大气污染气象学bmei.docx

《大气污染气象学bmei.docx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《大气污染气象学bmei.docx（22页珍藏版）》请在taowenge.com淘文阁网|工程机械CAD图纸|机械工程制图|CAD装配图下载|SolidWorks_CaTia_CAD_UG_PROE_设计图分享下载上搜索。

1、Evaluation Warning: The document was created with Spire.Doc for .NET.第三章 大气污污染气象象学讲授2学学时教学要求求要求了解解与大气气污染相相关的气气象学基基本知识识，理解和掌掌握大气气圈的结结构、主主要气象象要素、大大气稳定定度和逆逆温的概概念。教学重点点掌握大气气层结构构及大气气的热力力过程。教学难点点大气的热热力过程程、大气气稳定度度和逆温温。教学内容容：3-11大气圈圈结构及及气象要要素3-22大气的的热力过过程3-33大气的的运动和和风污染物排排入大气气后是否否引起严严重大气气污染除除取决于于污染物物的排入入量外与

2、与污染物物在大气气中的扩扩散稀释释速度关关系极大大。各区区域常常常进行环环境监测测，测定定各污染染物的情情况，我我们会发发现在同同天大气气监测值值差别很很大。而而统一污污染源不不可能差差别很大大，有时时监测值值会几百百倍，造造成这种种现象的的原因是是与污染染物的传传输扩散散与气象象条件有有着密切切的关系系。近年年来，在在研究各各种气象象条件对对大气污污染物的的传输扩扩散作用用和大气气污染物物质对天天气和气气候的影影响条件件中逐渐渐形成了了一门新新的分支支学科大气气污染气气象学。本本章只讨讨论气象象条件对对大气污污染物的的传输扩扩散作用用，初步步掌握厂厂址选择择和烟囱囱设计中中的一些些问题，为为

3、进一步步学习污污染气象象学知识识打下基基础。3-11 概述一 低层大气气的成分分：干洁洁空气、水水汽、气气溶胶粒粒子。二 大气的垂垂直结构构三 影响大气气污染的的主要气气象要素素气象要素素（因子子）：表表示大气气状态和和物理现现象的物物理量在在气象上上称之。气气象要素素的数值值是直接接观测获获得的，主主要有：气温、气气湿、气气压、风风向、风风速、云云况、能能见度、降降水、蒸蒸发、日日照时数数、太阳阳辐射、地地面辐射射、大气气辐射等等，下面面分别介介绍几个个：1. 气温：空气湿湿度是反反映空气气中水汽汽含量和和空气潮潮湿程度度的一个个物理量量，常用用的表示示方法有有：绝对对湿度、水水蒸气压压力、

4、体体积百分分比、含含湿量、相相对湿度度、露点点等。2. 风a)定义义：什么么是风？ 空气气水平方方向的流流动叫风风。b)形成成：风主主要由于于气压的的水平分分布不均均匀而引引起的，而而气压的的水平分分布不均均是由湿湿度分布布不均造造成。风的特性性用风向向与风速速表示，它它是一向向量。由于温度度分布不不均而形形成的风风从图a看看出地面面AB上上，t11 = t2 ,水水平方向向上的温温度和气气压到处处相等，AAB上空空各高度度在水平平方向上上的T、PP也到处处相等，则则等压（各各处气都都相等的的面）与与地面平平行，此此时大气气静止状状（无风风）。B来看，AA、B两两地受热热不均，AA地气温温高于

5、BB地（tt1t2），AA地的空空气因受受热膨胀胀上升而而使等压压面抬高高，因而而在A地地上空各各高度上上的气压压比B地地上空间间高度要要高，造造成等压压面自AA地的气气压必高高于B地地的气压压，在水水平气压压梯度力力的作用用下，空空气自AA地某高高度流向向B地。C来看，由由于b空空气流动动的结果果，B地地上空因因空气流流入造成成堆积而而使质量量增加，地地面气压压升高。AA地上空空空气质质量减少少，地面面气压下下降，于于是地面面上产生生了自BB地指向向A地的的水平气气压梯度度，因此此空气自自B地流流向A地地这样形形成了高高空自AA地流向向B地，地地面自BB地流向向A地的的空气环环流。风的形成成

