第三章 大气污染气象学
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(1)辐射逆温 (2)下沉逆温 (3)平流逆温 (4)锋面逆温 (5)湍流逆温
辐射逆温与大气污染
（1）辐射逆温
的关系最为密切。
在晴朗无云(或少云）的夜间, 当风速较 小（<3m/s)时，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，因而形成自地面开始逐渐向上发 展的逆温层，称为辐射逆温。 冬季晴朗无云和微风的白天，由于地面
2:中性层结：γ=γd
3:等温层结：γ=0，即Z↑， T=const 4:逆温：γ<0, 即Z↑，T↑
3.2.3 大气的稳定度及其判据
3.2.3.1 稳定度及其理解
大气稳定度——在垂直方向上大气稳定的程度，即
是否易于发生对流。
污染物在大气中的扩散与大气稳定度有密切的关系。
大气稳定度的理解
如果一空气块由于某种原因受到外力的作用, 产生了上升或下降运动后,外力除去后 气块就减速并有返回原来高度的 趋势，则称这种大气是稳定的 可能发生 三种情况 气块加速上升或下降，称这种大 气是不稳定的 气块被外力推到哪里就停到哪 里或作等速运动，称这种大气 是中性的
3.2.3.2 稳定度的判据----以γ和γd作判据
判别大气是否稳定，可用气块法来说明。 ρg
在此二力作用下单位 环境： 体积气块产生的向上 T，P， 加速度为 Ti，Pi， ρ g ( i ) ρi （式3-9） a
i
-ρig
气块法判别稳定度简图
利用准静力条件：Pi=P和理想气体状态方程，
热量交换的状态变化。
周围气压减 小，一部分 内能作膨胀 功，T降低
周围气压增加， 外界对其作压 缩功，转化为 内能，T升高
空气块绝热运动的两种基本情况简图 膨胀或压缩发生的ΔT ＞＞热交换引起的ΔT
一般可将没有水相变化的空气块的垂直运 动近似地看作绝热过程。
多数情况下的大气过程都可视为绝热过程。
热力学第一定律
气压：大气的压强
气 象 要 素
气湿：空气的湿度反应大气中水汽含量 的多少和空气的潮湿度，表示方
法：绝对,相对 风向和风速：u≈3.02F3/2(Km/s)，
F代表风力等级（0～12级） 云：大气中的水汽凝结现象。我国云 量分10级，国外分8级 能见度：单位用m或km表示,其大小反 映大气透明或混浊程度
初态 T0,P0
式（3-2） 终态 T，P
T P R / CP P 0.288 ( ) ( ) T0 P0 P0
泊松方程
式（3-3）
泊松方程的作用
T P R / CP P 0.288 ( ) ( ) T0 P0 P0
描述了气块在绝热升降过程中，初态（T0，P0）与 终态（T，P）之间的关系，说明了绝热过程中气温的变 化完全是气压的变化引起的。
大气绝热过程——大气中进行的热力过程，所
研究的系统与周围空气没有热量交换。
假定空气块的气压等于周围大气压力，即满足所 谓准静力条件： Pi=P Pi+dPi=P+dP 由气体的静力学方程， dP g dZ （式3-5） g—重力加速度 p RT ρ—空气密度,kg/m3
将3-5代入3-4，得
稳 定 度 判 据
γ-γd<0,a<0,气块作减速运动，大气稳定 γ-γd=0,a=0,大气为中性
z
d
( d )
z
d
( d )
o
a
T
o
b
T
图3-7.气块在不同层结中的稳定性
3.2.4 逆温
3.2.4.1 原因及影响
辐射到地球表面的太阳辐射——短波辐射 地面吸收太阳辐射向空中辐射能量——长波辐射
在大气边界层内特别是近地层内，大气温度的
变化主要是受地表长波幅射的影响。
随着地面温度增高而增高，自下而上的增高
近地层 空气温度
随着地表温度降低而降低，自下而上的降低
一般大气温度层结一般是γ>0, 即Z↑，
T↓，但在特定条件下也会发生γ=0或γ<0
的现象，即气温随高度的增加而不变或增加的
逆温现象。
