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1、气象学复习资料第一章 引论第二节 气候系统概述 气候系统是一个包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈在内的，能够决定气候形成、气候分布和气候变化的统一的物理系统。一、大气圈概述大气圈是气候系统中最活跃、变化最大的组成部分。 1）大气圈的组成：大气是由多种气体混合组成的，此外，还悬浮由一些固体杂质和液体微粒；大气的气体组成成分：主要成分氮、氧、氩，99.96；微量气体成分二氧化碳、臭氧、甲烷等；干洁空气：90km以下可以看成是分子量为28.97的“单一成分”的气体；大气中的氧气：大气中的氧是一切生命所必须的，这是因为动物和植物都要进行呼吸，都要在氧化作用中得到热能以维持生命大气中臭氧的形成、

2、分布与作用: 大气中的臭氧主要是由于在太阳的短波辐射下，通过光化学作用，氧分子分解成氧原子后再和另外的氧分子结合而成的，另外有机物的氧化和雷电的作用也能形成臭氧，臭氧可以大量吸收太阳紫外线使臭氧层增暖，影响大气温度的垂直分布，从而对地球大气环流和气候的形成起着重要的作用。大气中的氮气：大气中的氮气能够冲淡氧气，使氧气不至太浓，氧化作用不过于激烈，大量的氮气可以通过豆科植物的根瘤菌固定到土壤中，成为植物体内不可缺少的养料大气中的二氧化碳、甲烷、一氧化碳等都是温室气体，它们对太阳辐射吸收甚少，但却能强烈地吸收地面辐射，同时又向周围空气和地面放射长波辐射。因此它们都有使空气和地面增温的效应。大气中的

3、水汽：大气中的水汽来自江、河、湖、海及潮湿物体表面的水分蒸发和植物蒸腾，并借助空气的垂直交换向上传输。空气中的水汽含量夏季多于冬季，随高度的增加而减少。水汽可以凝结或凝华为水滴或冰晶，成为淡水的主要来源。大气气溶胶粒子：大气中悬浮的多种固体微粒和液体微粒，统称大气气溶胶粒子。固体微粒有的来源于自然界，如火山喷发的烟尘，被风吹起的土壤颗粒，海水飞溅扬入大气后而被蒸发的盐粒，细菌、微生物、孢子花粉，流星燃烧所产生的细小微粒和宇宙尘埃等；有的是由于人类活动，如燃烧物质排放至空气中的大量烟粒等。它们多集中于大气的底层。它们可以成为水汽凝结的核心，对云、雾的形成起重要作用。同时固体颗粒能散射、漫射和吸收

4、一部分太阳辐射，也能减少地面长波辐射的外逸，对地面和空气温度有一定影响，并会使大气的能见度变坏。液体微粒是指悬浮在大气中的水滴和冰晶等水汽凝结物。它们常聚集在一起，以云、雾形式出现，不仅使能见度变坏，还能减弱太阳辐射和地面辐射，对气候有很大影响。2）大气的结构：大气的上界：物理上界1200km；着眼于大气密度，约20003000km。大气的垂直分层：观测证明，大气在垂直方向上的物理性质是有显著差异的。根据温度、成分等物理性质，同时考虑到大气的垂直运动等情况，可将大气分为五层：（1）对流层（地面对流层顶）对流层是大气的最下层，它的下界为地面，集中3/4大气，90%水汽，日常所见的大气现象均发生在

5、此层，也是对人类生活、产生最有影响的层次。对流层有三个特点：气温随着高度而降低：由于对流层主要是从地面得到热量，因此气温随高度增加而降低。高度每增加100m，气温则下降约0.65，这称为气温直减率，通常以表示：=0.65/100m垂直对流运动：由于地表面的不均匀加热，产生垂直对流运动。对流的强度主要随纬度和季节的变化而不同。一般情况是：低纬较强，高纬较弱；夏季较强，冬季较弱。因此对流层的厚度从赤道向两极减小。低纬度：对流强，对流层较厚，平均厚度为17-18km，中纬度：夏季对流强，冬季对流较弱，平均厚度10-20km高纬度：全年受到的太阳辐射最小，对流也最弱，对流层的厚度只有8-9km。对流层

