大气的热力学过程课件

第四章大气的热力学过程4.1大气垂直运动中的热力学过程4.2大气静力稳定度4.3空气温度的局地变化4.4气温的时间变化第四章大气的热力学过程4.1大气垂直运动中的热力第四章大气的热力学过程大气内部始终存在着冷与暖、干与湿、高气压与低气压三对基本矛盾。其中冷与暖所表现的地球及大气的热状况、温度的分布和变化，制约着大气运动状态，影响着云和降水的形成。温度是天气变化的基本因素之一，也是气候系统状态的一个主要因子。空气的冷热程度是空气内能大小的表现。空气内能的变化既可因其与外界的热量交换而引起，也可因外界压力变化对空气作功而使空气膨胀或压缩引起。在前一种情况下，空气与外界有热量交换，称为气温的非绝热变化；后一种情况，空气和外界没有热量交换，称为气温的绝热变化。第四章大气的热力学过程大气内部始终存在着冷与暖、干与湿、4.1大气垂直运动中的热力学过程大气的垂直运动、水汽的蒸发、凝结以及云雾降水等天气现象的形成有非常密切的关系，这是因为空气在垂直运动过程中，温度要发生变化，从而影响空气的饱和程度4.1大气垂直运动中的热力学过程大气的垂直运动、水汽的蒸4.1.1热力学第一定律在大气中的表达式热力学第一定律是能量守恒定律在理想气体中的应用。处于孤立系统中的理想气体，如有dQ热量加到理想气体中，该热量的用途有两个，即增加该系统的内能（dE）以提高系统的温度及对外作的功（dW）。因此对于空气，热力学第一定律可以写成对于理想气体来说，气体的内能就是其分子运动的动能。对单位质量的气体而言，它等于（T为气体温度，Cv为定容比热）。当气温变化dT时，其值为：

4.1.1热力学第一定律在大气中的表达式热力学第一定律是能量如果以p表示压力，V表示气体比容，在定压状况下气体膨胀时所作的功为：热力学方程可写成：将状态方程进行微分，则有代入消去，并用表示气体的定压比热，得

如果以p表示压力，V表示气体比容，在定压状况下气体膨胀这是气象学中热力学第一定律的常用形式。式中dQ为单位质量空气由于辐射、湍流等引起的热量变化；Cp是空气的定压比热，对于单位质量的干空气，实测Cp＝1.005J/(gk)；R为比气体常数，对干空气来说，比气体常数R=Rd=0.287J/(gk)由上式可以看出，空气温度的变化dT，不仅与空气的热量交换dQ

有关，而且和本身的气压变化dp

有关第四章大气的热力学过程课件4.1.2干绝热过程1、绝热过程大气中进行的物理过程，通常伴有不同形式的能量转换。在能量转换过程中，空气的状态要发生改变。在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换，即时的状态变化过程，叫做绝热过程。将升、降的气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程，称作干绝热过程。一块空气在运动过程中，通常与其周围有热量交换，并不完全符合绝热条件。但在较短的时间内，空气的非绝热变化的影响常比空气因升降运动引起的气压变化造成的影响要小得多，因此，大气的垂直运动过程可近似看作是绝热的

4.1.2干绝热过程1、绝热过程2、干绝热方程对于干空气和未饱和湿空气，当系统是绝热变化时，其状态的变化即向外作功是要靠系统内能转化，温度的改变完全由环境气压的改变决定：即：将气体的压力变化和温度变化联系起来在大气中，气压变化主要由空气块的位移引起。在绝热条件下，当空气质点上升时，压力减小，，这时，因而温度降低；当空气质点下沉时，压力增加，这时，因而温度升高

2、干绝热方程对上式在（）及（）的范围内积分因为则上式是干绝热方程，亦称泊松（Poisson）方程

对上式在（）及（）的范围内积分泊松（Poisson）方程

从方程中可以看出，在干绝热过程中，气块温度的变化唯一地决定于气压的变化，当气压降低时，温度也下降，反之亦然。利用干绝热方程，可以了解气块在上升和下降过程中状态的改变情况。例如初态为P0=1000hPa,T0=273K，就可以算出它下降到1050hPa时，温度将变为276.7K；当上升到900hPa时，温度将变为265K。泊松（Poisson）方程3、干绝热直减率气块绝热上升单位距离时的温度降低值，称绝热垂直减温率，简称绝热直减率。对于干空气和未饱和的湿空气来说，则称干绝热直减率，以表示，即假设大气处于流体静力平衡状态，由准静力条件将气块内外气压相联系：于是3、干绝热直减率实际工作中取，这就是说，在干绝热过程中，气块每上升100m，温度约下降1℃。必须注意：与（气温直减率）的含义是完全不同的。是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率，它近似于常数；而是表示周围大气的温度随高度的分布情况。可以有不同数值，即可以大于、小于或者等于。如果气块的起始温度为，干绝热上升高度后，其温度为：实际工作中取，这就是说，在干绝热过4.1.3湿空气的绝热过程

