《大气物理》本科全册配套完整教学课件.pptx

1、大气物理本科全册配套大气物理本科全册配套完整教学课件完整教学课件云和降水的形成过程水汽水汽小云滴小云滴大云滴大云滴上升上升凝结凝结凝结凝结碰并碰并增长增长借助空气的上升运动（在一借助空气的上升运动（在一定的大气层结定的大气层结稳定度稳定度条件下条件下才能产生），大气的温度、才能产生），大气的温度、湿度和稳定度在整个过程中湿度和稳定度在整个过程中都在不断变化，由此大气的都在不断变化，由此大气的热力状态热力状态也在不停变化，常也在不停变化，常伴有各种不同形式的伴有各种不同形式的能量转能量转化化，这种转化必然遵循热力，这种转化必然遵循热力学一般规律，而大气中能量学一般规律，而大气中能量的转化又会引起

2、的转化又会引起大气状态及大气状态及其运动其运动的变化。的变化。降水降水降落降落蒸发蒸发大气热力学基础第三章 大气热力学基础1 热力学定律在大气过程中的应用热力学定律在大气过程中的应用2 干绝热过程干绝热过程3 湿绝热过程和假绝热过程湿绝热过程和假绝热过程4 绝热混合过程绝热混合过程5 等压冷却过程等压冷却过程6 大气热力学图解大气热力学图解7 温湿参量温湿参量8 9 10 静力稳定度问题静力稳定度问题大气热力学基础1 热力学定律在大气过程中的应用一、预备知识一、预备知识二、大气中的热力学第一定律二、大气中的热力学第一定律三、热力学函数三、热力学函数四、热力学函数的计算四、热力学函数的计算系统：

3、我们所研究的那部分物质，即我们关心的那部分。 环境：即系统的环境，是系统以外与之相联系的那部分物质。 界面 物质交换系统环境 能量交换（热、功）热力学基本概念(1) 系统 & 环境任意性热力学基本概念(1) 系统 & 环境 孤立系统：与外界没有任何相互作用的系统。 封闭系统：与外界有能量交换，但无物质交换的系统。 开放系统：与外界既有能量交换，又有物质交换的系统。热力学系统（简称为系统）孤立系统经过足够长的时间，将会自动趋于一个各种宏观性质不随时间变化的状态，这种状态称为平衡状态，简称为平衡态。 平衡状态：物质交换（mass）能量交换（energy）封闭系统（closed system）NoY

4、es隔离系统 or 孤立系统（isolated system）NoNo敞开系统（open system）YesYes热力学基本概念系统&环境 热力学状态：静止系统内部的状态，之后都简称状态。 状态、热力学平衡态热力学基本概念(2) 状态状态函数、广度量 & 强度量热力学平衡态：在一定条件下，系统中各个相的宏观性质不随时间变化，且将系统与环境隔离，系统的性质仍不改变的状态。 系统处于平衡态所满足的条件：系统内部处于 热平衡： 系统有单一的温度； 力平衡： 系统有单一的压力； 相平衡： 宏观上（处于动态平衡，微观上不满足） 没有任何一种物质从一个相转移到另一个相； 化学平衡：宏观上系统内的化学反应

5、停止。Tpn相n物质热力学平衡 (equilibrium state)热力学基本概念(3) 过程 & 途径始态 终态 过程（具体可通过不同的途径来实现） （1）等温过程（isothermal process）（2）等压过程（isobaric process）（3）等容过程（isochoric process）（4）绝热过程（adiabatic process）（5）循环过程（cyclic process）异途同归，值变相等；周而复始，数值还原异途同归，值变相等；周而复始，数值还原 状态函数特点： 状态函数值只取决于系统所处状态，系统由始态变化 至末态状态函数的变化值为始、末态状态状态函数之差，

6、 与变化经历的过程无关；状态函数2211 dZZZZ判定广延量（广度性质）与强度量（强度性质）的依据：性质的数值是否与物质的数量有关广延量&强度量广延量（Extensive Quantity）强度量（Intensive Quantity）与系统的大小（空间的范围或自由度的数目）成正比的热力学量。如：系统的质量M，摩尔数n，体积V，内能U, 等等。 不随系统大小改变的热力学量。例如：系统的压强p，温度T，密度，磁化强度m，摩尔体积v，等等。 广延量 / 广延量 = 强度量，广延量 强度量 = 广延量热力学基本概念热力学基本概念(5) 热热 & 功功&热力学能热力学能 分子平均动能温度 分子势能体

7、积 改变物体内能的方式有两个：做功和热传递。改变物体内能的方式有两个：做功和热传递。 )(内能热力学能分子势能分子动能加热加热机械搅拌机械搅拌电阻丝加热电阻丝加热U2=Qs U1=A U=U1+U2=Qs+A U=U末态-U初态=Qs+A 大气热力学基础 做功过程是其他形式的能与内能相互转化的过程；热传做功过程是其他形式的能与内能相互转化的过程；热传递是物体间内能转移的过程。递是物体间内能转移的过程。做功和热传递都是过程量做功和热传递都是过程量，描述物质系统状态变化过程的物理量，它们都与一定的描述物质系统状态变化过程的物理量，它们都与一定的物理过程相对应。一般说来，物质系统从某一个状态变物理过

