(2)等温层结。气温沿高度增加不变,即γ=0,如曲线2所示。等温层结多出现于阴天、 多云或大风时,由于太阳的辐射被云层吸收和反射,地面吸热减少,此外晚上云层又向地面辐射 热量,大风使得空气上下混合强烈,这些因素导致气温在垂直方向上变化不明显。此时上升空气 团的降温速度比周围气温快,上升运动将减速并转而返回,大气趋于稳定状态 (3)逆温层结。气温沿高度增加而升高,即y<0,如曲线3所示。逆温层结简称逆温,其 形成有多种机理。当出现逆温时,大气在竖直方向的运动基本停滞,处于强稳定状态。通常,按 逆温层的形成过程又分为辐射逆温、下沉逆温、湍流逆温、平流逆温、锋面逆温等类型。 辐射逆温为大陆上常年可见的逆温类型,是由于地面的快速冷却而形成,通常出现于晴朗无 云或少云、风速不大的夜间。夜晩地面向大气辐射白天吸收的热量而逐渐冷却,近地面的气温随 之降低。离地愈近,气温冷却愈快,离地愈远的空气受地面影响愈弱,降温愈慢,形成自地面开 始的辐射逆温。辐射逆温随着地面的冷却逐渐向上扩展,到日出前逆温充分发展。日出后,地面 吸收太阳的辐射逐渐升温,逆温层又逐渐自下而上消失。到上午九点钟左右,逆温全部消失。辐 射逆温的生消过程如图5-5所示。辐射逆温层的厚度通常在几十米到几百米之间,高纬度地区 甚至厚达2~3km。冬季夜长,逆温层较厚且消失较慢。 夏季夜短,则逆温层较薄,消失也快。此外,地形、云 层、风等因素也会影响辐射逆温的形成及强度 下沉逆温是因高压区内某一层空气发生下沉运动 图5-5辐射逆温的生消过程 时,导致下层空气被压缩升温而形成:湍流逆温发生在(⑧)增墟廷雰邊巖瑟蔔3且藿簡奘遛濫牆失 绝热状态下的大气湍流运动时:平流逆温是暖空气水平流至冷地表地区上空所形成:锋面逆温为 对流层中冷暖空气相遇时,由于暖空气密度小,爬到冷空气上面所致。这些类型的逆温一般不从 地面开始,出现在离地面数十米至数千米的高空,也称为上层逆温。实际上,大气中出现逆温可 能是由几种原因共同作用形成的。 出现逆温时,好像一个盖子阻碍它下面的污染物质扩散,对大气污染扩散影响极大,因此许 多大气污染事件都发生在具有逆温层与静风的气象条件下 3干绝热直减率 考察一团在大气中做垂直运动的干空气,如果干空气在运动中与周围空气不发生热量交换 则称为绝热过程。当干气团垂直运动在递减层结时,气团的温度变化与气压变化相反。若气团的 压力沿高度发生显著变化,则气温变化引起的气团内能变化与气压变化导致的气团做功相当,此 时可忽略气团与周围大气的热交换,视为绝热过程。干气团绝热上升时,因周围气压减小而膨胀, 消耗大部分内能对周围大气做膨胀功,则气团温度显著降低。干气团绝热下降时,因周围气压增 大被压缩,外界的压缩功大部分转化为气团的内能增量,气团温度明显上升。 干气团在绝热垂直运动过程中,升降单位距离(通常取100m)的温度变化值称为干空气温度 的绝热垂直递减率,简称干绝热直减率γ,即 (5-4) 干气团在垂直升降过程中服从热力学第一定律,即: q=△+
