大气静力稳定度
大气静力稳定度名词解释
大气静力稳定度名词解释嘿，你知道大气静力稳定度吗？这可不是个简单的玩意儿啊！就好像你站在平地上和站在摇晃的独木桥上的感觉完全不同一样，大气静力稳定度就是描述大气这种“状态”的一个概念。
比如说，有时候大气就像个安静的乖孩子，很稳定，垂直运动很难发展起来，这就是稳定的大气静力稳定度啦。
想象一下，平静的湖面，没有什么波澜，这就是一种稳定的状态嘛。
但有时候呢，大气又像个调皮的孩子，特别容易有垂直运动，一点就着，这就是不稳定的情况啦。
好比一堆干燥的树叶，稍微有点火星就可能燃烧起来。
咱再深入点理解哈，当空气团受到外力作用被迫上升或下降时，如果它回到原来位置的趋势很强，那就像被紧紧拉住的弹簧一样，这就是稳定状态呀！要是空气团一离开原来位置就撒欢似地跑远了，那就是不稳定啦！你说神奇不神奇？咱举个例子啊，在一个大热天，地面被太阳晒得滚烫，靠近地面的空气受热就会变得不稳定，容易往上窜，这时候就可能形成对流天气，说不定就突然来一场雷阵雨呢！而在一些寒冷的天气里，大气就比较稳定，没那么容易有大的波动。
大气静力稳定度可不是孤立存在的哦，它和很多因素都有关系呢。
就像你和你的朋友们相互影响一样，温度、湿度、气压等等都会影响它。
它对天气的形成和变化有着至关重要的作用呢！你想想，如果大气一直很稳定，那可能天天都是大晴天，多无聊啊！但要是不稳定，就有各种惊喜或者惊吓等着我们啦，像突然的暴风雨、美丽的彩虹等等。
所以啊，大气静力稳定度可真是个神奇又重要的概念，它就像个幕后的大导演，操控着天气这场大戏呢！咱可得好好了解了解它呀！我的观点就是，大气静力稳定度太有意思了，值得我们深入去探究，去发现它更多的奥秘！。
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
《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
（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。
大气科学概论：第6章-7节大气的静力稳定度
-lnP
s s
在埃玛图上，等
se线的斜率与 S
对应，气层的温
度层结曲线的斜
se1 se2
s
se3
率为。若 s
则不稳定．
T
薄气层静力稳定度判据归纳：
（ 1） d 的气层，不管气块是否饱和都 是不稳定的。绝对不稳定气层
（2） s 的气层，不管对饱和湿空气 块还是未饱和湿空气块都是稳定的。绝对 稳定气层 （3） d s 的气层 ，对未饱和气块 是稳定的，对饱和气块是不稳定的。条件 性不稳定气层
a) =0.8˚C/100m, b) =1.0˚C/100m, c) =1.2˚C/100m.
d=1.0˚C/100m
<d 稳定 ＞d 不稳定 =d 中性稳定
气层稳定:扰动不发展。气块趋于回到起始高度； 气层不稳定:扰动发展。气块趋于继续远离起始高 度；
气层中性:扰动中性。随遇而安。
假设： （1）气块在移动过程中是准静态过程
Z
> 稳定
θK θE K
South
North
Global mean
Potential temperature θ, equivalent potential temperature θE
From Peixoto & Oort (1992)
锋面附近的假相当位温的分布
锋面后有 下沉
锋面前有 不稳定
饱和湿空气静力稳定度判据
P Pe , dP dPe
（2）气块与环境绝热 （3）环境大气静力平衡
Pe z
eg
Pe RTe
g
Z
z
Z0
eVg Vg
体积 V
密度
w
气块铅直方向的运动方程:
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。
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不稳定型
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稳定型
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潜在不稳定
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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
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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。
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1 T ( d ) Z T Z 1
Z
T
( d )
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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。
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第三节 对流和不稳定能量
一. 对流产生和发展的条件 垂直方向上的冲击力是对流产生的条件，不稳定 能量的存在和释放是对流发展的条件。 1. 对流产生的条件－冲击力 热力对流，动力对流
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三种不同层结大气的稳定度
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三种不同层结大气的稳定度
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二. 干绝热过程的位温判别法 位温方程取对数，再对高度求导，得到
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第一节 大气静力稳定度的概念
大气静力稳定度 气块受扰后偏离平衡位置的程度和趋势 气块判别法 稳定、不稳定、中性气层
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4. 位势不稳定 整层大气被抬升的过程中，由稳定转变为不 稳定。
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第五章 大气静力稳定度
大气中的对流运动能否发展以及其强弱，主要取
决于大气静力稳定度，而大气静力稳定度又由大 气本身的层结状态决定。分析大气静力稳定度对 于天气预报和大气污染预报具有明显的重要性。
Z
NANJING UNIVERSITY OF INFORMATION SICE1. 越大，气层越不稳定；越小越稳定。当 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。 2. 若 d ，气层绝对不稳定；若 m 气层 绝对稳定。 3. 若 d m ，为条件性不稳定。
2. 对流的发展的条件－不稳定能量 不稳定层结的气层中可以转化为气块运动动 能的那部分能量，称为大气的不稳定能量。 其大小与气层的层结状态有关。 二. 不稳定能量的类型 1. 不稳定型 2. 稳定型 3. 潜在不稳定
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大气静力稳定度
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基本判别式 单位体积气块 (Ti , i , Pi ) 在环境大气 中受到的垂直方向上的合力为，
f ( i )g
(T , , P )
加速度为，
a
i
g
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根据状态方程和准静态条件，上式为，
dw dt Ti T T g
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气块在垂直方向上所受的力