农业气象学指导大纲.docx
《农业气象学指导大纲.docx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《农业气象学指导大纲.docx（26页珍藏版）》请在冰豆网上搜索。
农业气象学指导大纲
《气象学》课程教学大纲与指导
（72学时）
参考教材：
《气象学基础》（气象出版社，李爱贞）
《气象学与气候学》（高等教育出版社，周淑贞）
一、课程的性质与任务
气象学一直是人们研究并逐渐学会利用的一门科学，由于生产和生活的需要，人类迫切要求预知未来天气的变化，并在长期观测实践中，积累了不少经验。
这些经验被用简短的韵语来表达，以便于记忆和运用，这就是天气谚语。
我国天气谚语是极丰富的，除一部分封建迷信的内容外，大多是历代劳动人民看天经验的结晶。
唐代黄子发的“相雨书”，元末明初出现的娄元礼编的《田家五行》和明末徐光启编写的《农政全书·占候》都是总结群众预报天气经验的著作。
解放后我国气象事业得到迅速发展。
在第一个五年计划期间，全国共建立了各级气象台站1378个，到1957年底全国各级气象台站已达1635个，比解放初期增加近22倍。
40余年来兴建的天气和气候站网已遍布全国。
我国的气象学与气候学研究进入了高度发展的时期。
在基础理论方面，如大气环流和动力气象的研究，在天气学方面如中国天气、高原气象等研究，在卫星气象方面，如甚高分辨云图接受器的研制、卫星气象学和探测原理等研究都取得了显著的进展。
在人工影响天气方面已开展了云雾物理、人工降水和人工消雹等工作，并已取得较好的效果。
在气候学方面以竺可桢的物候学和关于中国近五千年来气候变迁的研究最负盛誉。
其它如在区域气候、农业气候、物理气候、动力气候、应用气候、城市气候、气候的数值模拟和气候预测等方面都取得了可喜的成绩。
气象学的任务就是通过实践，掌握气象观测、气候统计分析和气候调查的方法，来记述所观测到的气候现象，从定性和定量两方面说明他们的特性。
探讨它们的正确解释和研究它们的发展规律，特别要掌握天气演变和气候形成的规律性，了解和解释各不同地区的气候特征，弄清气候资源及其地理分布，进行气候分类和气候区划，研究气候变迁的原因及其规律。
应用已发现的规律，采取有效措施，充分利用气候资源，减少人类活动对气候的不利影响，防御或减少气候灾害，为有关的生产建设服务。
二、课程基本要求
研究发生于大气中的的一切物理现象和物理过程，探讨其演变规律和变化，并应用于实践。
通过实践，掌握气象观测、气候统计分析和气候调查的方法，来记述所观测到的气候现象，从定性和定量两方面说明他们的特性。
三、课程基本内容
第1章绪论
1、教学目的和教学要求
掌握气象学的定义及研究对象。
并初步了解气象学与其它学科的关系。
2、教学内容和重点知识解析
第一节气象学的发展简史
（一）萌芽时期（准备阶段）
（二）发展初期
（三）发展时期
20世纪以来是气象学与气候学的发展时期。
这一时期总的特点是：
随着生产发展的需要和技术的进步，不但进行地面气象观测，也进行高空直接观测，从而摆脱了定性描述阶段，进入到定量试验阶段，从认识自然，逐步向预测自然，控制和改造自然的方向发展。
这一时期又可分为早期和近期两个阶段。
1.早期
2.近期
第二节气象学的概念和研究对象：
1、定义：
研究发生于大气中的的一切物理现象和物理过程，探讨其演变规律和变化，并应用于实践的科学。
物理现象：
大气中的风、云、雨、雪、雹、冷暖、干湿、光、电、声等现象。
物理过程：
