（一）大气稳定度的概念
许多天气现象的发生，都和大气稳定度有密切关系。大气稳定度是指气块受任意方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。它表示在大气层中的个别空气块是否安于原在的层次，是否易于发生垂直运动，即是否易于发生对流。假如有一团空气受到对流冲击力的作用，产生了向上或向下的运动，那末就可能出现三种情况：如果空气团受力移动后，逐渐减速，并有返回原来高度的趋势，这时的气层，对于该空气团而言是稳定的；如空气团一离开原位就逐渐加速运动，并有远离起始高度的趋势，这时的气层，对于该空气团而言是不稳定的；如空气团被推到某一高度后，既不加速也不减速，这时的气层，对于该空气团而言是中性气层。
当气块处于平衡位置时，具有与四周大气相同的气压、温度和密度，即Pi0=P0，Ti0=T0，ρi0=ρ0。当它受到扰动后，就按绝热过程上升△Z，其状态为Pi，Ti，ρi；而这时四周大气的状态为P，T，ρ。除了根据准静力条件有Pi=P外，而Ti、ρi一般与T，ρ不相等。
单位体积气块受到两个力的作用，一是四周大气对它的浮力ρg，方向垂直向上；另一是本身的重力ρig，方向垂直向下，两力的合力称为层结内力，以f表示之，加速度a即由该力作用而产生的。
f＝ρg－ρig
单位质量气块所受的力就是加速度，所以
（2·59）式就是判别稳定度的基本公式。当空气块温度比周围空气温度高，即Ti＞ T，则它将受到一向上加速度而上升；反之，当Ti＜T，将受到向下的加速度；而Ti=T，垂直运动将不会发展。
综上所述，某一气层是否稳定，实际上就是某一运动的空气块比周围空气是轻还是重的问题。比周围空气重，倾向于下降；比周围空气轻，倾向于上升；和周围空气一样轻重，既不倾向于下降也不倾向于上升。空气的轻重，决定于气压和气温，在气压相同的情况下，两团空气的相对轻重的问题，实际上就是气温的问题。在一般情形之下，在同一高度，一团空气和它周围空气大体有相同的温度。如果这样一团空气上升，变得比周围空气冷一些，它就重一些。那末，这一气层是稳定的。反之，这团空气变得比周围空气暖一些，因而轻一些，那末，这一气层是不稳定的。至于中性平衡的气层，是这团空气上升到任何高度和周围空气都有相同的温度，因而有相同的轻重。
（二）判断大气稳定度的基本方法
大气是否稳定，通常用周围空气的温度直减率（γ）与上升空气块的干绝热直减率（γd）或湿绝热直减率（γm）的对比来判断。
考虑干绝热的情况：当干空气或未饱和的空气块上升△Z高度时，其温度为Ti=Tio-γd△Z；而周围的空气温度为T=T0-γ△Z。因为起始温度相等，即Ti0=T0，以此代入（2·59）式，则得
（γ－γd）的符号，决定了加速度a与扰动位移△Z的方向是否一致，亦即决定了大气是否稳定。
当γ＜γd，若△Z＞0，则a＜0，加速度与位移方向相反，层结是稳定的；
当γ＞γd，若△Z＞0，则a＞0，加速度与位移方向一致，层结是不稳定的；
当γ=γd，a=0，层结是中性的。
现举例说明：设有A、 B、C三团空气，均未饱和，其位置都在离地200m的高度上，在作升降运动时其温度均按干绝热直减率变化，即1℃/100m。而周围空气的温度直减率γ分别为0.8℃/100m、1℃/100m和1.2℃/100m，则可以有三种不同的稳定度（图2·25）：
A团空气受到外力作用后，如果上升到300m高度（图2·25左列实矢线所示），则本身的温度（11℃）低于周围空气的温度（11.2℃），它向上的速度就要减小，并有返回原来高度的趋势（虚矢线所示）；如果它下降到100m高度，其本身温度（13℃）高于周围的温度（12.8℃），它向下的速度就要减小，也有返回原来高度的趋势。因此，当γ＜γd时，大气处于稳定状态。
B团空气受到外力作用后，不管上升或下降，其本身温度均与周围空气温度相等，它的加速度等于零。因此，当γ=γd时，大气处于中性平衡状态。
C团空气受到外力作用后，如果上升到 300m高度，其本身温度（11℃）高于周围空气温度（10.8℃），则要加速上升；如果下降到100m高度，其本身温度（13℃）低于周围空气的温度（13.2℃），则要加速下降。因此，当γ＞γd时，大气处于不稳定状态。
如将以上结论用层结曲线（即大气温度随高度变比曲线）和状态曲线（即上升空气块的温度随高度变化曲线）表示出来，则如图2·26所示（Ti为空气团温度；T为周围空气温度）。
由于在干绝热过程中，气块的位温为常值，因此也可利用层结的位温随
热上升到这里的气块的位温高，这意味着γ线在γd线的右边，因此是稳定的。其余类推。
同理，饱和湿空气作垂直运动时，温度按湿绝热直减率（γm）递减，有Ti=Ti0－γm△Z；而周围空气的温度为T=T0-γ△Z。
代入（2·59）式，得
