气象学基础一、太阳辐射（一）概述太阳是一个巨大的炽热的气体星球，它以电磁波方式向宇宙空间放射能量的过程称为太阳辐射。太阳辐射能是十分巨大的。整个太阳每分钟向四周辐射 5.44×1027卡热能。据估计一年内到达地球的太阳辐射仅是太阳辐射能的 22 亿分之一。虽然如此,足以维持地球上一切自然过程对能量的需求，是地球上最主要的能量源泉。太阳是一个炽热的气体球，它的表面温度为 6000K。斯蒂芬—玻耳兹曼定律指出：黑体的总放射能力(ETb)是它本身的绝对温度的四次方成正比。即：ETb＝ Ｔ4．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．．（2-１）（2-1)式表明，辐射体温度愈高，辐射出来的能量愈多。反之亦然。太阳辐射的波长范围比较广，其能量的绝大部分集中在波长 0.15～4.0μm 之间。其中可见光区(0.4～0.76μm ）的能量约占 50%，红外区（大于 0.76 μm ）占 43%，紫外区（波长小于 0.4μm ）占 7％，太阳辐射最大能力所对应的波长（λm）为 0.475μm 。气象学中常把太阳辐射称为短波辐射。太阳辐射强度表示的是垂直于太阳光平面，一平方厘米的表面上，一分钟内获得的太阳辐射能量。在日地平均距离条件下，大气上界垂直于太阳光线的一平方厘米面积上，每分钟内获得的太阳辐射能，称为太阳常数，其数值为 1.95 卡／厘米2•分。太阳常数是大气上界的大阳辐射强度。太阳活动强弱不同，太阳常数值也有变化，变化范围为 1～2％。（二）太阳辐射在大气中的减弱由于大气对太阳辐射有吸收、散射和反射作用，使太阳辐射经过大气层时有显著变化。大气中吸收太阳辐射较强的主要成分有水汽、臭氧和二氧化碳等。其吸收作用有选择性。水汽主要是吸收 0.93～2.85 μm 之间红外区的辐射。二氧化碳在红外区 4.8μm 附近吸收较强。臭氧主要吸收紫外区的辐射。可见，大气对太阳辐射的主要吸收带均位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域。因此，大气直接吸收的太阳辐射并不多，由此而引起大气增温也不显著。特别是对于对流层大气而言，太阳辐射不是大气增温的直接热源。太阳辐射通过大气层时遇到空气分子、尘埃、水分子等质点时，就要以质点为中心向四面八方传播，称为散射。散射并不把辐射变为热能而只是改变辐射方向：散射作用可有两种情况，一种是发生散射作用的质点是空气分子或微小的尘埃，它们的散射能力与波长的四次方成反比。因此，这种散射具有选择性，波长愈短，散射能力愈强。在可见光部分蓝紫光波长最短，散射能力最强。所以在晴朗的天空特别是雨过天晴时，天空呈现蔚蓝色。另一种是发生散射作用的质点较大。它们的散射作用无选择性，各种波长同样被散射，这时天空呈白色。大气中的云层和尘埃对太阳辐射有反射作用，能将太阳辐射中的一部分反射到宇宙空间去，其中云的反射作用最为显著。云的平均反射率为 50～55%。由于大气对太阳辐射的吸收、散射和反射作用，使到达地面的太阳辐射主要变化有：①太阳总辐射明显减弱。若以到达大气上界的太阳辐射做 100％，其中约有 27％因反射和散射而返回宇宙空间，24％被大气直接吸收，49%到达地面，地面又将其中的 4％反射回宇宙太空，实际只有 45%被地面吸收。②太阳辐射能随波长的分布变得不规则，由于波长短的辐射能减弱得显著。蓝紫色辐射量比例减少，红橙色辐射能量比例增大。