6、除热力力原因外外，还有有动力原原因，自自然界的的风是由由于这两两种原因因综合作作用的结结果，但但只要有有温差存存在，空空气就不不会停止止运动。a) 风的度量量风的大小小有叫风风速：在在单位时时间内，空空气水平平流动的的距离，mm/s。风速的测测定：EEL型电电接风向向风速仪仪（连续续自动测测定每110分钟钟的平均均风速值值），通通常，气气象台站站测得的的风向、风风速都是是指一定定时间的的平均值值。小时平均均风速（一一般在一一年期间间）；110分钟钟平均风风速（在在实验室室）风向：分分为166方位，见见图2-2，还还有一表表示方法法，以北北为零点点，沿顺顺时针方方向旋转转。注意字的的写法：NW

7、NWN N NEN NE WNW ENEW E ESE WSW SW SWS S SES SE 图2-2NE 东东北 NNNE 北东北北b) 性质：随时在变变化，如如我国季季风是我我们的特特色（冬冬天东北北风）；（1） 随高度变变化，在在一定范范围内，风风随高度度的增大大而增大大。地面面有建筑筑物，树树木的影影响。风速随高高度变化化的曲线线叫风速速廓线，其其数学表表达式叫叫风速廓廓线模式式。风速速廓线模模式都是是在气象象要素正正常分布布的情况况下推导导出来的的。在近近地层中中性层结结情况下下推导的的两个表表达式分分别为：对数律： ZZ-离地地面的高高度Z0-粗粗糙度（mm）M-系数数指数律：

8、ZZ1-风速速仪的高高度- Z11高度处处的平均均风速（mm/s） mm-指数（2） 随地理位位置而变变山区会产产生山风风、谷风风，海区区有海陆陆风（上上海大连连等）3云云是发生生在高空空的水汽汽凝结现现象。形成的基基本条件件：水蒸蒸汽和使使水蒸汽汽达到饱饱和凝结结的环境境。云的分类类：高云云：离地地面50000mm以上，冰冰晶构成成； 中云：离地面面2500050000m间间，过冷冷的微小小水滴及及冰晶构构成； 低云：离地面面25000m以以下，由由微小水水滴和冰冰晶构成成。云量：云云量是指指云遮蔽蔽天空的的成数。将将天空分分为十份份。这十十分中被被云所遮遮盖的成成数称为为云量。如如在云层层

9、中还有有少量空空隙（空空隙总量量不到天天空的11/200）记为为10 ；当当天空无无云或云云量不到到1/220时，云云量为00。国外云量量与我国国云量间间的关系系，国际际云量（88分）总云量：指所有有云遮蔽蔽天空的的成数，不不论云的的层次和和高度。低云量：低云的的云掩盖盖天空的的成数。云量的纪纪录：一一般云量量/低云云量的形形式记录录 如110/77。云状：多多种多样样，19932年年国际云云学委员员会出版版的国际际云图，云云状分为为四族十十属。云高：指指云底距距地面的的垂直距距离，以以米为单单位。测定方法法：激光光测云仪仪、弧光光测云仪仪等，目目力测定定法。4能见见度在当时的的天气情情况下，

10、正正常人的的眼睛所所能看到到的最大大距离叫叫能见度度。能见就是是能把目目标物的的轮廓从从它的天天空背景景上分辨辨出来，为为了知道道能见距距离的远远近，首首先必须须选择若若干固定定的目标标物，量量出他们们距测点点的距离离。四 能见度的的大小反反应了大大气的混混浊程度度，反应应出大气气中杂质质的多少少。气压压与高度度的关系系任一点的的气压值值等于该该地单位位面积上上的大气气柱重量量，可见见气压总总是随高高度的增增加而降降低的。气气压随高高度递减减关系式式可用气气体静力力学方程程式描述述设一单位位截面积积的垂直直气柱，在在Z高度度上气压压为P，在在（Z+Z）气气压下降降数量等等Z这段段气柱的的重量，

