大气稳定度和不稳定能量
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第三节 大气的增温和冷却
第三节大气的增温和冷却一、海陆的增温和冷却的差异1、在太阳辐射强度相同的条件下，海洋吸收的太阳能多于陆地。
（原因）—————————。
2、陆地吸收的太阳能分布在很薄的地表面，海水吸收的太阳能分布在较厚的水层中。
（原因）-------------------3、海面蒸发量大，失热多，水温不易升高。
4、岩石和土壤的比热小于水的比热。
二、空气的增温和冷却（一）空气的非绝热变化空气与外界交换热量的方式：1、传导: 交换的热量很少。
2、辐射（1）是地气间交换热量的主要方式。
（2）大气主要依靠吸收地面的长波辐射而增热。
3、对流是对流层中热量交换的重要方式。
4、湍流是摩擦层中气团间热量交换的重要方式。
5、蒸发（升华）和凝结（凝华）是对流层下半层地气间及气团间潜热交换的方式。
总结：（1）地气间的热量交换主要是通过辐射。
（2）气团间的热量交换主要依靠对流和湍流，其次是通过蒸发和凝结。
（二）气温的绝热变化1、绝热过程与泊松方程（1）绝热过程：dQ=CpdT - RTdP/P = 0CpdT = RTdP/P (2-30)式（2-30）将气体的压力变化和温度变化联系了起来。
空气上升，压力减少，dP﹤0，CpdT﹤0，温度降低。
空气下沉，压力增加，dP﹥0，CpdT﹥0，温度升高。
（2-32）（2-32）式是干绝热方程，又叫泊松方程。
它给出了绝热变化时温度随气压变化的具体规律。
2、干绝热直减率(rd=1℃/100m)绝热垂直减温率（绝热直减率）：指空气块绝热上升单位距离时的温度降低值。
干绝热直减率：指干空气和未饱和的湿空气上升单位距离时的温度降低值。
rd与r（气温直减率）的含义完全不同。
rd是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率，近于常数。
r是表示周围大气的温度随高度的分布情况。
r可以大于、小于或等于rd。
湿绝热直减率(rm) ：饱和湿空气上升时，温度随高度的变化是由两种作用引起的：（1）由气压变化引起的。
（2）由水汽凝结时释放潜热引起的。
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
大气稳定度分级
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。
这里介绍的是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。
相同。
注：地面风速（m/s）系指距地面10m高度处10min平均风速，如使用气象台（站）资料, 其观测规则与国家气象局编定的《地面气象观测规范》相同。
太阳高度角h o使用下式计算：
h。
arcsin sin sin cos cos cos 15t 300 .......... (B1)
式中：h o----太阳高度角，deg ；
----当地纬度，deg.;
入----当地经度；deg ;
t----进行观测时的北京时间；
d ----太阳倾角，deg,可按下式计算：
[0.006918 0.39912cos o 0.070257sin o 0.006758cos2 o
0.000907sin2 o 0.002697cos3 o 0.001480sin3 o]180/
式中：0 o----360d n/365, deg;
d n---- 一年中日期序数， 0、1、2、...... 364。
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大气科学概论重点
绪论1.*大气科学是研究地球大气中各种现象的演变规律，以及如何利用这些规律为人类服务的一门学科。
2.*大气科学的研究对象主要是覆盖着整个地球的大气圈，特别是地球表面的低层大气和地球的水圈、岩石圈、生物圈、是人类赖以生存的主要环境。