6、很薄，但集中了整个大气3/4 的质量和几乎全部的水汽。空气通过对流和湍流运动，高、低层的空气进行交换，使近地面的热量、水汽、杂质等易于向上输送，对成云致雨有重要的作用。气象要素水平分布不均匀：温度和湿度不同由于对流层受地表的影响最大，而地表面性质不同，使对流层中，温度、湿度气压、能见度、风速等的水平分布是不均匀的。例如：陆地上的湿度比海洋上要小得多，白天陆地上的温度要比海洋上高得多。在对流层内，按气流和天气现象分布特点又可分为三层。下层：又称行星边界层或摩擦层或扰动层。它的范围自地面到2km高度。下层受地面强烈影响摩擦作用、湍流交换十分明显，各气象要素具有明显的日变化（使大气浑浊度增大）。由于

7、本层的水汽、尘粒含量多，因而低云、雾、霾、浮尘等出现频繁。中层：从摩擦层顶到6km左右高度。这一层受地表影响较小，气流的状况基本上可以表征整个对流层空气运动的趋势。大气中的云和降水现象大都产生在这一层。上层：从6km高度到对流层顶。由于这一层离地面更远，受地表影响更小，水汽含量极少，气温常在0以下，各种云多由冰晶和过冷水滴组成。在中、低纬度地区上层，常有风速30m/s的强风带出现。此外，在对流层和平流层之间有一个厚度为数百米至1-2km的过渡层，称为对流层顶。此层主要特征是：气温随高度增加变化很小，甚至无变化。这种温度的垂直分布抑制了对流作用的发展，上升的水汽、尘粒多聚集其下，能见度变坏。对流

8、层顶的温度在低纬度地区平均为-83，在高纬度地区约为-53。为什么在对流层顶，低纬的温度低于高纬的？参考：对流层顶，低纬的温度低天于高纬，是因为：（1） 在对流层顶，温度的平均分布取决于辐射、湍流对流交换过程，对流层顶附近的温度与对流层顶的高度有密切的关系；（2） 对流层顶愈高，温度随高递减的层次就愈厚，对流层顶的温度也就愈低；（3） 低纬地区对流旺盛，对流层顶高度为18-19KM，而高纬地区对流层顶只有9-10KM， 故对流顶，低纬温度低于高纬。（2）平流层：范围：对流层顶55km左右。主要特征：随高度的增高，气温最初保持不变或微有上升，约30km以上，气温随高度增加而显著升高；气流比较平稳

9、，垂直混合运动显著减弱；水汽含量极少。 （3）中间层：范围：平流层顶85km左右。主要特征：气温随高度增加迅速下降；垂直运动强烈；水汽含量更少；电离层D层。（4）热层：此层没有明显的顶部。有人观测在250500km；有人认为可达800km。主要特征：气温随高度增加迅速升高；空气处于高度电离状态；在高纬度晴夜，可出现极光。（5）散逸层：是大气的最高层，又称外层。主要特征：该层的主要特点是大气粒子经常散逸至星际空间，是大气圈与星际空间的过渡地带。3、水圈、陆面、冰雪圈和生物圈概述1）水圈：水圈包括海洋、湖泊、江河、地下水和地表上的一切液态水，其中海洋在气候形成和变化中最重要。海温的垂直变化：表层暖

10、层、斜温层、冷水层。海洋在气候系统中具有最大的热惯性，是一个巨大的能量贮存库。2）陆面：岩石圈、陆地表面；岩石圈变化时间尺度长；陆面的动力作用和热力作用。 3）冰雪圈：冰雪圈包括大陆冰原、高山冰川、海冰和地面雪盖等。冰雪圈的变化尺度：陆地雪盖季节变化；海冰季节到几十年际的；大陆冰原和冰川几百甚至到几百万年。冰雪圈对地表热量平衡的影响：很大的反射率；阻止地表和大气间的热量交换。4）生物圈：对气候变化很敏感，反过来影响气候。对大气和海洋的二氧化碳平衡、气溶胶粒子的产生以及其他与气体成分和盐类有关的化学平衡等的作用。第三节 有关大气的物理性状一、主要气象要素（一）气温绝对温标，以K表示，温标之间的换

