航海气象之 空气的垂直运动和大气稳定度

 

航海气象之 空气的垂直运动和大气稳定度

大气除有水平方向的流动之外,还有垂直方向上的上升与下沉运动,又称为对流运动。与

空气大规模的水平运动相比,大范围垂直运动的平均速率是比较弱的。但是,正因为垂直上升

运动中气温绝热冷却、水汽凝结,才会有云雨等现象发生,特别是雷雨、大风、冰雹、龙卷等对人

类影响很大的剧烈天气现象,都是空气垂直对流强烈发展的产物。

第一节 垂直运动的类型

由大气静力平衡方程可知,在垂直方向上,空气受到垂直向下指向地心的重力和垂直气压

梯度力,当彼此平衡时,空气处于静力平衡状态,即没有垂直运动发生;当两者的平衡遭到破坏

时,就会产生空气的垂直运动。由于形成垂直运动的原因不同,垂直运动的速度、范围及伴随天

气有很大差异。发生在大气中的垂直运动(V ertical M otion)主要有以下四种类型。

一、热力对流

在热力作用下引起的垂直运动,称热力对流。这种对流多是由于下垫面受热不均匀而产生

的。当某气块的温度高于周围空气温度时,其密度变小、浮力作用便使它具有向上的加速度而

产生了上升运动;反之,气块变冷,低于周围温度时,其密度变大,则产生下降运动。这类热力对

流多为局地性对流,水平范围较小,只有几千米到几十千米;持续时间短,只有几十分钟到几小

时。但是,其垂直上升速度很大,可达1～30m / s。象雷暴云、阵性降水、雷雨大风、冰雹等不稳定

性天气都是由于热力对流的强烈发展而造成的。

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二、水平辐散、辐合引起的垂直运动

如图5-1a)中,近地面A 点附近,由于水平方向上空气从四周流入,A 点附近空气质量堆

积,根据大气连续运动的原理,必然导致垂直方向的上升运动;同理,图5-1b)中B 点附近水平

方向上空气向外辐散,必有垂直下沉运动产生。在地面低气压及低压槽区,由于地面的摩擦作

用,出现了水平气流向低压中心及槽线附近的辐合,所以上升运动多出现在低压中心及槽线附

近。在地面高压及高压脊线附近有气流的向外辐散,因而垂直方向上盛行下沉气流。

上层空气中,同样也存在着水平气流的辐散、辐合。如图5-2 所示,如果上层有水平气流辐

合、下层有水平气流辐散的区域,必然会有空气从上层向下层补偿,从而出现空气的下沉运动;

反之,如果上层有水平气流辐散,下层有水平气流辐合的区域,则会出现空气的上升运动。若某

地上空垂直方向上,空气辐散总量大于辐合总量时,则空气柱总质量减少,造成该地气压降低,

有利于气旋的形成或者发展加深;反之,若空气辐合总量大于辐散总量时,则使地面气压升高,

有利于反气旋的加强。由此可见,大气的垂直运动与水平运动是相互联系、互相制约的,而它们

又与高、低气压天气系统的发生、发展之间存在着内在联系。

图5-1 辐散、辐合引起的垂直运动图5-2 水平气流的辐散、辐合和垂直运动的相互关系三、锋面上的垂直运动

所谓锋面是冷、暖性质不同的气团相遇时,它们之间的交界面(详见第十四章气团和锋)。

锋面是在空间向冷气团一侧倾斜的物质面,冷、暖气团各居一侧。在冷、暖气团的移行过程中,

由于暖空气密度小,受锋面抬升作用,沿锋面向上爬行。这种系统性的上升运动,通常水平范围

可达几百千米以上,其上升速度虽然缓慢(大约为1～ 10cm / s),但因持续时间长,可使整层空

气的抬升高度达好几千米。暖空气抬升过程中绝热冷却,如水汽充足,会形成大范围的层状云

图5-3 气流绕过山脉的情形

和连续性降水。

四、地形抬升引起的垂直运动

气流在运行过程中,经过山地时,受山地阻挡作用,

会引起气流的抬升运动,类似于暖空气沿锋面的滑升。

如果空气潮湿、条件适当时,在山的迎风坡上升气流中

常形成地形云和降水。

若宽广深厚的气流绕山而行,则在迎风坡山的两侧

气流辐合,产生上升运动;在背风坡山的两侧气流辐散,

产生下沉运动,如图5-3 所示,并且绕过山脉,在背风坡

常会形成一低压。

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以上由气流辐散、辐合引起的垂直运动及由锋面、地形抬升引起的垂直运动,称为动力性