（2）等温层结。气温沿高度增加不变，即 γ＝O，如曲线 2 所示。等温层结多出现于阴天、 多云或大风时，由于太阳的辐射被云层吸收和反射，地面吸热减少，此外晚上云层又向地面辐射 热量，大风使得空气上下混合强烈，这些因素导致气温在垂直方向上变化不明显。此时上升空气 团的降温速度比周围气温快，上升运动将减速并转而返回，大气趋于稳定状态。 （3）逆温层结。气温沿高度增加而升高，即 γ<O，如曲线 3 所示。逆温层结简称逆温，其 形成有多种机理。当出现逆温时，大气在竖直方向的运动基本停滞，处于强稳定状态。通常，按 逆温层的形成过程又分为辐射逆温、下沉逆温、湍流逆温、平流逆温、锋面逆温等类型。 辐射逆温为大陆上常年可见的逆温类型，是由于地面的快速冷却而形成，通常出现于晴朗无 云或少云、风速不大的夜间。夜晚地面向大气辐射白天吸收的热量而逐渐冷却，近地面的气温随 之降低。离地愈近，气温冷却愈快，离地愈远的空气受地面影响愈弱，降温愈慢，形成自地面开 始的辐射逆温。辐射逆温随着地面的冷却逐渐向上扩展，到日出前逆温充分发展。日出后，地面 吸收太阳的辐射逐渐升温，逆温层又逐渐自下而上消失。到上午九点钟左右，逆温全部消失。辐 射逆温的生消过程如图 5－5 所示。辐射逆温层的厚度通常在几十米到几百米之间，高纬度地区 甚至厚达 2～3km。冬季夜长，逆温层较厚且消失较慢。 夏季夜短，则逆温层较薄，消失也快。此外，地形、云 层、风等因素也会影响辐射逆温的形成及强度。 下沉逆温是因高压区内某一层空气发生下沉运动 时，导致下层空气被压缩升温而形成；湍流逆温发生在 绝热状态下的大气湍流运动时；平流逆温是暖空气水平 对流层中冷暖空气相遇时，由于暖空气密度小，爬到冷空气上面所致。这些类型的逆温一般不从 地面开始，出现在离地面数十米至数千米的高空，也称为上层逆温。实际上，大气中出现逆温可 能是由几种原因共同作用形成的。 流至冷地表地区上空所形成；锋面逆温为 出现逆温时，好像一个盖子阻碍它下面的污染物质扩散，对大气污染扩散影响极大，因此许 多大气污染事件都发生在具有逆温层与静风的气象条件下。 3. 干绝热直减率 考察一团在大气中做垂直运动的干空气，如果干空气在运动中与周围空气不发生热量交换， 则称为绝热过程。当干气团垂直运动在递减层结时，气团的温度变化与气压变化相反。若气团的 压力沿高度发生显著变化，则气温变化引起的气团内能变化与气压变化导致的气团做功相当，此 时可忽略气团与周围大气的热交换，视为绝热过程。干气团绝热上升时，因周围气压减小而膨胀， 消耗大部分内能对周围大气做膨胀功，则气团温度显著降低。干气团绝热下降时，因周围气压增 大被压缩，外界的压缩功大部分转化为气团的内能增量，气团温度明显上升。 干气团在绝热垂直运动过程中，升降单位距离(通常取 l00m)的温度变化值称为干空气温度 的绝热垂直递减率，简称干绝热直减率 γd，即： d T Z γ ∂ = − ∂ （5－4） 干气团在垂直升降过程中服从热力学第一定律，即： q = ∆u + w （5－5）
气团可视为理想气体,并设气团的压力与周围大气的气压随时保持平衡,在绝热过程中有 dq=0,则式(5-5)可改写为: dq =c dT +vdp=0 (5-6) 气团的物理状态可用理想气体状态方程来描述,即: Pv= RT (5-7) pdv vdp= RdT 由式(4-6)、及式(4-8)可得 (5-9) 式中c一干空气比定压热容,cp=c+R=1004J/(kg·K) 将式(5-1)带入式(5-9),并近似地视气团的密度p与比体积v互为倒数,得 ≈lK/100m dz Cp (5-10) 上式可见,在干绝热过程中,气团每上升或下降100m,温度约降低或升高1K,即y为固定 值,而气温直减率γ则随时间和空间变化,这是两个不同的概念。 四、大气的稳定度 1.大气稳定度 大气稳定度是指大气中的某一气团在垂直方向上的稳定程度。