11、算关系：T=t+273（二）气压当选定温度为0，纬度为45的海平面作为标准时，海平面气压为1013.25hPa，相当于760mm的水银柱高度，称此压强为1个大气压。（三）湿度1、水汽压和饱和水汽压：大气中水汽所产生的那部分压强称为水汽压（e），单位hPa，在温度一定的情况下，单位体积空气的水汽量有一定的限度，如果水汽含量达到此限度，空气就呈饱和状态这是的空气称为饱和空气，其水汽压称为饱和水汽压（E），也叫最大水汽压，因为超过这个限度，水汽就要开始凝结。饱和水汽压随温度的升高而增大。2、相对湿度（f）：空气中实际水汽压与同温度下饱和水汽压的比值（用百分数表示），即：f=e/E*100% 意义：相

12、对湿度直接反映了空气距离饱和的程度。相对湿度越大，越接近饱和，当达到100%时，空气就达饱和状态， 此时水汽就要开始凝结。当水汽压不变时，气温升高，饱和水汽压增大，相对湿度会减小。 3、饱和差（d）：在一定温度下，饱和水汽压与实际空气中的水汽压之差称饱和差（d）。即：d=E-e 4、比湿（q）：在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气总质量（水汽质量加上干空气质量）的比值。在讨论空气的 垂直运动时，通常用比湿来表示空气的湿度。5、水汽混合比():一团湿空气中，水汽质量与干空气质量的比值。6、露点（Td）：当空气中水汽含量不变且气压一定时，降低温度，使未饱和空气达饱和时具有的温度，称之露点。单位与气

13、温相同。在气压一定时，露点的高低只与空气中的水汽含量有关，水汽含量愈多，露点愈高，所以露点也是反映空气中水汽含量的物理量。在实际大气中，空气经常处于未饱和状态，露点温度常比气温低（TdT）。因此，根据T和Td的差值，可以大致判断空气距离饱和的程度。7、绝对湿度（a）：单位体积空气中所含的水汽量，单位为g/m3或g/cm3降水：指从天空降落到地面的液态或固态水，降水量：指降水落至地面后（固态降水则需经融化后），未经蒸发、渗透、流失而在水平面上积聚的深度。以毫米（mm）为单位。风：风向：地面风向用16方位，高空风向常用方位度数表示。以0度表示正北，90度表示正东，180度表示正南，270度表示正西

14、。云量：云遮蔽天空视野的成数。能见度：单位为米或千米二、空气状态方程空气状态有气压、密度、体积、绝对温度来表示。（一）理想气体状态方程： PV/T=R(常量)气体常数:R=8.31J/(mol*K) 在通常大气和压强条件下未饱和湿空气和干空气都十分接近理想气体 对于质量为M克，1摩尔气体的质量是的理想气体，在标准状态下，其体积V等于1摩尔气体体积的M/倍 PV=（M/）R*T P=M/VR*/T P=RT 其中R*/=R比气体常数（二）干空气状态方程 则P=RdT Rd为干空气比气体常数=0.287J/g*K（三）湿空气状态方程 P=RdT（1+0.378e/p）虚温（Tv）=（1+0.378

15、e/P）T湿空气的状态方程可写为P=RTv第二章 大气的热能和温度第一节 太阳辐射一. 辐射的基本知识：1. 辐射：自然界中的一切物体过程都以电磁波的方式向四周放射能量，这种传播能量的方式称为辐射。通过辐射传播的能量称为辐射能，也简称为辐射。2. 辐射能基本特征量：辐射通量密度：单位时间内通过单位面积的辐射能量称辐射通量密度，单位W/m2。物体的放射能力：物体表面，在单位时间内、单位面积上射出的辐射能，单位W/m2。辐射强度:单位时间内，通过垂直与选定方向上的单位面积（对球面坐标，即单位立体角）的辐射能，单位W/m2或W/sr。辐射强度和辐射通量密度的关系。3. 物体对辐射的反射、吸收与透射：

