三、大气温度层结
由于地球旋转作用以及距地面不同高度的各层次大气对太阳辐射吸收程度的差异，使得描述大气状态的温度等气象要素在垂直方向上呈不均匀的分布。人们通常把静大气的温度在垂直方向上的分布，称为大气温度层结。
1．气温垂直递减率
气温随高度的变化特征可以用气温垂直递减率（γ)来表示，它系指单位高差（通常取100m）气温变化的负值。通常用下式表示：
γ＝dT/dZ
式中γ一一热力学温度，K;
Z一一高度，m。
若气温随高度增加是递减的，则γ为正值，反之，γ为负值。
上式可以表征大气的温度层结。在对流层中，平均来说来说dT/dZ＜0，且γ=0.6K/100m，即每升高100m,气温降低0.6℃。
2．辐射逆温层
地球表面因接受来自太阳的辐射而升温，也可因向空中辐射而冷却。太阳向地球表面的辐射主要是短波辐射，而地面向空中的辐射则主要是长波辐射。大气吸收短波辐射的能力很弱，而吸收长波辐射的能力却很强。因此，在大气边界层内，空气温度的变化主要是受地表长波辐射的影响。近地层空气温度随着地面温度的升高而逐渐升高，而且是自下而上的升高；反之，近地层空气温度随着地表温度的降低而逐渐降低，也是自下而上的降低。
在对流层中，气温一般是随着高度增加而降低的，即γ>0，称为递减层结。但在一定条件下也会出现反常现象，这可由垂直递减率（γ）的变化情况来判断。当γ=0时，称为等温气层；当γ<0时，称为逆温气层。逆温现象经常发生在较低气层中，这时气层稳定性特别强，对于大气垂直运动的发展起着阻碍作用。
逆温形成的过程是多种多样的。根据形成过程的不同，逆温可分为近地面层逆温和自由大气逆温两种。近地面层逆温又可分为辐射逆温、平流逆温、融雪逆温和地形逆温等；自由大气逆温可分为湍流逆温、下沉逆温和锋面逆温等。与大气污染关系密切的是辐射逆温。
地面因强烈的有效辐射而很快冷却，近地面气层冷却最为强烈，较高的气层冷却较慢，因而形成了自地面开始逐渐向上发展的逆温层，称为辐射逆温。辐射逆温最可能发生在夜间的静止空气，此时地球不再接受太阳辐射，近地面空气比高层空气先冷却，而高层空气保持温暖，密度小。逆温不利于空气对流，因而不利于污染物的扩散，使污染物滞留在局地，造成局地大气污染物的集聚。随着地面辐射的增强，地面迅速冷却，使近地面气层由下而上温度降低，且离地越近，冷却越强。沿高度方向冷却作用逐渐减弱形成辐射逆温。逆温逐渐向上发展，黎明时达到最强；日出后太阳辐射逐渐增强，地面逐渐升温，空气也随之自下而上升温，逆温也自下而上逐渐消失；大约在上午10时左右逆温层完全消失。
辐射逆温层多发生在距地面100-150m高度内。最有利于辐射逆温发展的条件是平静而晴朗的夜晚，有云和有风都能减弱逆温。如风速超过2~3m/s时，辐射逆温就不易形成了。
3．气块的绝热过程
在大气中取一个微小容积的气块，称为空气微团，简称气块。假设它与周围的环境间没
有发生热量交换，那么它的状态变化过程就可以认为是绝热过程。由污染源排入大气的污染气体，也可视为一个气块来研究。
固定质量的气块所经历的不发生水相变化的过程，通常称为干过程。不发生水相变化，即指气块内部既不出现液态水又不出现固态水。固定质量的气块在干过程中其内部的总质量不变，它也是一个绝热过程，因而也称为干绝热过程，这是一种可逆的绝热过程。干气块在绝热上升过程中，由于外界压力减小而膨胀，就要抵抗外界压强而做功，这个功只能依靠消耗本身的内能来完成，因而气块温度降低。相反，当这干空气从高处绝热下降时，由于外界压强增大，就要对其压缩而做功，这个功便转化为这块空气的内能，因而气块温度升高。气体在干绝热过程中，其温度随高度的变化称为干绝热垂直递减率，用n表示。根据理论推导，γd=0.98℃/100m≈1℃/l00m。
四、大气稳定度
大气稳定度是指在垂直方向上大气的稳定趋势，它与风速及空气温度随高度的变化有关。当大气中有一气块，由于某种原因受到外力的作用产生了上升或下降的垂直位移。当此外力消失后，该气块继续运动的趋势将存在三种情况：一是气块减速并有返回原来高度的趋势，则称这种大气是稳定的；二是气块仍按原方向加速运动，称这种大气是不稳定的；三是气块被外力推到哪里就停到哪里或做等速运动，称这种大气是中性的。
气块在大气中的稳定度与大气垂直递减率和干绝热垂直递减率两者有关。当γ＞γd时，大气不稳定；当γ=γd时，大气为中性；当γ<γd时，大气为稳定结构。一般地，大气温度垂直递减率越大，气块越不稳定；反之，气块就越稳定。如果垂直递减率很小甚至形成等温或逆温状态，这时对大气垂直对流运动形成巨大障碍，地面气流不易上升，使地面污染源排放出来的污染物难以借气流上升而扩散。
