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《大气热力学》PPT课件

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气体热力学性质课件

气体热力学性质课件

03
CATALOGUE
气体热容
定容热容
1 2 3
定义 定容热容定义为单位质量气体在体积保持不变的 条件下，温度升高1 K时所吸收的热量。
公式 定容热容的计算公式为 Cv = (∂U/∂T)v，其中 U 为内能，T 为温度。
物理意义 定容热容反映了气体在定容条件下吸收热量的能 力，是热力学中重要的物理量之一。
这种改变称为散射。
碰撞参数
03
描述分子碰撞频率和散射程度的物理量，与气体的热
力学性质密切相关。
THANKS
感谢观看
物质状态
高熵状态意味着系统处于高度无序或高度混乱的状态，而低熵状态则 表示系统处于有序或相对稳定的状态。
熵的计算方法
理想气体熵
对于理想气体，熵的计算公式为S=n*R*ln(V/n)，其中n为气体分子数，R为气体常数，V 为气体体积。
实际气体熵
对于实际气体，由于分子间相互作用和分子内部运动的存在，熵的计算方法与理想气体不 同，需要考虑分子间相互作用和分子内部运动等因素。
统计规律
气体分子的运动具有随机性，但遵循一定的统 计规律。
概率分布
描述气体分子速度的概率分布，不同速度的分 子所占比例不同。
平均值
描述气体分子平均速度、平均动能等统计特征。
分子的碰撞与散射
分子碰撞
01 气体分子之间会发生碰撞，碰撞频率与气体分子的密
度和温度有关。
散射
02 由于分子之间的碰撞，分子的运动方向会发生改变，
化学反应熵
对于化学反应，熵的变化可以用反应前后物质的状态函数变化来计算，即ΔS=ΔH-TΔS。 其中ΔH为反应焓变，T为绝对温度，ΔS为反应熵变。
05
CATALOGUE

(完整版)第5章大气热力学

(完整版)第5章大气热力学

cp
2020/8/18
在等压情况下，单位质量空气，温度升高一度所需要吸收
的热量称为定压比热 cp
这是热力学第一定律在气象上的应用形式之二，也是常 用的热流量方程。
对于气块来说，此式表示气块从外界获得热量 或改变气块的外压强，都能使气块的温度发生改 变。
例如，在绝热过程中气块作上升运动时（dp<0） 则会引起气块的温度降低，作下降运动时（dp>0） 则会引起气块的温度增高。
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
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
可逆湿绝热过程和假绝热过程 湿绝热垂直减温率
焚风 假相当位温和假湿球位温
pe z
eg
缺陷
a) 气块是封闭系统的假定不合实际情况 b) 环境大气静力平衡的假定实际上未考虑气块移动造 成的环境大气的运动，与实际不符。
2020/8/18
2 .2 大气中的干绝热过程
绝热过程：
系统与外界无热量交换的过程叫绝热过程。
干绝热过程:

第四章大气的热力学过程ppt课件

第四章大气的热力学过程ppt课件

20
❖ 根据泊松方程，
T ( p )0.286 T 0 p0
❖ 即可得到位温的表达式
R
0.286
T10p 00cp T10p 00 T10p 00
❖ 下面对它作一些讨论：
❖ （1）位温与热力学第一定律：
❖ 对位温公式取对数微分：dln dlT ndln p
❖ 上式还可写成下面形式：
d精 选PdT PT T课件κdppdT TcR pdpp 21
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8
❖ 对上式在（p 0 , T 0 ）及（ p , T ）的范围内积分
T dT R P dp
T T 0
C p p P 0
TR p 1n 1n
T0 C p p0
R
T ( p )Cp
T0
p0
❖ 因为
R0.28J7/(gK)0.286 Cp 1.00J5/(gK)
❖则
T ( p )0.286 T 0 p0
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16
❖ 由于 d q s dz
是气压和温度的函数，所以 m
不是常数，
而是气压和温度的函数 ,下表给出 m 在不同温度和气
压下的值
湿绝热直减率（℃/100m）
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17
❖
由表可见，
随温度升高和气压减小而减小。
m
❖ 这是因为气温高时，饱和空气的水汽含量大，每降温
1℃，水汽的凝结量比气温低时多。例如，温度从20℃
气的减温率 =d，则整层大气位温必然相等。在对流
层内，一般情况下大气垂直减温率
<
d，所以有
z
0
即位温是随高度增加而增加的。这些在讨论大气稳定
度时是重要的关系式 精选PPT课件