3.*大气科学的内容可概括成四个方面：①地球大气的一般特征（如大气的组成、范围、结构等）；②大气现象发生、发展的能量来源、性质及其转化；③解释大气现象，研究其发生、发展的规律；④如何利用这些现象预测、控制和改造自然（如人工影响天气、大气环境预测和控制）。
4.大气科学研究的特点：①研究大气科学不能仅限于大气圈；②大自然是大气科学研究的实验基地；③国际合作是推动大气科学发展的必要途径。
学科分支：主要为气象学和气候学。
5.大气化学是研究大气组成和大气化学过程的学科。
研究内容主要包括大气的化学组成及演变、大气微量气体及其循环、大气气溶胶、大气放射性物质和降水化学等。
第一章大气概述一、问答题：1.说明“天气”和“气候”的定义和区别，答：天气描述的是一个特定时间与一个特定地点的大气状态和大气现象。
气候是指在影响天气的各因子（太阳辐射、下垫面性质、大气环流和人类活动等）长期相互作用下所产生的天气综合，不仅包括某些多年经常发生的天气状况，还包括某些年份偶然出现的极端状况。
也就是说，气候是在一定时段内由大量天气过程综合平均得出的，它与天气之间存在着统计联系。
2.大气中二氧化碳成分增加的原因及其可能的后果是什么？答：大气中二氧化碳成分增加的原因归因于化石燃料（如煤炭、石油、天然气等）燃烧量的不断加大。
后果是低层大气的温度会由此而升高，从而引起全球气候的变化。
3.为什么水汽和尘埃是大气的重要成分？答：水汽是云和降水的源泉。
水汽是唯一能在常态中以三种相态存在的物质（固态、液态、气态）随着大气的垂直运动，空气中的水汽会发生凝结或凝华，形成雨滴或冰晶，进而产生云和降水。
尘埃可以作为大气中水汽凝结或冻结的核心，是形成云、雾和降水的重要条件；它们能吸收和散射太阳、大气和地面的辐射，改变地球的辐射平衡；使大气能见度和空气质量变坏。
第七章第二节不稳定能量和对流
T
...1
讨论（1）式：
a . 上升过程中T T .dz 0 W 0, 表明气层对于 . 该气块有正的不稳定能 , 有对流发展能力 量 . b . 上升过程中T T .dz 0. W 0. 表示气层对于该 . 气块有负的不稳定能量有抑制对流发展能力 , .
c. 下降过程中T T .dz 0 W 0, 表明气层对于 . 该气块有负的不稳定能 , 有抑制对流发展能力 量 . b . 下降过程中T T .dz 0. W 0. 表示气层对于该 . 气块有正的不稳定能量有对流发展能力 , .
故 :W
z
z0
T T gdz T
P P 0
P
P 0
T T dp ( RT ) T p
R (T T )d (ln p ) R (T T )[d ( ln p )]
P 0 P
R T d ( ln p ) R Td ( ln p )
怎样来求不稳定能量？
二、利用T-lnp图解分析不稳定能量
引入：
(T T ) W gdz z0 T 将dz 变成 dp
z
由静力学方程 gdz gdz dp P 而 RT dp gdz RT p
dp
设在z0处 气压为P0 设在z处 气压为P
P 0 P 0
P
P
R[ T d ( ln p ) Td ( ln p )]
P 0 P 0
P
P
由定积分的几何意义可知： -lnp P P0 rm rd 状态曲线 T 此积分在T-lnp图上相当于状态曲线和纵轴上P0与P等 压线之间围成的面积。
...1
讨论（1）式：
a . 上升过程中T T .dz 0 W 0, 表明气层对于 . 该气块有正的不稳定能 , 有对流发展能力 量 . b . 上升过程中T T .dz 0. W 0. 表示气层对于该 . 气块有负的不稳定能量有抑制对流发展能力 , .
c. 下降过程中T T .dz 0 W 0, 表明气层对于 . 该气块有负的不稳定能 , 有抑制对流发展能力 量 . b . 下降过程中T T .dz 0. W 0. 表示气层对于该 . 气块有正的不稳定能量有对流发展能力 , .
