第四节空气的绝热变化和大气稳定度
《农业气象学》大纲
农业气象学（2664）自学考试大纲一、本课程的性质与设置目的（一）本课程的性质与特点农业气象学是研究农业生物和农业生产与气象条件的相互关系及其相互作用规律的一门科学，是重要的农业基础科学之一。
其特点是理论基础坚实、实践性很强，与农业生物和农业生产的关系十分密切，应用十分广泛。
（二）本课程在专业中的地位、任务与作用本课程是农业院校多个专业必修的一门承前启后的专业基础课，学习农业气象学，是研究和分析农业生物的生长发育过程与环境因素关系、农业生产与自然条件关系的必不可少的基础，是学习各门专业课程在理论知识和实践技能方面的必要准备。
（三）本课程的基本要求通过自学，使学生系统地学习农业气象学的基础知识和基本原理，较全面地掌握光、温、水、气、风等农业气象要素的意义、特征、变化规律及与农业生物的关系；初步弄清天气与农业天气、气候与农业气候的基本知识，掌握小气候与农业小气候的形成、变化规律及调节原理，学会基本的农业气象要素和小气候的观测原理、方法及气象资料的分析整理方法，明确气象条件在农业生态环境中的重要性，为学习后续课程和以后分析农业生物与气象条件的关系，解决农业生产中的气象问题，充分合理地利用农业气候资源，调节和改善农业气象环境条件等方面打下坚实的农业气象学基础。
（四）本课程与相关课程的联系大气是农业生物最重要的生态环境条件之一，农业生物的各种生命生命活动与与气象条件有着直接和间接的关系。
研究大气与农业生物之间的关系，是研究生物生态生理过程、制定合理的栽培技术措施的基础。
因此，农业气象学是学习农业生态学、植物生理学、造林学、林木种苗培育等课程的基础和前导课程。
学习本课程，要求学生具有一定的地理、数学、物理方面的基本知识。
本课程的学习重点是：光、温、水、气、风等农业气象要素的变化规律及与农业生物的关系；对农业生产有重要影响的天气系统和天气过程的变化规律；气候的形成因素；中国农业气候的特征和气候要素的时空分布规律；小气候与农业小气候的形成、变化规律及调节原理。
4,干绝热直减率
以上为定性说明，教材上还作了定量 分析，得到公式2 · 57（45），表明：
温度的局地变化决定于：
1、空气平流运动传热过程引起的局地 气温变化；平流变化
2、空气垂直运动传热过程引起的局地
气温变化；一般，上升，气温降低；下 个
沉，气温升高。（绝热变化）
别
3、热流入量（非绝热变化）；收入，
所以，a=g
γ-
γ
d
起始温度γd时，a＜0，则层结是稳定的； 当γ ＞γd时，a＞0，则层结是不稳定的； 当γ =γd时，a=0，则层结是中性的。
A
B
C
高度 300m 11℃ —11.2℃ 11℃ —11.0 ℃ 11℃ —10.8 ℃
200m 12℃ —12.0 ℃ 12℃ —12.0 ℃ 12℃ —12.0 ℃
2、气团一离开原位就逐渐加速（a＞0），并有 远离原高度的趋势，这时的气层对该气团而言 是不稳定的。
3、气团被推到某一高度后，既不加速也不减速 （a=0），这时的气层对该气团而言是中性气 层。
注意：
大气静力稳定度只是用来描述大气层结 对于气块的垂直运动起什么影响（加速、 减速或等速）的一个概念，
所以分析大气静力稳定度对天气预报和大气 污染预报具有重要意义。
下面计算加速度 a
Pi Ti ρi
PTρ
当气块处于平衡位置时，具 有与四周大气相同的气压、温度 和密度，即Pio= Po ， Tio = To ， ρio = ρo 。
△Z
当它受到扰动后，就按绝热过
Pio Tio ρio
Po To ρo
大气静力稳定度（大气层结稳定度）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。
热量收支影响因素和温度变化
土壤热容量
土壤成分
容积热容量（J/（㎝3·℃ ））
土壤矿物质 土壤有机质
水 空气
1.925 2.708 4.186 0.0013
在土壤的组成物质中，空气的热容量最小，水的热容
量最大，固体成分介于两者之间。
导热率（热导率） 定义及单位： 定义：指物体在单位厚度间、保持单位温度差时，其相 对的两个面在单位时间内通过单位面积的热流量。
放或吸收热量使空气块的内能发生变化。
湿绝热直减率（γm ） 湿绝热过程中的温度变化率。
γm不是常数。比γd 小
大气层静力稳定度
处在静力平衡状态中的大气层，受外力因子扰动后， 有返回或远离原来平衡状态的趋势，称为大气层静力稳定 度。
大气层稳定度与天气变化、环境质量高度相关。
稳定状态 能返回原来平衡状态
后越多。