增温、冷却、蒸发、凝结。
2、研究对象：
地球上的四大圈层之一——大气圈
主要研究内容：
①大气的一般特性：
大气的组成、范围、结构、温度、湿度、压力、密度等。
②大气现象的发生、发展、及能量的来源。
③探求大气现象的本质、巡求变化规律。
④将大气现象中的规律应用于实践。
第三节天气与气候的区别：
1、概念不同：
天气：
某一地区在某一瞬间或某一短时间内大气状态（温度、相对湿度气压等）和大气现象（风、云、雨、雪、降水等）的综合。
属于短时间内的微观现象
气候：
是指在太阳辐射、大气环流、下垫面性质和人类活动长时间相互作用下，在某一时段内大量天气过程的综合。
不仅包括该地多年平均天气状况，也包括某些年份偶尔出现的极端天气状况。
属于长时间宏观现象。
①某一时段：
≥30年
②不仅包括该地多年平均天气状况，也包括某些年份偶尔出现的极端天气状况。
例如：
哈尔滨气候特点是：
夏季多雨，炎热；冬季寒冷干燥。
温度、降水的平均状况：
T=3.5℃P=554mm。
温度、降水的极端状况：
Tmax=36.7℃Tmin=-38.7℃
Pmax=mmPmin=mm
2、变化周期不同：
天气：
短期天气过程：
活动时间≤5天
中期天气过程：
活动时间5—10天
长期天气过程：
活动时间10天—3个月
特点是：
天气变化快，周期短。
气候：
周期分季际、年、十年、百年、千年、万年等。
特点是：
气候变化慢，时间长。
3、各自研究的系统不同：
天气：
仅是大气中所产生的天气现象，是个单纯的系统
气候：
包括大气、水、冰雪、陆地、生物（动物、植物、人）五个子系
统。
是个庞大的系统，各个系统相互联系、作用、，并决定着气
候的长期平均状况。
气候具有地方性的特点。
第四节气象学与其它学科的关系：
中国经济地理
经济地理学世界经济地理
综合经济地理
俄罗斯地理
中国自然地理
区域地理世界自然地理
东北亚地理
地理学自然地理学黑龙江地理
水文学
植物学
部门自然地理学动物学
地貌学
土壤地理学
人文地理学气象学
基础专业课：
地质学、气候学、地球概论、地图学等
自然地理学：
研究自然地理环境发生、发展及变化的科学。
自然地理环境：
由地球上的大气、水、岩石、生物圈组合的自然综合体。
第五节本学科在实践中的应用：
1、农业方面
积雪与农业：
瑞雪兆丰年
冬雪下三天，来年麦增产
麦盖三次被，头枕馒头睡
原因：
①保温作用：
当雪厚达5厘米时，地温高于雪上温度达3℃，而雪厚达10厘米时，则达5℃
②增墒作用：
春天雪化增加土壤湿度
③除虫作用：
冻死害虫、浸渍害虫
④肥田作用：
一升雪中含氮化物7.52毫克，比雨水高出５倍
2、军事方面：
草船借箭：
赤壁之战正值隆冬，冬季夜间地面温度下降速度快,空气易达到饱和,多余的水汽就会冻结，形成水珠。
夜越长,冷却作用持续时间长，加之长江低空空气水汽含量充沛，两岸大军操练兵马尘埃增多,空气中的凝结核多，一旦出现无云风小的天气，便会形成大雾。
火烧连营：
农历六月，梅雨天气过后锋面北移，长江中下游受单一的暧气团控制，在副高控制下形成炎热干燥的伏旱天气，蜀兵耐不得暑热，撤尽山谷在树荫浓密处避暑。
树栅连营，纵横七百里。
陆逊带领吴兵乘风猛之夜，四处顺风放火烧山，直杀的刘备七十万大军尸横遍野。
现在长江中下游一带只有人工林与次生林，而无天然林与当年的陆逊火烧连营不无关系。
3、复习题
名词解释：
1、气象学、气候学
简答：
2、天气与气候有什么区别?
3、请说出几个本学科在实际生活的用途?