1、湿空气的绝热方程饱和湿空气的上升过程中，与外界没有热量交换，该过程称为湿绝热过程。饱和湿空气绝热上升时，如果只是膨胀降温，亦应每上升100m降温1℃。但是，水汽既已饱和了，就要因冷却而发生凝结，同时释放凝结潜热，加热气块。这是与干绝热过程不同的。设单位质量饱和湿空气中含有水汽qs(g)，绝热上升，凝结了dqs(g)水汽，所释放出的潜热为式中L表示水汽的凝结潜热。上式右边的负号表示当有水汽凝结时得到热量，因为这时水汽减少,即：；。4.1.3湿空气的绝热过程1、湿空气的绝热方程应用于饱和湿空气的热力学第一定律的形式由于这个方程中只包含湿空气的相变所产生的热量，而没有考虑其他的热量，所以上式又称为湿绝热方程。饱和湿空气上升时，方程变形为应用于饱和湿空气的热力学第一定律的形式简单讨论上式说明，饱和湿空气上升时，温度随高度的变化是由两种作用引起的：一种是由气压变化引起的，例如上升时气压减小，

，这使得温度降低；另一种作用是由水汽凝结时释放潜热引起的，上升时水汽凝结，

，造成温度升高。因此，凝结作用可抵消一部分由于气压降低而引起的温度降低。有水汽凝结时，空气上升所引起的降温比没有水汽凝结时要缓慢简单讨论2、湿绝热直减率饱和湿空气绝热上升的减温率，称为湿绝热直减率，以表示。湿绝热直减率的表达式可写成当饱和湿空气上升时，，则；下降时，，则，所以总小于。2、湿绝热直减率由于是气压和温度的函数，所以不是常数，而是气压和温度的函数,下表给出在不同温度和气压下的值

湿绝热直减率（℃/100m）由于是气压和温度的函数，所以不是常数，湿由表可见，随温度升高和气压减小而减小。这是因为气温高时，饱和空气的水汽含量大，每降温1℃，水汽的凝结量比气温低时多。例如，温度从20℃降低到19℃时，每立方米的饱和空气中有1g的水汽凝结；而温度从0℃降到-1℃时，每立方米的饱和空气中只有0.33g的水汽凝结。这就是说饱和空气每上升同样的高度，在温度高时比温度低时能释放出更多的潜热。因此，在气压一定的条件下，高温时空气湿绝热直减率比低温时小一些。由表可见，随温度升高和气压减小而减小。右图所示为干绝热线与湿绝热线的比较，干绝热直减率近于常数，故成一直线；而湿绝热线，因，故在干绝热线的右方，并且下部因为温度高，小，上部温度低，大，这样形成上陡下缓的一条曲线。到高层水汽凝结愈来愈多，空气中的水汽含量便愈来愈少，愈来愈和值相近，使干、湿绝热线近于平行。干绝热及湿绝热线右图所示为干绝热线与湿绝热线的比较，干绝热直减率近于常数，故4.1.4位温和假相当位温1、位温空气块在干绝热过程中，其温度是变化的，同一气块处于不同的气压时，其温度值常常是不同的，这就给处在不同高度上的两气块进行热状态的比较带来一定的困难。为此定义了位温。位温：就是把空气块干绝热膨胀或压缩到标准气压时应有的温度。标准气压一般为1000hPa。以表示4.1.4位温和假相当位温1、位温根据泊松方程，即可得到位温的表达式下面对它作一些讨论：（1）位温与热力学第一定律：对位温公式取对数微分：上式还可写成下面形式：根据泊松方程，对照热力学第一定律表达式，则用位温表示的热力学方程：由上式可以得出结论：空气块收入热量时位温增加；放出热量时位温降低；干绝热过程位温保持不变。位温在干绝热过程中保持不变，称为在干绝热过程中具有保守性。

由于它们不随气块高度（或压强）的改变而改变，好象是一种性质稳定的示踪物，便于我们追溯气块或气流的源地以及研究它们以后的演变。对照热力学第一定律表达式，则用位温表示的热力学方程：（2）位温垂直分布与大气垂直减温率

