第五章 大气静力稳定度
第五章 大气静力稳定度
1、当 T T e 时，则 暖时，可获得向上的加速度。 d w 2、当 T T e 时，则 d t 0。说明若气块比周围空气 冷时，将获得向下的加速度。 d w 3、若 T T e 时， d t 0 。说明气块与周围空气无温 差时，气块的垂直加速度为零。
d w 0 。说明若气块比周围空气 d t
ln(p00/p)
p4
E
平衡高度
p3
B 自由对流高度
p2
Hc
p1 p0
T3T4
T2 T1T0
T
不稳定能量与空气湿度关系
在相同的温度层结下，若上升气块的初始湿度较大，则凝结 高度和自由对流高度就较低，在气层po～p1之间容易形成 真潜不稳定；
若上升气块湿度较小，凝结高度和自由对流高度就较高，容 易出现假潜不稳定； 如空气湿度太小，凝结高度更高，气块的状态曲线将会全部 位于层结曲线左侧，形成绝对稳定型。 可见，低层湿度越大，越有利于对流的发展。
T T d w v ve B g d t T ve
单位质量 空气净浮力
考虑净浮力做功以及气块动能变化
T T d w v ve d z g d z d t T ve
5.2.1气层的不稳定能量（2）
利用dz=w dt ，由z0到z积分 ：
z T T 1 2 12 v ve w w Δ E g d z 0 k z 2 2 T 0 ve 右边：净浮力将单位质量空气从z0移到z所作的功。 左边：转化成气块的动能增量，以Ek表示 若气块温度高于环境温度，则净浮力为正，气块 的垂直运动动能不断增加；反之，净浮力为负， 气块的动能将减小。 由于气块上升时的温度变化是确定的，因此浮力 的正负取决于厚气层的温度层结。
大气静力稳定度
一.问题的引入
对大气静力能见度的分析研究是天气分析预报工作 的一项重要内容。 如各种雾，层状云，连续性降水等都在较为稳定的 大气中发生； 对流云，阵性降水以至于龙卷，雷电和冰雹等强对 流天气现象，都是在不稳定的大气中发生。
二.知识点介绍
Pro.什么是大气静力稳定度?
大气静力稳定度（static stability of atmosphere） ， 表示大气层结 特性对气块铅直位移影响的趋势和程度，又称大气层结稳定度和 大气铅直稳定度。
z
dz
T,P,ρ
T， P， ρ
Z0
T0，P0，ρ 0
T0， P0， ρ0
（1）未饱和气层
气块经垂直位移△Z后 温 度为：T T0 dz
气层在垂直位移△Z处的 气温为：
T T0 z
dw g ( d ) z dt Tv
可见，对于作干绝 热运动气体来说， 大气层结稳定度取 决于与 的对比
微气层静力稳定度的判据
基本判别式： dw a (ρ 1) g dt ρ 将状态方程带入，并利用准静态条件 p p 上式可变为： dw T T g
dt Tv
由此可见，气块是否获得加速度 与气块温度和环境温度的差 T T 有关
↑ ↓ ↑↑
v
a
v
a
a=0
↑
气块法
假定：1）气层始终静止；2）气块是个封闭 绝热系统；3）满足准静力条件。
绝对稳定气层
条件不稳定气层
绝对不稳定气层
m
d
六.参考资料
1.沈春康, 大气热力学. 气象出版社, 1983 2.网上资料
七.好的想法
认真看书+总结归纳
《大气污染控制工程》重要知识点汇总五
《大气污染控制工程》重要知识点汇总五121.大气静力稳定度大气静力稳定度是大气在静力作用下铅直方向的稳定程度。
某一气块受力作用产生向上或向下的运动以后可能有3种情况：运动逐渐减速，并有返回原位的趋势；运动逐渐加速，呈远离原位的趋势；运动既不加速，也不减速，可随处保持平衡。
第一种情况为大气稳定状态，第二种情况为不稳定状态，第三种情况称其为中性状态。
122.逆温大气温度层结一般是γ＞0，即气温随高度增加而降低，但在某些条件下也会出现γ=0或γ＜0。
通常将温度随高度增加而升高的空气层称为逆温层。
逆温层内空气铅直对流很弱，不利于污染物扩散。
高于地面的逆温层会阻挡下方的污染物向高空扩散。
所以空气污染事件大多数与逆温和静风等气象条件有关。
123.辐射逆温由于地表强烈辐射冷却形成的逆温。
晴朗少云、风速不大的夜晚，地表很快因辐射而降温，空气自下而上被冷却。
近地面空气降温多，远地面空气降温少，因而形成自地面起的逆温层。
日出后太阳辐射逐渐增强，地表升温，逆温层便自下而上逐渐消失。
辐射逆温在陆地上常年可见，冬季白天也可能出现。
在中纬度地区的冬季，辐射逆温层厚度可达200～300 m，有时可达400 m左右。
辐射逆温与大气污染关系最为密切。
124.下沉逆温由于空气下沉时受到压缩而引起的逆温。
高压区内某一空气团出现下沉运动，气压逐渐增大，气层在水平方向辐散，厚度减小。
由于气层顶部下沉距离比底部下沉距离大（H＞H′），绝热压缩升温程度比底部升温高，因而出现逆温，下沉逆温范围广、厚度大、持续时间长，一般出现在高空。
冬季下沉逆温与辐射逆温相结合，会形成很厚的逆温层。
125.平流逆温暖空气平流到冷地面上，下层空气受地面影响大，降温多，上部降温少，因而形成逆温。
海上暖空气平流到陆地上，或暖空气平流到低地，盆地聚集的冷空气上方，都可能形成平流逆温。
126.湍流逆温低层空气由于湍流混合，在混合层的上方形成逆温层。
在下部湍流混合层与上部未发生湍流混合层之间形成温度过渡的逆温层。
大气科学基础课件§5大气静力稳定度
midnight
Open question 2: How is the seasonal evolution of the air instablity?