太阳辐射通过大气层时，被减弱的程度还决定于太阳光穿过大气层的厚度和大气的浑浊程度。（三）到达地面的太阳辐射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；二是经大气中的质点散射后，自天空投射到地面的，称为散射辐射，两者之和称为总辐射。太阳直接辐射是地面获得太阳辐射能量的重要方式之一。它的强弱受许多因素制约，其中最重要的是太阳高度角和大气透明度。太阳高度角的大小，决定着地面单位面积上所获得的太阳辐射的多少。太阳高度角愈大，等量的太阳辐射散布的面积愈小，单位面积上所获得的太阳辐射愈多，太阳辐射则愈强，反之亦然。朗伯定律定量得表述了太阳辐射量与太阳高度角的关系，即：Ι=Ιοsinh……………………………….（2-2）式中的 h 为太阳高度角；Ιο为辐射强度，Ι 为水平面上的太阳辐射量。其次，太阳高度角的大小，也决定太阳辐射通过大气层的路程长短，太阳高度角愈小，太阳辐射穿过大气层的路程愈长，太阳辐射被削弱的愈明显，反之亦然。 图 2-1太阳高度角与受热面积的关系图由于太阳高度角随纬度增加而减小，同一纬度又随时间而变化，故太阳直接辐射的分布随纬度而异。同一纬度随时间而有年变化和日变化。散射辐射也是地面获得太阳辐射的重要方式。散射辐射的强弱也和太阳高度角及大气浑浊程度有密切关系。太阳高度角增大，到达地面的散射辐射则增强；反之减弱。云也影响散射辐射。有薄的高云时，散射辐射比无云时大得多。阴天的散射辐射比晴天大。到达地面的太阳直接辐射和散射辐射之和，称为太阳总辐射，分析了太阳直接辐射和散射辐射之后，就比较容易理解太阳总辐射的变化了。到达地面的太阳总辐射，并非完全被地面所吸收，其中一部分被地面所反射，称为地面反射辐射。地面对太阳辐射的反射能力的大小，通常用反射率（α ）的表示。地面反射率是地面反射辐射（R ）和投射到地面的太阳总辐射的百分比，即………………………………….( 2-3)地面反射率因地面性质和状况而异。新雪的反射率最大，可达 80％以上。水面的反射率最小，一般为 2～4％。由于地面性质的差异，地面反射率不同，各种地面所吸收的太阳辐射则有明显差异。这种差异是造成同一纬度气温分布不均匀的重要原因之一。表 2-1不同性质地面的反射率（％）二、地面辐射和大气辐射地面吸收了太阳辐射，同时也依据本身的温度不停地向外放射辐射。由于地面温度（变化于 200～300K）远较太阳表面温度为低。在这样温度下，地面辐射能量主要位于波长 4～120μm 范围内，因而地面辐射被称为长波辐射。大气中的水汽、二氧化碳、臭氧等都能强烈地吸收地面长波辐射，其中水汽对长波辐射的吸收最显著。据统计 75～95％的地面辐射被大气吸收。大气直接吸收太阳短波辐射很少，它主要靠吸收地面长波辐射而增温，大气吸收地面辐射同时依据本身温度不停地向外放出辐射，称为大气辐射。其中投向地面的大气辐射，称为大气逆辐射。大气辐射的能量集中在 70～120μm 波长范围。也属于长波辐射。大气逆辐射使地面因放射长波辐射所损耗的能量得到了一定补偿，减少了地面的能量损失。可见，大气对太阳短波辐射吸收很少，能让大量的太阳短波辐射穿过大气到达地面。同时大气又强烈地吸收地面的长波辐射而增热，并以大气逆辐射的方式返回给地面一部分，补偿了地面辐射的部分损失，使大气对地面起到了保温作用。大气对地面的保温作用，称为大气温室效应。