或系统性垂直运动。

另外,大气低层有乱流发生时,也伴有垂直运动,因其所达垂直高度不大,一般仅形成层

云、雾和毛毛雨。

第二节 大气稳定度

一、大气稳定度的概念

1.大气层结和大气层结曲线

大气层结是指大气中温度和湿度随高度的分布,大气层结状况直接影响天气的变化。通

常,气象台根据每天探空气球的定时探测资料,绘制某地温度随高度的变化曲线,称为大气层

结曲线(Stratification C urve)(如图1-2 所示),它是随时间、地点和高度的不同而变化的,层结

曲线表示环境温度随高度的变化率,故又称环境曲线。

2.大气稳定度的概念

假如大气中某一高度上有一空气块,它受到对流冲击力的作用,产生了向上或向下的扰

动,那么它以后的运动趋势如何? 这主要是取决于气块周围环境空气的层结状况。通常可能会

出现三种情况:如果气块受力扰动后,周围空气有使它减速并返回起始位置的趋势时,则大气

层结是稳定的;如果气块受力扰动后,周围空气有使它加速远离起始位置的趋势时,则大气层

结是不稳定的;如果气块被推到任一位置后,气块随时都与周围空气取得平衡时,则大气层结

是中性稳定的。可见,大气稳定度是周围大气使垂直方向上受扰动的气块返回或远离起始位置

的趋势和程度,又称大气层结稳定度(A tm ospheric S tability)或大气静力稳定度。它表示大气

层结状况是否有利于垂直对流运动的发展。

二、大气稳定度的判据

大气层结是否稳定,通常用环境空气的气温直减率γ与干绝热直减率γd 或者是湿绝热直

减率γm 的对比来判断。

图5-4 气块未饱和时的大气稳定度示例

如图5-4 中,有A、B、C 三空气块,它们在初

始时刻均静止于高度为200m 的平衡位置上,气

温都为12℃,即在200m 高度上,空气块具有与

周围空气相同的气压、温度和密度。以下分两种

情况进行讨论:

1.假设A、B、C 气块是干空气或未饱和湿空

气,那么在升降过程中,其温度按γd= 1℃/ 100m

变化;A、B、C 周围空气的气温直减率γ分别为

0.8℃/ 100m、1.0℃/ 100m和1.2℃/ 100m。

A 气块受外力扰动, 绝热上升100m 达

300m高度时,气温降低1℃,变为11℃,低于周

围环境温度11.2℃,气块密度大于周围空气,重力使它下降;如果A 气块受外力扰动,绝热下

降100m 达100m 高度时,气温升高1℃,变为13℃,高于环境空气温度12.8℃,气块密度小于

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周围空气,浮力使它上升。由此可见,在γ< γd 时,气块受外力扰动后,不论上升或是下降均有

返回起始位置的趋势,说明大气层结是稳定的。

同理可知,对于B 气块而言,不论外力扰动使它上升或下降到任何高度,它都与周围环境

空气具有相同的温度,如外力中止,它也就停止。故,当γ= γd 时,大气层结是中性稳定的。C 气

块受到外力扰动后,绝热上升达300m 高度时, 其本身温度变为11℃, 高于周围空气温度

10.8℃,密度比周围空气小,浮力使它继续上升;如果外力使它下降离开原来位置后,它会越来

越比周围空气温度低,即越来越加速下降。所以,当γ> γd 时,大气层结是不稳定的。

2.假设A、B、C 气块是饱和湿空气,则当它们受外力扰动后,在垂直升降中气块温度按γm

变化。同理可知,对于饱和湿空气而言,当γ< γm 时,大气层结稳定,当γ= γm 时,大气层结中性

稳定,当γ> γm 时,大气层结不稳定。

综上所述,当γ< γm 时,必有γ< γd,大气层结无论对于干绝热过程还是湿绝热过程都是稳

定的,称为绝对稳定(A bsolute S tability) ;当γ> γd 时,必有γ> γm ,大气层结无论对干绝热过

程还是湿绝热过程都是不稳定的,称为绝对不稳定(A bsolute Instability);当γm < γ< γd 时,大

气层结对于干绝热过程是稳定的, 但对湿绝热过程却是不稳定的, 称为条件性不稳定

(C onditional Instability)。可得出大气层结稳定度的判据如下:

1)γ< γm 绝对稳定

γ越小,大气层结越稳定。γ= 0(等温层)或γ< 0(逆温层)的气层,有阻挡对流运动发展的

作用,所以习惯上将逆温层、等温层及γ很小的气层称为阻挡层。

2)γ> γd 绝对不稳定

3)γm < γ< γd 条件性不稳定

绝对不稳定的情形,多发生在夏季局部地区。午后,太阳辐射强烈,陆面上近地面层空气急

剧增温而与上层空气之间的温差加大,常可达γ> γd 的程度,形成绝对不稳定的大气层结,它

非常有利于垂直对流运动的发展,所以夏季大陆上午后至傍晚多积雨云及热雷雨发生。而在海

上,热雷雨多发生在后半夜至凌晨。这是由于海水夜间降温很小,贴近海面的下层空气从海面

获得热量,上层大气夜间发出长波辐射而失去较多的热量,气温降低多,上下层空气温差大,也

能形成γ> γd 的绝对不稳定层结,有利于热力对流的发展而形成热雷雨。

三、条件性不稳定

实际大气中,条件性不稳定(γm < γ< γd)的大气层结是常见的。在这种情况下,局部空气一

旦受到垂直方向上的冲击力,对流运动能否发展和形成对流性天气,主要是取决于空气中水汽

含量的多少。图5-5 中实线代表层结曲线γ,满足条件性不稳定,即γm < γ< γd;虚线代表干绝

热线γd,点划线代表湿绝热线γm 。

气块A 未饱和,开始受到外力扰动而上升,首先沿γd 线被迫抬升至B 点时,因气温下降

而达到饱和,称B 点所在高度为抬升凝结高度,这里也是云底高度。另外,以T ′代表气块沿途

的温度,以T 代表气块周围环境空气的温度。自B 点向上,气块饱和,因而沿γm 上升,由图可

以看出,这时虽然有γ> γm ,但因气块的温度T ′低于周围气温T ,所以仍需有外力抬升,气块才

能继续上升。这种状态一直要持续到C 点,即γm 线与γ线相交时为止。在C 点以上,γ> γm ,且

T ′> T ,因此不再需要外力抬升,气块就可以获得向上的垂直加速度而自由上升了,故C 点所

在的高度称为自由对流高度。可见,自由对流高度是指层结曲线与状态曲线初始相交的高度。

显然,气块中水汽含量越多,自由对流高度就越低,表示对流越容易发展起来,反之,若气块中

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图5-5 条件性不稳定大气中的对流发展

水汽含量少,就不容易达到自由对流高度,对流就不容易

发展。再往上两线再次交于E 点,当气块A 到达E 点之

后,总有T ′< T ,即气块获得的加速度总是向下的,使对

流运动不能再继续向上发展,故称E 点所在的高度为对

流上限,它大致相当于对流云云顶的高度。

由以上讨论可知,在C 点以下,气块必须靠外力作用

才能上升,因此三角形ABC 的面积代表气块自A 上升到

C 点所需要的外部能量,故称为负面积区。三角形CDE

面积称为正面积区,因为气块通过C 点后,气块上升的能

量来自于凝结潜热不断加热气块,这种能量是储藏在大

气中的潜在不稳定能量。当空气块湿度足够大时,则有正面积大于负面积,称为真潜不稳定;如

果气块湿度小,则有负面积大于正面积,称为假潜不稳定。显然,只有在真潜不稳定的情况下,

低层空气受到垂直方向的扰动后,对流才能得以维持和发展。由此可见,条件性不稳定的大气

层结状况下,对流发展的重要条件之一就是要空气湿度足够大。

夏季,低层大气气温高、湿度大,容易形成真潜不稳定的大气层结,加之中午前后太阳辐射

强烈,地面增温迅速,经常具备局地增热不均匀的热力抬升条件,因此,大陆上午后至傍晚多出

现局部雷雨大风天气。

第三节 大气中的逆温

大气层结稳定度要受到许多物理过程的影响。例如,在一定条件下,对流层中会出现气温

随高度的升高而升高的逆温现象,无论是哪种条件造成的逆温,都对天气变化有重要作用。当

逆温层出现在空中时,一般逆温层下的上升运动很难突破它,而在逆温层下形成层状云;只有