故 :W
z
z0
T T gdz T
P P 0
P
P 0
T T dp ( RT ) T p
R (T T )d (ln p ) R (T T )[d ( ln p )]
P 0 P
R T d ( ln p ) R Td ( ln p )
怎样来求不稳定能量？
二、利用T-lnp图解分析不稳定能量
引入：
(T T ) W gdz z0 T 将dz 变成 dp
z
由静力学方程 gdz gdz dp P 而 RT dp gdz RT p
dp
设在z0处 气压为P0 设在z处 气压为P
P 0 P 0
P
P
R[ T d ( ln p ) Td ( ln p )]
P 0 P 0
P
P
由定积分的几何意义可知： -lnp P P0 rm rd 状态曲线 T 此积分在T-lnp图上相当于状态曲线和纵轴上P0与P等 压线之间围成的面积。
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
《气象学与气候学》第三讲
决定温度局地变化有三方面因子dtdtdtdpdtdtpgrtpgrt第二章大气的热能和温度第三节大气的增温和冷却大气静力稳定度大气稳定度的概念判别稳定度的基本公式根据大气中的气块的受力分析计算加速度引入状态方程和准静力条件得到259第二章大气的热能和温度第三节大气的增温和冷却大气静力稳定度判断大气稳定度的基本方法干绝热的情况利用层结位温随高度的分布由242取对数再取对高度的偏导数因为所以第二章大气的热能和温度第三节大气的增温和冷却大气静力稳定度判断大气稳定度的基本方法湿绝热的情况第二章大气的热能和温度第三节大气的增温和冷却大气静力稳定度不稳定能量的概念不稳定型稳定型潜在不稳定型位势不稳定水文与水资源工程专业第二章大气的热能和温度第四节大气温度随时间的变化气温的周期性变化气温的日变化影响气温变化的因素1地表面增热与冷却作用2大气中的水平运动与垂直运动气温日变化特征及原因1日最高值与最低值出现的时间2影响日较差的因子水文与水资源工程专业第二章大气的热能和温度第四节大气温度随时间的变化气温的周期性变化气温的年变化1月平均气温最高值与最低值出现的时间2影响年较差的因子问题
经推导，得式（2.41）
m (
dTi L dqs )m d dZ CP dZ
水文与水资源工程专业 朱君君
第二章 大气的热能和温度
第三节 大气的增温和冷却——空气的增温和冷却
气温的绝热变化 ——干绝热递减率和湿绝热递减率
湿绝热递减率的推导与数值
问题1：rm为什么总小于rd？rd和rm什么时候相差最大？为什么愈到高空rm愈接近rd？
平流变化：由于空气的移动所造成的某地温度的变化。
个别变化和局地变化联系的定性说明
水文与水资源工程专业 朱君君
第二章 大气的热能和温度
经推导，得式（2.41）
m (
dTi L dqs )m d dZ CP dZ
水文与水资源工程专业 朱君君
第二章 大气的热能和温度
第三节 大气的增温和冷却——空气的增温和冷却
气温的绝热变化 ——干绝热递减率和湿绝热递减率
湿绝热递减率的推导与数值
问题1：rm为什么总小于rd？rd和rm什么时候相差最大？为什么愈到高空rm愈接近rd？
平流变化：由于空气的移动所造成的某地温度的变化。
个别变化和局地变化联系的定性说明
水文与水资源工程专业 朱君君
第二章 大气的热能和温度
大气稳定度的三种情况
大气稳定度的三种情况
大气稳定度是指大气中的温度和湿度是否随高度变化而发生明显变化的情况。
根据大气稳定度的不同，可以分为三种情况：不稳定、稳定和中性。
不稳定大气稳定度表示大气中的温度随高度变化而迅速下降，湿度随高度变化而迅速增加。
这种情况下，空气会形成对流，使得湿空气上升，形成云、降水等天气现象。
例如，在一个炎热的夏日午后，当地表受到阳光的强烈照射，空气被加热，温度急剧上升，形成热气团。
因为热气团比周围空气温度高，所以它会上升，形成对流运动。
这种不稳定的大气稳定度会导致雷暴、暴雨等强降水天气的发生。