第2章大气的热能和温度
1、教学目的和教学要求
了解大气热能的构成和温度的变化。
2、教学内容和重点知识解析
第一节太阳辐射
一、辐射的概述
（一）物体对辐射的吸收、反射和透射
吸收率、反射率、透射率、黑体、白体
（二）辐射的基本定律
1、基尔霍夫定律
2.斯蒂芬（Stefan）-玻耳兹曼（Boltzman）定律
3.维恩（Wein）位移定律
二、太阳辐射
太阳是一个炽热的球体，其表面温度为6000K，而其内部温度估计高达K。
它不断以电磁波的形式向四周发射光和热，把他们称为太阳辐射。
太阳辐射的电磁波波长、波能并不一样，据此可分为太阳辐射光谱。
（一）太阳辐射光谱和太阳常数
1、太阳辐射光谱
2、太阳常数
（1）太阳辐射强度
表示太阳辐射强弱的物理量叫做太阳辐射强度。
（2）太阳常数
就日地平均距离来说，在大气上界，垂直于太阳光线的1cm2面积内，1min内获得的太阳辐射能量，称太阳常数，用I0表示。
（二）太阳辐射在大气中的减弱
太阳辐射穿过大气层时，大气中某些成分具有选择吸收一定波长辐射能的特性。
大气中吸收太阳辐射的成分主要有水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等。
太阳辐射被大气吸收后变成了热能，因而使太阳辐射减弱。
（1）水汽
水汽虽然在可见光区和红外区都有不少吸收带，但吸收最强的是在红外区，从0.93—2.85μm之间的几个吸收带。
最强的太阳辐射能是短波部分，因此水汽从进入大气中的总辐射能量内吸收的能量并不多。
据估计，太阳辐射因水汽的吸收可以减弱4％—15％。
所以大气因直接吸收太阳辐射而引起的增温并不显著。
（2）O3
臭氧在大气中含量虽少，但对太阳辐射能量的吸收很强。
在0.2—0.3μm为一强吸收带，使得小于0.29μm的辐射由于臭氧的吸收而不能到达地面。
在0.6μm附近又有一宽吸收带，吸收能力虽然不强，但因位于太阳辐射最强烈的辐射带里，所以吸收的太阳辐射量相当多。
但是由于大气中O3含量不多，虽然其吸收能力强，但它使大气的增温并不显著。
（3）CO2
二氧化碳对太阳辐射的吸收总的说来是比较弱的，仅对红外区4.3μm附近的辐射吸收较强，但这一区域的太阳辐射很微弱，被吸收后对整个太阳辐射的影响不大。
此外，悬浮在大气中的水滴、尘埃等杂质，也能吸收一部分太阳辐射，但其量甚微。
只有当大气中尘埃等杂质很多（如有沙暴、烟幕或浮尘）时，吸收才比较显著。
由以上分析可知，大气对太阳辐射的吸收具有选择性，因而使穿过大气后的太阳辐射光谱变得极不规则。
由于大气中主要吸收物质（臭氧和水汽）对太阳辐射的吸收带都位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，因而对太阳辐射的减弱作用不大。
也就是说，大气直接吸收的太阳辐射并不多，特别是对于对流层大气来说，太阳辐射不是主要的直接热源。
2.大气对太阳辐射的散射：
太阳辐射通过大气，遇到空气分子、尘粒、云滴等质点时，都要发生散射。
但散射并不像吸收那样把辐射转变为热能，而只是改变辐射的方向，使太阳辐射以质点为中心向四面八方传播。
因而经过散射，一部分太阳辐射就到不了地面。
不同大小的空气质点，其散射能力各不相同，这里有两种情况：
（1）如果太阳辐射遇到直径比波长小的空气分子（λ›D），则辐射的波长愈短，散射得愈强。
其散射能力与波长的对比关系是：
对于一定大小的分子来说，散射能力与波长的四次方成反比，这种散射是有选择性的，称为分子散射，也叫蕾利散射。
例如：
雨后天晴，天空呈蔚蓝色，就是因为雨过天晴，大气中的尘埃被冲刷掉，空气质点都较小，太阳辐射中青蓝色波长较短，容易被大气散射的缘故。
（2）当太阳辐射遇到的直径比波长大一些的质点，辐射虽然也要被散射，但这种散射是没有选择性的，即辐射的各种波长都同样地被散射。
这种散射称粗粒散射，也称米散射或漫射例如当空气中存在较多的尘埃或雾粒，一定范围的长短波都被同样的散射，使天空呈灰白色。
3.大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射
大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中一部分能量反射到宇宙空间去。
