第五章 大气静力稳定度

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 。
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。
（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

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。

可以用大气不稳的能量来判断整层大气的稳定状况

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：
d w B g Tv Tve dt Tve

单位质量 空气净浮力
考虑净浮力做功以及气块动能变化
d w d z g Tv Tve d z dt Tve

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。

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

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

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
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
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；
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。

气块在受扰后， 有一铅直虚位移，若 气块到达新位置后有 返回原来位置的趋势， 则为稳定气层；
气块在受扰后，有一 铅直位移，若气块到达新 位置后既无离开又无返回 原来位置的趋势，则为中 性气层；（随遇平衡）
气块在受扰后，有一铅直 虚位移，若气块到达新位置 后有离开原来位置的趋势， 则为不稳定气层；
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ






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。
ln(p00/p)
图 9 热力对流的预报分析
E' P（E'）
平衡高度
E
P（E）
se0 seH q0 P(H)
自由对流高度
B
Hc
0
1
H
P(Hc)
p0
Td0
T0
T1
Tg
T


热雷雨是指气团内因下垫面（森林、沙地、湖泊等） 受热不均匀，由热力抬升作用形成的雷雨。 多发生在夏季午后，一般时间较短，强度不大，但 有时也能产生大风、雷暴等激烈的天气现象
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。




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。
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。
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。
B p2 p1 p0
Hc
Td0
T0
T
由热力原因（地表局部升温）造成的对 流。
热力对流分析： 假定：08：00的温度层结与地面气 块上升的状态曲线, 如图9。
假定从08：00到午后，地面q不变。 当地面增温，由TTg Tmax，当温 度升高到Tg时，图中下部负不稳定能量全 部消失，稍有扰动，即可形成对流。
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
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
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；

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(
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



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）；
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
ln(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。