气象学 第三章 温度
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传导是土壤中热交换的唯一方式，但在大气中 传导的作用不大，因为空气是热的不良导体。
(3)流体运动(fluid flow) :
空气与水等流体一样，可以通过流动将热量从 一个地方传向另一个地方，完成不同地点间的热交换。 空气的流动方式有： 对流：空气的垂直运动叫对流。分热力对流和动力对 流。 平流：空气的水平流动叫平流。 湍流：空气的不规则运动叫湍流，也叫乱流或紊流。
冷空气 暖空气
暖空气 冷空气
下沉逆温
定义 因整层空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。
形成过程
（辐 散）
下沉
h1 h2
h1>h2
天气状况
下沉逆温常与辐射逆温结合形成一个从地面开始
有数百米厚的逆温层，并出现温度升高，干燥晴朗的
好天气。
其他逆温 锋面逆温
冷暖空气相遇时，较轻暖空气爬到冷空气上方， 在冷暖空气交界面附近（即锋面附近）出现的逆温， 称为锋面逆温。
<m
12.5℃ 12.5℃
=m
饱和湿空气
12.5℃ 12.8℃
>m
稳定度的综合判定方法:
综合干空气和未饱和湿空气的判定方法，可归纳如下：
<m
绝对稳定
m < <d 干空气稳定，湿空气不稳定，条件不稳定
>d
绝对不稳定。
以上判定方法可用如下的数轴表示：
m 条件性不稳定 d
绝对稳定 干稳 湿中性
干中性 绝对不稳定 湿不稳
热直减率(dry adiabatic lapse rate) ，用d 表示： d = 0.98℃/100m 1℃/100m= 1℃/hm
干空气在下沉时，气温升高，每下沉100m，气 温升高1℃。
(2)湿绝热变化 :
饱和的湿空气在作垂直运动时的绝热变化叫湿绝热变 化(moist adiabatic change) 。
, P , T ’, P’, T’
a F F ρ ρ' g m' ρ' V' ρ'
用状态方程代入：
a
T'T
g
T
由此可见空气的稳定度取决
于气块与周围空气的温度差。
0 , P0 , T0
Δz 0 , P0 , T0
对加速度表达式
a T'T g T
现分别考虑干空气和饱和湿空气的情况。
(1)干空气
暖空气
逆温层
冷空气
湍流逆温
定义：由于空气的湍流混合而形成的逆温。
形成过程
高度
B （γ<γd）
E D
（湍流减弱层）
逆温层
湍流混合层
A
AB: 气层原来的气温分布
DE: 逆温层的气温分布
温度
C
CD: 湍流混合后的气温分布
融雪逆温 在积雪地区，因暖空气流经冰、雪表面产生融冰、
融雪现象，而冰雪的融化需要从近地面气层吸收大量 的热量，从而使贴近地层的气温较低，形成逆温，这 种逆温称为融雪逆温。
将一个球放在水平的地面上，它 既不是稳定的，也不是不稳定的，因 为无论受到怎样的外力扰动，球自身 产生的加速度始终为0。
大气稳定度的定义：
与上述例子相似，大气稳定度也可分为：
（1）稳定(stable)：当气块受到铅直方向的扰动后， 如果气块具有返回原位置的加速度，则这时的大气 是稳定的。
（2）不稳定(unstable) ：当气块受到铅直方向的 扰动后，如果气块具有远离原位置的加速度，则 这时的大气是不稳定的。
2.604 3.431 4.468 5.749 7.322
二、气温的时空变化
•气温随时间的变化有两种周期：年变化和日变化。 •气温的周期性变化类似于正弦函数的变化，因此 可用与正弦函数类似的几个特征量来表示其变化规 律。 表示正弦函数的特征量有： •平均值 •振幅 •位相
表示正弦函数的特征量
5) 下 垫 面 性 质 (features of underlying surface) 水面上日较差小，陆地上大。
(2)气温的年变化(annual variation)
特点：回归线以外的地区为单波型：最高为7月, 最低为1月,海上落后一个月；
回归线之间的地区为双波型：最高为4、 10月，最低为7、1月。 年较差的影响因素： 纬度：年较差随纬度的升高而增大。 海陆分布：同一纬度的大陆上气温年较差大于 海洋。
2.气温的非周期性变化
