大气稳定度课件

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大气稳定度分类介绍课件

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稳定度的分类
01 绝对稳定度:大气层中不 存在任何扰动,空气密度 均匀分布。
02 相对稳定度:大气层中存 在扰动,但扰动幅度较小, 空气密度分布相对均匀。
03 中度稳定度:大气层中存 在扰动,扰动幅度较大, 空气密度分布不均匀。
04 极度稳定度:大气层中存 在强烈扰动,空气密度分 布极不均匀。
稳定度的影响因素
02
受到抑制,不易产生对流运动。
绝对稳定度的大气条件有利于天气的稳定,
03
不易产生剧烈的天气变化。
绝对稳定度的大气条件通常出现在晴朗、干
04
燥的天气条件下。
相对稳定度
01 概念:大气稳定度是指大气 层中气压、温度、湿度等物 理量分布的均匀程度。
02 相对稳定度:指大气层中气 压、温度、湿度等物理量分 布的相对均匀程度。
大气稳定度分类介绍课件
演讲人
目录
01. 大气稳定度的概念 02. 大气稳定度的分类 03. 大气稳定度的应用 04. 大气稳定度的研究进展
大气稳定度的概念
稳定度的定义
大气稳定度是指大气层在不同高度上的气压、温 度、湿度等物理量分布的均匀程度。
稳定度可以分为稳定、中性和不稳定三种类型。
稳定度对于天气系统的形成、发展和变化具有重 要影响。 稳定度可以通过气象观测和数值模拟等方法进行 评估。
大气稳定度的研究进展
观测技术
01
卫星遥感技术:通过卫星观测大 气温度、湿度、气压等参数,分 析大气稳定度
03
气球观测技术:通过释放气球携 带仪器,观测大气温度、湿度、 气压等参数,分析大气稳定度
05
数值模拟技术:通过计算机模拟 大气运动,分析大气稳定度
02
地面观测技术:通过地面气象站 观测大气温度、湿度、风速等参 数,分析大气稳定度

大气层结稳定度ppt课件

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T 1 dQ V T ( ) w 2 d t c p dt
讨论:
dQ 短期天气过程: 0 dt
大尺度大气:右第二项比较小
局地的温度变化与温度的平流变化有关。
T V T t
三.个别、局地、平流变化
d 1.个别变化: dt
T 环境 T dz 0 气块 T T ddz 0
代入(3-16)得:
dw g ( d) dz (3-17) dt T

d
dw 无作用 0 中性,对气块垂直运动 dt 稳定,不利于上升运动
(3-18)

不稳定 , 有利于上升运动
直接在T-lnp图上进行判断——
代入状态方程: '
得:
p RT '
P RT
dw ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ T ' T g g dt T ' T ' (3-16)
g
T T '
为气块在垂直方向受到的合外力。
当 T T ' 或 加速度。
只有当
',气块有垂直向上的
dw 0 dt
p g z
换句话说,静力平衡出现在 T T '
z
对流稳定度的判据:
se 0 中性 z 对流稳定
se

对流不稳定
se 实际计算 例: ( ) ( ) se se 500 se 700
当:
对流不稳定 0 se 对流稳定
第七节 局地温度变化的影响因素分析与判断
一.热流量方程 1 热力学第一定律(3-3)两端 得P75公式:

大气科学基础课件§5大气静力稳定度

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

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。

《大气层结稳定度》课件

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通过建立数学模型来模拟 大气层结稳定度的变化和 趋势。
观测数据利用气象观测站源自卫星和 气象雷达等设备收集大气 层结稳定度的实测数据。
数值预报
使用计算机模型进行大气 层结稳定度的数值预报, 提供及时准确的预测信息。
大气层结稳定度的应用
气象业务
大气层结稳定度的研究对于天气预报和气 候变化研究具有重要意义。
大气层结稳定度的分类
1 按时间尺度分类
大气层结稳定度可根据时间尺度分为短期和长期的。
2 按高度尺度分类
大气层结稳定度可根据高度尺度分为较低层、中层和较高层的。
3 按平尺度分类
大气层结稳定度可根据空间尺度分为局地尺度和区域尺度的。
影响大气层结稳定度的因素
1
温度
温度的变化对大气层结稳定度产
湿度
2
生重要影响,冷空气下沉使空气 稳定。
湿度的变化导致空气的密度和稳
定度发生改变,湿空气上升会产
生不稳定。
3
风速和风向
风速和风向对大气层结稳定度的
影响主要体现在水平上的运动。
地形
4
地形的高度和形状改变大气层结
稳定度,如山地容易产生局地对
流层。
5
太阳辐射
太阳辐射对地表的加热会引起空 气运动,影响大气层结稳定度。
大气层结稳定度的测量和预报
理论模型
大气层结稳定度根据温 度和湿度的变化特征可 分为稳定层、不稳定层 和中性层。
大气层的层次结构
对流层
地球最低处,气候变化最为 明显的层次结构。
成本层
是大气层中温度急剧升高的 部分,含有臭氧层。
中间层
温度逐渐下降,气压逐渐减 小。
热层
巨大层
温度不断上升,气压非常低。

《大气静力稳定度》课件

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2
大气静力稳定度在农业生产中的应用
农作物生长需要适宜的气候条件,稳定度对农业生产至关重要。
3
大气静力稳定度在环保领域中的应用
环境污染和空气质量监测需要考虑大气的稳定性。
总结
大气静力稳定度的研究对多个领域都具有重要意义,并且值得进一步探索。
参文献
相关文献的引用可以提供更深入的了解。
《大气静力稳定度》PPT课件
# 大气静力稳定度 ## 一、概述 - 什么是大气静力稳定度? - 为什么需要研究大气静力稳定度?
大气静力稳定度的计算方法
大气静力稳定度的定义
静力稳定度是描述大气中空气质 量分布不均匀性的物理指标。
稳定度的计算方法
稳定度通过计算空气质量的垂直 温度递减率得出。
不同稳定度计算方法的比较
不同方法在描述大气稳定度时考 虑了不同的因素,根据需要选择 适合的方法。
影响大气静力稳定度的因素
湿度的影响
湿度影响空气质量的密度和稳定性。
温度的影响
温度决定了空气流动的速度和稳定性。
风速的影响
风速对空气的混合和稳定度有直接影响。
大气静力稳定度的应用
1
大气静力稳定度在建筑物设计中的应用
了解大气的稳定度有助于设计建筑物的通风和空调系统。

大气静力稳定度优秀课件

大气静力稳定度优秀课件
• 不同的强对流天气现象的发展、移动与动力层结稳定度 有直接关系,例如龙卷、大雹、强烈的雷暴大风一般在 低空强烈的垂直切变环境中发展,并向垂直切变更大的 方向移动
• “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

一组:大气层结稳定度的判定及逆温的形成 ppt课件

一组:大气层结稳定度的判定及逆温的形成  ppt课件

气温垂直递减率r:气温垂直递减率是指在垂直于由每 升高100m气温的变化值。
干绝热过程:干空气或未饱和湿空气作垂直升降运动
时与周围环境不发生热量交换的变化过程。
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4
大气层结稳定度的判定
干绝热递减率rd:在干绝 热过程中,气块温度随高 度的变化率称干绝热递减 率。
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5
大气层结稳定度的判定
注意:
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于该气层中,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。
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对流层中温度的垂直分布
温度随高 度递减
温度随高 度递增
温度随高 度基本不
Lorem ipsum
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【图中: 颜色由深蓝,浅蓝,到黄色,暗ppt红课件,代表PM2.5的浓度越来越2高2 】
讨论:对这张图,你有什么看法?
为什么中国会 发生如此严重 的空气污染?
这些污染从 哪里来?
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气块法图示
稳定气层
不稳定气层
中性气层
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气块法图示
不稳定气层: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。
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小结:
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)。

《大气层结稳定度》课件

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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