稳定大气稳定度表示大气中的温度随高度变化而缓慢下降，湿度随高度变化而减小。
这种情况下，空气很难形成对流，天空晴朗，降水较少。
例如，在一个晴朗的秋日早晨，地表温度较低，空气冷却，形成冷气团。
冷气团比周围空气温度低，所以它会下沉，形成稳定层。
这种稳定的大气稳定度会导致天气晴朗，风力较小。
中性大气稳定度表示大气中的温度随高度变化而基本不变，湿度随高度变化而基本不变。
这种情况下，空气的温度和湿度变化较小，不会引起明显的天气变化。
例如，在一个平静的春日午后，地表温度适中，空气相对稳定，没有明显的对流运动。
这种中性的大气稳定度会导致天气平稳，风力适中。
总体而言，大气稳定度的不同会直接影响天气的变化。
了解大气稳定度的情况，可以帮助我们预测天气的变化，做好相应的防护措施。
天气学分析诊断：第八章 大气稳定度的分析
用位温做判据比用温度更科学，可进 行某区域的稳定度的诊断分析：
1 静力稳定度
2. 判据2——位温随高度的变化
T
(1000)
ARd c pd
p
1 1 T A Rd
z T z
c pd
( T Ag )
z
T z
c pd
z
T
( d
)
1 p p z
z
T
( d
)
z
0
不稳定层结
判 0 中性层结 据 z
1、稳定度参数——(1)A指数
综合反映大气静力稳定度与整层水汽饱和程度的物理量，其 单位为℃，量级为10-1-101，表达式为：
A
T850
T500
T
Td
850
T
Td
700
T
Td
500
A值越大，表明大气越不稳定或对流层中下层饱和程度越高 对降水越有利。（各地区指标不同）
2 大气对流参数
1、稳定度参数——(1)A指数
• 这种大范围的升降运动常是由天气系统引起。 • 整层气层升降会导致大气温度直减率和湿度垂
直分布的变化，从而使气层的稳定度发生变化， 导致强烈对流或者相反使气层更稳定
1 静力稳定度
上湿下干气层
不符合 一般气 层特点
对流性稳定
1 静力稳定度
上干下湿气层
对流性不稳定
位温 干绝热守恒 相当 位温 干、湿绝热守恒
TT= T850+Td850-2T500
2 大气对流参数
2.能量参数——（1）CAPE指数 对流有效位能：
Cape代表由层结曲线和状态曲线相交的正面积区， 体现了 不稳定能量的大小。值越大，越不稳定； 强CAPE范围能较好反映暴雨产生的大致区域 暴雨后，CAPE锐减。
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。
大气层结稳定度
dw 0 中性 dt 稳定
不稳定
（3-23）
表明：当 和 se 随高度分布而减小，是
四.不稳定能量与气层稳定度的类型 1.不稳定能量 把净浮力作用使得气块增加的能量，称为不 稳定能量。 ' p2 1 2 1 2 不稳定能量＝ 2 w2 2 w1 Rd p1 (T T )d ( ln p)
(2) 饱和湿空气 （ 将 γd换成 γs ）
不稳定
（3-22）P72
s 中性
稳定
实际大气 d s
(3)
d (必 s ) 绝对不稳定 （必 d ) 绝对稳定 s
常见：
d
s
对干空气和未饱和湿空气是稳定的，对
饱和湿空气是不稳定的。称之为条件不 稳定。
（3-18）
不稳定, 有利于上升运动
直接在T-lnp图上进行判断——
看状态曲线和层结曲线的位置。 状态曲线： 如γd 、 γs线 层结曲线： 如 γ线
-lnp
层结曲线在状态曲线的左侧（不） 层结曲线在状态曲线的右侧（稳）
γd γ T T΄ T΄ T γ
d 层结曲线与状态曲线重合（中）
3．用
和 se 表示的形式 P72 将位温的公式代入（3-16）得：
dw g dz dt z
（3-20）
0 z
dw 0 中性 dt 稳定
不稳定
（3-21）
将假相当位温的公式代入（3-16）得：
se 0 z
不稳定的。
当垂直方向有加速度存在时，气块满足的方程：
dw 1 p g dt Z
大气稳定度
硝酸、亚硝酸、硝酸盐、亚硝酸盐、硝酸酯
