大气热力学知识
(完整版)第5章大气热力学
2 大气中的干绝热过程
气块概念和基本假定 大气中的干绝热过程
干绝热减温率 位温
干绝热上升时露点变化和抬升凝结高度
2 .1 气块的概念和基本假定
气块或空气微团是指宏观上足够小而微观上含有大量分子 的空气团，其内部可包含水汽、液态水或固态水。 气块（微团）模型就是从大气中取一体积微小的空气块 （或空气微团），作为对实际空气块的近似。
2020/8/18
δQ= Cν dT+pdν
其中Cv是定容比热，v是比容 这是热力学第一定律在气象上的应用形式之一，也 称为热流量方程。
2020/8/18
δQ= cν dT+pdν
ν=RT/p
pdν+νdp=RdT
δQ=（cν +R）dT-vdp
δQ=（cν +R）dT- RTdp/p
在等压情况下，dp=0
距离（常取100米）温度下降（或升高）的数值。
Q Ldqs
c pv dT
RT
dp p
Q
dp dpe g dz
p pe
Rd Te
c pd dT
T Te
gdz
Ldqs
c pv dT
RT
dp p
Ldqs
取c pv c pd
T 1 Te
s
dT dz
g c pd
L c pd
dqs dz
123(T0
Td 0 )(m)
即 Zc≈123（T0-Td0）米
(T0-Td0):地面的温度露点差； 即估算抬升凝结高度Zc是从T0按干绝热上升，与从 Td0按等饱和比湿线上升，两线的交点。 有时误差很大
2020/8/18
3 饱和湿空气的绝热过程
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天气和气候变化的主要原因之一。
大气热力环流又称大气热量传递，它是指在地球大气层中，大气层内热量在空间和时间上的传递。
当太阳辐射照射地球表面时，部分高空辐射被地表反射，另一部分太阳辐射被地表吸收，地表上的这些能量被转化为热能，在大气层中的热量分布状况将由热量的传递来改变，大气中的热量会在空间和时间上传递，影响着气候的变化，从而影响到地球的气候。
大气热力环流主要受到风、热和冷空气的影响。
风在大气热力环流中起着导向作用，它们会将热能和冷能从低层到高层传递，从而影响到热力学特性和分布状况。
热空气会在高空上升，同时在低空下降，从而形成热空气循环；冷空气也会升高，在高空下降，形成冷空气循环。
这种空气循环将会带动热量的传递，从而形成大气热力环流。
大气热力环流的传递也受到了地形因素的影响。
地形的变化会使空气的运动方向发生变化，如丘陵和山脉的出现，其上的空气受到地表的反射，山谷中的空气受到地貌的吸引，空气传递受到不同的影响，从而影响着大气热力环流的分布情况。
此外，大气热力环流还受到大气层顶部的辐射分布状况的影响。
由于大气层顶部的温度比较低，它的辐射在大气层内的传播状况和空气的传播状况不同。
热量在大气层内的传播方向是相反的，从地球上升，而辐射从大气层顶部向地球下降，从而形成一个热力环流。
大气热力环流的影响不仅限于空间上的变化，它也会影响到气温的变化。
因为热量的传播，大气中空气的温度会发生变化，地表上温度的变化才能反映出大气中热量的传递变化，从而影响到天气和气候的变化。
大气热力环流也会影响到降水的变化。
因为大气中的热量传递，空气在不同的高度上有不同的温度，当热空气上升，冷空气下降时，气压差也随之发生变化，从而影响雨量的变化。
总而言之，大气热力环流是一个复杂的过程，它受到空气、地形、辐射等多种因素的影响，也会影响到大气中的温度和降水的变化，从而影响到地球的气候变化。
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。
大气层热力学结构与天气系统的关系分析
大气层热力学结构与天气系统的关系分析大气层是我们生活在地球上必不可少的一部分。
它是由各种气体组成的包围地球的层状结构，同时也是天气系统的根源。
大气层的热力学结构与天气系统之间存在着密切的关系，这种关系深深影响着我们的日常生活。
本文将分析大气层热力学结构与天气系统之间的关系，并探讨其影响。
首先，我们来了解一下大气层的热力学结构。
大气层可以分为几个不同的层次，包括对流层、平流层、中间层和外层。
对流层是最接近地球表面的一层，温度逐渐下降。
平流层是高层大气层，温度逐渐上升。
中间层是两个层次之间的过渡层，气温变化不大。
外层是大气层的最外层，温度逐渐下降。
这种垂直的温度变化形成了大气层的热力学结构。
