第四章大气的热力学过程
《热力学》理想气体的热力过程
p2 p1
v1 v2
n
T2 T1
v1 v2
n1
T2 T1
p2 p1
(n1) / n
n lnp2 lnp1 lnv2 ln v1
(2)利用已知或可求的与n有关的能量求解
2020年10月20日
第四章 理想气体的热力过程
28
例4-3（p80） 有一台空气压缩机，压缩前空气的温度为27 ℃、 压力为0.1 MPa，气缸的容积为5 000 cm3；压缩后空气的温度升 高到213 ℃。压缩过程消耗的功为1.166 kJ。试求压缩过程的多变 指数n。
15
（2）图表法 由
ds
cp0
dT T
Rg
dp p
对可逆绝热过程可得
ln
p2 p1
1 Rg
T2
T1
c
p
0
dT T
A:利用热力性质表中的标准状态熵
ln
p2 p1
1 Rg
T1
T0
c
p
0
dT T
c T2
T0
p0
dT T
1 Rg
s0 T2
s0 T1
T2 工质的热力性质表中还提供了u与h的数值。
2020年10月20日
第四章 理想气体的热力过程
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例4-2 (p76) 一台燃气轮机装置，从大气吸入温度为17 ℃、压 力为0.1 MPa的空气，然后在压气机中进行绝热压缩，使空气 的压力提高到0.9MPa。试求压气机消耗的轴功：(1)按定值比 热容计算；(2)按空气热力性质表计算。
思路：
定值比热容
2020年10月20日
第四章 理想气体的热力过程
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变比热容分析
大气受热过程和大气运动
大气受热过程和大气运动大气受热过程和大气运动是地球大气系统中非常重要的两个方面。
大气受热过程指的是太阳辐射能源通过辐射、传导和对流等途径进入地球大气系统并引发一系列热力学过程。
大气运动则是由于不同地区的温度差异和气压差异而引起的空气的运动。
大气受热过程主要是通过太阳辐射能量的吸收，使得地球大气系统能够维持温暖的温度。
太阳辐射通过辐射和传导的方式进入大气层，其中一部分被大气层的分子和颗粒所吸收，另一部分则直接照射到地面。
地面吸收的太阳辐射使得地面温暖并释放热量，从而形成了地面的辐射。
大气受热过程中的对流是非常重要的一种过程。
当地面受热后，空气会因为热胀冷缩的原理而上升。
这种上升的空气会形成气流，将热量和水汽等物质带到高空。
这就是我们常见的对流云和降水现象。
对流运动的产生使得地球大气系统中的热量能够有效地传递和分布，从而维持了地球的温度和气候。
而大气运动则是由于地球表面存在不同的温度和气压差异而产生的。
地球的热量分布不均匀，不同地区的温度差异和气压差异会引发空气的运动。
热空气会升高，冷空气则会下沉。
当热空气上升时，在较高的地方会形成低气压区域，而在冷空气下沉时则会形成高气压区域。
这样就产生了气流的运动，形成了风。
大气运动中的风是一种水平方向上的空气运动。
风的产生和变化受到地球自转、地形、温度差异和气压差异等因素的影响。
风的强度和方向会对气候和天气产生重要影响。
例如，海洋和陆地之间的温差会引发季风，而山脉和海洋之间的地形差异会形成局地风。
总结起来，大气受热过程和大气运动是地球大气系统中不可分割的两个方面。
大气受热过程使得地球大气系统能够维持适宜的温度，而大气运动则使得热量和物质能够在地球大气系统中有效传递和分布。
这两个过程共同作用，形成了地球的气候和天气现象。
了解和研究大气受热过程和大气运动对于我们理解和预测天气、气候变化以及保护环境都具有重要意义。
大气热力环流知识点
大气热力环流知识点大气热力环流是地球大气化学环境中最重要的过程之一，它控制着地球表面的温度、湿度、风向等气候变化。
大气热力学环流的本质是指地球上的热能的转移过程，这种转移的特征是：从热能密集的地区，热能通过大气输送至热能稀薄的地区，这就形成了大气热力环流。
大气热力环流主要受到大气中温度和对流层中的水汽影响，它由四大类运动组成：垂直运动、顺经运动、涡旋环流以及气旋环流。
