大气中的水汽滞留函数解读

水循环知识：水循环中的大气水汽水循环是指地球上水分在不同状态（固态、液态和气态）之间不断循环的现象。

其中，气态的水分主要存在于大气中，即水汽。

在水循环中，水汽是不可或缺的一部分，起着非常重要的作用。

首先，水汽是大气中最重要的温室气体之一。

温室气体能够吸收地球表面发出的热辐射，从而使地球表面得以保持适宜的温度。

如果没有水汽在大气中的存在，地球表面的温度将降低，导致生物多样性遭受破坏，灌溉系统受损等问题。

此外，水汽还通过降水的形式将水分送回地表，并在此过程中为植物的生长和动物的生活提供必要的水源。

在降水时，水汽凝结成小水滴或冰晶，在漫长的时间里沉淀到地表上，流入河流、湖泊和地下水库中，重新进入水循环的下一环节。

除此之外，水汽作为漂浮在大气中的固体颗粒和液滴的云的主要成分，也对地球的气候和大气环境发挥着重要作用。

云对太阳辐射的反射和大气中其他分子的散射，都会影响地球的热平衡和大气的氧气含量等参数。

总之，水循环中的水汽是非常重要的一环。

它帮助维持了地球的生态平衡和生命的延续。

尤其是在当今全球气候变暖的背景下，水汽的作用更加突出。

因此，保护水资源和节约水资源已经成为人类共同的责任。

Ei E过冷却水面-E冰面
冰分子脱出冰面所受 的束缚比水分子脱出 水面的束缚大
E冰面 E过冷却水面 100%
冰晶和过冷却水滴共存情况在云中很普遍 冰晶效应 如果实际水汽压处于两者的饱和水汽压之间:
es (过冷却水滴) ea (实际水汽) es (冰晶)
蒸发
凝华
水滴不断蒸发而减小，冰晶因不断凝华而 增大，在冰和水之间水汽转移现象。 冰晶效应：这种由于冰水共存引起冰水间的 水汽转移的作用
E＞e 未饱和 蒸发 E=e 饱和 动态平衡 E＜e 过饱和 凝结
4
水 融解线
蒸发线
升华线
水的三种相态分别存在于不同的温度和压强条 件下: (1)水只存在于0℃以上的区域，冰只存在于0℃ 以下的区域，水汽虽然可存在于0℃以上及以下的区 域，但其压强却被限制在一定值域下。
蒸发过程：较大动能水分子脱出液面使液面温 度降低。如果保持其温度不变，必须自外界供给热 量，这部分热量等于蒸发潜热L，L 与温度t有如下 的关系：
第四章 大气中的水分
凝结
水汽输送
凝结
降水
蒸发 植物蒸腾
湖
降水
地表径流 地下径流
蒸发
海洋
下渗
地球上水分循环过程对地-气系统的热量平衡和 天气变化起着非常重要的作用
（一） 蒸发和凝结的基本原理
大气中 （二） 地表面和大气中的凝结现象 的水分
（三） 降水及人工影响天气
（一）蒸发和凝结的基本原理
1、水相变化
辐射雾多发生 在夜长、气温低的 冬季。只要满足条 件，在大部分地区 均可形成。
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（4）混合冷却：当温差较大，且接近饱和的两 团空气水平混合后，也可能产生凝结。由于饱和水 汽压随温度的改变呈指数曲线形式，就可能使混合 后气团的平均水汽压比混合气团平均温度下的饱和 水汽压大。