8、程相对应。一般说来，物质系统从某一个状态变化为另一个状态，如果经历不同的物理过程，虽然初始化为另一个状态，如果经历不同的物理过程，虽然初始状态与终了状态相同，但过程量并不相同。状态与终了状态相同，但过程量并不相同。内能则是状内能则是状态量，态量，即只与系统当时所处的状态有关。即只与系统当时所处的状态有关。 大气热力学基础概念：系统概念：系统 & 环境、状态环境、状态 & 状态函数、过程状态函数、过程 & 途径、途径、 热（热（Q） & 功（功（W）、热力学能（）、热力学能（U）小小 结结状态函数的性质，哪些量是状态函数（状态函数的性质，哪些量是状态函数（T, p, V, U）大气热力学基础1

9、热力学定律在大气过程中的应用一、预备知识一、预备知识二、大气中的热力学第一定律二、大气中的热力学第一定律三、热力学函数三、热力学函数四、热力学函数的计算四、热力学函数的计算大气热力学基础二、热力学第一定律二、热力学第一定律 热力学第一定律是热力学第一定律是能量守恒和转换定律能量守恒和转换定律在热现象领域所在热现象领域所具有的特殊形式。具有的特殊形式。 热力学第一定律指出，热能可以从一个物体传递给另一热力学第一定律指出，热能可以从一个物体传递给另一个物体，也可以与机械能或其他能量相互转换，在传递个物体，也可以与机械能或其他能量相互转换，在传递和转换过程中，能量的总值不变。和转换过程中，能量的总值

10、不变。 热力学第一定律含义有两点：热力学第一定律含义有两点：（1） 说明了内能、热、功可以相互转化；说明了内能、热、功可以相互转化；（2） 说明了转化时的数量关系。说明了转化时的数量关系。热力学第一定律的通常说法：热力学第一定律的通常说法： 一个系统处于确定状态时，系统的热力学能具有单一一个系统处于确定状态时，系统的热力学能具有单一确定数值，系统状态发生变化时，系统热力学能的变化完确定数值，系统状态发生变化时，系统热力学能的变化完全取决于系统的始态与终态，与状态变化的途径无关全取决于系统的始态与终态，与状态变化的途径无关。热力学第一定律的另一种表述：热力学第一定律的另一种表述： 第一类永动机不

11、可能实现第一类永动机不可能实现。热力学第一定律的文字表述热力学第一定律的文字表述封闭系统 “第一类永动机第一类永动机”某物质循环一周回复到初始状态，不吸热而向外放热或作功，这叫某物质循环一周回复到初始状态，不吸热而向外放热或作功，这叫“第第一类永动机一类永动机”。这种机器不消耗任何能量。这种机器不消耗任何能量, ,却可以源源不断的对外做功。却可以源源不断的对外做功。 既要马儿跑又要马儿不吃草?大气热力学基础第三章 大气热力学基础1 热力学定律在大气过程中的应用2 干绝热过程3 湿绝热过程和假绝热过程4 绝热混合过程5 等压冷却过程6 大气热力学图解7 温湿参量8 9 10 静力稳定度问题大气热

12、力学基础焚风现象大气热力学基础大气热力学基础美国落基山焚风吃雪者、玉蜀黍风吃雪者、玉蜀黍风大气热力学基础焚风发生机制的模型大气热力学基础五、焚风1、定义：指气流过山后形成的干而暖的地方性风。2、焚风形成原理上升（迎风坡）：干绝热，假绝热下降（背风坡）：干绝热（或先湿绝热，后干绝热）大气热力学基础 焚风是指气流过山后形成的干而暖的地方性风，潮湿气焚风是指气流过山后形成的干而暖的地方性风，潮湿气流经过山脉时受地形作用被近抬升按干绝热减温率变化，流经过山脉时受地形作用被近抬升按干绝热减温率变化，达到凝结高度后水汽开始凝结成云，此后气块继续上升达到凝结高度后水汽开始凝结成云，此后气块继续上升时凝结出的

13、水分部分或全部降落，气块温度按假绝热减时凝结出的水分部分或全部降落，气块温度按假绝热减温率变化，气流越过山顶后，若气块内的水分已部分降温率变化，气流越过山顶后，若气块内的水分已部分降落，则气块先按湿绝热过程下沉，再按干绝热过程下沉，落，则气块先按湿绝热过程下沉，再按干绝热过程下沉，若或全部降落，气块按干绝热过程下沉，因此在山的迎若或全部降落，气块按干绝热过程下沉，因此在山的迎风面和背风面气流的温湿特性不同，背风面形成温度高风面和背风面气流的温湿特性不同，背风面形成温度高而湿度小的干热风，称之为焚风。而湿度小的干热风，称之为焚风。大气热力学基础第三章 大气热力学基础1 热力学定律在大气过程中的应

