高等天气学讲座--大气的不稳定理论课件.pptx

1、高等天气学讲座高等天气学讲座（20172017年年春季春季）单元单元一一：大气环流的基本知识：大气环流的基本知识第三讲第三讲 大气的不稳定理论大气的不稳定理论1.1.大气大气稳定性的概念和分类稳定性的概念和分类设想全球大气有两种初始状态，其间的差别甚小。如果在它们在演变中设想全球大气有两种初始状态，其间的差别甚小。如果在它们在演变中这两种状态的差别变大，则可认为大气是不稳定的，例如不同年份的同这两种状态的差别变大，则可认为大气是不稳定的，例如不同年份的同一天的大气状态可能就是如此。从这个意义上讲，大气总是被认为是不一天的大气状态可能就是如此。从这个意义上讲，大气总是被认为是不稳定的。稳定的。稳

2、定性与大气的可预报性是密切有关的。例如对于周期性的稳定流动，稳定性与大气的可预报性是密切有关的。例如对于周期性的稳定流动，是不难预报其演变的，但对于一不稳定流相对来说则是不可预报的，因是不难预报其演变的，但对于一不稳定流相对来说则是不可预报的，因为初始状态不完全清楚。前面已经指出，大气是明显不稳定的，故也应为初始状态不完全清楚。前面已经指出，大气是明显不稳定的，故也应看作最终是不可预报的。尽管如此，在一般不稳定流场中某些方面看作最终是不可预报的。尽管如此，在一般不稳定流场中某些方面,某某些时段或某些地区可以是局地稳定的，因而是可预报的，如地表（地形、些时段或某些地区可以是局地稳定的，因而是可预

3、报的，如地表（地形、陆面、水面等）强迫的中尺度环流、局地海陆风、潮汐等。关于天气预陆面、水面等）强迫的中尺度环流、局地海陆风、潮汐等。关于天气预报的可预报问题将在最后一讲做深入讨论。报的可预报问题将在最后一讲做深入讨论。中尺度和大尺度中尺度和大尺度不稳定性不稳定性2.2.大大尺度不稳定尺度不稳定当气压系统加强时，水平气压梯度加大。这引起风速加当气压系统加强时，水平气压梯度加大。这引起风速加强，动能增加。这个过程包括了有效位能向动能的转换，强，动能增加。这个过程包括了有效位能向动能的转换，这是通过暖空气上升，冷空气下沉实现的。这种不稳定这是通过暖空气上升，冷空气下沉实现的。这种不稳定性称作斜压不

4、稳定。正压不稳定表示平均气流的动能向性称作斜压不稳定。正压不稳定表示平均气流的动能向一增长的扰动的转换。纬向气流中正压不稳定的必要条一增长的扰动的转换。纬向气流中正压不稳定的必要条件是纬向气流的绝对涡度梯度为件是纬向气流的绝对涡度梯度为0 0。这个条件在急流附近。这个条件在急流附近经常满足经常满足。（1 1）斜压不稳定）斜压不稳定假设的纬向气流不稳定性是近假设的纬向气流不稳定性是近2525年许多理论研究的课题。迭加在西风年许多理论研究的课题。迭加在西风气气流流上的无限小扰动的不稳定性是这类研究通常的起点。这些研究涉及上的无限小扰动的不稳定性是这类研究通常的起点。这些研究涉及的的一一个主要问题之

5、一是求解气旋的发展问题（注：如个主要问题之一是求解气旋的发展问题（注：如EadyEady 模态，模态，GreenGreen模模态态等）。研究的结果给人的印象是：仍然并不存在任何完全可应用于等）。研究的结果给人的印象是：仍然并不存在任何完全可应用于气气旋旋问题的理论解。因而引起的问题是：在讨论气旋发展问题时，是否问题的理论解。因而引起的问题是：在讨论气旋发展问题时，是否可可以以允许从一无限小扰动开始。如果这样，一种无限小扰动引起的强允许从一无限小扰动开始。如果这样，一种无限小扰动引起的强气旋气旋的的发展，则意味着大气是绝对不稳定的。但这样一种与有用位能（或发展，则意味着大气是绝对不稳定的。但这样

6、一种与有用位能（或有有效效位能）储存相关的不稳定性能够在有各种相当强度扰动的大气中位能）储存相关的不稳定性能够在有各种相当强度扰动的大气中总是总是存在存在，这似乎很难令人理解。，这似乎很难令人理解。PalmenPalmen，19511951年（年（见见美国美国气象气象大典）大典）大气在对流层的温度场是随纬度而减小的，这是大气的一种斜压特性。它在风大气在对流层的温度场是随纬度而减小的，这是大气的一种斜压特性。它在风场上根据热成风原理表现为西风随高度增加。在这种具有明显经向温度梯度和场上根据热成风原理表现为西风随高度增加。在这种具有明显经向温度梯度和风垂直切变的大气状态下，如果有一个扰动，它是如何

