第三章大气热力学1.大气是一个热力系统，发生在大气中的各种热力过程和状态变化可以广泛地应用热力学定律和方法来进行研究。大气温度、湿度和稳定度在大气的热力过程和状态变化中起着十分重要的作用。2.表征湿度含量的水汽在大气中的含量虽然很小，但它是参与大气变化过程的最重要气体，其中最明显的例子是云和降水的形成直接与水汽及其相变有关。然而，云和降水的形成首先必须通过空气的垂直运动，而空气的垂直上升运动又是在一定的大气层结稳定度条件下才能产生。同时，温度、湿度和稳定度之间还存在着互相依存和互相影响的关系。这些就是本章所要涉及的内容。第第1节节 大气温度大气温度一.平均气温和气温极值v日平均气温日平均气温是一昼夜的24次、8次或4次观测值的平均数据。v月平均气温月平均气温是一月内各天日平均气温相加，然后除以该月的天数所得的值。v12个月的月平均气温相加，除以12所得结果就是年年平均气温平均气温。v某气象要素的极值是指有观测记录以来该气象要素的极端数值或在某特定时段的极端数值。实际应用中，有平均极值、极端值和一定保证率的极值等三种极值。v平均极值平均极值是指对每天观测到的某项极值(如最高温度)进行旬、月、年或多年平均的结果。v极端极值极端极值是以某要素在某时段内的全部极值观测记录中挑选出的最极端的数值。表表3.1.极端最高气温极端最高气温亚洲54TiratTsvi,以色列1942.6.21 -217澳大利亚53Cloncurry,昆士兰州1889.1.16 187欧洲50Seville,西班牙1881.8.48中国49.6吐鲁番，新疆1975.7.13 南美49Rivadavia,阿根廷1905.12.11203大洋洲42Tuguegarao,菲律宾1912.4.29 22南极洲15Vanda站1974.1.58极端最低气温的世界记录为-883，它出现在1960年8月24日南极洲的东方站；我国的极端最低气温为-523，出现在1969年2月13日黑龙江省的漠河站。二二. 影响地面气温的因子影响地面气温的因子v纬度v水、陆加热率差异v洋流影响v高度v地理位置。1.水、陆加热率差异v对太阳辐射的吸收、反射和透射率差异导致太阳能在陆面和水面分布厚度的不同。v水的比热平均要比陆地大三倍v水面的蒸发大于陆面的蒸发，导致水体失热过多，水温不易升高。以上各种因子的综合结果，使得水体增温缓慢，能储存更多的热能，同时其冷却也比陆地缓慢。表表3.2 南、北半球气温的平均年较差南、北半球气温的平均年较差()纬度北半球南半球纬度北半球南半球00060301115347532263013790403145236南半球气温年较差明显小于北半球南半球气温年较差明显小于北半球2.洋流影响v受暖(冷)洋流影响的陆地气温比不受影响的地方高(低)好几度。v例如，受暖高尔夫洋流(GolfStream)影响的伦敦(北纬51N)一月份平均气温比不受暖洋流影响的纽约(北纬40N)高4.5。受美国西海岸冷性加利福尼亚洋流的影响，加利福尼亚南部沿海的夏季气温要比美国东海岸(不受此冷洋流影响)纬度相当的地方低6或更多.3.高度v测站高度对平均气温有影响v高山站的实际气温要比按平均递减率计算的结果高v例如，厄瓜多尔海拨12m的Quayaquil年平均气温为25.5，与其相邻的海拨2800m的Quito年平均气温只有13.3。然而，按平均气温递减率计算，Quito的气温应该比Quayaquil低18.2，而现在仅比它低12.24.地理位置v地理位置可对气温产生大的影响。盛行向岸风的沿海站，因受海洋气流影响具有凉夏、暖冬的温度特征；而盛行离岸风的沿海站有着更多的陆地温度特征。三.全球海平面气温分布海平面气温分布的基本特征v等温线大部分(尤其是南半球)趋向于接近东西向排列，同时温度从赤道向极地降低。这说明地表和大气加热过程中起主要作用的入射太阳辐射是纬度的函数。此外，在北半球，等温线1月比7月密集，说明北半球的南北温差冬季大于夏季。这是由于太阳直射点位置1月份位于南半球、7月份位于北半球的缘故。v冬季北半球等温线在大陆上向赤道方向凸出，海洋上向极地方向凸出，而夏季则相反。南半球等温线较平直，在有陆地的地方，等温线也发生与北半球类似的弯曲情况。v各经线上具有最高气温的各点的连线，称为热赤热赤道道。然而，热赤道并非位于赤道，而是1月份位于510N，7月份北移至20N。这是由于北半球陆地面积广大，使气温强烈受热，以及夏季太阳直射点位置北移所致。v赤道附近的气温年变化很小，随着纬度的增加，年变化幅度也增大。气温年变化幅度还随着大陆度的增加而增大。大气中的水汽含量全球有140万万亿吨的水海水（咸水）占97淡水占3冰雪占2其它占1地下水占98.8表面水占1空中水占0.2（约28万亿吨）水汽占95云雨占5大大气气中中的的水水汽汽约约为为28万万亿亿吨吨9526.6万万亿亿吨。全球平均气柱内的水汽总量为吨。全球平均气柱内的水汽总量为27kg/m2 第第2节节 水水(分分)循环循环相变相变大气中的水汽随着温度、气压有剧烈的变化v在阿拉伯半岛的沙加海滨水汽混合比可高达35克/千克（湿空气中水汽质量和干空气质量之比），这是湿度最大值。而在南极的苏联东方站，相应的水汽混合比为10-4克/千克与最大值相差5个量级。我国新疆的吐鲁番年降水量仅16mm，也是非常干旱的地区。水汽的空间分布v水汽绝大部分集中在对流层下半部，随高度增加而急剧减少，水汽实际上随地区和季节的差异有很大的变化。3.3.水汽的分布特点水汽的分布特点 (1)大气中的水汽含量岁高度增加而明显减少; 观测表明:在1.5-2.0KM高度上,水汽含量已减少为地面的50%,至5KM高度处,只有地面的10%,再向上就更少了。 (2) 大气中的水汽含量还与地理纬度.海岸线分布、地势的高低、季节及天气条件密切相关。一一.水水(分分)循环循环v虽然任何时刻大气中的水汽含量只占地球总水量的很少一部分，但在一年内通过大气循环的绝对水量是巨大的，体积足以复盖整个地球表面100cm深的厚度。