有人曾计算：如果没有大气保温作用，近地表面的平均温度为–23゜C，实际近地面的平均温度是 15゜C，可见由于大气的存在，使地表面温度提高了 38゜C。 地面辐射与大气逆辐射是大气中经常存在的两个方向相反的长波辐射。地面辐射和地面所吸收的大气逆辐射之差值，称为地面有效辐射（ Fο）即：…………………………………………………….( 2-4 )由于气温通常低于地面温度，所以地面辐射值一般大于大气逆辐射。在通常情况下 Fο为正值。因此，地面有效辐射是地面通过长波辐射的交换而实际损失的热量。地面有效辐射值的大小，表示地面实际损失热量的多寡。地面有效辐射的大小随地面温度、气温、湿度、云等因素而变化。若地面温度升高，地面辐射增强，如果其它条件不变．则地面有效辐射增大。气温升高，大气逆辐射增强，若其它条件不变，地面有效辐射减少。有云时（特别是浓密的低云），大气逆辐射明显增强。地面有效辐射则减小，云像一个覆盖层，阻挡地面辐射的散失，又使大气逆辐射增强，从而减小地面有效辐射。人造烟幕之所以能防御霜冻，道理就在此。三、辐射差额地面吸收太阳总辐射而获得热量，同时通过地面有效辐射而失去热量。地面所吸收的太阳总辐射与地面有效辐射的差值，称为地面辐射差额，也称地面辐射平衡。公式为：……………………………… (2-5)中， Rℵ为地面辐射差额，Q 为太阳直接辐射；q 为散射辐射；α 为地面反射率； Fο为地面有效辐射。地面辐射差额实际上是表示地面热量收入与支出平衡关系的。从（2-5)式可知，地面辐射差额可为正值，也可为负值。地面辐射的收入大于支出，Rℵ值为正，地面热量有盈余、地面温度随之升高。反之， Rℵ值为零，地面温度保持不变。一天之中，白天地面吸收的太阳总辐射通常超过地面有效辐射，故 Rℵ>0，且 Rℵ的变化一般是中午达最大值。夜间， Rℵ为负值，即夜间的辐射能量是支出的。一年之中，地面辐射差额的变化，因纬度而异。纬度愈低，辐射差额保持正值的月份愈多；反之，纬度越高，辐射差额保持正值的月份就愈少（图 2-2）。图 2-2不同纬度辐射差额的年变化把地面和大气看成一个系统，则此系统的辐射差额，称为地－气系统的辐射差额。在这个系统中，收入部分是由地面和大气所吸收的太阳辐射所组成的，而支出部分则是辐射到宇宙空间去的地面和大气长波辐射。地—气系统辐射差额随纬度而变化，在 35゜S～35゜N 间，地－气系统辐射差额为正值。在此以外地区，辐射差额为负值，且愈向高纬度，负值愈大。辐射差额的日变化和年变化，决定气温的日变化和年变化。辐射差额的地理分布制约气温随纬度的分布，也是引起高、低纬度之间大气环流和洋流运动的基本原因。 图 2-3地面和对流层大气各纬度带上的辐射收支一、大气的增温和冷却地球表面是大气增温的直接热源，在进入大气层的太阳辐射能中，被大气直接吸收而使大气增温的能量不多，大部分被地面所吸收，然后以传导、辐射、对流、蒸发与凝结等方式，将地面的热量传输给大气，地面与大气之间不断进行热量交换，从而引起气温的变化。辐射 地面主要依靠吸收太阳辐射而增温，同时又以地面辐射方式向大气传输热量。大气也以大气逆辐射的方式向地面传送热量。这样，它们之间通过长波辐射不停地进行热量交换。白天，大气吸收的地面辐射大于大气辐射的支出。因此气温升高；夜晚，支出大于收入，热量作反向传输，气温降低。地面辐射所能达到的高度，大约 40～50m，再向上热量的传输靠对流、湍流等方式。对流 对流是大气中大规模有规律的上升和下降运动。它是大气层中热量交换的重要方式，它可以由热力作用引起，也可以因动力作用而产生。