7、发展的，就是斜压不稳风垂直切变的大气状态下，如果有一个扰动，它是如何发展的，就是斜压不稳定问题。由于大气是一种连续层结流体（不是一种简单的分层流体），且具有定问题。由于大气是一种连续层结流体（不是一种简单的分层流体），且具有旋转（科氏力），实际的基本气流（不是纬向基流，而是波状，与局部集中的旋转（科氏力），实际的基本气流（不是纬向基流，而是波状，与局部集中的（如急流）是复杂的，所以决定正压与斜压不稳定的充要条件是无法得到的，（如急流）是复杂的，所以决定正压与斜压不稳定的充要条件是无法得到的，因而斜压不稳定的分析在很大程度上是根据观测得到的。因而斜压不稳定的分析在很大程度上是根据观测得到的。即使

8、对高度理想的平即使对高度理想的平均流剖面，斜压不稳定的数学处理也是相当复杂的。一般主要讨论最简单的二均流剖面，斜压不稳定的数学处理也是相当复杂的。一般主要讨论最简单的二维模式中的斜压过程。其结果可由下面的图维模式中的斜压过程。其结果可由下面的图3.13.1说明。说明。图图3.1 23.1 2层斜压模式的中性稳定度曲线层斜压模式的中性稳定度曲线（取自（取自Holton，2004）由图由图3.13.1可得：可得：（1 1）当风速垂直切变较小时，所有波长的扰动都是稳定的）当风速垂直切变较小时，所有波长的扰动都是稳定的 （0 0）。）。（2 2）当）当L LL LC C时，不论风垂直切变多大，扰动均是

9、稳定的（时，不论风垂直切变多大，扰动均是稳定的（L LC C是临界波是临界波 长）。长）。（3 3）随着风速切变增大，不稳定波段范围增大。）随着风速切变增大，不稳定波段范围增大。（4 4）波长相当长的波，要有较大的风速垂直切变才能产生不稳定）波长相当长的波，要有较大的风速垂直切变才能产生不稳定 （0 0）。大气中常见的波长为）。大气中常见的波长为400040006000km6000km，故当风速垂直切，故当风速垂直切 变变U UT T 达达20m/s 20m/s 时波的振幅时波的振幅2424小时后可增长一倍。小时后可增长一倍。（吕美仲，彭永清，（吕美仲，彭永清，19901990）物理说明物理说

10、明图图3.23.2)。某某B B气气块交换位置，块交换位置，图图3.2 3.2 两气块现不同密度面进行交换位置的示意图两气块现不同密度面进行交换位置的示意图（AndrewsAndrews，20102010）图图3.3斜压不稳定的另一斜压不稳定的另一种判据是对种判据是对EadyEady型型斜压不稳定的。它斜压不稳定的。它分析的是一种简单分析的是一种简单的斜压气流中的不的斜压气流中的不稳定性，其假设取稳定性，其假设取BoussnisgBoussnisg近似，近似，f f平面平面，绝热，无摩，绝热，无摩擦，近似。擦，近似。EadyEady型斜压不稳定性型斜压不稳定性（2 2）正压不稳定）正压不稳定（

11、(图图3.43.4）。）。（Bluestein,1993Bluestein,1993）我们对大气受到斜压性影响的知识在很大程度上是依据观测得到的，我们对大气受到斜压性影响的知识在很大程度上是依据观测得到的，在力学上，斜压不稳定相类似一种现象：以硬币边缘立起时该硬币的在力学上，斜压不稳定相类似一种现象：以硬币边缘立起时该硬币的行为。如果这时对硬币加一小的推动，则它将倒下，静止不动，这时行为。如果这时对硬币加一小的推动，则它将倒下，静止不动，这时其重心降低，位能减少。因而硬币的运动代表了位能向动能的转换，其重心降低，位能减少。因而硬币的运动代表了位能向动能的转换，但并不是说所有硬币的位能都可以转化

12、为动能。由于硬币有一定厚度，但并不是说所有硬币的位能都可以转化为动能。由于硬币有一定厚度，它仍留下一些位能，能够转化为动能的那一部分位能称作有效位能。它仍留下一些位能，能够转化为动能的那一部分位能称作有效位能。大气实际上比上述例子要复杂一些，因为它是可压和围地轴转动的。大气实际上比上述例子要复杂一些，因为它是可压和围地轴转动的。关于惯性稳定度可用下图来说明。如图关于惯性稳定度可用下图来说明。如图3.53.5所示，在准地转所示，在准地转平衡下，平直西风的分布为平衡下，平直西风的分布为 ,若受外力推动，若受外力推动，A A点点气块移至气块移至B B点。该气块能否返回至原来所在的纬度，是衡量点。该气

13、块能否返回至原来所在的纬度，是衡量气块在水平方向上是否稳定的标志。由于气块由高压向低压气块在水平方向上是否稳定的标志。由于气块由高压向低压移动，在气压力作用下，气块在移动，在气压力作用下，气块在y y方向加速，同时在地转偏方向加速，同时在地转偏向力（向力（fvfv）作用下）作用下U U也增强。气块能否返回原纬度，决定于也增强。气块能否返回原纬度，决定于气块在气块在B B点所受经向力的大小。点所受经向力的大小。(可参看朱乾根等人的天气学原理和方法一书）0guy（3）惯性不稳定）惯性不稳定ABfUgAfUAfUBfUgB1234图图3.5 3.5 惯性不稳定示意图惯性不稳定示意图图中图中u ugA

