空气也会热胀冷缩，温度高达空气会体积增大，密度减小；温度低的空气会体积减小，密度增大。如果温度随着高度增加而减少，那么底部的热空气因为密度小，就会上浮，而上浮的过程中，温度降低，空气密度增大，又会下降。这样循环不断，所以大气不稳定。如果温度随着高度降低而减少，那么如果空气受冷了，降温了，就会密度增大而下降，但是越下降，温度越低，就越会保持下降，从而使得各层空气相对稳定在一定高度不变化，形成一种稳定局面。
为什么位温随高度减少大气是不稳定的，而温度随高度降低大气却不一定不稳定
空气也会热胀冷缩，温度高达空气会体积增大，密度减小；温度低的空气会体积减小，密度增大。
如果温度随着高度增加而减少，那么底部的热空气因为密度小，就会上浮，而上浮的过程中，温度降低，空气密度增大，又会下降。这样循环不断，所以大气不稳定。
如果温度随着高度降低而减少，那么如果空气受冷了，降温了，就会密度增大而下降，但是越下降，温度越低，就越会保持下降，从而使得各层空气相对稳定在一定高度不变化，形成一种稳定局面。
为什么温度下降,气压减小
这个问题的前提条件是瓶里有热水。我们在把热水装进瓶中的时候，瓶中的空气是受热膨胀过的，也就是说一定质量的空气，受热的空气要比常温下的空气体积更大（热胀冷缩），这样此时同体积的空气（就那半瓶的体积），瓶里的空气质量就比外界常温下的空气质量小，瓶内空气密度小于瓶外常温的空气密度。当温度降低的时候，空气密度开始趋于常温的密度，所需的实际体积就越来越小，而瓶里的空间是定量，那就可能出现一段真空的空间。真空的气压是多少？
打个比较实际的比方：你买了一包肉松，可是回家后发现它被你放在手里捏的紧成一团了，在包装袋里只有一小块了。同样的质量，可是体积看上去变小了。就是因为它的密度小了。这里的条件是你给它用了力使它变小，而你说的那个问题条件是它降温收缩变小了。而你那包肉松小了，他本来是充满那个包装袋的，如果包装不会形变的话，包装袋本来的空间没有东西填充了（密封的包装），它便有了一点真空，你把肉松捏的越小，它的真空就越大。外界的空气相当于没有被捏成团的肉松，你想要是你刚买的时候肉松是紧紧的一袋该是多少重量？但同样是一袋，重量又是多大的变化啊！密度的小就显而易见了吧？
深海海水的位温显然比现场温度(实测温度)低,为什么?
因为位温与现场温度的差异在于有绝热上升过程。位温是指某一深度的海水微团绝热上升到海面，受标准大气压时，所具有的温度，为该深度海水的位温。绝热上升过程中，压力减小，体积膨胀，分子间热运动增强，消耗内能，温度降低。因此位温低于场温。
位温特点：
位温是具有保守性的物理量，即一个气块的位温不随气块所处的高度或压强的改变而改变，而温度是非保守性的物理量，会随着气块的位置或压强的改变而变化。与温度相比位温是一种稳定的示踪物，方便我们追溯气块或气流的源地及研究他们以后的演变。
1、位温与热量的关系：
空气块受热位温上升，空气块放热时位温降低，干绝热过程位温保持不变即具有保守性，因此称位温是具有保守性的物理量，位温的保守性便于研究气块或气流的来源及演变。
2、位温的垂直分布：
在对流层内，一般大气的垂直减温率小于干绝热减温率，所以位温随高度增加而增加。
为什么在大气压强内气温与气压的变化关系是温度升高气压降低？
在大气压强内压强与温度有关。
大气压强的影响因素
①温度：温度越高，空气分子运动的越强烈，压强越大。
②密度：密度越大，表示单位体积内空气质量越大，压强越大。
③海拔高度：海拔高度越高，空气越稀薄，大气压强就越小。
液体的压强与深度和液体的密度有关，与液体的质量无关。