解释：
日出、日落太阳呈红色
日出、日落太阳高度角小，太阳辐射到达地面经过的大气层厚，波长较短的青、兰、紫光在高层被散射掉而波长较长的红、橙、黄光来到大气底层，它们遇到底层的水汽后被散射，在太阳周围形成红色，即早霞和晚霞。
（三）到达地面的太阳辐射
太阳辐射经过大气层的吸收、反射和散射后剩余的50%就可到达地面。
到达地面的太阳辐射有两部分：
一是太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的，称为太阳直接辐射；一是经过散射后自天空投射到地面的，称为散射辐射，两者之和称为总辐射。
1.直接辐射
太阳直接辐射的强弱和许多因子有关，其中最主要的有两个，即太阳高度角和大气透明度。
（1）太阳高度角的大小对太阳直接辐射的影响有两个方面：
①高度大小不同，影响到太阳辐射投射到地面上的面积的大小。
太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大，因而地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈少，反之就大。
②太阳高度角的大小，还直接影响到太阳辐射通过大气层的厚度和大气质量。
太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚，被大气层吸收、反射、散射的辐射能就越多到达地面的太阳辐射就越少。
一般以太阳高度角为90º（直射），在地面为标准气压（海平面压力为1013hPa）时，太阳光垂直投射到地面所经路程中，单位截面积的空气柱的质量，称为一个大气质量。
（2）大气透明度
在相同的大气质量下，到达地面的太阳辐射也不完全一样，因为还受大气透明度的影响。
但是，一个地区在一天中大气透明度的变化很小，所以影响直接辐射的主要因子是太阳高度角。
（3）太阳辐射的时空变化
直接辐射有显著的年变化、日变化和随纬度的变化。
这种变化主要由太阳高度角决定。
2.散射辐射
散射辐射也要受太阳高度、大气透明度的影响，同时与云量、海拔高度有关。
在上述因子影响下，表现为随高度脚增大而增大，随大气透明度变小而增大，随云量增多而增多，随海拔增大而减小。
3.总辐射
地面获得的总辐射一般来说是随着太阳高度的增大而增大随大气透明度的提高而增大。
（四）地面对太阳辐射的反射
投射到地面的太阳辐射，并非完全被地面所吸收，其中一部分被地面所反射。
地表对太阳辐射的反射率，决定于地表面的性质和状态。
陆地表面对太阳辐射的反射率约为10％—30％。
第二节地面和大气的辐射
一、地面和大气的辐射
地面和大气一方面要吸收太阳辐射，同时也依据其本身的温度时刻不停的向外放出辐射。
二、地面有效辐射
地面有效射是指地面通过长波辐射向外放出的辐射（Eg）与地面吸收的大气逆辐射（δEa）之差，以F0表示，则F0=Eg-δEa（2·20）。
三、地面及地-气系统的辐射差额
辐射差额=收入辐射-支出辐射
在没有其它方式进行热交换时，辐射差额决定物体的升温或降温。
辐射差额不为零，表明物体收支的辐射能不平衡，会有升温或降温产生。
辐射差额为零时，物体的温度保持不变。
（一）地面的辐射差额
（二）大气的辐射差额
（三）地-气系统的辐射差额
第三节大气的增温和冷却
对流层大气的温度经常处于升、降变化中，气温的这种变化实质上是大气内能的变化，当内能增多是气温就上升，当内能减少时气温就下降。
空气内能的增减有两种情况：
一是空气与地面和太阳有热量交换，因而引起空气内能的增减；二是做升降运动的气块在升降过程中，同周围大期间热量交换很少，但由于体积的大小随气压的变化而变化，进而影响到内能的增减。
这两种形式都可导致空气内能的增减，进而导致气温的升降。
一般将前者称为气温的非绝热变化，把后者称为气温的绝热变化。
非绝热变化是引起对流层大气温度变化的根本原因，绝热变化只发生在某一做升降运动的气块中，对整个对流层大气来讲没任何影响。
因而非绝热变化和绝热变化两者性质不同。
一、气温的非绝热变化
气温的非绝热变化是通过地面和大气之间的热量交换来完成的。
地球表面的性质有很大差异，既有海、陆差异，又有森林、草原和荒漠的差异，同时还有地形的差异，这些性质不同的地表面，其热力状况是不同的，从而影响到近地面大气温度的变化。
