第五章大气静力稳定度

格式：ppt
大小：8.19 MB
文档页数：79

下载文档原格式

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。

大气静力稳定度

大气静力稳定度
一.问题的引入
对大气静力能见度的分析研究是天气分析预报工作的一项重要内容。如各种雾，层状云，连续性降水等都在较为稳定的大气中发生；对流云，阵性降水以至于龙卷，雷电和冰雹等强对流天气现象，都是在不稳定的大气中发生。
二.知识点介绍
Pro.什么是大气静力稳定度?
大气静力稳定度（static stability of atmosphere），表示大气层结特性对气块铅直位移影响的趋势和程度，又称大气层结稳定度和大气铅直稳定度。
z
dz
T,P,ρ
T， P， ρ
Z0
T0，P0，ρ 0
T0， P0， ρ0
（1）未饱和气层
气块经垂直位移△Z后温度为：T T0 dz
气层在垂直位移△Z处的气温为：
T T0 z
dw g ( d ) z dt Tv
可见，对于作干绝热运动气体来说，大气层结稳定度取决于与的对比
微气层静力稳定度的判据
基本判别式： dw a (ρ 1) g dt ρ 将状态方程带入，并利用准静态条件 p p 上式可变为： dw T T g
dt Tv
由此可见，气块是否获得加速度与气块温度和环境温度的差 T T 有关

↑ ↓ ↑↑
v
a
v
a
a=0
↑
气块法
假定：1）气层始终静止；2）气块是个封闭绝热系统；3）满足准静力条件。
绝对稳定气层
条件不稳定气层
绝对不稳定气层
m

d
六.参考资料
1.沈春康, 大气热力学. 气象出版社, 1983 2.网上资料
七.好的想法
认真看书+总结归纳

第五章云的形成.

2
云在一天中可能的变化
早晨：近地面气块上升凝结；上午：积云生成；中午：积云发展演变为浓积云；午后：可能发展为造成阵雨、闪电等的积雨云，云顶出现云砧的形状；傍晚：风暴逐渐减弱和消散。

3
云的形成与消亡
地面温度升高，温度高的气块不断上升凝结形成可见的凝结，形成可见的云；如果缺少水汽的补充，云在不断与环境空气的混合中，云滴蒸发，云就逐渐消亡。气块的运动变化可以衡量环境大气的状态，可以用大气静力稳定度来表征。
13

4. 湍流：空气的不规则运动称湍流。湍流交换的热量远远大于分子传导交换的热量湍流不仅在热子传导交换的热量。湍流不仅在热交换中起重要作用，蒸发扩散等交换中起重要作用，蒸发、扩散等的大小也取决于湍流运动
14
5、蒸发（升华）和凝结（凝华）
水在蒸发（或冰在升华）时要吸收热量；相反，水汽在凝结（或凝华）时，又会放出潜热。会放出潜热如果蒸发（升华）的水汽，不是在原处凝结（凝华），而是被带到别处去凝结（凝华）就会使热量得到传送结（凝华），就会使热量得到传送。
17
干绝热温度递减率
干绝热气块在上升过程中温度是减小的干绝热气块在上升过程中温度是减小的。干绝热过程中气块温度随高度的变化叫干绝热温度递减率用 Γd 表示。度递减率。用表示按定义：
Γd ΔT g = − = ≈ 10 o C ⋅ km Δz cp pd
−1
说明在干绝热过程中，气块每上升100米，气温约下降1℃。
9
大气垂直运动中的热力学过程
⑴ 气温非绝热变化空气与外界有热量交换，称为非绝热变化； ⑵ 气温绝热变化空气与外界没有热量交换，称为绝热变化。

《大气污染控制工程》重要知识点汇总五

《大气污染控制工程》重要知识点汇总五121.大气静力稳定度大气静力稳定度是大气在静力作用下铅直方向的稳定程度。

某一气块受力作用产生向上或向下的运动以后可能有3种情况：运动逐渐减速，并有返回原位的趋势；运动逐渐加速，呈远离原位的趋势；运动既不加速，也不减速，可随处保持平衡。