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。
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。
第七章大气静力稳定度和不稳能量第一节稳定度
880 17
700 -1
600 -18
500 -25
第一项：气块在起始高度时内外温差引起的 垂直加速度。 第二项：周围大气的温度递减率和气块本身 温度递减率的差别而引起的垂直加速度。 大气稳定度基本判别式：
dT T0 T0 r z dz dz g Tz dT r z dz dw T0' T0 dz 整理 : g g dt Tz Tz
(
rd
0)
t℃
1 dw g (r rm ) dz dt Tz
②、气块作湿绝热运动时，大气稳定 度的判据。
1 . r rm
1 dw 0 大气层结不稳定 dz dt
-lnp rm -lnp rm
-lnp rm r t℃
r
r 2)、 r=rm 中性 t℃
r<rm
t℃ 稳定
说明：气层对湿绝热运动的气块是 不稳定的。
( se 0)
se ( 0)
se ( 0)
③、结合干、湿绝热过程，大气稳定度判据。
1 . 当r rd (r rd rm ) 大气绝对不稳定和 se 0) ( 0
1、定义：气块受到垂直方向上扰动后，大气层结 使气块具有返回或远离平衡位置的趋势和程度。 二、判断稳定度的基本方法——气块法
复习：
r.rd .rm
Z
r ：实际大气温度随高度的变化率。 r 曲线：实际大气温度随高度的变化曲线。 r
的数据由探空资料获得
r 曲线
T
rd
：干空气或未饱和的湿空气作绝热上升或下降时温度随高 度的变化率。
说明：气层对干绝热垂直运动的气块显不稳定 t℃
第6章 大气静力稳定度
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
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
2017/5/10
（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 为常数，则称该气层为薄气层。
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。
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
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
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
2017/5/10
（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 为常数，则称该气层为薄气层。
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。
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
大气稳定度和不稳定能量
波动系统
不稳定能量也可以影响波动系统的形成和发展，如锋面、气旋等天气现象。波 动系统的形成和发展也会对天气产生影响，如锋面可以导致气温骤降、降水等。
影响因素
01ห้องสมุดไป่ตู้
地表状况
地表状况对不稳定能量的形成和释放有重要影响。例如，沙漠地区由于
地表干燥，加热后容易形成不稳定能量，进而导致对流天气现象的发生。
02 03
指导能源利用
了解大气稳定度和不稳定能量对能源利用也具有指导意义， 可以帮助能源企业合理安排能源生产和运输，提高能源利 用效率。
THANKS
感谢观看
大气稳定度和不稳定能量
• 大气稳定度 • 不稳定能量 • 大气稳定度与不稳定能量的关系 • 大气稳定度与不稳定能量的研究意
义
01
大气稳定度
定义与分类
定义
大气稳定度是指大气层内气体温度随 高度变化的特性。