据估计，在北美，大气中通过气流携带的水分比全部陆地上河流输送的水要多6倍多。v全球的平均降水量必须等于蒸发的水量。v全球大陆降水量超过蒸发量；海洋上蒸发超过降水。二.水的相变和相平衡1.相变v在相态变化之中，供给物质的热量并非用于物质的温度变化,所以称它为潜热(隐藏的意思)。潜热在很多大气过程中起着重要作用。v“蒸发是一个冷却过程”v凝结必须释放凝结潜热,云和雾的形成离不开凝结，而潜热的释放在强天气(雷暴、台风等)形成过程中起着重要的作用，同时，还能将大量来自热带的热量向极地输送。v水汽在固体物(如草地或玻璃窗)上凝华，通常称这些凝华物为白霜，简称霜。v升华或凝华过程的能量收支等于融解和蒸发，或凝结和冻结两个过程的能量之和2.相(态)平衡物质的相态及其变化由温度和压强决定蒸发线蒸发线升华线融解线融解线三相点三相点临界温度临界温度374临界温度临界温度374临界压强临界压强v如果我们很小心地使水冷却，则纯水可以在0.0075以下并不冻结，这时的水称为过冷水，过冷水的饱和水汽压与温度的关系如OB线表示。过冷水与水汽的平衡称为亚稳平衡亚稳平衡3.饱和水汽压与温度的关系(1)克拉珀龙克拉珀龙克劳修斯克劳修斯(Clapeyron-Clausius)方程方程(2)纯水平面上的饱和水汽压(3)冰面饱和水汽压将克劳修斯克拉伯龙方程中蒸发潜热L换成升华潜热LsLd：冻结(溶解)潜热讨论：（1）因为t0)0H Hc c2、计算根据定义，在Hc处，具有 (3-2.12(3-2.12） 由上式可看出，气块的等熵凝结高度，由上式可看出，气块的等熵凝结高度，由气块初始温度露点差决定，由气块初始温度露点差决定，T T0 0-T-Td0d0越小，越小，气块愈近饱和，气块等熵凝结高度愈低；气块愈近饱和，气块等熵凝结高度愈低；反之，则越高。反之，则越高。3 可逆湿绝热过程与不可逆假绝热过程一、概念一、概念二、含液态水饱和湿空气的热量二、含液态水饱和湿空气的热量 方程方程三、假相当位温三、假相当位温四、可逆湿绝热过程的热量方程四、可逆湿绝热过程的热量方程五、不可逆假绝热过程五、不可逆假绝热过程六、湿绝热降温率六、湿绝热降温率 特点：等熵过程，发生了相变，但特点：等熵过程，发生了相变，但 （m mv v+m+ml l) )不变，不变，m md d不变。不变。一、概念 气块上升到凝结高度以上，水汽开始气块上升到凝结高度以上，水汽开始凝结并释放出潜热，如果饱和空气块继续凝结并释放出潜热，如果饱和空气块继续上升且上升且全部凝结物保留全部凝结物保留在气块内，并与外在气块内，并与外界无热量交换；气块下降时，凝结物又凝界无热量交换；气块下降时，凝结物又凝结沿逆过程回到原来的状态，这样的过程结沿逆过程回到原来的状态，这样的过程成为可逆湿绝热过程。成为可逆湿绝热过程。1 1、可逆湿绝热过程、可逆湿绝热过程2、不可逆假绝热过程 气块上升到等熵凝结高度以上，水气块上升到等熵凝结高度以上，水汽开始凝结并释放出潜热，如果饱和空汽开始凝结并释放出潜热，如果饱和空气块继续上升且凝结物气块继续上升且凝结物全部脱离气块全部脱离气块；气块下降时，只能沿干绝热过程变化，气块下降时，只能沿干绝热过程变化，这一过程称为不可逆这一过程称为不可逆假假绝热过程。绝热过程。凝结物脱离气块带走少量热量，并非严格的绝热过程。二、湿绝热方程空气块质量为空气块质量为则熵则熵分别是干空气分别是干空气,水汽水汽,液态水的比熵液态水的比熵相变过程，相变过程，？ 对于液态水对于液态水内能内能c cl l，液态水的比热液态水的比热又液态水不可压又液态水不可压令湿绝热过程是可逆过程及等熵过程 含液态水饱和湿空气的热量方程含液态水饱和湿空气的热量方程三、假绝热方程v凝结的液态水脱离系统,但释放的潜热仍留在气块中,可近似当做绝热过程,只要将湿绝热方程中改为即可四.湿绝热温度递减率v上升过程中,湿绝热过程和假绝热过程视为等价v下降过程湿绝热仍是湿绝热,假绝热则为干绝热过程由假绝热方程得讨论v是上升过程中水汽的变化,因此物理原因：饱和气块上升过程中凝结潜热的释放部分补偿了气块膨胀做功减少的内能。vv随高度上升水汽减少,逐渐向靠拢4.假相当位温和假相当温度假相当位温和假相当温度v假相当位温假相当位温sev 在干绝热过程中，位温在干绝热过程中，位温不变，利用不变，利用的保守性可以的保守性可以跟踪未饱和空气的运动，识别运动过程中的气块。跟踪未饱和空气的运动，识别运动过程中的气块。v但在凝结高度以上的湿绝热过程中，由于凝结和凝但在凝结高度以上的湿绝热过程中，由于凝结和凝结物的降落，位温结物的降落，位温不再保守，不能用来表征饱和湿不再保守，不能用来表征饱和湿空气的热力性质。但这时却存在另一个保守量空气的热力性质。但这时却存在另一个保守量假假相当位温相当位温(se)，它能用来跟踪饱和湿空气的运动。，它能用来跟踪饱和湿空气的运动。 v在湿绝热过程中，由于释放凝结潜热，系统得到在湿绝热过程中，由于释放凝结潜热，系统得到的热量的热量dQ=Ldrs，将其代入热流量方程，可以，将其代入热流量方程，可以得到得到v v v可见，在湿绝热上升过程中，由于凝结可见，在湿绝热上升过程中，由于凝结(drs0)释放潜热，使位温随着高度的增加而升高释放潜热，使位温随着高度的增加而升高(d0)。v问题问题:在湿绝热上升过程中在湿绝热上升过程中,位温最大升高到多少位温最大升高到多少?v为了便于对上式积分，取为了便于对上式积分，取 ,并取并取Lv为常数，则为常数，则 v将上式从凝结高度将上式从凝结高度(温度为温度为Tc，位温为，位温为c)积分至积分至rs=0的高度，并定义气的高度，并定义气块假绝热上升至水汽全部凝结时得到的最大块假绝热上升至水汽全部凝结时得到的最大值为假相当位温值为假相当位温se(欧美欧美国家常称其为相当位温，并记为国家常称其为相当位温，并记为se)，则得，则得v于是于是se 的定义式可写为的定义式可写为v按照前面所说的位温的定义，按照前面所说的位温的定义，se就是湿空气在上就是湿空气在上升过程中升过程中(先为干绝热上升，凝结高度以上按湿绝热先为干绝热上升，凝结高度以上按湿绝热上升上升)至所含水汽全部凝结、降落，潜热全部释放后，至所含水汽全部凝结、降落，潜热全部释放后，再按干绝热过程下降到再按干绝热过程下降到1000百帕时的温度，也是湿百帕时的温度，也是湿空气的最大可能位温。