当发生等温或逆温时，大气是稳定的，所
风向的16个方位
风向标
高云（5000m以上） 低 云 （ 25 00 米 以 下 ）
中云（2500-5000m）
云
第三章 大气污染气象学
3.1 大气圈结构及气象要素
3.2 大气的热力过程
3.3 大气的运动和风
3.2 大气的热力过程
3.2.1 太阳、大气和地面的热交换
首先，太阳短波辐射加热了地球表面； 其次，地面长波辐射加热了大气。
结果将使大气中包含的热量、水分和动量以及
污染物质得以充分的交换和混合，这种因湍流
运动引起的属性混合为湍流混合。
当气层的气温直减率小于干绝热直减 率时，经湍流混合后，气层的温度分布逐 渐接近干绝热直减率。 因湍流上升的空气按干绝热直减率降 低温度。空气上升到混合层顶部时，它的 温度比周围的气温低，混合的结果，使上 层气温降低；空气下沉时，情况相反，致 使下层气温升高。这样就在湍流减弱层， 出现逆温。
dP dQ C p dT RT （式3-1） P
式中:Q—加入体系的热量，J； CP—干空气的定压热容，CP=1005J/（kg· K）； R—干空气的气体常数，R=287.9 J/（kg· K） ； T—气块温度，K； P—气块压力，hPa。
对于绝热过程，dQ=0，式（3-1）变形为
dT R dP T CP P
（四）气温的垂直分布
气温直减率——气温随高度的变化。
T ( ) Z
高度z（m）
（式3-8）
温度层结曲线——气
气温t(0C)
温沿垂直高度的分布， 可用坐标图上以高度为 纵坐标以温度为横坐标 作的曲线表示（左图）， 也叫气温沿高度分布曲 线。
大 气 中 温 度 层 结
1:正常温度层结或递减层结:γ>0,即Z↑，T↓
则有
a
g i
p g
i
RT pi
pi
RTi
Ti 0 d Z (T0 Z ) g
T g
RTi
Ti T g T
Ti0=T0
d
T
Z
ag
d
Tห้องสมุดไป่ตู้
Z
ΔZ>0，a有三种情况
γ-γd>0,a>0,气块作加速运动，大气不稳定
图3-12 爬升型(d)
back
图3-12 漫烟型(e)
back
表3-1 五种典型的烟流说明
烟流
波 浪 型 锥 型 平 展 型 爬 升 型 漫 烟 型
特点
地面最大浓度落地点距 烟囱较近，浓度较大 烟流为圆锥形，垂直扩 散好于平展型，较波浪 性差 烟流垂直扩散小，从上 看呈扇形；烟囱高，近 处地面不污染；反之， 则污染 持续时间短，对近处地 面污染小
C
D B H
h
A
C'
D' B'
H'
h’
A'
图3-9.下沉逆温形成示意图
H>H’
（3）平流逆温
有暖空气平流到冷地表面上而形成 的逆温称为平流逆温。 这是由于低层空气受地表面影响大、 降温多，上层空气降温少所形成的。
（4）湍流逆温
低层空气湍流混合形成的逆温称为湍流
逆温。
实际空气的运动都是一种湍流运动，其
3.3 大气的运动和风
3.1 大气圈结构及气象要素
3.1.1 大气圈垂直结构
3.1.2 气象要素
3.1.1 大气圈垂直结构
大气圈—大气污染气象学和大气物理学中，指从
地面到1200～1400km的大气。
大气圈的垂直结构——气象要素的垂直分布情
况，如气温、气压、大
气密度和大气成分等。
本节主要介绍气温的垂直分布。
dTi dTi RTi g R gdZ Ti Cp pi dZ Cp p
P RTi g dTi RT g d 0.0098K / m 1K / 100m Cp dZ Cp p
Ti T
（式3-6）
干空气（或未达到饱和状态的湿空气） 在作绝热上升(或下降)运动时，每升 高(或下降)100m温度约降低(或上 升)1K。
第三章 大气污染气象学
Meteorology for Air Pollution
大气扩散 源 受体 酸雨越境转移（韩国、朝鲜……）
大气物理、化学……
大气科学
大气气象学…… 污染气象学……
气象条件对污物的稀释、扩散作用 污染物对气象的影响
[目的]：因为污染物从排放到对人体和生态环