其中，垂直运动指地面升起气流，随着高度的升高而减弱是热力环流的重要方式；顺经运动指的是由西向东的气流运动，它受到来自赤道的向西的大气热量的影响；涡旋环流由赤道太平洋的印度洋和太平洋上的一系列涡旋组成，它们由低纬度到高纬度的水平风流构成；而气旋环流，也叫飓风环流，是大气热量在中纬度地区大气内的环形运动，是一种非常激烈的大气环流和热力输送过程。
大气热力学环流对地球气候变化有着非常重要的影响。
热辐射的均衡是维持地球表面的温度的基本原理；垂直热量输送控制地球热量的分布，从而影响地区的季节性变化和气候构成；水汽的散布和输送的控制地球表面的湿度平衡，是保证地区气候的稳定性和可预测性的关键；大气热力输送对地球表面造成强大的热量压力，控制着中低纬度地区的风向，使得风向分布均衡，影响天气的形成；涡旋环流是地球减缓热量的重要渠道，它们再经过可变的位置和质量的调整，使得温室气体不容易堆积。
大气热力环流是地球气候变化的主要因素，它对于地球气候变化及其影响有着极大的影响，因此，研究大气热力环流过程，了解它对气候变化的影响，是研究大气气候学的核心内容，也是应对气候变化持续研究的重中之重。
目前，基于数值模拟的气候模式已经成为研究气候变化的主要工具。
气候模型通过模拟大气热力学环流，可以模拟和推断将来的气候变化情况，为气候变化的应对提供科学依据。
其中，重要的研究内容是检验和分析模型的可靠性，以及模拟各种地球热力环流的过程，精确模拟气候变化，并研究其对气候变化的影响趋势。
热学学 第四章 热力学第一定律.
植物，通过氧化把化学能转化为热和机械能。
16
亥姆霍兹 德国 物理学家（1821～1894） 《力之守恒》 化学、力学、电磁学、热学
17
• 2 内能
内能：在热学参考系下，所有分子的无规则运动的能量之和。
热学参考系：使系统宏观静止的参考系
用的能量，在过程中保持为常数，因此可以省略。
• 内能具体包含哪些能量---普遍
分子的动能(包括平动、转动、振动)
+分子内部的振动势能
+分子间的势能
18
---原子核内的能量，不能被运用，省略。 ---系统整体运动的能量，不是内能，排除。 (系统的整体平动、转动的动能) ---对于理想气体，分子间势能在任何过程中始终保持为常数， 可以省略。 • 例子：单原子分子理想气体的内能。 每个分子的动能之和。---热学坐标系。 • 例子：刚性双(多)原子分子理想气体的内能。 每个分子的平动动能之和，每个分子的转动动能之和。 • 例子：非刚性双(多)原子分子理想气体的内能。 每个分子的平动动能之和，每个分子的转动动能之和。每个分 子的振动动能之和，每个分子的振动势能之和。 • 例子：前面的例子都为非理想气体时。 都要包含分子间的势能之和。
系统和外界在非功过程交换的能量，称为热量
注意：1）热量过程量。
2）系统和外界必须有温度差，才能交换热量。
3）系统和外界交换能量的方式只有两种：功，热量。
§4.3 热力学第一定律
本质：能量转化和守恒定律在热学系统的表现。
1 历史
14
焦耳(1818-1889),英国。 热功当量
w电＝I 2Rt＝JQ w重力＝JQ Q cmT
大气热力学
（3）在静力平衡情况下，任意高度z处的气压， 等于该高度单位位截面上所承受的铅直气柱的 重量，这就是气压的静力学意义。即
P gdz
z
A、若海平面（z=0）处气压为p，则由上式 得到：
p0 gdz
0
B、任意单位截面上下界的气压差（p-p）等 于该气层的重量
p1 p2
dp p2 p1 gdz, p2 p1 gdz
PV nR T
*
(3.6)
R P T RT (3.2) M
*
R*：universal gas constant(通用气体常数或 普适气体常数）
R* R m: mass M M: gram-molecular weight, unit: kg/mol n : mole
: density, unit: kg/m3
均质大气的重要特征：
（1）P随Z呈线性递减； （2）T随Z呈线性递减，直减率 r=3.42/100m,是空气产生自动对流的 一个临界值，r可作为判据； （3）随Z不变。 （4）气层上限高度H仅是地面T的函数。