neutral
stable
unstable
winter
Spring and autumn
summer
• 不稳定能量
• 对流不稳定及位势不稳定
(3) γs <γ<γd ，对未饱大气，层结是稳定的；但对于 饱和湿空气而言，则是不稳定的，称为“条件不 稳定”
为了区别与后来提出的“第二类条件不稳定 ”(CISK-Conditional Instability of Second Kind)，这 里的条件不稳定又被称为“第一类条件不稳定”
• 绝对稳定
向相反，表明气层层结稳定。
如果气块是干空气，或者是未饱和的湿空气
i
dT dz
d
静力稳定度判据为：
> γ = γd
<
静力不稳定 静力中性 静力稳定
• 条件不稳定
✓ 实际大气中，除了贴地气层以外，γ>γd的干绝 热不稳定是很少出现的；
✓ 饱和湿空气由于凝结潜热的释放，使气块受到的
浮力增加，即使在γ>γd的情况下，也可能出现不稳 定；
• 逆温层的作用
✓ 强对流爆发前夕，在中 低层常有逆温层的存在；
✓ 阻止水汽、热量上传， 使其在低层不断积累；
✓ 一旦逆温层被破坏（通 过地面加热、整层抬升等） ，强对流天气便会发生。
思考题
1. What is “absolutely stable”? 2. What is “absolutely unstable”? 3. What is “conditionally unstable”? 4. What is “conventionally unstable”? 5. What is dry adiabatic process and moist
大气稳定度参数
大气稳定度参数大气稳定度是指大气垂直运动的稳定性程度，它对于天气、气候和环境等方面都有着重要的影响。
通常情况下，大气稳定度可以通过温度、湿度、气压等参数来进行计算和判断。
一、计算公式大气稳定度的计算公式主要有两种，分别是折射指数法和位势能法。
1. 折射指数法折射指数法又称为Richardson数法，其计算公式为：Ri = (g / θ) * Δθ/ Δz其中，Ri为Richardson数；g为重力加速度；θ为平均温度；Δθ为温度差；Δz为高度差。
当Ri < 0时，大气处于不稳定状态；当Ri > 1时，大气处于稳定状态；当0 < Ri < 1时，大气处于较不稳定状态。
2. 位势能法位势能法主要是通过计算空气上升或下沉所需克服的重力势能来判断大气的稳定性。
其计算公式为：Ep = Cp * T + gz其中，Ep为位势能；Cp为空气比热容；T为温度；g为重力加速度；z为高度。
当Ep增大时，空气上升所需的能量也就越大，此时大气处于稳定状态；反之，当Ep减小时，空气上升所需的能量也就越小，此时大气处于不稳定状态。
二、等级划分根据大气稳定度的不同程度，可以将其划分为以下四个等级：1. 非常不稳定：当大气稳定度非常低时，空气上升非常容易，形成强烈对流运动。
这种情况通常出现在高温、高湿、高海拔的地区。
2. 不稳定：当大气稳定度较低时，空气上升比较容易，形成较强对流运动。
这种情况通常出现在夏季午后或晴朗天气中。
3. 稳定：当大气稳定度较高时，空气上升比较困难，形成的对流运动也比较弱。
这种情况通常出现在阴雨天气或夜间。
4. 非常稳定：当大气稳定度非常高时，空气上升非常困难，几乎没有对流运动。
这种情况通常出现在高压天气或秋季晴朗天气中。
三、判断方法大气稳定度的判断主要通过观测和计算来进行。
以下是几种常见的判断方法：1. 湿度法：当相对湿度高于80%时，大气通常处于不稳定状态；当相对湿度低于50%时，大气通常处于稳定状态。
大气静力稳定度判别
条件性不稳定也是一种 潜在不稳定。 条件性不稳定只要有局 地的热对流或动力因子 对空气抬升即可，因而 往往造成局地性的雷雨 天气。
对流性不稳定的气层形成积状云（对流云），甚至产生对流性降水。观测
表明，最可能产生强对流的是低层暖湿、高层干燥的具有条件性不稳定层结
的气层，其温度曲线和露点曲线呈现“喇叭口”性质。 对流层内全球平均位温随高度增加，故对干空气或未饱和湿空气而言，大 气层结的平均状态是稳定的。 在热带地区上空，对流层的中、低层（约700hPa以下）存在相当位温梯度
负值区，说明此处大气经常处于条件性不稳定状态或者对流性不稳定状态。
4 逆温层
01
02 03
辐射逆温
04 05 06
平流逆温
下层逆温
锋面逆温
地形逆温
湍流逆温
逆温层
定义：气层的温度随高度而增加，即 1、辐射逆温 晴朗夜晚由于地面长波辐射降温导致近地气层形成逆温层。逆温层的厚
0，这气层称为逆温层（阻塞层）。
在天气学中，用来判断对流运动发展与否； 在污染气象学中，有助于判断湍流发展与否。
气块法模型：
令气块离开平衡位置作微小的虚拟位移， 如果气块到达新位置后有继续移动的趋势，则此气层的大气 层结是不稳定的。它表明稍有扰动就会导致垂直运动的发展； 如果气块有回到平衡位置的趋势，则这种大气层结是稳定的； 如果气块既不远离平衡位置也无返回原平衡位置的趋势，而 是随遇平衡，就是中性的。
dw 0 ，说明若气块比周围（环境）空气冷时，可 2、当 T Te 时，则 dt 获得向下的加速度；