14、gA=u uA A,u ugBgBuuB B ,，u uA A与与u uB B是同一气块不同时刻的纬向风分量是同一气块不同时刻的纬向风分量 0guy引自朱乾根等，引自朱乾根等，20072007 动量动量3 3.中中尺度不稳定尺度不稳定在具有风的垂直梯度和在具有风的垂直梯度和/或浮力的水平均匀流中有三种不稳或浮力的水平均匀流中有三种不稳定性能够增长。第一是浮力不稳定，又称静力不稳定；二是定性能够增长。第一是浮力不稳定，又称静力不稳定；二是惯性浮力型不稳定，又称对称不稳定；三是切变型不稳定，惯性浮力型不稳定，又称对称不稳定；三是切变型不稳定，又称开尔文又称开尔文-赫姆霍兹不稳定波。第一和第三种不稳

15、定的尺赫姆霍兹不稳定波。第一和第三种不稳定的尺度为几十到几千米，产生的主要是对流层中观测到的小尺度度为几十到几千米，产生的主要是对流层中观测到的小尺度乱流、积云单体以及小涡旋等。第二种不稳定的尺度为几十乱流、积云单体以及小涡旋等。第二种不稳定的尺度为几十到几百公里，一般认为这种不稳定是产生许多雨带与雪带的到几百公里，一般认为这种不稳定是产生许多雨带与雪带的直接原因。这种雨带和雪带通常出现在暖锋和锢囚锋区，是直接原因。这种雨带和雪带通常出现在暖锋和锢囚锋区，是一种中尺度系统。因而对称不稳定问题受到明显的重视。一种中尺度系统。因而对称不稳定问题受到明显的重视。（1 1）静力（浮力）不稳定的概念和物

16、理意义）静力（浮力）不稳定的概念和物理意义静力不稳定与静力平衡的关系静力不稳定与静力平衡的关系（见图（见图3.63.6）境境等于被等于被，图图3.6 3.6 静力平衡的气块不能在垂直方向上加速，因为作用于气块的垂直气压梯度力与重力静力平衡的气块不能在垂直方向上加速，因为作用于气块的垂直气压梯度力与重力相平衡相平衡。只有在静力不平衡时，气。只有在静力不平衡时，气块能够垂直块能够垂直移动。移动。（Lester，2010）对静力平衡的偏离与对静力平衡的偏离与FroudeFroude数数小尺度垂直运动由垂直气压梯度和重力之间的静力平衡决定。因为这小尺度垂直运动由垂直气压梯度和重力之间的静力平衡决定。因

17、为这两项一般比科氏力和垂直加速项大两项一般比科氏力和垂直加速项大4 4个量级。因而，垂直气压梯度力和个量级。因而，垂直气压梯度力和重力是平衡的，即静力平衡重力是平衡的，即静力平衡是是严格成立的，但是在特别情况下如果局地严格成立的，但是在特别情况下如果局地的垂直加速度项很大，则可扰动或偏离静力平衡。例如在一个雷暴的下的垂直加速度项很大，则可扰动或偏离静力平衡。例如在一个雷暴的下沉气流中，如在地面可观测到强雷暴高压，它常会造成地面气压比静力沉气流中，如在地面可观测到强雷暴高压，它常会造成地面气压比静力平衡值偏高几个平衡值偏高几个hPahPa（如（如2hPa2hPa）。这在强雷暴过境时气压自记仪上常

18、可）。这在强雷暴过境时气压自记仪上常可记录到这种可测量到的非静力平衡气压偏差，但是应该指出，一般在对记录到这种可测量到的非静力平衡气压偏差，但是应该指出，一般在对流活动中，只能产生不可测量到的，很小的局地偏差，它们对静力平衡流活动中，只能产生不可测量到的，很小的局地偏差，它们对静力平衡的扰动是微乎其微的，只有在浮力对流为驱动力的强对流中，静力平衡的扰动是微乎其微的，只有在浮力对流为驱动力的强对流中，静力平衡才被明显的扰动，即受到破坏，产生非静力的垂直运动。才被明显的扰动，即受到破坏，产生非静力的垂直运动。设这样一个将开始运动的对流气块处于静力平衡的周围大气中，注意此时只设这样一个将开始运动的对

19、流气块处于静力平衡的周围大气中，注意此时只有气块本身是静有气块本身是静力力不不平衡平衡的，周围大气的垂直气压梯度力与周围空气密度有：的，周围大气的垂直气压梯度力与周围空气密度有：=gB升升根据阿基米德原理，处于空气（其密度为根据阿基米德原理，处于空气（其密度为）中的气块（其密度原为）中的气块（其密度原为），），所具有的向上推力等于被所具有的向上推力等于被移走或移走或被被取代取代的空气的重量。因为气块具有向下的空气的重量。因为气块具有向下的的重重力力，其值等于其自身重量，所以，净的向上的力，其值等于其自身重量，所以，净的向上的力F F 由下式决定：由下式决定：F F=被被取代的空气重量取代的空气

