第三节 大气的增温与冷却

dT i g − ≈ = γ dz Cp
d
（2.39） 2.39）
把g和定压比热的数值代入（3.29）式： 和定压比热的数值代入（3.29） γd =0.98 度/100m 气象工作中常把γ 看作常数, 气象工作中常把γd看作常数,近似有 γd =1 度/100m 利用干绝热减温率，可求上升干空气的温度： 利用干绝热减温率，可求上升干空气的温度： 起始高度Z 温度T 到新高度Z 设：起始高度Z0, 温度T0，到新高度Z时，其 温度T 温度Tiz Tiz = T0 –γd（Z - Z0） （2.40） 2.40）
4. 蒸发和凝结作用 ： 伴随着地球上的水分循环， 伴随着地球上的水分循环，形成了地面向 大气的热量输送。 大气的热量输送。通过蒸发消耗的热量占全球 来自太阳辐射能量的25 来自太阳辐射能量的25％。 25％。 热量传递和蒸发使大气获得热量， 热量传递和蒸发使大气获得热量，引起大 气的温度变化。这是大气温度变化的一个方面， 气的温度变化。这是大气温度变化的一个方面， 非绝热变化。 叫非绝热变化。
第三节 大气的增温与冷却
一、 海陆表面的热力差异 1.比热不同 1.比热不同： C水 ＝ 4.1868J/g.k
Ｃ湿土＝(1/2)C水 C干土 ＝ (1/5)C水 C岩石 ≤ C干土
水的比热比陆地表面大，温度变化一度所需的热量大. 水的比热比陆地表面大，温度变化一度所需的热量大. 海水比陆地的热惯性大。 海水比陆地的热惯性大。 2.透明性不同： 太阳辐射可透过水体达深处几十米处， .透明性不同 太阳辐射可透过水体达深处几十米处， 但仅及地表几毫米，海水能把热量贮存到较深水层中， 但仅及地表几毫米，海水能把热量贮存到较深水层中，使 表层温度变化缓和。陆地热量仅及地表薄层， 表层温度变化缓和。陆地热量仅及地表薄层，温度升降剧 烈。
dQ = dE = C v dT
可以证明： dW 可以证明：
= pdv
将dQ、dW代入（2-33） dQ、dW代入（ 33） 代入 得：
dQ = C v dT + p ⋅ dv （2-34） 34）
利用状态方程去掉dν 利用状态方程去掉dν，对 PV=RT 进行微分： dν， 进行微分： 经变换得到
1000 0 .286 θ =T( ) P
（2.43） 2.43）
位温的意义和保守性：位温高的气块是暖气块， 位温的意义和保守性：位温高的气块是暖气块，位温 低的是冷气块。干绝热过程是可逆的，位温是不变的。 低的是冷气块。干绝热过程是可逆的，位温是不变的。
三、大气静力稳定度 大气层结——大气中温度 大气层结——大气中温度、湿度随高度的分布 大气中温度、 1.大气稳定度的概念 大气稳定度的概念： 1.大气稳定度的概念：表示大气层对扰动气块 产生作用的趋势和程度。 产生作用的趋势和程度。
2）准静力平衡条件
Pi = P
绝热方程中的T 绝热方程中的T和p是气块的温度和气压。 是气块的温度和气压。 大多数情况下上升气块气压的变化与周围大气环 境气压随高度变化相似，二者近似保持一致， 境气压随高度变化相似，二者近似保持一致，这就是准静 力平衡条件。 力平衡条件。 如果用T 表示环境空气的温、 如果用T、p表示环境空气的温、压； 用Ti、Pi表示气块的温度、压强， 表示气块的温度、压强， 则有： 则有： Pi = P
b.湿绝热过程 b.湿绝热过程
饱和湿空气的垂直运动过程称为湿绝热过程。 饱和湿空气的垂直运动过程称为湿绝热过程。 1）湿绝热方程：
R dP L dT = − T dq s Cp P Cp
（2.41） 2.41）
说明：饱和湿空气上升时， 说明：饱和湿空气上升时，温度变化是由两方面作 用造成的 气压降低膨胀作功， ① 气压降低膨胀作功， 潜热释放使气块增加热量。 ② 潜热释放使气块增加热量。 这两项作用相反， 这两项作用相反，所以湿绝热过程的减温率比干绝 热过程小。 热过程小。
（二）气温的绝热变化
1、热力学第一定律的应用 当一个孤立系统得到dQ热量后， dQ热量后 当一个孤立系统得到dQ热量后，一部分用于增加 内能dE 另一部分用于气体体积膨胀， dE， 内能dE，另一部分用于气体体积膨胀，克服外压强作 dw； 功dw； 33） （2-33） dQ= dE+dw 当气压不变时, 气体体积不变， 叫等容过程， 当气压不变时 , 气体体积不变 ， 叫等容过程 ， 作功为 增加的热量全部用来提高温度增加内能， 零。增加的热量全部用来提高温度增加内能，此时