对流的升降速度很大，有时可达 10m／s 以上。当大气处于不稳定的情况下，对流的高度可达到对流层顶。通过对流，上、下层空气互相混合，热量也就随之得到交换。湍流 大气中小规模的不规则运动称为湍流，又称乱流。湍流是大气层相互之间发生摩擦或空气流过粗糙的地面时产生的。有湍流时，相邻空气层之间发生混合，热量也就得到了交换。湍流是摩擦层中热量交换的重要方式之一。蒸发与凝结 水在蒸发（或冰面升华）时要吸收热量；相反，水汽凝结（或凝华）时，又会放出潜热。大气中经常发生蒸发和凝结过程。蒸发所消耗的大量热量以潜热形式储存在水汽中，每克水的潜热为 597 卡。水汽凝结时，则把同样多的热量释放出来。这样，从地面蒸发的水汽进入大气，在适当条件下产生凝结，将潜热释放出来，这样就把地面热量传送给大气。因此，蒸发和凝结也使地面和大气间产生热量交换，由于大气中的水汽主要集中在 5km 以下的大气层，所以这种方式的热量交换主要发生在大气低层。以上几种热量交换方式，在大气增温和冷却过程中不是孤立的，通常是相互影响，共同作用，但每种方式对大气中热量传输所起的作用各不相同。大气和地面之间的热量交换以长波辐射最重要；大气层之间的热量传输以对流、湍流为主，其次是蒸发与凝结。此外，空气与地面之间，空气层之间，还可以通过传导方式传递热量，但空气的传热能力很差，通过传导方式所传输的热量很少，它的作用仅在贴地气层中较明显。二、气温随时间的变化气温随时间的变化分周期性变化和非周期性变化两种。气温的周期性变化表现为气温的日变化和年变化。因为随着地球的自转和公转。某地所接受的太阳辐射就有以日、年为周期的变化。从而制约着气温的周期性变化。 气温日变化是以一天为周期的变化。一天中有一个最高气温和一个最低气温，最高气温出现在午后两点左右、最低气温出现在日出前后。一天之中最高气温和最低气温的差值，称为气温日较差，气温日较差表示一天中气温变化的幅度。气温日较差的大小与纬度、季节、地表性质、地形及天气状况等因素有关。气温年变化是以一年为周期的变化，其特点是一年之中月平均气温有一个最高值和一个最低值。气温年变化曲线呈单峰型（南北回归线之间的地区，呈双峰型）,一年中北半球陆地的气温以 7 月份最高，l 月最低；海洋上的气温以 8 月为最高，2 月最低。因为海洋的增温冷却比陆地慢，最高、最低气温出现的月份比大陆迟。一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称为气温年较差，气温年较差的大小与纬度、海陆分布、地形等因素有关。气温随时间的不规则变化，称为气温非周期性变化。例如，春季天气逐渐回暖时，常因冷空气的南下有突然降温的现象。秋季天气逐渐变冷，往往也会因暖空气来临，气温回升，气温的非周期性变化是由大气运动引起的。实际气温的变化，总是包含着周期性变化和非周期性变化。不过，从总的趋势和大多数情况看，气温的周期性变化是主导的。三、气温的地理分布气温不仅随时间变化，而且在同一时间气温的地理分布也是不均匀的。气温的地理分布通常用等温线图表示。等温线是在地图上，把气温相等的各地联结而成的曲线。等温线的不同排列可以揭示气温的地理分布，从等温线延伸和排列方向看，如等温线呈东西方向延伸，南北方向排列，表示气温的分布随纬度变化；等温线若同海岸线平行，表示气温的分布因距海远近而不同。从等温线的稀密看，若等温线稀疏，表示气温的区域差异小；等温线密集，表示各地气温差别大。