在低层大气极不稳定的情况下,上升运动才有可能突破逆温层而向上发展。空中逆温层下如有

对流云向上发展时,一般也在逆温层处被阻挡而平衍,例如发展旺盛的积雨云顶部被阻而平衍

成砧状的现象。当贴近地面出现逆温层时,易产生雾或低云等天气。根据逆温形成过程的不同,

分为以下几种类型。

一、辐射逆温

晴朗无风或少云的夜间,地面很快辐射冷却,贴近地面的气层也随之降温,离地面越远,降

温越少,因而形成了自地面开始逐渐向上的逆温,称为辐射逆温。一般而言,辐射逆温半夜后形

成,黎明前最强,日出后随着地增温,贴近地面的气层首先升温,逆温层便自下而上地消失,见

图5-6。逆温层消失时间多在9～10 时。辐射逆温现象以秋、冬季中、高纬陆地上出现最多,冬

季最强,消失得也较慢。在逆温层下部,当气温降至露点温度时,常有露、霜或辐射雾等出现。

二、平流逆温

暖空气流到冷的陆面或海面上,在近地面层内产生的逆温称为平流逆温。如图5-7 所示,

a bc 实线表示原暖空气中温度随高的变化曲线,暖空气流到冷陆面或冷海面后,受冷下垫面影

响,低层空气迅速降温,随着高度升高降温减少,于是形成如虚线ab 所示的平流逆温层。暖平

流与冷下垫面之间的温差越大,平流逆温越强。

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图5-6 辐射逆温

平流逆温是伴随着暖空气的活动而出现的,因此它可以出现在一天中的任何时间,而且一

般范围比较广,持续时间比较长,有时可达几天。海上常见的平流雾就是在这种平流逆温层结

下形成的。

由上述可见,暖平流使低层大气形成下冷上暖的稳定层结,是“稳定作用”;反之,若冷空气

流到暖的下垫面上,则形成下暖上冷的不稳定层结,使低层空气变得容易发生对流,起到“不稳

定作用”。说明冷、暖空气的平流作用均能影响大气层结稳定度。

三、下沉逆温

如图5-8 所示,当某一气层发生下沉运动时,因气压逐渐增大以及空气向水平方向的辐

散,使其层厚减小(h ′< h)。如果下沉过程是绝热的,当下沉到某一高度上时,有可能出现气层

顶部温度高于底部温度,从而形成逆温层。这种因整层空气下沉而造成的逆温,称为下沉逆温。

下沉逆温多出现在高气压区内,范围很广,厚度也较大,在离地面数百米到数千米的高空都可

能出现。例如:副热带高压的上空由于盛行下沉气流,中层常有逆温层存在,使高压区内维持晴

朗少云的天气。

图5-7 平流逆温图5-8 下沉逆温的形成

四、锋面逆温

由于锋面是冷、暖空气的过渡层,冷、暖空气的温差显著,过渡层内会出现逆温现象。如图

5-9 所示,右图是空间锋面的垂直剖面图,上面绘有等温线;左图是A 点上空气温的垂直分布

情况,锋面逆温层ab 清楚可见。

五、乱流逆温

由低层空气的乱流混合而形成的逆温,称为乱流逆温。其形成过程可用图5-10 说明。图中

ABC 代表未发生乱流之前近地面气层内气温的垂直分布,气温直减率γ< γd。当有较强的乱流

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发生后,乱流层内空气发生上下垂直混合,自底层上升的空气按γd 降温,到达乱流层上部时,

其温度低于周围,与周围空气混合的结果,使乱流层上部降温,即上部气温由B 降至B′;与此

同时,自上层向下运动的空气,亦按γd 增温,与周围空气混合后,使乱流层下部增温,即下部气

温由A 增至A′。图中A′B′线则代表乱流混合后的气温垂直分布,说明乱流的结果,使乱流层

内的γ逐渐增大,并趋近于干绝热直减率γd(对于饱和空气,则A′B′逐渐趋近于湿绝热线γm )。

于是,在乱流层顶部就形成了逆温层B′D。通常,乱流逆温层多在过渡层(指乱流混合层与未发

生乱流的上层空气之间的层次)很薄、乱流又很急剧的情况下形成。乱流逆温层下,通常会形成

较低的层云。

图5-9 锋面逆温图5-10 乱流逆温的形成

 

