05 大气稳定度和不稳定能量
大气的静力稳定度
大气的静力稳定度
大气的静力稳定度是指大气对垂直运动的抑制能力。
当大气处于静力平衡状态时，一个气块受到的空气浮力和自身重力相等，则会在垂直方向上处于一个平衡位置。
当受到外力（动力或热力）的作用，气块会偏离平衡位置产生向上或向下的垂直运动。
这种偏离平衡位置的垂直运动能否继续发展，是由大气温度和湿度的垂直分布所决定的。
大气的静力稳定度有三种状态：不稳定、稳定和中性。
当气温垂直递减率γ>-1℃/100m时，大气呈不稳定状态，空气微团容易上升；当γ=-1℃/100m 时，大气呈中性状态，空气微团可以上下自由运动；当γ< -1℃/100m时，大气呈稳定状态，空气微团不易上升。
大气的静力稳定度对天气变化和气候的形成有重要影响。
例如，在早晨或晚上地面气温较低时，大气的静力稳定度较大，空气不易上升，因此污染物不易扩散；而在中午或下午地面气温较高时，大气的静力稳定度较小，空气容易上升，污染物容易扩散。
此外，大气的静力稳定度也会影响降水、雷暴等天气现象的发生和发展。
总之，大气的静力稳定度是大气的一个重要的特征参数，它对气象学研究和气象预报具有重要意义。
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。
大气稳定度分级
大气稳定度分级
常用的大气稳定度分类方法有帕斯奎尔（Pasquill）法和国标原子能机构IAEA推荐的
方法。
这里介绍的是中国现有法规中推荐的修订帕斯奎尔分类法（简记P・S）,分为强
不稳定、不稳定、弱不稳定、中性、较稳定和稳定六级。
它们分别表示为A、B、C、D、E、F。
确定等级时首先计算出太阳高度角按表B1查出太阳辐射等级数，再由太阳辐射
等级数与地面风速按表B2查找稳定等级。
相同。
注：地面风速（m/s）系指距地面10m高度处10min平均风速，如使用气象台（站）资料, 其观测规则与国家气象局编定的《地面气象观测规范》相同。
太阳高度角h o使用下式计算：
h。
arcsin sin sin cos cos cos 15t 300 .......... (B1)
式中：h o----太阳高度角，deg ；
----当地纬度，deg.;
入----当地经度；deg ;
t----进行观测时的北京时间；
d ----太阳倾角，deg,可按下式计算：
[0.006918 0.39912cos o 0.070257sin o 0.006758cos2 o
0.000907sin2 o 0.002697cos3 o 0.001480sin3 o]180/
式中：0 o----360d n/365, deg;
d n---- 一年中日期序数， 0、1、2、...... 364。
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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。
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。
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。
大气静力稳定度判别
利用下列两个关系
z
T
T z
g cp
T
(dd
)
se
z
se
T
(ss )
此判据能定性的反 映对流发展的基本条件， 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。
2019/8/14
2 条件性不稳定 01 气层不稳定能量 02 条件性不稳定类型 03 热雷雨预报 04 夹卷过程对稳定度影响
dw dt
0
，说明若气块比周围（环境）空气暖时，可
2、当 T Te 时，则
获得向下的加速度；
dw dt
0
，说明若气块比周围（环境）空气冷时，可
3气、块若的垂T直加T速e 度时为，零则。ddwt 0 ，说明气块与周围（环境）空气无温差时，
2019/8/14
（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
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；
z
z
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。
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。
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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
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）
逆温层之下，水汽大量聚集；逆温层之上水汽含量骤减。
（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。
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。
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
2019/2/8
中国民航大学 空管学院
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
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
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） -56 -43 -36 -25 -16 -7 4 2 12 20 25 Td（ oC ）
-53 -38 -17 -7 3 2 8 13 18
积雨云顶高
层结曲线 露点曲线
状态曲线
No Image
颠簸层顶高 颠簸层底高 层状云顶高 颠簸层顶高 颠簸层顶高 层状云底高
颠簸层底高
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
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
1. 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 <γ m时绝对稳定，γ >γ d时绝对不稳定 D．γ <γ m时绝对不稳定，γ >γ d时绝对稳定 E．γ m<γ <γ d条件性不稳定 F．γ m>γ >γ d条件性不稳定
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 1.4、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、大气对流能否发展的充要条件有哪些？
，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。
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
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
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
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 天气现象的变化 ... ... ...
夜间地面、雪面、冰面或云层顶部等因辐射冷却 造成的逆温。
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。
一、大气稳定度
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= gΔ Z(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= gΔ Z(r-rm) /T r>rm，气层不稳定 r< rm ，气层稳定 r= rm ，气层中性