液体压强产生原因：受重力、且有流动性。
影响液体压强的因素：深度，液体的密度（与容器的形状，液体的质量体积无关）
增大压强的方法有：在受力面积不变的情况下增加压力或在压力不变的情况下减小受力面积。减小压强的方法有：在受力面积不变的情况下减小压力或在压力不变的情况下增大受力面积。
扩展资料压强与力和受力面积的关系为：
其中:
p代表压强；F代表垂直作用力（压力）；S代表受力面积；
根据上述公式，可以推导出如下的公式：
该公式是用于计算液体的压强，其中p表示压强；ρ表示液体的密度；g≈9.8N/kg且在数值上等于重力加速度；h表示液体的深度。
参考资料来源：百度百科-压强
判断大气稳定与否的标准
（1）大气中出现逆温层时，大气比较稳定，如山谷中夜晚大气层比较稳定；
（2）无逆温层时，大气空中等温面比较稀疏，且相邻两个等温面温差小，等温面比较平直是大气层相对稳定；
（3）原来相对稳定的大气层，如果有一股冷空气移来，上下空气层温差增大，大气层就很不稳定易发生对流。
2、 陆地所吸收的太阳能分布在很薄的地表面上，而海洋水所吸收的太阳能分布在较厚的水层中；
3、 海洋有充分水源供应，以致蒸发量较大，失热较多，使水温不容易升高；
4、 岩石和土壤的比热小于水的比热。
二、空气的增温和冷却
(一) 非绝热变化(空气与环境间有热量交换)：
1、辐射：物体间不停地发射电磁波进行热量交换的过程（地气间、大气间）
2、对流：物体受热后表面空气膨胀或质点运动传输热量；是对流层中重要的热量交换方式3、湍流（乱流）：近地层中空气无规则的升降或涡旋运动；是摩擦层（0－2km）中重要的热量交换方式
4、传导：从分子传到另一分子的热能交换方式；由于地面和大气都是热的不良导体，故可忽略不计
5、潜热交换：水相变化中的热量吸收和释放过程；此方式主要存在于5km以下的层次：蒸发潜热: 冰→汽(吸热)，水→汽(吸热)；凝结潜热: 水→冰(放热)，汽→冰(放热)。
6、总结：地-气间主要通过辐射；气-气间主要通过对流、湍流和潜热交换进行热量交换
海陆的增温和冷却的差异：a、反射率不同；b、吸收方式不同；c、辐射本领不德育工作总结同d、热容量不同；d、热量分配方式不同。
(二) 绝热变化：绝热变化过程中空气与环境间无热量交换
绝热变化有两个过程: 绝热增温过程:气块下降, 气温升高的过程； 绝热冷却过程:气块上升, 放热, 气温下降的过程。
1、干绝热过程：
a、干绝热方程 (泊松方程)：
dQ＝ dE+dW , dE: 热量(Cv·T); dW: 功(P·dV)；而dQ=0
所以：
b、干绝热直减率(rd)：
定义:干空气绝热上升（或下降）单位距离时的温度降低（或升高）值
rd＝ -(dTi/dZ)d =-RTi /CpP · dPi/dZ
多数大气过程满足静力条件: Pi=P及 Pi+dPi=P+dP；且有: dP/dZ=-ρg
在实际工作中常取 rd=1 /100m；即：某高度处：T=T0－rd· Z。
2、湿绝热过程和湿绝热直减率：
a、湿绝热过程：饱和空气绝热上升中，因饱和而发生冷却凝结，同时释放凝结潜热，加热气块的过程。此过程涉及水汽凝结,但不考虑其他热量交换。
b、湿绝热直减率（rm）：
(1)定义: 饱和空气绝热上升单位距离，温度降低的度数。rm是个变量。
(2)计算公式:
dQ＝ dE+dW , dE: 热量(Cv·T); dW: 功(Pd·V)
而：dQ= -L·dqs , L:水汽凝结潜热, dps:凝结的水量
(3) 影响rm的因素:
温度（假设气压不变）：r m值随温度的升高而降低.