11、即即：（PP-P）-P=gZ则P=-gZ。g-重力加加速度； -空气气的密度度微分式：dp=-gdzz-(aa)即静力方方程式，它它表示空空气在静静止状态态下，气气压随高高度的变变化规律律称为气气压梯度度或单位位高度的的气压差差将气体体状态方方程式P V = nn R T 以Tm平平均气温温代替真真实气温温T分别别从P11 PP2、Z1 Z2积分得得：此式即压压高公式式-静力方方程式得得积分式式据实测近近地层高高度每升升高1000米，气气压平均均降低约约12.4毫巴巴，在高高层小于于此值。3-22 大大气的热热力过程程一 太阳辐射射太阳的辐辐射能是是地球表表面和大大气的唯唯一能量量来源，地地面

12、和大大气获得得辐射能能增热的的同时，本本身放出出热辐射射而冷却却，所以以大气内内部始终终存在着着冷与暖暖的变化化，冷、暖暖在某种种意义上上讲决定定着空气气的干湿湿与降水水，决定定着低气气压的分分布，影影响着大大气的运运动，也也就影响响了排放放至大气气的污染染物质的的扩散稀稀释。1什么么是辐射射自然界中中的一切切物体都都以电磁磁波的形形式时刻刻不停的的向外传传递能量量，这种种传递能能量的方方式称为为辐射，以以辐射的的方式向向四周输输送的能能量称辐辐射能，有有时简称称辐射。辐射能的的不同，在在于电磁磁波的波波长不同同，波长长即指两两连续波波间波峰峰至波峰峰的距离离，物体体放射的的波长视视物体的的温

13、度而而定，物物体的温温度增加加放射的的波长减减短，太太阳由于于温度很很高，它它的辐射射波长在在0.1154.00m（110-44cm）之之间。辐辐射最强强在0.4755m附近近。地球球表面平平均温度度在155，辐射射最强是是在100m附近近，太阳阳放出主主要辐射射的波长长只有地地球放出出的波长长的，所所以我们们称太阳阳辐射是是短波，地地球辐射射是长波波，太阳阳、地球球和大气气的辐射射波长在在0.1151200m之间间，其中中0.440.776m可见见光波长长。波长长00.766m的为为红外线线。据估算一一年中整整个地球球可以从从太阳获获得1.310244卡热量量，在不不计大气气影响条条件下，一

14、一分钟内内太阳投投射到地地球表面面每一平平方厘米米面积上上的能量量称为太太阳辐射射强度。据据计算，在在大气上上界，即即无大气气影响条条件下，与与太阳成成垂直的的平面上上，每平平方厘米米面积上上每分钟钟获得的的热量为为1.994卡，这这是在日日地平均均距离下下求得的的，称为为太阳常常数。概概括而言言：（1）太太阳表面面温度660000K，它它的辐射射波长00.1554.00m，辐辐射最强强在0.4755m长波波；地球表面面温度115，它的的辐射波波长2.01200m，辐辐射最强强在100m短波波。（2）各各种物体体接受辐辐射波长长有选择择性。（3）各各种物体体高于00，就可可辐射波波长，也也可接

15、受受辐射波波。（4）太太阳辐射射的波长长是地球球的。2大气气对太阳阳辐射的的减弱及及影响因因素地球周围围若没有有大气圈圈，地面面可能获获得同样样的太阳阳辐射强强度，但但由于大大气的存存在使到到达地面面的太阳阳辐射强强度远比比7.994卡少少，这主主要由于于大气对对太阳辐辐射有减减弱、消消耗等影影响，主主要通过过下述作作用。（1） 吸收辐射射大气中的的水蒸汽汽、COO2、吸收收波长较较长的红红外部分分，O33能强烈烈吸收紫紫外线（00.2555m的吸吸收999%），NN2不吸收收太阳辐辐射。大大气吸收收太阳辐辐射后变变成了热热能，因因此在平平流层臭臭氧比较较集中的的地方温温度较高高。（2） 散射

