干绝热递减率(dry adiabatic lapse rate; DALR)是指空气块绝热上升时，会因周围气压的减少而体积膨胀，用内能反抗外力，因此，它的温度就下降；空气块下降时，外压力增大，对其作压缩功，转化为内能，使其温度上升。这种空气块的运动，会使大气形成不同的温度层结。干空气块(或在升降过程中未发生水蒸汽相变的湿空气块)温度变化的数值叫干绝热递减率。

影响大气污染的重要因素

一个区域的大气污染程度取决于该区域内排放污染物的源参数、气象条件和近地区下垫面的状况。其中气象条件和下垫面状况决定了大气对污染物的稀释、扩散的速率和迁移转化的途径。因此，在源参数一定的情况下，气象条件和下垫面状况是影响大气污染的重要因素，其中对干绝热递减率的影响最为明显。 对流层中，气温垂直变化的总趋势是，气温随高度的增加而逐渐降低，表示气温随高度的变化用气温垂直递减率r。气温垂直递减率：温度在垂直方向上随高度升高而降低的数值。对流层内每升高100米气温平均约降低0.6℃。实际上大气中气温直减率随时在变化，其大小是由季节和天气系统等因素决定的。用r表示。

假定空气块在垂直运动中与外界不发生热量交换，既无热量输入，也无热量输出，叫绝热过程。由于空气的导热率很小，垂直运动中经历各气层的时间又很短，所以，运动气块与周围空气的热量交换作用极微弱，可看作空气作绝热运动，大气中的干空气和未饱和的湿空气块在作垂直的绝热运动时，气温会发生变化。如从地面绝热上升时，会因周围气压的减少而体积膨胀，用内能反抗外力，因此，它的温度就下降；空气块下降时，外压力增大，对其作压缩功，转化为内能，使其温度上升。这种空气块的运动，会使大气形成不同的温度层结。干空气或未饱和的湿空气在作绝热升降运动时，每升高或降低100米，温度变化的数值叫干绝热递减率，记作rd。而这个温度变化的数值是固定的，为1k(热力学温度)。

干绝热递减率rd

干绝热递减率rd与垂直递减率r概念完全不同，r有不同的数值，rd是一个常数，为1℃/100m。 气温沿垂直高度的分布可用曲线表示，称为温度层结曲线，有如下几种情况：

①r＞0，气温随高度的增加而递减，出现在风速不大的晴朗的白天，有利于污染物的扩散(垂直升降)。

②r=rd，气温直减率等于或近似等于干绝热直减率。中性层结。

③r=0，气温不随高度变化。

为等温层结，出现在阴天，风速较大情况下，下层空气温合较好，气温分布均匀。

④r＜0，气温随高度增加而增加，称为逆温，风速较小的晴朗的夜间，不利于大气污染物的扩散。

垂直递减率与绝热递减率r

大气温度的垂直递减率越大于干绝热递减率，大气越不稳定，这种情况下越有利于大气中污染物的扩散和稀释；相反，r越小，大气越稳定，如果r很小，甚至等于零，或为负值(r＜0)时，大气便非常稳定，这种情况对空气垂直对流运动的发展是巨大的障碍，如同一个盖子，起阻挡作用。所以习惯上常把逆温、等温以及气温垂直递减率r很小的气层叫阻档层，它严重地阻碍地面气流的上升运动，使大气污染物停滞积聚在近地面空气中，从而加速大气污染的程度。国外多次大气污染事件几乎都发生在上述气象条件下。

在山区，有时会产生一种奇怪的天气现象，由于干绝热递减率在高山背风坡的山麓地带形成一股干燥而炎热的下沉气流，使农作物干枯或者死亡，甚至还能引起森林火灾，气象上称这种气流为焚风，称这种现象为焚风现象。 于比较潮湿的空气在迎风山坡上升时，水汽凝结成云雨，到山顶后已变得比较干燥，然后沿着背风坡下沉增温，此时空气便变得更加干燥和炎热，这股又干又炎热的气流便是焚风。有一潮湿气团在山的迎风坡上升时温度为15℃，越过一座相对高度为4000米的山脉。如果水汽的凝结高度为1000米，在凝结高度以下，气流上升其温度逐渐降低，每上升100米，约下降1℃（气象学上称之为干绝热递减），当气流升到1000米时，这时空气温度只有5.0℃。以后再上升，因水汽凝结要放出潜热能，上升气流温度降低将减慢，每上升100米，温度约降低0.6℃（湿绝热递减）。这样气流升到了4000米处，其温度降为-13.0℃。当上升气流中水汽大部分或全部凝结并降落在山的迎风面以后，便成为比较干的空气，它在山脊的背风面按干绝热递增率下沉增温，即每下降100米大约要升高1.0℃。所以当气流下沉到山谷时，它的温度可达27℃（即-13.0℃+40.0℃=27.0℃）。它比迎风面上同一高度处的温度增高了12.0℃，加之此时空气干燥，气流就变成了干热气流，这种干热气流也称为焚风效应。

我国境内高山峻岭很多，不少地方会出现焚风现象，例如河北省石家庄地区，位于太行山东麓，海拨高度相差1000米以上，当气流越过太行山下降时，石家庄地区常出现焚风效应，日平均气温比正常时偏高10.0℃以上，有时比离山麓较远的东南部市县（无焚风效应地区）要高出10多度。