空气的最大可能位温。vse是气块温度和饱和混合比是气块温度和饱和混合比rs的函数，不管空气处的函数，不管空气处于未饱和前的干绝热过程中，还是在饱和的湿绝热于未饱和前的干绝热过程中，还是在饱和的湿绝热过程中，其值都不变，是个保守量。过程中，其值都不变，是个保守量。(2)假相当温度假相当温度(Tse ) v相应于干绝热过程中位温与温度的概念和关系，与相应于干绝热过程中位温与温度的概念和关系，与假相当位温相对应，也应有假相当温度。假相当位温相对应，也应有假相当温度。v假相当温度假相当温度(Tse)的定义是：饱和湿空气假绝热上的定义是：饱和湿空气假绝热上升至升至rs=0，然后干绝热下降到起始高度，然后干绝热下降到起始高度(或气压或气压)时时所具有的温度。所具有的温度。 v由由se和和Tse 的定义可知，的定义可知，se与与Tse的关系跟的关系跟与与T的关系都是和干绝热过程相联系的，因此它们都的关系都是和干绝热过程相联系的，因此它们都满足泊松方程，即有满足泊松方程，即有v v与位温表达式相比，得与位温表达式相比，得v以以se 的定义式代入，可得的定义式代入，可得Tse与与T的关系式的关系式 5.焚风效应焚风效应v焚风是气流过山后在背风坡形成的干热风。它有可能使植物、庄稼枯死，森林出现火灾。焚风是自然界中存在的一种假绝热过程，又称钦若克风。焚风成因v气流遇山被迫抬升时，若其凝结高度气流遇山被迫抬升时，若其凝结高度Zc低于山脉高低于山脉高度，则山前气流先按干绝热递减率度，则山前气流先按干绝热递减率d降温，至凝结降温，至凝结高度，达饱和后，水汽开始凝结，并进而形成云和高度，达饱和后，水汽开始凝结，并进而形成云和降水，这时空气按湿绝热递减率降水，这时空气按湿绝热递减率(m)缓慢降温。缓慢降温。当气流过山顶沿山坡下滑时，因凝结物大多在迎风当气流过山顶沿山坡下滑时，因凝结物大多在迎风坡作为雨降落，背山坡空气在开始下滑的短时间内，坡作为雨降落，背山坡空气在开始下滑的短时间内，会因保留在气块中的一小部分凝结物的蒸发而按湿会因保留在气块中的一小部分凝结物的蒸发而按湿绝热递减率增温。但在以后的大部分时间内，则以绝热递减率增温。但在以后的大部分时间内，则以干绝热变温率增温。结果，越山气流到达山下时，干绝热变温率增温。结果，越山气流到达山下时，其温度就会比越山前高得多，而湿度却小得多，从其温度就会比越山前高得多，而湿度却小得多，从而形成焚风现象。而形成焚风现象。3.5 热力学图解热力学图解v大气的热力状态和热力过程，以及在热力过程中各大气的热力状态和热力过程，以及在热力过程中各种物理量的变化等，可以从理论上通过数学公式进种物理量的变化等，可以从理论上通过数学公式进行计算，然而利用图解法要行计算，然而利用图解法要简便简便得多，而且得多，而且直观清直观清晰晰，不仅能用于分析研究，更适合于日常的气象，不仅能用于分析研究，更适合于日常的气象业业务工作务工作。v热力学图解的种类很多，但是，无论那一种热力学热力学图解的种类很多，但是，无论那一种热力学图解，都是把常用的热力学公式预先给定各种可能图解，都是把常用的热力学公式预先给定各种可能的参数作成图表。的参数作成图表。v很多大气过程可以看成是绝热过程或假绝热过程，很多大气过程可以看成是绝热过程或假绝热过程，因此，大气热力学图解主要用来描述大气的绝热过因此，大气热力学图解主要用来描述大气的绝热过程，常用的热力学图解有程，常用的热力学图解有温度温度-对数压力图对数压力图(又称埃又称埃玛图玛图)、温熵图、斜埃玛图、假绝热图等。、温熵图、斜埃玛图、假绝热图等。优点：简单、直观优点：简单、直观缺点：误差比公式计算的大缺点：误差比公式计算的大热力学图解法适用于：热力学图解法适用于：1）精度要求不高的业务工作；）精度要求不高的业务工作；2）需要获得直观认识的场合）需要获得直观认识的场合公式法适用于理论研究，精度要求高的业务公式法适用于理论研究，精度要求高的业务工作。工作。热力学图表结构要求：热力学图表结构要求：v为了便于在热力学图上反映系统作功和能量的变化，为了便于在热力学图上反映系统作功和能量的变化，要求图上过程曲线所围的要求图上过程曲线所围的面积大小能代表功和能量面积大小能代表功和能量的多少的多少； v它的坐标最好是能实测到的气象要素或是其简单的它的坐标最好是能实测到的气象要素或是其简单的函数；函数； v图上的主要线条尽可能为直线或近似为直线；图上的主要线条尽可能为直线或近似为直线； v图上各组线条之间的夹角尽可能大，以便准确读数。图上各组线条之间的夹角尽可能大，以便准确读数。 v一般绝热图上的基本线条有等温线、等压线、干绝一般绝热图上的基本线条有等温线、等压线、干绝热线、湿绝热线以及饱和比湿线。热线、湿绝热线以及饱和比湿线。 3.5.1温度对数压力图结构(埃玛图埃玛图)v坐标系为坐标系为v热力学方程v面积具有能量单位：1cm2=74.4J/kg特点：特点： (1)纵坐标所示的气压向上减小，与实际大气纵坐标所示的气压向上减小，与实际大气情况相同，应用方便；情况相同，应用方便；(2)相差相差n倍的两等压线之间的距离相等，使倍的两等压线之间的距离相等，使具有具有T-lnp图可重复使用性；图可重复使用性；可以用可以用1000到到200百帕之间的等压线来代替百帕之间的等压线来代替250到到50百帕百帕之间的等压线，这样，之间的等压线，这样，T-lnP图就不至于太图就不至于太大。