(non-periodic variation of air temperature)
变化原因： 天气突变 大规模冷暖空气的活动，例“倒春寒”、“秋老
虎”。
3.气温的垂直分布(vertical distribution)
(1) 气温垂直梯度： 气温随高度的分布称为温度层结。大气温度
的垂直变化用气温垂直梯度来表示，简称气温直减 率（vertical temperature gradient）。
气温直减率（ ）：实际气层中每变化单位高
度时气温的降低值。
γ Δt ΔZ
在对流层中，气温随高度的升高而降低， >0 但 的值是随时、随地改变的，不是常数！
请注意 与d 、 m的区别！
Y A
M
X
φ
对正弦函数，只需知道其平均值M、振幅A、位相φ ，
就可得到其函数： Y=M+Asin(X - φ)
表示气温周期性变化的几个特征量： 平均温度(mean temperature)：日平均温度、年平均 温度 振幅(amplitude) — 又叫变幅、较差(range)，即一个 周期中最高值与最低值之差。 日较差(diurnal range) ：一天中气温最高值与最低值 之差 。 年较差(annual range) ：一年内最热月与最冷月的月 平均温度之差。 位相(phase)：温度最高值与最低值出现的时间 。
平流逆温 定义 暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生 接触冷却，愈近地表面的空气降温愈多，而上层空 气受冷地面的影响小，降温较少，于是产生了逆温 现象，这种逆温称为平流逆温。
暖空气
暖空气
日变化 夜间加强，白天减弱。
冷的下垫面
地形逆温 在山区夜间，由于山上冷空气沿斜坡向下移动到低洼
地区并聚积于底部，使原来在洼地底部的较暖空气被迫 抬升形成的逆温，称为地形逆温。
高度Z
气温T′
T1′
高度Z0 气温T
T T γ
Z - Z0
T1
γdm
T1 T1 Z - Z0
傍
高 度
辐 射 型
早 晨 过 渡
日 射 型
晚 过 渡 型
型
温度
不同时间气温的垂直分布
(2)对流层的逆温(temperature inversion)
概念 逆温 在一定条件下，气温随高度的增高而增加， 气温直减率为负值的这种现象称为逆温。
气块上升时，气压降低，空气膨胀，对外作功， 消耗内能，气温降低。
气块下沉时，气压升高，周围空气对气块压缩 作功，使其内能增加，从而气温升高。
(1)干绝热变化 :
干空气或未饱和湿空气块在作垂直运动时的绝 热变化叫干绝热变化(dry adiabatic change) 。
干空气块每上升单位距离温度的变化称为干绝
逆温的分类（按成因） 辐射逆温、平流逆温、地形逆温、下沉逆温、
锋面逆温、湍流（即乱流）逆温和融雪逆温等。
辐射逆温 定义：夜间由地面、雪面或冰面、云层顶部等辐
射冷却形成的逆温。
厚度：一般为200～300ｍ。高纬地区冬季有时 可达2,000ｍ左右。
出现时间：大陆上常年都可出现，以冬季最强， 夏季最弱。
1.气温的周期性变化
(1)气温的日变化(diurnal variation) :
近地层气温的变化主要取决于下垫面温度的 变化，变化特点有： ①1.5m高处日最高温度出现在14~15时左右，最低 气温出现在日出前后。位相落后于地面，且随高度 的升高而推迟。 ②日较差小于地表面土温日较差,且随高度的升高 而减小。
(4)潜热(latent heat)交换:
水从一种相态变为另一种相态时伴随着 潜热的交换，如下图所示。
2. 空气温度的绝热变化(adiabatic change) :
绝热过程：空气块在与外界没有热量交换时的 状态变化过程。
在大气中，空气块在作上升或下沉运动的过程 中，其状态变化可看作绝热变化。
m并不是一个常量，是一个随温度和气压变化的变量，
主要依赖于温度，随温度的升高而减小，随气压的升 高而增大。（见P63表3.1 ）
各温度下的饱和水汽含量及其差值
Βιβλιοθήκη Baidu
T(℃) 5 10 15 20 25 30
Q(g/m3) 6.797 9.401 12.832 17.300 23.049 30.371
△Q