14、用2 干绝热过程3 湿绝热过程和假绝热过程4 绝热混合过程5 等压冷却过程6 大气热力学图解7 温湿参量8 9 10 静力稳定度问题大气热力学基础6.5 绝热混合过程大气热力学基础mqmqmq2211可推得：大气热力学基础2213TTT2213eee1、混合前两气块的温度和水汽压、混合前两气块的温度和水汽压(T1，e1)和和 (T2，e2) , 2、假设这两团空气的质量相等、假设这两团空气的质量相等 ，混合后混合后(T3，e3）：）： 3、（、（T3，e3）处水汽压大于饱和水汽压，）处水汽压大于饱和水汽压，空气过饱和的，发生凝结，凝结释放潜热空气过饱和的，发生凝结，凝结释放潜热使空气增温，进而

15、饱和水汽压升高，凝结使空气增温，进而饱和水汽压升高，凝结量减少，量减少，4、最终达到平衡态（、最终达到平衡态（T4，es（T4），），这时凝结出来的水量就形成云雾滴。这时凝结出来的水量就形成云雾滴。 当温、湿不同的两块接近饱和当温、湿不同的两块接近饱和的空气发生混合时，混合后可的空气发生混合时，混合后可能达到饱和或过饱和能达到饱和或过饱和 。大气热力学基础大气热力学基础大气热力学基础大气热力学基础大气热力学基础0z图中实线表示层结曲线，假设其初始温度递减率小于干绝热减温率图中实线表示层结曲线，假设其初始温度递减率小于干绝热减温率，该气层为稳定的气层，若在稳定气层内部发生湍流，在混合层上部热量下

16、传，该气层为稳定的气层，若在稳定气层内部发生湍流，在混合层上部热量下传，导致混合层内温度垂直分布趋于导致混合层内温度垂直分布趋于d，混合层以上温度分布保持不变，故其，混合层以上温度分布保持不变，故其间形成一湍流逆温层，间形成一湍流逆温层，逆温层是绝对稳定的，它对上下空气逆温层是绝对稳定的，它对上下空气的对流起着削弱抑制作用。同时，由的对流起着削弱抑制作用。同时，由于混合层下部的水汽经湍流运动向上于混合层下部的水汽经湍流运动向上输送，导致水汽在逆温层下聚集，与输送，导致水汽在逆温层下聚集，与原大气层结相比较，在混合层顶比混原大气层结相比较，在混合层顶比混合前温度低，湿度大，容易达到饱和合前温度低

17、，湿度大，容易达到饱和发生凝结，形成云。发生凝结，形成云。d大气热力学基础对于近地面气层，在睛热的夏天由于太阳辐射对地面不断加热，对于近地面气层，在睛热的夏天由于太阳辐射对地面不断加热，使地面温度逐渐升高，地表温度有时比几米处的气温高出使地面温度逐渐升高，地表温度有时比几米处的气温高出23，地面通过湍流输送作用加热了贴地层的空气，使其变成，地面通过湍流输送作用加热了贴地层的空气，使其变成超绝热层超绝热层，这种超绝热层是不稳定的，由于下部位温高，上部，这种超绝热层是不稳定的，由于下部位温高，上部位温低，通过湍流混合作用将下部的热量往上部的气层传位温低，通过湍流混合作用将下部的热量往上部的气层传输

18、，使这个被加热的气层逐渐输，使这个被加热的气层逐渐向上扩展，最后达到热平衡状向上扩展，最后达到热平衡状态时，湍流混合作用的结果使态时，湍流混合作用的结果使气层内上下位温一致，温度分气层内上下位温一致，温度分布最终趋于干绝热减温率布最终趋于干绝热减温率大气热力学基础第三章 大气热力学基础1 热力学定律在大气过程中的应用2 干绝热过程3 湿绝热过程和假绝热过程4 绝热混合过程5 等压冷却过程6 大气热力学图解7 温湿参量8 9 10 静力稳定度问题大气热力学基础5 等压冷却过程大气热力学基础大气热力学基础大气热力学基础大气热力学基础以上两式可用来估计等压冷却过程中凝结的液态水含量及释放的热量。以上

19、两式可用来估计等压冷却过程中凝结的液态水含量及释放的热量。大气热力学基础第三章 大气热力学基础1 热力学定律在大气过程中的应用2 干绝热过程3 湿绝热过程和假绝热过程4 绝热混合过程5 等压冷却过程6 大气热力学图解大气热力学图解7 温湿参量8 9 10 静力稳定度问题大气热力学基础6 大气热力学图解优点：简单、直观缺点：误差比公式计算的大热力学图解法适用于：1）精度要求不高的业务工作；2）需要获得直观认识的场合公式法适用于理论研究，精度要求高的业务工作。大气热力学基础6 大气热力学图解热力学图解要求：热力学图解要求：1、坐标为实测气象要素或其简单函数，纵坐标与高度成正、坐标为实测气象要素或其