这种热力学结构对于天气系统的形成和发展起着至关重要的作用。
天气系统是指在一定时间和空间内发生的气象现象，包括气压系统、风、云、降水等。
这些天气现象都是由大气层中的热气团形成的。
热气团是大气中温度和湿度较高的气团，它们在不同的气压差和地形条件下相互作用，形成了各种天气现象。
在大气层的热力学结构中，对流层是天气系统发展的主要场所。
对流层是温度逐渐下降的层次，这种温度变化形成了大气中的温度梯度。
当温度梯度较大时，热气团就会受到推动，形成了强风和气压变化。
这种气压变化再与其他因素相互作用，就会导致大气中的不稳定性增加，从而形成各种天气系统。
此外，大气层热力学结构还影响着天气系统的持续时间和强度。
在平流层和中间层，温度变化较小，大气相对稳定。
这种稳定性使得天气系统在这些层次中发展较慢，持续时间较长。
而在对流层和外层，温度变化较大，大气不稳定。
这种不稳定性使得天气系统在这些层次中发展较快，持续时间较短。
同时，温度变化也决定了天气系统的强度。
温度梯度越大，天气系统越强烈。
综上所述，大气层的热力学结构与天气系统之间存在着密切的关系。
大气层的热力学结构决定了天气系统的形成和发展方式。
对流层是天气系统发展的主要场所，而平流层、中间层和外层则影响了天气系统的持续时间和强度。
大气科学概论：第6章2大气热力学—2节干绝热过程
dTd RVTd2 • 1 • dp gRV • Td2 dz LV p dz LV Rd Tv
dTd RVTd2 • 1 • dp gRV • Td2 1.7(K / km) dz LV p dz LV Rd Tv
P为环境空气压强. 其中
LV 2.45106 (J / kg) g 9.8(m / s2 )
气块: 容积宏观微小的气团.
假定: 环境空气处于静力平衡状态 气块内的压强与环境的压强相等 (准静态) 气块与环境绝热
一、干绝热方程
热力学第一定律:
q
CPdT
dP
CPdT
RT P
dP
R:湿空气比气体常数
RT
绝热: CPdT P dP 0
Cp
dT T
R
dP P
T dT P R • dP
T0 T
由热力学第一定律,干绝热气块垂直位移时的
温度变化为
CPdT
RT
dP P
q 0
dT
RT CP P
•
dP
RT CP Pe
• dPe
dPe g Pe g
dz
RT
RT • Pe g dz g dz
CP Pe RT
CP
d
dT dZ
g CP
9.8(K
/ km)
干绝热气温直减率
四、 抬升凝结高度 (lifting condensation level, LCL)
C P0 P P
ln T
T T0
R CP
ln P
P P0
T T0
P P0
,
R
CP
T T0
P P0
0.286
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
大气科学概论：第6章-5 节热力学图解
比湿增加，露点增加，
相对湿度不变，位温减小，
假相当位温不变。
• 3、设某地气压为1000hPa，气温25C， 相对湿度80%。若日落后气温降低了5C
，问是否会产生雾？雾的含水量是多少 ？
P 1000 hPa,T1 25 C 时， qs1 25(g / kg)
q qs r 20(g / kg)
课堂练习根据假湿球温度和假湿球位温的定义在tlnp示意图上画出假湿球温度和假说明平流雾形成过程中可能包含哪些热力学过程哪些可以认为是绝热的哪些可以认为是非绝热的
第5节 热力学图解
热力学图解的用途
• 分析大气热力状况时，热力学图表方便快捷 • 由层结曲线看温度随高度的变化，看是否有等
温层、逆温层
• 温度层结与露点层结配合，判断云的高度、厚 度
• 要点： 层结曲线和状态曲线 应用：如何确定LCL,如何绘制层结曲线
pe p
•比湿（specific humidity） q
q v
e
e
v d p (1 )e p
饱和时： es , qs , rs
•相对湿度（Relative Humidity） RH
RH r 100 % e 100 %
rs
es
将常规的温度、湿度组成新的温湿特征量 ，如se,,Tv等
凝结高度后，再沿湿绝热线上升的路径，表示为：dT
• 层结曲线上温度随高度分布的表示为 ： T
dZ
Z
气块的路径曲线
湿绝热
线γs
等饱和比 湿线qs
干绝热 Pc 线γd P0
-lnP Γs
qS LCL
Γd
Tc Td0 T0
层结曲线，配合状态曲线（干绝热线与湿绝热线）可 以求该地上空凝结高度，可分析气层的稳定状态，比
