第3章大气热力学教学课件

热力学第一定律是能量守衡定律在理想气体中的应用。对于质量为m的理想气体（热力学系统），外界传递给系统热量dQ，等于系统内能增加mCvdT与系统对外界作工pdV之和，即第3章 大气热力学3.1 热力学第一定律在气象中的应用3.1.1热力学第一定律dQ=mCvdT+pdV 其中，Cv为定容比热，单位为Jg-1K-1，T,p和V分别为热力学温度、气压和体积。第3章 大气热力学3.1 热力学第一定律在气象中的应用3.1.2 干空气的热力学第一定律 对于单位质量的干空气，热力学第一定律为dQ=CvdT+pd 其中，为干空气比容（m3/kg）。R=287JK-1kg-1干空气比气体常数；Cv=716JK-1kg-1干空气定容比热；Cp=1005JK-1kg-1干空气定压比热。其中 利用干空气状态方程p=RT，并考虑到Cv+R=Cp,，则得到常用的干空气热力学第一定律形式：dW=PdT0、P0 0T、P 热流量 dQdU=CVdTdU当湿空气达到饱和时，将发生凝结，水汽凝结量为-dqs，释放潜热 dQ2=-Ldqs其中，L 为凝结潜热 L=2499.5-2.39t (J/g)第3章 大气热力学3.1 热力学第一定律在气象中的应用3.1.3 饱和湿空气的热力学第一定律对于单位质量的饱和湿空气，若外界传递给系统热量为dQ，则热力学第一定律为第3章 大气热力学3.2 干绝热过程和位温3.2.1 绝热过程任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程，叫做绝热过程(Adiabatic process)。干空气或未饱和湿空气块绝热变化时，气块内部没有发生水相变化，称作干绝热过程(Dry adiabatic process)。饱和湿空气块绝热变化时，气块内部有发生水相变化且凝结物全部留在气块内，称作湿绝热过程(Wet adiabatic process)。饱和湿空气块绝热变化时，气块内部有发生水相变化且凝结物部分或全部降落离开气块，称作假绝热过程(Pseudo adiabatic process)。第3章 大气热力学3.2 干绝热过程和位温3.2.2 干绝热方程对于干绝热过程，dQ=0,因此，干空气热力学第一定律为或从初始状态(T0,P0)到任意状态(T,P)积分，得上述方程称为泊松方程（Poisson）,它反映了干绝热过程中，气块温度和气压间关系干绝热过程中，气块温度随高度的递减率，T0、P0T、Pz0T0TzT所以：证明：第3章 大气热力学3.2 干绝热过程和位温3.2.3 干绝热直减率 气块按干绝热过程变化到标准大气压（取1000hPa）时所具有的温度，称为位温。所以：第3章 大气热力学3.2 干绝热过程和位温3.2.4 位温根据泊松方程，令p0=1000hPa,T0=，则1000T0T-lnp温度对数压力图解：横坐标温度T，纵坐标对数压力-lnp，该图上干绝热过程线为一直线，称为干绝热线。干绝线上位温是不变的，因此又称等位温线。第3章 大气热力学3.3 湿绝热过程3.3.1 凝结高度zBT0Tz凝结高度未饱和湿空气块按干绝热过程从地面上升时，随着气块温度下降，饱和水汽压迅速减小，到一定高度饱和水汽压等于水汽压，气块达到饱和，该高度称为（抬升）凝结高度(ZB)。B湿绝热直减率（）：湿绝热过程中，气块温度随高度的递减率。可证明：T、Pz0T0、P0T0Tz第3章 大气热力学3.3 湿绝热过程3.3.2 湿绝热直减率 特征：I），故湿绝热线总在干绝热线之右；II）不是常数，是气温和气压的函数。III）高温时，比湿大、凝结量多，故小，低温时相反。