3.导热方式不同 3.导热方式不同 陆地靠分子热传导传热，白天热量不能传到深层， 陆地靠分子热传导传热，白天热量不能传到深层， 地面温度升高剧烈，夜晚深层的热量不能很快传至地表， 地面温度升高剧烈，夜晚深层的热量不能很快传至地表， 故降温剧烈。 故降温剧烈。 水体靠海水的混合传递热量（波浪、洋流、对流）， 水体靠海水的混合传递热量（波浪、洋流、对流）， 速度快，参加交换的水层厚度深（几十米、百余米以上） 速度快，参加交换的水层厚度深（几十米、百余米以上） 4.蒸发量不同 4.蒸发量不同 海上蒸发量大，白天蒸发消耗热量多， 海上蒸发量大，白天蒸发消耗热量多，使海面温度上 升缓慢。蒸发使大气中水汽含量增多，大气逆辐射强， 升缓慢。蒸发使大气中水汽含量增多，大气逆辐射强， 夜晚降温不剧烈，海上昼夜温差小。 夜晚降温不剧烈，海上昼夜温差小。 陆上蒸发取决于地面湿润状况，水分不足时， 陆上蒸发取决于地面湿润状况，水分不足时，大部分 热量用来提高地面及近地层气温。 热量用来提高地面及近地层气温。所以陆面温度变化剧 烈。
在静止大气中， 在静止大气中，某一气块儿受到扰动在垂直方向产 生一定位移后，将有三种情况可能发生： 生一定位移后，将有三种情况可能发生：
①
有返回原来位置的趋势——稳定大气 有返回原来位置的趋势——稳定大气
② 更加远离平衡位置—— 不稳定大气。 更加远离平衡位置—— 不稳定大气。 ③ 静止在新的位置达到平衡—— 中性大气。 静止在新的位置达到平衡—— p ) p
或
dQ RT dp dT = + 35） Cp C p p （2-35）
上式是热力学第一定律在气象中的常用形式。 上式是热力学第一定律在气象中的常用形式。该 式说明： 式说明： 气块的温度变化与外界所施热量有关，得热增温； ①气块的温度变化与外界所施热量有关，得热增温； 失热降温。 失热降温。 气块的温度变化与气压变化有关。 ②气块的温度变化与气压变化有关。当所施热量一 定时，体积被压缩，增温剧烈，体积膨胀消耗热量， 定时，体积被压缩，增温剧烈，体积膨胀消耗热量， 升温缓慢，或降温 升温缓慢，
3．热量交换： 热量交换：
因空气块运动而进行的热量交换。 因空气块运动而进行的热量交换。 按促使空气运动的不同原因可分对流、 按促使空气运动的不同原因可分对流、湍流 a.对流 对流： a.对流：对流层中热量由低层向高层传送的 重方式。大气层不稳定时， 重方式。大气层不稳定时，对流热交换的高度可 达对流层顶。对流在夏季和午后较强， 达对流层顶。对流在夏季和午后较强，而冬季和 清晨较弱。 清晨较弱。 湍流（ 动因交换） b. 湍流 （ 动因交换 ） ： 湍流交换的热量千 倍于分子传导交换的热量。 倍于分子传导交换的热量 。 湍流不仅在热交换中 起重要作用， 蒸发、 起重要作用 ， 蒸发 、 扩散等的大小也取决于湍流 运动。 运动。
b.用减温率判断 b.用减温率判断
① 干绝热过程： 干绝热过程： 假设： 假设：初始气块与周围大气的温度是 T0，气块的减温 周围大气的减温率是γ 率是 γd，周围大气的减温率是γ ，有： Ti= T0 -γdΔZ T = T0 -γΔZ 将上式代入（2.45） 将上式代入（2.45）式： ΔZ)a =[(T0 –γdΔZ)-(T0 –γΔZ)]g/T =(γ–γ =(γ γd）gΔZ/T γ ＞γd 时，a ＞ γ ＜γd 时，a ＜ γ = γd 时，a =
P T = P T0 0
R Cp
（2.37） 2.37）
T P = T0 P0
0.286
Cp=1.005 J/gK R =0.287J/gK
代入（2.37）得： 代入（2.37）
干绝热过程中， 温度变化完全取决于气压的变化。 干绝热过程中， 温度变化完全取决于气压的变化。
（2.46） 2.46）
0 ， 不稳定大气 0 ， 稳定大气； 稳定大气； 0 ， 中性大气。 中性大气。
-㏑P γd γd γ T γ T
稳定大气
不稳定大气
-㏑P
γd
γ T
中性大气
② 湿绝热过程：类似有 湿绝热过程： a =（γ – γm）g ΔZ /T =（ 不稳定大气； 当：γ＞γm 时 ，不稳定大气； γ＜γm 时， 稳定大气； 稳定大气； 中性大气。 γ= γm 时，中性大气。
2. 稳定度的判断
a.判断原理（阿基米得浮力原理） a.判断原理（阿基米得浮力原理） 判断原理
a = g T
i
− T T
当：
不稳定大气； Ti ＞T时，a ＞0 ，不稳定大气； Ti ＜T时，a ＜0， 稳定大气； 稳定大气； =T时 0，中性大气； Ti =T时， a = 0，中性大气；
相差越大，加速度就越大， Ti与T相差越大，加速度就越大，因此暖气 块会上升，冷气块会下降。 块会上升，冷气块会下降。
2. 绝热过程： 绝热过程：
当
dT dQ=0时 2.35）式将成为： dQ=0时（2.35）式将成为： = RT dp Cp p
（2-36） 36）
a.干绝热过程 a.干绝热过程 ：干空气和未饱和湿空气做垂直升降 运动时，称为干绝热过程。 运动时，称为干绝热过程。 泊松方程） 1）干绝热方程 （泊松方程） 36）式从初态（ 到终态（ 对（2-36）式从初态（T0、P0）到终态（P、T）积分 可得干绝热方程： 可得干绝热方程：
γ
m
−γ