最全T-ln-p图解

1、1.1.3 T-ln-p图T-ln-p图是一种用来判断测站大气层结稳定度、预报强对流天气的重要工具，是常用的一种辅助天气图。它是根据干空气绝热方程和湿空气绝热方程制作的图表，也称绝热图或热力学图。请预览后下载！请预览后下载！请预览后下载！T-ln-p图是一种用来判断测站大气层结稳定度、预报强对流天气的重要工具，是常用的一种辅助天气图。它是根据干空气绝热方程和湿空气绝热方程制作的图表，也称绝热图或热力学图。图1.6为MICAPS平台上显示的一张 图，图上有等压线（纵坐标）、等温线（横坐标）、干绝热线（即等位温线，表示未饱和空气在绝热上升和下降过程中状态的变化曲线）、湿绝热线（即假相当位温线，表示

2、饱和空气在绝热上升和下降过程中状态的变化曲线）和等饱和比湿线（即饱和空气比湿的等值线）。请预览后下载！1.1.3.1 稳定度及判据薄气层的稳定判断在实际大气中，d的绝对不稳定情况很少，只有在晴朗的白天近地面气层才可出现；m的绝对稳定层结通常出现在晴朗的夜间；大多数情况为条件不稳定层结。请预览后下载！请预览后下载！利用T-ln-p图可分析气象站上空大气稳定度状况或计算表征大气温、湿特性的各种物理量。大气稳定度有静力稳定度和动力稳定度，这里讨论的是静力稳定度，它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。 通常采用“气块法”比较绝热上升和下降过程中气块温度递减率与环境大气温度递减率，来判

3、断薄气层的稳定度，分为绝对稳定、绝对不稳定以及条件不稳定三种类型。在T-ln-p图上比较层结曲线（斜率）、干绝热线（斜率d=0.98/100m）和湿绝热线（斜率m）的倾斜程度即可。由于dm，故： 当d时，干空气和湿空气均为不稳定，称为绝对不稳定； 当m时，干空气和湿空气均为稳定，称为绝对稳定； 当md时，对干空气是稳定的，对湿空气为不稳定，称其为条件不稳定。（薄气层）请预览后下载！请预览后下载！请预览后下载！请预览后下载！整层大气稳定度判断当气层比较厚，或要考虑整层大气的稳定度时，由于不是常数，不适用上述判据。而是根据不稳定能量的正负和大小，判断厚气层的稳定度，分为绝对不稳定、绝对稳定和潜在（

4、真潜和假潜）不稳定。在T-ln-p图上，可根据气块的状态曲线和大气层结曲线的配置进行判断： 当状态曲线位于层结曲线的右侧，气块温度始终高于环境温度，整层具有正不稳定能量，这时只要在起始高度上有微小的扰动，就能发展对流，这种状态称为绝对不稳定。 当状态曲线位于层结曲线的左侧，整个气层具有负不稳定能量，这时气块受扰动产生的垂直运动受到阻碍，不能形成对流，这种状态称为绝对稳定。 当状态曲线与层结曲线在起始高度以上出现多个交点，气层既有正不稳定能量，又有负不稳定能量，这种状态称为潜在不稳定；根据正、负不稳定能量的大小比例，可分为真潜在不稳定（正面积大于负面积）和假潜在不稳定（负面积大于正面积）。请预览

5、后下载！请预览后下载！对流性不稳定判断大气中常常会出现大范围气层的垂直升降运动，如气层遇到大尺度山地或锋面时会被迫抬升；在大尺度高压系统或低压系统内有气层的下沉或上升运动，这种气层的上升和下沉运动，会引起气层稳定度的变化。由整层空气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。对流性稳定度的判据可归纳为： 0，为对流性不稳定； =0，为对流性中性平衡； 0，为对流性稳定。对流性不稳定和条件性不稳定都是潜在不稳定，即当气层是稳定的，需要有一定的外加抬升力作为“触发机制”，潜在的不稳定性才能转化成真实的不稳定。条件性不稳定的实现只要局地的热对流或动力因子对个别气块进行抬升即可，往往造成局地