0 ，说明气块与周围（环境）空气无温差时， 3 、若 T Te 时，则 dt 气块的垂直加速度为零。
dw
2018/7/15
大气静力稳定度判别
在天气学中，用来判断对流运动发展与否； 在污染气象学中，有助于判断湍流发展与否。
气块法模型：
令气块离开平衡位置作微小的虚拟位移， 如果气块到达新位置后有继续移动的趋势，则此气层的大气 层结是不稳定的。它表明稍有扰动就会导致垂直运动的发展； 如果气块有回到平衡位置的趋势，则这种大气层结是稳定的； 如果气块既不远离平衡位置也无返回原平衡位置的趋势，而 是随遇平衡，就是中性的。
或超过热对流下限温度，那么当天气温就可能达到或超过对流下限温度，产
生热雷雨可能性比较大。
（4）挟卷过程对稳定度影响
观测表明，对流云内的温度递减率一般 都大于湿绝热降温率而与云外温度递减率 接近；云内含水量也比按绝热过程计算的 小；云顶高度则比计算的低。
这说明对流云的发展不是孤立的，云内
外空气有强烈的混合，云外空气进入云内 的过程通常称为挟卷过程。
T g ( d ) d T z T z c p
此判据能定性的反 映对流发展的基本条件，
se se ( ss ) z T
广泛应用在天气预报、
云雾物理及相关的污染 气象学的研究中。
2018/7/15
2 条件性不稳定 01
因此很重要
（1）未饱和情况及下沉逆温
若气层升降过程中始终保持未饱和状态时，稳定度的变化
（1） ΓV 1
γd
大气中通常是这种层结，讨论重点内容。当整层气层下沉
且伴随有横向扩散（水平辐散）时，例如北半球反气旋，气层趋向稳定，甚
至可能形成逆温层；若整层气层被抬升且伴有水平辐合时，例如北半球气旋， 气层稳定度减小。 （2） ΓV 1 不变。 （3）
条件性不稳定也是一种 潜在不稳定。 条件性不稳定只要有局 地的热对流或动力因子 对空气抬升即可，因而 往往造成局地性的雷雨 天气。
大气科学基础课件§5大气静力稳定度
对饱和湿空气而言
'
dT dz
s
静力稳度定判椐为：
>
静力不稳定
γ = γs <
静力中性 静力稳定
综合未饱和及饱和湿空气的静力稳定度判椐，有以 下3种情况：
(1) γ> γd ，对未饱和以及饱和大气，层结均不稳定 ，称为“绝对不稳定”；
(2) γ< γs ，对未饱和以及饱和大气，层结均稳定， 称为“绝对稳定”
在实际天气预报中，以下几种情况常值得注意： ✓ 在高层冷中心或冷槽与低层暖中心叠置的区域，
可能会有雷暴的发生；
✓ 冷锋过山时，若背风坡低层由暖湿空气控制，常 有雷暴的发生（夏季太行山东侧常出现此情形）
✓ 高层干平流与低层湿平流叠置的区域，常有雷暴 发生；
✓ 冷空气入侵后，如果低层有浅薄热低压接近或者 有显著的暖平流时，容易诱发雷暴发生。
• 逆温层的作用
✓ 强对流爆发前夕，在中 低层常有逆温层的存在；
✓ 阻止水汽、热量上传， 使其在低层不断积累；
✓ 一旦逆温层被破坏（通 过地面加热、整层抬升等） ，强对流天气便会发生。
思考题
1. What is “absolutely stable”? 2. What is “absolutely unstable”? 3. What is “conditionally unstable”? 4. What is “conventionally unstable”? 5. What is dry adiabatic process and moist
(1) 开始时气块的上下端 都按照干绝热上升
(2) 由于气层底部湿度较
P
大而先达到饱和状态
，按湿绝热上升，温
大气稳定度的概念
大气稳定度的概念
《大气稳定度是啥玩意儿》
嘿，大家知道大气稳定度不？这可不是啥高深莫测的东西啦！
我记得有一次啊，我去爬山。
那天天气特别好，阳光明媚的。
我吭哧吭哧地往上爬，爬着爬着就感觉有点不一样了。
在山脚下的时候，风还挺平静的，可越往上走，那风就有点怪怪的了。
有时候突然一阵风刮过来，吹得我头发都乱了，树叶也跟着哗啦啦地响；但有时候又感觉风好像被什么东西压住了似的，半天都没动静。
这其实就和大气稳定度有关系呢！
大气稳定度啊，简单来说，就是大气是愿意安安静静的呢，还是喜欢瞎折腾。
如果大气比较稳定，就像个乖孩子一样，不怎么乱动，那空气啊啥的就比较平静；但要是大气不稳定，那可就热闹了，各种气流啊就会跑来跑去，一会儿有风一会儿没风的。
就像我爬山时遇到的情况，山脚下可能大气比较稳定，风就比较平和；到了山上，大气稳定度变了，风的表现也就不一样了。
总之呢，大气稳定度就是大气的一种状态，它会影响我们周围的天气和环境。
我们平时生活中也能感受到它的存在呢，比如有时候风平浪静，有时候又狂风大作。
所以啊，下次当你感觉到风的变化或者天气的不同时，说不定就是大气稳定度在搞鬼呢！哈哈！
这就是我对大气稳定度的理解啦，虽然不是啥专业的解释，但都是我亲身经历和感受到的哦，希望能让大家更容易明白这个概念呀！。
05 第五章 大气稳定度和不稳定能量,
大气稳定度和不稳定能量
一、大气稳定度
指气层内某一气块受垂直方向的扰动后，返回或 远离原平衡位置的趋势和程度。 a= g (Ti-T) /T 气块温度低于环境温度，气块重，气层稳定 气块温度高于环境温度，气块轻，气层不稳定 气块温度与环境温度相同，气层是中性的