2.isothermal atmosphere(等温大气）
1、概念：气温不随高度变化（ γ =0,即T=常数)的 大气称为等温大气
g Rd
（2.13）
(2.13)多元大气的压高公式。将上式稍加整理得
p z z 0 [1 ( ) p0
多元大气上界高度 由（2.14）知，当 Z
Z
0
T0
A
பைடு நூலகம்
]
(2.14)
0 时，大气上界为
T0
多元大气与等温大气、均质大气的关系
《工程热力学》教学课件第4-5章
工程热力学 Thermodynamics 二、摩尔气体常数及其他形式
由阿伏伽德罗定律知：在同温同压下任何气体的摩尔
体积都相等。
pVm 常数 R T
pVm RT
摩尔气体常数R，与气体种类和气体状态无关。
R 8.31431J/(mol K)
其他形式还有 pV mRgT 或 pV nRT
Rg
c t2
c
t2 0C
t2
c
t1 0C
t1
t1
t2 t1
工程热力学 Thermodynamics
（3）平均比热容的直线关系式：
c t2 t1
a bt
a b(t2
t1)
（4）定值比热容：
定值比热容表
工程热力学 Thermodynamics
三、理想气体的热力学能和焓及熵
du cVdT
；u
T2 T1
cV
dT
dh cpdT ；h
T2 T1
c
p
dT
真实比热容 平均比热容
u
T2 T1
cV
dT
u
cV
t2 t1
(t2
t1)
平均比热容（表）
u
cV
t2 0C
t2
cV
t1 0C
t1
定值比热容
u cV T cV t
h
T2 T1
c
p dThcpt2 t1(t2
t1 )
工程热力学 Thermodynamics
第四章 理想气体的热力性质
第一节 理想气体及其状态方程式 一、概述 二、状态方程：
pv RgT 称为克拉珀龙状态方程。
理想气体定义：凡是遵循克拉贝珀状态方程的气体
大气层中的热力学过程与能量平衡分析
大气层中的热力学过程与能量平衡分析大气层是地球表面上方的气体包层，它起着关键的保护作用，并对地球的气候和天气产生重要影响。
了解大气层中的热力学过程和能量平衡是理解地球气候系统的关键。
本文将对大气层中的热力学过程和能量平衡进行分析。
1. 大气层的分层结构大气层通常分为四个主要的层：对流层、平流层、中间层和热层。
对流层位于地球表面上方，其上层为平流层，该层以稳定的温度和气压变化特征而闻名。
中间层位于平流层上方，其上层为热层，该层以高温度和高气压特征而闻名。
2. 大气层的热力学过程热力学过程是指气体在吸热或放热的过程中发生的变化。
在大气层中，热力学过程主要包括辐射、对流和传导。
（1）辐射：辐射是指由太阳向地球传播的电磁波。
太阳辐射通常包括可见光、紫外线和红外线。
地球吸收太阳辐射并将其转化为热能，这是大气层中的一个重要热力学过程。
（2）对流：对流是大气层中的一个重要过程，它是指由于温度差异引起的空气的上升和下沉运动。
太阳辐射使地面升温，暖空气上升形成对流，导致气候变化和天气现象。
（3）传导：传导是指通过物质颗粒的碰撞传递热量。
在大气层中，传导主要通过空气分子之间的碰撞传递热量。
3. 大气能量平衡大气层的能量平衡是指入射到大气层的能量与从大气层散发的能量之间的平衡。
能量平衡对地球的气候和气象有着重要影响。
（1）太阳辐射：太阳辐射是地球上主要的能量来源之一。
太阳辐射在进入大气层时会发生散射、反射和吸收等过程，一部分太阳辐射被地表吸收，一部分被大气层吸收和散射。
（2）地球辐射：地球辐射是指地球表面向大气层释放的能量。
地表吸收太阳辐射后会以辐射的形式释放出去。
大气层中的部分气体和云会吸收地球辐射，并再次向地面散发。
（3）能量平衡：大气能量平衡关系到地球的气候和天气变化。
如果进入大气层的能量大于散发的能量，地球将升温；反之，地球将冷却。
能量平衡可以通过调节大气中的温度、湿度和云量等来实现。
总结：大气层中的热力学过程和能量平衡是地球气候系统的重要组成部分。
太阳大气层热力学过程的波动性和相互作用