从等温线弯曲状况看，等温线平直，表示沿等温线延伸方向，各地气温差别小；等温线弯曲则相反。等温线闭合，是高、低温中心所在地。气温的地理分布主要受纬度、海陆分布、海拔高度等因素的影响。在绘制等温线图时，常把气温订正到海平面上，以便消除高度因素的影响，把纬度和海陆因素更明显的表现出来。从一月和七月等温线图可知，全球气温地理分布的基本规律：① 气温从赤道向两极随纬度增高而降低。② 冬季，高纬与低纬之间气温水平差别大，夏季则小。③ 同一纬度，海陆之间的气温有明显差异，冬季陆地气温比海洋低，夏季则比海洋高。④ 世界上最热的地方不在赤道，北半球冬季在 5～10゜N 处。夏季移到 20゜N 左右。最冷的地方，北半球仅夏季出现在极地，冬季出现在维尔霍扬斯克和奥依米亚康，南半球不论冬夏，最低温都出现在南极。气温的分布和变化对气压的分布、风的产生、云雨的形成与变化等都有十分重要的影响，是引起天气变化的根本原因之一，而且也反映一个地方气候的基本待征。四、大气垂直运动中气温的变化空气在垂直运动中，由于气压的变化它的体积也发生改变，从而引起气温的变化和水分的蒸发与凝结。因此，了解大气垂直运动中气温的变化十分重要。讨论空气垂直运动中气块温度的变化，应用热力学第一定律。在气象上常用的热力学第一定律的形式为：…………………………………………….( 2-6)式中 dQ 为单位质量空气由于热量传递，吸收或放出的辐射热量；Cp为空气的定压比热；dT为温度的增量；R 为比气体常数；A 为热功当量。由上式可知，气块温度的变化（ dT）,不仅与外界所加热量（dQ）有关，而且和本身气压变化（ dp）也有密切关系。为了讨论空气的在垂直运动中温度的变化，假定气块在垂直运动中与外界不发生热量交换，气块做垂直运动时，与外界不发生热量交换时的状态变化过程，称为绝热过程。当气块与外界没有热量交换时 dT=0。在绝热条件下，气块温度的变化与气压有关，当外界气压增加（ dp>0）时，气温升高（ dT>0）；当外界气压减小（ dp<0）时，气温降低（dT< 0）。干空气和未饱和的湿空气作垂直运动与外界没有热量交换时的状态变化过程，称为干绝热过程，应用热力学第一定律，推导出泊松方程。它表示干绝热过程中温度与气压的关系，其方程：T/Tο=(P/Pο)0.288……………………………………………（2-7） 式中， Tο、 Pο为干绝热过程中气块初始状态下的绝对温度和气压； T、 P为气块绝热变化后的绝对温度和气压。泊松方程给出了绝热过程中气温随气压的改变而变化的基本规律。当气块上升时，因周围气压随高度增加而降低，外界压力减小，气块体积膨胀，气块要克服外界压力而做功，在绝对条件下，气块做功所消耗的能量取自气块的内能，因而气温降低，反之升高。由此可见，绝热过程中气块的温度随周围气压改变而变化，绝热过程中气温的升高或降低，称为气温的绝热变化。应用泊松方程可求得气块在绝热过程中气温的变化。〔例〕某气块气温为 20゜C，气压为 980 百帕，求气块上升至 800 百帕高度时的气温是多少？首先将摄氏温度换算为绝对温度，再代入泊松方程，即：T=(273+20) (800/980)0.288=276.5K=3.5℃干空气或未饱和湿空气在干绝热过程中，每上升或下降单位距离时，气温变化值称为干绝热减温率。通常用 γd表示，据计算干绝热过程中气块每上升或下降 100m 时，气温变化值为 0.98℃。在实际工作中常取 γd＝1℃/100m。