霜与霜冻不同。
二、雾凇和雨凇
1. 雾凇
是积聚在地面物体迎风面上呈针状和粒状的白色 疏松的微小冰晶或冰粒。
晶状雾凇 主要由过冷却雾滴蒸发后再凝华而。
粒状雾凇 由于过冷却雾滴碰到冷的物体表面后迅 速 冻结而成（图片）。
2.雨凇
出现在地面或近地面物体上的一层外表光滑或略有 凸起的冰层（图片）。
三、雾
用 N和 n分别表示单位时间内跑出水面的 水分子数和落回水面的水汽分子数。则：
当 N＞n时，蒸发。
当N＜n时，凝结 。
当N=n时，动态平衡。
水相变化可以由实测的水汽压（e）与同 温度下的饱和水汽压（E）之间的比较来判定。
E＞e蒸发过程； E＝ e动态平衡； E＜e凝结过程。 潜热: L＝（597—0.57t）卡／克
Ls=597＋80= 677卡／克。
二、影响蒸发的因素 （一）蒸发面的温度 （二）风 。 （三）空气湿度
（四）蒸发面的性质和形状
（五）地面性状
三、蒸发与蒸腾
（一）土壤蒸发：决定于大气的蒸发能力和土壤的供水
能力。
特点：
第一阶段：稳高阶段。 第二阶段：速降阶段。 第三阶段：稳低阶段。
（二）植物蒸腾 蒸腾速率的大小决定于：
第四节 降水
降水是指液态的或固态的水汽凝结物从云中下降 至地面的现象。包括雨、雪、霰、雹。
一、云滴增长的物理过程 （一）云滴凝结（或凝华）增长
（二）云滴相互碰并增长（图3－4）
图3－4 大小水滴在下降过程中的冲并
二、雨和雪的形成 （－）雨的形成 当云内温度在0℃以上时。
（二）雪的形成 在混合云中，冰晶不断凝华增
md mw
p
（六）露点（td） 空气中水汽含量不变，在一定的气压条件

气象学第五章大气中水分
云族
低云
1000M<H<2000M
中云
2000M<H<6000M
高云
H>6000M
学名 积云 积雨云 层积云 层云 雨层云 高层云 高积云 卷云 卷层云 卷积云
云属
简写 Cu Cb Sc St Ns As Ac Ci Cs Cc
气象学第五章大气中水分
气象学第五章大气中水分
二、凝结物
地面凝结物 露、霜、雾凇、雨凇 露 和霜 ： 辐射冷却的产物，形成在晴朗无风的夜间和清晨。 露：贴地层空气中的水汽在地面发生凝结而形成的小水滴。
Td＞0℃ 霜：贴地层空气中的水汽在地面发生凝华而形成的小冰晶。
Td＜0℃ 热容量小、导热率小、粗糙的地表易形成露和霜。
气象学第五章大气中水分
冰 蒸发面形状：W凸面＞W平面＞W凹 面 含盐度：含盐度 W
气象学第五章大气中水分
二、土壤蒸发
土壤蒸发定义 土壤水分汽化并向大气扩散的过程。
土壤蒸发的两种过程 第一种：蒸发直接发生在土壤表面。 第二种：水分在土壤中某层次进行蒸发之后，水汽通过土 壤的孔隙达表层溢出土表。
影响因子 土壤因子、气象因子
单位：g／ cm日2·蒸日发量
定义：一天中蒸发掉的水层的厚度。
单位：mm／日; 1g／cm2·日＝1mm／日
道尔顿蒸发公式
W A' • E e P
d＞0 时，W＞0，蒸发过程 d＝0 时，W＝0，动态平衡 d＜0 时，W＜0，凝结过程
气象学第五章大气中水分
影响水面蒸发速率的因子 温度：T E d W 湿度：e d W 气压：P W 风：风速 W 蒸发面性质：W过冷却水＞W
r 夏季

大气中的水汽滞留函数张学文（乌鲁木齐沙漠气象研究所，中国气象局, 新疆，乌鲁木齐，830002）（受科技部科技公益研究专项2004DIB3J118 资助）提要：水分从蒸发进入大气到变成雨雪再降落大约在空中滞留（存活）9天，而9天只是水汽在大气中的平均寿命。

我们应当知道在大气里现存的总水汽量中已经在大气里滞留（存活）1天、2天或者n天的水汽分别占有的百分比是多少。

描述这个问题需要引入大气中的水汽滞留函数概念。

本文阐明了水汽滞留函数的物理含义并且指出它应当是一个负指数方程。

关键词：大气中的水分循环，大气中的水汽滞留函数1. 引言就全球而论，大气中持有的水汽约为25毫米[1]，而每年的降水量（约1000毫米），是它的40倍。

大气要维持水分平衡必然要从下垫面的水分蒸发中补充1000毫米（相当于补充40次，1000毫米/25毫米）的水分。

这也说明水分从蒸发进入大气到形成雨雪而脱离大气，一年要循环40次，即大气中的水汽9天（365/40）就更新一次，即水汽蒸发进入大气在空中平均滞留9天又回到下垫面[2]。