6、性的雷雨天气。而对流性不稳定的实现要有大范围的整层抬升运动作为触发机制，要有天气系统的配合或大地形的作用，造成的对流性天气也比较剧烈，范围也较大。请预览后下载！层结不稳定判断常见的强对流天气的大气层结是下层暖湿，中上层相当冷干，是对流不稳定的，若其间大气层结有逆温层存在时，则出现强的对流性不稳定。如图1.7中实例所示层结情况，温度，露点分布在中层出现“喇叭口”，在这种情况下，低层空气受扰动上升到逆温层，将受到抑制，对流不易发展，但是，如受到整层抬升，逆温层就会遭到破坏，而空气对流将从低层潮湿气层开始进行。请预览后下载！1.1.3.2 常用特征高度和指数的意义及应用MICAPS 3 平台中的右侧

7、显示有一列物理量分析表，输出了各种特征高度以及热力、动力、温湿条件以及能量指数，这里对常用的一些特征高度和指数的物理意义以及应用简要说明。请预览后下载！ 抬升凝结高度LCL：指气块绝热上升达到饱和时的高度。在 图上是通过地面温压点B的干绝热线与通过地面露点A的等饱和比湿线的交点C所在的高度为LCL（图1.6）。超过这个高度就有水汽凝结现象，故LCL的高低反映了云底的高低。 自由对流高度LFC: 指在条件性不稳定气层中，气块受外力抬升，由稳定状态转入不稳定状态的高度。 图上状态曲线与层结曲线的由下向上的第一交点D所在高度为LFC（图1.6）。在此点之上气块的温度大于环境温度，故即使不加外力，气块

8、也能继续加速上升，使对流能自由地得到发展， LFC的高低决定了对流所需抬升力的强弱。 对流凝结高度CCL:指假设地面水汽不变，而由于地面加热作用，使层结达到干绝热递减率，在这种情况下气块干绝热上升达到饱和时的高度。在 图上通过地面露点A的等饱和比湿线与层结曲线交点F的高度即为CCL（图1.6）。它是空气热对流开始凝结的高度，可用来估计气团内部局地热对流产生的对流云云底高度。 对流温度Tg：指气块自对流凝结高度干绝热下降到地面时所具有的温度。在 图上，由F点沿干绝热线下降到达地面时所对应的温度为对流温度Tg（图1.6），Tg-T的大小决定着局地热对流发生的难易，若地面加热使气温能超过Tg，则就有

9、发生热对流的可能，否则将不会产生热对流。 对流上限：为对流所能达到的最大高度，也是经验云顶、平衡高度ELC。在 图上，状态曲线与层结曲线由下向上的第二交点E所在高度（图1.6）。 0层高度：指环境温度为0所对应的高度，是形成冰雹条件的一个特征参数。一般在600hPa上下，约4km高，有利于冰雹的产生。 请预览后下载！ 沙氏指数SI：SI=T500-TS，其中T500为500hPa上的实际温度，TS是850hPa等压面上的湿空气团沿干绝热线上升到达凝结高度后，再沿湿绝热线上升至500hPa时所具有的气团温度。理论上SI负值愈大，愈有利于不稳定。单位：。据国外研究，SI与对流天气有以下关系（大气科

10、学词典编委会 1994）： SI3 发生雷暴的可能性很小或没有； 0SI3 有发生阵雨的可能性； -3SI0 有发生雷暴的可能性； -6SI-3 有发生强雷暴的可能性； SI-6 有发生严重对流天气(如龙卷风)的危险。 K指数: K=(T850-T500)+Td850-(T-Td)700，K指数是一个经验指标，它同时反映了大气层结稳定度和中低层的水汽条件。一般K值越大，潜能越大，大气越不稳定。单位：。 对流有效位能CAPE: 即气块在给定环境中绝热上升时的正浮力所产生能量的垂直积分，是风暴潜在强度的一个重要指标。在 图上，CAPE正比于气块上升曲线和环境温度曲线从自由对流高度（LFC）至平衡高