境产生切实的影响，中间经历了复杂的大气过
近地层大气温度随地表温度的升高而升高（自下而上被加热）；
地面温度的降低而降低（自下而上被冷却）；
地表温度的周期性变化引起低层大气温度随之周期性变化。
3.2.2 气温的垂直变化
3.2.2.1大气的绝热过程与泊松方程
大气的升降过程总伴有不同形式的能量交换。
大气的绝热过程——大气中某一空气块作垂直
运动时与周围空气不发生
大 气 圈 的 垂 直 结 构
气温很高，空气稀薄， 空气离子的运动速度 很高，可以摆脱地球 引力散逸到太空中
又叫电离层 H↑，T↑ 空气处于电离状态， 存在大量的离子和电 子
H↑，T↓，有强烈的对 流运动，垂直混合明显
（1）从对流层顶到35～ 40km左右的一层，气温 不随高度变化,约为55℃；从这(同温)到平 流层顶，H↑T↑ （2）几乎没有空气对流 运动，空气垂直混合微 弱
程：迁移、扩散、沉降、化学反应等，它们与
排放源本身的特性、气象条件、地面特征和周
围地区建筑物分布等因素有关，特别是与气象
条件，如风向、风速、大气湍流运动、气温垂
直分布及大气稳定度等关系密切。本章主要对
大气污染气象学的基本知识作一扼要介绍。
第三章 大气污染气象学
3.1 大气圈结构及气象要素
3.2 大气的热力过程
以某一高度的逆温层、等温层的存在，就像一
个盖子一样，大大阻碍了气流的垂直运动，所
以逆温层又称为阻挡层。
若逆温层存在于空中某高度，由于上升的污
染气流不能穿过逆温层而在它的下面进行积聚 或扩散，可能会造成严重的大气污染现象。
3.2.4.2 逆温的分类
逆温层可发生在近地层中，也可发生在
较高气层中。根据逆温发生的过程，可将逆温 分为:
小气块从外界获得的能量dQ应等于其内 能的增加值。 ' dQ dv Cv p dQ Cv dT pdv' dT dT
' m R T m 1Kg pv RT v M p
dp p T dQ d RT / p dT C v p C v pR 2 dT dT p RT dp RT dp Cv R Cp P dT p dT
（1）集中了大气质量的3/4和几乎全部水汽 （2）H↑T↓，ΔT/100m=0.65℃ （3）强烈的对流运动，下垫层受热不均
（4）温度和湿度分布不均
是直接影响污染物的传输、扩散和转化的一层
3.1.2 气象要素
气象要素——表示大气状态的物理量和
物理现象。
气温：指距地面，1.5m高处在百页箱中观
测到的空气温度。
辐射超过太阳辐射，也会形成逆温层。
辐射逆温的生消过程
下午
日落前 一个小时
日出前
日出后 上午10左右
（2）下沉逆温
由于空气下沉受到压缩增温而形成的逆温 称为下沉逆温。 下沉逆温多出现在高压控制区内，范围很 广，厚度也很大，一般可达数百米。下沉气流 一股达到某一高度就停止了，所以下沉逆温常 发生在高空大气中。
层结曲线 T4 T3 T2 T1 暖空气 冷空气 锋面层
图3-11. 峰面逆温的形成过程
3.2.5 烟流形状与大气稳定度的关系
烟流扩散的形状与大气稳定度有密切的关系。
图3-12. 五种典型的烟流形状
图3-12 波浪型(a)
back
图3-12 锥型 (b)
back
图3-12 扇型(c)
back
3.2.2.2 干绝热直减率
（1）定义
干绝热直减率——干空气（包括未饱和的湿
空气块）在绝热上升或下降过程中，每升高或下
降单位高差(通常取100m)的温度变化率的负值，
称为干空气温度绝热垂直递减率，简称干绝热直
减率，用γd表示。
Ti d ( )d （式3-4） Z
（2）干绝热直减率γd的计算
B Z B Z
d
湍流混合层 A （a） T D
E
湍流混合层 A C （b） T
湍流混合前的气温分布
湍流混合后的气温分布
图3-10.湍流逆温的形成过程
（5）峰面逆温
在对流层中的冷空气团与暖空气团相遇 时，暖空气因其密度小就会爬到冷空气上面去， 形成一个倾斜的过渡区称为锋面。在锋面上， 如果冷暖空气的温差较大，也可以出现逆温。 这种逆温称为锋面逆温(图3-11)，锋面逆温仅 在冷空一边可以看到。
