減溫率變化，凝結(jié)出的水分部分或甚至全部降落。 v 可以用假絕熱過程說明焚風(fēng)形成的原理圖。v 焚風(fēng)干而暖的氣流在寒冷季節(jié)能促使冰雪溶化，在溫暖季節(jié)能促使作物早熟。v 從地中海吹來的濕潤氣流到達(dá)阿爾卑斯山南坡，受到山脈的阻擋而逐漸爬升，水汽凝結(jié)且部分降落，氣流過山后下沉增溫，形成焚風(fēng)。v 焚風(fēng)（ foehn）v 焚風(fēng)是指氣流過山以后形成的干而暖的地方性風(fēng)。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。平均位溫分布相對于赤道是近似對稱的。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。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(guān)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。v 在絕熱圖表上溫度、壓力始于A 點，因未達(dá)到飽和，循干絕熱線上升；達(dá)到 B 點時，氣塊達(dá)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。假相當(dāng)位溫可表示為：v 式中， q 是 1g 是空氣所含水汽量， L 為凝結(jié)潛熱。v 當(dāng)氣塊中含有的水汽全部凝結(jié)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(dāng)位溫，用 來表