Hale Waihona Puke 一、大气稳定度积雨云顶高
层结曲线 露点曲线
颠簸层顶高 颠簸层底高
状态曲线
层状云顶高
颠簸层顶高 颠簸层底高 颠簸层顶高 层状云底高 颠簸层底高 积雨云底高
三、逆温层
（一）辐射逆温 （二）平流逆温 （三）湍流逆温 （四）下沉逆温 （五）锋面逆温
（一）辐射逆温
夜间地面、雪面、冰面或云层顶部等因辐射冷却 造成的逆温。
练习
1、有充沛水汽的近地面层，出现逆温时的特征 是（ ）。
A. B. C. D.
将有强对流发生 能见度变坏 大气不稳定度增加 有积雨云出现
2、以下用气块温度直减率γ判断大气稳定度的 描述中正确的有———。
A．γ值越大，气层越不稳定；γ值越小，气层越稳定 B．γ值越小，气层越不稳定；γ值越大，气层越稳定 C．γ<γm时绝对稳定，γ>γd时绝对不稳定
地形逆温
夜间，由于山上冷空气沿山坡流到低洼地区使 原来洼地底部的较暖空气被迫抬升形成的逆温。
地形逆温使洼地常出现霜冻。
辐射逆温、平流逆温、融雪逆温、地形逆 温属于近地面层逆温，其中以辐射逆温为 主。近地面层逆温多由热力原因引起。
（三）湍流逆温
由于低层空气的湍流混合作用而形成的逆温。 湍流强，湍流层厚，逆温层发生的高度高 湍流弱，湍流层薄，逆温层发生的高度低 逆温层之下，水汽大量聚集；逆温层之上水汽 含量骤减。
大气静力稳定度判别
利用下列两个关系
z
T
T z
g cp
T
(dd
)
se
z
se
T
(ss )
此判据能定性的反 映对流发展的基本条件， 广泛应用在天气预报、 云雾物理及相关的污染 气象学的研究中。
2019/8/14
2 条件性不稳定 01 气层不稳定能量 02 条件性不稳定类型 03 热雷雨预报 04 夹卷过程对稳定度影响
dw dt
0
，说明若气块比周围（环境）空气暖时，可
2、当 T Te 时，则
获得向下的加速度；
dw dt
0
，说明若气块比周围（环境）空气冷时，可
3气、块若的垂T直加T速e 度时为，零则。ddwt 0 ，说明气块与周围（环境）空气无温差时，
2019/8/14
（2）静力稳定度判据
1）薄气层定义：气层的厚度足够薄，以至于气层的 Te z
总是和dz的符号一致，有加速离开原平衡位置的倾向，即大气层结是不稳定层结；
2、 垂直运动既不发展也不衰减，大气层结是中性的；
3、 ，不论气块是向上运动（dz>0）还是向下运动（dz<0），气块的加速度
总是和dz的符号相反，有加速回到原平衡位置的倾向，即大气层结是稳定层结；
z
z
观测表明，热带地区自地面以上到约15公里高度处，平均来看，都是处于 条件性不稳定状态。其它地区大气层结也大多是条件性不稳定。
注意：在讨论厚气层时（或自地面以上对流层整层大气），大气温度垂直 分布很复杂，大气垂直减温率不是常数；气块不再是作微小虚拟位移，而是 作有限虚拟位移，离开平衡位置的未饱和气块可能上升达到凝结而成为饱和 气块，这就增加问题难度。
大气静力稳定度matlab
大气静力稳定度matlab1.引言1.1 概述大气静力稳定度是指在大气中物体在静止状态下受到的稳定力的性质和特征。
它是研究大气环境中物体静力平衡的重要参数，能够描述物体在大气中受到的平衡力的大小和方向。
了解大气静力稳定度对于设计和工程领域具有重要意义。
在很多工程项目中，如高层建筑、桥梁、天线塔等，大气静力稳定度都是必须要考虑的因素。
它直接关系到建筑物的结构安全和稳定性。
如果大气静力稳定度不足，建筑物在强风、地震等外力的作用下可能发生倾斜、破坏甚至坍塌的情况。
因此，了解大气静力稳定度的概念和计算方法对于工程结构的设计和风险评估具有重要意义。
本文将首先介绍大气静力稳定度的概念和意义，包括对其进行定义和解释，以及在实际工程中的应用场景和意义。
随后，文章将详细探讨大气静力稳定度的计算方法，涵盖了基本的理论原理和数学模型。
通过对大气静力稳定度的计算，可以对工程结构的稳定性进行评估和预测，从而采取相应的措施来确保其安全性和可靠性。
最后，本文将进行总结，并展望大气静力稳定度的应用前景。
大气静力稳定度的研究不仅对于目前的工程项目具有重要影响，也对于未来的建筑设计和风险评估提供了新的思路和方法。
希望通过本文的研究，能够为相关工程领域的专业人士提供有益的参考和指导，促进建筑安全和可持续发展的进程。
1.2文章结构文章结构的设计对于一篇文章的组织和阅读具有重要的指导作用。
本文的文章结构如下：1. 引言1.1 概述1.2 文章结构1.3 目的2. 正文2.1 大气静力稳定度的概念和意义2.2 大气静力稳定度的计算方法3. 结论3.1 总结3.2 对大气静力稳定度的应用前景展望在本文中，文章结构的设计旨在以一种清晰有序的方式呈现所述内容，使读者能够更好地理解大气静力稳定度的概念和意义，了解其计算方法，并对其应用前景展望进行总结。