气压（假设温度不变）：r m值随压强的升高而增加。
3、空气层的r与空气块的rm、rd的关系：
r：升降气块所在的周围大气温度随高度的变化情况，称为层结曲线；
rm、rd：升降气块本身的温度随高度的变化情况，称为状态曲线。
θ＝ T(1000/P)0.286
(θ): 降各层气块循着干绝热过程订正到1000hPa处,此时气块所具有的温度。
气块干绝热升降温度时,位温恒定不变；气团作升降运动时绝热变化为主。
θse＝θ+L·q/Cp
假相当位温(θse): 湿空气经假绝热过程, 水汽全部凝结降落时释放潜热, 使原气块位温提高到的极值；
气团停留在某地或地面附近作水平运动时, P变化小,且受地面温度影响大，以非绝热变化为主。
三、空气温度的个别变化和局地变化
四、大气静力稳定度
（一）定义: 气块受任意方向扰动后, 返回或远离平衡位置的趋势和程度
大气稳定度的三种状态：稳定，无论上升或下降，最终回到原位；不稳定：加速远离原位；中性：随遇而安。
判定稳定度的基本公式：a=（ρ－ρ i） g / ρ i ＝(Ti－T) g / T；气块与周围空气的温度差决定其是否稳定:Ti＞T，气块上升，反之下降；气块轻重决定于温度和气压,P相同时,T低者更重。
（二）判断大气稳定度的基本方法：
1、干绝热情况：当干空气或未饱和空气上升 Z高度时, 其Ti＝Ti0－rd Z，周围空气T＝T0－ r Z；由，有：a、r＜rd, Z与a方向相反，层结稳定；b、r＝rd, a＝0，层结中性；c、r＞rd, Z与a方向相同，层结不稳定。
三种不同的大气稳定度：
2、湿绝热情况:
当干空气或未饱和空气上升 Z高度时, 其Ti＝Ti0－rm Z，周围空气T＝T0－ r Z；
由：；r＜rm, Z与a方向相反，层结稳定；r＝rm, a＝0，层结中性；r＞rm, Z与a方向相同，层结不稳定
3、总结：对于任意一空气团：
r＜rm：绝对稳定，无论空气是否饱和，大气层结稳定；r＞rd：绝对不稳定，无论空气是否饱和，大气层结不稳定；rm＜r＜rd：条件性不稳定状态，对饱和空气，大气不稳定；对非饱和空气，则大气稳定。
气层r越大，大气越不稳定。若r很小甚至为0或负值（逆温），则对流发展受到阻碍，故习惯将这种气层称为阻挡层。
（三）不稳定能量:
1、定义: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；
2、如何判断不稳定能量:主要决定与气块和层结温度的对比
3、不稳定能量的类型:
（1）绝对不稳定型：在起始高度以上，各高度气块温度始终高于层结温度，气块能自由上升
（2）绝对稳定型：在起始高度以上，各高度气块温度始终低于层结温度，气块只有靠外力被动上升
（3)潜在不稳定型：状态曲线与层结曲线相交于C点（自由对流高度）；
C点以下：气块温度小于层结温度，具有负不稳定能量，难以发展对流，属稳定型；C点以上：气块温度高于层结温度，具有正不稳定能量，属不稳定型。
(4)位势不稳定：适用于整层空气同时被抬升；上干下湿气层；低纬地区海面的垂直对流天气。
为什么对流层气温随高度的升高而降低
对流层中，气温随高度升高而降低，平均每上升100米，气温约降低0.65℃。气温随高度升高而降低是由于对流层大气的主要热源是地面长波辐射，离地面越高，受热越少，气温就越低。但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增加而上升的现象，称之为“逆温现象”。由于受地表影响较大，气象要素（气温、湿度等）的水平分布不均匀。空气有规则的垂直运动和无规则的乱流混合都相当强烈。上下层水气、尘埃、热量发生交换混合。由于90％以上的水气集中在对流层中，所以云、雾、雨、雪等众多天气现象都发生在对流层。平流层之所以与对流层相反，随高度上升时气温上升，是因为其底部吸收了来自太阳的紫外线而被加热。故之在这一层，气温会因高度而上升。平流层的顶部气温大概徘徊在270K左右，与地面气温差不多。平流层顶部称为平流层顶，在此之上气温又会再以随高度而下降。至于垂直气温分层方面，由于高温层置上而低温层置下，使到平流层较为稳定。那是因为那里没有常规的对流活动及如此相连的气流。此层的增温是由于臭氧层吸收了来自太阳的紫外线，它把平流层的顶部加热。至于平流层的底部，来自顶部的传导及下部对流层的对流刚好在那里抵消。