“9天”是描述大气中的水分循环的重要参数。

但它只是个平均值，实际情况肯定有的水汽滞留时间更长或者更短。

面对大气中现存的水汽，我们可以问，它们进入大气1天、2天、…n天就离开大气的水分占了水汽总量的百分比是多少，回答这个问题显然不是求一个未知数，而是求一个未知函数，描述不同滞留时间的水汽占的百分比的函数。

文献[3]提出了分布函数概念和它在气象学中的应用问题，不同滞留时间的水汽各占多大的比例的问题实际上就是分布函数概念的一个特例。

文献[4，5]给出了在不同约束条件下利用最复杂原理（最大熵原理）求得其分布函数的思路、原理和技术。

本文就利用这种思路给出一种（可以不是一种）理论的水汽滞留函数。

2. 水汽滞留函数f(τ)本文分析某个气候阶段（例如30年）的地球大气中的水汽的总的情况。

根据前面的讨论，我们把f(τ)称为水汽滞留函数：这个函数的自变量τ是水汽在最近的一次蒸发进入大气后已经存在（滞留）的时间长度。

射的影响较 弱，其尺度分布类似 于稳定的背景气溶胶。
5km 4km
受对流层顶和平流层的热力稳 定的空气密度结构的严重抑制
城市气溶 胶浓度的 垂直分布， 随辐射逆 温和湍流 混合层的 变化而变 化，并可 近似的认 为气溶胶 质粒在混 合层顶为 全反射。
在逆温层下边 界积累
对流层大气中质粒的移出既可以是通过大气的泄露，也可以在地面沉积。 前者只在很特殊的天气条件下发生，通过泄露移出的量与流失于地面的 量相比是很小的。
干沉降的物理过程： ① 在边界层通过重力沉降或湍流扩散而紧贴地表薄层输 送； ② 在紧贴表面的层流薄层内(0.01~0. 1cm)，通过布朗运动 扩散至吸收表面底层； ③ 表面对物质的吸附或溶解。
全球尺度——撒哈拉沙漠是北半球风吹尘的主要源地
每年北半球的冬天，类似于本图中所示的沙尘暴会从撒哈拉沙漠卷走 大约4000万吨的沙尘，并一直吹到南美洲亚马逊河盆地。从图中可以看 出，这条沙尘羽状物抵达南美洲东北部海岸后，开始向北转移。
2010年6月1日，由美国宇航局“Terra”卫星所拍摄
气溶胶各种浓度的年日变化
昌平区
北京市上空气溶胶粒子数浓度大致呈南高、北低的分布，这种分 布可能与首钢位于石景山区以及大气状况有关。
中尺度输送主要表现为两种现象，城市烟羽和中尺度天气环流，后者 包括海陆风、山谷风和城市热岛环流，风场与温度场共同作用，同时 存在扩散和输送两种作用。
形成一种通道型输送．并明显 地分为两路：一路在西以脚下 沿河谷地带下泄。浓度中心轴 线清晰，延绵近百公里；
对流层中气溶胶胶体的分 布，变化，滞留和移出
赵雨
垂直分布
对流层中包含了大气中的绝大部分的水汽和起源于地表的自然和人 为的大部分颗粒物。