土壤温度的年变化 年恒温层（年温度不变层）： 土壤温度的年较差为零时的深度。
日土温垂直分布
日射型（受热型）：
图中13时 辐射型（放热型）：
图中01时 上午转变型（由辐射 型向日射型过渡）：
土壤温度垂直分布
图中07时
傍晚转变型（由日射型向辐射型过渡）： 图中19时
影响地表温度变化的主要因素 ✓ 地表特性：热容量、导热率，水、陆差异等 ✓ 地形 ✓ 天空云量
积膨胀，对外作功，在绝热的条件下，作功所需的能 量，只能由其本身内能来负担，因而气块温度下降。 这种因气块绝热上升而使温度下降的现象，称为绝热 冷却。
干绝热直减率（γd =1度/100米） 因作干绝热升降运动而引起气块温度随高度的变化
率，称之为干绝热直减率。
湿绝热变化
湿绝热过程 在上升或下降的过程中，有水的相变，从而释
大学物理学：第六章 大气热力学基础
2）物理意义： 在等压过程中，系统焓的增量值等于它所吸收的热量。
3）定压比热Cp
Cp
( Q) p
dT
H T
p
热容量和焓
• 热量是在过程中传递的一种能量，是与过程有关的。一个系统在 某一过程中温度升高1K所吸收热量，称作系统在该过程的热容量。
• 对于等容过程，外界对系统不做功，Q =ΔU，所以
s T
p
1 T
h T
p
cp T
(26)
s
p
T
T
p
ds
s T
p
dT
s p
T
dp
(6.1.22)
ds
cp T
dT
T
P
dp
cpd
ln T
pdp
(6.1.28)
以6.1.25和6.1.27代入6.1.23式
dh
h T
p
dT
h p
T
dp
(6.1.23)
dp
cpdT
Hale Waihona Puke 1dp四、热力学第二定律
能量守恒，反映物质运动不灭但是没有回答过程的方向性（可 逆与不可逆）。
热力学第二定律的实质
指出了自然界中一切与热现象有关的实际过程都是不可逆过程， 揭示出实际宏观过程进行的条件和方向。
自然过程的方向性
• Example 1 功热转换过程的方向性 • 功变热的过程是不可逆的。 • 卡诺循环：吸收热量Q1，做功，必须有一部分热量
dG SdT Vdp (6.1.20)
dG
G T
p
dT
G p
T
dp
G T
p
S,
G
大气温度的时间变化和空间分布
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辐射日总量 (J/m2·d)
地面太阳辐射日总量的时空分布
(设透明系数a=0.7，用数值积分法计算) 设透明系数a=0.7，用数值积分法计算)
纬度 0 10 20 30 40 50 60
18
70 90 80
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冬至
春分
夏至
秋分
冬至
•
年较差的影响因素： 年较差的影响因素： 1、纬度： 这是对气温年较差影响最大的 因素。一般来说，气温年较差随纬度的升 高而增大。 原因：太阳辐射的年变化幅度随纬度的 增高而增大。因为一年中昼夜长短的变化 幅度随纬度增大。 2、海陆分布 3、海拔 4、气候干 湿 5、雨季
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绝对不稳定 干中性 湿不稳
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不稳定能量
• 不稳定能量就是气层中可使单位质量空气 块离开初始位置后作加速运动的能量。 • 气层能提供给气块的不稳定能可分为下述 三种情况：
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大气稳定度对大气污染的影响
• 大气稳定度对烟流扩散有很大的影响，不同稳定度导致从烟囱 排出的烟羽形状不同。下面是与稳定度有关的五种典型烟流：
F2006-9-30 = 0 → a = 0 ，中性状态。 1 −G
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∴ 判断大气是否稳定：
> 对于未饱和空气、干空气，可利用 γ − γ d = 0 来判断； < > 而对饱和空气而言，用 γ − γ m = 0 来判别， <
一般实验时用此法，但不实用，实际应用中常用另一种方法。 ②用位温梯度判别
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祝同学们假期快乐，注意安全! 祝同学们假期快乐，注意安全!