大。(3)(3)是一种能量图解。是一种能量图解。 推导： 对一的封闭系，在无限小的可逆过对一的封闭系，在无限小的可逆过程中，外界对他所做的体胀功为程中，外界对他所做的体胀功为(3-4.1.2)(3-4.1.2) 若该系统为一个均匀的未饱和湿若该系统为一个均匀的未饱和湿空气系统，代入空气状态方程空气系统，代入空气状态方程得得 (3-4.1.3(3-4.1.3）式右边表示）式右边表示T-T-lnplnp图中一块面图中一块面积的积的R Rm m倍。倍。 所以，所以，T-T-lnplnp图是一种图是一种能量图解能量图解。变换后，得变换后，得 2.基本线条基本线条(1)等温线等温线平行于纵坐标的一组等间隔平行于纵坐标的一组等间隔(黄色黄色)直线。直线。 (2)等压线等压线平行于横坐标的一组平行于横坐标的一组(黄色黄色)直线直线v在纵坐标的左侧有在纵坐标的左侧有1000200 hPa之间每隔之间每隔100 hPa的等压线数值，右侧括号内标有的等压线数值，右侧括号内标有25050 hPa之间的等压线数值。之间的等压线数值。（3）干绝热线）干绝热线等位温线，一组近等位温线，一组近似为直线的左倾黄色对数实线似为直线的左倾黄色对数实线 在在T-lnp图上应用时，位温定义为：图上应用时，位温定义为：取对数，得取对数，得(3-4.2)(3-4.3)此为此为T-lnp图上的等图上的等线方程，线方程， 将将代入，得代入，得(3-4.4) 在干绝热过程中，位温为保守量。在干绝热过程中，位温为保守量。取一组不同的位温值就能得到一组等位取一组不同的位温值就能得到一组等位温线，它是一组对数曲线。温线，它是一组对数曲线。 当温度变化不大时，斜率变化也当温度变化不大时，斜率变化也不大，所以干绝热线近似为直线。不大，所以干绝热线近似为直线。其斜率为其斜率为(3-4.5)(4)等饱和比湿线等饱和比湿线一组近似为直线的一组近似为直线的(绿色绿色)双曲线。双曲线。 饱和比湿饱和比湿qs=622E/p。取取qs=常数，然后对上式取对数、微分，常数，然后对上式取对数、微分，并利用克拉珀龙并利用克拉珀龙克劳修斯方程的近似形式克劳修斯方程的近似形式可以得到可以得到vv积分上式，则可得积分上式，则可得v以以x=T,y=-lnp代入上式，即得代入上式，即得v v这就是等饱和比湿线所满足的双曲线方程，它在大气的温、这就是等饱和比湿线所满足的双曲线方程，它在大气的温、压范围内近似为直线。压范围内近似为直线。(5)假绝热线假绝热线(绿色绿色)虚曲线虚曲线 v 由于饱和湿空气的绝热上升过程中，可逆由于饱和湿空气的绝热上升过程中，可逆湿绝热过程和假绝热过程差别不大，可以用湿绝热过程和假绝热过程差别不大，可以用假绝热过程来代替，一般假绝热过程来代替，一般T-lnp图上只绘制假图上只绘制假绝热线。绝热线。v假绝热线曲线不是根据假绝热方程作出，而假绝热线曲线不是根据假绝热方程作出，而是根据物理过程的分析逐段画出来。是根据物理过程的分析逐段画出来。其思路是其思路是将假绝热将假绝热过程近似过程近似处理成一处理成一个等压凝个等压凝结过程加结过程加上一个干上一个干绝热过程绝热过程将将A点到点到B点的假绝热线的绘制分二步进行。第一步，假设饱和气块由点的假绝热线的绘制分二步进行。第一步，假设饱和气块由A到到B的全部可凝的全部可凝结水汽先在结水汽先在A点等压凝结，释放的潜热使空气增温至点等压凝结，释放的潜热使空气增温至A (T,P,qs+qs)点，其中点，其中T=T+(-Lvqs/Cpd)。这时。这时A点的比湿点的比湿(qs+qs)qs，不饱和了。第二步，将不饱和气块，不饱和了。第二步，将不饱和气块A干干绝热上升到与等饱和比湿线绝热上升到与等饱和比湿线(qs+qs)相交，得到相交，得到B点。点。A与与B点的联线就是状态点的联线就是状态A与与B之之间的假绝热线。以间的假绝热线。以B点为起点重复以上制作点为起点重复以上制作AB线的方法，即可得到线的方法，即可得到B点上面的点上面的C点。继点。继续这样的过程就可以得到整个假绝热线。这种近似的绘图方法所引起的误差，从能量角续这样的过程就可以得到整个假绝热线。这种近似的绘图方法所引起的误差，从能量角度讲，等于三角形度讲，等于三角形AA-B面积所代表的能量。为了减小这种误差，作图时必须将面积所代表的能量。为了减小这种误差，作图时必须将值值尽量减小。假绝热过程中，尽量减小。假绝热过程中，近似为常数，近似为常数，因此假绝热线也是等因此假绝热线也是等线。线。 3.5.2 -图的应用图的应用 1点绘层结曲线点绘层结曲线 将高空观测所得的气压、温度值点绘在将高空观测所得的气压、温度值点绘在T-lnp图上，图上，连接各点即得连接各点即得温度层结曲线温度层结曲线。由于高度与气压存在。由于高度与气压存在一定的关系，因此，可以把温度随气压的分布一定的关系，因此，可以把温度随气压的分布T(p)看作温度随高度的分布看作温度随高度的分布T(z)，层结曲线也就是，层结曲线也就是dT/dz的图解表示。的图解表示。 若把高空观测的露点或相对湿度值点绘在若把高空观测的露点或相对湿度值点绘在T-lnp图上，图上，连接成曲线就得到表示连接成曲线就得到表示湿度分布的层结曲线湿度分布的层结曲线。 T-lnpTTd 2作绝热过程的状态曲线作绝热过程的状态曲线 状态曲线表示空气上升下降过程中状态状态曲线表示空气上升下降过程中状态(温温度度)的变化的变化，它是未饱和湿空气先沿干绝热线，它是未饱和湿空气先沿干绝热线上升至凝结高度，然后沿湿绝热线上升所构上升至凝结高度，然后沿湿绝热线上升所构成的曲线。成的曲线。T-lnpZc 3.求温湿特征量求温湿特征量以某一状态点以某一状态点A(p,t,td)为例为例 (1)位温位温() 通过通过A点的干绝热线与点的干绝热线与1000hPa等压线相等压线相交点所对应的温度，即为交点所对应的温度，即为A点空气的位温。