20、简单函数，纵坐标与高度成正比。比。2、各组线条是直线或近似直线。、各组线条是直线或近似直线。3、坐标尺度设计使各组线条之间夹角尽可能大，便于区分、坐标尺度设计使各组线条之间夹角尽可能大，便于区分各热力过程。各热力过程。4、图解上的面积与能量成正比，即为能量图解。、图解上的面积与能量成正比，即为能量图解。大气热力学基础6 大气热力学图解常用大气热力学图解：埃玛图（温度对数压力图）、常用大气热力学图解：埃玛图（温度对数压力图）、 温熵图、假绝热图温熵图、假绝热图图解上的等值线：等温线、等压线、等饱和比湿线、图解上的等值线：等温线、等压线、等饱和比湿线、 干绝热线（等位温线）、干绝热线（等位温线）、

21、 假绝热线（等假相当位温线）。假绝热线（等假相当位温线）。大气热力学基础6 大气热力学图解一、埃玛图的构造一、埃玛图的构造1、坐标、坐标2、基本线条、基本线条二、埃玛图的点绘二、埃玛图的点绘三、埃玛图的应用三、埃玛图的应用大气热力学基础一、埃玛图的构造(1)1、埃玛图坐标：、埃玛图坐标：PPPyTx1000lnln00纵坐标自下向上递减，从纵坐标自下向上递减，从1000hPa为基准线，到为基准线，到200hPa。当当P0，对流有可能得以发展。TvTve F：自由对流高度LFC D：平衡高度EL（对流上限） N：等面积高度 （理论上积云云顶高度）N大气热力学基础3、潜在不稳定型B层结曲线与状态曲

22、线相交，若在起始位置处有较强的向上冲击力，使 气 块 抬 升 越 过 F 点 ， 以 后EK0，对流有可能得以发展。TvTve F：自由对流高度LFC D：平衡高度EL（对流上限） N：等面积高度 （理论上积云云顶高度） B F A- CIN（对流抑制能量） F D A+ CAPE（对流有效势能） D以上 A-N大气热力学基础大气热力学基础真潜不稳定：自由对流高度以上的正面积区大于它以下的负面积区，对流易发展。（如图a）假潜不稳定：自由对流高度以上的正面积区小于它以下的负面积区，对流难以发展（如图b）A+A+A-A-大气热力学基础大气热力学基础08时时层结曲线层结曲线：黑色实线：黑色实线气块气

23、块路径曲线路径曲线：红色虚线：红色虚线起始位置温度为起始位置温度为T0露点为露点为Td比湿为比湿为q0（假定比湿不变）（假定比湿不变）四、热雷雨的预测四、热雷雨的预测等q0线 T0 Td Tr C一般情况下，用早晨08时探空，再加上天气图，可预报午后的热雷雨。大气热力学基础08时层结曲线：黑色实线时层结曲线：黑色实线气块路径曲线：红色虚线气块路径曲线：红色虚线起始位置温度为起始位置温度为T0露点为露点为Td比湿为比湿为q0则则zc为抬升凝结高度为抬升凝结高度大气属真潜不稳定型大气属真潜不稳定型四、热雷雨的预测四、热雷雨的预测等q0线 A- A+ AA T0 Td Tr 一般情况下，用早晨08时

24、探空，再加上天气图，可预报午后的热雷雨。C大气热力学基础日出后地面增温，湍流输送加热贴地气层贴地气层地面温度T0d超绝热层Q湍流混合干绝热层 dT1P1P1大气热力学基础日出后地面增温，湍流输送加热贴地气层贴地气层地面温度T0d超绝热层Q湍流混合干绝热层 dT1太阳辐射增强，地面温度不断增高，被加热气层增厚T2P1P1大气热力学基础日出后地面增温，湍流输送加热贴地气层贴地气层地面温度T0d超绝热层Q湍流混合干绝热层 dT1太阳辐射增强，地面温度不断增高，被加热气层增厚T2TrQP2P2大气热力学基础日出后地面增温，湍流输送加热贴地气层贴地气层地面温度T0d超绝热层Q湍流混合干绝热层 dT1太阳

25、辐射增强，地面温度不断增高，被加热气层增厚T2TrQP1P2P3CP3大气热力学基础 日出后地面增温很快并通日出后地面增温很快并通过湍流输送加热贴地空气过湍流输送加热贴地空气层，使其变成层，使其变成超绝热层超绝热层，这种超绝热层与其它气层这种超绝热层与其它气层湍流混合，变为湍流混合，变为干绝热层干绝热层，随着地面温度逐渐升高，随着地面温度逐渐升高，这个干绝热层不断这个干绝热层不断向上扩向上扩展展，层结曲线发生变化。，层结曲线发生变化。四、热雷雨的预测四、热雷雨的预测等q0线 A- A+ T0 Td Tr C大气热力学基础 当地面温度从当地面温度从T0上升到上升到Tr时，图中下部不稳定能量时，图

