05 第五章 大气稳定度和不稳定能量,
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。
第五章-大气环境影响评价1
首先由云量与太阳高度角查出太阳辐射等级数，再由太阳辐射 等级数与地面风速查出稳定度等级。
云量与太阳高度角
太阳辐射等级数 地面风速
大气稳定度等级
3.4 风场
风：空气旳水平运动 风速：空气在单位时间内移动旳水平距离，随时间和高度变化 风向：风旳来向，16个方位表达 风频：吹某一风向旳风旳次数，占总旳观察统计次数旳百分比 主导风向：风频最大旳风向，其下风向即为污染几率最大旳方位 风向玫瑰图：在极坐标中按16个风向标出其频率旳大小 局地风场：在局部地域因为地形影响而形成旳空间和时间尺度都 比较小旳所谓地方性风，主要有海陆风、山谷风、过山气流、城 市热岛环流等。
⑺面源调查统计内容一般涉及：将评价区在选定旳坐标系内网 格化。以评价区旳左下角为原点：分别以东和北为正X和正Y 轴。网格单元，一般可取1×1（km2），评价区较小时，可取 500×500（m2），建设项目所占面积不大于网格单元，可取其 为网格单元面积。按网格统计面源旳下述参数：①主要污染物 排放量②面源有效排放高度和网格旳平均海拔高度，如网格内 排放高度不等时，可按排放量加权平均取平均排放高度③面源 分类，假如源分布较密且排放量较大，当其高度差较大时，可 酌情按不同平均高度将面源分为2-3类。 ⑻对于颗粒物污染源，还应调查其颗粒物旳密度及粒径分布 ⑼原料、固体废弃物等堆放场合产生旳扬尘可按面源处理。应 经过试验或类比调查，拟定其起动风速和扬尘量。
式中： Y——烟尘排放量，kg/h； B——燃煤量，kg/h； A——煤旳灰分含量，％； D——烟气中烟尘占灰分量旳百分数，％， 其值与燃烧方式有关； η——除尘器旳总效率，％。
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。
航海技术专业《第5章空气的垂直运动和大气稳定度》
第五章空气的垂直运动和大气稳定度大气除有水平方向的运动之外,还有其空气的垂直运动,垂直运动又称为空气对流运动,它包括空气的上升运动和空气的下沉运动。
与空气大规模的水平运动相比,空气的垂直运动的平均速率那么稍小些。
但有时候空气的垂直运动相当强,例如龙卷、热带气旋和热低压等天气系统的空气垂直运动的速率较大。
正因为空气的垂直上升运动过程中空气绝热冷却,饱和和水气凝结,才会有云、雨、雪等天气现象发生,垂直上升较强时会出现阵雨,雷雨和冰雹，并伴有大到强风的天气,这是空气一般处于不稳定的状态；如空气中出现逆温,上升运动很弱或没有空气的上升运动时,会出现连续性降水或雾等天气现象, 空气的水平运动很弱，这是空气处于稳定的状态；如空气产生下沉运动,这是天气状况很好，天空少云，风力又较小。
所以各种天气现象如表所示都是由空气的垂直运动和大气处于稳定与否所定的。
表天气现象符号一空气的垂直运动Air Vertical Motion1空气垂直运动的类型空气的垂直运动能引起空气中的热量、水汽和固体杂志等的在垂直方向上进行输送,对天气晴好与否、云雾降水、强对流天气、风雨天气、雷暴天气、海上的大风浪和涌浪等现象的形成和开展有着重要的作用。
空气的垂直运动的强弱与大气稳定度有着密切的关系。
大气中任何一单位质量空气在垂直方向上的受到作用力要有二个:一个是重力,方向指向地心,即向下；另一个是在垂直方向上气压梯度力,人们常说的浮力,方向指向地心的反方向,即沿下垫面垂直向上。
当垂直气压梯度力小于重力时,空气具有向下的加速度,如果该气块原来是静止,就会因此产生下降运动,类似于高气压反气旋天气系统中的向下运动气流；当垂直气压梯度力大于重力时,空气具有向上的加速度,如果该气块原来是静止的,就会因此而产生上升运动,类似于天气系统低压气旋的向上运动气流。
由此可见,空气的垂直运动是由于气块垂直方向上受力不平衡而引起的。
所以将空气的垂直运动主要可分为对流与系统性垂直运动两大类。
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
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
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。
大气稳定度的判断方法
大气稳定度的判断方法引言大气稳定度是指大气中气体运动的稳定程度，对于气象学、环境科学、农业等领域具有重要意义。
准确判断大气稳定度能够帮助我们预测和解释天气变化、空气质量、温室效应等现象。
本文将介绍大气稳定度的判断方法，包括常用的几种指标和观测手段。
一、大气稳定度的意义1.1 气象学意义大气稳定度决定了大气垂直运动的强弱和方向，对天气现象有重要影响。
例如，稳定的大气条件下，气体上升受到抑制，降雨较少；而不稳定的大气条件下，容易形成对流云和强降水。
因此，准确判断大气稳定度对于天气预报和防灾减灾工作至关重要。
1.2 环境科学意义大气稳定度与空气质量密切相关。
稳定的大气条件下，污染物较易积聚在地表，容易形成雾霾。