强对流潜势预报系统各个参数说明
强对流潜势预报系统各个参数说明
（1） 沙氏指数SI
反映大气稳定状况的一个指数。它定义为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Ts850与500hPa等压面上的环境温度T500的差值。 当SI<0时，大气层结不稳定，且负值越大，不稳定程度越大，反之，则表示气层是稳定的。
SI= T500- Ts850
根据国外资料，SI与对流性天气有以下关系：
SI〉-3°C发生雷暴的可能性很小或没有；
0°C< SI<3°C有发生阵雨的可能性；
-3°C< SI<0°C有发生雷暴的可能性；
-6°C< SI<-3°C有发生强雷暴的可能性；
SI<-6°C有发生严重对流天气（如龙卷风）的危险；
（2） 抬升指数LI
气块从低层900m高度沿干绝热线上升，到达凝结高度后再沿湿绝热线上升至500hPa时所具有的温度Ts与500hPa等压面上的环境温度T500的差值。当LI<0时，大气层结不稳定，且负值越大，不稳定程度越大，反之，则表示气层是稳定的。
LI=T500-Ts
（3） 有利抬升指数BLI
把700hPa以下的大气按50hPa间隔分层，并将各层中间高度处上的各点分别按干绝热线上升到各自的凝结高度，然后分别按湿绝热线抬升到500hPa，得到各点不同的抬升指数，其中的负值最大者即为最有利抬升指数。BLI<0时，大气层结不稳定，且负值越大，不稳定程度越大。
（4）** K指数**
K指数的定义为：
K=（T850-T500）+Td850-（T-Td）700
其中T与Td分别表示温度与露点温度；下表500、700、850分别表示500、700与850hPa。
K指数计算式中第一项表示温度直减率，第二项表示低层水汽条件，第三项表示中层饱和程度。因此K指数可以反映大气的层结稳定情况。K指数越大，层结越不稳定，统计结果：K＜20 无雷雨；20＜K＜25 孤立雷雨；25＜K＜30 零星雷雨；30＜K＜35 分散雷雨；K＞35 成片雷雨。
(5) 修正的K指数MK
Mk=0.5 （T0+T850）+0.5 （Td0+Td850）-T500-（T-Td）700
指考虑了地面温度状况的改进的K指数。这里T0表示地面温度，mK值越大表示气团低层越暖湿，稳定度越小，因而越有利于对流产生。
（6） 总指数TT
定义为：TT= T850＋Td850－2T500
下标850和500分别表示850hPa和500hPa。TT越大，越容易发生对流天气。
（7） 强天气威胁指数SWEAT
SWEAT=12Td850+20（TT-49）+2f850+f500+125(S+0.2)
Td850表示850hPa露点温度（°C），若Td850为负数，此项为0；
TT= T850＋Td850－2T500 ,即总指数，若TT小于49，则20（TT-49）项为0；f850为850hPa风速（海里/小时），以m/s为单位的风速应乘以2；f850为500hPa风速（海里/小时），以m/s为单位的风速应乘以2； ， 与 分别代表500hPa风向与850hPa风向；最后一项125(S+0.2)在下列4个条件中任何一个条件不具备时为零：850hPa风向在130°～250°之间；500hPa风向在210°～310°之间；500hPa风向减850hPa风向为正；850hPa及500hPa风速至少等于15海里/小时（7.5m/s）。