大气成分的平均滞留时间大气成分的平均滞留时间是指在大气中各种成分停留的平均时间长短。

这个时间长短对于大气环境的理解和气候变化的预测非常重要。

大气成分包括了主要的气体（如氮气、氧气、二氧化碳等）、水汽、臭氧、悬浮颗粒物等。

每种成分的滞留时间受到不同因素的影响，如物理、化学、生物过程等。

大气中主要的气体成分，如氮气和氧气，是与生物和地球上的其他过程不易发生反应的稳定成分。

在大气中，氮气占据78%的比例，氧气占据21%的比例。

由于氮气和氧气的化学特性相对稳定，它们的滞留时间非常长。

据科学研究，大气中的氮气滞留时间约为4000万年，而氧气滞留时间约为5000年。

二氧化碳（CO2）这样的温室气体就有着不同的情况。

二氧化碳是一种关键的大气成分，其浓度的变化直接影响着地球的气候变化。

二氧化碳的滞留时间相对较短，约为几十年至几百年。

当二氧化碳释放到大气中后，它很快被吸收和储存到海洋和陆地生态系统中。

尽管如此，由于人类活动不断增加二氧化碳的排放量，大气中的二氧化碳浓度仍在不断上升。

水汽是大气中最重要的成分之一，也是大气中最短滞留时间的成分之一。

水汽的滞留时间通常为几天至几周。

由于水的周期性蒸发和降水过程，水汽在大气中的浓度不断地变化。

水汽是大气中存在的最快移动的成分之一，它被迅速循环和重新分配到地球上不同的地区。

臭氧是大气中的另一个重要组成部分，主要在平流层中形成。

平流层臭氧的滞留时间较长，可以延续几个月至几年。

然而，对于对地球大气层低层的对流层而言，臭氧的滞留时间相对较短，只有几天至几周。

臭氧对于地球的辐射平衡和紫外线的过滤具有关键作用。

悬浮颗粒物也是大气中的重要组成部分，在大气中滞留的时间非常短。

悬浮颗粒物分为可见颗粒物和细颗粒物，包括尘埃、烟雾、颗粒物污染物等。

可见颗粒物的滞留时间约为几天至几周，而细颗粒物的滞留时间更短，只有几小时至几天。

这些颗粒物主要受到空气动力学、大气湍流和降水等因素的影响。

综上所述，大气成分的平均滞留时间是一个复杂的问题，各种成分的滞留时间长短不同。

2、降水的种类
根据降水的形态来分，可把降水分为雨、雪、 霰、雹等
3、降水的表示方法 、
降水量
降水量是表示降水多少的特征 以雨、 冰雹(包括雾、 量。以雨、雪、冰雹(包括雾、 融化后，未经蒸发、 露、 霜)融化后，未经蒸发、 渗透、流失而聚积的水层深度， 渗透、流失而聚积的水层深度， 单位是毫米。 单位是毫米。 表示降水急缓的特征量。 表示降水急缓的特征量。单 位时间的降水量称为降水强 其时间以10min 10min、 度，其时间以10min、1h 或 1d为单位 为单位。 1d为单位。
二、凝结物
地面凝结物 近地层大气中的凝结物 自由大气中的凝结物
1、地面凝结物
晴朗无风的夜晚，地面或地物 表面有效辐射强，因而迅速冷却。 • 露和霜 当其表面温度下降到露点以下时， 初冬或冬末，有时从空中掉 则与辐射面接触的水气凝结。露点 下来的液态雨滴落在树枝、电线 温度如高于0ºC，凝结物为液态，即 或其它物体上时，会突然冻成一 为露；露点温度如低于0ºC，则凝结 层外表光滑晶莹剔透的冰层，这 物为固态，即为霜。 就是“雨淞”。 • 雾凇、雨凇 雾凇、 在有过冷却雾的时候，特别 有利于冰晶在地面物体上增长。 这时在电线上、树枝上形成了白 色的冰花，叫做"雾凇"。
2、空气湿度的时间变化
（1）日变化
水汽压的日变化 相对湿度的日变化
（2）年变化
水汽压的年变化 相对湿度的年变化
水汽压的日变化 水汽压的大小与蒸发的快慢有密切关系， 水汽压的大小与蒸发的快慢有密切关系，而蒸发的快慢在 水分供应一定的条件下，主要受温度控制。 水分供应一定的条件下，主要受温度控制。 在海洋上或在大陆上的冬季， 在海洋上或在大陆上的冬季，每天有一个最高值出现在 午后，一个最低值出现在清晨。（单峰型） 午后，一个最低值出现在清晨。 单峰型） 在大陆上的夏季，水汽压有两个最大值， 在大陆上的夏季，水汽压有两个最大值，一个出现在早 10时 另一个出现在21 22时 21～ 10时以后 时以后， 晨9～10时，另一个出现在21～22时。在9～10时以后，对流 发展旺盛，地面蒸发的水汽被上传给上层大气， 发展旺盛，地面蒸发的水汽被上传给上层大气，使下层水汽减 双峰型） 少。 （双峰型） 相对湿度的日变化 相对湿度的大小，不但取决于水汽压，还取决于温度。 相对湿度的大小，不但取决于水汽压，还取决于温度。 气温升高时，虽然地面蒸发加快，水汽压增大， 气温升高时，虽然地面蒸发加快，水汽压增大，但这时饱和 水汽压随温度升高而增大得更多些，使相对湿度反而减小。 水汽压随温度升高而增大得更多些，使相对湿度反而减小。 同样的道理，在气温降低时，水汽压减小， 同样的道理，在气温降低时，水汽压减小，但是饱和水 汽压随温度下降得更多些，使相对湿度反而增大。 汽压随温度下降得更多些，使相对湿度反而增大。