对位温公式取对数，再对高度求偏导数，有

可以得到：或

位温的垂直变化率是和(d)成正比的。如果某一层大气的减温率

=d，则整层大气位温必然相等。在对流层内，一般情况下大气垂直减温率

<d，所以有即位温是随高度增加而增加的。这些在讨论大气稳定度时是重要的关系式

（2）位温垂直分布与大气垂直减温率2、假相当位温

位温只是把气块的气压，温度考虑进去的特征量，并且只有在干绝热过程中才具有保守性。在湿绝热过程中由于有潜热的释放或消耗，位温是变化的。为此，需根据湿绝热过程的特点另找特征量。大气中的水汽凝结时，一般是一部分凝结物脱离气块而降落，另一部分随气块而运动。为了理解潜热对气块的作用，可假设一种极端的情况，即水汽一经凝结，其凝结物即脱离原上升的气块而降落，而把潜热留在气块中来加热气团，这种过程称假绝热过程。2、假相当位温当气块中含有的水汽全部凝结降落时，所释放的潜热，就使原气块的位温提高到了极值，这个数值称为假相当位温，用来表示。即湿空气块绝热上升到水汽全部凝结降落后,再沿干绝热过程下降到1000hPa时所具有的温度称为假相当位温。假相当位温可表示为：式中，q是1g是空气所含水汽量，L为凝结潜热。可以看出，是气压、温度和湿度的函数

当气块中含有的水汽全部凝结降落时，所释放的潜热，就使原气块的如图所示，设有一气块，其温、压、湿分别为T，p，q。在绝热图表上温度、压力始于A点，因未达到饱和，循干绝热线上升；达到B点时，气块达到饱和；假相当位温的确定当气块再继续上升时，就不断的有水汽凝结，这时它将沿湿绝热线上升降温。当气块内气汽全部凝结降落后，再令其沿干绝热线下沉到1000hPa，此时气块的温度就是假相当位温。它不仅考虑了气压对温度的影响，而且也考虑了水汽对温度的影响，实际上是关于温度、压力、湿度的综合特征量，对于干绝热、假绝热和湿绝热过程都具有保守性。如图所示，设有一气块，其温、压、湿分别为T，p，q。假相当位平均温度、平均位温和平均相当位温的全球全年纬向平均剖面图

平均温度、平均位温和平均相当位温的全球全年纬向平均剖面图由图a可看出，温度在对流层中随高度增加而迅速减小，直到对流层顶。在对流层的中、上层，随着海拔高度增加，陆地和海洋的影响逐渐减小，平均温度在纬圈方向的分布趋向均匀。由图b可看出，在平均状态下位温是高度的单调递增函数，极小值位于极地地面。平均位温分布相对于赤道是近似对称的。在对流层顶及平流层内，因是等温或逆温，所以等

线非常密集。而在图c中，相当位温也是以赤道为对称分布，它的地面极大值在热带，但是在垂直方向呈双峰分布，这是因为在热带的中低层水汽含量高，湿度大的缘故。相当位温的这种分布表明此处大气有利于垂直运动的发展，局地的对流可能达到对流层顶。由图a可看出，温度在对流层中随高度增加而迅速减小，直到对流层3、焚风（foehn）焚风是指气流过山以后形成的干而暖的地方性风。最初专指阿尔卑斯山区的焚风。从地中海吹来的湿润气流到达阿尔卑斯山南坡，受到山脉的阻挡而逐渐爬升，水汽凝结且部分降落，气流过山后下沉增温，形成焚风。山脉北麓的气温比南麓同高度处平均约高10－12C，相对湿度平均下降40－50%。焚风干而暖的气流在寒冷季节能促使冰雪溶化，在温暖季节能促使作物早熟。但是若焚风过强，也可使植物干枯而死，并且容易引发森林火灾。

3、焚风（foehn）可以用假绝热过程说明焚风形成的原理图。潮湿的气流经过山脉时被强迫抬升，达到凝结高度后水汽就凝结而形成云。气流继续上升后其温度将按假绝热减温率变化，凝结出的水分部分或甚至全部降落。气流越过山顶以后，由于水分已全部降落或部分降落，将干绝热下沉或先湿绝热下沉待剩余水分蒸发完后再干绝热下沉。因此，在山前山后的同一高度上，气流的温度、湿度都不同，背风面出现了温度高、湿度小的干热风。可以用假绝热过程说明焚风形成的原理图。因此，在山前山后的同一现在，凡是气流过山形成的干热风都已泛称为焚风。例如北美落基山东坡，我国天山南麓乌鲁木齐等地、大兴安岭和太行山的东麓都有明显的焚风。在不同地区和不同的地形条件下，焚风形成的主要原因有所不同。除了上述的由山脉迎风坡水汽凝结的假绝热过程以外，大多数焚风可能是由于过山气流的干绝热下沉造成的。