11、度（ELC）所围成的正面积区域。单位：Jkg-1。 对流抑制有效位能CIN：CIN正比于 图上自由对流高度下的负面积，表示要发生对流需克服的能量。CIN太大，抑制对流程度，对流不易发生；太小，不稳定能量不易在低层积聚，易发生不太强的对流。请预览后下载！请预览后下载！请预览后下载！T-ln-p图是一种用来判断测站大气层结稳定度、预报强对流天气的重要工具，是常用的一种辅助天气图。它是根据干空气绝热方程和湿空气绝热方程制作的图表，也称绝热图或热力学图。图1.6为MICAPS平台上显示的一张 图，图上有等压线（纵坐标）、等温线（横坐标）、干绝热线（即等位温线，表示未饱和空气在绝热上升和下降过程中状态的

12、变化曲线）、湿绝热线（即假相当位温线，表示饱和空气在绝热上升和下降过程中状态的变化曲线）和等饱和比湿线（即饱和空气比湿的等值线）。请预览后下载！1.1.3.1 稳定度及判据薄气层的稳定判断在实际大气中，d的绝对不稳定情况很少，只有在晴朗的白天近地面气层才可出现；m的绝对稳定层结通常出现在晴朗的夜间；大多数情况为条件不稳定层结。请预览后下载！请预览后下载！利用T-ln-p图可分析气象站上空大气稳定度状况或计算表征大气温、湿特性的各种物理量。大气稳定度有静力稳定度和动力稳定度，这里讨论的是静力稳定度，它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。 通常采用“气块法”比较绝热上升和下降过程

13、中气块温度递减率与环境大气温度递减率，来判断薄气层的稳定度，分为绝对稳定、绝对不稳定以及条件不稳定三种类型。在T-ln-p图上比较层结曲线（斜率）、干绝热线（斜率d=0.98/100m）和湿绝热线（斜率m）的倾斜程度即可。由于dm，故： 当d时，干空气和湿空气均为不稳定，称为绝对不稳定； 当m时，干空气和湿空气均为稳定，称为绝对稳定； 当md时，对干空气是稳定的，对湿空气为不稳定，称其为条件不稳定。（薄气层）请预览后下载！请预览后下载！请预览后下载！请预览后下载！整层大气稳定度判断当气层比较厚，或要考虑整层大气的稳定度时，由于不是常数，不适用上述判据。而是根据不稳定能量的正负和大小，判断厚气层

14、的稳定度，分为绝对不稳定、绝对稳定和潜在（真潜和假潜）不稳定。在T-ln-p图上，可根据气块的状态曲线和大气层结曲线的配置进行判断： 当状态曲线位于层结曲线的右侧，气块温度始终高于环境温度，整层具有正不稳定能量，这时只要在起始高度上有微小的扰动，就能发展对流，这种状态称为绝对不稳定。 当状态曲线位于层结曲线的左侧，整个气层具有负不稳定能量，这时气块受扰动产生的垂直运动受到阻碍，不能形成对流，这种状态称为绝对稳定。 当状态曲线与层结曲线在起始高度以上出现多个交点，气层既有正不稳定能量，又有负不稳定能量，这种状态称为潜在不稳定；根据正、负不稳定能量的大小比例，可分为真潜在不稳定（正面积大于负面积）

15、和假潜在不稳定（负面积大于正面积）。请预览后下载！请预览后下载！对流性不稳定判断大气中常常会出现大范围气层的垂直升降运动，如气层遇到大尺度山地或锋面时会被迫抬升；在大尺度高压系统或低压系统内有气层的下沉或上升运动，这种气层的上升和下沉运动，会引起气层稳定度的变化。由整层空气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。对流性稳定度的判据可归纳为： 0，为对流性不稳定； =0，为对流性中性平衡； 0，为对流性稳定。对流性不稳定和条件性不稳定都是潜在不稳定，即当气层是稳定的，需要有一定的外加抬升力作为“触发机制”，潜在的不稳定性才能转化成真实的不稳定。条件性不稳定的实现只要局地的热对流或动力因子对个别气块进行抬升即可，往往造成局地性的雷雨天气。而对流性不稳定的实现要有大范围的整层抬升运动作为触发机制，要有天气系统的配合或大地形的作用，造成的对流性天气也比较剧烈，范围也较大。请预览后下载！层结不稳定判断常见的强对流天气的大气层结是下层暖湿，中上层相当冷干，是对流不稳定的，若其间大气层结有逆温层存在时，则出现强的对流性不稳定。如图1.7中实