分类
根据温度随高度的变化，可分为不稳 定、中性稳定和稳定三种类型。
对天气的影响
01
02
03
研究大气稳定度和不稳定能量可以为评估气候政策的合理性提供科 学支撑，促进气候政策的合理制定和实施。
在气象灾害预警中的作用
提高预警准确率
减少灾害损失
通过对大气稳定度和不稳定能量的研 究，可以更准确地预测气象灾害的发 生，提高预警准确率。
准确的气象灾害预警可以减少灾害造 成的损失，保障人民生命财产安全。
04
大气稳定度与不稳定能量的研究 意义
对气候变化的影响
揭示气候变化的内在机制
大气稳定度和不稳定能量是影响气候变化的重要因素，研究它们 有助于深入了解气候变化的内在机制。
预测未来气候变化趋势
通过对大气稳定度和不稳定能量的研究，可以预测未来气候变化的 趋势，为应对气候变化提供科学依据。
不稳定能量也可以影响波动系统的形成和发展，如锋面、气旋等天气现象。波 动系统的形成和发展也会对天气产生影响，如锋面可以导致气温骤降、降水等。
影响因素
01ห้องสมุดไป่ตู้
地表状况
地表状况对不稳定能量的形成和释放有重要影响。例如，沙漠地区由于
地表干燥，加热后容易形成不稳定能量，进而导致对流天气现象的发生。
02 03
指导能源利用
了解大气稳定度和不稳定能量对能源利用也具有指导意义， 可以帮助能源企业合理安排能源生产和运输，提高能源利 用效率。
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大气稳定度和不稳定能量
• 大气稳定度 • 不稳定能量 • 大气稳定度与不稳定能量的关系 • 大气稳定度与不稳定能量的研究意
义
01
大气稳定度
定义与分类
定义
大气稳定度是指大气层内气体温度随 高度变化的特性。
分类
根据温度随高度的变化，可分为不稳 定、中性稳定和稳定三种类型。
对天气的影响
01
02
03
研究大气稳定度和不稳定能量可以为评估气候政策的合理性提供科 学支撑，促进气候政策的合理制定和实施。
在气象灾害预警中的作用
提高预警准确率
减少灾害损失
通过对大气稳定度和不稳定能量的研 究，可以更准确地预测气象灾害的发 生，提高预警准确率。
准确的气象灾害预警可以减少灾害造 成的损失，保障人民生命财产安全。
04
大气稳定度与不稳定能量的研究 意义
对气候变化的影响
揭示气候变化的内在机制
大气稳定度和不稳定能量是影响气候变化的重要因素，研究它们 有助于深入了解气候变化的内在机制。
预测未来气候变化趋势
通过对大气稳定度和不稳定能量的研究，可以预测未来气候变化的 趋势，为应对气候变化提供科学依据。
05-第五章-大气稳定度和不稳定能量-解析
5、湿绝热线（绿 色虚线）
等 温 线
平行于纵轴的黄色直线，每隔1℃画一条。
等 压 线
平行于横轴的黄色直线
等 饱 和 比 湿 线
自右下方向左上方倾斜的绿色实线。它反映了 空气块在上升过程中露点随高度的变化。
干 绝 热 线
自右下方向左上方倾斜的黄色实线 反映了未饱和空气块在上升过程中温度随高度
层结曲线表示了测站上空气温垂直分布状况。
2.露点层结曲线
将各层上的气压、露点数据用钢笔一一点绘在图上， 然后用黑色实线依次连结起来，即成为露点随高度 的分布曲线（称为露点曲线或露点层结曲线）。
露点曲线表示了测站上空水汽垂直分布的状况。
3.状态曲线
4.不稳定能量的分析
状态曲线位于层结曲线右边，不稳 定能量为正
逆温层之下，水汽大量聚集；逆温层之上水汽 含量骤减。
（四）下沉逆温（压缩逆温）
大气中整层空气下沉压缩增温所造成的逆温。 下沉逆温多出现在高压区内1－2千米的高度 下沉逆温常伴随晴好天气
（五）锋面逆温
由于暖气团位于冷气团之上，出现锋面上下的 温差而形成的逆温。
由于锋是从地面向冷空气一方倾斜的，所以锋 面逆温只在冷气团所控制的地区内出现。
层状云底高
颠簸层顶高
颠簸层底高
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。