据研究，大兴安岭东部陡坡上有强下坡风，气流的绝热下沉增温是焚风产生的主要原因。现在，凡是气流过山形成的干热风都已泛称为焚风。例如北美落基山4.2大气静力稳定度4.2.1大气稳定度

1、大气稳定度的概念

大气稳定度是指气块受任意方向扰动后，返回或远离平衡位置的趋势和程度。它表示在大气层中的个别空气块中否安于原在的层次，是否易于发生垂直运动，即是否易于发生对流。假如有一团空气受到对流冲击力的作用，产生了向上或向下的运动，那么就可能出现三种情况；如果空气团受力移动后，逐渐减速，并有返回原来高度的趋势，这时气层，对于该空气团是稳定的；如果空气团一离开原位就逐渐加速运动，并有远离起始高度的趋势，这时的气层，对于该空气团而言是不稳定的；如空气团被推到某一高度后既不加速也不减速，这时的气层，对于该空气团而言是中性气层。4.2大气静力稳定度4.2.1大气稳定度一般情况下，气块的运动在垂直方向受到气压梯度力和重力的合力作用，垂直运动方程可写成式中w为垂直速度,

i

为气块密度。假设环境空气密度为，压强为p，由于处于静力平衡，有下列关系式成立气块的垂直加速度与其内外密度差的关系：

单位质量空气所受的浮力与重力之合力即为。以B表示。当气块上升到新位置后，若气块密度比环境空气的密度小（因温度高或湿度大），则B>0，加速度为正，气块将继续上升；反之，B<0，加速度为负；若B=0，加速度也等于零。一般情况下，气块的运动在垂直方向受到气压梯度力和重力的合力作空气密度和温度高低以及所含的水汽多少有关，因此常用气块内外虚温差来讨论静力稳定度。利用状态方程,有下列关系空气块受到冲击力作用上升时，如空气块的温度比周围空气温度高，即，则它将受到一向上的加速而上升；反之，当时，将受到向下的加速度；而，垂直运动将不会发展。某一气层是否稳定，实际上就是某一运动的空气块比周围空气是轻还是重的问题。比周围空气重，倾向于下降；比周围空气轻，倾向于上升；和周围空气一样重，既不倾向于下降也不倾向于上升空气密度和温度高低以及所含的水汽多少有关，因此常用气块内外虚空气的轻重，决定于气压和气温。在气压相同的情况下，两团空气的相对轻重问题，实际上就是气温的问题。在一般情形之下，在同一高度，一团空气和它周围的空气大体有相同的温度。如果这样一团空气上升时，变得比周围空气冷一些，它就重一些。那末，这一气层是稳定的。反之，这团空气变得比周围空气暖一些，因而轻一些，那么，这一气层是不稳定的。至于中性平衡的气层，是这团空气上升到任何高度和周围空气都具有相同的温度，因而有相同的轻重。空气的轻重，决定于气压和气温。2、判断大气稳定度的基本方法

大气是否稳定，通常用周围空气的气温直减率（）与上升空气块的干绝热直减率（）或湿绝热直减率（）的对比来判断。考虑干绝热的情况：当起始温度为的干空气或未饱和的湿空气块上升高度时，其温度变为,而周围的空气温度变为。因为起始温度相等,即。则得判断稳定度的公式2、判断大气稳定度的基本方法

（）的符号，决定了加速度a与扰动位移的方向是否一致，即决定了大气是否稳定。当，若，则，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；当，若，则，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；当，若，层结是中性的。

(a)稳定层结(b)不稳定层结

举例说明：设有A，B，C三团空气，均未饱和，其位置都在离地200m

的高度上，在作升降运动时其温度均按干绝热直减率变化，即1℃/100m。而周围空气的温度直减率分别为0.8℃/100m、1℃/100m和1.2℃/100m，则可以有三种不同的稳定度，如图所示

某空气团未饱和时大气的稳定度

举例说明：设有A，B，C三团空气，均未饱和，其位置都在离地A团空气受到外力作用以后，如果上升到300m高度，则本身的温度（11℃）低于周围空气的温度（11.2℃），它向上的速度就要降低，并有返回原来高度的趋势（虚矢线所示）；如果它下降到100m的高度，其本身温度（13℃）高于周围的温度（12.8℃），它向下的速度就要减缓，也有返回原来高度的趋势。因此，当，大气处于稳定状态。B团空气受到外力作用以后，不管上升或睛降，其本身温度均与周围空气温度相等，它的加速度等于零。因此，当时，大气处于中性平衡状态。A团空气受到外力作用以后，如果上升到300m高度，则本身的温C团空气受到外力作用后，如果上升到300m高度，其本身温度（11℃）高于周围空气的温度（10.8℃），则要加速上升；如果下降到100m高度，其本身温度（13℃）低于周围空气的温度（13.2℃），则要加速下降。因此，当时，大气处于不稳定状态。如将以上结论用层结曲线（即大气温度随高度变化曲线）和状态曲线（即上升空气块的温度随高度变化曲线）表示出来，则如图所示（为空气团温度；为周围空气温度）。