16、作用用散射：使使太阳辐辐射的直直线射程程发生偏偏斜，向向四面八八方散开开的现象象称为散散射。大大气中的的云滴、尘尘粒、空空气分子子对太阳阳辐射有有散射作作用，散散射只改改变太阳阳辐射的的方向，对对大气的的热能无无影响，经经散射，一一部分到到地面，一一部分返返宇宙。（3） 反射大气层云云层和较较大颗粒粒的尘埃埃能将一一部分太太阳辐射射反射到到空间去去，所以以阴天地地面得到到的太阳阳辐射很很少。上述三种种作用以以反射作作用最大大，散射射次之，吸吸收最小小。（4） 透过大气气层辐射能传传递关系系：上述中反反射和散散射返回回宇宙空空间的占占43%，大气气直接吸吸收的占占14%，其余余43%到达地地面被

17、地地面吸收收。（包包括直接接到达地地面的227%和和散射回回地面的的16%两部分分）3大气温温度依地地面温度度的变化化关系辐射能力力极大值值对应的的波长（max）同辐射体的绝对温度T成反比。温度越高，辐射波长越短。地面温度度为20003000K，据据此下地地面辐射射是种长长波辐射射，大气气也以长长波辐射射方式向向四周输输送热量量，其中中一部分分投向地地面称为为大气的的逆辐射射。这样样大气能能防止地地面热量量的大量量散失，对对地面有有保温作作用。地地面辐射射G1与被地地面吸收收的大气气逆辐射射G2之差称称为地面面有效辐辐射或称称夜间有有效辐射射R=GG1-G2。若无大气气，地面面的温度度不是11

18、5，而是是-233（据计计算）大大气圈的的存在防防止了夜夜间地面面热量迅迅速散失失引起的的急剧降降温，因因而减少少了温度度的日变变辐。大气对太太阳的短短波辐射射吸收很很少（仅仅臭氧对对其有吸吸收），而而大气中中的水汽汽、COO2能大量量吸收地地面的长长波辐射射，因此此太阳辐辐射不是是大气，特特别不是是近地层层大气的的主要热热源。近近地层大大气温度度主要受受地表温温度的影影响，据据统计约约有75595%的地面面长波辐辐射被大大气吸收收，而且且几乎在在近地面面4050米米的气层层中就完完全被吸吸收了。所所以地面面温度的的同期性性变化自自然会引引起空气气温度的的自然性性变化。地面温度度（土壤壤温度）

19、的的日变化化是周期期性的，具具有一最最高值和和最低值值，在一一天里地地表温度度最高值值在133点左右右，最低低温度在在日出前前后。在陆地上上，大气气温度的的波动传传播基本本遵从土土壤中温温度波动动传播规规律，离离地面越越高，振振幅越小小，位相相越落后后，陆地地上最高高气温出出现在114点到到5点，最最低气温温出现在在日出时时。海洋气温温日变辐辐稍大于于水面温温度日变变辐，一一般洋面面温度昼昼夜都比比气温高高，洋面面气温日日变辐为为12；内陆陆湖面气气温日变变幅较大大，可达达10左右，水水面最高高气温出出现在112点半半左右，最最低气温温出现在在日出前前后。洋洋面气温温日变化化是有太太阳辐射射直