一团空气受到某种外力作用而 产生上升或者下降运动,当运动到某一位置时消除外力,此后气团的运动可能出现三种情况:① 气团仍然继续加速向前运动,这时的大气称为不稳定大气;②气团不加速也不减速而作匀速运动, 或趋向停留在外力去除时所处的位置,这时的大气称为中性大气:③气团逐渐减速并有返回原先 高度的趋势,这时的大气称为稳定大气。 设某一气团在外力作用下上升了一段距离dz,在新位置的状态参数为p、p及T,它周围 大气的状态参数为p、p及T。消除外力后,单位体积气团受到重力pg和浮升力pg的共同作用, 产生垂直方向的升力(p-p1)g,其加速度为: p-p (5-11) 假定移动过程中气团的压力与周围大气的气压随时保持平衡,即p=p,则由状态方程可得 pT=pT,代入上式则得 T-T (5-12) 上式可见,在新位置上,T>T,则a>0,即气团的温度大于周围大气温度时,气团仍然加
气团可视为理想气体，并设气团的压力与周围大气的气压随时保持平衡，在绝热过程中有 dq= 0，则式（5－5）可改写为： 0 v dq = + c dT vdp = （5－6） 气团的物理状态可用理想气体状态方程来描述，即： pv = RT (5－7) pdv + = vdp RdT （5－8） 由式（4－6）、及式（4-8）可得： p vdp = c dT （5－9） 式中 cp—干空气比定压热容，cp＝cv＋R＝1004 J/(kg·K)。 将式（5－1）带入式（5－9），并近似地视气团的密度 ρ 与比体积 v 互为倒数，得： 1 /100 d p dT g K m dZ c γ = − = ≈ （5－10） 上式可见，在干绝热过程中，气团每上升或下降 100 m，温度约降低或升高 1K，即 γd为固定 值，而气温直减率 γ 则随时间和空间变化，这是两个不同的概念。 四、大气的稳定度 1. 大气稳定度 大气稳定度是指大气中的某一气团在垂直方向上的稳定程度。一团空气受到某种外力作用而 产生上升或者下降运动，当运动到某—位置时消除外力，此后气团的运动可能出现三种情况：① 气团仍然继续加速向前运动，这时的大气称为不稳定大气；②气团不加速也不减速而作匀速运动， 或趋向停留在外力去除时所处的位置，这时的大气称为中性大气；③气团逐渐减速并有返回原先 高度的趋势，这时的大气称为稳定大气。 设某一气团在外力作用下上升了一段距离 dz，在新位置的状态参数为 pi、ρi及 Ti，它周围 大气的状态参数为 p、ρ 及 T。消除外力后，单位体积气团受到重力 ρig 和浮升力 ρg 的共同作用， 产生垂直方向的升力（ρ－ρi）g，其加速度为： i i a g ρ ρ ρ − = （5－11） 假定移动过程中气团的压力与周围大气的气压随时保持平衡，即 pi＝p，则由状态方程可得 ρiTi＝ρT，代入上式则得 T T i a g T − = （5－12） 上式可见，在新位置上，Ti＞T，则 a＞0，即气团的温度大于周围大气温度时，气团仍然加
速,表明大气是不稳定的;若T<T,则a<0,气团减速,表明大气稳定。因为气团的温度难以 确定,实际上很难用上式判别大气稳定度 假定在初始位置时,气团与周围空气的温度相等,均为T0,其绝热上升dz距离后,气团温 度为T:=T0-yadz,周围气温为T=T-ydz,式(5-12)则变为: 由式(5-13)可分析大气的稳定性,在y>0的区域,当甲 y=0 y>y时,a>0,气团加速,大气为不稳定;当γ=y时,a=0,100 y<ya 大气为中性;当y<y时,a<0,气团减速,大气为弱稳定,而y>y 出现等温层结与逆温层结时,即y≤0,则大气处于强稳定状 态,图5-6为大气稳定度分析图。