20、重量-气块的重量，如气块的体积为气块的重量，如气块的体积为VolVol，上式可改写为上式可改写为:Vol实际温度递减率为实际温度递减率为 ,干绝热递减率为干绝热递减率为 ,对于位于对于位于0 0点的未饱和空气如被抬升点的未饱和空气如被抬升到到A A点点,(,(图图3.7a),3.7a),温度以降低到温度以降低到TATA而周围大气以降低到而周围大气以降低到TB,TB,这时这时TATA小于小于TB.TB.由于气由于气块立即调整使其压强等于其周围的压强，则根据理气体方程块立即调整使其压强等于其周围的压强，则根据理气体方程 P=P=可知可知,较冷较冷的空气其密度必然比周围较暖空气更重的空气其密度必然比

21、周围较暖空气更重.因此空气块有回到其原来位置的倾向因此空气块有回到其原来位置的倾向.由由于惯性运动的作用当气块回到于惯性运动的作用当气块回到0 0处并继续向下运动处并继续向下运动(图图3.7a)3.7a)它将变得比周围空气它将变得比周围空气暖因此有上升回到原高度的倾向暖因此有上升回到原高度的倾向.在上述情况下在上述情况下,气块都受到一个回复力的作用气块都受到一个回复力的作用,结果使气块在起始点产生振荡结果使气块在起始点产生振荡,即浮力振荡即浮力振荡.而气块垂直混合则受到抑制而气块垂直混合则受到抑制,因而因而,是未饱和空气处于稳定层是未饱和空气处于稳定层 (或正的静力稳定度或正的静力稳定度)的条

22、件的条件.如果如果 -越大越大,回复力越大回复力越大,静力稳定也越大静力稳定也越大.若若 （图（图3.7(b),3.7(b),一个自一个自0 0点向上运动的未点向上运动的未饱和空气块饱和空气块,在到达在到达A A点时温度将比周围高点时温度将比周围高.由于密度比周围低由于密度比周围低,将在浮力作用下将在浮力作用下继续上升继续上升,同理同理,向下运动的气块将比周围冷向下运动的气块将比周围冷,气块将继续下沉气块将继续下沉.这是不稳定状态这是不稳定状态.但这种不稳定状态通常难以维持很长时间但这种不稳定状态通常难以维持很长时间,因为一旦形成因为一旦形成,其不稳定性将因强烈的其不稳定性将因强烈的垂直混合而

23、很快消失垂直混合而很快消失.静力不稳定条件静力不稳定条件dRTddd大气科学，大气科学，20082008图图3.6 3.6 未饱和空气移动后的（未饱和空气移动后的（a a）正静力）正静力稳定度（稳定度（），），与（与（b b）负静力稳定度（）负静力稳定度（）的条件）的条件 dd可以一般地分析静力不稳定可以一般地分析静力不稳定.前面讨论了在大气中发生垂直位移后未饱和及前面讨论了在大气中发生垂直位移后未饱和及饱和空气块处于稳定饱和空气块处于稳定/不稳定或中性条件不稳定或中性条件.在稳定条件下在稳定条件下,当一个空气块被向上或当一个空气块被向上或者向下位移者向下位移,然后让它自由然后让它自由(即去掉

24、引起它原始位移的力即去掉引起它原始位移的力),),空气块就会回到它原空气块就会回到它原来的位置来的位置.一个相似的情况在下图一个相似的情况在下图(图图3.7a)3.7a)中给出中给出,在其中在其中,一个球原来位于谷中一个球原来位于谷中的最低处的最低处.如果把那个球在任何方向位移如果把那个球在任何方向位移,然后再把它放开然后再把它放开,它将回到其在谷底原它将回到其在谷底原来的位置来的位置.在大气不稳定状态下在大气不稳定状态下,一个向上或向下被位移了的空气快一个向上或向下被位移了的空气快,然后让它自然后让它自由运动由运动,那么它将分别向上或向下运动那么它将分别向上或向下运动.在图在图3.7b 3.