C团空气受到外力作用后，如果上升到300m高度，其本身温度（同理，饱和湿空气作垂直运动时，温度按湿绝热直减率（）递减，有；而周围空气的温度为。得结论：当时，层结稳定；当时，层结不稳定；当时，层结中性同理，饱和湿空气作垂直运动时，温度按湿绝热直减率（）递减综上所述可以得出以下几点结论：

①愈大，大气愈不稳定；愈小，大气愈稳定。如果很小，甚至等于0（等温）或小于0（逆温），将会抑制对流发展。②当时，不论空气是否达饱和，大气总是处于稳定状态，因而称为绝对稳定；当时则相反，因而称为绝对不稳定。③当时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的；而对于作垂直运动的未饱和的空气来说，大气是处于稳定状态的。这种情况称为条件不稳定状态。如果知道了某地气层的值，就可以利用上述判据，分析当时的大气稳定度。

综上所述可以得出以下几点结论：“绝对不稳定”一词是指对于未饱和气块和饱和气块都适用。实际上，除了近地面的气层有可能达到超绝热（）外，上层大气中绝对不稳定情况是很少的。“条件性不稳定”是指，大气层结对饱和气块是不稳定的，而对未饱和气块是稳定的。如果存在局地的强对流或其它动力因子的强烈抬升作用，使空气上升达到凝结高度以上，则条件性不稳定就可能实现，往往会造成局地性的雷雨天气。“绝对不稳定”一词是指对于未饱和气块和饱和气块都适用。干绝热线和假绝热线同时又是等位温线和等相当位温线,所以也有以下判据：

静力稳定度类型

干绝热线和假绝热线同时又是等位温线和等相当位温线,所以也有4.2.2逆温层对流层大气的温度一般随高度而降低，但在有些条件下，某些气层的温度会随高度而增加，即，这些气层称为逆温层。逆温层是绝对稳定的层结，它对上下空气的对流起着削弱抑制作用。特别是低空的逆温层，它象一个“盖子”，使悬浮在大气中的烟尘、杂质及有害气体都难以穿过它向上空扩散，使空气质量下降，能见度恶化，因此也称为阻塞层。世界上一些严重的大气污染事件（如洛杉矶光化学烟雾）多和逆温层的存在有关。在研究大气的污染扩散问题时，常需测定逆温层的高度、厚度以及出现和消失的时间。4.2.2逆温层对流层大气的温度一般随高度而降低，但在有些条1、辐射逆温

下图是晴朗天气下低层大气和土壤表层温度廓线的典型日变化状况。白天由于地表吸收太阳辐射而迅速增温，导致低层大气温度升高；夜晚由于地面长波辐射降温使近地气层形成逆温层。逆温层的厚度从几米到几百米，凌晨日出前最强，日出后逐渐消失。最有利于形成逆温层的是晴朗无风的夜晚，因为无云有利于地面辐射能向上空发散；无风使上层空气的热量难以通过湍流作用下传，这些条件都使地面气温很快下降而形成逆温。

1、辐射逆温晴天低层大气和土壤温度廓线日变化

晴天低层大气和土壤温度廓线日变化2、湍流逆温

由于低层空气的湍流混合而形成的逆温，称为湍流逆温。其形成过程可用图来说明。图中AB为气层原来的气温分布，气温直减率（）比干绝热直减率（）小。经过湍流混合以后，气层的温度分布将逐渐接近于干绝热直减率。这是因为湍流运动中，上升空气的温度是按干绝热直减率变化的。空气上升到混合层上部时，它的温度比周围的空气温度低，混合的结果，使上层空气降温。空气下沉时，情况相反，会使下层空气增温。所以，空气经过充分的湍流混合，气层的温度直减率就逐渐趋近干绝热直减率。图中CD是经过湍流混合后的气温分布。这样，在湍流减弱层（湍流混合层与未发生湍流的上层空气之间的过渡层）就出现了逆温层DE。2、湍流逆温湍流逆温湍流逆温3、平流逆温

暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却作用，愈近地表的空气降温愈多，而上层空气受冷地表面的影响小，降温较少，于是产生逆温现象。这种因空气平流产生的逆温，称平流逆温。但是平流逆温的形成仍和湍流及辐射作用分不开。因为既是平流，就具有一定的风速，这就产生了空气的湍流，较强的湍流作用常使平流逆温的近地面部分遭到破坏，使逆温层不能与地面相联，而且湍流的垂直混合作用使逆温层底部气温降得理会低，逆温也愈加明显。另外，夜间地面辐射冷却作用，可使平流逆温加强，而白天地面辐射增温作用，则使平流逆温减弱，从而使平流逆温的强度变化。3、平流逆温但是平流逆温的形成仍和湍流及辐射作用分不开。因4、下沉逆温

如图，当某一层空气发生下沉运动时，因气压逐渐增大，以及因空气向水平方向的辐散，使其厚度减小。如果气层下沉过程是绝热的，而且气层内各部分空气的相对位置不发生改变，这样空气层顶部下沉的距离要比底部下沉的距离大，其顶部空气的绝热增温要比底部多。于是可能出现这样的情况：当气层下沉到某一高度时，空气层顶部的温度高于底部的温度高于底部的温度而形成逆温。4、下沉逆温如果气层下沉过程是绝热的，而且气层内各部分空气因整层空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。下沉逆温多出现在高气压区内，范围很广，厚度也较大，在离地数百米或数千米的高空都可能出现。冬季下沉逆温常与辐射逆温结合在一起，形成一个从地面开始有着数百米深厚的逆温层。由于下沉的空气层常来自高空，水汽含量本来就不多，加上在下沉以后温度升高，相对湿度显著减小，空气显得很干燥，不利于云的形成，原来有云也会趋于消散，因此在有下沉逆温的时候，天气总是晴好的。因整层空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。5、锋面逆温

锋面是冷暖空气的交界面，暖空气因其比重小而位于冷空气之上，受地球自转作用的结果，使锋面在空间平衡时的几何形状呈一斜面，如图。在这种情况下，同一数值的等温线的位置在暖空气中要比在冷空气中高，当它穿过锋面时，便发生转折，当冷暖空气的温度差别很大时，就可以出现逆温5、锋面逆温如图。在这种情况下，同一数值的等温线的位置在暖6、地形逆温

由于局部特殊的地形条件形成的。例如盆地和谷地的逆温，山脉背风侧的逆温等。夜间山坡附近的空气因辐射冷却而向谷地下沉，暖空气被挤上升浮在冷空气上面，形成谷地逆温

6、地形逆温上面分别讨论了各种逆温的形成过程。实际上，大气中出现的逆温常常是由几种原因共同形成的。因此，在分析逆温的成因时，必须注意到当时的具体条件。上面分别讨论了各种逆温的形成过程。4.3空气温度的局地变化4.3.1空气温度的个别变化和局地变化单位时间内个别空气质点温度的变化称作空气温度的个别变化，也就是空气块在运动过程中随时间的变化，包括绝热变化和非绝热变化。因为个别空气质点在大气中不断地改变位置，所以个别空气质点温度的变化不容易直接观测。在实际问题中，我们更关心固定地点大气温度随时间的变化。气象站在不同时间所观测的，或是自记仪器所记录的气温变化都是某一固定地点的空气温度随时间的变化。4.3空气温度的局地变化4.3.1空气温度的个别变化和局地变某一固定地点的空气温度随时间的变化称作空气温度的局地变化。如何理解温度的个别是变化与局地变化的联系呢？举例来说，当预报北京的温度时，发现在蒙古人民共和国地区近地层气温为-20℃，高空为西北气流，当时北京近地层气温为0℃，作温度预报时，要考虑两方面的作用：一是根据空气的移动，预计36小时后，蒙古的冷空气将移到北京，根据这种作用，36小时后，北京温度应下降20℃。这种由于空气的移动所造成的某地温度的变化称为温度的平流变化。我国北京和蒙古之间的温差愈大，西北风愈强，由于平流所造成的单位时间内的降温就愈大；某一固定地点的空气温度随时间的变化称作空气温度的局地变化。另一方面，还要考虑当冷空气由蒙古移到北京的过程中空气本身温度的变化。这部分变化实际上就是温度的个别变化。例如，当冷空气南下时南部地表面温度较高，下垫面将把热量传递给冷空气，这种作用将使气温升高。预计空气温度的这一个另变化将使其温度升高10℃。考虑了上述两方面因子的共同影响后，就可以预报北京温度在36小时后要降温10℃。也就是说某地区温度的局地变化是平流变化与个别变化之和