利于辐射逆温发展的天气条件： 晴朗 无风或微风 低温－冬季最常见
（二）平流逆温
暖空气水平流经寒冷地表面形成的逆温。
温度对数压力图（T—LNP图）
1、 T-lnP图的构造 2、 T-lnP图的分析 3、 T-lnP图的应用
等 温 线
平行于纵轴的黄色直线，每隔1℃画一条。
等 压 线
平行于横轴的黄色直线
等 饱 和 比 湿 线
自右下方向左上方倾斜的绿色实线。它反映了 空气块在上升过程中露点随高度的变化。
干 绝 热 线
自右下方向左上方倾斜的黄色实线 反映了未饱和空气块在上升过程中温度随高度
层结曲线表示了测站上空气温垂直分布状况。
2.露点层结曲线
将各层上的气压、露点数据用钢笔一一点绘在图上， 然后用黑色实线依次连结起来，即成为露点随高度 的分布曲线（称为露点曲线或露点层结曲线）。
露点曲线表示了测站上空水汽垂直分布的状况。
3.状态曲线
4.不稳定能量的分析
状态曲线位于层结曲线右边，不稳 定能量为正
逆温层之下，水汽大量聚集；逆温层之上水汽 含量骤减。
（四）下沉逆温（压缩逆温）
大气中整层空气下沉压缩增温所造成的逆温。 下沉逆温多出现在高压区内1－2千米的高度 下沉逆温常伴随晴好天气
（五）锋面逆温
由于暖气团位于冷气团之上，出现锋面上下的 温差而形成的逆温。
由于锋是从地面向冷空气一方倾斜的，所以锋 面逆温只在冷气团所控制的地区内出现。
层状云底高
颠簸层顶高
颠簸层底高
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。
利于辐射逆温发展的天气条件： 晴朗 无风或微风 低温－冬季最常见
（二）平流逆温
暖空气水平流经寒冷地表面形成的逆温。
温度对数压力图（T—LNP图）
1、 T-lnP图的构造 2、 T-lnP图的分析 3、 T-lnP图的应用
《大气层结稳定度》课件
模型精度
目前数值模拟和预测模型在处理 复杂的大气现象时精度有限，需 要进一步优化。
不确定性
大气层结稳定度的变化受多种因 素影响，存在较大的不确定性， 增加了模拟和预测的难度。
05
大气层结稳定度研究的意义与展 望
大气层结稳定度研究的意义
气候预测与模拟
了解大气层结稳定度对气候系统的影响，有助于提高气候预测的准 确性。
绝对稳定层结
总结词
当气块受到扰动后，会立即回到其平衡位置，阻止对流的发 展。
详细描述
在绝对稳定层结中，气块受到微小的扰动后，由于较强的抑 制力作用，会迅速回到其平衡位置，阻止对流的发展。这种 层结状态通常出现在高层大气中，如平流层以上。
条件性不稳定层结
总结词
当气块受到扰动后，会在一定条件下产生对流运动，但也可能在另一些条件下不产生对 流。
《大气层结稳定度》PPT课件
• 大气层结稳定度概述 • 大气层结稳定度的分类 • 大气层结稳定度与天气现象 • 大气层结稳定度的模拟与预测 • 大气层结稳定度研究的意义与展望
01
大气层结稳定度概述
定义与概念
定义
大气层结稳定度是指大气层结的稳定 程度，即大气中温度和湿度的垂直变 化情况。
概念
大气层结稳定度决定了大气的对流性 质和能量交换方式，对天气和气候变 化具有重要的影响。
数值模拟与观测的对比验证
通过对比验证，提高数值模拟的准确性和可靠性，为气候预测提供有力支持。
THANKS
感谢观看
雾
指在近地面空气中形成的悬浮 水滴或冰晶的集合体。
霾
指空气中悬浮的微粒、烟尘等 污染物导致的能见度降低的现 象。
雾、霾与大气层结稳定度 的关系
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一、大气稳定度
结论： r越大,大气越不稳定， r越小，大气越稳定 r< rm<rd ，绝对稳定, r> rm>rd ，绝对不稳定 , rd > r > rm ，对于绝热升降的未饱和空气来 说，大气是稳定的，对于绝热升降的饱和湿 空气来说，是不稳定的，即所谓条件不稳定。
二、不稳定能量பைடு நூலகம்
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。