分析可见,干绝热直减率 Y=1K/10Om可作为大气稳定性的判据,可用当地实际气层的 y>0 y<0 Y与其比较,以此判断大气的稳定度 t(℃) 图5-6大气稳定度分析 大气稳定度对污染物在大气中的扩散有很大影响。大气 越不稳定,污染物的扩散速率就越快:反之,则越慢。 2.大气稳定度的分类 大气稳定度与天气现象、时空尺度及地理条件密切相关,其级别的准确划分非常困难。目前 国内外对大气稳定度的分类方法已多达10余种,应用较广泛的有帕斯奎尔( Pasquill)法和特 纳尔( Turner)法。帕斯奎尔法用地面风速(距离地面高度10m)、白天的太阳辐射状况(分为强 中、弱、阴天等)或夜间云量的大小将稳定度分为A~F六个级别,如表5-1所示 表5-1大气稳定度等级 地面风速(距地面 白天太阳辐射 阴天的白 有云的夜间 10m处)/m·s 强 中弼天或夜间 薄云遮天或低云≥5/10云量≤4/10 B 35 B C 56 BCD C D BCCDD DDDDD EDDD FEDD >6 D 帕斯奎尔法虽然可以利用常规气象资料确定大气稳定度等级,简单易行,应用方便,但这种 方法没有确切地描述太阳的辐射强度,云量的确定也不准确,较为粗略,为此特纳尔作了改进与 补充。 特纳尔方法首先根据某地、某时及太阳倾角的太阳高度0和云量(全天空为10分制),确定
速，表明大气是不稳定的；若 Ti＜T，则 a＜0，气团减速，表明大气稳定。因为气团的温度难以 确定，实际上很难用上式判别大气稳定度。 假定在初始位置时，气团与周围空气的温度相等，均为 T0，其绝热上升 dz 距离后，气团温 度为 Ti＝T0－γddz，周围气温为 T＝T0－γdz，式(5－12)则变为： d a g dz T γ −γ = （5－13） 由式（5－13）可分析大气的稳定性，在 γ＞0 的区域，当 γ＞γd时，a＞0,气团加速，大气为不稳定；当 γ＝γd时，a＝0， 大气为中性；当 γ＜γd时，a＜0,气团减速，大气为弱稳定，而 出现等温层结与逆温层结时，即 γ≤0，则大气处于强稳定状 态，图 5－6 为大气稳定度分析图。分析可见，干绝热直减率 γd＝1K/lOOm 可作为大气稳定性的判据，可用当地实际气层的 γ 与其比较，以此判断大气的稳定度。 大气稳定度对污染物在大气中的扩散有很大影响。大气 越不稳定，污染物的扩散速率就越快；反之，则越慢。 2. 大气稳定度的分类 大气稳定度与天气现象、时空尺度及地理条件密切相关，其级别的准确划分非常困难。目前 国内外对大气稳定度的分类方法已多达 10 余种，应用较广泛的有帕斯奎尔（Pasquill）法和特 纳尔(Turner)法。帕斯奎尔法用地面风速(距离地面高度 10m)、白天的太阳辐射状况（分为强、 中、弱、阴天等）或夜间云量的大小将稳定度分为 A～F 六个级别，如表 5－1 所示。 表 5－1 大气稳定度等级 地面风速（距地面 白天太阳辐射 有云的夜间 10m 处）/m·s -1 强 中 弱 阴天的白 天或夜间 薄云遮天或低云≥5/10 云量≤4/10 ＜2 A A～B B D 2~3 A～B B C D E F 3~5 B B~C C D D E 5~6 C C~D D D D D ＞6 D D D D D D 帕斯奎尔法虽然可以利用常规气象资料确定大气稳定度等级，简单易行，应用方便，但这种 方法没有确切地描述太阳的辐射强度，云量的确定也不准确，较为粗略，为此特纳尔作了改进与 补充。 特纳尔方法首先根据某地、某时及太阳倾角的太阳高度θh和云量(全天空为 10 分制)，确定
