第6章 大气静力稳定度
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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
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
2017/5/10
（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。
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。
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
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。
ห้องสมุดไป่ตู้
利用下列两个关系
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
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。
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。
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。
= γd
原气层是干绝热减温率，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。
z
z
平衡位置
Tve Tv
（a）不稳定层结
T （b）稳定层结
T
Γγ
2017/5/10
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
2017/5/10
（饱和气块）气块垂直位移时按湿绝热变化， 垂直减温率
对流抑制能量CIN：在LFC高度以下的负面积区；其意义是处于大气底 部气块要到达自由对流高度（ LFC ），至少需从其它途径获得能量的下 限。
对流凝结高度（CCL）：层结曲线与等饱和比湿线的交点。空气块经过 对流凝结高度后将沿假绝热过程继续上升。
ln p
ln p
ln p
+
s
F
s
LCL
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
（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。 自由对流高度（ LFC ）：在潜在不稳定中，层结曲线与状态曲线第一 次相交的高度F点； 对流有效位能CAPE：在潜在不稳定示意图中F至D点之间的正面积区;
（3）热雷雨的预报
热雷雨是指气团内因下垫面（森林、沙地、湖泊）受热不均匀，由热力抬升 作用形成的雷雨。 图5.6是一个向阳坡地上热力对流气块-“热泡”形成和上升的示意图，热泡 用等位温线表示。热泡在浮力作用下不断从源地脱开，漂浮于空气中，并不断 和外界空气混合。当大气处于不稳定或潜在不稳定而且低层大气具有充沛的水
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
2017/5/10
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；
注意：大气层结稳定度只是用来描述大气层结对于气块的垂直运动起什么影 响（加速、减速或等速）的一个概念，
这种影响只有当气块受到外界的冲击力以后才能表现出来，它并不表示
大气中已经存在的垂直运动状态
1 大气静力稳定度判定法（气块法）
（ 1）
基本判别式
（ 2）
静力稳定度判据
（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
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）。
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。
2017/5/10
2 条件性不稳定 01
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，
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
积云绝热模型。
用T-lnP图做热雷雨预报
（1）首先根据当日清晨的大气层结
确定对流凝结高度CCL，即温度层结曲 线与低层等饱和比湿线的交点。
（2）然后从CCL（对流凝结高度）沿
干绝热线下延至地面，以确定当天可 能发生热对流的下限温度T （3）如果未来几天天气条件没有太大变化，且目前几天地面最高气温接近
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
2017/5/10
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；
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）
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
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。
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。
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
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。
ห้องสมุดไป่ตู้
利用下列两个关系
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
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。
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。
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。
= γd
原气层是干绝热减温率，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。
z
z
平衡位置
Tve Tv
（a）不稳定层结
T （b）稳定层结
T
Γγ
2017/5/10
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
2017/5/10
（饱和气块）气块垂直位移时按湿绝热变化， 垂直减温率
对流抑制能量CIN：在LFC高度以下的负面积区；其意义是处于大气底 部气块要到达自由对流高度（ LFC ），至少需从其它途径获得能量的下 限。
对流凝结高度（CCL）：层结曲线与等饱和比湿线的交点。空气块经过 对流凝结高度后将沿假绝热过程继续上升。
ln p
ln p
ln p
+
s
F
s
LCL
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
（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。 自由对流高度（ LFC ）：在潜在不稳定中，层结曲线与状态曲线第一 次相交的高度F点； 对流有效位能CAPE：在潜在不稳定示意图中F至D点之间的正面积区;
（3）热雷雨的预报
热雷雨是指气团内因下垫面（森林、沙地、湖泊）受热不均匀，由热力抬升 作用形成的雷雨。 图5.6是一个向阳坡地上热力对流气块-“热泡”形成和上升的示意图，热泡 用等位温线表示。热泡在浮力作用下不断从源地脱开，漂浮于空气中，并不断 和外界空气混合。当大气处于不稳定或潜在不稳定而且低层大气具有充沛的水
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
2017/5/10
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；
注意：大气层结稳定度只是用来描述大气层结对于气块的垂直运动起什么影 响（加速、减速或等速）的一个概念，
这种影响只有当气块受到外界的冲击力以后才能表现出来，它并不表示
大气中已经存在的垂直运动状态
1 大气静力稳定度判定法（气块法）
（ 1）
基本判别式
（ 2）
静力稳定度判据
（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
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）。
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。
2017/5/10
2 条件性不稳定 01
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，
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
积云绝热模型。
用T-lnP图做热雷雨预报
（1）首先根据当日清晨的大气层结
确定对流凝结高度CCL，即温度层结曲 线与低层等饱和比湿线的交点。
（2）然后从CCL（对流凝结高度）沿
干绝热线下延至地面，以确定当天可 能发生热对流的下限温度T （3）如果未来几天天气条件没有太大变化，且目前几天地面最高气温接近
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
2017/5/10
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；
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）