简述大气的绝热过程和气块的形态变化
简述大气的绝热过程和气块的形态变化一、引言大气是地球表面上空气的混合物，它在地球上的运动和变化对人类生活和自然环境都有很大影响。
本文将重点介绍大气的绝热过程和气块的形态变化。
二、大气的绝热过程1. 概述绝热过程是指在没有热量交换的情况下，系统内部能量发生变化的过程。
在大气中，当一个气块上升或下降时，它会受到周围环境温度和压力的影响，从而发生温度和压力变化。
这种变化是通过绝热过程实现的。
2. 上升运动中的绝热过程当一个气块受到外力作用向上运动时，它会受到周围环境压力逐渐减小的影响。
由于没有外界能量输入，这个气块内部能量不会发生改变。
但是由于体积扩大，密度减小，分子间距增加，分子平均自由程增加等原因导致分子碰撞减少，从而使温度降低。
这个过程就是绝热膨胀。
3. 下降运动中的绝热过程当一个气块受到外力作用向下运动时，它会受到周围环境压力逐渐增大的影响。
同样由于没有外界能量输入，这个气块内部能量不会发生改变。
但是由于体积缩小，密度增加，分子间距减小，分子平均自由程减小等原因导致分子碰撞增多，从而使温度升高。
这个过程就是绝热压缩。
4. 应用绝热过程在大气物理学中有着广泛的应用。
例如，在气象学中，通过对大气绝热过程的研究可以预测天气变化和风暴的形成；在航空航天工程中，通过对飞行器在大气中的绝热过程进行分析和计算可以确定飞行器的性能和设计参数。
三、气块的形态变化1. 概述当一个气块发生上升或下降运动时，它会受到周围环境温度和压力的影响而发生形态变化。
这种变化包括密度、温度、湿度等因素。
2. 上升运动中的形态变化当一个气块上升时，它会受到周围环境温度的影响而发生温度降低。
随着气块上升高度的增加，温度下降的速率也会增加。
同时，由于水蒸气在低温下易于凝结成水滴或冰晶，因此在一定高度范围内，气块中的水蒸气会逐渐凝结成云。
3. 下降运动中的形态变化当一个气块下降时，它会受到周围环境压力的影响而发生压缩。
随着气块下降高度的增加，压缩程度也会增加。
(精品)第四章大气的热力学过程
作用引起的：
❖ 一种是由气压变化引起的，例如上升时气压减小，dp 0 ， 这使得温度降低；
❖ 另一种作用是由水汽凝结时释放潜热引起的，上升时水汽凝
结，dqs 0，造成温度升高。因此，凝结作用可抵消一部分
由于气压降低而引起的温度降低。有水汽凝结时，空气上升 所引起的降温比没有水汽凝结时要缓慢
❖ 2、湿绝热直减率
❖ 因为
R 0.287 J /(g K )
0.286
C p 1.005 J /(g K )
❖则
T ( p )0.286 T 0 p0
❖ 上式是干绝热方程，亦称泊松（Poisson）方程
❖ 泊松（Poisson）方程
T ( p )0.286 T 0 p0
❖ 从方程中可以看出，在干绝热过程中，气块温度的变 化唯一地决定于气压的变化，当气压降低时，温度也 下降，反之亦然。
❖ 2、干绝热方程
❖ 对于干空气和未饱和湿空气，当系统是绝热变化时 dQ 0 ， 其状态的变化即向外作功是要靠系统内能转化，温度的改
变完全由环境气压的改变决定：
C pdT
RT
dp p
0
d T RT d p cp p
❖ 即：将气体的压力变化和温度变化联系起来
❖ 在大气中，气压变化主要由空气块的位移引起。
❖ 由于 dqs dz
是气压和温度的函数，所以 m
不是常数，
而是气压和温度的函数 ,下表给出 m 在不同温度和气
压下的值
湿绝热直减率（℃/100m）
❖ 由表可见， m随温度升高和气压减小而减小。
❖ 这是因为气温高时，饱和空气的水汽含量大，每降温 1℃，水汽的凝结量比气温低时多。例如，温度从20℃ 降低到19℃时，每立方米的饱和空气中有1g的水汽凝 结；而温度从0℃降到-1℃时，每立方米的饱和空气中 只有0.33g的水汽凝结。
热量收支影响因素与温度变化
物质