大气湿度与水循环解析水蒸气在大气中的运动大气湿度是指大气中所含水蒸气的含量，它是水循环的重要组成部分。

水循环是指地球上水分在不同形态之间不断循环的过程，其中水蒸气在大气中的运动是水循环的一个关键环节。

本文将对大气湿度与水蒸气在大气中的运动进行解析。

一、大气湿度的定义与测量方法大气湿度是指大气中所含水蒸气的含量。

一般情况下，湿度可以用绝对湿度和相对湿度来衡量。

绝对湿度是指单位体积空气中所含水蒸气的质量，常用单位为克每立方米。

相对湿度是指单位体积空气中所含水蒸气质量与饱和水蒸气质量之比，常用百分数表示。

测量大气湿度的方法有多种，常用的有湿球温度法和干湿球测量法。

湿球温度法是通过测量湿球和干球的温度差来计算相对湿度。

干湿球测量法则是通过测量湿球和干球的温度，结合空气压力和气温等参数，利用气象学公式计算相对湿度。

二、水循环与大气湿度的关系水循环是地球上水分在不同形态之间不断循环的过程，包括蒸发、凝结、降水等多个环节。

大气湿度是水循环的重要组成部分，水蒸气在水循环中的运动也对其他环节产生影响。

当地面水体受到太阳的照射，一部分水会蒸发为水蒸气，进入大气层。

水蒸气在大气中升高时会遇到更冷的空气，水蒸气会凝结为云，形成云层。

云层中的水滴会不断凝结增大，最终形成降水，如雨、雪等。

在大气中，水蒸气的运动受到多种因素的影响，如气温、气压和风等。

温度的升高会增加空气中所能容纳的水蒸气量，因此，下垫面温暖的地区一般湿度较高。

而气压和风对水蒸气的输送和分布也有着重要的影响。

三、水蒸气在大气中的运动水蒸气在大气中的运动主要通过蒸发、凝结和降水等过程实现。

蒸发是指地表水体受到外界热量的作用，其中的水分分子获得足够的能量从液态变为气态形成水蒸气。

蒸发主要发生在海洋、湖泊、河流、植被等地表水体上。

凝结是指水蒸气在遇冷或遇到凝结核的情况下从气态转变为液态，形成云、雾等水凝结物。

云是由微小的水滴或冰晶组成的可见物质，它是水蒸气凝结的产物。

空气湿度第一节第二节第三节蒸发与蒸腾水汽凝结与大气降水退出第四节水分与农业第四章水分二 三 第一节 空气湿度（air humidity) 空气湿度的表示方法空气湿度的时空变化一 水的相变一、水的相变水汽是大气中唯一能发生相变的气体，水的三相为水汽、水、冰。

•水相变化的物理过程从分子运动学的观点看，水相变化是各相之间分子交换的过程。

•水相变化中的三种过程在水和水汽共存的系统中，存在三种过程：蒸发过程、凝结过程和动态平衡。

气象学上用空气湿度表示大气中水汽含量的多少二、空气湿度的表示方法1.水汽压(water vapour pressure)水汽压（e）：空气中水汽产生的压强。

水汽压可以直接表示空气中水汽含量的多少。

水汽压单位：百帕（hPa），毫米汞柱mmHg饱和水汽压：空气中水汽达到饱和状态时的水汽压(saturation/equilibrium vapour pressure)，用E或e表示。

s(1)物态同温度下冰面E冰<E水饱和水汽压E的影响因素云中，冰晶与过冷却水滴常常并存，若E冰<e<E水，则水滴将蒸发而逐渐缩小，冰晶将不断凝华而增大，水分子不断从水滴向冰晶转移，这就是“冰晶效应”E受物态、蒸发面形状、水溶液浓度、温度等因素影响。