用 γd便可以求出，干空气或未饱和湿空气在绝热过程中升降到任一高度时的气温。即：绝热上升时，t=t。– γd△z绝热下降时，t=t。 +γd△z式中，t。、t 分别为气块升降前、后的摄氏温度；△z 是气块升降的高度差（米）。﹝例﹞一个 18℃的干空气块，当它从地面按干绝热变化上升到 1500m 高度时，求气温？t=18℃-1℃／100m×1500m=3゜C饱和湿空气作垂直运动时，与外界没有热量交换时的状态变化过程，称为湿绝热过程。湿绝热过程中气块内部有水相变化，这是与干绝热过程有所不同的。饱和湿空气绝热升降单位距离时，气温变化值称为湿绝热减温率。通常用 表示。湿绝热减温率小于干绝热减温率。湿绝热过程中气块内部有水相变化。未饱和湿空气块绝热上升时，冷却降温，到达凝结高度后，若气块再上升，水汽便产生凝结，释放潜热。气块下降，绝热增温，水滴就要蒸发消耗热量，由此产生的补偿作用，致使饱和湿空气块的温度变化比干绝热过程要小，湿绝热减温率小于1°C/100m。湿绝热减温率不是常数，一般它随气温的降低而增大，随气压的降低而减小（表 2-2）。表 2-2 不同气温和气压下的湿绝热减温率（℃/100m）气温愈高时，饱和水汽压愈大，在绝热上升过程中，每降温 1°C，水汽的凝结量比气温低时多，放出的潜热则愈多，故 γm值愈小。例如，气温从 20℃降至 19℃时，每立方米的饱和空气中有 1g 水汽凝结，而气温从 0℃降到至–1℃时，每立方米的饱和空气中只有 0.33g 的水汽凝结。水汽凝结量大，释放潜热多，对气块温度的补偿作用大，所在气压不变的条件下，气温愈高时， γm愈小，反之， γm值愈大。饱和湿空气气压愈低时，密度也愈小。因而凝结出来同样的水分所放出的潜热，使气块温度增高得愈多。因此在温度不变的条件下气压愈低时，γm值愈小。综上所述，气块在绝热过程中，其温度的变化是因外界压力的变化，使气块体积被压缩或向外膨胀而引起的。气温的绝热变化常常伴随水分的蒸发与凝结过程的产生。因此，在垂直运动中气块温度的绝热变化是形成云、雨等天气的重要原因之一。五、大气稳定度及其判别大气中的垂直运动能否发展,与大气稳定度有关。大气稳定度是指大气垂直运动中相对稳定的程度，它是判断大气垂直运动是否发展的客观标准、也是大气垂直运动能否发展的内因。在大气中，当气块受到某种外力作用后，使其产生上升或下降运动，其运动状态可分为三种情况，当气块受外力作用在垂直方向产生升降运动后，就开始减速，并有返回原来位置的趋势，大气是稳定的；当气块受外力作用产生垂直运动后，有加速并有远离原来位置的趋势，这时的大气是不稳定的；当气块受到外力作用产生垂直运动后，它既不加速也不减速，则称这时的大气是中性状态。 从上述的讨论可知，大气稳定度是指气块受外力作用产生垂直运动后，大气层结使它具有返回或远离原来位置的趋势和程度。大气层结是否稳定通常用周围大气的温度与运动气块温度的温差来判别，判别大气稳定度的基本公式：…………………………………………(2-8)式中 α 为气块运动的加速度； T'为气块的温度； T 为气块周围大气的温度； g为重力加速度。由（2-8）式可知，当气块温度高于周围大气温度，即 T'＞ T,加速度（α ）为正，气块将继续上升；反之， T'当 ＜ T，（α ）加速度为负，气块继续下降，当 T'=T,加速度为零，垂直运动不会发展。气块温度和周围大气的温度都随高度改变而变化，气块在垂直运动中温度的变化，可用于干绝热减温率（ ϒd）或湿绝热减温率(率（ ϒm)求得。