太阳大气层热力学过程的波动性和相互作用太阳大气层是太阳的外部层，由不同的层次组成，包括光球层、色球层、日冕和太阳风等。
太阳大气层中存在着各种热力学过程，其中的波动性和相互作用对太阳活动和太阳系环境产生了重要影响。
一、太阳大气层的波动性太阳大气层中存在着多种波动现象，包括声波、重力波、磁波等。
这些波动可导致大气层中的物理量发生周期性变化，并引起能量传递和相互作用。
1. 声波太阳的光球层是由炽热的等离子体组成，其中存在着大量的声波。
这些声波是由太阳内部的核聚变反应和释放的能量导致的。
声波在太阳大气层中传播时，会引起物质的振动和密度的变化，从而影响大气层的温度和压力分布。
2. 重力波重力波是由密度和压力的扰动引起的一种波动。
在太阳大气层中，重力波可以由物质的运动和湍流产生。
这些波动的传播可以导致大气层中的湍流混合和能量传递，进而影响大气层的温度和密度结构。
3. 磁波太阳大气层中存在着强磁场，磁波是由磁场扰动引起的波动现象。
这些波动可以传播到太阳大气层的不同层次，影响大气层中的物质流动和能量输运。
磁波的存在对太阳大气层的加热和冷却过程具有重要作用。
二、太阳大气层中的相互作用太阳大气层中的波动现象之间存在着相互作用。
这种相互作用可以导致能量的输运和转化，进而影响太阳活动和太阳系环境。
1. 声-重力波相互作用太阳大气层中的声波和重力波相互作用时，声波能量可以转化为重力波能量或反之。
这种相互作用可以引起大气层中密度的变化和湍流的产生，从而影响太阳大气层的热力学过程。
2. 磁-重力波相互作用太阳大气层中的磁波和重力波之间也存在相互作用。
磁波可以通过重力波的存在引起磁场的变化，进而影响太阳大气层的磁活动和热力学过程。
这种相互作用对于太阳风和太阳辐射的产生和传播具有重要影响。
3. 磁-声波相互作用太阳大气层中的磁波和声波也可以相互作用。
磁波的存在可以引起声波的产生和传播，从而影响太阳大气层中的物质流动和湍流混合。
这种相互作用对于太阳大气层中的加热和冷却过程具有重要作用。
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4.1.1热力学第一定律在大气中的表达式
❖ 热力学第一定律是能量守恒定律在理想气体中的应用。
❖ 处于孤立系统中的理想气体，如有dQ热量加到理想气体中， 该热量的用途有两个，即增加该系统的内能（dE）以提高 系统的温度及对外作的功（dW）。因此对于空气，热力学
4.1.3湿空气的绝热过程
❖ 1、湿空气的绝热方程
❖ 饱和湿空气的上升过程中，与外界没有热量交换，该过程称为湿绝热 过程。
❖ 饱和湿空气绝热上升时，如果只是膨胀降温，亦应每上升100m降温1℃。 但是，水汽既已饱和了，就要因冷却而发生凝结，同时释放凝结潜热， 加热气块。这是与干绝热过程不同的。设单位质量饱和湿空气中含有
❖ 利用干绝热方程，可以了解气块在上升和下降过程中
状态的改变情况。例如初态为 P0=1000hPa,T0=273K，就 可以算出它下降到1050hPa时，温度将变为276.7K；当 上升到900hPa时，温度将变为265K。
❖ 3、干绝热直减率
❖ 气块绝热上升单位距离时的温度降低值，称绝热垂直减温率， 简称绝热直减率。
❖ 2、干绝热方程
❖ 对于干空气和未饱和湿空气，当系统是绝热变化时 dQ 0 ， 其状态的变化即向外作功是要靠系统内能转化，温度的改
变完全由环境气压的改变决定：
C pdT
RT
dp p
0
d T RT d p cp p
❖ 即：将气体的压力变化和温度变化联系起来
❖ 在大气中，气压变化主要由空气块的位移引起。
❖ 在绝热条件下，当空气质点上升时，压力减小，dp 0，这
时 CpdT 0，因而温度降低；当空气质点下沉时，压力增 加，这时，因而温度升高
❖ 对上式在（p0 ,T0）及（ p,T ）的范围内积分
T dT R P dp
T T0
C p P0 p
TR p 1n 1n
T0 C p p0
R
T ( p )Cp T0 p0
❖ 因为
R 0.287 J /(g K )
0.286
C p 1.005 J /(g K )
❖则
T ( p )0.286 T 0 p0