当γ＜γm时，层结稳定；当γ＞γm时，层结不稳定；当γ=γm时，层结中性。
在湿绝热过程中，气块的假相当位温θse值不变，因此，也可用气层的
综上所述，可以得出如下几点结论：
1.γ愈大，大气愈不稳定；γ愈小，大气愈稳定。如果γ很小，甚至等于零（等温）或小于零（逆温），那将是对流发展的障碍。所以习惯上常将逆温、等温以及γ很小的气层称为阻挡层。
2.当γ＜γm时，不论空气是否达到饱和，大气总是处于稳定状态的，因而称为绝对稳定；当γ＞γd时则相反，因而称为绝对不稳定。
3.当γd＞γ＞γm时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的；对于作垂直运动的未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的。这种情况称为条件性不稳定状态。
这样，如果知道了某地某气层的γ值，就可以利用上述判据，分析当时大气的稳定度。
（三）不稳定能量的概念
在不稳定气层中的空气块一旦离开原来的位置而向上运动时，气块的温度将高于周围环境的气温，浮力大于重力。向下运动时，情况相反，重力大于浮力。两种情况下气块都会发生向上或向下的加速运动，该气块的动能增加。显然，这是由储藏在大气中的不稳定能量转化而来的，不稳定能量就是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。
我们常把某一时刻气层实际的气温随高度分布曲线绘在T-E（高度）坐标系中，并称之为气层的层结曲线，根据压高公式，气压是高度的单位函数，因此常把E坐标变换为P坐标，例如T-lnP坐标（图2·27）。气层中的某一气块若作绝热上升或下沉运动，这时气块温度随高度的变化曲线称之为该气块的状态变化，显然，不同的气块状态曲线不同。
气层能提供给气块的不稳定能可分为下述三种情况：
1.不稳定型
（图2·27）气块受到某种冲击向上运动时，气块的温度始终高于周围大气的温度，气块将不断加速向上运动，温差愈大，气层能提供气块加速的不稳定能愈多，这种作用愈明显，这时，状态曲线位于层结曲线右边，这种情况在实际大气中很难持久地维持，因此也很少出现。
2.稳定型
若状态曲线在层结曲线左边时（图2·28），当A点的空气块受对流冲击力作用上升后，空气块的温度Ti始终低于周围空气的温度T。周围气层有抑制空气块上升的作用，即有负的不稳定能量，表示在P0高度上即使有较强的对流冲击力，也不能造成对流。这种状态曲线和层结曲线所构成的面积，叫做负不稳定能量面积（简称负面积）。这一类型的气层叫稳定型，对流运动很难出现在这种大气层中。
3.潜在不稳定型
在实际大气中，经常出现的是在稳定型和不稳定型之间的情况，如图2·29所示。某一上升空气块的状态曲线，不完全在层结曲线的左方或右方，而是这两条曲线相交于B，交点B以下为负面积，交点以上为正面积。这时，只要P0高度上有较强的对流冲击力，足以迫使这一块空气抬升到B点以上，上升空气块的温度就会高于周围大气的温度，从而获得向上的加速度，使对流得到发展，故称这一类型的气层为潜在不稳定型。B点的高度称为自由对流高度。它的含义是，在该高度以下，空气块只能在冲击力的作用下强迫上升，而当空气块上升超过了这个高度，就可以从大气中获得不稳定能量而自由上升了。因而下层负值不稳定能量愈小，上层不稳定能量愈大，愈有利于对流发展。大气中对流能否发展，主要看是否存在外来的机制，将气块抬升到自由对流高度以上。
稳定度的概念在讨论空气的对流、湍流等垂直运动时非常重要。气层稳定时，对流、湍流受到抑制，上下气层质量交换微弱，因此低空的水汽、空气中的污染物质等容易积聚在低层，不易向上扩散，地气间的湍流热交换也会很小。相反，气层不稳定时，对流、湍流旺盛，水汽、污染物质极易向上扩散，这时的对流热交换也会很强。
（四）位势不稳定
以上对稳定度的讨论，都是针对气层中空气块的垂直运动而言。在实际大气中，有时整层空气会被同时抬升，在上升的过程中，气层的稳定情况也会发生变化，这样造成的气层不稳定，称为位势不稳定。例如，某一气层的γ在初始时小于γm，因此气层是绝对稳定的。如果该气层的下层水汽含量比较大，上层水汽含量少，在气层的抬升过程中，气层下部的空气很快达到饱和，并沿γm继续降低气温，而该气层的上部仍以γd的递减率降温，通常在大气下层，γm比γd要小得多，因此气层的下部降温速度要比上层慢，气层的γ将不断增大，经过一段时间后，有可能γ＞γm或γ＞γd，气层将由稳定骤然变得很不稳定。对于上温下干的气层，情况则完全相反。在低纬度地区的海面上，这种情况经常出现，由于气层开始时是稳定的，因此大量的水汽集聚在大气低层，上层却很干燥，可是一旦由于某种原因造成整层气层的抬升后，气层会突然变得很不稳定而释放大量的能量，形成强烈的垂直对流天气。