点空气的位温。 因为图中干绝热线上注有因为图中干绝热线上注有值，所以实际值，所以实际操作时，只要直接读取通过操作时，只要直接读取通过A点的干绝热线上点的干绝热线上的位温数值即可。例如，当的位温数值即可。例如，当A点的点的p=1010，t=22时，则时，则=21.5。 (2)饱和比湿饱和比湿(qs)和比湿和比湿(q) A(p,t) 点的饱和比湿，只要读取通过该点点的饱和比湿，只要读取通过该点的等饱和比湿线的数值的等饱和比湿线的数值(没有等饱和比湿线通没有等饱和比湿线通过时，采用内插法过时，采用内插法)即可。即可。 通过通过(p,td)点的饱和比湿即为实际比湿。点的饱和比湿即为实际比湿。例：由例：由A点的点的p=1010hPa，t=22，td=14求得求得qs=16.4g/kg，q=9.9g/kg。 (3)相对湿度相对湿度(f) 可以采用可以采用图解法和公式相结合的方法图解法和公式相结合的方法，先，先由图求出由图求出q和和qs，再由公式，再由公式 f=q/qs100%算算出相对湿度。以上面求出的出相对湿度。以上面求出的qs=16.4g/kg， q=9.9g/kg代入即可得代入即可得f=60%。 (4)凝结高度凝结高度(zc) 由于通过由于通过(p，td)点的饱和比湿就是状态点的饱和比湿就是状态A(p，t，td)点的实际比湿点的实际比湿q，因此，由，因此，由A(p,t)点沿干绝热线上升，直到与通过点沿干绝热线上升，直到与通过(p,td)点的点的等饱和比湿线相交之点即为凝结高度。等饱和比湿线相交之点即为凝结高度。-lnpZcTdT(5)假相当位温假相当位温(se) v se可以根据其定义求取，即气块可以根据其定义求取，即气块A(p，t，td)沿干绝热线上升到凝结高度沿干绝热线上升到凝结高度B点后，再点后，再沿湿绝热线上升，直至水汽全部凝结沿湿绝热线上升，直至水汽全部凝结(即即se线与线与线平行时线平行时)，再沿干绝热线下降到，再沿干绝热线下降到1000hPa时的温度就是时的温度就是se。 v 由于由于se在干、湿绝热过程中不变，湿绝在干、湿绝热过程中不变，湿绝热线就是等热线就是等se线，图中每根湿绝热线上都标线，图中每根湿绝热线上都标有有se值，因此可以利用值，因此可以利用se的保守性简化求的保守性简化求取的手续取的手续只要读出凝结高度只要读出凝结高度B点的点的se值就值就行行。用此方法，可以方便地得出状态。用此方法，可以方便地得出状态A(1010hPa，22，14)的的se=52。 v(6)饱和水汽压饱和水汽压(E)和实和实际水汽压际水汽压(e) 因为因为qs=622E/p，当，当p=622hPa时，饱和比时，饱和比湿湿qs(g/kg)的值与饱和的值与饱和水汽压水汽压E(hPa)的数值相的数值相等等, 沿着状态点沿着状态点A(p,t)的等温线上升的等温线上升(t不变，不变，E则不变则不变)，直至与，直至与p=622hPa等压线相交等压线相交于于D点点,则通过则通过D点的饱点的饱和比湿线和比湿线qs的数值就是的数值就是A点的饱和水汽压点的饱和水汽压(E)。v求取实际水汽压(e)的方法与求E的方法类似。利用q=622e/p=622E(td)/p的关系，只要沿通过A(p,td)点的等温线上升到与p=622hPa等压线相交于D点，则该点等饱和比湿线(qs)的数值，就是状态A(P,t,td)的实际水汽压。v (7)假湿球位温假湿球位温(sw)和假湿球温度和假湿球温度(Tsw) 假湿球位温假湿球位温：空气由状态：空气由状态(p，t，td)按干绝热上升到凝结高度后，再沿湿绝按干绝热上升到凝结高度后，再沿湿绝热线下降到热线下降到1000hpa时所具有的温度。时所具有的温度。 假湿球温度假湿球温度Tsw，是从凝结高度，是从凝结高度B点沿湿绝热线下降到原来的高度点沿湿绝热线下降到原来的高度E点时所得点时所得到的温度到的温度从理论上可以推出从理论上可以推出sw 与与se ,Tsw 与与Tw(湿球温度湿球温度)之间的关系。之间的关系。 (8)虚温虚温(Tv) v 由虚温的定义由虚温的定义Tv=T(1+0.378e/P)，可得虚温差，可得虚温差 Tv=Tv-T=0.378Te/p Tvs=Tvs-T=0.378TE/p Tv=Tvs*f Tv=T+ Tvs*f 式中式中Tvs称为称为饱和虚温差饱和虚温差。在。在T-lnp图的各等压面图的各等压面(1000，900，800，700百帕，百帕，)上，相邻两根上，相邻两根绿色短竖线之间的温度差表示饱和虚温差绿色短竖线之间的温度差表示饱和虚温差Tvs。 因此，若已知状态因此，若已知状态A(p,t,f)，则可由，则可由Tvs求出求出Tv，最后由，最后由Tv=T+Tv求得虚温求得虚温Tv。若已知状态。若已知状态点的点的a(p,T,Td)，则可以利用露点时的饱和虚温差，则可以利用露点时的饱和虚温差dvs 求取求取Tv。 4求等压面间的厚度和高度求等压面间的厚度和高度 v以位势米为单位的压力公式以位势米为单位的压力公式v表明：给定不同的表明：给定不同的T值，可预先计算等压面值，可预先计算等压面p1与与p2之之间的厚度。间的厚度。T-lnp图上就以小黄点上的数值表示用这图上就以小黄点上的数值表示用这种方法预先算出的各标准等压面之间种方法预先算出的各标准等压面之间(1000850，850700，700500hpa等等)的厚度。的厚度。 v若要求等压面若要求等压面p1=850hPa与与p2=700hPa之间的厚之间的厚度度H(-850) ,首先根据层结曲线，利用等面积首先根据层结曲线，利用等面积法法(面积面积A1=A2)求出求出p1与与p2间的平均温度间的平均温度Tv然后在然后在T-lnp图上读出相应于图上读出相应于T的的850700hPa间的间的厚度。厚度。