dTdT 假绝热过程特点：未饱和湿空气块刚开始上升时，按干绝热直减率降温，至凝结高度后，若继续上升，则按湿绝热直减率降温，此时发生水汽凝结，若凝结物部分或全部降落离开气快，则当其下降时，将按干绝热直减率或介于干、湿绝热直减率之间的直减率升温，当其回到原来高度时，温度将高于上升前的温度，这个过程是不可逆过程，即这种状态变化过程中位温不再守衡。因此，需定义一个新物理量，能在所有绝热过程中都守衡，即假相当位温。第3章 大气热力学3.4 假绝热过程和假相当位温3.4.1 假绝热过程 未饱和湿空气块从A上升，按干绝热直减率降温，至凝结高度B后，继续上升至C，按湿绝热直减率降温，期间全部水汽凝结并降落离开气块，则当其从C按干绝热直减率下降至1000hPa（D）具有的温度，称为假相当位温。第3章 大气热力学3.4 假绝热过程和假相当位温3.4.2 假相当位温：1000T-lnpABCD假相当位温计算公式：TBZB图中C是唯一的，即当全部水汽凝结并离开气块时的高度，从C按 下降到D具有的温度也就唯一，因此，可根据线确定焚风第3章 大气热力学3.4 假绝热过程和假相当位温3.4.3 假绝热过程的例子T高度ABCZB自学第3章 大气热力学3.5 热力图简介和部分应用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：不稳定、稳定、中性。大气层z0z0+zz0-z稳定稳定不稳定不稳定稳定稳定不稳定不稳定第3章 大气热力学3.6 大气层结稳定度3.6.1 基本概念气块法于是不稳定中性稳定第3章 大气热力学3.6 大气层结稳定度3.6.2 稳定度的判定方法z0a=dw/dta=dw/dtgz0+z（1）干空气或未饱和湿空气T0z0T(a)(c)T于是不稳定(a)中性(b)稳定(c)第3章 大气热力学3.6 大气层结稳定度3.6.3 稳定度的判据T0z0TacT不稳定a中性b稳定c（2）饱和湿空气第3章 大气热力学3.6 大气层结稳定度3.6.3 稳定度的判据（a）（c）（b）（3）大气稳定度三种情形（a）绝对不稳定（b）条件不稳定（c）绝对稳定T0z0第3章 大气热力学3.6 大气层结稳定度3.6.3 稳定度的判据第3章 大气热力学3.6 大气层结稳定度 3.6.4 不稳定能量概念：不稳定能量为气层中可供单位质量空气块上升运动的能量，用单位质量空气块上升时合外力所作的功表示。合外力所作的功：从z1到z2积分得：z0z0+dzdz=wdt或第3章 大气热力学3.6 大气层结稳定度 3.6.4 不稳定能量不稳定能量可在温度-对数压力图上求得，它等于状态曲线与温度层结曲线所包围面积S的Rd倍。S等于由C点（自由对流高度）以上的正面积与C点以下的负面积之和。根据正负面积的大小，气层稳定度分为3种情形：当正面积远大于负面积时，S0，为真潜不稳定，只要扰动达到对流凝结高度zC即可形成自由对流；T0-lnpABCDzBzC+-+大气层结真潜不稳定第3章 大气热力学3.6 大气层结稳定度 3.6.4 不稳定能量当负面积远大于正面积时，S0，为假潜不稳定，即使扰动达到zC也不一定形成自由对流；当正面积为零时，即状态曲线位于层结左侧，两者不相交，为稳定型。T0-lnpABCDzBzC-+-大气层结真潜不稳定T0-lnpA-大气层结稳定第3章 大气热力学3.6 大气层结稳定度3.6.5 对流不稳定 当整层空气作抬升运动时，若原来的稳定层结趋于不稳定层结，称为对流不稳定，或位势不稳定。位势不稳定往往产生强对流、暴雨、雷暴或冰雹等灾害性天气。T0-lnpAI）不稳定B设气层AB抬升前为稳定层结 ，温度层结接近等温，而湿度层结可能为：I）上干下湿，抬升一定高度后气层为 ，温度直减率为 。由于因此，气层 不稳定第3章 大气热力学3.6 大气层结稳定度3.6.5 对流不稳定 结论：对流不稳定系潜在的不稳定能量，只有当抬升前气层是上干下湿，并有足够的抬升力，使整层抬升达到饱和。