T = T0－ Δz T’ = T0－d Δz
a γ γd gz T
由此可知：
, P, T
>d a>0，气块加速向
上，不稳定
<d a<0，气块返回原 位置，稳定
0 , P0 , T0
=d a=0，中性
’, P’, T’
Δz
0 , P0 , T0
=0.8 300 11℃ 11.2℃
=1.0 11℃ 11℃
影响气温日较差的因素
1) 天气(weather) 晴天日较差大于阴天。
2) 纬度(latitude) 一般来说日较差随纬度升高而减小。 但我国日较差随纬度升高而增大。
3) 季节(season) 夏季大于冬季，但中高纬度地区最大值 出现在春季。
4) 地形(geographical relief) 凸地变幅小，凹地变幅大
=1.3 11℃ 10.7℃
200 12℃ 12℃
12℃ 12℃
12℃ 12℃
100 13℃ 12.8℃
<d
13℃ 13℃
=d
13℃ 13.3℃
>d
干空气和未饱和湿空气
(2)饱和湿空气
T = T0－ Δz T’ = T0－m Δz
a γ γm gz T
由此可知：
>m
上，不稳定
<m
位置，稳定
=m
传导
流动
辐射
潜热
空气与外界的热量交换方式
(1)辐射(radiation)： 这是地球和太阳、地球与宇宙空间之间能量交换
的唯一方式，也是地面和大气之间能量交换的重 要方式。 (2)传导 (conduction) :
依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另一 个分子; 分子排列得越紧密, 热量传递得越快，其 传导能力取决于热导率。
饱和的湿空气在作绝热上升时，一方面与干空气一样 体积膨胀对外作功而冷却，另一方面因温度下降而 发生凝结，释放的潜热缓和了气块的冷却，使气块 比干空气降温慢。
饱和湿空气块每上升单位距离温度的变化称为湿绝热
直减率(moist adiabatic lapse rate) ，用m 表示： m= 0.3至0.7℃/100m 0.5℃/100m= 0.5℃/hm
（3）中性(neutral)：当气块受到铅直方向的扰 动后，如果气块自身产生的加速度为0，则这时 的大气处于中性稳定状态。
2.大气稳定度的判定方法：
气块在受到扰动后上升z高度后自身产生的加速 度取决于气块受到的合力。
气块受到的合力为浮力与重力之差：
F= mg-m’g =(－’) V ’ g
合力产生的加速度：
暖空气 吸热
融雪
冰雪面
逆温在农业上的应用
• 防霜冻 • 清晨喷洒农药 • 在离地面一定高度处晾晒农副产品 • 果树栽培中进行高接 • 山腰黄金带种植喜温果树
三、大气稳定度(atmospheric stability)
1.大气稳定度问题的提出：
大气降温会导致水汽的凝结，形成云、雾、 雨、雪，产生天气变化。而空气在上升过程中的 绝热变化是大气中降温最快的过程；
因此，判断大气中是否会产生云雾，主要就是 看大气中的空气块是否会产生上升运动；
判断空气块是否会产生上升运动，就要看空气 块在铅直方向上位置稳定的程度，即大气稳定度。
2.大气稳定度的概念：
将一个球放在下凹的地面上，它 是稳定的，因为无论受到怎样的外力 扰动，球都会返回原位置。
将一个球放在上凸的地面上，它是 不稳定的，因为无论受到怎样的外力扰 动，球都会越来越快地远离原位置。
§2 土壤温度
一 土壤热特性 二 土壤温度的时间变化 三 土壤温波方程 四 土壤温度的垂直分布
一、土壤热特性
1.热容量(thermal/heat capacity)
a>0，气块加速向 a<0，气块返回原 a=0，中性
, P , T ’, P’, T’
Δz
0 , P0 , T0 0 , P0 , T0
=0.3 300 11.5℃ 11.7℃
=0.5 11.5℃ 11.5℃
=0.8 11.5℃ 11.2℃
200 12℃ 12℃
12℃ 12℃
12℃ 12℃
100 12.5℃ 12.3℃
第三章 温度
§1 大气温度 §2 土壤温度 §3 温度与农业
退出
§1 大气温度
一 大气中热量交换与温度变化 二 气温的时空变化 三 大气稳定度
一、大气中热量交换与温度变化
1.空气温度的非绝热变化