❖ 上式是干绝热方程，亦称泊松（Poisson）方程
❖ 泊松（Poisson）方程
T ( p )0.286 T 0 p0
❖ 从方程中可以看出，在干绝热过程中，气块温度的变 化唯一地决定于气压的变化，当气压降低时，温度也 下降，反之亦然。
Cp Cp
❖ 这是气象学中热力学第一定律的常用形式。式中dQ为单
位质量空气由于辐射、湍流等引起的热量变化；Cp是空 气的定压比热，对于单位质量的干空气，实测Cp ＝ 1.005J/(gk)；R为比气体常数，对干空气来说，比气体
常数R=R =0.287J/(gk) d
❖ 由上式可以看出，空气温度的变化dT，不仅与空气的热
第一定律可以写成 dQ dE dW
❖ 对于理想气体来说，气体的内能就是其分子运动的动能。
对单位质量的气体而言，它等于 CvT（T为气体温度，Cv为 定容比热）。当气温变化dT 时，其值为：
dE CvdT
❖ 如果以 p 表示压力，V 表示气体比容，在定压状况下
气体膨胀时所作的功为： dW pdV
量交换 dQ 有关，而且和本身的气压变化 dp 有关
4.1.2干绝热过程
❖ 1、绝热过程 ❖ 大气中进行的物理过程，通常伴有不同形式的能量转换。在能
量转换过程中，空气的状态要发生改变。 ❖ 在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换，即 dQ 0 时
的状态变化过程，叫做绝热过程。将升、降的气块内部既没有 发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程，称作干绝热过 程。 ❖ 一块空气在运动过程中，通常与其周围有热量交换，并不完全 符合绝热条件。但在较短的时间内，空气的非绝热变化的影响 常比空气因升降运动引起的气压变化造成的影响要小得多，因 此，大气的垂直运动过程可近似看作是绝热的
❖ 对于干空气和未饱和的湿空气来说，则称干绝热直减率，以 d
表示，即
d
( dTi dz
)d
❖ 假设大气处于流体静力平衡状态，由准静力条件将气块内外气
压相联系：
cp
dT
1
d
p
cp
dT
e
gdz
❖ 于是
＝
d
dT dz
e
g cp
d
g Cp
0.98K /100 m(或 0.98℃ /100 m)
❖ 实际工作中取 d 10 C /100m ，这就是说，在干绝热过 程中，气块每上升100m，温度约下降1℃。
❖ 空气的冷热程度是空气内能大小的表现。空气内能的变化 既可因其与外界的热量交换而引起，也可因外界压力变化 对空气作功而使空气膨胀或压缩引起。在前一种情况下， 空气与外界有热量交换，称为气温的非绝热变化；后一种 情况，空气和外界没有热量交换，称为气温的绝热变化。
4.1 大气垂直运动中的热力学过程
❖ 大气的垂直运动、水汽的蒸发、凝结以及云雾降水等 天气现象的形成有非常密切的关系，
❖ 必须注意： d 与 （气温直减率）的含义是完全不同
的。 d 是干空气在绝热上升过程中气块本身的降温率，
它近似于常数；而 是表示周围大气的温度随高度的
分布情况。可以有不同数值，即可以大于、小于或者
等于 d 。
❖ 如果气块的起始温度为 T0 ，干绝热上升Z 高度后，
其温度 T为：
T T0 d Z
❖ 热力学方程可写成： dQ CvdT pdV
❖ 将状态方程 pV RT 进行微分，则有
pdV Vdp RdT ❖ 代入消去 pdV ，并用 C p Cv R
C p 表示气体的定压比热，得
dQ
C p dT
RT
dp p
C p dT1源自dpdT dQ RT dp dQ 1 dp
Cp Cp p
第四章 大气的热力学过程
❖ 4.1 大气垂直运动中的热力学过程 ❖ 4.2 大气静力稳定度 ❖ 4.3 空气温度的局地变化 ❖ 4.4 气温的时间变化
第四章 大气的热力学过程
❖ 大气内部始终存在着冷与暖、干与湿、高气压与低气压三 对基本矛盾。其中冷与暖所表现的地球及大气的热状况、 温度的分布和变化，制约着大气运动状态，影响着云和降 水的形成。温度是天气变化的基本因素之一，也是气候系 统状态的一个主要因子。