指在近地面空气中形成的悬浮 水滴或冰晶的集合体。

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

航海气象与海洋学 空气垂直运动大气稳定PPT课件

航海气象与海洋学 空气垂直运动大气稳定PPT课件
而言,稳定;对饱和湿空气块而 言,不稳定。
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。
11
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思考题
1、垂直运动包括哪几种类型?哪些原因可造成空气的上 升运动?
2、什么是大气稳定度?如何根据Υ、Υd、Υm判定稳定 度状况?
3、在绝对稳定、绝对不稳定、条件性不稳定的情况下, 分别有什么特征的天气出现?怎样使条件性不稳定向 绝对不稳定方向转化?
20℃
20℃
中性层结
稳定层结
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不稳定层结
6
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
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1、Υm<Υd<Υ ――绝对不稳定
无论是干空气块、未饱和湿空气 块,还是饱和湿空气块,空气都 是不稳定的。
促进对流发展,易出现不稳定 性天气。
--对流云(Cb),阵性降 水,雷暴雨,龙卷,冰雹等。
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2、Υ<Υm<Υd ――绝对稳定。
无论是饱和湿空气块,还是未饱 和湿空气块和干空气块,空气都 是稳定的。 抑制对流的发展,出现稳定性的 天气。 Υ=0(同温), Υ<0(逆温 )时,出现层云、雾、 毛毛雨、层状云、波状云。
湿绝热线
层结曲线, 环境曲线
干绝热线
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3、Υm<Υ<Υd ――条件性不稳定。 对干空气块和未饱和湿空气块
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感谢您的观看!
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(动力原因1) 地面水平辐合(低压、 槽、切变线、辐合式渐 近线)
――引起上升运动; 地面水平辐散(高压、 脊、辐散式渐近线)

大气稳定度

大气稳定度
表1(0级-12级)
风级
名称
风速(m/s)
(km/h)
陆地地面物象
海面波浪
浪高(m)
最高(m)
0
无风
0.0-0.2
<1
静,烟直上
平静
0.0
0.0
1
软风
0.3-1.5
1-5
烟示风向
微波峰无飞沫
0.1
0.1
2
轻风
1.6-3.3
6-11
感觉有风
小波峰未破碎
0.2
0.3
3
微风
3.4-5.4
12-19
旌旗展开
小波峰顶破裂
0.6
1.0
4
和风
5.5-7.9
20-28
吹起尘土
小浪白沫波峰
1.0
1.5
5
清风
8.0-10.7
29-38
小树摇摆
中浪折沫峰群
2.0
2.5
6强风10.8源自13.839-49电线有声
大浪白沫离峰
3.0
4.0
7
劲风(疾风)
13.9-17.1
50-61
步行困难
破峰白沫成条
4.0
5.5
8
大风
17.2-20.7
14.0
-
62-74
折毁树枝
浪长高有浪花
5.5
7.5
9
烈风
20.8-24.4
75-88
小损房屋
浪峰倒卷
7.0
10.0
10
狂风
24.5-28.4
89-102
拔起树木
海浪翻滚咆哮
9.0
12.5
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第七章 大氣的不穩定度(Atmospheric Instabilities )● 7.1前言大氣中的水氣來自地表,而後經由平流輸送至相關地區,因而上升運動是形成天氣現象的先決條件之一。

而上升運動則取決於作用在單位氣塊上的力,以及環境大氣的不穩定程度。

至於大氣是否穩定則取決於它的熱力結構,動力結構或兩者組合後的條件,以及運動氣塊(air parcel )與環境大氣之上述條件的對比。

簡單的說,運動後的氣塊是否會到原位是判斷大氣穩定與否的指標。

下圖中附箭頭的小球代表氣塊,半圓或平面則代表大氣。

由而見大氣的三種穩定狀態。

圖7-1 大氣穩定與否之示意圖本章即對此方面問題做進一步的討論。

● 7.2氣象學中的不穩定度在氣象學中,大氣是否穩定有兩種參考標準, 1. 靜力不穩定度(static instability )或流體靜力不穩定度(hydrostatic instability ),又稱重力(gravitational )不穩定或浮力(buoyant )不穩定。