另一方面，还要考虑当冷空气由蒙古移到北京的过程中空气本身温度4.3.2影响空气温度局地变化的因素

热力学第一定律两边除以dt，就得到反映温度随时间变化规律的热流量方程其中和分别表示单位时间内，单位质量的空气温度和气压的变化，表示单位质量的空气在单位时间内的热流量在气象学中，常选用x,y,p坐标系，即x,y坐标在水平面内，垂直方向上以p作为坐标建立温度变化方程4.3.2影响空气温度局地变化的因素热力学第一定律在p坐标系中，天气、气候中常用的热流量方程的形式为：式中表示垂直运动，上升时气压减小，；下沉时气压增大，。的单位为hPa/s；为水平风速矢量，。是单位质量的空气在单位时间内的热流量。在p坐标系中，天气、气候中常用的热流量方程的形式为：常用的热流量方程也可写为：式中，为气温的局地变化。表示温度的平流变化是空气垂直运动运动热过程引起的局地变化

代表热流入量的影响常用的热流量方程也可写为：讨论：1、空气平流运动引起的局地气温变化（）为温度的水平平流变化，它能从天气图上加以确定，可简称为温度平流。是水平温度梯度，为垂直于等温线的单位距离内的温度差值，并由低温指向高温。表示水平风速。