《大气物理学》学习资料：大气热力学基础
修斯看来，在一个系统中，如果听任它自然发展，那么，能量差总是倾向
于消除的。让一个热物体同一个冷物体相接触，热就会以下面所说的方式
流动：热物体将冷却，冷物体将变热，直到两个物体达到相同的温度为止
。克劳修斯在研究卡诺热机时，根据卡诺定理得出了对任意循环过程都都
适用的一个公式 ：dS=（dQ/T）。
对于绝热过程Q＝0，故S≥0，即系统的熵在可逆绝热过程中不变，在
17
克劳修斯主要科学贡献
在《论热的运动力……》一文中，克劳修斯首次提出了热 力学第二定律的定义：“热量不能自动地从低温物体传向 高温物体。”
推导了克劳修斯方程—关于气体的压强、体积、温度 和 气体普适常数之间的关系，修正了原来的范德瓦尔斯方程 。
1854年，最先提出了熵的概念,进一步发展了热力学理论 提出了气体分子绕本身转动的假说 推导出了气体分子平均自由程公式，找出了分子平均自由
。
1948年，香农在Bell System Technical Journal上发表了《通信的数
学原理》（A Mathematical Theory of Communication）一文，将21熵的 概念引入信息论中。
熵在热力学中是表征物质状态的参量之一，通常用符号 S表示。在经典热力学中，可用增量定义为dS＝(dQ/T) ，式中T为物质的热力学温度；dQ为熵增过程中加入物 质的热量。下标“可逆”表示加热过程所引起的变化过 程是可逆的。若过程是不可逆的，则dS＞(dQ/T)不可 逆。从微观上说，熵是组成系统的大量微观粒子无序度 的量度，系统越无序、越混乱，熵就越大。热力学过程 不可逆性的微观本质和统计意义就是系统从有序趋于无 序，从概率较小的状态趋于概率较大的状态。
Q
cpdT
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2、
3、
4、实际大气不是绝热的，空气运动时，能够通过湍流交换、辐射和分子热传导等与周围环境大气交换热量
5、对于运动着的空气，特别是做垂直运动时，由于气压随高度变化很快，气体温度短期内就发生
很大变化，热量交换对空气温度的影响远小于由空气压缩或膨胀所造成的影响，此时可忽略热交换作用，假设气块是绝热的。
6、在一些情况下，不可认作绝热。
如：近地层大气，湍流交换强，气块从地面获得热量；平流层中，气块主要受
辐射过程控制；当过程进行的时间较长，热量交换的累积效应不可忽略
7、干绝热递减率：0.98℃/100m .实际工作取1
8、状态曲线：气块在作垂直运动时，其温度随高度的变化曲线称为状态曲线干绝热线：干绝热过程的状态曲线
称为干绝热线湿绝热线：湿绝热过程的状态曲线称为湿绝热线层结曲线：环境空气温度随高度的分布曲线称为层结曲线。
由于干绝热过程中位温和熵守恒的性质，干绝热线又称为等位温线或等熵线。
它表示干空气或未饱和湿空气在绝热升降过程中的状态变化曲线。
9、比湿q为单位质量湿空气内的水汽质量，常用单位为g/kg 在数值上比湿≈混合比
1.饱和水汽压 es只和温度有关，饱和混合比 ws 和饱和比湿 qs都只与气压和温度有关，与空气中
的水汽含量无关。
2.抬升凝结高度指未饱和湿空气绝热抬升至相对于平纯水面饱和时所达到的高度。
在此高度上，气
块的温度等于露点温度
3.温度不发生变化，物质发生相变时吸收或放出的热量称为“潜热
4.假绝热过程：气块上升过程是湿绝热过程，下沉时为干绝热过程，因此当气块下降到原来起始高
度时，温度比原来的高
5.热上升到水汽全部凝结降落后，再沿着干绝热线下降到1000 hPa 时所具有的温度称为假相当位
温θse（欧美国家称为相当位温θe）
6.因为假相当位温θse在湿绝热过程中守恒，因此湿绝热线也称为假相当位温线.
7.气块法有如下假定:绝热、准静态、静力平衡
8.气象中所指的对流是指由于浮力作用导致的垂直方向的热量传输。
浮力越强，产生的上升运动越
强，越容易形成深厚湿对流。
大气静力稳定度只是用来描述大气层结对气块的垂直运动产生什么影响（加
速、减速或等速）的一个概念，这种影响只有当气块受到外界的冲击力以后才会表现出来，它并不表示大气中已经存在的对流运动。
9.龙卷可以产生于超级单体，也可以产生于非超级单体。
对于超级单体龙卷，要求（1）CAPE大；（2）切变强，
尤其是低层0-1km具有强的垂直风切变；（3）低的LCL（1200m以上无法形成龙卷，几百米边界层高湿）。
10.。