稳定度
发生情况
大气不稳定
辐射逆温与大气污染
（1）辐射逆温
的关系最为密切。
在晴朗无云(或少云）的夜间, 当风速较 小（<3m/s)时，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，因而形成自地面开始逐渐向上发 展的逆温层，称为辐射逆温。 冬季晴朗无云和微风的白天，由于地面
2:中性层结：γ=γd
3:等温层结：γ=0，即Z↑， T=const 4:逆温：γ<0, 即Z↑，T↑
3.2.3 大气的稳定度及其判据
3.2.3.1 稳定度及其理解
大气稳定度——在垂直方向上大气稳定的程度，即
是否易于发生对流。
污染物在大气中的扩散与大气稳定度有密切的关系。
大气稳定度的理解
如果一空气块由于某种原因受到外力的作用, 产生了上升或下降运动后,外力除去后 气块就减速并有返回原来高度的 趋势，则称这种大气是稳定的 可能发生 三种情况 气块加速上升或下降，称这种大 气是不稳定的 气块被外力推到哪里就停到哪 里或作等速运动，称这种大气 是中性的
3.2.3.2 稳定度的判据----以γ和γd作判据
判别大气是否稳定，可用气块法来说明。 ρg
在此二力作用下单位 环境： 体积气块产生的向上 T，P， 加速度为 Ti，Pi， ρ g ( i ) ρi （式3-9） a
i
-ρig
气块法判别稳定度简图
利用准静力条件：Pi=P和理想气体状态方程，
热量交换的状态变化。
周围气压减 小，一部分 内能作膨胀 功，T降低
周围气压增加， 外界对其作压 缩功，转化为 内能，T升高
空气块绝热运动的两种基本情况简图 膨胀或压缩发生的ΔT ＞＞热交换引起的ΔT
一般可将没有水相变化的空气块的垂直运 动近似地看作绝热过程。
多数情况下的大气过程都可视为绝热过程。
热力学第一定律
气压：大气的压强
气 象 要 素
气湿：空气的湿度反应大气中水汽含量 的多少和空气的潮湿度，表示方
法：绝对,相对 风向和风速：u≈3.02F3/2(Km/s)，
F代表风力等级（0～12级） 云：大气中的水汽凝结现象。我国云 量分10级，国外分8级 能见度：单位用m或km表示,其大小反 映大气透明或混浊程度
初态 T0,P0
式（3-2） 终态 T，P
T P R / CP P 0.288 ( ) ( ) T0 P0 P0
泊松方程
式（3-3）
泊松方程的作用
T P R / CP P 0.288 ( ) ( ) T0 P0 P0
描述了气块在绝热升降过程中，初态（T0，P0）与 终态（T，P）之间的关系，说明了绝热过程中气温的变 化完全是气压的变化引起的。
大气绝热过程——大气中进行的热力过程，所
研究的系统与周围空气没有热量交换。
假定空气块的气压等于周围大气压力，即满足所 谓准静力条件： Pi=P Pi+dPi=P+dP 由气体的静力学方程， dP g dZ （式3-5） g—重力加速度 p RT ρ—空气密度,kg/m3
将3-5代入3-4，得
稳 定 度 判 据
γ-γd<0,a<0,气块作减速运动，大气稳定 γ-γd=0,a=0,大气为中性
z
d
( d )
z
d
( d )
o
a
T
o
b
T
图3-7.气块在不同层结中的稳定性
3.2.4 逆温
3.2.4.1 原因及影响
辐射到地球表面的太阳辐射——短波辐射 地面吸收太阳辐射向空中辐射能量——长波辐射
在大气边界层内特别是近地层内，大气温度的
变化主要是受地表长波幅射的影响。
随着地面温度增高而增高，自下而上的增高
近地层 空气温度
随着地表温度降低而降低，自下而上的降低
一般大气温度层结一般是γ>0, 即Z↑，
T↓，但在特定条件下也会发生γ=0或γ<0
的现象，即气温随高度的增加而不变或增加的
逆温现象。
当发生等温或逆温时，大气是稳定的，所
风向的16个方位
风向标
高云（5000m以上） 低 云 （ 25 00 米 以 下 ）
