第五章 大气静力稳定度.ppt

,单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,第五章 大气静力稳定度,（大气层结稳定度）,大气中的对流，时强时弱，持续时间长短不一，这是什么原因呢？,据研究，这和大气层结稳定度有密切的关系。,5.1,大气静力稳定度的判定法（气块法）,5.2,条件性不稳定,5.3,地整层气层升降时稳定度的变化,5.4,逆温层,第五章 大气静力稳定度,大气层结：大气温度和湿度的垂直分布。,处于静力平衡状态的大气中，一些空气团块受到动力因子或热力因子的扰动，就会产生向上或向下的垂直运动。,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温度和湿度的垂直分布所决定的。,层结大气所具有的这种影响垂直运动的特性称为,大气的静力稳定度,，也称,层结稳定度,。,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。,稳定气层：,气块在受扰后，有一铅直虚位移，若气块到达新位置后有返回原来位置的趋势，则为稳定气层；,中性气层：,气块在受扰后，有一铅直位移，若气块到达新位置后既无离开又无返回原来位置的趋势，则为中性气层；（随遇平衡）,不稳定气层：,气块在受扰后，有一铅直虚位移，若气块到达新位置后有离开原来位置的趋势，则为不稳定气层；,大气稳定度是表示大气层结对气块能否产生对流的一种潜在能力的量度。必须注意，它并不是表示气层中已经存在的铅直运动，而是用来描述大气层结对于气块在受外力扰动而产生垂直运动时，会起什么影响,(,加速、减速或等速,),。这种影响只有当气块受到外界扰动后，才能表现出来。,1,、静力稳定度是气块与气层互为作用的综合结论；,2,、静力稳定度仅指气块处在该气层中，铅直运动发展的趋势与可能；,3,、稳定气层中可以有对流运动，但不利于对流发展；不稳定气层中若无扰动，亦不可能发展对流，但利于对流发展。,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。,5.1.1,基本判别式,(1),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,单位体积气块垂直运动方程：,5.1.1,基本判别式,(2),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,1,、当 时，则 。说明若气块比周围空气暖时，可获得向上的加速度。,2,、当 时，则 。说明若气块比周围空气冷时，将获得向下的加速度。,3,、若 时，。说明气块与周围空气无温差时，气块的垂直加速度为零。,5.1.2,静力稳定度判据（,1,）,令,和,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,d,z,后，其温度,T,就变成,则气块加速度：,5.1.2,静力稳定度判据（,2,）,讨论,1,、若 ，气块的加速度总是和,d,z,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。,5.1.2,静力稳定度判据（,3,）,讨论,若 ，加速度与,d,z,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,5.1.2,静力稳定度判据（,4,）,归纳如下,:,这只是一般结论，大气分为未饱和饱和两种情况，因此，应该进一步讨论,5.1.2,静力稳定度判据（,4,）,未饱和气块，垂直位移时按干绝热变化，垂直减温率,=,d,。,1,、,d,不稳定,2,、,d,=,中性,3,、,s,不稳定,2,、,s,=,中性,3,、,s,稳定,并且有,s,d,绝对不稳定,2,、,d,s,条件性不稳定,3,、,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,E,k,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,E,k,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,E,k,=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。,不稳定能量分型,绝对稳定型（）：,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）；,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；,绝对稳定型,T,ln(P,00,/p),p,0,T,0,p,1,T,1,p,2,T,2,p,3,T,3,p,4,T,4,可能的绝对稳定型,T,ln(p,00,/p),p,0,T,0,p,1,T,1,p,2,T,2,p,3,T,3,p,4,T,4,绝对不稳定型（）,:,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；,绝对不稳定型,T,ln(p,00,/p),p,0,T,0,p,1,T,1,p,2,T,2,p,3,T,3,p,4,T,4,绝对不稳定型,T,ln(p,00,/p),p,0,T,0,p,1,T,1,p,2,T,2,p,3,T,3,p,4,T,4,越大，气层越不稳定，越小越稳定；当,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,T,P1,P2,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。