导热率(w/m•℃) 物质
导热率(w/m•℃)
静止空气 0.023 (20℃时) 水
木
0.08
冰
干土
0.25
铁
湿土
2.1
银
0.6 (20℃时) 2.1 80 427
流体运动热交换 流体在各个方向上流动时，热量随流体运动而输送的
热量交换方式。
空气、水体 热交换效率远高于分子热传导
分类：
根据流体流动的方向性分为：对流、平流和乱流。
土壤导热率
土壤成分
导 热 率 （ W/ （㎝·℃））
土壤矿物质
0.0293
土壤有机质
0.01997
水
0.00628
空气
0.0002093
土壤中固体成分的导热率最大，水居中，空气最小。
土壤导热率影响因子： 土壤含水量
土壤孔隙度
二、热量收支(交换)方式
辐射热交换 任何温度在绝对零度以上的物体，通过辐射的放射和
• 水的热容量大，导热性好，海面温度不易升、降。 • 水分蒸发要消耗大量热能,使水升温的热量就更少了
• 阳光可海透入洋水性中约气10候0米形深，成分的布较重均要匀，原表因层温度较低，
温差小，进入空气中的热量就少。 • 云雾较多、湿度大，也对温度有缓和作用。 • 因此，海洋上或受海风影响的地区，白天凉爽，夜间暖和；
）
一天中地面最高温度、地面最低温度出现在 地面热量收支相抵（平衡）的时刻。
二、土壤温度的变化
日变化 日恒温层（土温日不变层）： 土壤温度日较差为零时的深度。 日恒温层深度： 一般深度约为40～80㎝，平均为60㎝。 日恒温层的影响因子： 天气、纬度、季节、土壤热特性
土壤温度位相： 土壤温度位相落后于地面温度，土层越深，位相落
《基础气象学》教学大纲
《基础气象学》教学大纲一、基本信息二、教学目标及任务《基础气象学》课程是生态学、环境科学、资源环境与城乡规划管理等专业的科类基础课。
通过《基础气象学》课程的教学，使学生系统地掌握各种基本气象要素及其时空变化规律和天气学、气候学、小气候等方面的基础理论知识，熟悉与生物环境密切相关的气象条件的形成、演变规律和中国的主要天气、气候状况，并能够将所学知识与生产和生活实际相结合，综合分析，灵活应用。
三、学时分配教学课时分配四、教学内容及教学要求绪论气象学概述气象与气象学的概念，气象学的研究对象、研究内容、分支学科、发展概况。
本章教学要求：掌握气象与气象学的概念，气象学的研究对象。
了解气象学的研究内容、分支学科、发展概况。
第一章地球大气第一节大气的组成1. 干洁大气2. 臭氧和二氧化碳3. 水汽和大气杂质习题要点：大气中臭氧和二氧化碳的分布，臭氧、二氧化碳、水汽和大气杂质在气象学上的意义。
第二节大气的铅直结构1. 大气的热力学分层2. 大气的其它分层方法及大气上界习题要点：大气热力学分层的依据及分层，各层在温度铅直分布和大气铅直运动上的基本特征，对流层大气的主要特征。
第三节气象要素习题要点：气象要素及天气现象的概念和分类。
本章重点难点：臭氧、二氧化碳、水汽和大气杂质在气象学上的意义，大气热力学分层的依据及各层在温度铅直分布和大气铅直运动上的基本特征。
本章教学要求：掌握：大气中臭氧和二氧化碳的分布，大气热力学分层的依据及分层，对流层大气的主要特征，气象要素及天气现象的概念和分类。
理解：臭氧、二氧化碳、水汽和大气杂质在气象学上的意义，大气热力学分层各层在温度铅直分布和大气铅直运动上的基本特征。
了解：地球大气的主要组成成分，大气中常见的光、电、声现象。
第二章辐射第一节辐射的基本知识1. 辐射的概念及其特征2. 辐射的基本定律习题要点：辐射的概念、度量及单位，辐射的基本定律。
第二节太阳辐射1. 日地关系和太阳视运动2. 太阳常数和太阳辐射光谱3. 大气对太阳辐射的减弱习题要点：昼夜长短的变化和一年四季的形成，太阳高度角和太阳方位角的概念及计算，日照时数、可照时间和光照时间的概念，可照时间的变化规律，太阳常数，大气对太阳辐射的减弱方式。
大气稳定性——精选推荐