16、物体所吸收的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比为物体对辐射的吸收率。物体所反射的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比为物体对辐射的反射率。透过物体的辐射与投射到该物体表面上的总辐射之比为物体对辐射的透射率。物体的吸收率、反射率和透射率的关系：d1物体的吸收率、反射率和透射率大小随辐射的波长和物体的性质而改变。二、太阳辐射太阳辐射光谱：太阳辐射中辐射能按波长的分布。太阳辐射的波长范围：大约在0.154微米之间。在这段波长范围内，又可分为紫外光区、红外光区和可见光区。太阳辐射的能量主要分布在可见光区和红外区，前者占太阳辐射总量的50，后者占43。紫外区只占能量的7。太阳常数：就日的平均距离来说，

17、在大气上界，垂直于太阳光线的平面上，单位面积、单位时间内获得的太阳辐射能量。1981年世界气象组织推荐的太阳常数最佳值为1367（7）W/m2。太阳辐射在大气中的减弱：图26 表明太阳辐射光谱穿过大气时受到减弱的情况：曲线1 是大气上界太阳辐射光谱；曲线2 是臭氧层下的太阳辐射光谱；曲线3 是同时考虑到分子散射作用的光谱；曲线4 是进一步考虑到粗粒散射作用后的光谱；曲线5 是将水汽吸收作用也考虑在内的光谱，它也可近似地看成是地面所观测到的太阳辐射光谱。太阳辐射在大气中的减弱太阳辐射光谱穿越大气厚的主要变化：总辐射能有明显地减弱；辐射能随波长的分布变得极不平衡；波长短的辐射能减弱更为显著。产生这

18、些变化的原因是大气对太阳辐射的吸收、散射和反射。1. 大气对太阳辐射的吸收：太阳辐射被大气吸收后转变为热能，从而使得到达地面的太阳辐射减弱。大气中吸收太阳辐射的成分主要有水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等。大气中的水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质对太阳辐射的吸收特性。大气对太阳辐射吸收的总的特点：大气对太阳辐射的吸收是有选择性的；大气对太阳辐射的吸收带主要位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域，因而大气直接吸收的太阳辐射并不多。2. 大气对太阳辐射的散射：概念：太阳辐射通过大气时，遇到大气的各种质点，太阳辐射能的一部分则以电磁波的形式从这些质点向四面八方传播开，这种现象称为大气的散射。散射不像

19、吸收那样把辐射能转变为热能，而只是改变辐射的方向。 分类：根据散射质点的直径和入射辐射的波长之间的大小关系分子散射：若散射质点的直径小于入射辐射的波长，此时的散射有选择性。粗粒散射：若散射质点的直径比入射辐射的波长大得多，此时的散射无选择性。3. 大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射 大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中一部分能量反射到宇宙空间去。其中云的反射作用最为显著，太阳辐射遇到云时被反射一部分或大部分。上述三种方式中，反射作用最重要，尤其是云层对太阳辐射的反射最为明显，另外还包括大气散射回宇宙以及地面反射回宇宙的部分；散射作用次之，形成了到达地面的散射辐射；吸收作用相对最小。以全球平均

20、而言，太阳辐射约有30被散射和漫射回宇宙，称之为行星反射率，20被大气和云层直接吸收，50到达地面被吸收。到达地面的太阳辐射：1. 到达地面的太阳直接辐射：以平行光的形式直接投射到地面上的太阳辐射称为太阳直接辐射。影响到达地面的太阳直接辐射的因子：太阳高度角、大气透明系数。原因：太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大，因而地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈小；太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚，到达地面的直接辐射较少。直接辐射的时空变化特征：在一天当中，日出、日落时太阳高度最小，直接辐射最弱，中午太阳高度角最大，直接辐射最强。在一年中，直接辐射在夏季最强，冬季最弱。低纬度地区一年

21、各季太阳高度角都很大，地表面得到的直接辐射较中、高纬度地区大得多。2. 到达地面的太阳散射辐射：经过散射后投射到地面上的太阳辐射称为散射辐射。影响到达地面的太阳散射辐射的因子：太阳高度角、大气透明系数。3. 到达地面的太阳总辐射：到达地面的太阳总辐射是指到达地面的太阳直接辐射和散射辐射之和。可能总辐射和有效总辐射的概念。总辐射的时空变化。地面对太阳辐射的反射：地表对太阳辐射的反射率决定于地表面的性质和状态。 第二节 地面和大气的辐射一. 地面、大气的辐射和地面有效辐射：地面辐射和大气辐射的95以上的能量都集中在3120微米的波长范围内，其辐射能最大波长在1015微米范围内，故地面和大气辐射称为