26、中下部不稳定能量的负面积区消失。只需一的负面积区消失。只需一点冲击力，对流即可发展。点冲击力，对流即可发展。 C 点 为点 为 对 流 凝 结 高 度对 流 凝 结 高 度C C L ( C o n v e c t i v e Condensation Level)，它兼有凝结高度和自由对它兼有凝结高度和自由对流高度的性质。流高度的性质。 四、热雷雨的预测四、热雷雨的预测等q0线 A- A+ Tr T0 Td C（CCL） 大气热力学基础 C点高度可用来估计气团点高度可用来估计气团内部局地热对流产生的对内部局地热对流产生的对流云云底高度。流云云底高度。四、热雷雨的预测四、热雷雨的预测等q0线

27、A- A+ Tr T0 Td （CCL） C（CCL） 大气热力学基础 热雷雨预报方法：热雷雨预报方法： 绘制了绘制了08时层结曲线时层结曲线 找出其与过地面露点的等找出其与过地面露点的等饱和比湿线的交点饱和比湿线的交点C 四、热雷雨的预测四、热雷雨的预测等q0线 A- A+ Tr T0 Td （CCL） C（CCL） 大气热力学基础 热雷雨预报方法：热雷雨预报方法： 绘制了绘制了08时层结曲线时层结曲线 找出其与过地面露点的找出其与过地面露点的等饱和比湿线的交点等饱和比湿线的交点C 过过C点作干绝热线与地点作干绝热线与地面气压线交点对应温度面气压线交点对应温度为为Tr。 四、热雷雨的预测四、

28、热雷雨的预测等q0线 A- A+ Tr T0 Td （CCL） C（CCL） 大气热力学基础 热雷雨预报方法：热雷雨预报方法： 根据预报当天最高气根据预报当天最高气温可达到或超过温可达到或超过Tr值，值，则可估计午后有对流则可估计午后有对流产生，并根据地面气产生，并根据地面气温达到温达到Tr的时刻，估的时刻，估计对流形成时刻。计对流形成时刻。四、热雷雨的预测四、热雷雨的预测等q0线 A- A+ Tr T0 Td （CCL） C（CCL） 大气热力学基础大气热力学基础第三章 大气热力学基础8 大气的静力稳定度大气的静力稳定度9 厚气层静力稳定度厚气层静力稳定度10 整层气层升降时稳定度的变化整层

29、气层升降时稳定度的变化大气热力学基础10 整层气层升降时稳定度的变化 大气中常出现大范围的空气层上升或下沉运动，其水平大气中常出现大范围的空气层上升或下沉运动，其水平范围在几百公里左右，持续时间几小时甚至几天，垂直范围在几百公里左右，持续时间几小时甚至几天，垂直升降的速度约为厘米每秒的数量级。这种大范围的升降升降的速度约为厘米每秒的数量级。这种大范围的升降运动常是由天气系统引起的。整层气层升降会导致大气运动常是由天气系统引起的。整层气层升降会导致大气温度递减率和湿度垂直分布的变化，从而使气层的稳定温度递减率和湿度垂直分布的变化，从而使气层的稳定度发生变化，导致强烈对流或者使气层更稳定，因此是度

30、发生变化，导致强烈对流或者使气层更稳定，因此是很重要的。很重要的。 如大范围的升降运动，整层抬升，高压区整层下沉等情如大范围的升降运动，整层抬升，高压区整层下沉等情况。况。大气热力学基础假设：假设：（1）气层）气层 绝热，无质量交换发生；绝热，无质量交换发生；（2）气层内无湍流混合，各部分相对位置不变。）气层内无湍流混合，各部分相对位置不变。讨论两种情况讨论两种情况：（1）升降过程中始终未达到饱和的气层升降过程中始终未达到饱和的气层（2）潮湿气层潮湿气层大气热力学基础一、始终未饱和气层情况总质量不变：1111,A，T2222,A，T11zzvv大气热力学基础一、始终未饱和气层情况总质量不变：虚

31、位温及虚位温差不变：1111,A，T2222,A，T22zzvvv11zzvv大气热力学基础大气热力学基础讨论：（1）下沉，水平辐散时，）下沉，水平辐散时， a、若气层原来为、若气层原来为稳定稳定层结，层结， 气气层趋向于层趋向于稳定稳定，甚至有可能使，甚至有可能使 而形成而形成逆温逆温层。层。121vvdv02v11221121ApApvdvv1122ApAp1ApAp1122大气热力学基础下沉逆温121vvdv大气热力学基础121vvdv（1）下沉，水平辐散时， a、若气层原来为稳定层结， 气层趋向于稳定，甚至有可能使 而形成逆温层。02v大气热力学基础大气热力学基础讨论：（1）下沉，水平

32、辐散时，）下沉，水平辐散时， b、若气层原来为、若气层原来为不稳定不稳定层结，层结， 气气层变得层变得不稳定不稳定，但处于绝对不稳定状态的气层在实际，但处于绝对不稳定状态的气层在实际大气中是极少见的。大气中是极少见的。11221121ApApvdvv1122ApAp1ApAp1122121vvdv大气热力学基础讨论：（1）下沉，水平辐散时，）下沉，水平辐散时， c、若气层原来为、若气层原来为中性中性， 气层为气层为中中性性。11221121ApApvdvv1122ApAp1ApAp1122121vvdv大气热力学基础讨论：（1）下沉，水平辐散下沉，水平辐散时，时，a、若气层原来为、若气层原来为

