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
第五章云的形成.
2
云在一天中可能的变化
早晨：近地面气块上升凝结； 上午：积云生成； 中午：积云发展演变为浓积云； 午后：可能发展为造成阵雨、闪电等的 积雨云，云顶出现云砧的形状； 傍晚：风暴逐渐减弱和消散。
3
云的形成与消亡
地面温度升高，温度高的气块不断上升 凝结 形成可见的 凝结，形成可见的云； 如果缺少水汽的补充，云在不断与环境 空气的混合中，云滴蒸发，云就逐渐消 亡。 气块的运动变化可以衡量环境大气的状 态，可以用大气静力稳定度来表征。
13
4. 湍流： 空气的不规则运动称 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
14
5、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， 又会放出潜热。 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。
17
干绝热温度递减率
干绝热气块在上升过程中温度是减小的 干绝热气块在上升过程中温度是减小的。 干绝热过程中气块温度随高度的变化叫干绝热温 度递减率 用 Γd 表示。 度递减率。用 表示 按定义：
Γd ΔT g = − = ≈ 10 o C ⋅ km Δz cp pd
−1
说明在干绝热过程中，气块每上升100米，气温 约下降1℃。
9
大气垂直运动中的热力学过程
⑴ 气温非绝热变化 空气与外界有热量交换，称为非绝热变化； ⑵ 气温绝热变化 空气与外界没有热量交换，称为绝热变化。
《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。
大气静力稳定度判别
（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。
第六章 大气静力稳定度
1
大气静力稳定度判定法（气块法） 条件性不稳定 整层气层升降时稳定度变化 逆温层
2
大气（层结）静力稳定度的概念
1、处于静力平衡状态大气中，一些空气团受到动力因子或热力因子扰动， 就会产生向上或向下垂直运动，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中温度和湿度的垂直分布所决定。
（1）基本判别式
任取单位体积气块，取铅直向上方向为正，铅直方向上的运动 方程为
ddwt egg
根据状态方程， 有
e
pe ReTe
, p
RmT
以及
ppe、R eRm
可以由此式判断气层静力稳定度, 是最基本的判定方程
6
dw g T Te
dt
Tve
1获、得当向T上的加T速e 度时；，则
dw dt
0 ，说明若气块比周围（环境）空气暖时，可
17
图5.4中，气块路径（状态）曲线在层结曲线右边，气块受正浮力，故 阴影部分代表正不稳定能量，以正面积A+表示；
反之，若路径（状态）曲线在左边，气块受到负浮力，阴影部分是不稳 定能量，以负面积A-表示
18
（2）条件性不稳定类型（厚气层）
由层结曲线和状态（路径）曲线的配置，由此可将大气（厚气层）稳 定度性质分为潜在不稳定型、绝对稳定型、绝对不稳定型。
大气静力稳定度
不稳定型
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稳定型
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潜在不稳定
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第二节 大气稳定度的基本判别方法
一. 干绝热过程的判别法 Z 相对于起始高度 Z 0 (T0 , P0 , 0 ) ， 高度处气块和环 境大气的温度分别为，
Ti T0 d Z T T0 Z
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根据基本判别式，可以得到，
dw dt g
d
T
Z
因此，对于干绝热过程，大气静力稳定 度由 的 d 符号决定。
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1 T ( d ) Z T Z 1
Z
T
( d )
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三. 湿绝热过程的判别法 此时空气块按湿绝热直减率降温，因此
ag
m
T
Z
在湿绝热过程中，假相当位温守恒，因 此 se 也可为稳定性判据。
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
大气层结稳定度
-∇ T
0°c
5 α
10 V
15 c
图3-14
风由低吹向高温区，使局地气温降低。
VT0
为零平流，图3-900（cbo）9s00 0
-∇ T
0°c
α
5
V
10
15 b
图3-9
风沿着等温线吹，不引起温度的变化。
一定 V，
越大T，
越大，即等温线越密集温度平流越强。
-∇ T
-∇ T
V
α
α
a
b
-∇ T
0°c
大气温度相同。 气温随高度的变化：
环境T T0 dz 气块T T0 ddz
代入（3-16）得：
（3-17）
dw g(
dt T
d)d
z
d
不稳定,有利于上升运动
dw 0 中性，对气块垂直运动无作用
dt
稳定，不利于上升运动
（3-18）
直接在T-lnp图上进行判断——
看状态曲线和层结曲线的位置。
Vq
：温度平流 ： 湿度平流
大小
V TV Tco s
