② 湿绝热过程：类似有 a =（γ – γm）g ΔZ /T 当：γ＞γm 时 ，不稳定大气；
，
γ＜γm 时， 稳定大气； γ= γm 时，中性大气。
Z
Z
Z
γm
γ
γm γ T γd T 绝对不稳定
γm
γ1 γ2 γd
γd
条件不稳定
绝对稳定
T
1、当： γm＜γ＜γd时， 称为条件不稳定。（干稳定，湿 不稳定） 2、当γ＞γd＞γm ，绝对不稳定大气。（夏季午后多见， 易产生雷雨天气）
2）湿绝热直减率
饱和湿空气绝热上升时，如果只是膨胀 降温，亦应每上升100m 减温1℃。但是，水 汽既已饱和了，就要因冷却而发生凝结，同 时释放凝结潜热，加热气块。 所以饱和湿空气绝热上升时因膨胀而引起的 减温率恒比干绝热减温率小。饱和湿空气绝 热上升的减温率，称为湿绝热直减率，以 γm 表示。

2.稳定型
若状态曲线在层结曲线左边 时，当A 点的空气块受对流 冲击力作用上升后，空气块 的温度Ti 始终低于周围空气 的温度T。 不能造成对流。这种状态曲 线和层结曲线所构成的面积， 叫做负不稳定能量面积（简 称负面积）。这一类型的气 层叫稳定型，对流运动很难 出现在这种大气层中。（气 层等温或逆温）
m
d
L dqs Cp dZ
L dqs 0 Cp dZ

因为
m d
总有 m d

左图为干、湿绝热线的比 较，干绝热线直减率近于 常数，故呈一直线；而湿 绝热线，因γm＜γd，故 在干绝热线的右方，并且 下部因为温度高，γm 小， 上部温度低，γm 大，这 样形成上陡下缓的一条曲 线。到高层水汽凝结愈来 愈多，空气中水汽含量便 愈来愈少，γ m 愈来愈 和γd 值相接近，使干、 湿绝热线近于平行。

气块在循干绝热升降时，其位温是恒定不变 的。这是位温的重要性质。
只有在干绝热过程中才具有保守性。

假相当位温θse


在湿绝热过程中，由于有潜热的释放或消耗，位温 是变化的。 大气中的水汽达到凝结时，假设一种极端的情况， 即水汽一经凝结，其凝结物便脱离原上升的气块而 降落，而把潜热留在气块中来加热气团， 这种过程称假绝热过程。当气块中含有的水汽全部 凝结降落时，所释放的潜热，就使原气块的位温提 高到了极值，这个数值称为假相当位温，
v
可以证明：

dQ C pdT RT（dp ) p
或
上式是热力学第一定律在气象中的常用形式。 该式说明： ①气块的温度变化与外界所施热量有关，得 热增温；失热降温。 ②气块的温度变化与气压变化有关。当所施 热量一定时，体积被压缩，增温剧烈，体积 膨胀消耗热量，升温缓慢，或降温
dQ RT dp dT Cp C p p
R Cp
干绝热过程中， 温度变化完全取决 于气压的变化。
Cp=1.005 J/gK R =0.287J/gK
T P T0 P 0
0.286
2、干绝热直减率和湿绝热直减率
1）、干绝热直减率 干绝热过程中气块温度随高度的变化叫干 绝热减温率。用 d 表示。 按定义 dTi
-㏑P
γd
γ T
γ
γd T
稳定大气
-㏑P
不稳定大气Байду номын сангаас
γd
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）：
第四章 大气的热力学过程
一、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。
气块（团）
垂直运动（绝热变化）
水平运动（非绝热变化）
气块（团）
（一）气温的非绝热变化：
空气与外界有热量交换，热量交换方 式主要有五种： 1. 热传导：依靠分子的微观热运动 来传递热量。空气密度小，导热系数小， 所以分子热传导只能影响到紧贴地面的 一薄层，对较大规模的热量传递来讲可 忽略不计。
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 仅在热交换中起重要作用，蒸发、 扩散等的大小也取决于湍流运动
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。 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。

通常在大气下层，γm 比γd 要小得多，因此气 层的下部降温速度要比上层慢，气层的γ将不断 增大，经过一段时间后，有可能γ＞γm 或γ＞ γd，气层将由稳定骤然变得很不稳定。
在低纬度地区的海面上，这种情况经常出现，