在上述情况中，海陆建的热力差异对气温的非绝热变化影响最大。
（一）海陆的增温和冷却的差异
（二）气温的非绝热变化
空气与外界交换热量有如下几种方式，即传导、辐射、对流、湍流和蒸发凝结（包括升华、凝华）。
1.传导
2.辐射
3.对流
4.湍流
5.蒸发（升华）和凝结（凝华）
二、气温的绝热变化
绝热变化是指气块与外界物热量交换的情况下，由于内部能量的转化而引起的温度变化。
这种变化一般出现在垂直运动的气块中。
（一）干绝热方程（泊松方程）和干绝热直减率
（二）湿绝直减率
如果气块有水，并且已经饱和这时的空气叫饱和湿空气。
饱和湿空气在垂直方向上上升或下降单位距离的温度变化值为湿绝热直减率。
用γm表示
三、大气稳定度
对流运动是是对“层流”大气中经常发生的一种空气运动，他对一个地区天气的变化有很大影响。
对流运动的强弱和维持时间的长短往往与大气稳定度有关。
第四节大气温度随时间的变化
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。
从长时间平均看，热量得失总和应该平衡，因此地面的平均温度维持不变。
但在某一段时间内，可能得多于失，地面有热量累积而升温，从而导致支出增加，趋于新的平衡。
反之，当失多于得时，地面将伴随着降温过程。
由于在这种热量收支平衡过程中，太阳辐射处于主导地位，因此随着日夜、冬夏的交替，地面的温度也会相应地出现日变化和年变化，且变化的幅度与纬度、天气及地表性质等影响热量平衡的控制因子有关。
此外地面温度的变化也会通过非绝热因子传递给大气，大气温度也会相应出现变化。
一、气温的周期性变化
（一）气温的日变化
近地层气温日变化的特征是：
1、在一日内有一个最高值，一般出现在午后14时左右，一个最低值，一般出现在日出前后。
变化原因：
2、气温日变化的另一特征是日较差的大小与纬度、季节和其它自然地理条件有关。
（1）日较差：
一天中气温最高值与最低值之差。
（2）影响因素：
①纬度：
低纬正午太阳高度角最大，高纬正午太阳高度角最小；所以低纬气温日较差最大，中纬次之，高纬最小。
据统计热带地区的平均日较差约为12℃，温带约为8—9℃，极圈内为3—4℃。
②季节：
在一年中，夏季太阳高度最大，冬季最小所以夏季日较差最大冬季最小，这一变化在中纬地区最明显。
但最大值并不出现在夏至日。
这是因为气温日较差不仅与白天的最高温度值有关，还取决于夜间的最低温度值。
夏至日，中午太阳高度角虽最高，但夜间持续时间短，地表面来不及剧烈降温而冷却，最低温度不够低。
所以，中纬度地区日较差最大值出现在初夏，最小值出现在冬季。
③地形：
凹下的地形（盆地和谷地），在白天空气与地面的接触面比平地大，因而空气增温强烈，再加上地形闭塞，通风不良，热量不易扩散，所以白天凹地比平地气温高；夜间冷空气在凹地内堆积，气温低。
因此，凹地气温日较差最大，平地要小。
在春秋两季凹地很容易受霜冻的危害（俗语：
霜打洼地）由于坡度及空气很少流动之故，白天增热与夜间冷却都较大，日较差大。
而小山峰等凸出地形区，地表面对气温影响不大，日较差小。
④下垫面的性质：
海洋上日较差小于大陆。
⑤天气情况：
有云层存在，则白天地面得到的太阳辐射少，最高气温比晴天低。
而在夜间，云层覆盖又不易使地面热量散失，最低气温反而比晴天高。
所以阴天的气温日较差比晴天小（图2·31）。
由此可见，在任何地点，每一天的气温日变化，既有一定的规律性，又不是前一天气温日变化的简单重复，而是要考虑上述诸因素的综合影响。
气温日变化的极值出现时间随离地面的高度增大而后延，振幅随离地高度的增大而减小。
冬季约在0.5km高度处日振动已不明显，但夏季日振动可扩展到1.5km到2km高度处。
（二）气温的年变化
气温的年变化和日变化类似，如地球上绝大部分地区，在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。
由于地面储存热量的原因，使气温最高和最低值出现的时间，不是在太阳辐射最强和最弱的一天（北半球夏至和冬至），也不是在太阳辐射最强和最弱一天所在的月份（北半球6月和12月），而是比这一时段要落后1—2个月。
大体而论，海洋上落后较多，陆地上落后较少。