第三章大气热力学

第三章大气热力学
(2) 大气中的水汽含量还与地理纬度. 海岸线分布、地势的高低、季节及天气条 件密切相关。
一.水(分)循环
❖ 虽然任何时刻大气中的水汽含量只占地球总水量 的很少一部分，但在一年内通过大气循环的绝对 水量是巨大的，体积足以复盖整个地球表面 100cm深的厚度。据估计，在北美，大气中通过 气流携带的水分比全部陆地上河流输送的水要多6 倍多。
水汽的空间分布
❖ 水汽绝大部分集中在对流层下半部，随高度 增加而急剧减少，水汽实际上随地区和季节 的差异有很大的变化。
3.水汽的分布特点
(1)大气中的水汽含量岁高度增加而明 显减少;
观测表明:在1.5-2.0KM高度上,水汽含 量已减少为地面的50%,至5KM高度处,只有 地面的10%,再向上就更少了。
Seville,西班牙 吐鲁番，新疆 Rivadavia,阿根廷
Tuguegarao,菲律宾 Vanda站
1942.6.21 -217
1889.1.16 187
1881.8.4 8 1975.7.13 1905.12.1 203 1 1912.4.29 22 1974.1.5 8
极端最低气温的世界记录为-88 3℃，它出现在1960年 8月24日南极洲的东方站；我国的极端最低气温为-52 3℃，出现在1969年2月13日黑龙江省的漠河站。
项：
Er E exp(Cr r)
E(1 Cr ) r
表7.1：Cr与温度T的关系
t℃
-20 -10 0 10 20
Cr（×10-7cm） 1.30 1.25 1.20 1.18 1.16
表7.2：水滴饱和水汽压与半径的关系（0℃）
r（cm） 5.8×10-8 10-7 10-6 10-5 10-4 10-3 Er/E 7.92 3.32 1.13 1.01 1.0012 1.0001

《大气能量学》PPT课件

《大气能量学》PPT课件
1）内能
单位体积空气的内能为 CvT ，任意体积上的总内能可 用体积上的积分表为：
I * Id CvTd
利用静力平衡关系，单位水平截面积、整个铅直气柱的内
能可表为：
I*

0 CvTdz

g 1
p0 0
CvTdp
2）位能
体积 上的位能为：* gzd
单位水平截面铅直气柱中的重力位能则可表为 ：
*

d gzdz

0
利用静力平衡关系和如下的上边界条件：
lim (
z
zp)

0
可求得： *

g 1
p0 0
RTdp
p0
可见，在静力平衡条件下，铅直气柱中的重力位能（ * ）
与内能（ I * ）类似，都是只由气柱的温度决定。随着气
M d C pT gz 和 M m C pT gz Lq
能量方程：
dM d Q~ dp gw
dt
dt
dM m Qˆ dp gw LS
dt
dt
5）总能量 所有基本能量的总和称为总能量。干空气的总能量定义为
Ed
CpT
gz 1 V 2 2
T 250 K
L 600卡 / 克
H * 0.2 P*
4）动能与全位能之比
K * P*

g 1 g 1
p0 0
p0 0
1V 2dp 2 C pTdp

R 2Cv
p0 V 2dp
0
p0 RTdp

RV 2
2Cv
C
2 L
0

(完整版)第5章大气热力学

(完整版)第5章大气热力学

pe z
eg
缺陷
a) 气块是封闭系统的假定不合实际情况 b) 环境大气静力平衡的假定实际上未考虑气块移动造 成的环境大气的运动，与实际不符。
2020/8/18
2 .2 大气中的干绝热过程
绝热过程：
系统与外界无热量交换的过程叫绝热过程。
干绝热过程:
是指未饱和湿空气运动时没有相变发生的绝热过程。 例如，干空气块升降，未饱和湿空气块的升降过程。
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，=0
外界传给系统的热量，一部分用来增加内能，另一部分用来对外做功
2020/8/18
（ 2）热力学第一定律在气象上的应用形式
假设有一个装有单位质量气体的气缸， 气缸内有一个可移动而无摩擦的活塞。 假定气缸内外压强都等于p，温度为T， 比容为ν，活塞的截面积为S。如果向 气缸输入δQ的热量后，气体膨胀缓慢 地推动活塞向外移动一微小距离dx， 则气体反抗外压力所做的功为
化率，我们可以从无线电探空求得。它是 随高度变化，不是一个常数。）
干绝热线：干绝热过程中气块温度随高度 的变化曲线。（干绝热过程中气块本身的 温度随高度的变化率，它基本上是一个常 数。9.8K/km）
2020/8/18
2 .4 位温
所谓位温，就是将空气块按干绝热过程移至标准气压（1000hPa）时气 块所具有的温度，又称为位置温度，常以绝对温标表示。 未饱和湿空气位温的定义式：