,自由对流高度,平衡高度,B,潜在不稳定型（不同高度 与,T,ve,关系不同），分为：,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；,真潜不稳定型,T,ln(p,00,/p),p,0,T,0,p,1,T,1,p,2,T,2,p,3,T,3,p,4,T,4,H,c,B,E,自由对流高度,平衡高度,对流抑制能量,CIN,对流有效位能,CAPE,假潜不稳定型（,“,+,”,“”,）,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,假潜不稳定型,T,ln(p,00,/p),p,0,T,0,p,1,T,1,p,2,T,2,p,3,T,3,p,4,T,4,H,c,B,E,自由对流高度,平衡高度,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。,湿度对不稳定能量的影响,T,ln(p,00,/p),p,0,T,0,p,1,T,1,p,2,T,2,p,3,T,3,p,4,T,4,H,c,B,E,自由对流高度,平衡高度,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。,动力对流与热力对流,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：,H,C,；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,图,8,动力对流,T,ln(P,00,/p),p,0,T,0,p,1,p,2,p,3,p,4,H,c,B,E,自由对流高度,平衡高度,q,0,T,d0,热力对流,由热力原因（地表局部升温）造成的对流。,热力对流分析：,假定：,08,：,00,的温度层结与地面气块上升的状态曲线,如图,9,。,假定从,08,：,00,到午后，地面,q,不变。,当地面增温，由,T,Tg,Tmax,，当温度升高到,Tg,时，图中下部负不稳定能量全部消失，稍有扰动，即可形成对流。,T,ln(p,00,/p),p,0,T,0,T,1,P(H),P,（,E,）,H,c,B,E,自由对流高度,平衡高度,T,d0,q,0,seH,0,1,H,P(H,c,),T,g,E,P,（,E,）,se0,图,9,热力对流的预报分析,5.2.3,热雷雨的预报（,1,）,热雷雨是指气团内因下垫面（森林、沙地、湖泊等）受热不均匀，由热力抬升作用形成的雷雨。,多发生在夏季午后，一般时间较短，强度不大，但有时也能产生大风、雷暴等激烈的天气现象,5.2.3,热雷雨的预报（,2,）,5.2.3,热雷雨的预报（,3,）,自由对流高度,5.2.3,热雷雨的预报（,4,）,曲线,T,0,EFGH,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,T,r,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,。,5.2.3,热雷雨的预报（,5,）,CCL,被看成是热力对流产生的积云（对流云）的云底高度，积云在,CCL,以上的正面积区得到发展，正面积,A,+,越大，发展越旺盛。,过,D,点以后垂直气流减速，至正负面积相等的高度（,N,点）垂直气流速度降为零，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。,5.2.3,热雷雨的预报（,6,）,用 图做局地热雷雨预报,1),根据当日清晨的大气层结曲线确定对流凝结高度,CCL,。,2),从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,r,。,3),预测当天温度是否能达到,T,r,。,（,一般认为，如果几天来天气条件没有太大变化，且前几天地面最高气温接近或超过,T,r,，那么当天气温就可能达到或超过,T,r,，产生热雷雨的可能性就比较大。,）,5.2.4,挟卷过程对稳定度的影响（,1,）,观测表明，对流云内的温度递减率一般都大于湿绝热减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,1/21/3,；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。,5.2.4,挟卷过程对稳定度的影响（,2,）,夹卷过程包括：,湍流挟卷 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。动力挟卷 由于云内气流的加速上升，根据质量连续性的要求，四周空气必然会流入云中进行补偿。,在淡积云和中积云的下部，动力挟卷和湍流挟卷强度相当，云的中上部以湍流挟卷为主。,挟卷过程的严谨的讨论已有了多种云雾数值模式，它们是根据热力学和流体力学理论建立的数学物理模型。