沿海落后较多，内陆落后较少。
就北半球来说，中、高纬度内陆的气温以7月为最高，1月为最低。
海洋上的气温以8月为最高，2月为最低。
根据温度年较差的大小及最高、最低值出现的时间，可将气温的年变化按纬度分为四种类型。
1.赤道型
它的特征是一年中有两个最高值，分别出现在春分和秋分以后，因赤道地区春秋分时中午太阳位于天顶。
两个最低值出现在冬至与夏至以后，此时中午太阳高度角是一年中的最小值。
这里的年较差很小，在海洋上只有1℃左右，大陆上也只有5—10℃左右。
这是因为该地区一年内太阳辐射能的收入量变化很小之故。
2.热带型
其特征是一年中有一个最高（在夏至以后）和一个最低（在冬至以后），年较差不大（但大于赤道型），海洋上一般为5℃，在陆地上约为20℃左右。
3.温带型
一年中也有一个最高值，出现在夏至后的7月。
一个最低值出现在冬至以后的1月。
其年较差较大，并且随纬度的增加而增大。
海洋上年较差为10—15℃，内陆一般达40—50℃，最大可达60℃。
另外，海洋上极值出现的时间比大陆延后，最高值出现在8月，最低值出现在2月。
4.极地型
一年中也是一次最高值和一次最低值，冬季长而冷，夏季短而暖，年较差很大是其特征。
这里特别要指出的是，随着纬度的增高，气温日较差减小而年较差却增大。
这主要是由于高纬度地区，太阳辐射强度的日变化比低纬度地区小，即纬度高的地区，在一天内太阳高度角的变化比纬度低的地区小，而太阳辐射的年变化在高纬地区比低纬地区大的缘故。
二、气温的非周期性变化
气温变化除了由于太阳辐射的变化而引起的周期性变化外，还有因大气的运动而引起的非周期性变化。
（例如：
P52划线部分）实际气温的变化，就是这两个方面共同作用的结果。
如果前者的作用大，则气温显出周期性变化；相反，就显出非周期性变化。
不过，从总的趋势和大多数情况来看，气温日变化和年变化的周期性还是主要的。
第五节大气温度的空间分布
大气温度在水平方向上和垂直方向上的分布都是不均匀的。
比如冬季我国东北地区已是白雪茫茫冰封大地，而海南则仍是郁郁葱葱，百花争艳，同一时刻两地气温可相差几十度。
再如珠峰，山下是茂密的森林，山中部是绿油油的草原。
山上常年积雪。
山上、山下景色截然不同，足见气温的垂直变化（泰山）。
一、气温的水平分布
（一）影响分布的因素
气温的水平分布取决于太阳辐射、海陆分布、大气环流以及海拔高度等因素的综合影响。
1、太阳辐射：
由于太阳辐射随纬度有明显的变化所以地温、气温的分布也是由赤道向两极递减。
2、海陆分布：
地球表面最大差异为海陆分布。
由于海陆热力差异同一纬度上海陆气温分布是不同的。
3、大气环流：
大气环流是热量的水平输送者，它的作用是调剂海洋和陆地，高纬和低纬的热量差异。
4、海拔高度：
它的影响表现为在同一地区，高度不同气温明显不同。
在上述影响下，地球上气温就出现了P54、55两图所描绘的分布状况。
二、对流层中气温的垂直分布
1、对流层气温垂直分布情况
r=0.65℃/100m（平均值）
r为变量，在不同层次上r值并不相同。
P56几个数值。
2、逆温
对流运动的阻挡层，即随高度升高气温也升高。
a‹0几种情况：
⑴辐射逆温（经常发生，日出后消失）
⑵平流逆温（冬季沿海）
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，愈近地表面的空气降温愈多，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。
这种因空气的平流而产生的逆温，称平流逆温（图2·37）。
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更低，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具有日变化。
⑶湍流逆温（举例，计算）
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2·36来说明。
图中AB为气层原来的气温分布，气温直减率（γ）比干绝热直减率（γd）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
升级会员 