⼤⽓稳定性⼤⽓稳定性⼤⽓的稳定性依赖于它抵抗垂直运动的能⼒。
稳定的⼤⽓使垂直运动困难，轻微的垂直运动受到抑制后消失。
在不稳定的⼤⽓中，轻微的垂直空⽓运动趋向于变的更强，这样就导致了紊乱的⽓流和对流活动。
不稳定性会导致严重的紊流，⼴阔的垂直云量，以及剧烈的天⽓。
上升的⽓流膨胀且变冷，是由于⾼度增加时⽓压的降低。
下沉⽓流则反之；随着⼤⽓压⼒的增加，下沉空⽓的温度随着它被压缩⽽增加。
绝热加热和绝热冷却就是⽤来描述这种变化的术语。
【绝热的意思在这⾥是指⼤⽓温度变化是在没有热量传导的过程中因压⼒的变化⽽产⽣的温度变化。
】绝热过程发⽣在所有的向上或向下运动的空⽓中。
当空⽓上升到⼀个低压区域时，它会膨胀到⼀个更⼤的体积。
当空⽓分⼦膨胀时【即空⽓分⼦的平均间隔增⼤，⽽不是分⼦本⾝变⼤】，空⽓的温度会更低。
结果是，当⽓块【⼀定体积的空⽓】上升时，压⼒降低，体积增加，温度降低。
当空⽓下沉时，则反之也对。
温度随着⾼度增加⽽下降的速度称为温度垂直梯度(lapse rate)。
当空⽓在⼤⽓中上升时，平均温度变化速率是2摄⽒度(3.5华⽒度)每1000英尺。
由于⽔蒸⽓⽐空⽓还轻，潮湿降低了空⽓的密度，导致它上升。
相反地，当湿度降低时，空⽓变得更加密集⽽趋于下沉。
由于潮湿的空⽓变冷的速度更慢【潮湿空⽓的热容量更⼤】，⼀般它⽐⼲空⽓更加不稳定，原因是潮湿的空⽓在冷却到周围的空⽓温度前必须上升的更⾼。
⼲空⽓绝热温度梯度(不饱和空⽓)是3摄⽒度每1000英尺。
湿空⽓绝热温度梯度范围从1.1摄⽒度到2.8摄⽒度(2华⽒度到5华⽒度)每1000英尺。
湿度和温度的结合确定了空⽓的稳定性和作为结果的天⽓。
冷的⼲空⽓⾮常稳定，能够抵抗垂直运动，它会导致好的通常是晴朗的天⽓。
最⼤的不稳定发⽣在空⽓是潮湿⽽温暖的时候，就像热带区域的夏天⼀样。
典型的，雷暴基本上天天出现在这些区域，就是因为周围空⽓的不稳定性。
逆增随着空⽓在⼤⽓中上升膨胀，温度会降低。
大气稳定度
ester、亚硝酸酯和铵盐等。 含 碳 化 合 物 ： CO 、 CO2 、 碳 氢 化 合 物
hydrocarbon等 含烃类卤(C素F化Cs合)化物合：物等CH。3Cl、CH3Br、CH3I、氟氯
1、含硫化合物
1969年Robinson等人报道，地球上全年 SO2的产生量为2.97亿吨。
天然源：海洋中生物的作用、植物叶绿素
chlorophyl的分解、森林中放出萜terpene的
氧化、森林大火以及大气中CH4的光化学氧化和 CO2的光解等，放电作用引起云层中有机物的光 氧化作用，二氧化碳的轻微解离作用，以及种子
发芽burgeon、籽苗生长及人和动物新陈代谢 metabolism过程等等。
人为源：其余都是由于人类活动产生的。
如：氟氯烃类(CFCs)化合物（氟里昂）可用作冰 箱制冷剂、喷雾器中的推进剂、溶剂和塑料起泡 剂等。CFCs完全由人为产生。
最常用的氟里昂是二氟二氯甲烷（F－12）和一 氟三氯甲烷（F－11）。
➢ NOx能和碳氢化合物生成光化学烟雾。
➢ 特点：
➢ 城市空气中的NOx含量大约高出全球平均值2个 数量级。
➢ NOx的浓度变化受季节和气象因素影响：一般冬 季高于夏季；取暖期高于非取暖期。
➢ NOx的汇：
➢ 被土壤和植被吸收； ➢ 转化成HNO3和硝酸盐而去除。
3、含碳化合物
CO
人为源：含碳燃料的不完全燃烧，或者是内燃机 在高温、高压的条件下燃烧。
各类工业企业向大气中排放的主要污染物质
环境化学中主要研究化学污染物，不涉及 物理污染物、较少涉及生物污染物，因为 后两者分别属于环境物理学和环境医学的 范畴。
大气污染化学中主要讨论氮氧化物、碳氧 化物、含硫化合物、颗粒物、挥发性有机 物等大气污染物。
《农林气象学》课程笔记
《农林气象学》课程笔记第一章辐射第一节辐射的基础知识一、辐射的定义- 辐射是一种能量的传递方式，它不需要介质即可在真空中传播。