22、长波辐射，太阳辐射称为短波辐射。地气间的长波辐射交换：1. 大气对长波辐射的吸收：H2OCO2CO2H2OO3大气对地面长波辐射的吸收非常强烈。大气中对地面长波辐射的吸收起重要作用的成分有水汽、液态水、二氧化碳和臭氧等。大气对地面长波辐射的吸收是有选择性的。大气中长波辐射的特点：1.太阳辐射中的直接辐射是作为定向的平行辐射进入大气，而地面和大气辐射是漫射辐射。2.太阳辐射在大气中传播时,仅考虑大气对太阳辐射的削弱作用，而未考虑大气本身的辐射的影响。这是因为大气的温度较低，所产生的短波辐射是极其微弱的。但考虑长波辐射在大气中的传播时，不仅要考虑大气对长波辐射的吸收，而且还要考虑大气本身的长波辐射

23、。3.长波辐射在大气中传播时，可以不考虑散射作用。这是由于大气中气体分子和尘粒的尺度比长波辐射的波长要小得多，散射作用非常弱。2. 大气逆辐射及大气的保温效应：大气辐射指向地面的部分称为大气逆辐射。大气逆辐射使地面因放射辐射而损耗的能量得到一定的补偿，由此可看出大气对地面有一种保暖作用，这种作用称为大气的保温效应。地面有效辐射：地面放射的辐射与地面吸收的大气逆辐射之差。影响有效辐射的主要因子有：地面温度，空气温度，空气湿度和云况有效辐射具有明显的日变化和年变化，白天大，夜晚小，夏季大，冬季小。二、地面及地-气系统的辐射差额气候系统的辐射收支：辐射差额：物体收入的辐射能与支出辐射能的差值。辐射差

24、额与物体温度的变化：辐射差额不为零，表明物体收支的辐射能不平衡，会有升温或降温产生。辐射差额为零时，物体的温度保持不变。1. 地面辐射差额：某段时间内单位面积地表面收入和支出辐射能的差值称为地面辐射差额。地面辐射差额的表达式：Rg=(Q+q)(1-a)-F0(Q+q)是到达地面的太阳总辐射，即太阳直接辐射和散射之和，a为地面对总辐射的反射率，F0为地面的有效辐射。影响地面辐射差额的因子：除考虑到影响总辐射和有效辐射的因子外，还应考虑地面反射率的影响。地面辐射差额的时空变化。2. 大气辐射差额：大气辐射差额的定义、表达式：若Ra表示整个大气层所吸收的太阳辐射，qa表示整个大气层所吸收的太阳辐射，

25、F0，F分别表示地面及大气上界的有效辐射Ra=qa+F0-F3. 地气系统辐射差额：地气系统辐射差额的定义、表达式：如果把地面和大气看作为一个整体，其辐射能的净收入为Rs=(Q+q)(1-a)+qa-F地气系统辐射差额的纬度变化：北纬35度以南的差额为正值，以北是负值通过大气及海水的流动将低纬地区盈余的热量输送至高纬地区。第三节 大气的增温和冷却一、空气的增温和冷却绝热变化和非绝热变化1. 气温的非绝热变化过程：空气与外界交换热量的方式：传导、辐射、对流、湍流、蒸发（升华）和凝结（凝华）对流：当暖而轻的空气上升时，周围冷而重的空气便下降来补充，这种升降运动，称为对流湍流：空气的不规则运动称为湍

26、流，湍流是在空气层互相之间发生摩擦或空气流过粗糙不平的地面时产生的。绝热垂直减温率：气块绝热上升单位距离时温度降低值对于干空气和未饱和的湿空气来说，则称干绝热直减率，用rd表示,实际工作中取其值为1.0/100m。；饱和湿空气绝热上升的减温率，称为湿绝热直减率，用rm表示,其不是常数，但rm总小于rd。原因如下：因在湿绝热过程中，气块上升冷却引起凝结，释放潜热，对气块的降温有补偿作用，而气块在下沉增热时，空气块中携带的云滴蒸发，由于蒸发耗热，下沉时的增温也比干绝热增温少，故rm总小于rd。2. 大气中的干绝热过程1）干绝热过程与泊松方程绝热过程：在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换时的状态