式中为垂直于等温线方向上的单位向量。和分别为x和y方向的单位向量。温度平流可写成式中为风向和水平温度梯度的夹角讨论：1、空气平流运动引起的局地气温变化由图可以看出，当时，，有，表示温度的平流变化使局地空气温度降低，这种冷空气向暖空气方面流动的情形，称为冷平流。当时，有，表示温度平流变化使局地空气温度升高，这种暖空气向冷空气方面流动的情形，称为暖平流。冷暖平流的强弱由水平温度梯度及风速在其方向上的分量所决定。温度梯度越大，在温度梯度方向上的风速分量越大，冷、暖平流越强由图可以看出，当时，，有2、空气铅直运动引起的局地气温变化铅直运动项：式中，，，因此空气垂直运动引起的气温变化由和两者决定。在一般情况下，，因而。当出现上升运动时，温度降低；当出现下沉运动时，，温度升高；如，则空气的垂直运动不引起局地气温的变化。2、空气铅直运动引起的局地气温变化3、非绝热热量交换引起的局地气温变化代表空气非绝热热量交换引起的局地气温变化，即大气的热流入量引起的气温的改变，该项的作用为：热量收入使温度升高，热量支出使温度降低。对流层大气吸收太阳辐射的能力很弱，大气要靠吸收地面向上传播的热量增温。空气与空气之间也在不断的进行热量交换。传热的方式有如下几种：传导、辐射、对流、湍流和蒸发凝结（包括升华、凝华）。通过这些方式，空气与地面、空气与空气之间交换热量，空气的温度发生变化。3、非绝热热量交换引起的局地气温变化(1)传导传导是依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另一个分子，从而达到热量平衡的传热方式。空气与地面之间，空气团与空气团之间，当有温度差异时，就会以传导方式交换热量。但是地面和大气都是热的不良导体，所以通过这种方式交换的热量很少，其作用仅在贴近气层中，因为空气密度大，单位距离内的温度差异也较大。对于较大规模的热量传递来说，可以忽略不计。(2)辐射是物体之间依各自的温度以辐射方式交换热量的传热方式。大气主要依靠吸收地面的长波辐射而增热，同时，地面也吸收大气放出的长波辐射，这样它们之间就可以通过长波辐射的方式不停的交换着热量。空气团之间，也可以通过长波辐射而交换热量。(1)传导(3)对流当暖而轻的空气上升时，周围的冷空气便下来补充，这种升降运动，称为对流。通过对流，上下层空气相互混合，热量也就随之交换，使低层的热量传递到较高的层次。这是对流层中热量交换的重要方式。(4)湍流空气的不规则运动称为湍流，又称乱流。湍流是由于空气粘滞力产生的。当近地层空气在地面上流动时，空气的运动速度产生脉动现象，即在总的按平均速度的气流中，产生许多不规则的涡漩，它们方向不定，有时向上，有时向下，有时甚至和总的气流方向相反。这些不规则运动的小涡漩在运动过程中，把它在原始位置的属性的热量、水分等带到新的位置上，相邻的空气团之间发生混合，从而引起热量交换，同时也可引起水分等其它属性的交换。(3)对流湍流热交换比分子热交换大得多，通常比分子热传导大几千倍到几万倍，是摩擦层中热量交换的重要方式，对大气中其它属性如水分等的交换也起着很重要的作用。湍流热交换也称为显热交换，因为它传递的热量直接导致空气温度的升高。湍流流动在晴日白天强，夜间弱；夏季强，冬季弱，低纬比高纬地区湍流活动强，大气不稳定时湍流活动强。夏季晴日干燥地区近地层的湍流活动强。夏季晴日干燥地区近地层的湍流活动非常剧烈。湍流热交换比分子热交换大得多，通常比分子热传导大几千倍到几万(5)蒸发（升华）和凝结（凝华）水在蒸发（或冰在升华）时要吸收热量；相反，水汽在凝结（或凝华）时，又会放出潜热。如果蒸发（升华）的水汽，不是在原处凝结（凝华），而是被带到别处去凝结（凝华），就会使热量得到传递。例如，从地面蒸发的水汽，在空中发生凝结时，就把地面的热量传给了空气。因此，通过蒸发（升华）和凝结（凝华），也就能使地面和大气之间、空气团与空气团之间发生潜热交换。水的蒸发和凝结进行的热量交换称为潜热交换，因为只有在水分发生相变时，才能吸收或释放热量，使空气加热。由于大气中的水汽要集中在5km以下的气层中，所以这种热量交换主要在对流层下半层起作用。(5)蒸发（升华）和凝结（凝华）以上分别讨论了空气与外界交换热量的方式，事实上，同一时间对同一团空气而言，温度的变化常常是几种作用共同引起的。哪个为主，哪个为次，要看具体情况。在地面与空气之间，最主要的是辐射。在气层（气团）之间，主要依靠对流和湍流，其次通过蒸发、凝结过程的潜热出入，进行热量交换。在日常分析某地点气温变化时主要考虑温度平流、空气的垂直运动和空气与外界的热量交换这三方面的因子。在近地面范围内，垂直运动较小，由此引起的气温变化通常可以忽略不计。地面和大气间热交换是引起局地气温日变化和年变化的主要因子。冷暖气团运动引起的温度平流是气温非周期变化的主要因子。在分析高层大气温度的局地变化时，除有凝结现象出现时，非绝热因子通常起的作用比较小。以上分别讨论了空气与外界交换热量的方式，事实上，同一时间对同4.4气温的时间变化地表从太阳辐射得到大量热量，同时又以长波辐射、显热和潜热的形式将部分热量传输给大气，从而失去热量。从长时间平均来看，热量得失相当，所以地面平均温度保持不变。但在某一段时间里，热量收入可能比支出得多，地面因有热量累积而升温；而当热量支出大于收入时，地面将出现降温过程。地面温度的变化会通过非绝热过程传递给大气，大气温度也会相应变化。由于在热量收支平衡中，太阳辐射处于主导地位，因此，随着日夜、冬夏的交替，地面温度、气温也会出现相应的日变化和年变化，这是周期性变化。气温还会因大气的运动而有非周期变化。4.4气温的时间变化地表从太阳辐射得到大量热量，同时又以长4.4.1气温的日变化和年变化1、气温的日变化由于地球自转，太阳辐射、辐射差额都有一个日变化的周期。这种周期性的变化又造成气温在一日中有升有降的循环1）日变化：近地层气温日变化的特征是：在一日内有一个最高值，一般出现在14时左右；一个最低值，一般出现在日出前后上海7月份气温日变化的平均情况一天中正午太阳辐射最强，但最高气温却出现在午后两点钟左右，这是因为大气的热量主要来源于地面。地面一方面吸收太阳的短波辐射而得热，一方面又向大气输送热量而失热。若净得热量则温度升高，若净失热量则温度降低。这就是说，地面温度的高低并不直接决定于地面上当时吸收太阳辐射的多少，而决定于地面储存热量的多少。4.4.1气温的日变化和年变化1、气温的日变化上海7月份气温早晨日出以后随着太阳辐射的增强，地面净得热量，温度升高。此时地面放出的热量随着温度升高而增强，大气吸收了地面放出的热量，也跟着升温。到了正午太阳辐射达到最强。正午以后，地面太阳辐射强度虽然开始减弱，但得到的热量还比失去的热量还多，地面储存的热量仍在增加，所以地温继续升高，长波辐射继续增强，气温也随着不断升高。到午后一定时间，地面得到的热量因太阳辐射的进一步减弱而少于失去的热量，这时地温开始下降。地温的最高值就出现在地面热量由储存转为损失，地温由上升转为下降的时刻，这个时刻通常在13时左右。由于地面的热量传递给空气需要一定的时间，所以最高气温出现在14时左右。随后气温便逐渐下降，一直下降到清晨日出之前地面储存的热量减至最少为止。所以最低气温出现在清晨日出前后，而不是在半夜。早晨日出以后随着太阳辐射的增强，地面净得热量，温度升高。此时2）气温日较差一天中气温的最高值与最低值之差，称之气温日较差，其大小反映气温日变化的程度。气温日较差的大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。纬度：正午太阳高度角随纬度的增加而减小，因此气温的日较差也随纬度的增加而减小。由于赤道地区降水多，因此地球上实际气温日较差最大的地