33、稳定稳定层结，层结， 气层趋气层趋向于向于稳定稳定，甚至有可能使，甚至有可能使 而形成而形成逆温逆温层。层。b、若气层原来为、若气层原来为不稳定不稳定层结，层结， 气层变气层变得得不稳定不稳定，但处于绝对不稳定状态的气层在实际大气中，但处于绝对不稳定状态的气层在实际大气中是极少见的。是极少见的。c、若气层原来为、若气层原来为中性中性， 气层为气层为中性中性。121vvdv02v121vvdv121vvdv11221121ApApvdvv1122ApAp大气热力学基础讨论：（2）抬升，水平辐合抬升，水平辐合时，时，a、原来稳定的气层、原来稳定的气层稳定度减小稳定度减小，甚至条件不稳定。（图），甚

34、至条件不稳定。（图）11221121ApApvdvv1122ApAp大气热力学基础大气热力学基础讨论：（2）抬升，水平辐合抬升，水平辐合时，时，a、原来稳定的气层、原来稳定的气层稳定度减小稳定度减小，甚至条件不稳定。，甚至条件不稳定。b 、原来不稳定的气层仍是不稳定，只是、原来不稳定的气层仍是不稳定，只是不稳定度减小不稳定度减小。c、中性层结不变、中性层结不变11221121ApApvdvv1122ApAp大气热力学基础二、 潮湿气层情况 下降下降时，潮湿气层未饱和，故稳定度变化和干燥气层时，潮湿气层未饱和，故稳定度变化和干燥气层类似。类似。 上升上升时，因潮湿易达到饱和：时，因潮湿易达到饱和

35、： 当某部分气层达当某部分气层达饱和饱和时，上升时就时，上升时就按湿绝热变化按湿绝热变化。 对整个气层，气层对整个气层，气层不同部位达到饱和的先后与相对湿不同部位达到饱和的先后与相对湿度的垂直分布有关度的垂直分布有关。凝结潜热释放改变温湿分布，从。凝结潜热释放改变温湿分布，从而改变稳定度。而改变稳定度。 取一绝对稳定的湿空气为例，取一绝对稳定的湿空气为例， s大气热力学基础1、大气热力学基础2、经抬升达饱和的气层情况A1（湿）B1（干）A2B2（1）对流性不稳定气层）对流性不稳定气层取一未饱和气层，取一未饱和气层，气层气层下湿上干下湿上干层结曲线：层结曲线：抬升前抬升前A1B1 稳定稳定s大气

36、热力学基础2、经抬升达饱和的气层情况A1（湿）B1（干）A2B20zse（1）对流性不稳定气层）对流性不稳定气层取一未饱和气层，取一未饱和气层，气层气层下湿上干下湿上干层结曲线：层结曲线：抬升前抬升前A1B1 稳定稳定抬升后抬升后A2B2 不稳不稳 可发生强烈对流，形成可发生强烈对流，形成雷暴、暴雨、冰雹等天雷暴、暴雨、冰雹等天气。气。 对流性不稳定ss大气热力学基础2、经抬升达饱和的气层情况A1（干）B1（湿）A2B2（2）对流性稳定气层）对流性稳定气层取一未饱和气层，取一未饱和气层，气层气层上湿下干上湿下干层结曲线：层结曲线：抬升前抬升前A1B1 稳定稳定s大气热力学基础2、经抬升达饱和的

37、气层情况A1（干）B1（湿）A2B20zse（2）对流性稳定气层）对流性稳定气层取一未饱和气层，取一未饱和气层，气层气层上湿下干上湿下干层结曲线：层结曲线：抬升前抬升前A1B1 稳定稳定抬升后抬升后A2B2 更稳更稳对流性稳定ss大气热力学基础2、经抬升达饱和的气层情况B1A2B2（3）对流性中性气层）对流性中性气层 未饱和气层抬升，底部未饱和气层抬升，底部和顶部达到饱和时的凝和顶部达到饱和时的凝结高度位于同一条湿绝结高度位于同一条湿绝热线上，此后热线上，此后对流性中性A10zses大气热力学基础2、经抬升达饱和的气层情况B1A2B2（3）对流性中性气层）对流性中性气层 未饱和气层抬升，底部未

38、饱和气层抬升，底部和顶部达到饱和时的凝和顶部达到饱和时的凝结高度位于同一条湿绝结高度位于同一条湿绝热线上，此后热线上，此后对流性中性A10zses大气热力学基础大气热力学基础6.10 逆温层 自学自学大气热力学基础热力学小结1、讨论大气中的热力过程时，以热力学第一定律的数学形、讨论大气中的热力过程时，以热力学第一定律的数学形式式 为基本出发点，并讨论了广泛应用热力学函数熵为基本出发点，并讨论了广泛应用热力学函数熵S、焓、焓H和吉布斯函数和吉布斯函数G。 （1）掌握：热力学第一定律在大气中的应用形式，熵、比）掌握：热力学第一定律在大气中的应用形式，熵、比熵、焓、比焓、吉布斯函数、化学势等的基本表