② 稳定气层的分析
③ 判断抬升凝结高度
④ 自由对流高度的确定
用T－LNP图分析不稳定能量
例1、P（hPa） 200 300 350 400 500 600 650 700 800 900 1000 T（oC） Td（ oC ） -56 -43 -36 -53 -25 -38 -16 -17 -7 -7 4 3 2 2 12 8 20 13 25 18
湍流逆温、下沉逆温和锋面逆温属于自由大 气中的逆温，其中以下沉逆温为主，多由动 力原因引起。
正不稳定能量，利于对流发展 负不稳定能量，抑制于对流发展 不稳定能量为零，中性大气
温度对数压力图（T—LNP图）
1、 T-lnP图的构造
2、 T-lnP图的分析 3、 T-lnP图的应用
T—LNP图的构造
1、等温线（平行于 纵轴的黄色直线 ） 2、等压线（平行 于横轴的黄色直线 ） 3、等饱和比湿线 （向左上方向倾斜 的绿色实线 ） 4、干绝热线（向 左上方倾斜的黄色 实线 ） 5、湿绝热线（绿 色虚线）
（四）下沉逆温（压缩逆温）
大气中整层空气下沉压缩增温所造成的逆温。 下沉逆温多出现在高压区内1－2千米的高度 下沉逆温常伴随晴好天气
（五）锋面逆温
由于暖气团位于冷气团之上，出现锋面上下的 温差而形成的逆温。
由于锋是从地面向冷空气一方倾斜的，所以锋 面逆温只在冷气团所控制的地区内出现。
温度-对数压力图的分析
1.温度层结曲线 2.露点层结曲线 3.状态曲线 4.不稳定能量
1.温度层结曲线
把各高度上的温度、气压数据，用钢笔一一点绘在 图上，然后用黑色实线连结起来，即成为气温随高 度分布的曲线，即温度层结曲线。 层结曲线表示了测站上空气温垂直分布状况。
2.露点层结曲线
将各层上的气压、露点数据用钢笔一一点绘在图上， 然后用黑色实线依次连结起来，即成为露点随高度 的分布曲线（称为露点曲线或露点层结曲线）。 露点曲线表示了测站上空水汽垂直分布的状况。
利于辐射逆温发展的天气条件： 晴朗 无风或微风 低温－冬季最常见
（二）平流逆温
暖空气水平流经寒冷地表面形成的逆温。 冬春季，中纬度沿海地区较常见。平流逆温出 现时常伴有雾或轻雾，能见度变坏，风速也可 能较大。
融雪逆温（雪面逆温）
在积雪地区，暖空气流经冰、雪表面产生 融雪、融冰现象。而冰雪的融化需要从近 地面气层中吸收大量热量，从而使贴近地 表的空气温度较低，但较高处气温仍比较 高，因而形成逆温现象。 融雪逆温厚度不大，约几米到几十米。
等 温 线
平行于纵轴的黄色直线，每隔1℃画一条。
等 压 线
平行于横轴的黄色直线
等 饱 和 比 湿 线
自右下方向左上方倾斜的绿色实线。它反映了 空气块在上升过程中露点随高度的变化。
干 绝 热 线
自右下方向左上方倾斜的黄色实线 反映了未饱和空气块在上升过程中温度随高度 的变化。
湿 绝 热 线
自右下方向左上方倾斜绿色虚线。 它反映了饱和空气块在上升过程中温度随高 度的变化。
3.状态曲线
4.不稳定能量的分析
状态曲线位于层结曲线右边，不稳 定能量为正 状态曲线位于层结曲线左边，不稳 定能量为负 正面积越大越不稳定，负面积越大 越稳定
不稳定能量的正负
温度-对数压力图的应用
1.分析云层 2.分析稳定气层 3.凝结高度的判定 4.自由对流高度的判定
① 分析云层
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。
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
一、大气稳定度
一、大气稳定度
大气是否稳定，通常用环境空气的文的直减率r与 气块的的温度直减率（ rd或rm）的对比来判断。 对于未饱和空气块，a= gΔZ(r-rd) /T r>rd，气层不稳定 r<rd，气层稳定 r=rd，气层中性 同理，对于饱和空气块， a= gΔZ(r-rm) /T r>rm，气层不稳定 r< rm ，气层稳定 r= rm ，气层中性