当空气与外界存在着热量交换时所产生的温度
变化，称为空气温度的非绝热变化。空气与外界
的热量交换方式有：
(3)流体运动(fluid flow) :
空气与水等流体一样，可以通过流动将热量从 一个地方传向另一个地方，完成不同地点间的热交换。 空气的流动方式有： 对流：空气的垂直运动叫对流。分热力对流和动力对 流。 平流：空气的水平流动叫平流。 湍流：空气的不规则运动叫湍流，也叫乱流或紊流。
冷空气 暖空气
暖空气 冷空气
下沉逆温
定义 因整层空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。
形成过程
（辐 散）
下沉
h1 h2
h1>h2
天气状况
下沉逆温常与辐射逆温结合形成一个从地面开始
有数百米厚的逆温层，并出现温度升高，干燥晴朗的
好天气。
其他逆温 锋面逆温
冷暖空气相遇时，较轻暖空气爬到冷空气上方， 在冷暖空气交界面附近（即锋面附近）出现的逆温， 称为锋面逆温。
<m
12.5℃ 12.5℃
=m
饱和湿空气
12.5℃ 12.8℃
>m
稳定度的综合判定方法:
综合干空气和未饱和湿空气的判定方法，可归纳如下：
<m
绝对稳定
m < <d 干空气稳定，湿空气不稳定，条件不稳定
>d
绝对不稳定。
以上判定方法可用如下的数轴表示：
m 条件性不稳定 d
绝对稳定 干稳 湿中性
干中性 绝对不稳定 湿不稳
热直减率(dry adiabatic lapse rate) ，用d 表示： d = 0.98℃/100m 1℃/100m= 1℃/hm
干空气在下沉时，气温升高，每下沉100m，气 温升高1℃。
(2)湿绝热变化 :
饱和的湿空气在作垂直运动时的绝热变化叫湿绝热变 化(moist adiabatic change) 。
, P , T ’, P’, T’
a F F ρ ρ' g m' ρ' V' ρ'
用状态方程代入：
a
T'T
g
T
由此可见空气的稳定度取决
于气块与周围空气的温度差。
0 , P0 , T0
Δz 0 , P0 , T0
对加速度表达式
a T'T g T
现分别考虑干空气和饱和湿空气的情况。
(1)干空气
暖空气
逆温层
冷空气
湍流逆温
定义：由于空气的湍流混合而形成的逆温。
形成过程
高度
B （γ<γd）
E D
（湍流减弱层）
逆温层
湍流混合层
A
AB: 气层原来的气温分布
DE: 逆温层的气温分布
温度
C
CD: 湍流混合后的气温分布
融雪逆温 在积雪地区，因暖空气流经冰、雪表面产生融冰、
融雪现象，而冰雪的融化需要从近地面气层吸收大量 的热量，从而使贴近地层的气温较低，形成逆温，这 种逆温称为融雪逆温。
将一个球放在水平的地面上，它 既不是稳定的，也不是不稳定的，因 为无论受到怎样的外力扰动，球自身 产生的加速度始终为0。
大气稳定度的定义：
与上述例子相似，大气稳定度也可分为：
（1）稳定(stable)：当气块受到铅直方向的扰动后， 如果气块具有返回原位置的加速度，则这时的大气 是稳定的。
（2）不稳定(unstable) ：当气块受到铅直方向的 扰动后，如果气块具有远离原位置的加速度，则 这时的大气是不稳定的。
2.604 3.431 4.468 5.749 7.322
二、气温的时空变化
•气温随时间的变化有两种周期：年变化和日变化。 •气温的周期性变化类似于正弦函数的变化，因此 可用与正弦函数类似的几个特征量来表示其变化规 律。 表示正弦函数的特征量有： •平均值 •振幅 •位相
表示正弦函数的特征量
5) 下 垫 面 性 质 (features of underlying surface) 水面上日较差小，陆地上大。
(2)气温的年变化(annual variation)
特点：回归线以外的地区为单波型：最高为7月, 最低为1月,海上落后一个月；
回归线之间的地区为双波型：最高为4、 10月，最低为7、1月。 年较差的影响因素： 纬度：年较差随纬度的升高而增大。 海陆分布：同一纬度的大陆上气温年较差大于 海洋。
2.气温的非周期性变化
(non-periodic variation of air temperature)