而不稳定的大气条件下，污染物更容易被扩散和稀释。
因此，准确判断大气稳定度对于控制和改善空气质量有重要意义。
1.3 农业意义大气稳定度对农业生产也有重要影响。
稳定的大气条件有利于农作物生长和光合作用，而不稳定的大气条件容易引发龙卷风、风暴等极端天气事件，对农业生产造成损失。
因此，准确判断大气稳定度对于农业生产的规划和管理具有重要意义。
二、大气稳定度的判断指标2.1 垂直温度梯度指标垂直温度梯度是指温度随高度变化的快慢，也是判断大气稳定度的重要指标之一。
当温度随高度升高而减小时，称为不稳定层；当温度随高度升高而增大时，称为稳定层。
垂直温度梯度指标可以通过从地面到大气中不同高度的温度观测数据计算得到。
2.2 饱和湿绝热指数指标饱和湿绝热指数是指空气上升或下降时温度和湿度的变化对比。
当空气上升时，如果温度下降速率大于相对湿度下降速率，则大气层是不稳定的；反之，如果温度下降速率小于相对湿度下降速率，则大气层是稳定的。
饱和湿绝热指数越小，表示大气越不稳定。
2.3 潜在稳定能指标潜在稳定能是指上升气块释放的潜热和上升气块所需的外界做功之间的差值。
当潜在稳定能大于0时，表示大气是不稳定的，上升气块可释放更多的潜热；当潜在稳定能小于0时，表示大气是稳定的，上升气块释放的潜热不多。
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 大气环境影响评价
第五章大气环境影响评价1.大气污染：大气因某种物质的介入而导致化学、物理、生物或者放射性等方面的特性改变，从而影响大气的有效利用，危害人体健康或者破坏生态，造成大气质量恶化的现象。
即由于人类活动而使空气环境质量变坏的现象。
2.大气污染源：一个能够释放污染物到大气中的装置。
按来源分为自然和认为污染源，人为污染源又分为工业、交通、农业和生活污染源。
按污染源的几何形状：点、线、面、体源。
按污染物排放时间分：连续、瞬时、间歇源。
按排放形式分：有组织排放，无组织排放。
按几何高度：高架源、地面源。
无组织排放：凡不通过排气筒或通过15m以下的排气筒的排放。
连续点源源强：以单位时间内排放的物质或体积表示。
瞬时源源恰：以排放的总质量或总体积表示。
3.大气污染物：污染源排放到大气中的有害物质。
根据其形成过程，可将其分为一次、二次污染物；根据存在形态，可分为颗粒污染物和气态污染物。
按污染物的种类，分粉尘类，有害气体类，湿雾类，放射性污染，酸雨。
按烟雾分伦敦、光化学烟雾。
颗粒物按粒径分：TSP ≤ 100微米。
PM10≤10微米。
降尘＞10微米。
粉尘＞0.5微米。
4.综合性排放标准和行业性排放标准不交叉执行，先行业，后地方，国家顺序执行。
5.发布空气质量预报的因子：SO2，TSP，PM10。
6.一次污染物：指直接从各种排放源进入大气，在大气中保持其原有的化学性质。
如TSP，NO X，SO2。
7.二次污染物：指在一次污染物之间或大气中非污染物之间发生化学反应。
如光化学烟雾，酸性沉积物，O3。
8.环境空气质量功能区分类：一类区为自然保护区、风景名胜区和其他需要特殊保护的地区；二类区为城镇规划中确定的居住区、商业交通居民混合区、文化区、一般工业区和农村地区。
三类区为特定工业区。
9.《大气污染物综合排放标准》规定了33种大气污染物排放限值，其指标体系为最高允许排放浓度、最高允许排放速率和无组织监控浓度限值。
10.大气环境影响评价：对项目实施的大气环境影响的程度、范围和几率进行分析、预测和评估，提出大气污染防治措施和对项目实施环境监测的建议。
大气稳定度和不稳定能量
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。
第五章 大气系统
一般来说，冷气团移向暖区时容易变暖，而暖气 团移向冷区时则不易变冷，这是因为冷气团底 层受热后，层结不稳定度增加，湍流、对流容 易发展，能较快地把底层热量、水汽输送到大 气上层，改变着气团物理属性；相反，暖气团 移向冷区时，气团底层不断变冷，层结稳定度 增加，限制了冷却效应的垂直发展，致使气团 变冷主要通过辐射过程缓慢进行，因而变性较 慢。从气团水分变性来看，干气团容易变湿， 湿气团不容易变干。因为干气团只要通过海洋 或潮湿下垫面的蒸发作用就可增加水汽而变湿， 而湿气团则要通过大气中水汽凝结和降水过程 才能把水分除去而变干，显然变干过程要比变
实际大气中特别是对流层中层的垂直运动都是暖空气上升冷空气下沉在无凝结现象发生的情况下一般是不利于锋生而利于锋锋两侧的冷暖气团同下垫面间时刻进行着热量交换影响着锋两侧温度水平梯度的变如果冷暖气团各停留在更冷和更暖的下垫面上热量交换的结果可能使冷气团变得更冷暖气团变得更暖冷暖气团间的温度梯度比原来增大锋得到加强
天气系统总是处在不断新生、发展和消亡过 程中，在不同发展阶段有其相对应的天气现象 分布。因而一个地区的天气和天气变化是同天 气系统及其发展阶段相联系的，是大气的动力 过程和热力过程的综合结果。
各类天气系统都是在一定的大气环流和地理 环境中形成、发展和演变着，都反映着一定地 区的环境特性。比如极区及其周围终年覆盖
3.气压场