第3章大气热力学-PPT精选文档

气象学与气候学
第3章 大气热力学
3.1 热力学第一定律 3.2 干绝热过程和位温 3.3 湿绝热过程 3.4 假绝热和假相当位温 3.5 热力图简介和应用 3.6 大气层结稳定度 3.7 局地温度变化的影响因素分析与判断 3.8 大气中的逆温
思考题
第3章 大气热力学
3.1 热力学第一定律在气象中的应用
dU T、P α
dW=Pdα
RT dQ C dT dp p p
其中 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。 T0、P0 α0
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
湿绝热直减率（ s ）：湿绝热过程中，气块温度随高度的递减率。 z dT s d s dz T、P z0 z 可证明： L dq s s d C P dz
s 特征：
I） s d ，故湿绝热线总在干绝热 线之右；
z0
dT T0
T0、P0
II）不是常数，是气温和气压的函数。
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
3.4.2 假相当位温：
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。 假相当位温计算公式：
III）高温时，比湿大、凝结量多，故 s 小，低温时相反。

(完整版)第三章大气热力学

Cp p
z z0 z
p' T、P
d '
dp dp' ' gdz
d
dT dz
RT Cp p
dp dz
z0
T0、P0
g 'RT g ' Cp p Cp
第三章大气热力学
3.1 大气温度
二、 影响地面气温因子
➢ 水陆热力差异 （1）吸收、反射和透射率差异 （2）比热差异 （3）蒸发差异 ➢ 洋流 （1）暖流 （2）寒流 ➢ 高度
➢ 地理纬度
第三章大气热力学
Ocean Currents
Copyright © 2013 Pearson Education, Inc.
3.1 大气温度
三、 全球海平面气温分布
第三章大气热力学
3.1 大气温度
三、 全球海平面气温分布
第三章大气热力学
Copyright © 2013 Pearson Education, Inc.
3.2 水分循环
一、 水分循环
第三章大气热力学
蒸发 320
降水 284
蒸腾 60
降水 96
径流 36
下渗
R / Cp 0.288
上述方程称为泊松方程（Poisson）,它反映了干绝热过程中气温 度和气压间变化关系。
第三章大气热力学
3.4 绝热过程和绝热温度变化
一、 干绝热过程
干绝热直减率：干绝热过程中，气块温度随高度的递减率，用 d
表示。
d
dT dz
0.98C /100m
证明： dT RT dp
z
T
3.4 绝热过程和绝热温度变化
一、 干绝热过程
第三章大气热力学

《大气热力学》PPT课件


稳定 不稳定
15
3.6 大气层结稳定度
3.6.2 稳定度的判定方法
气块法
ad d w tg 'gg T T ' 1 gTT 'T'
T T ' 不稳定
z0+Δz
于是
T T ' 中性
T T ' 稳定
z0
第3章 大气热力学
f g '
T', ' T, a=dw/dt
g
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16
第3章 大气热力学
3.1 热力学第一定律 3.2 干绝热过程和位温 3.3 湿绝热过程 3.4 假绝热和假相当位温 3.5 热力图简介和应用 3.6 大气层结稳定度 3.7 局地温度变化的影响因素分析与判断 3.8 大气中的逆温 思考题
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气象学与气候学
1
第3章 大气热力学
3.1 热力学第一定律在气象中的应用
20
3.6 大气层结稳定度
3.6.4 不稳定能量
第3章 大气热力学
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ΔS的Rd倍。
ER dp p 1 2(TT')d(ln p)R d S
ΔS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：
（d b） S （a）
（c）
z0 z
z0 T0
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19
3.6 大气层结稳定度
3.6.4 不稳定能量
第3章 大气热力学
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