它是以氣塊上升後的溫度為參考標準;如高於新環境的氣溫就是不穩定,反之為穩定。

2. 動力不穩定度(dynamic instability )或流體動力不穩定度(hydrodynamic instability )。

它是以氣塊在環境流中,亦即在大氣波中的狀態為依據;如氣塊進入新環境後不能與該處的大氣波動相契合就是不穩定,反之就是穩定。

第一部份:靜力或流體靜力不穩定度兩者均可用氣塊法(parcel method )測定之。

● 7.3靜力或流體靜力不穩定度 1. 由)(P M M g F -=)(P g ρρ-= 單位容積i.e.,)(22P P g dtzd ρρρ-=…….(7.1)環境(enviroment ) (enviroment )氣塊 (air parcel )圖7-2 氣塊法示意圖之一在絕熱(等熵)運動中,如果氣塊運動中其p P 始終與環境之P 相等,即P P P =,則θθρρP P P T T ==,所以)()(22θθθ-=-=P P g T T T g dtzd ……………………….(7.2) i.e.,氣塊垂直加速度22dt z d 0⎪⎩⎪⎨⎧<=>,取決於⎪⎩⎪⎨⎧<=>-0θθP 。

而由於開始時0θθ=P ,在等熵運動中,氣塊0.θθ==const P ,但在新位置上,θθθ∆+=0e ,00θθθδθθ=<=>⇒<=>∂∂=∆P e z z 取決於不穩定中性穩定0<=>∂∂zθ2. 而由pC R PT )1000(=θ可得 0)(1)(1)(11<=>-Γ=+∂∂=∂∂-∂∂=∂∂γθθd p p TC g z T T z P P C R z T T z ………………..(7.3) 式中d Γ為乾絕熱降溫率,γ則是實際觀測到的降溫率。

如果一尚未飽和的氣塊向高空移動,其降溫率就是d Γ,即每升100公尺,溫度約降1℃;此時如果環境大氣之降溫率d Γ<γ,則0>∂∂z θ,即022<dtz d ,穩定,反之為不穩定。

∴大氣是否穩定可由d Γ與γ的相對大小決定,即不穩定中性穩定γ<=>Γd這是乾空氣的狀況。

7.4條件性不穩定如果大氣中有水氣但尚未飽和,則其中一氣塊上升時,是乾絕熱運動;一旦達到飽和,就成了濕絕熱運動。

所以如果,m d γγ>>Γ,則(7.3)式就有二種狀況,即 飽和前0)(11>-Γ=∂∂γθθd Tz ,穩定 飽和後由於()0<-γγm ,此時上升氣塊的溫度會高於周圍(環境)空氣之溫度,致022>dtzd ,不穩定此間分際可由垂直運動的變率獲得dtdw dt dz dt dw w w dt d E K dt d ===)2(.).(2 i.e.,dz dtdwwdw =,此表示, 氣塊之動能變率,來自它以加速度•w 位移z δ。

式中圖7-3 氣塊法示意圖之二)ln ()(1**P d g T R T R P dPg g dP dz d d -=-=-=ρ∴)ln ()())ln ()((******P d T T R P d G T R TT T g dz dt dw wdw P d d P --=--== i.e.,])ln ()ln ([)(212121**2122⎰⎰---=-P d T P d T R w w P d))(ln(**21T T P P R P d -=…………………………………….(7.4)式中**&P T T 為1至2之平均值。

這就是說,只要上升空氣之虛溫>*P T 環境空氣之虛溫*T ,則02122>-w w ,即氣塊之垂直動能就會增加,亦即上升有正的加速度,是為不穩定。

反之則為穩定。

又知,在斜溫圖上,的面積成正比。

能量,其大小與斜溫圖=-⎰21*)ln (P d T∴如果**T T P >,即Z T Z T γδδγ->-*00*0 i.e. 在上升氣塊未飽和前γγ>=d P T ,穩定但在飽和後γγγ<=m P ,不穩定圖7-4 氣塊法示意圖之三LFC 的高度對此影響很大。