20、接作作用造成成的。因因为海洋洋水面温温度几乎乎昼夜不不变，是是洋面上上空气含含水汽量量较多的的结果，其其日变辐辐的极值值都比水水温提前前些。气温的年年变化曲曲线与地地表温度度年变化化曲线平平行，但但振幅较较小。陆陆地最高高月温在在7月，最最低月温温在1月月。海洋洋或海滨滨地带最最高月温温发生在在在8月月，最低低月温在在2月或或3月初初。1热力力学第一一定律 大气中中的热力力学过程程遵循热热力学第第一定律律，即能能量守恒恒定律。加加于任一一封闭物物质（气气体）的的热量等等于该物物系内能能的变化化和物系系对外所所做的功功即：在无非膨膨胀功时时，其微微分表达达式为式中：ddQ-加入物物系的热热量 R

21、-气体体常数 CCp-恒恒压比22大气气绝热过过程绝热过程程：运动动中跟外外部无热热的交换换，由于于压力的的变化而而引起内内部的能能量的变变化。非绝热过过程：运运动中跟跟外部有有热的交交换。实际中大大气中的的变化是是非绝热热变化，但但计算时时我们近近似认为为是绝热热变化（气气块在大大气中的的运动）。原因有三三：（1） 空气的导导热率较较小，变变化慢；（2） 气块大气气中运动动很快；（3） 气压变化化很大。大气的绝绝热方程程：绝热： 由T1、PP1到T2、P2作定积积分得因CP - CCV = R CPP/CV = KK 空气=1.4404的的大气绝绝热方程程：3干绝绝热递减减率：一干气块块在大

22、气气中上升升运动时时，四周周围气压压减小而而膨胀（PPP0）一部部分内能能用于反反抗外压压作膨胀胀，温度度下降（TTP0），外外力对它它作压缩缩，功转转化为内内能，其其温度将将上升（TTT0）。绝热垂直直递减率率：气块块在绝热热过程中中，垂直直方向上上每升降降单位距距离的温温度变化化值称为为绝热垂垂直递减减率（通通常取1100米米），单单位：度度/1000米。干绝热垂垂直递减减率(d): 干气块块在绝热热过程中中，垂直直方向上上每升降降单位距距离的温温度变化化值称为为绝热垂垂直递减减率（通通常取1100米米），通通常100/1000米。（1） 准静力条条件绝热过程程中气温温、气压压都是指指大气

23、中中气块本本身的特特性，但但是对于于气压而而言，一一般情况况PP环，若过过程进行行的十分分缓慢，可可使外界界气压变变化与系系统内部部气压变变化充分分平衡，每每一瞬间间外部气气压与内内部气压压看成是是相等的的，即PP=P环环这个条条件称为为准静力力条件。讨讨论的大大多数过过程我们们认为满满足准静静力条件件，即PP=P。（2） 干绝热直直减率d定义： （一般般dZ=1000米） T-气块块温度； T-环环境温度度。实际际中T与T之之差不超超过1000，T/T1干绝热气气团是未未饱和状状态，不不会有状状态的变变化，负负数表示示气块在在干绝热热上升过过程中温温度随高高度的降降低，若若不计高高度纬度度影

24、响取取g=99.188m/ss2，CP=10004.8J/Kg*K则d = 1K/1000m这表示干干空气在在作干绝绝热上升升（或下下降）运运动时，每每升高（或或下降）100米，温度降低（或升高）1度。（3） 湿空气的的绝热变变化湿空气团团作绝热热升降时时情况较较复杂，在在升降过过程中若若无相变变化，其其温度直直减率和和干绝热热直减率率一样，每每升降1100米米温度变变化10C，若有有相变化化，每升升高1000米，温温度变化化小于110C。湿空气上上升达到到饱和状状态并开开始凝结结的高度度称为凝凝结高度度，在凝凝结高度度以下，其其温度变变化同干干空气一一样；在在凝结高高度以上上，温度度变化小小

25、于干空空气的变变化值，饱饱和空气气每上升升（或下下降）单单位距离离空气的的温度变变化称为为湿绝热热递减率率m，约为为0.550C/1000米。一、 大气的静静力稳定定度1气温温的垂直直分布 11）温度度层结：温度随随高度的的分布情情况称之之温度层层结。它它影响了了大气中中垂直方方向的流流动情况况，由于于地面构构筑物不不同，温温度层结结不同。 22）温度度层结类类型a 温度随高高度的增增加而降降低，一一般情况况是这种种规律。b 温度梯度度等于或或近似于于1/1000m称中中性。c 温度随高高度增加加而升高高，称为为逆温。温度不随随高度变变化，称称为等温温。见图图： 层结曲曲线3）温度度层结日日变