中云（2500-5000m）
云
第三章 大气污染气象学
3.1 大气圈结构及气象要素
3.2 大气的热力过程
3.3 大气的运动和风
3.2 大气的热力过程
3.2.1 太阳、大气和地面的热交换
首先，太阳短波辐射加热了地球表面； 其次，地面长波辐射加热了大气。
结果将使大气中包含的热量、水分和动量以及
污染物质得以充分的交换和混合，这种因湍流
运动引起的属性混合为湍流混合。
当气层的气温直减率小于干绝热直减 率时，经湍流混合后，气层的温度分布逐 渐接近干绝热直减率。 因湍流上升的空气按干绝热直减率降 低温度。空气上升到混合层顶部时，它的 温度比周围的气温低，混合的结果，使上 层气温降低；空气下沉时，情况相反，致 使下层气温升高。这样就在湍流减弱层， 出现逆温。
dP dQ C p dT RT （式3-1） P
式中:Q—加入体系的热量，J； CP—干空气的定压热容，CP=1005J/（kg· K）； R—干空气的气体常数，R=287.9 J/（kg· K） ； T—气块温度，K； P—气块压力，hPa。
对于绝热过程，dQ=0，式（3-1）变形为
dT R dP T CP P
（四）气温的垂直分布
气温直减率——气温随高度的变化。
T ( ) Z
高度z（m）
（式3-8）
温度层结曲线——气
气温t(0C)
温沿垂直高度的分布， 可用坐标图上以高度为 纵坐标以温度为横坐标 作的曲线表示（左图）， 也叫气温沿高度分布曲 线。
大 气 中 温 度 层 结
1:正常温度层结或递减层结:γ>0,即Z↑，T↓
则有
a
g i
p g
i
RT pi
pi
RTi
Ti 0 d Z (T0 Z ) g
T g
RTi
Ti T g T
Ti0=T0
d
T
Z
ag
d
Tห้องสมุดไป่ตู้
Z
ΔZ>0，a有三种情况
γ-γd>0,a>0,气块作加速运动，大气不稳定
图3-12 爬升型(d)
back
图3-12 漫烟型(e)
back
表3-1 五种典型的烟流说明
烟流
波 浪 型 锥 型 平 展 型 爬 升 型 漫 烟 型
特点
地面最大浓度落地点距 烟囱较近，浓度较大 烟流为圆锥形，垂直扩 散好于平展型，较波浪 性差 烟流垂直扩散小，从上 看呈扇形；烟囱高，近 处地面不污染；反之， 则污染 持续时间短，对近处地 面污染小
C
D B H
h
A
C'
D' B'
H'
h’
A'
图3-9.下沉逆温形成示意图
H>H’
（3）平流逆温
有暖空气平流到冷地表面上而形成 的逆温称为平流逆温。 这是由于低层空气受地表面影响大、 降温多，上层空气降温少所形成的。
（4）湍流逆温
低层空气湍流混合形成的逆温称为湍流
逆温。
实际空气的运动都是一种湍流运动，其
3.3 大气的运动和风
3.1 大气圈结构及气象要素
3.1.1 大气圈垂直结构
3.1.2 气象要素
3.1.1 大气圈垂直结构
大气圈—大气污染气象学和大气物理学中，指从
地面到1200～1400km的大气。
大气圈的垂直结构——气象要素的垂直分布情
况，如气温、气压、大
气密度和大气成分等。
本节主要介绍气温的垂直分布。
dTi dTi RTi g R gdZ Ti Cp pi dZ Cp p
P RTi g dTi RT g d 0.0098K / m 1K / 100m Cp dZ Cp p
Ti T
（式3-6）
干空气（或未达到饱和状态的湿空气） 在作绝热上升(或下降)运动时，每升 高(或下降)100m温度约降低(或上 升)1K。
第三章 大气污染气象学
Meteorology for Air Pollution
大气扩散 源 受体 酸雨越境转移（韩国、朝鲜……）
大气物理、化学……
大气科学
大气气象学…… 污染气象学……
气象条件对污物的稀释、扩散作用 污染物对气象的影响
[目的]：因为污染物从排放到对人体和生态环
境产生切实的影响，中间经历了复杂的大气过
近地层大气温度随地表温度的升高而升高（自下而上被加热）；