T0-lnpAII）稳定B湿度层结为：II）上湿下干，抬升一定高度后气层为 ，温度直减率为 。由于因此，气层 稳定第3章 大气热力学3.7 局地温度变化分析与判断3.7.1 热流量方程热力学第一定律：热流量方程：TT+dTxzy0其中，为单位时间内流入气块的热量，即热流量。令 故由于，为速度分量，对时间求导，得气温局地变化：固定空间点处气温度随时间的变化率。T(t,x,y,z)T+dTxzy0第3章 大气热力学3.7 局地温度变化分析与判断3.7.2 温度个别、局地及平流气温个别变化：表示某一（运动）空气质点（微团）气温随时间的变化率，又称气温随体导数。气温局地变化：称为气温局地变化。称为对流变化（未考虑绝热变化效应）；称为平流变化（取决于风速和两地温差）；称为气温个别变化（热力学定律）；结论：气温局地变化=个别变化+平流变化+对流变化第3章 大气热力学3.7 局地温度变化分析与判断3.7.2 温度个别、局地及平流-20C蒙古36小时后-10C蒙古平流变化：=-（10-（-20）=-30C个别变化：=-10-（-20）=10C局地变化：=10-30=-20C36小时后北京气温为T36=T0+T=10-20=-10北 京10C气温局地变化方程（考虑绝热变化效应）：平流（风速）变化对流-绝热变化热流量变化气温局地变化第3章 大气热力学3.7 局地温度变化分析与判断3.7.3 温度局地变化影响因素温度平流变化：第3章 大气热力学3.7 局地温度变化分析与判断3.7.3 温度局地变化影响因素ZTTTT0TZTTT0 温度垂直对流变化：若上升，0，则若上升，0，则T T第3章 大气热力学3.7 局地温度变化分析与判断3.7.3 温度局地变化影响因素 温度热流量变化：若 dQ/dt 0，则 ，即局地气温升高；若 dQ/dt 0，则 ，即局地气温降低；第3章 大气热力学3.7 局地温度变化分析与判断3.7.3 温度局地变化影响因素第3章 大气热力学3.8 大气中的逆温3.8.1 气温垂直分布表示法：表示法：垂直分布曲线、纬向和经向垂直剖面等温线分布。总体特纬向和经向垂直剖面等温线分布。总体特征是气温随高度而降低，平均征是气温随高度而降低，平均气温直减率为为0.65/100m0.65/100m；T0z气温直减率：则为等温层则为逆温层对流层平均 辐射逆温 湍流逆温 平流逆温 下沉逆温3.8.2 逆温类型第3章 大气热力学3.8 大气中的逆温高度气温0241612气温垂直 分布180逆温14辐射逆温2004高度气温0=0.65湍流混合层0逆温=d湍流逆温高度气温0=0.650逆温暖平流平流逆温高度气温0逆温层空气块ABTATBZAZBTATB空气块ABZAZB下沉逆温第三章思考题1.基本概念：辐射强度、辐射通量、太阳常数、直接辐射、散射辐射、地面有效辐射、地面辐射差额、气温日较差、气温年较差、气温直减率、干绝热直减率、湿绝热直减率、大气静力稳定度、逆温层。2.简述大气对太阳辐射的作用。3.简述地面有效辐射及其影响因素。4.简述地面辐射差额及其影响因素。5.简述气温局地变化方程中各项的意义。6.简述气温的日、年变化。7.简述近地面气温垂直分布特点。8.举例说明大气静力稳定度如何判断？假设一空盒为黑体，其内用绝热线悬挂一灰体球体，整个系统保持恒温T，则灰体表面的辐射平衡方程为IB(,T)-IB(,T)(1-aT)-I(,T)=0 aT=I(,T)/IB(,T)根据放射率的定义，有 eT=I(,T)/IB(,T)aT=eT 黑体灰体（T）恒温TIB(,T)IB(,T)(1-aT)I(,T)基耳荷夫定律TZ云T0稳定层结稳定层结不稳定层结H1凝结高度H2自由对流高度H3对流上界高度层结曲线（干绝热）状态曲线（湿绝热）状态曲线关于大气稳定度的判断