v如果要求某地如果要求某地500hPa等压面高度等压面高度H(500)，则可利用，则可利用 H(500)=H(0)+H(1000-po)+H(850- 1000)+H(700-850)+H(500-700)v式中式中H(0)是海拨高度，是海拨高度，po为本站气压；为本站气压；H(1000-P0)为为1000hPa等压面距该站的高度，可以利用气压阶等压面距该站的高度，可以利用气压阶公式计算或查表公式计算或查表1.5求得。求得。1.已知某地某已知某地某时时的探空部分的探空部分记录记录如下表如下表根据根据该记录该记录，利用，利用T-lnp 图图完成下列各完成下列各问问（结结果保留一位小数）：果保留一位小数）：P（hPa）1000920850800700T（）192215125Td（）181615125课堂练习课堂练习1、求、求920hPa的的q、qs、zc（用（用hPa表示）、表示）、se；2、判、判别别从从1000hPa700hPa这这一厚气一厚气层层的的稳稳定度定度类类型；型；3、判、判别别1000hPa920hPa气气层层属于属于对对流性（位流性（位势势）不）不稳稳定、定、对对流流性（位性（位势势）中性、）中性、还还是是对对流性（位流性（位势势）稳稳定气定气层层。 （1）q=12.6g/kg ；qs=18.0 g/kg ；zc=840hPa；=29.1 ；se=70（2）绝对稳绝对稳定型；定型；（3）1000hPa：=19，se=60 920 hPa：=29.1，se=70可可见见所以所以1000hPa920hPa气气层层属于属于对对流性（位流性（位势势）稳稳定气定气层层3.6 大气的静力稳定度大气的静力稳定度 当空气绝热上升至凝结高度后开始凝结，继续当空气绝热上升至凝结高度后开始凝结，继续上升就可能形成云和降水。那么，为什么空气有时上升就可能形成云和降水。那么，为什么空气有时能上升而有时却不能能上升而有时却不能? 为什么空气上升时，所形成的云和降水的类型、为什么空气上升时，所形成的云和降水的类型、大小以及强度又那么多变大小以及强度又那么多变?这与大气的稳定度密切相这与大气的稳定度密切相关。例如，各种雾、层状云、连续性降水都发生在关。例如，各种雾、层状云、连续性降水都发生在较为稳定的大气中；而对流云、阵性降水，以及龙较为稳定的大气中；而对流云、阵性降水，以及龙卷、冰雹等强对流天气都发生在不稳定大气中。卷、冰雹等强对流天气都发生在不稳定大气中。3.6.1 大气静力稳定度的概念大气静力稳定度的概念 大气稳定度有静力稳定度和动力稳定度之大气稳定度有静力稳定度和动力稳定度之分。这里所说的分。这里所说的静力稳定度是指处于静力平静力稳定度是指处于静力平衡状态的大气中，一旦空气团块受到外力衡状态的大气中，一旦空气团块受到外力(动动力或热力力或热力)因子的扰动，离开原来位置，产生因子的扰动，离开原来位置，产生垂直运动垂直运动.当除去外力后，空气能保持它的原当除去外力后，空气能保持它的原位、或上升或下降的这种趋势，称为大气静位、或上升或下降的这种趋势，称为大气静力稳定度。力稳定度。 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。3.6.2 判断静力稳定度的基本方法判断静力稳定度的基本方法气块法气块法v基本思路v分析受扰气块运动到某高度，在该高度上的铅直运动趋势。基本假设v气块作垂直运动时，周围的环境大气仍保持静气块作垂直运动时，周围的环境大气仍保持静力平衡状态；力平衡状态；v气块与周围环境之间无混合，即不发生质量和气块与周围环境之间无混合，即不发生质量和热量的交换；热量的交换；v在任一时刻在任一时刻 气块的气压气块的气压p与同高度环境空气的与同高度环境空气的气压气压pe相等，符合准静力条件。相等，符合准静力条件。设此气块受外力作用产生一个铅直位移dz到达高度z时，若除去外力，看它是否能继续上升，只要判断其是否有加速度dw/dt?方向如何?1干空气和未饱和湿空气的稳定度判据干空气和未饱和湿空气的稳定度判据v气块在垂直方向上受两个力的作用：一个是重力气块在垂直方向上受两个力的作用：一个是重力g,垂直指向下；另一个是阿基米德浮垂直指向下；另一个是阿基米德浮 力力eg，垂直指向上。，垂直指向上。v气块在垂直方向所受的净作用力（气块在垂直方向所受的净作用力（净举力净举力）为）为f=eg-g=(e-)g。v气块垂直加速度气块垂直加速度v利用状态方程以及准静力条件利用状态方程以及准静力条件p=pev dw/dt=g*(T-Te)/Te v v由此可得未饱和湿空气的稳定判据由此可得未饱和湿空气的稳定判据 d 不稳定不稳定 =d 中中 性性 d 稳稳 定定 HT0dd 图图2 2 未饱和气层静力稳定度的判未饱和气层静力稳定度的判据示意图据示意图(1)(1)不稳定不稳定HT0 d d “”） 特点：在这种气层中，其底部只要受特点：在这种气层中，其底部只要受到较强的扰动，迫使气块移到到较强的扰动，迫使气块移到自由对流高自由对流高度度B B以上，气块的上升运动得到发展，其以上，气块的上升运动得到发展，其称为真潜不稳定型；称为真潜不稳定型；如图如图4 4图4真潜不稳定型Tln(p00/p)p0T0p1T1p2T2p3T3p4T4HcBE自由对流高度对流上限假潜不稳定型（“+”=Tg，且有扰动。 如图10图10对流凝结高度q0Hln(p00/p)p0HTdoTTgT0THTMAXTg（5）状态点分析 HC等熵凝结高度，形成云（云底） B自由对流高度 E对流上限高度，云顶（w达最大）。（如图（如图7 7）下方负不稳定能量称为对流抑制能量（下方负不稳定能量称为对流抑制能量（CIN） （Convective Inhibition,简称简称CIN）CIN的物理意义v处于大气底部的气块，若要能自由地参与对流，至少要从其它途径获得的能量下限。vCIN的作用与干暖盖效应干暖盖效应相似干暖盖(dryandwarmlid)覆盖在较湿空气之上，具有一定厚度的高温干燥空气层，离地面1-3km。