27、变化过程。在大气中，作垂直运动的气块，其状态变化通常接近于绝热过程。干绝热过程：当升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程。 气块绝热上升单位距离时位温：把各层中的气块循着干绝热的程序订正到一个标准高度：1000hPa处，这时所具有的温度称为位温，以表示性质：气块在循干绝热升降时，其位温是恒定不变的。3. 大气中的湿绝热过程假绝热过程：大气中的水汽达到凝结时，一般是部分凝结物脱离气块而降落，另一部分随气块而运动。为了理解潜热对气块的作用，可假设一种极端的情况，即水汽一经凝结，其凝结物便脱离原上升的气块而降落，而把潜热留在气块中来加热气团，这种过程称假绝热过程。假相当位温：当

28、气块中含有的水汽全部凝结降落时，所释放的潜热，就使原气块的位温提高到了极值，这个数值称为假相当位温。二、大气静力稳定度大气稳定度是指气块受任意方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。它表示在大气层中的个别空气块是否安于原在的层次，是否易于发生垂直运动，即是否易于发生对流。假如有一团空气受到对流冲击力的作用，产生了向上或向下的运动，那末就可能出现三种情况：如果空气团受力移动后，逐渐减速，并有返回原来高度的趋势，这时的气层，对于该空气团而言是稳定的；如空气团一离开原位就逐渐加速运动，并有远离起始高度的趋势，这时的气层，对于该空气团而言是不稳定的；如空气团被推到某一高度后，既不加速也不减速，这

29、时的气层，对于该空气团而言是中性气层。判断大气稳定度的基本方法大气是否稳定，通常用周围空气的温度直减率（）与上升空气块的干绝热直减率（d）或湿绝热直减率（m）的对比来判断。（d）的符号，决定了加速度a 与扰动位移Z 的方向是否一致，亦即决定了大气是否稳定。当d，若Z0，则a0，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；当d，若Z0，则a0，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；当=d，a=0，层结是中性的。现举例说明：设有A、 B、C 三团空气，均未饱和，其位置都在离地200m的高度上，在作升降运动时其温度均按干绝热直减率变化，即1/100m。而周围空气的温度直减率分别为0.8/100m、1/100

30、m 和1.2/100m，则可以有三种不同的稳定度（图225）：A 团空气受到外力作用后，如果上升到300m 高度（图225 左列实矢线所示），则本身的温度（11）低于周围空气的温度（11.2），它向上的速度就要减小，并有返回原来高度的趋势（虚矢线所示）；如果它下降到100m高度，其本身温度（13）高于周围的温度（12.8），它向下的速度就要减小，也有返回原来高度的趋势。因此，当d 时，大气处于稳定状态。B 团空气受到外力作用后，不管上升或下降，其本身温度均与周围空气温度相等，它的加速度等于零。因此，当=d 时，大气处于中性平衡状态。C 团空气受到外力作用后，如果上升到 300m 高度，其本身温

31、度（11）高于周围空气温度（10.8），则要加速上升；如果下降到100m 高度，其本身温度（13）低于周围空气的温度（13.2），则要加速下降。因此，当d 时，大气处于不稳定状态。如将以上结论用层结曲线（即大气温度随高度变比曲线）和状态曲线（即上升空气块的温度随高度变化曲线）表示出来，则如图226 所示（Ti 为空气团温度；T 为周围空气温度）。综上所述，可以得出如下几点结论：1.愈大，大气愈不稳定；愈小，大气愈稳定。如果很小，甚至等于零（等温）或小于零（逆温），那将是对流发展的障碍。所以习惯上常将逆温、等温以及很小的气层称为阻挡层。2.当m 时，不论空气是否达到饱和，大气总是处于稳定状态的，因而称为绝对稳定；当d 时则相反，因而称为绝对不稳定。3.当dm 时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的；对于作垂直运动的未饱和空气来