39、达形式熵、焓、比焓、吉布斯函数、化学势等的基本表达形式和式中各项物理含义。等熵过程为绝热可逆过程，等焓和式中各项物理含义。等熵过程为绝热可逆过程，等焓过程为绝热等压过程。过程为绝热等压过程。PdPRTdTCQP大气热力学基础热力学小结2、空气的多种热力过程中，以干绝热过程及湿绝热过程、空气的多种热力过程中，以干绝热过程及湿绝热过程（可逆饱和绝热过程）最为重要，它们都是可逆过程。（可逆饱和绝热过程）最为重要，它们都是可逆过程。在假绝热过程中，凝结物一旦形成便完全降落，是不可在假绝热过程中，凝结物一旦形成便完全降落，是不可逆的。空气块垂直上升时，湿绝热过程和假绝热过程的逆的。空气块垂直上升时，湿绝

40、热过程和假绝热过程的减温率差异很小，故常用假绝热过程的垂直减温率作为减温率差异很小，故常用假绝热过程的垂直减温率作为湿绝热减温率。湿绝热减温率。（1）概念：干绝热过程、湿绝热过程、假绝热过程、位温、）概念：干绝热过程、湿绝热过程、假绝热过程、位温、假相当位温、焚风（包括解释原理）假相当位温、焚风（包括解释原理）（2）掌握：）掌握：泊松公式应用，位温计算，位温垂直分布与大气垂泊松公式应用，位温计算，位温垂直分布与大气垂直减温率关系，抬升凝结高度计算，干湿绝热减温率关系。直减温率关系，抬升凝结高度计算，干湿绝热减温率关系。大气热力学基础热力学小结3、研究大气热力学问题常用图解法。我国台站上广泛使用

41、、研究大气热力学问题常用图解法。我国台站上广泛使用的是温度对数压力图即埃玛图，它是用来分析预报雷雨、的是温度对数压力图即埃玛图，它是用来分析预报雷雨、冰雹、飑线等强对流天气的一种基本图表。各种图解上冰雹、飑线等强对流天气的一种基本图表。各种图解上都有等温线、等压线、干绝热线、湿（假）绝热线及饱都有等温线、等压线、干绝热线、湿（假）绝热线及饱和等比湿线五组基本曲线。和等比湿线五组基本曲线。（1）掌握：埃玛图的构造，利用埃玛图确定比湿、饱和比）掌握：埃玛图的构造，利用埃玛图确定比湿、饱和比湿、水汽压、饱和水汽压、抬升凝结高度、求等压面厚湿、水汽压、饱和水汽压、抬升凝结高度、求等压面厚度和虚温、位温

42、、假相当位温等。度和虚温、位温、假相当位温等。（2）概念：）概念：路径曲线、层结曲线、路径曲线、层结曲线、相当温度、湿球温度、假相当温度、湿球温度、假湿球温度、假湿球位温、假相当温度、假相当位温，各湿球温度、假湿球位温、假相当温度、假相当位温，各温温湿参量的大小关系和保守性。湿参量的大小关系和保守性。大气热力学基础热力学小结4、处于静力平衡的大气层中，其温度和湿度的垂直分布关、处于静力平衡的大气层中，其温度和湿度的垂直分布关系到对流运动是否发展，这种特性称为大气的静力稳定系到对流运动是否发展，这种特性称为大气的静力稳定度。通常用度。通常用“气块法气块法”根据其垂直位移时气块温度的个根据其垂直位

43、移时气块温度的个别变化率和环境大气的垂直减温率判断薄气层的稳定度，别变化率和环境大气的垂直减温率判断薄气层的稳定度，分为绝对稳定、绝对不稳定及条件不稳定三种形态。分为绝对稳定、绝对不稳定及条件不稳定三种形态。 对于厚气层或整层大气的稳定度，根据不稳定能量的大对于厚气层或整层大气的稳定度，根据不稳定能量的大小和正负，可将气层分成绝对不稳定、绝对稳定和潜在小和正负，可将气层分成绝对不稳定、绝对稳定和潜在不稳定（包括真潜和假潜）三种类型。有外力抬升时，不稳定（包括真潜和假潜）三种类型。有外力抬升时，真潜不稳定的气层很快发展成对流运动。真潜不稳定的气层很快发展成对流运动。大气热力学基础热力学小结（1）

44、概念：气块法，静力稳定度，自由对流高度、平衡高）概念：气块法，静力稳定度，自由对流高度、平衡高度、潜在不稳定、真潜、假潜、对流凝结高度、度、潜在不稳定、真潜、假潜、对流凝结高度、CAPE、CIN（2）薄层大气静力稳定度判据（）薄层大气静力稳定度判据（ 与与 ， 和和 判据，判据， 与与 判据）分为绝对稳定、绝对不稳定及条件不稳定三判据）分为绝对稳定、绝对不稳定及条件不稳定三种形态；厚气层或整层大气的稳定度（不稳定能量判据）种形态；厚气层或整层大气的稳定度（不稳定能量判据）分成绝对不稳定、绝对稳定和潜在不稳定（包括真潜和分成绝对不稳定、绝对稳定和潜在不稳定（包括真潜和假潜）三种类型；热对流的预报