航海气象之 空气的垂直运动和大气稳定度

大气除有水平方向的流动之外,还有垂直方向上的上升与下沉运动,又称为对流运动。与

空气大规模的水平运动相比,大范围垂直运动的平均速率是比较弱的。但是,正因为垂直上升

运动中气温绝热冷却、水汽凝结,才会有云雨等现象发生,特别是雷雨、大风、冰雹、龙卷等对人

类影响很大的剧烈天气现象,都是空气垂直对流强烈发展的产物。

第一节 垂直运动的类型

由大气静力平衡方程可知,在垂直方向上,空气受到垂直向下指向地心的重力和垂直气压

梯度力,当彼此平衡时,空气处于静力平衡状态,即没有垂直运动发生;当两者的平衡遭到破坏

时,就会产生空气的垂直运动。由于形成垂直运动的原因不同,垂直运动的速度、范围及伴随天

气有很大差异。发生在大气中的垂直运动(V ertical M otion)主要有以下四种类型。

一、热力对流

在热力作用下引起的垂直运动,称热力对流。这种对流多是由于下垫面受热不均匀而产生

的。当某气块的温度高于周围空气温度时,其密度变小、浮力作用便使它具有向上的加速度而

产生了上升运动;反之,气块变冷,低于周围温度时,其密度变大,则产生下降运动。这类热力对

流多为局地性对流,水平范围较小,只有几千米到几十千米;持续时间短,只有几十分钟到几小

时。但是,其垂直上升速度很大,可达1～30m / s。象雷暴云、阵性降水、雷雨大风、冰雹等不稳定

性天气都是由于热力对流的强烈发展而造成的。

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二、水平辐散、辐合引起的垂直运动

如图5-1a)中,近地面A 点附近,由于水平方向上空气从四周流入,A 点附近空气质量堆

积,根据大气连续运动的原理,必然导致垂直方向的上升运动;同理,图5-1b)中B 点附近水平

方向上空气向外辐散,必有垂直下沉运动产生。在地面低气压及低压槽区,由于地面的摩擦作

用,出现了水平气流向低压中心及槽线附近的辐合,所以上升运动多出现在低压中心及槽线附

近。在地面高压及高压脊线附近有气流的向外辐散,因而垂直方向上盛行下沉气流。

上层空气中,同样也存在着水平气流的辐散、辐合。如图5-2 所示,如果上层有水平气流辐

合、下层有水平气流辐散的区域,必然会有空气从上层向下层补偿,从而出现空气的下沉运动;

反之,如果上层有水平气流辐散,下层有水平气流辐合的区域,则会出现空气的上升运动。若某

地上空垂直方向上,空气辐散总量大于辐合总量时,则空气柱总质量减少,造成该地气压降低,

有利于气旋的形成或者发展加深;反之,若空气辐合总量大于辐散总量时,则使地面气压升高,

有利于反气旋的加强。由此可见,大气的垂直运动与水平运动是相互联系、互相制约的,而它们

又与高、低气压天气系统的发生、发展之间存在着内在联系。

图5-1 辐散、辐合引起的垂直运动图5-2 水平气流的辐散、辐合和垂直运动的相互关系三、锋面上的垂直运动

所谓锋面是冷、暖性质不同的气团相遇时,它们之间的交界面(详见第十四章气团和锋)。

锋面是在空间向冷气团一侧倾斜的物质面,冷、暖气团各居一侧。在冷、暖气团的移行过程中,

由于暖空气密度小,受锋面抬升作用,沿锋面向上爬行。这种系统性的上升运动,通常水平范围

可达几百千米以上,其上升速度虽然缓慢(大约为1～ 10cm / s),但因持续时间长,可使整层空

气的抬升高度达好几千米。暖空气抬升过程中绝热冷却,如水汽充足,会形成大范围的层状云

图5-3 气流绕过山脉的情形

和连续性降水。

四、地形抬升引起的垂直运动

气流在运行过程中,经过山地时,受山地阻挡作用,

会引起气流的抬升运动,类似于暖空气沿锋面的滑升。

如果空气潮湿、条件适当时,在山的迎风坡上升气流中

常形成地形云和降水。

若宽广深厚的气流绕山而行,则在迎风坡山的两侧

气流辐合,产生上升运动;在背风坡山的两侧气流辐散,

产生下沉运动,如图5-3 所示,并且绕过山脉,在背风坡

常会形成一低压。

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以上由气流辐散、辐合引起的垂直运动及由锋面、地形抬升引起的垂直运动,称为动力性