它与行星边界层内长波辐射造成的逆温层不同，没有明显日变化。干暖盖是强对流发生的重要前兆。它的存在和维持，对不稳定能量的积聚有重要作用。上方正不稳定能量称为对流有效位能上方正不稳定能量称为对流有效位能(CAPE)ConvectiveAvailablePotentialEnergy）CAPE物理意义:气块受环境正浮力做功而可能获得的动能 对流抑制能量（对流抑制能量（CIN）定义式）定义式对流有效位能（对流有效位能（CAPE）定义式）定义式 不稳定能量与空气湿度关系不稳定能量与空气湿度关系v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pop1之间容易形成真潜不稳定；v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；v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。v可见，低层湿度越大，越有利于对流的发展。CIN与与CAPE在强对流天气中应用在强对流天气中应用(1)冰雹天气发生时冰雹天气发生时CIN与与CAPE值及其值及其 变化趋势分析变化趋势分析 （2）龙卷天气发生时）龙卷天气发生时CIN与与CAPE值及其变化趋势分析值及其变化趋势分析3.热对流的预测热对流的预测 v大气中能否出现对流，对流的强弱如何大气中能否出现对流，对流的强弱如何?通常取决于通常取决于三个条件：三个条件：大气层结的不稳定度。气层愈不稳定，或正不稳定大气层结的不稳定度。气层愈不稳定，或正不稳定能量面积愈大，愈有利于对流发展。能量面积愈大，愈有利于对流发展。水汽条件。低层空气湿度愈大，凝结高度愈低，愈水汽条件。低层空气湿度愈大，凝结高度愈低，愈有利于对流发展。有利于对流发展。必须有促使空气抬升的外力。外力愈大，愈有利于必须有促使空气抬升的外力。外力愈大，愈有利于对流的产生和发展。对流的产生和发展。 v外力是产生对流的触发条件，根据外力的不同，可外力是产生对流的触发条件，根据外力的不同，可将对流分为将对流分为动力对流和热力对流动力对流和热力对流两种。两种。v锋面抬升、气流流经起伏地形和流场的水平辐合等锋面抬升、气流流经起伏地形和流场的水平辐合等是产生对流的动力因子；是产生对流的动力因子；v地面受热不均是产生热力对流的原因。地面受热不均是产生热力对流的原因。 v夏季午后经常会由于地面受热不均而产生热对流云，夏季午后经常会由于地面受热不均而产生热对流云，甚至发展成热雷雨甚至发展成热雷雨v利用绝热图和温、湿探空资料，根据当天最高气温利用绝热图和温、湿探空资料，根据当天最高气温Tmax的预报可粗略地估计对流云的生成时间、云高的预报可粗略地估计对流云的生成时间、云高和云厚。和云厚。 层结曲线状态曲线自由对流高度凝结高度日出后，地面以及近地层空气逐渐增温(由To增至T1、T2、Tg)，并使近地层气温递减率趋于d。若空气的比湿不变，则当地面气温增至Tg时，底层的负能量面积全部消失，这时地面空气稍受扰动就能沿干绝热线上升至H点。H点称为对流凝结高度，它既具有凝结高度的性质，又具有自由对流高度的作用。H点以上，气块将沿湿绝热线上升，直至与层结曲线相交于E点。vTg称为对流温度，可以看成是发展热对流的一个地面临界温度。称为对流温度，可以看成是发展热对流的一个地面临界温度。地面气温如能升高到地面气温如能升高到Tg，则有可能发展对流云。，则有可能发展对流云。v确定确定Tg的方法为：求出通过地面露点温度的等饱与比湿线和温的方法为：求出通过地面露点温度的等饱与比湿线和温度层结曲线的交点度层结曲线的交点H，则过，则过H点的干绝热线与点的干绝热线与po等压线的交点等压线的交点所对应的温度即为所对应的温度即为Tg。 v如果预报的地面最高气温如果预报的地面最高气温Tmax大于大于Tg，而且，而且H点以上是正不点以上是正不稳定能量面积，则可预报有热对流云发生和发展的可能。地面稳定能量面积，则可预报有热对流云发生和发展的可能。地面气温气温To增至增至Tg的时间就是积云开始出现的时间，的时间就是积云开始出现的时间，H为云底高度，为云底高度，HE的厚度为积云厚度。的厚度为积云厚度。v必须指出，以上只是根据早晨的层结曲线对局地热对流积云的必须指出，以上只是根据早晨的层结曲线对局地热对流积云的预测，而且还假设空气湿度不变。实际预报应对当天以及前几预测，而且还假设空气湿度不变。实际预报应对当天以及前几天的天气状况及其演变作具体分析。天的天气状况及其演变作具体分析。 3.6.4 稳定度的变化稳定度的变化 由稳定度判据可知，大气稳定度取决于-d或(和)-m，因此稳定度将取决于环境大气温度递减率。虽然每日温度变化在稳定度变化中起着重要作用，但很多稳定度变化由空气运动(水平运动和垂直运动)所造成。因为空气运动能使气温递减率发生改变。另一方面，空气的夹卷能影响气块的状态曲线，从而使大气层结稳定度发生改变1空气的水平运动对稳定度的影响空气的水平运动对稳定度的影响v空气的冷、暖平流和干、湿平流都会造成大气稳定度的变化，空气的冷、暖平流和干、湿平流都会造成大气稳定度的变化，尤其是高、低层出现不同的平流差异时，影响更大。尤其是高、低层出现不同的平流差异时，影响更大。 v 当暖当暖(湿湿)空气平流到冷空气平流到冷(干干)地面上时，会使气层的稳定度增地面上时，会使气层的稳定度增加，甚至出现平流逆温，从而形成平流雾；加，甚至出现平流逆温，从而形成平流雾；v相反，当干相反，当干(冷冷)气流平流至暖气流平流至暖(湿湿)水面时，气层的温度直减水面时，气层的温度直减率率会大幅度的增加而使会大幅度的增加而使d，层结变得不稳定，通常会产，层结变得不稳定，通常会产生云和降水。生云和降水。