1.3 目的本文的主要目的是研究和分析大气静力稳定度的计算方法，并探讨其在实际应用中的意义和潜在前景。
大气静力稳定度判别
由气块运动方程
Tv ¬ Tve dw =g dt Tve
1 2 1 2 w ¬ w0 = ΔE k = 2 2 Tv ¬ Tve (g dz ∫ Tve z0
z
推导出动能方程
上式右边表示净浮力将单位质量空气从z0移到z所作的功； 上式左边表示转化成气块动能增量； 若气块温度高于环境温度，则净浮力为正，气块的垂直运动动能不断增 加；反之，净浮力为负，气块动能将减小。 由于气块上升时的温度变化是确定的，因此浮力的正负取决于厚气层温 度层结。
气层不稳定能量
02
03 04
条件性不稳定类型
热雷雨预报
夹卷过程对稳定度影响
观测表明，热带地区自地面以上到约15公里高度处，平均来看，都是处于 条件性不稳定状态。其它地区大气层结也大多是条件性不稳定。
注意：在讨论厚气层时（或自地面以上对流层整层大气），大气温度垂直 分布很复杂，大气垂直减温率不是常数；气块不再是作微小虚拟位移，而是 作有限虚拟位移，离开平衡位置的未饱和气块可能上升达到凝结而成为饱和
气块，这就增加问题难度。
（1）不稳定能量法
不稳定能量定义：
气块在上升过程中，因各高度大气层结不同：若是正浮力，则对气块作 功，并将转化成气块运动动能；若是负浮力，则气块对负浮力做功，运动 受到抑制，气块将减速。 气块在垂直运动中动能增量，可以认为是由气层中所储存一部分能量转 化而来，这部分可以转化的能量一般称为气层的不稳定能量。 气层不稳定能量的大小和正负是大气层结是否稳定的标志。
对流抑制能量CIN：在LFC高度以下的负面积区；其意义是处于大气底 部气块要到达自由对流高度（ LFC ），至少需从其它途径获得能量的下 限。
对流凝结高度（CCL）：层结曲线与等饱和比湿线的交点。空气块经过 对流凝结高度后将沿假绝热过程继续上升。
大气稳定度
大气稳定度简介大气稳定度是指大气中空气的垂直运动和换热过程中的稳定性程度。
大气稳定度对于气象学和空气质量影响至关重要。
在不同的大气稳定度条件下，大气中的空气会有不同的运动方式和热量交换方式。
本文将介绍什么是大气稳定度，以及不同稳定度条件下的气象现象和影响。
大气稳定度的定义大气稳定度是指大气中空气受到地球引力和水平风的平衡作用后，在垂直方向上的运动特征。
在空气上升和下沉的过程中，大气稳定度决定了空气温度的变化和湿度的分布。
大气稳定度的主要决定因素包括温度、湿度和气压的垂直分布以及垂直运动的速度和方向。
大气稳定度的分类根据大气稳定度的不同条件，可以将大气稳定度分为三类：不稳定、稳定和中性。
不稳定不稳定条件下，大气中的空气上升速度较快，而下沉速度较慢。
在这种情况下，空气在上升过程中会迅速冷却并产生对流，从而形成云和降水。
不稳定条件通常出现在暴雨和雷暴天气中，会导致剧烈的气象现象发生。
稳定稳定条件下，大气中的空气上升速度较慢，而下沉速度较快。
这种情况下，空气在上升过程中会逐渐变暖，形成积云和层积云，但几乎不会产生降水。
稳定条件通常会使得空气污染物在近地层停留，导致空气质量下降。
中性中性条件下，大气中的空气上升和下沉速度相当。
在这种情况下，空气的上升和下沉几乎不会引起温度和湿度的显著变化，也不会产生明显的对流运动。
大气中的空气质量相对较好，空气污染物不易积聚。
大气稳定度的影响大气稳定度对气象和空气质量产生重要影响。
气象现象在不同的大气稳定度条件下，会出现不同的气象现象：•不稳定条件下，会出现强降雨和雷暴。
大气中的升力较强，空气上升快速冷却形成强对流云系，降水量较大。
•稳定条件下，会出现积云和层积云。
大气中的空气上升较慢，很少产生降水。
•中性条件下，天空晴朗，气候相对稳定。
空气质量大气稳定度对空气质量也有重要影响。
在稳定条件下，空气污染物往往会在近地层积聚，导致空气质量下降。
而在不稳定和中性条件下，空气污染物能够被更好地稀释和扩散，空气质量相对较好。
大气稳定度概念
大气稳定度概念
大气稳定度是指上层大气阻力力学特征阻助或限制了空气团移动的程度。
大气
稳定度可以影响大气层中空气流动的特性，从而有效地影响大气污染物的分布特性、生态系统状态等。
大气稳定度有自然维持状态和强迫调整状态两种类型。
自然维持状态是本地大
气稳定性自身的变化，它是一个连续的过程，不会受控制或干预，而强迫调整状态则是一个非连续的过程，需要外部的影响因素和干预力。
大气稳定度对大气系统有着重要的影响，具体表现在以下几个方面：
首先，稳定的大气会增加污染物的排放量。
当大气稳定，污染物在中底层大气
中会扩散，而当大气不稳定时，污染物会停留在较高的层次中。
其次，大气稳定度会影响风速和风向。
当大气稳定度较低时，风速可能达到7
级以上，并且来自不同方向但稳定的大气，则可能产生比较小的风速和单一的风向。
再次，大气稳定度会影响大气状况，例如气压等。