地面温度的降低而降低（自下而上被冷却）；
地表温度的周期性变化引起低层大气温度随之周期性变化。
3.2.2 气温的垂直变化
3.2.2.1大气的绝热过程与泊松方程
大气的升降过程总伴有不同形式的能量交换。
大气的绝热过程——大气中某一空气块作垂直
运动时与周围空气不发生
大 气 圈 的 垂 直 结 构
气温很高，空气稀薄， 空气离子的运动速度 很高，可以摆脱地球 引力散逸到太空中
又叫电离层 H↑，T↑ 空气处于电离状态， 存在大量的离子和电 子
H↑，T↓，有强烈的对 流运动，垂直混合明显
（1）从对流层顶到35～ 40km左右的一层，气温 不随高度变化,约为55℃；从这(同温)到平 流层顶，H↑T↑ （2）几乎没有空气对流 运动，空气垂直混合微 弱
程：迁移、扩散、沉降、化学反应等，它们与
排放源本身的特性、气象条件、地面特征和周
围地区建筑物分布等因素有关，特别是与气象
条件，如风向、风速、大气湍流运动、气温垂
直分布及大气稳定度等关系密切。本章主要对
大气污染气象学的基本知识作一扼要介绍。
第三章 大气污染气象学
3.1 大气圈结构及气象要素
3.2 大气的热力过程
以某一高度的逆温层、等温层的存在，就像一
个盖子一样，大大阻碍了气流的垂直运动，所
以逆温层又称为阻挡层。
若逆温层存在于空中某高度，由于上升的污
染气流不能穿过逆温层而在它的下面进行积聚 或扩散，可能会造成严重的大气污染现象。
3.2.4.2 逆温的分类
逆温层可发生在近地层中，也可发生在
较高气层中。根据逆温发生的过程，可将逆温 分为:
小气块从外界获得的能量dQ应等于其内 能的增加值。 ' dQ dv Cv p dQ Cv dT pdv' dT dT
' m R T m 1Kg pv RT v M p
dp p T dQ d RT / p dT C v p C v pR 2 dT dT p RT dp RT dp Cv R Cp P dT p dT
（1）集中了大气质量的3/4和几乎全部水汽 （2）H↑T↓，ΔT/100m=0.65℃ （3）强烈的对流运动，下垫层受热不均
（4）温度和湿度分布不均
是直接影响污染物的传输、扩散和转化的一层
3.1.2 气象要素
气象要素——表示大气状态的物理量和
物理现象。
气温：指距地面，1.5m高处在百页箱中观
测到的空气温度。
辐射超过太阳辐射，也会形成逆温层。
辐射逆温的生消过程
下午
日落前 一个小时
日出前
日出后 上午10左右
（2）下沉逆温
由于空气下沉受到压缩增温而形成的逆温 称为下沉逆温。 下沉逆温多出现在高压控制区内，范围很 广，厚度也很大，一般可达数百米。下沉气流 一股达到某一高度就停止了，所以下沉逆温常 发生在高空大气中。
层结曲线 T4 T3 T2 T1 暖空气 冷空气 锋面层
图3-11. 峰面逆温的形成过程
3.2.5 烟流形状与大气稳定度的关系
烟流扩散的形状与大气稳定度有密切的关系。
图3-12. 五种典型的烟流形状
图3-12 波浪型(a)
back
图3-12 锥型 (b)
back
图3-12 扇型(c)
back
3.2.2.2 干绝热直减率
（1）定义
干绝热直减率——干空气（包括未饱和的湿
空气块）在绝热上升或下降过程中，每升高或下
降单位高差(通常取100m)的温度变化率的负值，
称为干空气温度绝热垂直递减率，简称干绝热直
减率，用γd表示。
Ti d ( )d （式3-4） Z
（2）干绝热直减率γd的计算
B Z B Z
d
湍流混合层 A （a） T D
E
湍流混合层 A C （b） T
湍流混合前的气温分布
湍流混合后的气温分布
图3-10.湍流逆温的形成过程
（5）峰面逆温
在对流层中的冷空气团与暖空气团相遇 时，暖空气因其密度小就会爬到冷空气上面去， 形成一个倾斜的过渡区称为锋面。在锋面上， 如果冷暖空气的温差较大，也可以出现逆温。 这种逆温称为锋面逆温(图3-11)，锋面逆温仅 在冷空一边可以看到。
稳定度
发生情况
大气不稳定