变化原因： 天气突变 大规模冷暖空气的活动，例“倒春寒”、“秋老
虎”。
3.气温的垂直分布(vertical distribution)
(1) 气温垂直梯度： 气温随高度的分布称为温度层结。大气温度
的垂直变化用气温垂直梯度来表示，简称气温直减 率（vertical temperature gradient）。
气温直减率（ ）：实际气层中每变化单位高
度时气温的降低值。
γ Δt ΔZ
在对流层中，气温随高度的升高而降低， >0 但 的值是随时、随地改变的，不是常数！
请注意 与d 、 m的区别！
Y A
M
X
φ
对正弦函数，只需知道其平均值M、振幅A、位相φ ，
就可得到其函数： Y=M+Asin(X - φ)
表示气温周期性变化的几个特征量： 平均温度(mean temperature)：日平均温度、年平均 温度 振幅(amplitude) — 又叫变幅、较差(range)，即一个 周期中最高值与最低值之差。 日较差(diurnal range) ：一天中气温最高值与最低值 之差 。 年较差(annual range) ：一年内最热月与最冷月的月 平均温度之差。 位相(phase)：温度最高值与最低值出现的时间 。
平流逆温 定义 暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生 接触冷却，愈近地表面的空气降温愈多，而上层空 气受冷地面的影响小，降温较少，于是产生了逆温 现象，这种逆温称为平流逆温。
暖空气
暖空气
日变化 夜间加强，白天减弱。
冷的下垫面
地形逆温 在山区夜间，由于山上冷空气沿斜坡向下移动到低洼
地区并聚积于底部，使原来在洼地底部的较暖空气被迫 抬升形成的逆温，称为地形逆温。
高度Z
气温T′
T1′
高度Z0 气温T
T T γ
Z - Z0
T1
γdm
T1 T1 Z - Z0
傍
高 度
辐 射 型
早 晨 过 渡
日 射 型
晚 过 渡 型
型
温度
不同时间气温的垂直分布
(2)对流层的逆温(temperature inversion)
概念 逆温 在一定条件下，气温随高度的增高而增加， 气温直减率为负值的这种现象称为逆温。
气块上升时，气压降低，空气膨胀，对外作功， 消耗内能，气温降低。
气块下沉时，气压升高，周围空气对气块压缩 作功，使其内能增加，从而气温升高。
(1)干绝热变化 :
干空气或未饱和湿空气块在作垂直运动时的绝 热变化叫干绝热变化(dry adiabatic change) 。
干空气块每上升单位距离温度的变化称为干绝
逆温的分类（按成因） 辐射逆温、平流逆温、地形逆温、下沉逆温、
锋面逆温、湍流（即乱流）逆温和融雪逆温等。
辐射逆温 定义：夜间由地面、雪面或冰面、云层顶部等辐
射冷却形成的逆温。
厚度：一般为200～300ｍ。高纬地区冬季有时 可达2,000ｍ左右。
出现时间：大陆上常年都可出现，以冬季最强， 夏季最弱。
1.气温的周期性变化
(1)气温的日变化(diurnal variation) :
近地层气温的变化主要取决于下垫面温度的 变化，变化特点有： ①1.5m高处日最高温度出现在14~15时左右，最低 气温出现在日出前后。位相落后于地面，且随高度 的升高而推迟。 ②日较差小于地表面土温日较差,且随高度的升高 而减小。
(4)潜热(latent heat)交换:
水从一种相态变为另一种相态时伴随着 潜热的交换，如下图所示。
2. 空气温度的绝热变化(adiabatic change) :
绝热过程：空气块在与外界没有热量交换时的 状态变化过程。
在大气中，空气块在作上升或下沉运动的过程 中，其状态变化可看作绝热变化。
m并不是一个常量，是一个随温度和气压变化的变量，
主要依赖于温度，随温度的升高而减小，随气压的升 高而增大。（见P63表3.1 ）
各温度下的饱和水汽含量及其差值
Βιβλιοθήκη Baidu
T(℃) 5 10 15 20 25 30
Q(g/m3) 6.797 9.401 12.832 17.300 23.049 30.371
△Q
T = T0－ Δz T’ = T0－d Δz
a γ γd gz T
由此可知：
, P, T
>d a>0，气块加速向