凝结增长大小水滴共存(2)蒸发面形状当蒸发面曲率半径<1μm，与水分子半径相近时，蒸发面形状会影响E的大小。

(3)云中水滴大小云中水滴大小不一，曲率不同，若实际水汽压介于大小水滴的E之间时 (E大<e<E小)，小水滴因蒸发而缩小，大水滴因凝结而增大。

凝结增长(4)蒸发面浓度当蒸发面浓度的不同，也会影响E的大小。

因为浓度大的液体表面水分子占据的面积小，单位时间内逸出的水分子就少。

饱和水汽压与温度关系曲线饱和水汽压(E)温度(℃)4.饱和差（saturation deficit/deficiency)饱和差（d）：同温度下的饱和水汽压与空气中实际水汽压之差。

关于水汽分压问题的探讨（1）干空气与水蒸气的分压自然界的空气总含有一些水蒸汽，可称之为湿空气，即湿空气可看成干空气与水蒸气的混合物。

若令P代表大气压强，即湿空气的总压，Pa 和 Pw 分别代表干空气及水蒸气的分压，则按道尔顿分压定律有：（ Pa ）（2）露点Td和霜点Tf：如果给定的空气在水汽压不变的情况下逐渐冷却，当达到某一温度时，空气的水汽压达到了该温度下的饱和蒸汽压，当空气进一步冷却时，如果在空气中有一个光洁的平面和“冷凝核心”（如表面上的微粒和缺陷的棱角），水汽就会在平面上凝结成露点，此温度Td称为露点温度，确切的说，应为热力学露点温度；当空气的温度低于0℃ 时，水汽在平面上凝结成霜，该温度Tf被称为霜点。

露点和露点的计算公式详见饱和水蒸气压公式中的介绍。

（3）相对湿度 %RH ：相对湿度是指空气中水汽的摩尔分数与相同温度（T）、压力（P）下纯水表面的饱和水汽的摩尔份数之比，用百分数表示。

式中，e-表示水气分压(Pa) ；ew-表示饱和水蒸气压力(Pa) ；相对湿度越小，就表示是空气离饱和态越远，尚有吸收更多水蒸气的能力，即空气越干燥，吸收水蒸气能力越强；反之，相对湿度越大，吸收水蒸汽能力越弱，即空气越潮湿。

相对湿度反映了湿空气中水蒸汽含量接近饱和的程度，故又称饱和度。

（4）气象相对湿度 %RH ：气象相对湿度的定义同（3）相对湿度 %RH 的定义基本相同，只是低于0 ℃时，相对湿度仍以过冷水即液面饱和水汽压计算公式来计算饱和气压值，所以在计算ew时我们始终用水面上饱和气压值计算公式来计算（低于0℃看成过冷水），这点在同标准相对湿度是不同的。

（5）水气分压WVP；就是在总压下水蒸汽所占的压力，表示为e，若将湿空气视作理想二元气体混合物，根据道尔顿分压定律，引入摩尔分数可得到：式中P为实际气体的压力（包括水汽分压e与干空气分压Pa），r表湿空气的混合比。