稳定度对垂直运动的影响 层结稳定时，垂直运动受到抑制，水汽尘埃 以及污染物聚集在低层，不易向上扩散，在工 业区易形成污染，易形成雾、霾等天气现象。
绝热过程：
当 dQ=0时（2.29）式将成为：
RT dp dT Cp p
a、干绝热过程 ：干空气和未饱和湿空气 做垂直升降运动时，称为干绝热过程。 干绝热方程 （泊松方程） 对（2-30）式从初态（T0、P0）到终 态（P、T）积分可得干绝热方程：
P T T0 P 0
1、判断原理（阿基米得浮力原理）
Ti T a g T
式中Ti空气块温度比，T周围空气温度，a为加速度 Ti ＞T时，a ＞0 ，不稳定大气； Ti ＜T时，a ＜0， 稳定大气； Ti =T时， a = 0，中性大气； Ti与T相差越大，加速度就越大，因此暖气块 会上升，冷气块会下降。 当：

二、大气静力稳定度
（一）大气稳定度的概念 许多天气现象的发生，都和大气稳定度有密 切关系。大气稳定度是指气块受任意方向扰 动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。 它表示在大气层中的个别空气块是否安于原 在的层次，是否易于发生垂直运动，即是否 易于发生对流。

大气层结——大气中温度、湿度随高度的分布
（四）位势不稳定 在实际大气中，有时整层空气会被同时抬升，在 上升的过程中，气层的稳定情况也会发生变化， 这样造成的气层不稳定，称为位势不稳定。 例如，某一气层的γ在初始时小于γm，因此气 层是绝对稳定的。


如果该气层的下层水汽含量比较大，上层水汽含 量少，在气层的抬升过程中，气层下部的空气很 快达到饱和，并沿γm 继续降低气温，而该气层 的上部仍以γd 的递减率降温，
d
可推导得（过程略）：γd =0.98 ℃/100m
dz
气象工作中常把γd看作常数,近似有 γd =1
℃
/100m
说明在干绝热过程中，气块每上升100米， 气温约下降1 ℃
必须注意：γd
与γ（气温直减率）的 含义是完全不同的。γd 是干空气在绝 热上升过程中气块本身的降温率，它近 似于常数；而γ是表示周围大气的温度 随高度的分布情况。大气中随地-气系 统之间热量交换的变化，γ可有不同数 值，即可以大于、小于或等于γd 如果气块的起始温度为T0，干绝热上升 △Z 高度后，其温度T 为 T=T0-γd△Z



3.潜在不稳定型
某一上升空气块的状态曲线， 不完全在层结曲线的左方或右 方，而是这两条曲线相交于B， 交点B 以下为负面积，交点以 上为正面积。这时，只要P0 高 度上有较强的对流冲击力，足 以迫使这一块空气抬升到B 点 以上，上升空气块的温度就会 高于周围大气的温度，从而获 得向上的加速度，使对流得到 发展，故称这一类型的气层为 潜在不稳定型。
2.用温度直减率判断
① 干绝热过程： 假设：初始气块与周围大气的温度是 T0，气 块的减温率是 γd，周围大气的减温率是γ ， 有： Ti= T0 -γdΔZ T= T0 -γΔZ
可推出： a =(γ–γd）gΔZ/T
γ ＞γd 时，a＞ 0 ， 不稳定大气 γ ＜γd 时，a＜ 0 ， 稳定大气； γ = γd 时，a = 0 ， 中性大气。
3、当：γ＜γm时，必有 γ＜γm＜γd，称为绝对稳定大气。 （等温和逆温时属此类情况） 。 γ越大，气层越不稳定；γ越小，气层越稳定。
（三）不稳定能量的概念

不稳定能量就是气层中可使单位质量空气块离开初 始位置后作加速运动的能量。 我们常把某一时刻气层实际的气温随高度分布曲线 绘在T-E（高度）坐标系中，并称之为气层的层结 曲线， 根据压高公式，气压是高度的单位函数， 因此常把E 坐标变换为P 坐标，例如T-lnP 坐标 （图2· 27）。


TlogP图
蓝线：表示层结曲线 红线：状态曲线

气层能提供给气块的不稳定能可 分为下述三种情况：
1.不稳定型 气块受到某种冲击向上运 动时，气块的温度始终高于 周围大气的温度，气块将不 断加速向上运动，温差愈大， 气层能提供气块加速的不稳 定能愈多，这种作用愈明显， 这时，状态曲线位于层结曲 线右边，这种情况在实际大 气中很难持久地维持，因此 也很少出现。
1.大气层结稳定度的概念：表示大气层对扰动气 块产生作用的趋势和程度。
在静止大气中，某一气块儿受到扰动在垂直 方向产生一定位移后，将有三种情况可能发生：
① 有返回原来位置的趋势——稳定大气
② 更加远离平衡位置—— 不稳定大气。 ③ 静止在新的位置达到平衡—— 中性大气。
（二）判断大气稳定度的基本方法
层结不稳定时，对流、湍流强，水汽尘埃等 易向上扩散，污染轻，
对天气的影响：层结不稳定时常出现积状云， 阵性降水，如雷暴、冰雹等天气现象。