或系统性垂直运动。

另外,大气低层有乱流发生时,也伴有垂直运动,因其所达垂直高度不大,一般仅形成层

云、雾和毛毛雨。

第二节 大气稳定度

一、大气稳定度的概念

1.大气层结和大气层结曲线

大气层结是指大气中温度和湿度随高度的分布,大气层结状况直接影响天气的变化。通

常,气象台根据每天探空气球的定时探测资料,绘制某地温度随高度的变化曲线,称为大气层

结曲线(Stratification C urve)(如图1-2 所示),它是随时间、地点和高度的不同而变化的,层结

曲线表示环境温度随高度的变化率,故又称环境曲线。

2.大气稳定度的概念

假如大气中某一高度上有一空气块,它受到对流冲击力的作用,产生了向上或向下的扰

动,那么它以后的运动趋势如何? 这主要是取决于气块周围环境空气的层结状况。通常可能会

出现三种情况:如果气块受力扰动后,周围空气有使它减速并返回起始位置的趋势时,则大气

层结是稳定的;如果气块受力扰动后,周围空气有使它加速远离起始位置的趋势时,则大气层

结是不稳定的;如果气块被推到任一位置后,气块随时都与周围空气取得平衡时,则大气层结

是中性稳定的。可见,大气稳定度是周围大气使垂直方向上受扰动的气块返回或远离起始位置

的趋势和程度,又称大气层结稳定度(A tm ospheric S tability)或大气静力稳定度。它表示大气

层结状况是否有利于垂直对流运动的发展。

二、大气稳定度的判据

大气层结是否稳定,通常用环境空气的气温直减率γ与干绝热直减率γd 或者是湿绝热直

减率γm 的对比来判断。

图5-4 气块未饱和时的大气稳定度示例

如图5-4 中,有A、B、C 三空气块,它们在初

始时刻均静止于高度为200m 的平衡位置上,气

温都为12℃,即在200m 高度上,空气块具有与

周围空气相同的气压、温度和密度。以下分两种

情况进行讨论:

1.假设A、B、C 气块是干空气或未饱和湿空

气,那么在升降过程中,其温度按γd= 1℃/ 100m

变化;A、B、C 周围空气的气温直减率γ分别为

0.8℃/ 100m、1.0℃/ 100m和1.2℃/ 100m。

A 气块受外力扰动, 绝热上升100m 达

300m高度时,气温降低1℃,变为11℃,低于周

围环境温度11.2℃,气块密度大于周围空气,重力使它下降;如果A 气块受外力扰动,绝热下

降100m 达100m 高度时,气温升高1℃,变为13℃,高于环境空气温度12.8℃,气块密度小于

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周围空气,浮力使它上升。由此可见,在γ< γd 时,气块受外力扰动后,不论上升或是下降均有

返回起始位置的趋势,说明大气层结是稳定的。

同理可知,对于B 气块而言,不论外力扰动使它上升或下降到任何高度,它都与周围环境

空气具有相同的温度,如外力中止,它也就停止。故,当γ= γd 时,大气层结是中性稳定的。C 气

块受到外力扰动后,绝热上升达300m 高度时, 其本身温度变为11℃, 高于周围空气温度

10.8℃,密度比周围空气小,浮力使它继续上升;如果外力使它下降离开原来位置后,它会越来

越比周围空气温度低,即越来越加速下降。所以,当γ> γd 时,大气层结是不稳定的。

2.假设A、B、C 气块是饱和湿空气,则当它们受外力扰动后,在垂直升降中气块温度按γm

变化。同理可知,对于饱和湿空气而言,当γ< γm 时,大气层结稳定,当γ= γm 时,大气层结中性

稳定,当γ> γm 时,大气层结不稳定。

综上所述,当γ< γm 时,必有γ< γd,大气层结无论对于干绝热过程还是湿绝热过程都是稳

定的,称为绝对稳定(A bsolute S tability) ;当γ> γd 时,必有γ> γm ,大气层结无论对干绝热过

程还是湿绝热过程都是不稳定的,称为绝对不稳定(A bsolute Instability);当γm < γ< γd 时,大

气层结对于干绝热过程是稳定的, 但对湿绝热过程却是不稳定的, 称为条件性不稳定

(C onditional Instability)。可得出大气层结稳定度的判据如下:

1)γ< γm 绝对稳定

γ越小,大气层结越稳定。γ= 0(等温层)或γ< 0(逆温层)的气层,有阻挡对流运动发展的

作用,所以习惯上将逆温层、等温层及γ很小的气层称为阻挡层。

2)γ> γd 绝对不稳定

3)γm < γ< γd 条件性不稳定

绝对不稳定的情形,多发生在夏季局部地区。午后,太阳辐射强烈,陆面上近地面层空气急

剧增温而与上层空气之间的温差加大,常可达γ> γd 的程度,形成绝对不稳定的大气层结,它

非常有利于垂直对流运动的发展,所以夏季大陆上午后至傍晚多积雨云及热雷雨发生。而在海

上,热雷雨多发生在后半夜至凌晨。这是由于海水夜间降温很小,贴近海面的下层空气从海面

获得热量,上层大气夜间发出长波辐射而失去较多的热量,气温降低多,上下层空气温差大,也

能形成γ> γd 的绝对不稳定层结,有利于热力对流的发展而形成热雷雨。

三、条件性不稳定

实际大气中,条件性不稳定(γm < γ< γd)的大气层结是常见的。在这种情况下,局部空气一

旦受到垂直方向上的冲击力,对流运动能否发展和形成对流性天气,主要是取决于空气中水汽

含量的多少。图5-5 中实线代表层结曲线γ,满足条件性不稳定,即γm < γ< γd;虚线代表干绝

热线γd,点划线代表湿绝热线γm 。

气块A 未饱和,开始受到外力扰动而上升,首先沿γd 线被迫抬升至B 点时,因气温下降

而达到饱和,称B 点所在高度为抬升凝结高度,这里也是云底高度。另外,以T ′代表气块沿途

的温度,以T 代表气块周围环境空气的温度。自B 点向上,气块饱和,因而沿γm 上升,由图可

以看出,这时虽然有γ> γm ,但因气块的温度T ′低于周围气温T ,所以仍需有外力抬升,气块才

能继续上升。这种状态一直要持续到C 点,即γm 线与γ线相交时为止。在C 点以上,γ> γm ,且

T ′> T ,因此不再需要外力抬升,气块就可以获得向上的垂直加速度而自由上升了,故C 点所

在的高度称为自由对流高度。可见,自由对流高度是指层结曲线与状态曲线初始相交的高度。

显然,气块中水汽含量越多,自由对流高度就越低,表示对流越容易发展起来,反之,若气块中

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图5-5 条件性不稳定大气中的对流发展

水汽含量少,就不容易达到自由对流高度,对流就不容易

发展。再往上两线再次交于E 点,当气块A 到达E 点之

后,总有T ′< T ,即气块获得的加速度总是向下的,使对

流运动不能再继续向上发展,故称E 点所在的高度为对

流上限,它大致相当于对流云云顶的高度。

由以上讨论可知,在C 点以下,气块必须靠外力作用

才能上升,因此三角形ABC 的面积代表气块自A 上升到

C 点所需要的外部能量,故称为负面积区。三角形CDE

面积称为正面积区,因为气块通过C 点后,气块上升的能

量来自于凝结潜热不断加热气块,这种能量是储藏在大

气中的潜在不稳定能量。当空气块湿度足够大时,则有正面积大于负面积,称为真潜不稳定;如

果气块湿度小,则有负面积大于正面积,称为假潜不稳定。显然,只有在真潜不稳定的情况下,

低层空气受到垂直方向的扰动后,对流才能得以维持和发展。由此可见,条件性不稳定的大气

层结状况下,对流发展的重要条件之一就是要空气湿度足够大。

夏季,低层大气气温高、湿度大,容易形成真潜不稳定的大气层结,加之中午前后太阳辐射

强烈,地面增温迅速,经常具备局地增热不均匀的热力抬升条件,因此,大陆上午后至傍晚多出

现局部雷雨大风天气。

第三节 大气中的逆温

大气层结稳定度要受到许多物理过程的影响。例如,在一定条件下,对流层中会出现气温

随高度的升高而升高的逆温现象,无论是哪种条件造成的逆温,都对天气变化有重要作用。当

逆温层出现在空中时,一般逆温层下的上升运动很难突破它,而在逆温层下形成层状云;只有