v如果在大气低层出现暖如果在大气低层出现暖(湿湿)平流，高层有冷平流，高层有冷(干干)平流平流,则未则未来的不稳定度将大大增加，在适当的外力冲击下，常常造成来的不稳定度将大大增加，在适当的外力冲击下，常常造成严重的雷雨、冰雹、暴雨等强对流天气。严重的雷雨、冰雹、暴雨等强对流天气。2整层空气抬升或下沉时稳定度的变化整层空气抬升或下沉时稳定度的变化 v大气中常常会出现大范围气层的垂直升降运动。大气中常常会出现大范围气层的垂直升降运动。v例如，气层例如，气层(团团)迂到大尺度山地或锋面时会被迫抬迂到大尺度山地或锋面时会被迫抬升；在大尺度高压系统内有气层的下沉辐散，在发升；在大尺度高压系统内有气层的下沉辐散，在发展的气旋展的气旋(低压低压)中有较强的辐合上升运动。气层的中有较强的辐合上升运动。气层的上升和下沉会使其中的上升和下沉会使其中的发生变化，从而引起气层发生变化，从而引起气层稳定度的变化。下面分两种情况进行讨论，并假设：稳定度的变化。下面分两种情况进行讨论，并假设：气层在升降过程中是绝热的，总质量也保持不变；气层在升降过程中是绝热的，总质量也保持不变；气层内部不发生湍流混合，也不发生翻滚现象，气层内部不发生湍流混合，也不发生翻滚现象，因此气层内部的相对位置不变因此气层内部的相对位置不变(1)气层升降过程中始终为未饱和状态气层升降过程中始终为未饱和状态设某气层从气压p1(高度z1)垂直下降至气压p2(高度z2)质量守恒代入状态方程得由(3.32)得因此即上式改写为此为下沉时气温递减率的变化气层上升时气温递减率的变化统一形式下标0为初始状态,无下标为运动后状态v上升运动-pAp0A0(1)0d,即原气层为稳定层结,则0,气层稳定度减小(2)0d,即原气层为不稳定层结,则p0A0(1)0d,即原气层为稳定层结,则d,即原气层为不稳定层结,则0,气层不稳定度增强(3)0=d,即原气层为中性层结,则=0,中性不变总结v上升运动使原来的稳定特性减弱v下沉运动使原来的稳定特性增强(2)气层抬升过程中达到饱和的情况气层抬升过程中达到饱和的情况v假设抬升前气层内=0，为绝对稳定层结下湿上干则气层被抬升后，底层先达饱和，达饱和后就沿湿绝热线上升，而未达饱和的顶层空气仍沿干绝热线上升，到一定高度后顶层才达饱和，层结曲线由AB变为AB。即增加，使原气变为不稳定层结。这种由空气整层抬升而发展起来的不稳定，称为对流性不稳定或位势不稳定。由图可以看出，A点的se(或sw)大于B点的se(sw)，即v（2）对流性稳定下干上湿:气层上升过程中高层先达饱和，底层后达饱和。于是气层在抬升并逐步到饱和的过程中，气层顶与低的温差减小，由等温变为逆温，层结变得更稳定，则称该气层为对流性（或位势）稳定。v（）对流中性当未饱和气层沿干绝热线上升后，底层和顶层同时达到饱和，他们的凝结高度在同一条湿绝热线上，上升后气层的温度递减率变得与一致（即），气层由原来的绝对稳定变成中性平衡，因此成为对流（或位势）中性稳定气层。其判据为v综上所述，对流性稳定度的判据可归纳为v对流性不稳定的判据和条件性不稳定相似，它们都是潜在性不稳定，其稳定与否不仅和温度层结有关，还取决于湿度条件（特别是底层的水汽条件）。对流性不稳定与条件性不稳定的区别在于，前者的实现要求有大范围的空气整层抬升运动作为触发机制，因此要有天气系统的配合或大地形的作用，造成的对流性天气往往比较强烈，范围也比较大；而后者的实现只要局地的热力或动力因子对个别气块进行抬升即可，它往往造成局地性雷雨天气。实例 某气层探空资料如下： p（hPa） 1000 950 850 700 t（oC） 20 15 10 5 td（oC） 15 11 9 0 判断各气层的位势稳定度性质。查算各层se 为： 位势稳定度性质为： 52.5 45 51 54不稳定不稳定( ( sese000 ) )稳定稳定( ( sese00 ) )夹卷作用对稳定度的影响v夹卷过程是指气块上升过程中，由侧向卷入（由于湍流混合作用也会流出一些空气）环境空气并与之混合的过程。在气块法中假设气块孤立上升，不与周围空气相混合，这与实际情况不符合。观测事实指出，云内温度递减率远大于湿绝热递减率，云内含水量小于湿绝热凝结水量。这说明夹卷作用确实存在。v夹卷作用会影响上升气流的温度和湿度变化，既影响气块的状态曲线，从而影响层结稳定度。下面以饱和湿空气上升过程的夹卷为例进行讨论v定性分析设p0p2之间的层结曲线为AB(图3.18)，无夹卷作用时，自A点上升的气块在p0p1间的状态曲线为湿绝热线AC1。当有夹卷存在时，由于卷入的周围空气比气块冷，当气块从p0上升到p1市，气块温度将降低到D1点所对应的温度；另一方面，由于卷入的空气较干（为未饱和空气），他是原饱和空气变成不饱和，原先在饱和气块中凝结出来的水要蒸发，使上升空气的温度进一步降低至E1点。气块继续从E1点上升时,将重复以上情况。最后，夹卷过程使气块的状态曲线变成AE1E2（以表示）。位于湿绝热线（）和层结曲线（）之间，这表明，夹卷作用使正不稳定能量面积变小，不稳定度降低。v饱和气块的温度，气压和饱和混合比分别为T+dT,p+dp,rs+drsv根据夹卷过程（上升，夹卷，混合）中系统的热量收支，利用热力学第一定律，准静力条件和状态方程，可以摧导出（可以自己试一下哦）考虑到夹卷影响后，上升（饱和）七块的温度递减率为v由(3.69)式可以看到：v（1）对上升的饱和湿空气来说，卷入的环境空气一般为冷而干的空气，故TeT,rers,而v所以，考虑夹卷作用后，饱和时空上升的温度递减率将大于时绝热递减率（）。因此，当温度层结不变时，夹卷作用使气层的不稳定度减小，从而影响对流及积云的发展。例如，对热对流进行预测时，若考虑到夹卷作用，对流凝结高度（H）以上的湿绝热状态曲线将向蹭结曲线靠拢，是不稳定能量面积缩小，对流上限降低，对流强度因此减弱。v（2）对未饱和空气而言，（3.69）式等号右侧只有第一和第四项，于是v（3.70)v（3）夹卷过程对上升气块温度递减率的影响还与夹卷率有关，I越大，对（）的影响越大