（6）饱和水蒸汽压力SWVP，即湿空气处于露点温度或霜点温度（饱和状态时）时水蒸气所占的分压值。

选一种 3、收敛标准确定：
4、初始估计值可取为0或者其他数
使用流函数和速度势分析台风的风场结构，全面跟踪2008年第8号台 风“凤凰”发生发展、成熟和衰退的全过程（黎爱兵等，2009）。
流函数与高度场形势比较相似，速度势的梯度没有流函数的大
30 日06 时流函数场
30 日06 时速度势场
30 日06 时高度场
流函数
辨析：流函数与涡度：
流函数：
• 直接表示旋转运动（方向、中心）
涡度：
• 表征旋转强弱，方向
2、速度流函数——有旋/无辐散风
对于无辐散运动， 一定存在一个流函 数ψ， 无辐散运动在x,y方 向的分速度为：
辐散风沿速度势梯度方向吹 与等势线垂直
势函数
为流函数
2
为势函数
D 2
旋转部分无辐散 辐散部分无旋
流体运动可分解为无旋运动和有 旋运动两部份，即可把速度场分
解成 u u u
v v v
无旋 有旋
1、速度势函数——无旋/辐散风
对于无旋运动一定存在 一个速度势φ，也称势 函数，该运动在任意方 向的分速度即在此方向 的微分，对于x,y两个方 向应有：
无辐散风沿等流函数线吹： 背风而立，高值在右
使用位势高度场求取边界值 边界上，风场无辐散， 位势Φ与流函数ψ有如下近似关系：
计算步骤：
实测边界上位势高度场Φ
使用
，计算边界上的流函数ψ值
上式中f为地转参数, Φ为等压面上位势 高度。如此求出的ψ对应的风场可满足 边界上净的质量通量为零的要求。
Possion方程，其经常使用的求解方 法是迭代法。
33两类运动的比较两类运动的比较一般在大尺度运动中风的一般在大尺度运动中风的辐散辐散分量的量值分量的量值比无辐散即旋转分量小分量小很多在天气过很多在天气过程和系统发展中有非常程和系统发展中有非常重要的作用重要的作用通过对通过对辐散风和无辐散风的诊断分析可以了解辐辐散风和无辐散风的诊断分析可以了解辐散运动对系统发展的贡献散运动对系统发展的贡献由于辐散风是通过非绝热加热场的水平分布由于辐散风是通过非绝热加热场的水平分布不均匀或者有效位能的释放产生的因此可不均匀或者有效位能的释放产生的因此可以通过对能量方程中能量转换的分析了解以通过对能量方程中能量转换的分析了解加热场对气流场的加强作用加热场对气流场的加强作用33两类运动的特点两类运动的特点可由下述条件确定其中可由下述条件确定其中nn代表边界的法向代表边界的法向

& 2.4 大气滞留与清除过程大气气溶胶在大气中存在的时间有限，与增长率、衰减率分别与总质量的比值有关。

11r dG P I RO G dt G Gτ++==-τr 表示滞留时间，G 表示气溶胶总质量，P 表示产生率，I 表示输入率，R 表示消失率，O 表示输出率。

稳定状态下平均滞留时间τ为：G GP I R Oτ==++假设消失率与输出率均与气溶胶总质量成线性关系，即：R=k R G, O=k O G ，经过一段时间t 后的总质量为：0exp[()][1exp()]t R O R O R OP IG G k k t k k t k k +=-++-++注：上式右端第一项表示起始总质量因衰减过程而随时间变化，第二项描述因新的物质输入而引起G 的变化，经过充分长时间，式中指数项衰减到很小的值，即可达到新的稳定状态。

这种调整过程的时间常数就等于该物质在贮存器中的滞留时间。

nuist邱2.5.2 清除过程2.5.2.1 干沉降过程干沉降：气载物质通过重力下落、扩散传输，或两者的共同作用，沉积于地表面移出大气，或通过与表面碰撞或被突出物拦截而移出，这种过程称为干沉降。

1、受重力影响产生沉降；2、随气流输送的气溶胶粒子受障碍物拦截产生沉降；3、流体输送中的小粒子与惯性大的大粒子碰撞产生沉降；4、布朗运动产生的粒子间的随机碰撞产生沉降；5、湍流输送中的碰撞产生沉降；6、各种泳移过程中的碰撞产生沉降。

气溶胶在大气中为什么会发生干沉降？1、大气输送特征（湍流程度）；2、气溶胶粒子的物理化学特征，如：粒子尺度、形状、水溶性特征等；3、沉降表面和下垫面特征。

干沉降过程受哪些因素影响？nuist邱◆近地层输送(空气动力学输送)◆表面输送◆吸收干沉降物理过程贴表面的粘性层流薄层，布朗扩散至吸收表面.表面对物质的吸收（粘附、可溶性）（层流副层）.风速、空气稳定度等大气状况影响。