在低层大气极不稳定的情况下,上升运动才有可能突破逆温层而向上发展。空中逆温层下如有

对流云向上发展时,一般也在逆温层处被阻挡而平衍,例如发展旺盛的积雨云顶部被阻而平衍

成砧状的现象。当贴近地面出现逆温层时,易产生雾或低云等天气。根据逆温形成过程的不同,

分为以下几种类型。

一、辐射逆温

晴朗无风或少云的夜间,地面很快辐射冷却,贴近地面的气层也随之降温,离地面越远,降

温越少,因而形成了自地面开始逐渐向上的逆温,称为辐射逆温。一般而言,辐射逆温半夜后形

成,黎明前最强,日出后随着地增温,贴近地面的气层首先升温,逆温层便自下而上地消失,见

图5-6。逆温层消失时间多在9～10 时。辐射逆温现象以秋、冬季中、高纬陆地上出现最多,冬

季最强,消失得也较慢。在逆温层下部,当气温降至露点温度时,常有露、霜或辐射雾等出现。

二、平流逆温

暖空气流到冷的陆面或海面上,在近地面层内产生的逆温称为平流逆温。如图5-7 所示,

a bc 实线表示原暖空气中温度随高的变化曲线,暖空气流到冷陆面或冷海面后,受冷下垫面影

响,低层空气迅速降温,随着高度升高降温减少,于是形成如虚线ab 所示的平流逆温层。暖平

流与冷下垫面之间的温差越大,平流逆温越强。

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图5-6 辐射逆温

平流逆温是伴随着暖空气的活动而出现的,因此它可以出现在一天中的任何时间,而且一

般范围比较广,持续时间比较长,有时可达几天。海上常见的平流雾就是在这种平流逆温层结

下形成的。

由上述可见,暖平流使低层大气形成下冷上暖的稳定层结,是“稳定作用”;反之,若冷空气

流到暖的下垫面上,则形成下暖上冷的不稳定层结,使低层空气变得容易发生对流,起到“不稳

定作用”。说明冷、暖空气的平流作用均能影响大气层结稳定度。

三、下沉逆温

如图5-8 所示,当某一气层发生下沉运动时,因气压逐渐增大以及空气向水平方向的辐

散,使其层厚减小(h ′< h)。如果下沉过程是绝热的,当下沉到某一高度上时,有可能出现气层

顶部温度高于底部温度,从而形成逆温层。这种因整层空气下沉而造成的逆温,称为下沉逆温。

下沉逆温多出现在高气压区内,范围很广,厚度也较大,在离地面数百米到数千米的高空都可

能出现。例如:副热带高压的上空由于盛行下沉气流,中层常有逆温层存在,使高压区内维持晴

朗少云的天气。

图5-7 平流逆温图5-8 下沉逆温的形成

四、锋面逆温

由于锋面是冷、暖空气的过渡层,冷、暖空气的温差显著,过渡层内会出现逆温现象。如图

5-9 所示,右图是空间锋面的垂直剖面图,上面绘有等温线;左图是A 点上空气温的垂直分布

情况,锋面逆温层ab 清楚可见。

五、乱流逆温

由低层空气的乱流混合而形成的逆温,称为乱流逆温。其形成过程可用图5-10 说明。图中

ABC 代表未发生乱流之前近地面气层内气温的垂直分布,气温直减率γ< γd。当有较强的乱流

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发生后,乱流层内空气发生上下垂直混合,自底层上升的空气按γd 降温,到达乱流层上部时,

其温度低于周围,与周围空气混合的结果,使乱流层上部降温,即上部气温由B 降至B′;与此

同时,自上层向下运动的空气,亦按γd 增温,与周围空气混合后,使乱流层下部增温,即下部气

温由A 增至A′。图中A′B′线则代表乱流混合后的气温垂直分布,说明乱流的结果,使乱流层

内的γ逐渐增大,并趋近于干绝热直减率γd(对于饱和空气,则A′B′逐渐趋近于湿绝热线γm )。

于是,在乱流层顶部就形成了逆温层B′D。通常,乱流逆温层多在过渡层(指乱流混合层与未发

生乱流的上层空气之间的层次)很薄、乱流又很急剧的情况下形成。乱流逆温层下,通常会形成

较低的层云。

图5-9 锋面逆温图5-10 乱流逆温的形成