大气物理学（大三）第六章 大气热力学基础一、热力学基本规律1、空气状态的变化和大气中所进行的各种热力过程都遵循热力学的一般规律，所以热力学方法及结果被广泛地用来研究大气，称为大气热力学。
2、开放系和封闭系(1) 开放系：一个与外界交换质量的系统(2) 封闭系：和外界互不交换质量的系统(3) 独立系：与外界隔绝的系统，即不交换质量也不交换能量的系统。
3、准静态过程和准静力条件(1)准静态过程: 系统在变态过程中的每一步都处于平衡状态(2) 准静力条件：P ≡Pe 系统内部压强p 全等于外界压强Pe4、气块（微团）模型气块（微团）模型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微小的空气块，作为对实际空气块的近似。
5、气象上常用的热力学第一定律形式 【比定压热容cp 和比定容热容cv 的关系cp= cv+R ，（R 比气体常数）】6、热力学第二定律讨论的是过程的自然方向和热力平衡的简明判据，它是通过态函数来完成的。
7、理解熵、焓（从平衡态x0开始而终止于另一个平衡态x 的过程，将朝着使系统与外界的总熵增加的方向进行；等焓过程: 绝热和等压；物理意义：在等压过程中,系统焓的增加值等于它所吸收的热量）8、大气能量的基本形式：（1）内能；（2）势能；（3）动能；（4）潜热能9、大气能量的组合形式（1）显热能：单位质量空气的显热能就是比焓。
（2）温湿能：单位质量空气的温湿能是显热能和潜热能之和。
（3）静力能: 对单位质量的干（湿）空气，干（湿）静力能：（4）全势能: 势能和内能之和称全势能10、大气总能量干空气的总能量:湿空气的总能量:二、大气中的干绝热过程1、系统（如一气块）与外界无热量交换（δQ=0)的过程，称为绝热过程。
（对未饱和湿空气κ= κd=R/Cp=0.286计算大气的干绝热过程）286.0000)()(p p p p T T d ==κ例：如干空气的初态为p=1000hpa ,T0=300K ，当它绝热膨胀，气压分别降到900hpa 和800hpa 时温度分别为多少？2、干绝热减温率定义：未饱和湿空气块温度随高度的变化率的负值为干绝热减温率γv ，单位°/100m dp ρ1-dT c =αdp -dT c =δQ p p 2p k d V 21+gz +T c =E +Φ+U =E Lq +V 21+gz +T c =Lq +E +Φ+U =E 2p k m m C m k km K c g o pdd 100/1100/98.0/8.9≈===γ3、位温θ定义: 把空气块干绝热膨胀或压缩到标准气压（常取1000hpa ）时应有的温度称位温。
未饱和湿空气大小： 286.01000()1000()1000(pT p T p T pd C Rd d ===κθ【位温在干绝热过程中保持不变，称为在干绝热过程中具有保守性。
】4、抬升凝结高度Zc(LCL): 湿空气块因绝热抬升而水汽达到饱和并开始凝结的高度。
抬升凝结的估算公式 （分别为地面的气温和露点）do T T 和0三、可逆的饱和绝热过程和假绝热过程1、假如空气块在上升过程中是绝热的，全部凝结水都保留在气块内，气块在下沉时凝结的水分又会蒸发，仍然沿绝热过程回到原来状态，这个过程湿绝热过程。
又称可逆的饱和绝热过程、可逆的湿绝热过程。
2、空气块在上升过程中是绝热的，当饱和气块在上升过程中，水汽凝结释放潜热。
凝结物一旦形成，随即全部脱离原上升气块，气块做湿绝热上升；当气块转为下降运动时，因无水汽凝结物供蒸发，气块呈未饱和状态，做干绝热下降。
这种过程假绝热过程。
又称不可逆的湿绝热过程。
自然界的焚风是最常见的假绝热过程例子。
3、焚风：气流过山后在背风坡形成的干热风，称为焚风。