之间的为V夹角
（T 低。
与温度梯度
T
1800
） 垂直于等温线由高指向
四.温度平流的判断Fra bibliotekVT0
（a）
为暖平流，图903-09
-∇ T 0°c
V
α
5
10
15 a
图3-14
风由高吹向低温区，使局地气温升高。
VT0
（c）
为冷平流，图3-9104 0
s d
) )
绝
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。
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
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。
5.空气垂直运动、大气稳定度
§5空气的垂直运动和大气稳定度
14
湿绝热线
层结曲线， 层结曲线， 环境曲线 干绝热线
§5.2 大气稳定度
12
3、Υm<Υ<Υd ――条件性不稳定。 条件性不稳定。 条件性不稳定 对干空气块和未饱和湿 空气块而言，稳定； 空气块而言，稳定；对 饱和湿空气块而言， 饱和湿空气块而言，不 稳定。 稳定。 使条件性不稳定向绝 对稳定的方向转化的条 件是增加水汽。 件是增加水汽。
5.2
大气稳定度
一、大气稳定度(Atmospheric Stability)的概念 大气稳定度 的概念
1、大气层结(Stratification) 、大气层结 ――大气中温度和湿度随高度的分布。 大气中温度和湿度随高度的分布。 大气中温度和湿度随高度的分布 层结曲线――环境空气温度随高度的变化曲线 线)。 环境空气温度随高度的变化曲线(Υ线 。 层结曲线 环境空气温度随高度的变化曲线 2、大气稳定度 、 ――周围大气使垂直 ――周围大气使垂直 方向上受扰动的气块返 回或远离起始位置的趋 势和程度。 势和程度。
中性层结
稳定层结
§5.2 大气稳定度
不稳定层结 8
§5.2 大气稳定度
9
§5.2 大气稳定度
10
1、Υm<Υd<Υ 、 ――绝对不稳定 ――绝对不稳定 论是 干空 气 未饱 无 论 是 干空气 块 、 未 饱 湿空 还是饱和 和 湿 空 气块 ， 还是饱 和 空气 气都是不 湿 空 气 块 ， 空 气都是 不 稳定的。 稳定的。 促进对流发展， 促进对流发展 ， 易出 现不稳定性天气。 现不稳定性天气。 对流云（ －－对流云 Cb）， －－对流云（Cb）， 阵性降水，雷暴雨， 阵性降水，雷暴雨，龙 冰雹等。 卷，冰雹等。
大气静力稳定度
大气静力稳定度嘿，朋友们！今天咱来聊聊大气静力稳定度这个有意思的玩意儿。
你说这大气静力稳定度啊，就像是天气这个大舞台上的幕后导演。
它决定着大气是喜欢安安静静地待着，还是爱闹腾一番。
想象一下，大气就像一群小精灵，稳定度就是它们的行为准则。
要是大气静力稳定度高，那这就好比小精灵们都乖乖地排好队，不怎么乱动，这时候的大气就比较稳定啦。
天气可能就会风和日丽，蓝天白云的，让人心情特别舒畅。
可要是稳定度低呢，嘿，那这些小精灵就像撒了欢儿似的，到处乱跑乱撞，那天气可就没准儿啦，说不定一会儿刮风，一会儿下雨，像个调皮的小孩子。
咱平时生活中也能感受到大气静力稳定度的影响呢。
比如说，有时候明明天气预报说晴天，结果突然就下起雨来了，这很可能就是大气静力稳定度在捣乱呀！你说气不气人？但这也是大自然的奇妙之处呀，要是啥都一成不变，那多没意思。
再说说这大气静力稳定度和污染的关系吧。
要是稳定度高，污染物就不容易扩散，就像被关在一个小笼子里似的。
这可不好，对咱们的健康有影响呀！但要是稳定度低呢，污染物就有机会被风吹得远远的，空气就会好一些啦。
你看，这大气静力稳定度是不是很重要？它就像一只无形的手，在操控着天气和环境呢！那怎么才能知道大气静力稳定度是高还是低呢？这就得靠那些专业的气象仪器和科学家们啦。
他们通过各种测量和分析，就能告诉我们大气现在是个什么状态。
咱普通人虽然不能像科学家那样精确地测量，但也可以通过一些简单的方法来感受一下呀。
比如说，你看看天上的云，如果云都飘得慢悠悠的，那可能稳定度就比较高；要是云跑得飞快，那可能稳定度就低啦。
总之呢，大气静力稳定度这个东西，虽然看不见摸不着，但却实实在在地影响着我们的生活。
我们要多了解它，才能更好地应对各种天气变化，保护好自己和我们的环境呀！这可不是开玩笑的，要是不重视，说不定哪天就被这天气给摆一道呢！所以呀，大家都要重视起来哦！。
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自由对流高度
曲线T0EFGH是夏季早晨探空曲线的一种典型形式， 近地面气层有逆温，EFG段是条件性不稳定。日 出之后，地面很快增温并通过湍流输送加热空气， 使贴近地面的气层变得超绝热。这个干绝热气层 不断向上扩展； 同时，湍流混合作用还使大气低层的湿度趋近于 平均比湿。 当地面温度上升到Tr时，干绝热曲线与等饱和比 湿线相交于C点（饱和凝结），标志着地面空气 能自由上升到C点凝结，并继续沿湿绝热线上升， 所以C点就是对流凝结高度CCL。
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；
ln(P00/p)
p4
p3
p2
p1
p0
T4
T2 T3 T1 T0
T
ln(p00/p)
p4
p3
p2
p1 p0
T4 T2 T3 T1 T0
T
Tv Tv
气块温度总大于气层温度（气层中储 存正不稳定能量，在T-lnP图上用“+”表 示）； 特点：在这种气层中，其底部只要受 到微小的扰动，该气层就会释放不稳定能 量，转化为气块上升的动能，使受扰气块 的上升运动得到发展；
d w ( e ) gB dt