上，不稳定
<d a<0，气块返回原 位置，稳定
0 , P0 , T0
=d a=0，中性
’, P’, T’
Δz
0 , P0 , T0
=0.8 300 11℃ 11.2℃
=1.0 11℃ 11℃
影响气温日较差的因素
1) 天气(weather) 晴天日较差大于阴天。
2) 纬度(latitude) 一般来说日较差随纬度升高而减小。 但我国日较差随纬度升高而增大。
3) 季节(season) 夏季大于冬季，但中高纬度地区最大值 出现在春季。
4) 地形(geographical relief) 凸地变幅小，凹地变幅大
=1.3 11℃ 10.7℃
200 12℃ 12℃
12℃ 12℃
12℃ 12℃
100 13℃ 12.8℃
<d
13℃ 13℃
=d
13℃ 13.3℃
>d
干空气和未饱和湿空气
(2)饱和湿空气
T = T0－ Δz T’ = T0－m Δz
a γ γm gz T
由此可知：
>m
上，不稳定
<m
位置，稳定
=m
传导
流动
辐射
潜热
空气与外界的热量交换方式
(1)辐射(radiation)： 这是地球和太阳、地球与宇宙空间之间能量交换
的唯一方式，也是地面和大气之间能量交换的重 要方式。 (2)传导 (conduction) :
依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另一 个分子; 分子排列得越紧密, 热量传递得越快，其 传导能力取决于热导率。
饱和的湿空气在作绝热上升时，一方面与干空气一样 体积膨胀对外作功而冷却，另一方面因温度下降而 发生凝结，释放的潜热缓和了气块的冷却，使气块 比干空气降温慢。
饱和湿空气块每上升单位距离温度的变化称为湿绝热
直减率(moist adiabatic lapse rate) ，用m 表示： m= 0.3至0.7℃/100m 0.5℃/100m= 0.5℃/hm
（3）中性(neutral)：当气块受到铅直方向的扰 动后，如果气块自身产生的加速度为0，则这时 的大气处于中性稳定状态。
2.大气稳定度的判定方法：
气块在受到扰动后上升z高度后自身产生的加速 度取决于气块受到的合力。
气块受到的合力为浮力与重力之差：
F= mg-m’g =(－’) V ’ g
合力产生的加速度：
暖空气 吸热
融雪
冰雪面
逆温在农业上的应用
• 防霜冻 • 清晨喷洒农药 • 在离地面一定高度处晾晒农副产品 • 果树栽培中进行高接 • 山腰黄金带种植喜温果树
三、大气稳定度(atmospheric stability)
1.大气稳定度问题的提出：
大气降温会导致水汽的凝结，形成云、雾、 雨、雪，产生天气变化。而空气在上升过程中的 绝热变化是大气中降温最快的过程；
因此，判断大气中是否会产生云雾，主要就是 看大气中的空气块是否会产生上升运动；
判断空气块是否会产生上升运动，就要看空气 块在铅直方向上位置稳定的程度，即大气稳定度。
2.大气稳定度的概念：
将一个球放在下凹的地面上，它 是稳定的，因为无论受到怎样的外力 扰动，球都会返回原位置。
将一个球放在上凸的地面上，它是 不稳定的，因为无论受到怎样的外力扰 动，球都会越来越快地远离原位置。
§2 土壤温度
一 土壤热特性 二 土壤温度的时间变化 三 土壤温波方程 四 土壤温度的垂直分布
一、土壤热特性
1.热容量(thermal/heat capacity)
a>0，气块加速向 a<0，气块返回原 a=0，中性
, P , T ’, P’, T’
Δz
0 , P0 , T0 0 , P0 , T0
=0.3 300 11.5℃ 11.7℃
=0.5 11.5℃ 11.5℃
=0.8 11.5℃ 11.2℃
200 12℃ 12℃
12℃ 12℃
12℃ 12℃
100 12.5℃ 12.3℃
第三章 温度
§1 大气温度 §2 土壤温度 §3 温度与农业
退出
§1 大气温度
一 大气中热量交换与温度变化 二 气温的时空变化 三 大气稳定度
一、大气中热量交换与温度变化
1.空气温度的非绝热变化
当空气与外界存在着热量交换时所产生的温度
变化，称为空气温度的非绝热变化。空气与外界
的热量交换方式有：