45、；假潜）三种类型；热对流的预报；dsse大气热力学基础热力学小结5、影响气层稳定度的因子很多，整层气层的抬升和下沉，、影响气层稳定度的因子很多，整层气层的抬升和下沉，高空冷暖平流，垂直混合等作用都会使层结发生变化，高空冷暖平流，垂直混合等作用都会使层结发生变化，改变稳定度。改变稳定度。 整层气层的下沉伴随水平辐散将会趋向于稳定或不稳定整层气层的下沉伴随水平辐散将会趋向于稳定或不稳定度有所增加；而整层气层被抬升时，若气层下湿上干则度有所增加；而整层气层被抬升时，若气层下湿上干则下部先达到饱和，则会趋于不稳定。这种原来稳定的气下部先达到饱和，则会趋于不稳定。这种原来稳定的气层，由于被抬升到凝结高度

46、以上而变成不稳定，称为对层，由于被抬升到凝结高度以上而变成不稳定，称为对流性不稳定，它也是一种潜在的不稳定。若气层上湿下流性不稳定，它也是一种潜在的不稳定。若气层上湿下干，则会趋于稳定，称为对流性稳定。干，则会趋于稳定，称为对流性稳定。大气热力学基础热力学小结（1）概念：对流性不稳定、对流性稳定、对流性中性）概念：对流性不稳定、对流性稳定、对流性中性（2）对流性不稳定判据，下沉逆温判据，整层气层升降稳）对流性不稳定判据，下沉逆温判据，整层气层升降稳定度变化定度变化大气热力学基础大气热力学基础大气热力学基础第四章第四章 地面和大气中的辐射过程地面和大气中的辐射过程 程志刚手机：135480574

47、81邮箱： QQ：24820045成都信息工程学院成都信息工程学院-大气科学学院大气科学学院Chengdu University of Information Technology-College of Atmospheric Sciences大气热力学基础第四章 地面和大气中的辐射过程1 辐射的基本概念2 辐射的物理规律3 大气对辐射的吸收和散射4 太阳辐射在地球大气中的传输 5 地球大气系统的长波辐射6 地面、大气及地气系统的辐射平衡194194大气热力学基础195 大气运动的能量来源于太阳辐射，地面和大大气运动的能量来源于太阳辐射，地面和大气中的辐射过程从大尺度开始控制了地球大气气中的辐

48、射过程从大尺度开始控制了地球大气系统的能量平衡，从而决定了地球气候的基本系统的能量平衡，从而决定了地球气候的基本特征。特征。 研究辐射能在地球研究辐射能在地球- -大气系统内传输和转换大气系统内传输和转换的规律及其应用，属大气物理学的一个重要分的规律及其应用，属大气物理学的一个重要分支。支。 是天气学、气候学、动力气象学、应用气象是天气学、气候学、动力气象学、应用气象学、大气化学和大气遥感等学科的理论基础之学、大气化学和大气遥感等学科的理论基础之一。一。大气辐射学大气辐射学195大气热力学基础辐射平衡196196大气热力学基础197学习、研究的意义 辐射能是地面和大气的基本能量来源，辐射是地气

49、系统与宇宙空间能量交换的唯一方式 辐射传输规律是大气遥感的理论基础 数值天气预报中需要定量化考察大气辐射过程 气候问题辐射强迫197大气热力学基础1 辐射的基本概念电磁波电磁波198198大气热力学基础1991 辐射的基本知识 自然界一切物体都时刻不停地以电磁波的形式向四周传递能量，同时也接收外界投射来的电磁波，这种能量传递的方式称为辐射。以这种方式传递的能量，称为辐射能，速度即光速，199大气热力学基础1 辐射的基本知识200电磁波描述电磁波描述波长频率f 波数 波速c cfcf1200大气热力学基础1 辐射的基本知识201例例1：波长：波长10m mm对应的波数和频率？对应的波数和频率？c

50、fcf1201大气热力学基础1 辐射的基本知识202202大气热力学基础1 辐射的基本知识203不同波长的电磁波有不同的物理特性，因此可以不同波长的电磁波有不同的物理特性，因此可以用波长来区分辐射，并给以不同的名称，称之用波长来区分辐射，并给以不同的名称，称之为电磁波谱。为电磁波谱。203大气热力学基础射线X射线紫外线可见光红外线（微波）无线电波太阳、地球和大气辐射的波长范围：0.1120m，即紫外、可见光和红外波段，(m)2041 辐射的基本知识辐射的基本知识204大气热力学基础2051 辐射的基本知识辐射的基本知识205大气热力学基础1辐射场物理量 辐射能Q能量:焦耳、热力学卡（1k=4.