周围大气的温度用气温直减率（ϒ ）求 ϒ 得，ϒ 表示周围大气的温度随高度的变化，它是一个变量，为此，可将(2-8)式变换为Δz …………………………………………. (2-9)应用(2-9)式,用 ϒ 与 ϒd或 ϒm的对比，即可判别大气层结是否稳定。当 ϒ＜ϒd时，若△z＞0，则 α ＜0,大气层结是稳定的。当 ϒ ＞ ϒd时，若△z＞0，则 α ＞0,大气层结是不稳定的。当 ϒ =ϒd时，α =0,大气层结是中性的。图 2-4。图 2-4某空气团未饱和时大气的稳定度举例说明，A、B、C 三团空气，位于 200m 高度时，气温均为 12℃，与周围大气温度相等。若 ϒd＝1°C/100m，A 团空气周围空气的 ϒ =0.8℃／100m；B 团空气， ϒ＝1°C/100m；C 团空气， ϒ＝1.2℃／100m。当空气团产生垂直运动上升到 300m 高度时，A 团空气比周围大气温度低。下降到 100m 高度时，温度则高于周围大气的温度。因此，A 团空气无论是上升或下降，都有返回原来位置的趋势，大气处于稳定状态。同理，B 团空气处于中性状态，C 团空气处于不稳定状态。饱和湿空气作垂直运动时，只要把干绝热减温率换成湿绝热减温率，就可用同样方法判别大气层结是否稳定。即当 ϒ ＜ϒm,大气层结稳定；ϒ =ϒm,大气呈中性状态； ϒ＞ϒm,大气层结不稳定。综上所述，可以得出以下几点结论：1、若 ϒ ＜ϒm，不论空气是否达到饱和，大气总是处于稳定状态，称为绝对稳定。这是因为 ϒm＜ϒd。 2、若 ϒ ＞ ϒd,不论空气是否达到饱和，即不论运动气块按干绝热变化或按湿绝热变化，大气均处于不稳定状态，称为绝对不稳定。因为 ϒm＞ ϒd。3、若 ϒd＞ ϒ ＞ ϒm时，对作垂直运动的干空气或饱和空气来说，大气处于稳定状态；对饱和湿空气来说，大气处于不稳定状态，这种情况称为条件性不稳定。在实际工作中，判别大气是否稳定时，常用温度对数压力图，它是以温度（T）作为横轴，以气压的自然对数（–lnP）作为纵轴，将上述结论用层结曲线（大气温度随高度的实际分布曲线即 ϒ 线）和状态曲线（即 ϒm或 ϒd）来表示。如图 2-5 所示，当 ϒ 线坡度比 ϒd线坡度大时，表示 ϒ ＞ ϒd，大气呈稳定状态；当 ϒ 线与 ϒd线重合时，表示 ϒ = ϒd，干空气或未饱和湿空气呈中性状态；当 ϒ 线坡度比 ϒd线小时，表示 ϒ ＜ϒd。大气呈不稳定状态，同理由 ϒ 线和 ϒm线的关系可判别饱和湿空气大气是否稳图 2-5三种不同的大气稳定度在自然界中，大气层结绝对不稳定状态多发生在夏季，由于局部地区强烈增温，使低层大气上下层之间的温差加大，达到 ϒ ＞ϒd。夏季中午前后常常出现的雷阵雨，多因此而产生。大气层结绝对稳定状态，经常发生在低层大气上下温差较小，特别是在等温层或逆温层附近，常常出现这种情况。这时大气垂直运动受到阻碍，云体将在稳定层下方，沿水平方向延伸，常常形成层状云。条件性不稳定是自然界中最常见的。这种情况，大气层结稳定与否，不仅同气块作垂直运动时气温的变化有关，而且还取决于大气中水汽含量是否达到饱和：当气块受外力作用产生垂直运动，最初 ϒ ＜ϒd，大气层结稳定，若气块上升到某一高度，因绝热冷却降温而达到饱和。气块再向上，按湿绝热减温率降低温度，此时，若 ϒ ＞ϒm,大气则出现不稳定状态，积状云、阵性降水、雷暴等都是大气处于不稳定条件下出现的天气现象，由此可见，大气稳定与否与天气变化有密切关系。