第五章 大气静力稳定度.ppt

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。 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。 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。 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Tr 。 3)预测当天温度是否能达到Tr。 （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Tr ，那么当天气温就可能达到或超过Tr ，产生热雷雨的可能性就比较大。） 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1/2~1/3；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。 夹卷过程包括 ： ① 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。 ② 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。 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 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。 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 0而形成逆温层 １.　 ?v1＜?d　　大气中通常是这种层结，决定气层升降过程中减温率变化从而决定稳定度变化的是（1－p2A２/p1A1）项,即p2/p1和A2/A1的变化。 当整层气层下沉且伴随有横向扩散（水平辐散）时， p2A２p1A1，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， p2A２＜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 ２.　 ?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。 ３.　 ?v1＞?d　　结论与１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 ５.４　　　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 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