如正區面積>負區面積(代表推舉氣塊至LFC 所需的能量)即為條件性不穩定,其不穩定度可由正負面積比定之。

7.5對流或位勢不穩定度(convective & potential instability )由以上狀況可知,乾絕熱運動之穩定度由0<=>∂∂z θ,即0<=>-Γγd 決定;,z,0z濕空氣的絕熱運動之穩定度,則由0)3(<=>+∂∂≅∂∂r zz θθ,即0<=>-γγm 決定。

i.e.,當0<∂∂zEθ時為,對流亦即位勢不穩定。

由於()z r z r z z E ∂∂+∂∂=+∂∂≅∂∂33θθθ,所以,如果0<∂∂zr,且z r z ∂∂<∂∂3θ時z E ∂∂θ會小於0,濕絕熱對流不穩定。

即「下濕上乾之空氣柱具位勢不穩(定)度」。

在斜溫圖上此種不穩定度可由m γγ<=>判定,即「當一層空氣之特徵曲線(characteristic curve )之斜率隨高度偏向假絕熱線右(左)邊時,該氣層為位勢穩定(不穩定)。

」〝A layer is potentially stable or potentially unstable according as its characteristic curve slopes upward to the right or to the left of the pseccdoadiabats on the thermodynamic diagram.〞此處的〝特徵曲線〞原為Rossby diagram (以d θlog 為縱軸,混合比為橫軸之熱力圖)上d θ與r 交點之連線,在現用之斜溫圖上,可以各層空氣LCL (又稱等熵凝結面,isentropic condensation level )連線替代之(LCL 處之氣壓、溫度通常稱之為凝結氣溫與凝結溫度;而相對應之點則稱為特徵點characteristic point 、絕熱飽和點或絕熱凝結點(adiabatic saturation (condensation )point )。

各特性點即LCL 高度可以下述近似式求得:)(220)(120&&321321ftF d mC d T T T T h ︒︒-=-=Convective parameters : 1.Stability indicesSI (The Showalter index )={*500500P e T T -*由850T 沿d Γ上升至LCL ,而後沿m T 至500hPa 時之TLI (The lifted index )=500500P e T T - 〈LI 與SI 0<時不穩定,SI LI ≥〉 K (K index )={)(***700700**850*5008504342143421d d T T T T T --+-*potential instability 低層降溫率 **available moisture in the boundary layer ***reduction of buoyancy through entrainment of dry air near 700hPa〈K 與TT 0>時不穩定;35>K ,40>TT 可視為臨界值〉 TT (The totals-totals )=85050085050085085022d d T T T T T T +-=-+如700hPa 之)(d T T -,即溫度露點差(dew point depression )為C ︒5,則K=35 ex.:如850T ,850d T 及500T 分別為15,10及-15C ︒,則TT=55。

2.對流可用位能(CAPE )=斜溫圖上正面積所代表之能量。

⎥⎦⎤⎢⎣⎡--=-⎰⎰2121**2122ln ln )(21P d T P d T R w w e P d ∴CAPE dz z T z T z T g ELLFC e e P ⎰-≡)()()(***,or ⎰⎥⎦⎤⎢⎣⎡-≡EL LFE e eP kg J dz z z z g )()()(θθθ3.對流整體李察遜數(convective bulk Richardson number )(1)李察遜數慣性力浮力垂直風切靜力穩定度∝∝=∂∂∂∂=22)()(ln zV z gRi θ(2)整體對流李察遜數2SCAPE Ric ≡,250060002)(21u u S -= 式中5006000&u u 為高度6km 與0.5km 處之氣壓權重平均風向量7.6氣層穩定度(layer stability )大氣並非只有「氣塊(air parcel )」會作垂直運動;整層空氣升降常有發生,因而氣層的垂直運動與所導致之穩定度改變亦需討論。

設S 代表氣層之穩定度,則氣層在1z 與2z 時的穩定度,分別為又由質量守恆知:0)(=ρδz A dt d,式中A 為氣層底面積,z δ為厚度,ρ則為密度。

i.e.,ρρδδ•••--=A A z z ,而在乾絕熱運動中z w ∂∂Γ-=Γ•,即zzδδ••-=ΓΓ. 21122211ln ln z z S S z gS z gS δδδθδδθδ=⇒⎪⎪⎭⎪⎪⎬⎫==……(7.5) 乾絕熱垂直運動中,氣層之穩定度僅隨厚度變,即2112z z S S δδ=,亦即氣層穩定度比與其厚度比成反比。

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