二大气的热能和温度PPT课件


❖ 气象学着重研究的是太阳、地球和大气的热辐射， 它们的波长范围大约在0.15—120μ之间。在气象学中， 通常以焦耳(J)作为辐射能的单位。
❖ 在平行光辐射的特殊情况下，辐射强度与辐射通 量密度的关系为：
I=E/cosθ 式中θ为辐射体表面的法线方向与选定方向间的夹 角。
❖ 在单位时间内，通过垂直于选定方向上的单位面 积，单位立体角内的辐射能，称为辐射强度。常以符 号I表示。
太阳是一个炽热的气体球，它的表面温度约为6000K，
内部温度更高。根据维恩定律可以算出太阳辐射最强的波长
m为0.475微米。这个波长是在可见光范围内相当于青光部分，
因此，太阳辐射主要是可见光线(0.4—0.76微米)，也有不可
见的红外线(＞0.7611微米)和紫外线(＜0.411微米)，但在数
量上不如可见光多。在全部辐射能之中，波长在0.15—4微米
(二)太阳辐射在大气中的减弱
太阳辐射先通过大气圈，然后到达地表，由于大 气对太阳辐射有一定的吸收、散射和反射作用，使投 射到大气上界的太阳辐射不能完全到达地面，所以在
地球表面所呈现的太阳辐射强度比1367W/m2小。
曲线1是大气上 界太阳辐射光 谱；曲线2是臭 氧层下的太阳 辐射光谱；曲 线3是同时考虑 到分子散射作 用的光谱；曲 线4是进一步考 虑到粗粒散射 作用后的光谱； 曲线5是将水汽 吸收作用也考 虑在内的光谱， 它也可近似地 看成是地面所 观测到的太阳 辐射光谱。
λmT=C
(2—13)
常数C=2896微米·度
(2—13)式表明，物体的温度愈高，其单色辐射极
大值所对应的波长愈短；反之，物体的温度愈低，其 辐射的波长愈长。
二、太阳辐射
(一)太阳辐射光谱和太阳常数 以T=6000K时，根据黑体辐射公式计算的黑体光
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3.1.3 饱和湿空气的热力学第一定律
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)
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
RT dQLdsqCpdT pdp
T0、P0
线之右；
II）不是常数，是气温和气压的函数。
dT dT T0
T
III）高温时，比湿大、凝结量多，故 s
小，低温时相反。
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3.4 假绝热过程和假相当位温
3.4.1 假绝热过程
第3章 大气热力学
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
3.1.1热力学第一定律
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
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 。
• 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)。
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5
3.2 干绝热过程和位温
3.2.2 干绝热方程
第3章 大气热力学
对于干绝热过程，dQ=0, 因此，干空气热力学第一定律为
RT CpdT p dp0
或
1 dT R dp
T
Cp p
从初始状态(T0,P0)到任意状态(T,P)积分，得
T T0
P P0
R/Cp
R/Cp0.288
上述方程称为泊松方程（Poisson）,它反映了干绝热过程中，气块温
第3章 大气热力学
3.1 热力学第一定律 3.2 干绝热过程和位温 3.3 湿绝热过程 3.4 假绝热和假相当位温 3.5 热力图简介和应用 3.6 大气层结稳定度 3.7 局地温度变化的影响因素分析与判断 3.8 大气中的逆温 思考题
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气象学与气候学
1
第3章 大气热力学
3.1 热力学第一定律在气象中的应用
T0、P0
T
T0
T
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3.2 干绝热过程和位温
3.2.4 位温
第3章 大气热力学
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θ。 根据泊松方程，令p0=1000hPa, T0=θ，则
-lnp d
T
P P0
R/Cp
1000
所以：
0.2 8 8
T10p00
(ZB)。
z
zB 凝结高度
B d T0 T
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3.3 湿绝热过程
3.3.2 湿绝热直减率
第3章 大气热力学
湿绝热直减率（ s ）：湿绝热过程中，气块温度随高度的递减率。
s
dT dz
可证明：
s
d
L CP
dqs dz
z z0 z
d s
T、P
s 特征：
I） s d ，故湿绝热线总在干绝热 z0
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2
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 + pdα
其中，α为干空气比容（m3/kg）。
+ R=利C用p,，干则空得气到状常态用方的程干pα空=R气T热，力并学考第虑一到定Cv热流量
LqA
se
eCpTB A
-lnp
ZB 1000
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 d 下降
到D具有的温度也就唯一，因此，精选可课件ppt
根据线确定 se
C
s
B
d
d
A
D
TB A se T
12
3.4 假绝热过程和假相当位温
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。
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11
3.4 假绝热过程和假相当位温
3.4.2 假相当位温：
第3章 大气热力学
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。
假相当位温计算公式：
律形式：
dQ
dQCpdTRpTdp
其中
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干空精气选课定件p压pt 比热。
dU=CVdT dU dW=Pdα
T、P α
T0、P0 α0
3
第3章 大气热力学
3.1 热力学第一定律在气象中的应用
度和气压间关系
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6
3.2 干绝热过程和位温
3.2.3 干绝热直减率
第3章 大气热力学
干绝热过程中，气块温度随高度的递减率， d
d
dT0.98C/10m0 dz
证明：
CPd
TRTdP0 P
P RT
z z0 z
Hale Waihona Puke dP'gdz所以：
d
g CP
0.9
8C/1
0m0
z0
TT0dz
p' p
T、P d
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4
3.2 干绝热过程和位温
3.2.1 绝热过程
第3章 大气热力学
• 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)。
θ T0 T
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。
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8
3.3 湿绝热过程
3.3.1 凝结高度
第3章 大气热力学
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