第一种情况为大气稳定状态，第二种情况为不稳定状态，第三种情况称其为中性状态。

122.逆温大气温度层结一般是γ＞0，即气温随高度增加而降低，但在某些条件下也会出现γ=0或γ＜0。

通常将温度随高度增加而升高的空气层称为逆温层。

逆温层内空气铅直对流很弱，不利于污染物扩散。

高于地面的逆温层会阻挡下方的污染物向高空扩散。

所以空气污染事件大多数与逆温和静风等气象条件有关。

123.辐射逆温由于地表强烈辐射冷却形成的逆温。

晴朗少云、风速不大的夜晚，地表很快因辐射而降温，空气自下而上被冷却。

近地面空气降温多，远地面空气降温少，因而形成自地面起的逆温层。

日出后太阳辐射逐渐增强，地表升温，逆温层便自下而上逐渐消失。

辐射逆温在陆地上常年可见，冬季白天也可能出现。

在中纬度地区的冬季，辐射逆温层厚度可达200～300 m，有时可达400 m左右。

辐射逆温与大气污染关系最为密切。

124.下沉逆温由于空气下沉时受到压缩而引起的逆温。

高压区内某一空气团出现下沉运动，气压逐渐增大，气层在水平方向辐散，厚度减小。

由于气层顶部下沉距离比底部下沉距离大（H＞H′），绝热压缩升温程度比底部升温高，因而出现逆温，下沉逆温范围广、厚度大、持续时间长，一般出现在高空。

冬季下沉逆温与辐射逆温相结合，会形成很厚的逆温层。

125.平流逆温暖空气平流到冷地面上，下层空气受地面影响大，降温多，上部降温少，因而形成逆温。

海上暖空气平流到陆地上，或暖空气平流到低地，盆地聚集的冷空气上方，都可能形成平流逆温。

126.湍流逆温低层空气由于湍流混合，在混合层的上方形成逆温层。

在下部湍流混合层与上部未发生湍流混合层之间形成温度过渡的逆温层。

大气静力稳定度判别

15
（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。
第六章大气静力稳定度
1
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
2
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。
（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
ddwt egg
根据状态方程，有
e
pe ReTe
, p
RmT
以及
ppe、R eRm
可以由此式判断气层静力稳定度, 是最基本的判定方程
6
dw g T Te
dt
Tve
1获、得当向T上的加T速e 度时；，则
dw dt
0 ，说明若气块比周围（环境）空气暖时，可
17
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
18
（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。

大气静力稳定度

不稳定型
NANJING UNIVERSITY OF INFORMATION SICENCE & TECHNOLOGY
稳定型
NANJING UNIVERSITY OF INFORMATION SICENCE & TECHNOLOGY
潜在不稳定
NANJING UNIVERSITY OF INFORMATION SICENCE & TECHNOLOGY
NANJING UNIVERSITY OF INFORMATION SICENCE & TECHNOLOGY
第二节大气稳定度的基本判别方法
一. 干绝热过程的判别法 Z 相对于起始高度 Z 0 (T0 , P0 , 0 ) ，高度处气块和环境大气的温度分别为，
Ti T0 d Z T T0 Z
NANJING UNIVERSITY OF INFORMATION SICENCE & TECHNOLOGY
根据基本判别式，可以得到，
dw dt g
d
T
Z
因此，对于干绝热过程，大气静力稳定度由的 d 符号决定。
NANJING UNIVERSITY OF INFORMATION SICENCE & TECHNOLOGY
1 T ( d ) Z T Z 1
Z

T
( d )
NANJING UNIVERSITY OF INFORMATION SICENCE & TECHNOLOGY
三. 湿绝热过程的判别法此时空气块按湿绝热直减率降温，因此
ag
m
T
Z
在湿绝热过程中，假相当位温守恒，因此 se 也可为稳定性判据。

大气静力稳定度判别

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
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）。
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。
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
2018/7/15

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。
2018/7/15
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。

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

大气层结稳定度

-∇ T
0°c
5 α
10 V
15 c
图3-14
风由低吹向高温区，使局地气温降低。
VT0
为零平流，图3-900（cbo）9s00 0
-∇ T
0°c
α
5
V
10
15 b
图3-9
风沿着等温线吹，不引起温度的变化。
一定 V，
越大T，
越大，即等温线越密集温度平流越强。
-∇ T
-∇ T
V
α
α
a
b
-∇ T
0°c
大气温度相同。气温随高度的变化：
环境T T0 dz 气块T T0 ddz
代入（3-16）得：
（3-17）
dw g(
dt T
d)d
z
d
不稳定,有利于上升运动
dw 0 中性，对气块垂直运动无作用
dt
稳定，不利于上升运动
（3-18）
直接在T-lnp图上进行判断——
看状态曲线和层结曲线的位置。
Vq
：温度平流：湿度平流
大小
V TV Tco s
之间的为V夹角
（T 低。
与温度梯度
T
1800
）垂直于等温线由高指向
四.温度平流的判断Fra bibliotekVT0
（a）
为暖平流，图903-09
-∇ T 0°c
V
α
5
10
15 a
图3-14
风由高吹向低温区，使局地气温升高。
VT0
（c）
为冷平流，图3-9104 0
s d
) )
绝
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。

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)。

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。
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；
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。
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
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

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
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

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。

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 。
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
Байду номын сангаасn(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。

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。

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）；
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。

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(
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。
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；
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。

第五章大气静力稳定度

合集下载