300m,延伸到海上8~10km处,风力不过3级。在内陆的江河湖泊岸边,也会出现类似的环流 但强度和活动范围均较小 季风也是由于陆地和海洋的地理差异产生的热力效应,形成以一年四季为周期而变化的大 气环流,但影响的范围比海陆风大得多。夏季,大陆上空的气温高于海洋上空,形成低层空气从 海洋流向大陆,而高层大气相反流动,于是构成了夏季的季风环流,类似于白天海风环流的循环 冬季,大陆上空的气温低于海洋上空,形成低层空气从大陆流向海洋,高层大气由海洋流向大陆 的冬季的季风环流,类似于夜间陆风环流的循环。我国处于太平洋西岸和印度洋西侧,夏季大陆 盛行东南风,西南地区吹西南风;冬季大陆盛行西北风,西 南地区吹东北风 山谷风是山区地理差异产生的热力作用而引起的另外 一种局地风,也是以一天为周期循环变化。白天,山坡吸受 较强的太阳辐射,气温增高,因空气密度小而上升,形成空 少 (b)山风 气从谷底沿山坡向上流动,称为谷风;同时在高空产生由山 图5-3山风和谷风示意图 坡指向山谷的水平气压梯度,从而产生谷底上空的下降气流,形成空气的热力循环。夜间,山坡 的冷却速度快,气温比同高度的谷底上空低,空气密度大,使得空气沿山坡向谷底流动,形成山 风,同时构成与白天反向的热力环流。山谷风的流动示意图如图5-3所示 峡谷风是由于气流从开阔地区进入流动截面积缩小的狭窄峡谷口时,因气流加速而形成的顺 峡谷流动的强风。 三、大气温度的垂直分布 1.气温直减率 实际大气的气温沿垂直高度的变化率称为气温垂直递减率,简称气温直减率,可用参数y (5-3) 式中,负号表示气温随高度而降低。 2.大气的温度层结 气温随垂直高度的分布规律称为温度层结,因此坐标图上气温变化曲线也称为温度层结曲 线。温度层结反映了沿高度的大气状况是否稳定,其直接影响空气的运动,以及污染物质的扩散 过程和浓度分布。 图5-4所示为温度层结曲线的三种基本类型 (1)递减层结。气温沿高度增加而降低,即γ>0,如曲线1所示。 递减层结属于正常分布,一般出现在晴朗的白天,风力较小的天气。地 面由于吸收太阳辐射温度升高,使近地空气也得以加热,形成气温沿高 度逐渐递减。此时上升空气团的降温速度比周围气温慢,空气团处于加5-4温度层结示意图 速上升运动,大气为不稳定状态300m，延伸到海上 8～lOkm 处，风力不过 3 级。在内陆的江河湖泊岸边，也会出现类似的环流， 但强度和活动范围均较小。 季风也是由于陆地和海洋的地理差异产生的热力效应，形成以一年四季为周期而变化的大 气环流，但影响的范围比海陆风大得多。夏季，大陆上空的气温高于海洋上空，形成低层空气从 海洋流向大陆，而高层大气相反流动，于是构成了夏季的季风环流，类似于白天海风环流的循环。 冬季，大陆上空的气温低于海洋上空，形成低层空气从大陆流向海洋，高层大气由海洋流向大陆 的冬季的季风环流，类似于夜间陆风环流的循环。我国处于太平洋西岸和印度洋西侧，夏季大陆 盛行东南风，西南地区吹西南风；冬季大陆盛行西北风，西 南地区吹东北风。 山谷风是山区地理差异产生的热力作用而引起的另外 一种局地风，也是以一天为周期循环变化。白天，山坡吸受 较强的太阳辐射，气温增高，因空气密度小而上升，形成空 气从谷底沿山坡向上流动，称为谷风；同时在高空产生由山 坡指向山谷的水平气压梯度，从而产生谷底上空的下降气流，形成空气的热力循环。夜间，山坡 的冷却速度快，气温比同高度的谷底上空低，空气密度大，使得空气沿山坡向谷底流动，形成山 风，同时构成与白天反向的热力环流。山谷风的流动示意图如图 5－3 所示。 峡谷风是由于气流从开阔地区进入流动截面积缩小的狭窄峡谷口时，因气流加速而形成的顺 峡谷流动的强风。 三、大气温度的垂直分布 1. 气温直减率 实际大气的气温沿垂直高度的变化率称为气温垂直递减率，简称气温直减率，可用参数  表示： T Z     = −     （5－3） 式中，负号表示气温随高度而降低。 2. 大气的温度层结 气温随垂直高度的分布规律称为温度层结，因此坐标图上气温变化曲线也称为温度层结曲 线。温度层结反映了沿高度的大气状况是否稳定，其直接影响空气的运动，以及污染物质的扩散 过程和浓度分布。 图 5－4 所示为温度层结曲线的三种基本类型： （1）递减层结。气温沿高度增加而降低，即 O，如曲线 1 所示。 递减层结属于正常分布，一般出现在晴朗的白天，风力较小的天气。地 面由于吸收太阳辐射温度升高，使近地空气也得以加热，形成气温沿高 度逐渐递减。此时上升空气团的降温速度比周围气温慢，空气团处于加 速上升运动，大气为不稳定状态