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。
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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。
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
对流性不稳定判据
举例
对流性不稳定与条件性不稳定的异同？P113
对流性不稳定
条件性不稳定
对流性不稳定是一种潜在 不稳定，是指当时气层是 稳定，需要有一定外加抬升 力作为触发机制，潜在不稳 定才能转化成真实不稳定 对流性不稳定实现要求有大 范围抬升运动，因此要有天 气系统（如锋面）配合或大 地形作用，造成对流性天气 往往比较强烈，范围也大。
z
z


平衡位置


Tve Tv
（a）不稳定层结
T （b）稳定层结
T
Γγ

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γ → 绝对不稳定 Γ = γ → 中性 γ → 绝对稳定
由于干湿绝热减温率不同，故需分别讨论：
（未饱和气块）气块垂直位移时按干绝热变化，
垂直减温率
d
s
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（饱和气块）气块垂直位移时按湿绝热变化， 垂直减温率
d
绝对不稳定
d s 条件性不稳定 绝对稳定 s
条件性不稳定是指，大气层结对饱和气块是不稳定的，而对未饱和 气块是稳定的。 如果存在局地的强对流或其它动力因子的强烈抬升作用，使空气上 升达到凝结高度以上，则条件性不稳定就可能实现，往往造成局地性雷 雨天气。
利用下列两个关系
= γd
原气层是干绝热减ห้องสมุดไป่ตู้率，在升降过程中保持干绝热降温率
ΓV 1 γd
这种处于绝对不稳定状态的气层在实际大气中是极少见的。
（2）、对流性不稳定（位势不稳定）
原来稳定的未饱和气层被整层抬升时，由于水汽垂直分布不同，气层内不同 高度的空气可能先后达到饱和，凝结时放出的相变潜热将会改变垂直减温率，从 而改变气层的稳定度。 大气中的水汽主要来源于地表，因此常是低层湿度大而高层干燥，大范围气 层被抬升时，往往下部先达到饱和。这种原来稳定的未饱和气层，由于整层被 抬升到一定高度而变成不稳定的气层，称为对流性不稳定或位势不稳定。
dw e g g dt
根据状态方程， 有
pe p e , 以及 ReTe RmT
p pe、 R e Rm
可以由此式判断气层静力稳定度, 是最基本的判定方程
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T Te dw g dt Tve
dw 1、当 T Te 时，则 0 ，说明若气块比周围（环境）空气暖时，可 dt 获得向上的加速度；
由气块运动方程
Tv ¬ Tve dw =g dt Tve
1 2 1 2 w ¬ w0 = ΔE k = 2 2 Tv ¬ Tve (g dz ∫ Tve z0
z
推导出动能方程
上式右边表示净浮力将单位质量空气从z0移到z所作的功； 上式左边表示转化成气块动能增量； 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温 度层结。

d
s +
CCL
LCL

d
自由对流高 度LFC
d
T
潜在不稳定
T
绝对稳定
T
绝对不稳定
潜在不稳定型：上升气块路径（状态）曲线与层结曲线有几个交点，既有正面积，又有负 面积。对流有效位能大于对流抑制能量，是真潜不稳定型；反之为假潜不稳定型； 绝对稳定型：上升气块路径（状态）曲线始终在层结曲线左边，全部是负面积区，即全部 是对流抑制能量CIN； 绝对不稳定型：上升气块路径（状态）曲线始终在层结曲线右边，全部是正面积区，即全 部是对流有效位能CAPE；
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
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。 2、层结大气所具有的这种影响垂直运动的特性称为大气静力稳定度，也称 层结稳定度
2）基本判别式
设气块从温度为T0的平衡位置处作一虚拟的微小位移dz 后，其温度就变成
T T0 dz
环境大气温度为
Te T0 dz
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把上两式代入
中，有
dw g dz dt Te
适用于薄气层静力稳定度的基本判别式
1、 ，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；
汽时，这些“热泡”就能不断上升膨胀增大，达到凝结高度以上形成为积云胚
胎。
最简单积云绝热模型 对流凝结高度CCL被看成热力对流产生的积云的云底高度，积云在CCL以上的 正面积区得到发展，正面积区越大，发展越旺盛。 假设云内外无混合作用，云内温度应按湿绝热减温率变化，在D点处垂直气流 速度达到最大。过D点以后垂直气流减速，至正负面积相等的高度（N点）垂直 气流速度降为0，积云停止发展。 N点的高度称为对流上限或等面积高度，即是理论上的积云云顶高度。即简单
未饱和情况及下沉逆温
对流性不稳定（位势不稳定）
大气中常出现大范围的空气层上升或下沉运动，其水平范围在几
百公里左右，持续时间几小时甚至几天，垂直升降速度约为厘米每秒
的量级。 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递减率和湿度垂直分布的变化，从 而使气层稳定度发生 变化，导致强烈对流或者相反使气层更稳定，
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
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（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。
夹卷过程包括湍流挟卷和动力挟卷 湍流 挟卷 动力 挟卷 由于云内气流的 加速上升，四周 空气必然会流入 云中进行补偿。
通过云顶和 侧边界，云内 外进行热量、 动量、水分和 质量的湍流交 换
飞机观测表明：在淡积云和中积云的下部，动力挟卷和湍流挟卷强度 相当，云的中上部以湍流夹卷为主。
3 整层气层升降时稳定度的变化
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
气块，这就增加问题难度。
（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。 气层不稳定能量的大小和正负是大气层结是否稳定的标志。