25、7b 给出了一个类比的例子给出了一个类比的例子.在其在其中一个球初始时位于小山顶上中一个球初始时位于小山顶上.如果把球在任何方向位移如果把球在任何方向位移,然后放开它然后放开它,它将滚下它将滚下山坡山坡.如果在中性大气中的一个空气快被位移如果在中性大气中的一个空气快被位移,然后让它自由运动然后让它自由运动,那么它将留在那么它将留在位移的位置不动位移的位置不动.可与此情况相类比的是在平坦的面上的一个球可与此情况相类比的是在平坦的面上的一个球.如果球被位移如果球被位移,然后再让它自己运动然后再让它自己运动,那么它将保持不动那么它将保持不动.如果一个空气块处于条件性不稳定如果一个空气块处于条件性不稳

26、定,并被抬升到某一高度并被抬升到某一高度,然后让它自己运然后让它自己运动动,那么它将回到原来的位置那么它将回到原来的位置.然而然而,空气快被抬升到超过一定高度空气快被抬升到超过一定高度(即自由对即自由对流高度流高度),),然后让它自己运动然后让它自己运动,那么那么.它将会继续上升它将会继续上升.这种情况的一个类比在图这种情况的一个类比在图3.7(d)3.7(d)中给出中给出,在其中在其中,一个球被位移至位于小山丘左侧的点一个球被位移至位于小山丘左侧的点A,A,球将滚回到它球将滚回到它原来的位置原来的位置.但如果把球位移到小山丘另一侧的但如果把球位移到小山丘另一侧的B B点点,那么球就不会回到他

27、原来那么球就不会回到他原来的位置的位置,而是滚下小山丘右侧而是滚下小山丘右侧.应该注意应该注意,在该图给出的类比中在该图给出的类比中,在球被位移以在球被位移以后作用在球上的力后作用在球上的力,只有永远指向下的重力只有永远指向下的重力.与此不同的是与此不同的是,作用气块上的力既作用气块上的力既有重力又有浮力有重力又有浮力.重力永远是指向下的重力永远是指向下的,但浮力既可向上也可向下但浮力既可向上也可向下,取决于空气取决于空气块密度比环境空气密度小或大块密度比环境空气密度小或大.大气科学，大气科学，2008图图3.73.7（a a）稳定，（）稳定，（b b）不稳定，（）不稳定，（c c）中性和（）

28、中性和（d d）条件不稳定度的类比。实心圆圈为）条件不稳定度的类比。实心圆圈为球原来的位置球原来的位置。空心。空心圈为位移后的位置。箭头表示产生位移的力去掉后球将从位移后的圈为位移后的位置。箭头表示产生位移的力去掉后球将从位移后的位置移动的方向位置移动的方向（2 2）条件不稳定）条件不稳定静力不稳定包括条件不稳定和对流不稳定。首先我静力不稳定包括条件不稳定和对流不稳定。首先我们讨论条件不稳定们讨论条件不稳定图图3.83.8图图3.8 3.8 条件不稳定示意图条件不稳定示意图（3 3）对流不稳定）对流不稳定（图（图3.9-3.163.9-3.16）影响气层不稳定的因子影响气层不稳定的因子 对流层

29、的平均递减率是对流层的平均递减率是6.56.5%km%km，这是由对流辐射平衡理论计算和实，这是由对流辐射平衡理论计算和实际观测得到的。因而它处于干绝热递减率（际观测得到的。因而它处于干绝热递减率（1010/km/km）和平均湿绝热）和平均湿绝热递减率之间，因而通常大气是条件不稳定的。为了使大气变得更不稳递减率之间，因而通常大气是条件不稳定的。为了使大气变得更不稳定，需通过一些动力和热力的大气过程使温度递减率变陡，即气温随定，需通过一些动力和热力的大气过程使温度递减率变陡，即气温随高度下降更快。这可通过高度下降更快。这可通过2 2种方式：使高层空气变冷，或使地表空气种方式：使高层空气变冷，或使

30、地表空气更暖。高空空气的冷却可由冷平流和辐射冷却（云或空气放射红外辐更暖。高空空气的冷却可由冷平流和辐射冷却（云或空气放射红外辐射引起射引起）；地表空气增暖可由日间太阳加热，暖平流与空气流经更暖地；地表空气增暖可由日间太阳加热，暖平流与空气流经更暖地表（如暖水面）引起。上面两种方式如同时发生，可使环境递减率迅表（如暖水面）引起。上面两种方式如同时发生，可使环境递减率迅速变陡，最终引起大气的失稳。速变陡，最终引起大气的失稳。图图3.9 3.9 整层空气抬升使该层不稳定增加。初始稳定层（整层空气抬升使该层不稳定增加。初始稳定层（X-YX-Y）在抬）在抬升后现变成条件不稳定层（升后现变成条件不稳定层

31、（X-YX-Y）（Ahres and Samson，2011）图图3.103.10（a a）中为初始环境温度递减率。当高空大气冷却，低空大）中为初始环境温度递减率。当高空大气冷却，低空大气加热时，它将变得更不稳定，即失稳（图气加热时，它将变得更不稳定，即失稳（图b b）（Ahres and Samson，2011）图图3.11 3.11 层层X-Y X-Y 开始时有开始时有1400m1400m厚，如果整层缓慢下沉，它在近地面厚，如果整层缓慢下沉，它在近地面更更重的重的空气空气中将压缩，结果层顶比层底增暖更大。整层（中将压缩，结果层顶比层底增暖更大。整层（X-YX-Y）变得更稳定。在此例中，）变