锋面两侧是密度不同的冷、暖气团，因而锋 两侧的气压倾向是不连续的，当等压线横穿锋 面时便产生折角，折角尖端指向高压一方，锋 落在低压槽中。图5·5中平面上的实线是无锋时 暖 锋面气形团成内后气，压由分于布锋状面况是。倾其斜水的平，气锋压下梯冷度气为团Gz， 中 的 气 压 值 沿 AA′ 线 逐 点 升 高 ， a 点 由 1000.0hPa升至1002.5hPa，b点由1000.0hPa升 至1005.0hPa，c点未改变。结果造成等压线不 能维持原来走向，而变成虚线所示的形状，在 锋面处产生折角，折角指向高压，即锋处于低 压槽中。图5·6是锋区常见的几种基本气压场和
大气稳定度的判断方法
大气稳定度的判断方法一、引言大气稳定度是指在一定高度范围内，空气上升或下沉时所受到的阻力大小，是大气物理学中一个重要的概念。
在气象预报、环境保护、能源开发等领域都有着广泛的应用。
本文将介绍几种判断大气稳定度的方法。
二、湿绝热法湿绝热法是通过比较某一高度上空气的实际温度和其绝热上升或下沉时所达到的温度来判断大气稳定度。
1. 绝热上升和下沉绝热上升是指空气在不受外界作用下，自由膨胀上升，使得其压力降低而温度降低。
绝热下沉则相反，空气自由压缩下沉，使得其压力增加而温度升高。
2. 判断方法当实际温度高于绝热上升或下沉时，说明空气不太容易上升或下沉，即为稳定；反之则为不稳定。
当实际温度与绝热上升或下沉相等时，说明空气处于中性状态。
三、大气层结法大气层结法是通过观测大气温度随高度的变化来判断大气稳定度。
1. 温度随高度变化通常情况下，地面温度较高，而高空温度较低。
但在某些情况下，由于大气运动或天气现象的影响，温度随高度的变化可能会出现反常现象。
2. 判断方法当温度随高度呈现不断减小的趋势时，说明空气处于稳定状态；当温度随高度呈现不断增加的趋势时，说明空气处于不稳定状态；当温度随高度变化较小或波动较大时，则说明空气处于中性状态。
四、湿绝热位能法湿绝热位能法是通过比较上升或下沉过程中所涉及到的湿绝热位能来判断大气稳定度。
1. 湿绝热位能湿绝热位能是指单位质量空气在上升或下沉过程中所涉及到的总能量。
它包括了干绝热位能和水汽潜热，是判断大气稳定度的重要指标。
2. 判断方法当湿绝热位能增加时，说明空气处于不稳定状态；当湿绝热位能减少时，说明空气处于稳定状态；当湿绝热位能变化较小时，则说明空气处于中性状态。
五、对流抑制指数法对流抑制指数法是通过比较某一高度上空气的实际温度和该高度上对流的最低温度来判断大气稳定度。
1. 对流对流是指由于地面加热或其他原因导致空气上升形成的云和降水。
在不同的大气稳定条件下，对流发生的形式和强度也会有所不同。
《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
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
练习
3、在相同的层结条件下，不稳定能量的大小与 ( )有关。 A．空气湿度 B．空气密度 C．空气温度 D．自由对流高度 4、大部分逆温层下常聚集烟尘污染空气影响能 见度，但———逆温常伴随晴好天气。 5、大气对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
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。
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。
逆温层的存在使大气具有显著的稳定 性。强大的逆温能阻碍对流和湍流混 合作用越过该层。 逆温在对流层的各个高度上均可能出 现，但以接地逆温和摩擦层内的逆温 对飞行活动影响最大。 温度变化 密度变化 风的变化 能见度变化
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）
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。
（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。
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
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。
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。
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
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
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。
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
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