26、化H H H 夜里午上上H tt HH t H tt中午下午午落日夜夜里 tt t t4）温度度变化的的实质温度变化化的实质质是内能能变化。5）环境境温度直直减率（定定义是干干绝热直直减率相相同），环环境温度度的变化化。不是一一常数，随随太阳辐辐射、气气候等而而变化，对对流层环环境温度度直减率率的平均均值为00.655/1000m。大气环境境的各种种状态：H =00 tt(平均均状态)(干绝绝热状态态)=00（等温温状态）d(超绝绝热状态态) 66）位温温（）气块在不不同高度度有不同同温度，不不好比较较，为便便于比较较，引出出位温。把把各层中中的气块块循着干干绝热的的程序订订正到一一个标准准高

27、度1100000hPPa处，这这里具有有的温度度称之为为位温（）。任何一气气块的位位温是不不变的。（干干绝热情情况） TT、P分分别为气气块最初初的压力力和温度度，而非非绝热情情况下，位位温是变变化的。11标准大大气压力力=10013.32mmb（毫毫巴） 1mbb=1003达因/cm22 P00=13.5966g/ccm376ccmg=10013.32mmb2大气气稳定度度1）准静静力条件件： 大气气稳定度度：表示示空气是是否安于于原来的的层次，是是否易于于发生垂垂直运动动。即指指大气沿沿铅直方方向稳定定的程度度。2）大气气稳定度度的分类类（3类类） 如果气块块受力离离开原来来的位置置，仍加

28、加速前进进，这时时，大气气是不稳稳定的。 如果气块块受力离离开原来来的位置置，气块块逐渐减减速并有有返回原原来高度度的趋势势，这是是稳定状状态。 如果气块块受力离离开原来来的位置置，就停停在哪里里，既不不加速也也不减速速，中性性状态。3）如何何判别稳稳定度a设气气块状态态为T、P、,环境境大气状状态为TT、P、,气块受到的浮力为： 重力为：它的静浮浮力为：因为P=RT 到达某一一位置时时P= P(达准准静力条条件) 设气块块在起始始位置高高度的温温度和环环境温度度相同，等等于T00带入得得对于未未饱和空空气，干干空气按按d变化化。（认为起起始T00与T0项等）讨讨论：气块上上升时,dZ上上升。

29、 气块下下降时,dZ下下降。无论上上升，下下降均属属于不稳稳定状态态。气块上上升，ddZ上升升， 气块块下降，ddZ下降降，在此状态态下不易易扩散。=0等温； 判断断大气是是否稳定定可利用用来判断断。一般般实验时时用此法法。 同同时对饱饱和空bb用位位温梯度度判别c用层层结曲线线和状态态曲线（上上升空气气块温度度随高度度的变化化）判别别气而言言可用判判别。二、 逆温逆温的定定义：温温度随高高度的增增加而增增加，此此时逆温的最最危险状状况是逆逆温层正正好处于于烟囱排排放口。跟我们研研究污染染有关的的因素： 逆温层的的消失时时间 逆温层低低的高度度 逆温层的的厚度 逆温的强强度（温温度随高高度的变

30、变化情况况）不同季节节都应掌掌握上述述数据。形成逆温温的过程程多种多多样，最最主要有有以下几几种： 辐射逆温温（较常常见） 平流流逆温 锋面面逆温 湍流流逆温 下沉沉逆温自学、要要求掌握握辐射逆逆温的形形成机理理，了解解其它辐辐射逆温温的形成成机理。1辐射射逆温白天由于于太阳射射来的辐辐射能是是地面收收入的能能量比支支出的多多，地面面温度升升高；夜夜间，地地面支出出的能量量比收入入多，地地面温度度下降。由由于大气气是直接接吸收从从地面来来的辐射射能，愈愈靠近地地面的空空气受地地表的影影响越大大，所以以接近地地面的空空气层在在夜间也也随之降降温，而而上层空空气的温温度下降降得不如如近地层层空气快