32、得更稳定。在此例中，则形成逆温层则形成逆温层（Ahres and Samson，2011）图图3.12 3.12 混合使递减率变陡。在气层顶部，上升的较冷空气使温度降低，而混合使递减率变陡。在气层顶部，上升的较冷空气使温度降低，而下沉的暖空气增加层底的温度下沉的暖空气增加层底的温度（Ahres and Samson，2011）图图3.13 3.13 在加利福尼亚沿岸的强逆温层在加利福尼亚沿岸的强逆温层，稳定，稳定逆温层作为一个盖子位于其下冷逆温层作为一个盖子位于其下冷的海洋空气之上。在这种情况下，当气块上升入逆温层中时，则会返回到原的海洋空气之上。在这种情况下，当气块上升入逆温层中时，则会返回

33、到原来位置。因为上升的气块比其周围空气更冷，更重要来位置。因为上升的气块比其周围空气更冷，更重要 （Ahres and Samson，2011）图图3.14 3.14 对流不稳定条件，对流不稳定条件，ABAB层是逆温层，层是逆温层，T Td d是露点是露点图图3.15 3.15 抬升对逆温层的影响，抬升抬升对逆温层的影响，抬升1 1公里后，对流不稳定变成条件不稳定的公里后，对流不稳定变成条件不稳定的过程。抬升后的曲线为细实线。过程。抬升后的曲线为细实线。图图3.16 3.16 对流不稳定。气层（对流不稳定。气层（a-ba-b）初始绝对稳定，气层下部是饱）初始绝对稳定，气层下部是饱和的，上部是干

34、的，抬升后，整层（和的，上部是干的，抬升后，整层（a-ba-b）变为绝对稳定）变为绝对稳定（Ahres and Samson，2011）理解静力稳定度需知的一些重要的变量和公式理解静力稳定度需知的一些重要的变量和公式湿球位温与位温湿球位温与位温（McilveenMcilveen，20102010）1000 （4 4）位势不稳定与对流活动的判据）位势不稳定与对流活动的判据（图（图3.18-3.213.18-3.21）雷暴或强风暴系统是一种热对流现象，而对流运动的主要作雷暴或强风暴系统是一种热对流现象，而对流运动的主要作用是浮力。浮力越强产生的上升运动越强，雷暴的垂直发展用是浮力。浮力越强产生的上

35、升运动越强，雷暴的垂直发展越高。空气上升的浮力主要产生在位势不稳定的层结中。因越高。空气上升的浮力主要产生在位势不稳定的层结中。因而要形成雷暴或强风暴系统必须有明显的位势不稳定层结。而要形成雷暴或强风暴系统必须有明显的位势不稳定层结。目前在强风暴的研究中一个很重要的问题是位势不稳定层结目前在强风暴的研究中一个很重要的问题是位势不稳定层结如何形成的（如何形成的（）和如何通过抬升过程而释放出来。）和如何通过抬升过程而释放出来。0sezPalmenPalmen与与NewtonNewton（19691969年）指出，位势不稳定是指对流不稳定年）指出，位势不稳定是指对流不稳定（或或 ）和条件不稳定（）和

36、条件不稳定（）的结合。这时考虑的是）的结合。这时考虑的是一深厚气层。在这样一种层结中，只要通过抬升或降水的蒸发使其达到一深厚气层。在这样一种层结中，只要通过抬升或降水的蒸发使其达到饱和，建立的温度递减率超过湿绝热递减率，就会出现位势不稳定。其饱和，建立的温度递减率超过湿绝热递减率，就会出现位势不稳定。其条件是条件是 或或 或静力能量或静力能量 随高度减小及随高度减小及。位势不稳定常常是由相对湿度随高度的减小造成，主要又决定于低层。位势不稳定常常是由相对湿度随高度的减小造成，主要又决定于低层相对湿度的大小。当低层接近饱和时或为饱和层，位势不稳定明显。这相对湿度的大小。当低层接近饱和时或为饱和层，

37、位势不稳定明显。这实际上相当于气层的条件不稳定不变或少变（温度随高度的递减率不变）实际上相当于气层的条件不稳定不变或少变（温度随高度的递减率不变）而使气层的对流不稳定变化，从而使位势不稳定发生变化。从这个定义而使气层的对流不稳定变化，从而使位势不稳定发生变化。从这个定义上讲，位势不稳定等于对流不稳定上讲，位势不稳定等于对流不稳定。0sez0zwmwseLqgzTcvpm 有人曾根据温度的递减率是否是条件不稳定而把位势不稳有人曾根据温度的递减率是否是条件不稳定而把位势不稳定分成两类。这样区分是必要的。因这反映了使位势不稳定定分成两类。这样区分是必要的。因这反映了使位势不稳定所需要的外界抬升强度不