常用于龙卷预报， 根据美国龙卷和强雷暴实例分析， SWEAT指标值与天气关系是：发生龙卷时的SWEAT临界值为400，发生强雷暴时SWEAT的临界值为300。强雷暴主要是指伴有风速至少在25 m·s 以上的大风，或直径1.9cm以上降雹的雷暴天气。
（8） 深对流指数DCI
诊断用深对流指数： 深对流指伸展高度具有等于或大于均质大气高度H0（与400hPa等压面高度更接近）的对流系统。利用云顶相当黑体亮温计算的深对流指数可以作为表示云顶等于或高于400hPa深对流云的指数。
预报用深对流指数DCI
DCI=T850+Td850-LI
LI抬升指数.几乎所有的强局地风暴事件都与深对流有关。深对流指数将850hPa层的温度与地面至500hPa的浮力特性结合，估计发生深对流潜势。该指数很高的地方，若同时具备抬升气块的触发机制，则很可能出现强对流天气事件。
（9） 对流有效位能CAPE
或
其中ZLFC 为自由对流高度，是（TVP-TVE）由负值转正值的高度；ZEL 为平衡高度，是（TVP-TVE）由正值转负值的高度。
其物理意义表示：当气块的重力与浮力不相等且浮力大于重力时，一部分位能可以释放，由于这部分能量对大气对流有着积极的作用，并可转化成大气动能，称其为对流有效位能。表示在自由对流高度之上，气块可从正浮力作功而获得的能量。通常计算的CAPE对应于埃玛图上正面积所对应的能量。
（10） 最佳对流有效位能BCAPE
在最底层200hPa层次内，找出假相当位温最高值处，将该处气块抬升而算出的CAPE。
（11） 下乘对流有效位能DCAPE
其中 表示密度温度，下标e和p周围环境和气块，Pi表示气块起始下沉处的气压，Pn表示气块到达中性浮力层或者地面时的气压，r表示水汽混合比。
物理意义：在风暴体内，当未饱和空气中有液态水蒸发或者冻结层以下有固态水融化时会产生下沉对流有效位能。
（12） 风暴强度指数SSI
SSI=100 [2+（0.276 In（Shr））+（2.011 10-4 CAPE）]
由0～3600m的平均风切变和浮力能量组合而成，反映垂直风切变和对流有效位能大小的综合效应。在澳大利亚，将SSI>=120确定为强雷暴。
（13） 粗里查逊数BRN
在实际计算中，常把U，V取为0～6KM的密度加权风与0～500M近地面层平均风之间的风氏差（或风速差）值的两个分量。即：
强对流天气可以发生在弱的垂直风切变结合强位势不稳定或相反的环境中。该指数由对流有效位能和对流层中低层垂直风切变组合而成，可反映强对流发生时垂直风切变与位势不稳定之间的平衡关系。有分析认为中等强度的超级单体往往发生在5≤BRN≤50的情况下，多单体风暴一般发生在BRN>35时。
（14）** 相对螺旋度RSH**
在对流层低层几公里范围内，相对于风暴的风向随高度顺转是风暴旋转发展的一个关键因子。引入相对螺旋度用于定量估计沿风暴入流方向上的水平涡度大小及入流强弱对风暴旋转的结合效应。试验结果表明，对于弱龙卷，中等强度龙卷和强龙卷，螺旋度大小分别为150～299，300～499和大于450。当h>150时发生强对流的可能性极大。
（15） 能量螺旋度指数EHI
EHI=(Hs-r*CAPE)/160000
其中，CAPE表示对流有效位能，Hs-r表示低空0～2km的风暴相对螺旋度。
强对流天气既可以发生在低螺旋度（Hs-r<150m2 s-2）结合高对流有效位能（CAPE>2500 Jkg-1）的环境中，也可以发生在相反的环境中（Hs-r >300 m2 s-2结合CAPE>1000Jkg-1）。将对流有效位能和螺旋度结合形成能量螺旋度指数，反映了在强对流天气出现时，对流有效位能与螺旋度之间的相互平衡特征。研究表明：当EHI>2时，预示着发生强对流的可能性极大。EHI数值越大，强对流天气的潜在强度越大。
（16） 对流抑制指数CIN