如果气压高并且空气稳定，
那么常温高，湿度低，防止了降雨过程；如果气压低，空气不稳定，则有可能出现有风雨的天气。
最后，还有生态系统受到大气稳定度的影响。
当大气稳定时空气湿度会上升，
系统中植物减少，也会影响生态疏离和植物群落。
总之，大气稳定度是大气系统中受人们没有充分重视的重要概念，它不仅会影
响大气污染物、风速和风向、气压等，还会影响到地球上的生态，因此需要人们对其进行充分重视。
第五章云的形成
第五章云的形成水汽、大气运动、云和天气变化云在一天中可能的变化云的形成与消亡5.1 基本热力学过程稳定平衡与不稳定平衡气块与环境的概念大气环境的稳定程度稳定不稳定中性气块模型质量热量扰动气压相同⑴气温非绝热变化⑵气温绝热变化空气与外界没有热量交换，称为绝热变化。
气块(团)垂直运动（绝热变化）水平运动（非绝热变化）气块(团)气温的非绝热变化1. 热传导：依靠分子的微观热运动来传递热量空气密度小导热系数小来传递热量。
空气密度小，导热系数小，所以分子热传导只能影响到紧贴地面的传一薄层，对较大规模的热量传递来讲可忽略不计忽略不计。
2辐射2. 辐射：辐射是地面和大气之间热量传递的主要方式，但在完全没有空气运动时，地面辐射传热所及的高度也只是离地面较近的气层内。
因空气块运动而进行的热量交换，按促使空气运动的不同原因可分对流、湍流。
3对流对流层中热量由低层向高3.对流：对流层中热量由低层向高层传送的重要方式。
大气层不稳定时，层传的要方式大气层不稳定时对流热交换的高度可达对流层顶。
对流在夏季和午后较强而冬季和清晨流在夏季和午后较强，而冬季和清晨较弱。
4. 湍流湍流：湍流交换的热量远远大于分子传导交换的热量湍流不仅在热子传导交换的热量。
湍流不仅在热交换中起重要作用，蒸发扩散等交换中起重要作用，蒸发、扩散等的大小也取决于湍流运动145、蒸发（升华）和凝结（凝华）水在蒸发（或冰在升华）时要吸收热量；相反，水汽在凝结（或凝华）时，会放出潜热又会放出潜热。
如果蒸发（升华）的水汽，不是在原处凝结（凝华），而是被带到别处去凝结（凝华）就会使热量得到传送结（凝华），就会使热量得到传送。
热量传递和蒸发使大气获得热量，引起大气的温度变化这是大气温度引起大气的温度变化。
这是大气温度变化的一个方面，叫非绝热变化变化的个方面，叫非绝热变化5.1.1 干绝热过程干绝热方程（泊松方程）T⎞⎜⎛⎜=pTp⎟⎟⎜=⎟⎟⎜干绝热过程中，温度变化完全取决于气压的变化的变化。
大气稳定度
分级
常用的大气稳定度分类方法有帕斯奎尔(Pasquill)法和国标原子能机构IAEA推荐的方法。
表B2中国现有法规中推荐的修订帕斯奎尔分类法(简记P·S),分为强不稳定,不稳定,弱不稳定,中性,较稳定 和稳定六级.它们分别表示为A,B,C,D,E,F.确定等级时首先计算出太阳高度角按表B1查出太阳辐射等级数,再由太 阳辐射等级数与地面风速按表B2查找稳定等级。
大气稳定度
大气抑制空气垂直运动的能力
01 概念解释
03 污染关系
目录
02 分级
大气稳定度（Atmospheric stability)），叠加在大气背景场上的扰动能否随时间增强的量度。也指空中 某大气团由于与周围空气存在密度、温度和流速等的强度差而产生的浮力使其产生加速度而上升或下降的程度。 大气抑制空气垂直运动的能力，称为大气稳定度。
大气稳定度指大气湍流的状态，以理查逊数或相的指标为判据。按照定义理查逊数是湍流的浮力作功和切应 力作功之比值（参见理查逊数），包含着静力学稳定度判据，定性方面与静力学稳定度一致，因此对大气湍流状 态相应地冠以不稳定、稳定和中性的名称。定量方面指大气湍流状态的稳定度与静力学稳定度可有很大差别。例 如贴近地面气层数值常常很大，按照静力学稳定度应属于很不稳定或者很稳定，但因切应力作用更大，湍流状态 实际上为近中性。又如对流边界层中部 ≈0，但湍流状态却属于很不稳定。大气湍流扩散与大气湍流状态有不可 分的，大气扩散问题应用领域的大气稳定度通常以理查逊数或相的参数为基础所建立的稳定度分类法来划分。
r=R时，气团上升或下降，都与周围大代环境保持温度相同的变化，气团重力恒等于浮力，这种状态的大气 称为中性平衡态，具有弱稳定性。
大气静力稳定度优秀课件
• “相对风暴螺旋度”的概念其实是一个很好表述对称 不稳定（SI）的物理参量（v·du/dz-u·dv/dz)，而理 论导出的“理查森数”是一个热力/动力稳定度的组合 参量
条件不稳定判据
绝对不稳定(干绝热不稳定)
绝对稳定
绝对稳定
条件性不稳定
4、对流性不稳定
• 气块理论——气层本身是静止的。实际大气常被 整层抬升（如气流过山，空气沿着锋面抬升）
• 不论气层原先的层结稳定性如何，在其被抬升达 到饱和后，如果是稳定的，称为对流性稳定，如 果不稳定，称为对流性不稳定，如果中性，称为 对流性中性。