试计算在山麓处温度为25oC 气流，翻越一座4000米的高山，到达山脚时的温度变为多少？（设凝结高度为1000米，γs =0.6oC/100米）有一气流，温度为15℃，越过高度为2000米的山脉。
设凝结高度为800米，凝结物全部降落，若湿绝热减温率为γs=0.5℃／100米，问气流翻越高山后温度变为多少？4、湿绝热方程（饱和湿空气的热力学第一定律）5、湿绝热减温率γs 为饱和湿空气随高度的变化率的负值：dzdT r s -=湿绝热减温率与干绝热减温率及饱和比湿垂直分布的关系： 因饱和比湿通常随高度减少， 所以可知dz dr c L r dz dT r s pd V d s +=-=0≤dzdr s d s r r ≤6、假相当位温θse ：θse 就是湿空气通过假绝热过程把它包含的水汽全部凝结降落完后，降落到1000hpa 的温度称为假相当位温。
假湿球位温θsw ： θsw 就是湿空气通过可逆的饱和绝热过程降落到1000hpa的温度，称为假湿球位温。
同样可以证明， θse 和θsw 无论是干绝热过程还是湿绝热0000200()0.9810()123()()0.1710()c d d z T z z z T T z T z z --⎫=-⨯-⎪→≈-⎬=-⨯-⎪⎭ln 0pd d d v sc dT R Td p L dr -+=过程，其值保持不变，具有保守性。
各温湿参量关系：se sw se e w sw T T T T T θθθ<<<<<<和四、大气热力学图解（见附加资料）五、绝热混合过程1、绝热等压混合(水平混合)：两个温度和湿度各不相同的空气块绝热等压混合的情况。
混合结果:混合后的 T 、q 、e 、θ都可由初值的质量加权平均得到。
实例：湿度较大的未饱和空气块混合后，有可能发生凝结。
（见p145图6.9）【冬季水面上的蒸汽雾； 飞机云迹 ； 开水壶口喷出的雾】六、大气的静力稳定度1、判别大气稳定度的基本方法一气块法 在气层中任意选取一空气块，使其上下移动。
根据该气层对空气块的垂直运动的影响情况来判断气层的稳定度。
这种方法称为气块法。
大气层结稳定度判据：（1）当Γ>γ时，为不稳定大气层结（2）当Γ=γ时，为中性大气层结（3）当Γ<γ时，为稳定大气层结特别地， 对于未饱和气块， γ= γd ； 对于饱和气块， γ= γs大气层结稳定度总判据⏹当Γ>γd 时，绝对不稳定⏹当γd >Γ>γs 时，条件性不稳定⏹当Γ<γs 时，绝对稳定如大气层结分布与烟云扩散形态的关系：扇型； 熏烟型； 环链型 ； 锥型 ； 屋脊型2、判别条件性不稳定大气稳定度的基本方法二 不稳定能量法净浮力将单位质量气块从z0移到z 所作的功：可见，大气层结的能量由状态曲线、层结曲线、等压线p0和p 所包围的面积确定：◆当 Tv ＞ Tve ，即状态曲线在层结曲线的右边面积A 为正；（图见p156）◆当 Tv ＜ Tve ，即状态曲线在层结曲线的左边面积A 为负。
3、条件性不稳定的类型 （图见P157）⏹层结曲线和状态曲线的第一个交点F 为自由对流高度（LFC)⏹第二个交点D 为平衡高度（此处速度最大，加速度为零）⏹对流有效势能（CAPE ）为F 和D 之间的正面积区⏹对流抑制能量（CIN ）为LFC 以下的负面积区（大气底部的气块要达到LFC 至少需从其他途径获得的能量下限）⏹温度层结曲线与低层等饱和比湿线的交点为对流凝结高度（CCL)⏹状态曲线的第一个折点为抬升凝结高度（LCL)4、大气三种基本类型：（1）潜在不稳定型；（2）绝对稳定型；（3）绝对不稳定型。