- 辐射可以表现为电磁波或粒子流，电磁波包括无线电波、微波、红外线、可见光、紫外线、X射线和伽马射线等，而粒子流包括阿尔法粒子（α粒子）、贝塔粒子（β粒子）等。
二、辐射的有关物理量- 波长（λ）：是辐射波动的一个周期内两个相邻波峰或波谷之间的距离。
不同波长的辐射具有不同的性质和应用。
- 频率（f）：是单位时间内波动经过某一点的次数，与波长成反比，即f = c / λ，其中c 是光速。
- 波速（c）：指波动在单位时间内传播的距离，在真空中，电磁波的波速约为3 x 10^8 m/s。
- 波数（σ）：是波长的倒数，通常用来描述光谱特性，σ= 1 / λ。
- 光子能量（E）：是单个光子所携带的能量，E = h * f，其中h 是普朗克常数，约为6.626 x 10^-34 J·s。
三、辐射的基本定律- 辐射强度定律（斯特藩-玻尔兹曼定律）：一个黑体单位面积上在单位时间内辐射出的总能量与黑体温度的四次方成正比，表达式为I = σ* T^4。
- 辐射温度定律（维恩位移定律）：黑体辐射的峰值波长与黑体的绝对温度成反比，表达式为λ_max * T = b，其中 b 是维恩常数。
- 辐射能量分布定律（普朗克黑体辐射定律）：描述了黑体在不同温度下辐射能量随波长的分布情况，该定律通过普朗克公式来描述。
第二节太阳辐射的基础知识一、太阳辐射强度和太阳常数- 太阳辐射强度是指太阳发出的电磁辐射在单位面积上的功率。
- 太阳常数是指在地球大气层外，垂直于太阳光线的单位面积上接收到的太阳辐射平均功率，其值约为1367 W/m^2。
二、太阳高度角和太阳方位角- 太阳高度角是指太阳光线与地平面的夹角，它随着时间和地点的不同而变化。
- 太阳方位角是指太阳光线在地平面上的投影与正南方向之间的夹角，它也随时间和地点而变化。
空气的绝热变化和大气稳定度
一、空气的绝热变化几个基本概念（一）气块在大气中取一个体积微小的空气微团，称为气块。
（二）绝热气块在绝热运动中与外界不发生热量交换，也就是既无热量输入，也无热量输出，则称气块运动是绝热的。
（三）绝热冷却气块因绝热上升而降温的现象称为绝热冷却。
在绝热条件下，上升的气块因外界气压减低，体积膨胀，此时气块对外作功所消耗的能量以气块内能减少来补偿，从而使气块温度降低。
（四）绝热增温气块因绝热下降而增温的现象称为绝热增温。
当气块作绝热下降运动时，由于外界气压增大，气块体积被压缩，外界空气对气块作功，从而使气块内能增加温度升高。
（五）绝热变化和绝热过程气块在铅直运动中所发生的绝热冷却和绝热增温的变化称为空气的绝热变化，这个变化过程称为绝热过程。
实际上，气块在作铅直运动时都不是绝热的，但是在短时间内，铅直运动的气块与外界空气间的热量交换远小于气块内能的变化，所以可近似看成是绝热的。
二、干绝热直减率（一）干绝热过程一团干空气或未饱和的湿空气在作绝热上升或下降运动时，气块内部既没有发生水的相变，又没有与外界交换热量的过程。
据计算，气块在干绝热过程中，每上升或下降100m，气块温度降低或升高0.98℃，可近似的作为1℃/100m。
（二）干绝热直减率一团干空气或未饱和的湿空气在绝热升降运动中，气块温度随高度的变化率称为干绝热直减率。
用r d表示。
由此可见，干绝热过程是一种可逆的绝热过程。
三、湿绝热直减率（一）湿绝热过程始终保持饱和状态的湿空气，在作绝热升降运动时。
既有内能的变化，也有水相变化过程。
（二）湿绝热直减率始终保持饱和状态的湿空气，在作绝热升降运动中，气块的温度变化率，称为湿绝热直减率。
以r m表示。
（三）为什么r m始终小于r d？湿绝热过程中，气块作绝热上升时，一方面因绝热膨胀气块对外作功消耗内，使温度降低；同时又因绝热冷却作用，使气块中部分水汽凝结放出潜热，对气块有升温作用，缓和了气块上升的绝热冷却作用。