• 上干下湿的条件性稳定气层，甚至是绝对稳定的 气层（如有逆温），经过整层抬升，可能变为不 稳定。
对流性不稳定判据
• 用假相当位温、相当位温、假湿球温度表示
对流性稳定
对流性不稳定
对流性不稳定和条件性不稳定比较
• 【相同点】ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
• 都是潜在性不稳定
• 需要一定的外加抬升力才能使得潜在的不稳定转 化成真实的不稳定
• 适用：雷暴等对流性天气 • 基于气块法
雷暴和强风暴系统都是对流现象，而对流运动的 主要作用是浮力。浮力越强，产生的上升运动越 强，雷暴的垂直发展越高。 • 静力稳定度：反映气块在特定大气层结中所受浮 力状况，又称层结稳定度。 • 对流：气象上指由于浮力作用导致的垂直方向的 热传输
静力稳定度分类
不稳定 静力 中性
稳定 如果气层中任选一气块，气块受到垂直方向的冲击力 气块加速浮升——层结不稳定：促进气块垂直运动 气块等速运动——层结中性：不促进/不抑制气块垂
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判断静力稳定度通常采用“气块法” 。 运用气块模型，令气块离开平衡位置作微小的虚拟 位移，如果气块有回到原平衡位置的趋势，则这种 大气层结是稳定的。
如果气块既不远离平衡位置也无返回原平衡位置的 趋势，而是随遇平衡，就是中性的。
如果气块到达新位置后有继续移动的趋势，则此气 层的大气层结是不稳定的，它表明稍有扰动就会导 致垂直运动的发展。
图8
ln(P00/p)
动力对流
p4
E
平衡高度
p3
q0
自由对流高度
B p2 p1流
不稳定 中性 稳定
-㏑P
γd
γ T
γ
γd T
稳定大气
-㏑P
不稳定大气
γd
γ T
中性大气
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γ分别为 0.8℃/100m、1℃/100m 和1.2℃/100m，则可以有三种不同的 稳定度（图2· 25）：
大气稳定度是表示大气层结对气块能否产生对流 的一种潜在能力的量度。必须注意，它并不是表示气 层中已经存在的铅直运动，而是用来描述大气层结对 于气块在受外力扰动而产生垂直运动时，会起什么影 响(加速、减速或等速)。这种影响只有当气块受到外 界扰动后，才能表现出来。
1、静力稳定度是气块与气层互为作用的综合 结论； 2、静力稳定度仅指气块处在该气层中，铅直 运动发展的趋势与可能； 3、稳定气层中可以有对流运动，但不利于对 流发展；不稳定气层中若无扰动，亦不可 能发展对流，但利于对流发展。
T T d w v ve B g d t T ve
单位质量 空气净浮力
考虑净浮力做功以及气块动能变化
T T d w v ve d z g d z d t T ve
5.2.1气层的不稳定能量（2）
利用dz=w dt ，由z0到z积分 ：
z T T 1 2 12 v ve w w Δ E g d z 0 k z 2 2 T 0 ve 右边：净浮力将单位质量空气从z0移到z所作的功。 左边：转化成气块的动能增量，以Ek表示 若气块温度高于环境温度，则净浮力为正，气块 的垂直运动动能不断增加；反之，净浮力为负， 气块的动能将减小。 由于气块上升时的温度变化是确定的，因此浮力 的正负取决于厚气层的温度层结。
特点：在这种气层中，其底部扰动 不论强弱，气层对受扰气块起抑制作用， 不利于受扰气块的上升运动得到发展；
绝对稳定型
ln(P00/p)
p4
p3
p2
p1
p0
T4
T2 T3 T1 T0
T
可能的绝对稳定型
ln(p00/p)
p4
p3
p2
p1 p0
T4 T2 T3 T1 T0
T
绝对不稳定型（ Tv Tv ）:
B
平衡高度
自由对流高度
潜在不稳定型（不同高度 T v 与 Tve 关系不同）， 分为：
真潜不稳定型（“+”>“—”）
特点：在这种气层中，其底部只要受 到较强的扰动，迫使气块移到自由对流高 度B以上，气块的上升运动得到发展，其 称为真潜不稳定型；
真潜不稳定型
ln(p00/p)
p4
E
平衡高度
对流有效位 能CAPE
1、当 T T e 时，则 暖时，可获得向上的加速度。 d w 2、当 T T e 时，则 d t 0。说明若气块比周围空气 冷时，将获得向下的加速度。 d w 3、若 T T e 时， d t 0 。说明气块与周围空气无温 差时，气块的垂直加速度为零。
d w 0 。说明若气块比周围空气 d t
5.1.2静力稳定度判据（5）
5.1.2静力稳定度判据（6）
T ln p图上干绝热线( d )和假绝热线( s ) 又是等位 温线和假相当位温线，因此也有如下判据：
0 z
绝对不稳定
0
0 se 及 z z
se 0 z
条件性不稳定