其中Tb是该层的平均温度，Te ,Tp分别表示环境与气块的温度，Tv表示虚温，Tve ，Tvp 分别表示环境与气块的虚温，Zi（或者Pi）表示气块起始抬升高度（或气压）。对流抑制指数是指均匀边界层气块在上升过程中从稳定层到自由对流高度所做的功，功的大小与从气块起始位置到自由对流高度间的状态曲线与层结曲线所围成的面积（负面积）成正比。对于强对流发生的情况往往是CIN有一较为合适的值：太大，抑制对流程度大，对流不容易发生；太小，能量不容易在低层积聚，对流调整易发生，从而使对流不能发展到较强的程度。
（17） 0℃****层高度ZHT
0℃温度所在高度和冰雹的出现密切相关，有研究指出，90%的降雹出现在0℃层高度距地面高度为1524～3658m时；当0℃层高度距地高度为2134～3353m时，最可能出现大雹块。
https://www.weather.gov/source/zhu/ZHU_Training_Page/convective_parameters/skewt/skewtinfo.html
为什么温度越高气压越低？
气压公式：P=F/S,由公式可知压强的大小只和F有关，温度升高，大气变得稀薄，密度变小；因此在大气稀薄的这一指定面积中，压力就变小了，所以气压就相对变低。
在密闭容器中温度越高气压就越高;大气中，温度越高，气压越低。气温高了，气体膨胀（热胀冷缩的原理），那么气体密度就小了，从而气压就小了。气温低，气体收缩，气体密度变大，所以气压就变大了。
气压不仅随高度变化，也随温度而异。气压的变化与天气变化密切相关。
扩展资料：
气压大小与高度、温度等条件有关。一般随高度增大而减小。在水平方向上，大气压的差异引起空气的流动。
例如，一个标准大气压等于760毫米高的水银柱的重量，它相当于一平方厘米面积上承受1.0336公斤重的大气压力。由于各国所用的重量和长度单位不同，因而气压单位也不统一，这不便于对全球的气压进行比较分析。因此，国际上统一规定用"百帕"作为气压单位。
从分子动理论可知，气体的压强是大量分子频繁地碰撞容器壁而产生的。单个分子对容器壁的碰撞时间极短，作用是不连续的，但大量分子频繁地碰撞器壁，对器壁的作用力是持续的、均匀的，这个压力与器壁面积的比值就是压强大小。
参考资料来源：百度百科——气压
气温与气压的关系为什么气温越低，气压越高
因为气温越低，气压越高是气体分子的“碰撞”是产生气体压强的根本原因，因而对大气压随空气湿度而变化，可以根据气体分子运动的基本理论，平均质量大的气体分子，其平均动量也大。而对相同状况下的干空气与湿空气来说，由于于空气中的气体分子密度及分子的平均质量都比湿空气要大。
因为对大气来说，当某一区域的大气温度因某种因素而升高时，必将引起空气体积的膨胀，空气分子势必要向周围地区扩散。温度高气体分子固然会运动得快些，这将成为促进压强增大的因素。但另一方面，随着温度的升高，气体分子便向周围扩散。
则该区域内的气体分子数就要减少，从而形成一个促使压强减小的因素。由于地球上的大气总量是基本上恒定的。当一个地区的气温增加时，往往伴随着另一个地区温度的降低，这就为高温处的空气向低温处扩散带来了可能。而扩散的结果常常是高温处的气压比低温处低。
扩展资料；
因为气温越高，气压越低，所以当夏季大陆上气温比海洋上高，由于大陆上的空气向海洋上扩散，而使大陆上的气压比海洋上低，冬季大陆气温比海洋上低，由于海洋上空气要向大陆上扩散，又使大陆上气压比海洋上高。在温度变化和分子扩散两个因素中，扩散起着主要的、决定性的作用。
当我们生活的北半球是接受太阳热量最多的盛夏时，南半球却是接受太阳热量最少的严冬。这时，由于北半球的空气要向南半球扩散而使北半球的气压较南半球要低。而由于大气总量基本不变，则此时北半球的气压就低于标准大气压，南半球的气压当然也就会高于标准大气压。
同样，空气的反方向扩散又会使北半球冬季的气压高于标准大气压。因而，在北半球，冬季的大气压就会比夏季要高。
参考资料 百度百科--气压&影响因素
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