,5.3,整层气层升降时稳定度的变化,大气中常出现大范围的空气层上升或下沉运动，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直减率和湿度垂直分布的变化，从而使气层的稳定度发生变化，导致强烈对流或者相反使气层更稳定,下面就未饱和气层升降时的两种情况分别进行讨论,5.3.1,未饱和情况及下沉逆温,(1),假设气层在升降过程中是绝热的，总质量保持不变，并且气层内部没有湍流混合作用，气层内各部分的相对位置不变。,此处讨论未饱和气层在绝热升降过程中始终处于未饱和状态时稳定度的变化。,5.3.1,未饱和情况及下沉逆温,(2),当整层气层下沉且伴随有横向扩散（水平辐散）时，将有,v2,v1,，趋向于稳定，甚至可能使,v2,p1A1,，则,v2,v1,，,整层气层趋向于稳定，甚至可能形成逆温层,当整层气层被抬升且伴随有水平辐合时，则有相反的情况，,p2A,p1A1,，则导致气层稳定性减小,如果气压和辐散辐合的变化趋势相反，如上升时有水平辐散，那么最终气层的稳定度将具体分析,.,v1,d,原气层是干绝热减温率，在升降过程中保持干绝热减温率不变。,.,v1,d,结论与相反，但是这种处于绝对不稳定的气层在实际大气中非常少见。,温度的垂直分布,.,逆温层,1,、辐射逆温,气象条件,:,晴朗微风的夜间,秋冬季为多,.,2,、下沉逆温,由于空气下沉受到压缩而增温,所形成的逆温。,出现在高压控制区,极不利于污染的扩散,T,-,lnp,很厚的气层下沉,压缩变扁,顶部增温比底部多,3,、地形逆温,4,、平流逆温,4.,平流逆温,暖空气平流到冷地面上而下部降温而,形成（温差越大，逆温越强）,5,、锋面逆温,6.,湍流逆温,由低层空气的湍流混合所形成的逆温。,下层湍流混合达 上层出现过渡层 逆温,5.3.2,对流性不稳定（位势不稳定）,(1),原来稳定的未饱和气层，由于整层被抬升到一定高度以上而变成为不稳定的气层，称为,对流性不稳定或位势不稳定。,（,a,）对流性不稳定,位势不稳定）,(2)-,上干下湿气层,假设气层上下界气压差,p,在抬升过程中不变，下面将定性讨论两种不同的情况：,在右图中，最初整层气层沿干绝热线上升，因下湿上干，下部比上部先达到饱和，饱和后沿假绝热线继续上升，于是温度层结曲线由原来的,A,1,B,1,变成,A,2,B,2,。显然，整层气层上升并先后凝结后，饱和气层的垂直减温率将变得大于,s,，成了不稳定层结,位势不稳定）,(3)-,上湿下干气层,(b),对流性稳定,假设气层上下界气压差,p,在抬升过程中不变：,在右图中，气层是上湿下干，上部先达到饱和，气层的垂直减温率将变小甚至小于零（逆温），将变得更加稳定。,5.3.2,对流性不稳定（位势不稳定）,(2),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，符合第一种情况。,可见气层是否对流性不稳定，不但和温度层结有关，显然还取决于湿度条件，特别是低层的水汽状况。,5.3.2,对流性不稳定（位势不稳定）,(3),未饱和气层内假相当位温随高度的变化是对流性不稳定的很好判据：,对流性不稳定是一种潜在的不稳定,，所谓“潜在不稳定”是指，当时的气层是稳定的，需要有一定的外加抬升力作为“触发机制”，潜在的不稳定性才能转化成真实的不稳定。对流性不稳定的实现要求有大范围的抬升运动，因此要有天气系统（如锋面）的配合或大地形的作用，造成的对流性天气往往比较强烈，范围也大。,条件性不稳定也是一种潜在的不稳定，,它只要有局地的热对流或动力因子对空气进行抬升即可，因而往往造成局地性的雷雨天气。,1,、对流层内全球平均位温随高度增加，所以对于干空气或者未饱和湿空气而言，大气层结的平均状态是稳定的。,2,、在热带地区上空，对流层的中、低层存在相当位温梯度的负值区，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。,概念小结（,1,）,温度层结曲线,：根据探空记录，将各高度上的气压和温度值点在 图中相应的位置上，然后将各点连成折线，就得到温度层结曲线，也叫温度气压曲线,(,简称温压曲线,),。,露点层结曲线,：将各高度上探测到的气压和露点值点在 图中相应的位置上，然后将各点连成折线，即得露点层结曲线，也叫露点,-,气压曲线，它反映测站上空湿度的垂直分布情况。,状态曲线,：将沿不同的绝热过程上升的空气块在各不同气压时的温度值点在 图上，连接各点所得的曲线称为状态曲线。它表示气块在绝热上升过程中温度随高度的变化情况。,概念小结（,2,）,抬升凝结高度,(,Lfting,Condensation Level,，,LCL),：湿空气块因绝热抬升而达到饱和的高度称为抬升凝结高度,自由对流高度（,Level of Free Convection,，,LFC,）：上升气块的路径曲线与层结曲线有几个交点，既有正面积，又有负面积。从负面积转为正面积的交点称为自由对流高度,对流凝结高度（,Convective Condensation Level,，,CCL,）：低层大气是一个干绝热气层，此时只要低层有一点扰动，空气就能上升，若水汽含量较大，上升到某一高度就会发生凝结。这个凝结高度称为对流凝结高度。,概念小结（,3,）,气块起始高度,气块过程曲线,等比湿线,对流温度,干绝热线,抬升凝结高度,自由对流高度,湿绝热线,气块过程曲线,大气环境曲线,温度廓线,对流凝结高度,负,正,平衡高度,负,对流上限,