31、快，因此此，使近近地层气气温形成成上高下下低的逆逆温层，这这种因地地面辐射射冷却而而形成的的气温随随高度增增加而递递增现象象叫辐射射逆温。辐射逆温温开始于于日落（图图a），随随着夜深深，地面面消失的的热量越越多，逆逆温逐渐渐向上扩扩展，黎黎明时达达最强。日日出后（图图b），太太阳辐射射逐渐加加强，地地面很快快增温，逆逆温便自自下而上上逐渐消消失。辐射逆温温在大陆陆常年出出现，以以冬季最最强。因因夏季夜夜短，逆逆温层较较薄，消消失也快快；冬季季夜长，逆逆温层较较厚，消消失也慢慢。在山山谷与盆盆地区域域，由于于冷却的的空气沿沿斜坡流流入低谷谷和盆地地，因而而常使低低谷和盆盆地的辐辐射逆温温得到加加

32、强，往往往持续续数天而而不消失失。辐射逆温温对污染染极不利利。2平流流逆温因空气的的平流而而产生的的逆温，称称平流逆逆温。形成：暖暖空气平平流到冷冷的地面面或冷的的水面上上会发生生接触冷冷却的作作用，下下层空气气受地面面影响大大，降温温愈多，而而上层空空气受冷冷地面的的影响小小，降温温较少，产产生逆温温现象。平流逆温温的形成成还与湍湍流和辐辐射作用用有关。湍湍流愈强强，逆温温层底部部气温降降得愈低低，逆温温愈明显显。3湍流流逆温低层空气气的湍流流混合而而形成的的逆温叫叫湍流逆逆温。形形成过程程见图：a 图中的AAB是气气层未经经湍流混合前的的气温分分布，可可以看到到当时的的d；低层层经湍流流混

33、合后后，气温温直减率率将逐渐渐接近干干绝热直直减率。这这是因为为在湍流流运动中中空气将将上下运运动，上上升或下下沉的空空气温度度都将按按干绝热热直减率率变化。因因此，升升到混合合层上部部的空气气由于降降温比周周围空气气迅速，其其温度比比周围空空气低。同同理，下下沉空气气比周围围空气温温度高，这这样混合合的结果果将是混混合层以以上的混混合层与与不受湍湍流混合合影响的的上层空空气中间间出现了了过渡层层DC层层（逆温温层）。 图aa 图图b4下沉沉逆温由于空气气下沉压压缩增温温形成的的逆温称称为下沉沉逆温。形成：当当某一层层空气发发生下沉沉运动时时，因气气压逐渐渐增大，以以及气层层向水平平方向辐辐射

34、，其其厚度减减少（hhh）。若若下沉过过程绝热热 且各各层中各各部分空空气的位位置相对对不变，这这样空气气层顶部部下沉的的距离（ll+h），要要比底部部下沉的的距离（hh+l）为为大。所所以顶部部空气的的绝热增增温要比比底部多多。当下下沉到某某一高度度，出现现了空气气层顶部部的温度度高于底底部的温温度。见见图：下沉逆温温多出现现在高压压区内，范范围较广广，厚度度很大，冬冬天常与与辐射逆逆温结合合在一起起，它对对高架源源影响较较大。严格讲，扩扩散荷点点也受电电场强弱弱的影响响，因为为离子的的运动除除受扩散散力支配配外也受受电场力力支配，如如忽略电电场力的的影响，简简化为只只取决于于气体的的动力状状况，还还将在此此条件下下（忽略略）给出出了扩散散荷电量量的计算算公式：（6-6式，PP15）22