绝对稳定
5.2 条件性不稳定
5.2.1气层的不稳定能量（3）
气块在垂直运动中动能的增量Ek，可以认为是由 气层中所储存的一部分能量转化而来，这部分可以 转化的能量一般称为气层的不稳定能量，它的大小 和正负是大气层结是否稳定的标志。 Ek的大小应该用净浮力对单位质量空气所作功衡 量，但环境大气温度Tve和饱和气块的温度Tv都是 高度的复杂函数，所以常采用图解法。
湿度对不稳定能量的影响
ln(p00/p)
p4 E
平衡高度
p3
B 自由对流高度
p2 Hc p1 p0
T3T4
T2 T1T0
T
湿度影响：空气湿度越大，气层不稳定能量 面积越大，越有利于对流发展。
动力对流与热力对流
动力对流
由动力原因（气流的水平辐合、山地、 锋面对气流的强迫抬升等）引起的对流。 特征： 动力对流云底：HC；云顶：E。 发展动力对流的条件：动力抬升到自由对 流高度C。如图8
Ek ＞0，气层对气块具有正的不稳定能量，有利 于受扰动气块的加速运动，因而气层是不稳定的； 当Ek ＜0，气层对气块具有负的不稳定能量，对 受扰动气块的垂直运动具有抑制作用，气层是稳定 的； 当Ek =0，气层对气块的垂直运动既不有利也不 抑制，气层属于中性层结。
不稳定能量分型
绝对稳定型（ Tv Tv ）： 气块温度总小于气层温度（气层中 储存负不稳定能量，在 T-lnP 图上用 “ -” 表示）；
讨论条件性不稳定厚气层或自地面以上对流层整层 大气是否稳定时，由于大气温度的垂直分布很复杂， Γ值不是常数，虽可分别判断不同高度气层的稳定 度，却难以判断整个气层的稳定度状况。
可以用大气不稳的能量来判断整层大气的稳定状况
5.2.1气层的不稳定能量（1）
设有条件性不稳定厚气层 ，在气层的底部任取一空 气块 ，气块上升的加速度应是：
5.1.2静力稳定度判据（1）
令 和Γ分别表示气块和环境大气的垂直减温率。当 气块从平衡位置作一微小位移dz后，其温度T就变 成
T T d z 0
T T Γ d z e 0
dwgΓ dz 则气块加速度 ： dt T e
5.1.2静力稳定度判据（2）
讨论
1、若 ，气块的加速度总是和dz的符号一 致，有加速离开原平衡位置的倾向，则大气层结是 不稳定层结。
②饱和气块，垂直上升时按假绝热变化，垂直减温 率 = s 。
1、 Γ > s 2、 s =Γ 3、 Γ < s
不稳定 中性 稳定
并且有 s < 能：
d
。因此Γ 和
d
、 s 有如下三种可
1、 Γ > d 绝对不稳定 2、 d >Γ> s 条件性不稳定 3、 Γ < s 绝对稳定
归纳如下 :
Γ
不稳定 中性 稳定
这只是一般结论，大气分为未饱和饱和两种情况， 因此，应该进一步讨论
5.1.2静力稳定度判据（4）
①未饱和气块，垂直位移时按干绝热变化，垂直减 温率 = d 。
1、 Γ > d 2、 d =Γ 3、 Γ < d
大气的垂直运动产生，主要决定于两个原因:一个是动 力原因，一个是热力原因。 动力原因: 飞机飞过，高山阻档,槽前和槽后等 热力原因 由于地表面局部受热不均匀，使得近地面层的空气温 度在水平方向上分布不均，温度较高的空气就因密度较小 而上升，周围较冷空气因密度较大而下沉补尝。
5.1.1基本判别式(1)
p3
自由对流高 B 度
Hc
对流抑制 p2 能量CIN
p1 p0
T3 T4
T2 T1 T0
T
假潜不稳定型（“+”<“—”）
特点： 自由对流高度 B 以上的正不稳定能 量面积小于负不稳定能量面积，自由 对流高度 B较高度，气块受到扰动难以 超过这个高度，下部不稳定能量抑制 气块的发展,如图5
假潜不稳定型
第五章 大气静力稳定度
（大气层结稳定度）
大气中的对流，时强时弱，持续时间长短不一，这是什么原因呢？
据研究，这和大气层结稳定度有密切的关系。
5.1 大气静力稳定度的判定法（气块法）
5.2 条件性不稳定 5.3 地整层气层升降时稳定度的变化
5.4 逆温层
第五章 大气静力稳定度
大气层结：大气温度和湿度的垂直分布。 处于静力平衡状态的大气中，一些空气团块受到动 力因子或热力因子的扰动，就会产生向上或向下的 垂直运动。 这种偏离其平衡位置的垂直运动能否继续发展，是 由大气层结即大气温度和湿度的垂直分布所决定的。 层结大气所具有的这种影响垂直运动的特性称为大 气的静力稳定度，也称层结稳定度。
dwgΓ dz dt T e
5.1.2静力稳定度判据（3）
dwgΓ dz 讨论 dt T e
若 ，加速度与dz的符号总是相反, 气块 有回到原平衡位置的趋势，垂直运动受到限 制而削弱，这种气层是稳定的。 若 ，垂直运动既不发展也不衰减，大气 层结是中性的
5.1.2静力稳定度判据（4）
单位体积气块垂直 运动方程： dw (e )g dt
) dw ( e g B dt
B为净的阿基米德浮力 ， 气块的稳定与否取决于B