38、同。在条件不稳定大气中，一旦在所需要的外界抬升强度不同。在条件不稳定大气中，一旦在此层的任一处达到饱和，将开始发生对流。而在不具备条件此层的任一处达到饱和，将开始发生对流。而在不具备条件不稳定大气中，则需要另外有强抬升（造成低层潜热加热或不稳定大气中，则需要另外有强抬升（造成低层潜热加热或高层冷却）才能使探空变成真正的不稳定层结。这种情况实高层冷却）才能使探空变成真正的不稳定层结。这种情况实际上也相当于对流不稳定的情况。显然只根据际上也相当于对流不稳定的情况。显然只根据 和和 的的垂直剖面是不可能区分这两种层结的。条件不稳定适用于气垂直剖面是不可能区分这两种层结的。条件不稳定适用于气块而不是气

39、层，对流不稳定是对气层而不是气块块而不是气层，对流不稳定是对气层而不是气块。w 图图3.18 19743.18 1974年年6 6月月1717日日0808时南京探空曲线（时南京探空曲线（B B）和徐州探空曲线（）和徐州探空曲线（A A）实线：温度，虚线：露点实线：温度，虚线：露点 （取自杨国祥等，（取自杨国祥等，19771977年）年）逆温层把低层湿层和上部干层分开，可建立强位势不稳定层逆温层把低层湿层和上部干层分开，可建立强位势不稳定层 位势不稳定层结的建立主要取决于高低层水汽和热量平流的差异。位势不稳定层结的建立主要取决于高低层水汽和热量平流的差异。即高层冷平流，或干空气平流，低层是暖平流

40、或湿空气平流，或中低即高层冷平流，或干空气平流，低层是暖平流或湿空气平流，或中低层比上层增暖更明显。要造成明显的平流差异应具备两个条件，即要层比上层增暖更明显。要造成明显的平流差异应具备两个条件，即要有明显的垂直切变和明显的水汽和温度差异（即有明显的垂直切变和明显的水汽和温度差异（即 差异大）。差异大）。在有些情况下平流不是造成位势不稳定的主要原因，而是以地面加热在有些情况下平流不是造成位势不稳定的主要原因，而是以地面加热为主，这常出现在夏季长期由热带海洋气团控制的地区或雨后比较湿为主，这常出现在夏季长期由热带海洋气团控制的地区或雨后比较湿润的地区。润的地区。低层湿度的增加是非常重要的。由图低

41、层湿度的增加是非常重要的。由图3.183.18可见它可影响可见它可影响对流温度，对流凝结高度（对流温度，对流凝结高度（CCLCCL）和抬升凝结高度（）和抬升凝结高度（LCLLCL）。）。sc图图3.19 3.19 比湿增加对对流温度（比湿增加对对流温度（T1T1，T2T2），），LCLLCL，CCLCCL的影响的影响（取自（取自Bluestein,1993Bluestein,1993）图图3.20 3.20 对流有效位能（对流有效位能（CAPECAPE）的确定）的确定（Bluestein,1993)图图3.21 Showalter3.21 Showalter指数（指数（SISI）与抬升指数（）

42、与抬升指数（LILI）的计算）的计算（Bluestein,1993）干湿绝热过程静力稳定度判据干湿绝热过程静力稳定度判据：0，（5 5）对称不稳定与中尺度对流雨带）对称不稳定与中尺度对流雨带（图（图3.22-3.24)3.22-3.24)对称不稳定是说明中尺度雨带与雨团形成的主要不稳定机对称不稳定是说明中尺度雨带与雨团形成的主要不稳定机制。这种雨带多发生在锋面附近和锋前暖区中。它们一般制。这种雨带多发生在锋面附近和锋前暖区中。它们一般是发生在斜升的上升气流中，而不是垂直上升的气流中。是发生在斜升的上升气流中，而不是垂直上升的气流中。中纬度斜升对流或非对流系统降水是中国主要降水（包括中纬度斜升对

43、流或非对流系统降水是中国主要降水（包括降雪）的一种形式。降雪）的一种形式。当大气处于弱的层结稳定状态时，虽然在垂直方向上不能当大气处于弱的层结稳定状态时，虽然在垂直方向上不能有上升气流的强烈发展，但在一定条件下可以发展斜升气有上升气流的强烈发展，但在一定条件下可以发展斜升气流，这种机制称为对称不稳定。它可以用来解释与锋面相流，这种机制称为对称不稳定。它可以用来解释与锋面相平行的中尺度雨带的形成和发展。平行的中尺度雨带的形成和发展。转转绝对动量绝对动量图图3.22 3.22 对称不稳定条件下位温和绝对角动量的对称不稳定条件下位温和绝对角动量的y-zy-z剖面示意图。剖面示意图。沿着或平行于点沿着

44、或平行于点1 1和点和点2 2间连线运动的气块是对称不稳定的。间连线运动的气块是对称不稳定的。说明对称不稳定的示意图说明对称不稳定的示意图实线：实线：线线虚线：虚线：线线线坡度线坡度M M线坡度线坡度M低低高高，（Martin，2006）（Martin，2006）王建中博士曾用王建中博士曾用CSICSI判据研究过华北一次暴雪的形成过程。判据研究过华北一次暴雪的形成过程。最近，沈新勇博士导出了斜压基流中对称不稳定条件：最近，沈新勇博士导出了斜压基流中对称不稳定条件：（6 6）开尔文开尔文赫姆霍兹不稳定（切变不稳定）赫姆霍兹不稳定（切变不稳定）K-HK-H波列的强度正比于速度差值。虽然波列的强度正