太阳辐射等级,再由太阳的辐射等级和距地面高度10m的平均风速确定大气稳定度的级别。我国 采用特纳尔方法,太阳高度角0可按下式计算: 8,=arcsin[sin p sin &+ cos o cos S cos(151+2-300)1 (5-14) 式中φ、λ一分别为当地地理纬度、经度,(°) t一观测时的北京时间,h: δ一太阳倾角(赤纬),(°),其概略值查阅表5-2。 表5-2太阳倾角(赤纬)概略值 8/(° 月份123456789101112 上旬-22-15-56172222177 15 中旬-21-12-21019 3 下旬-19-9213 21-23 我国提出的太阳辐射等级见表5一3,表中总云量和低云量由地方气象观测资料确定。大气 稳定度等级见表5-4,表中地面平均风速指离地面10m高度处10min的平均风速, 表5-3太阳辐射等级(中国) 总云量/低云量夜间 太阳高度角M/(°) 0≤15°15°<0≤35°35°<0≤65°0>65° ≤4/≤4 1 +2 5~7/≤4 +1 +3 ≥8/≤4 ≥5/5~7 0000 1 +1 000 +1 ≥8/≥8 0 0 0 表5-4大气稳定度等级 地面平均风速 太阳辐射等级 3 2+10-1-2 ≤1.9 A A-B B E F
太阳辐射等级，再由太阳的辐射等级和距地面高度 10m 的平均风速确定大气稳定度的级别。我国 采用特纳尔方法，太阳高度角θh可按下式计算： arcsin sin sin cos cos cos(15 300) h θ ϕ = + δ ϕ δ t + λ − （5－14） 式中 ϕ、λ—分别为当地地理纬度、经度，（°）； t—观测时的北京时间，h； δ—太阳倾角（赤纬），（°），其概略值查阅表 5－2。 表 5 － 2 太 阳 倾 角 （ 赤 纬）概略 值 δ/（°） 月份 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 上旬 －22 －15 －5 6 17 22 22 17 7 －5 －15 －22 中旬 －21 －12 －2 10 19 23 21 14 3 －8 －18 －23 下旬 －19 －9 2 13 23 23 19 11 －1 －12 －21 －23 我国提出的太阳辐射等级见表 5－3，表中总云量和低云量由地方气象观测资料确定。大气 稳定度等级见表 5－4，表中地面平均风速指离地面 10m 高度处 10min 的平均风速。 表 5－3 太阳辐射等级（中国） 总云量/低云量 夜间 太阳高度角θh/（°） θh≤15° 15°＜θh≤35° 35°＜θh≤65° θh＞65° ≤4/≤4 －2 －1 ＋1 ＋2 +3 5～7/≤4 －1 0 ＋1 ＋2 +3 ≥8/≤4 －1 0 0 ＋1 +1 ≥5/5～7 0 0 0 0 +1 ≥8/≥8 0 0 0 0 0 表 5－4 大气稳定度等级 地面平均风速 太阳辐射等级 /m·s -1 ＋3 ＋2 ＋1 0 －1 －2 ≤1.9 A A～B B D E F
A-B 3~4.9 B 5~5.9 C C D CCDD DDDD EDDD FEDD 6 D
2 ～2.9 A ～B B C D E F 3 ～4.9 B B ～C C D D E 5 ～5.9 C C ～D D D D D ≥6 C D D D D D