其中（1）真潜在不稳定型：正面积大于负面积；（2）假潜在不稳定型：正面积小于负面112211221122m T m T T m m e m e e m m m mθθθ+≈+≈+≈112211*********211221112221220()(10.86)()()(10.86)()0.86()(10.86)p pd p pd H m h m h h c T T c q T T h c T T c q T T m T m T m q T m q T T m q m q m q q m ∆=∆+∆=∆=-=+-∆=-=+-+++=++=由上两式可得：112211221122m T m T T m m e m e e m m m m θθθ+≈+≈+≈112211221122m T m T T m m e m e e m m m m θθθ+≈+≈+≈000220001122()(ln )()(ln )z v ve k z ve pp k d v ve d v ve p p T T w w E g dz T p E R T T d p R T T d p --=∆=∆=--=-⎰⎰⎰利用静力学方程可得：积因此，在相同的温度层结下，湿度愈大，愈有利于垂直运动的发展。
5、热雷雨是指气团内因下垫面(森林、沙地、湖泊）受热不均，由热力抬升作用形成的雷雨。
qCCL即为温度层结曲线和低层等饱和比湿线的交点。
要预测当天可能发生热雷雨的可能性，需从对流凝结高度沿干绝热线下延至地面，以确定当天可能发生热对流的下限温度TtT，一般认为，如果几天来天气条件没有太大变化，且前几天地面最高气温接近或接近，tT那么当天气温就可能达到或超过，产生热雷雨的可能性就比较大。
t七、整层气层升降时稳定度的变化1、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，从而使气层的稳定度发生变化，导致强烈对流或者使气层更稳定。
稳定度讨论【Γv2将如何变化，取决于(1-p2A2/P1A1)】（1）当Γv1<γd,⏹如果气层下沉且伴随有横向扩散，有p2A2> P1A1 则Γv2 <Γv1 ，气层稳定度将趋向更稳定，甚至出现逆温。
⏹如果气层被抬升且伴随有水平辐合时，有p2A2< P1A1 则Γv2 >Γv1 ，导致气层的稳定性减少。
如果P2/P1和A2/A1两者的变化趋势相反(即上升辐散，下降辐合），（2）当Γv1=γd, 则Γv2=Γv1=γd, 原气层在升降过程中保持干绝热减温率不变。
（3）当Γv1>γd, 所得结论与(1)相反。
但这种处于绝对不稳定状态的气层在实际大气中是极少见的。
2、对流性不稳定：上干下湿气层：整层气层上升并先后凝结后，饱和气层的垂直减温率将变得大于γs，成了不稳定层结，称对流性不稳定。
上湿下干气层：气层的垂直减温率将变小甚至为零或逆温，成了稳定层结，称对流性稳定。
第十一章云雾形成的宏观条件及一般特征一、云和降水的分类和生成条件1、云2、云雾生成的宏观条件水汽由未饱和达到饱和而生成云雾有两途径：（1）增加空气中的水汽（2）降温（*绝热上升冷却凝结、等压冷却凝结、绝热混合凝结）【上升气流和充足的水汽是云生成的必要条件】上升运动的形式不同，形成不同的云型：1)大范围辐合抬升：锋面云系(图12.1)，低压、冷涡、切变线产生辐合抬升2)局地不稳定层结的对流运动：局地不稳定3)地形抬升: 暖湿气流被山地抬升4)波动: 高空稳定层下的风速切变5)湍流: 大气边界层的湍流使热量、动量和水汽的重新分布3、对流云一般分为形成 （上升气流为主、提供丰富的水汽，10-15min ） 成熟（出现降水,10-30min ）消散（云下出现下沉气流,几min ） 单个气团雷暴的生命期约为1-2小时二、局地强风暴天气系统1、飑线定义：集合成带状排列的雷雨云，宽数公里，长可达一二百公里。