B为净的阿基米德浮力 ， 气块的稳定与否取决于B
单位体积气块气块 在垂直方向上的受力
常用气块内外虚温差来讨论静力稳定度: 根据准静力条件和状态方程
d w g T Te dt Tve
1、当 T Te 时，则 暖时，可获得向上的加速度。 dw T Te 时，则 d t 0。说明若气块比周围空气 2、当 冷时，将获得向下的加速度。 dw 3、若 T Te 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。
B
平衡高度
自由对流高度
Tv
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；
ln(p00/p)
p4
E
平衡高度
对流有效位 能CAPE
p3
自由对流高 B 度
Hc
对流抑制 p2 能量CIN
p1 p0
dw gΓ d z dt Te
dw gΓ d z 讨论 d t Te
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
归纳如下 :
Γ
利用静力学公式及状态方程 z p Tv Tve e Rd dp Δ Ek g d z g (Tv Tve ) ( ) z0 p0 Tve p e g p p dp (Tv Tve ) Rd ( ) (Tv Tve ) Rd d ( ln p) p0 p0 p p P00 (Tv Tve ) Rd d (ln ) 本质代表图上的面积，所 p0 P 以这个面积大小与不稳定 能量多少成正比。（Tv Tve >0） ，气块受到正 浮力 ，有正不稳定能量， 以A+表示 。反之 ，以负 面积A-表示
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。
单位体积气块垂直 运动方程： dw ( e ) g dt
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。
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。
ln(p00/p)
p4 E
平衡高度
p3
B 自由对流高度
p2 Hc p1 p0
T3T4
T2 T1T0
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）：
②饱和气块，垂直上升时按假绝热变化，垂直减温 率 = s 。
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
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
Байду номын сангаасn(P00/p)
p4
E
平衡高度
p3
q0
自由对流高度
)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：
d
0 z
绝对不稳定
条件性不稳定
0 se 及 z 0 z
se 0 z
绝对稳定
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。
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。
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。
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）；
利用dz=w dt ，由z0到z积分 ：
1 w 2 1 w 2 Δ E z g Tv Tve d z k z0 2 2 0 Tve 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。
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
T ln p图上干绝热线(
dw 0 。说明若气块比周围空气 dt
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 T0 d z
Te T0 Γ d z
dw gΓ d z 则气块加速度 ： t d Te
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。
T3 T4
T2 T1 T0
T
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
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
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；
ln(p00/p)
p4
p3
p2
p1
p0
T4
T2 T3
T1
T0
T
ln(p00/p)
p4
p3
p2
p1
p0
T4
T2 T3
T1
T0
T
Γ越大，气层越不稳定，越小越稳定；当Γ值很小， 甚至为负值（逆温层）时，对流或垂直运动难以发 展，气层成为阻挡层。
lnP P2 γ
P1
T
状态曲线与层结曲线在起始高 度以上出现几个交点，气层既 有正不稳定能量，又有负不稳 定能量。如B点以下为负不稳定 能量，气块必须靠外力才能抬 升，当气块越过B点，就可以从 大气中获得正不稳定能量而自 由上升，因此称B点为自由对流 高度。 状态曲线与层结曲线的第二个交 点称为平衡高度，在这个高度 上气块上升加速度为零，速度 达到最大，越过这个点过后， 气块进入负不稳定能量区开始 减速。