45、比于速度差值。虽然K-HK-H波在一般的夜间边界层中总是波在一般的夜间边界层中总是存在，但几米秒存在，但几米秒-1-1的速度差不会对飞机形成危险。最强的的速度差不会对飞机形成危险。最强的K-HK-H波一般发生波一般发生在高空急流附近或强山脉波处，这两者都能在局地产生强切变以引起不在高空急流附近或强山脉波处，这两者都能在局地产生强切变以引起不稳定。有人曾观测到一个稳定。有人曾观测到一个500hPa500hPa上的切变不稳定区是由不到上的切变不稳定区是由不到1km1km厚度层中厚度层中约约50m/s50m/s的速度差产生的。这时不稳定波有的速度差产生的。这时不稳定波有几公里几公里长，乱流很强，达到

46、通长，乱流很强，达到通常只有在强雷暴中才能看到的程度。常只有在强雷暴中才能看到的程度。K-HK-H不稳定对于暖区中尺度雨带的形不稳定对于暖区中尺度雨带的形成也很重要。最近的研究表明，某些暖区雨带的发生源在冷锋上，回波成也很重要。最近的研究表明，某些暖区雨带的发生源在冷锋上，回波单体由锋线向外沿高空风连续传播。冷锋区与地面相交处的开尔文单体由锋线向外沿高空风连续传播。冷锋区与地面相交处的开尔文-赫姆赫姆霍兹不稳定是锋上发生源的可能机制霍兹不稳定是锋上发生源的可能机制。其它不稳定性其它不稳定性（7 7）CISK CISK 不稳定性不稳定性除了上述不稳定机制外，波动除了上述不稳定机制外，波动-CIS

47、K-CISK（第二类条件不稳定）（第二类条件不稳定）和斜压和斜压-CISK-CISK机制等也被用来解释中尺度系统的增长，这里机制等也被用来解释中尺度系统的增长，这里不再作进一步的介绍。这里需要指出一个重要的问题，气流不再作进一步的介绍。这里需要指出一个重要的问题，气流的不稳定性研究不仅涉及到系统的发展机制，而且涉及到气的不稳定性研究不仅涉及到系统的发展机制，而且涉及到气流的可预报性问题。前面已初步指出，气流不稳定直接限制流的可预报性问题。前面已初步指出，气流不稳定直接限制和最终破坏大气的可预报性。即使当不稳定发生在远小于预和最终破坏大气的可预报性。即使当不稳定发生在远小于预报的尺度上也是如此。

48、报的尺度上也是如此。其原因在于大气运动方程的非线性性。也就是说，纵使大其原因在于大气运动方程的非线性性。也就是说，纵使大尺度运动从观测上是十全十美，描述其演变的微分方程完尺度运动从观测上是十全十美，描述其演变的微分方程完全了解并被精确求解，但未知的小尺度运动会通过非线性全了解并被精确求解，但未知的小尺度运动会通过非线性作用影响大尺度运动，给大尺度运动造成误差，并最终破作用影响大尺度运动，给大尺度运动造成误差，并最终破坏预报。这种影响的速度取决于小尺度流场的统计结构，坏预报。这种影响的速度取决于小尺度流场的统计结构，尤其是它的能谱。某些计算表明，对大于尤其是它的能谱。某些计算表明，对大于2km2

49、km波长的运动，波长的运动，由小尺度能量的增加所引起的不稳定大约在由小尺度能量的增加所引起的不稳定大约在1-21-2天内影响或天内影响或破坏天气尺度的场，从而限制了预报的准确率。破坏天气尺度的场，从而限制了预报的准确率。4 4 有组织对流的发生和发展有组织对流的发生和发展目前认为：改进模式中有组织中尺度对流的表征是改进次季目前认为：改进模式中有组织中尺度对流的表征是改进次季节以下预报的前提。因为热带对流的爆发对中纬度环流有重节以下预报的前提。因为热带对流的爆发对中纬度环流有重要影响。它可以启动和增幅频散的要影响。它可以启动和增幅频散的RossbyRossby波列，从而影响中波列，从而影响中纬度

50、斜压生命循环及其可预报性。纬度斜压生命循环及其可预报性。CISKCISK不稳定是引起有组织不稳定是引起有组织热带对流的主要机理，在后面还将进一步做详细阐述。以下热带对流的主要机理，在后面还将进一步做详细阐述。以下只给出实例（例子见图只给出实例（例子见图3.25-3.273.25-3.27）。）。图图3.25 3.25 南海与中印半岛对南海与中印半岛对流活动最早和突然爆发过流活动最早和突然爆发过程程印度印度南海南海图图3.26 3.26 夏季夏季OLROLR距平，单位：距平，单位：W/mW/m2 2，取，取1971197120002000年为气候平均（所用资料年为气候平均（所用资料为为19791