层流输送层吸收层表面输送近地层空气动力学输送Rc ✓干沉降速度与每个沉降层中的阻力密切相关，气溶胶粒子受到的阻力越大，相应的干沉降速度越小。

大气成分的平均滞留时间引言大气成分的平均滞留时间是指某种物质在大气中的停留时间的平均值。

它是一个重要的物理参量，对于了解大气环境的变化、预测气候变化以及评估大气污染的影响具有重要意义。

本文将深入探讨大气成分的平均滞留时间的概念、影响因素以及对环境和人类生活的意义。

什么是大气成分的平均滞留时间？大气成分的平均滞留时间是指某种物质在大气中停留的平均时长。

在大气科学中，通常用平均滞留时间来描述大气中物质的运动和传输过程。

大气中的物质可以通过各种方式进入和离开，例如通过大气扩散、化学反应、生物活动等。

影响大气成分平均滞留时间的因素大气成分的平均滞留时间受到多种因素的影响，下面我们将逐一进行介绍。

1. 大气环流大气环流是指大气中空气的运动模式。

不同的大气环流模式会影响物质在大气中的运动和传输速度。

例如在高纬度地区，北极涡和南极涡的存在导致空气流动缓慢，物质的滞留时间相对较长。

而在副热带地区，强烈的大气环流会导致物质的快速传输，滞留时间相对较短。

2. 化学反应大气中的化学反应可以改变物质的性质和浓度，从而影响其滞留时间。

例如，大气中的臭氧层能够吸收太阳紫外线，将其转化为热能，这就延长了臭氧的滞留时间。

而一些气溶胶和污染物则可能通过与其他化学物质发生反应，从而被转化成其他物质并降低其滞留时间。

3. 大气扩散大气中的物质会通过扩散过程进行传输。

扩散是指物质由高浓度区域向低浓度区域的运动。

扩散速度取决于物质的分子量、温度、气压等因素。

较轻的物质往往扩散速度较快，滞留时间相对较短；而较重的物质扩散速度较慢，滞留时间相对较长。

大气成分平均滞留时间对环境和人类生活的意义大气成分的平均滞留时间对环境和人类生活都具有重要意义，下面我们将分别进行探讨。

1. 环境影响大气成分的平均滞留时间与大气污染物的积累和分布有关。

长周期的滞留时间意味着污染物在大气中的停留时间更久，容易在空气中积累和扩散。

这对于一些有害物质来说可能会对环境产生负面影响，如酸雨、光化学烟雾等。

大气是地球上最重要的生命维持系统之一，同时也是一个复杂而神秘的系统。

人们对于大气层和其中发生的各种变化的研究已经进行了数百年，但我们仍然只能勉强理解其中的奥秘。

在这篇文章中，我们将探讨大气层中的水汽循环，这是大气层中最重要、最基本的过程之一。

2.水的循环过程水在大气层中以各种形式存在，包括水蒸气、云、雨、霜、雪等。

水的循环过程主要包括蒸发、凝结、降雨和蒸散四个阶段。

2.1.蒸发蒸发是指水从地表或水体表面蒸发转化为水蒸气的过程。

太阳能是引起蒸发的主要原因，它提供了足够的能量使得水分子从液态转变为气态。

蒸发发生在陆地、海洋、湖泊、河流和植被表面等各种场所。

2.2.凝结凝结是指水蒸气转变成云、霜、雾或雨的过程。

当水蒸气在空气中冷却到饱和点时，就会形成云或雾；当水蒸气冷却到一定程度时，就会凝结成霜；当水蒸气冷却到足够低的温度时，就会形成雨或雪。

2.3.降雨降雨是指水从云层落下到地面的过程。

当云层中的水滴变得足够大，重力就会使它们落向地面，这就是降雨。

2.4.蒸散蒸散是指水从植物表面蒸发的过程。

植物根部吸收地下水分，将其转化为植物体内的水分，然后通过叶子表面蒸发出去，形成水蒸气。

这些水蒸气最终会重新进入大气层中的水循环过程。

3.大气层中的水汽循环作用大气层中的水汽循环起着非常重要的作用，它对于地球上的生态系统、气候和水循环都有着重要的影响。

3.1.生态系统大气层中的水汽循环是地球上生态系统中的重要组成部分。

它为植物提供了水分，帮助它们生长和繁殖。

同时，降雨也为动物提供了水分和食物，维持了整个生态系统的平衡。

3.2.气候大气层中的水汽循环对于地球上的气候有着非常重要的影响。

太阳能是引起蒸发的主要原因，而蒸发又是将能量从低纬度地区转移到高纬度地区的重要途径之一。

这种能量转移导致了大气层中的温度分布不均，进而引起了气候的变化。

3.3.水循环大气层中的水汽循环是地球上水循环中的重要组成部分。

它将水从海洋、湖泊和河流中蒸发出去，然后通过凝结和降雨的方式回到地面，供应植物和动物使用。

大气中的水汽滞留函数
张学文
【期刊名称】《高原气象》
【年(卷),期】2006(25)6
【摘要】水分从蒸发进入大气到变成雨雪再降落大约在空中滞留(存活)9天,而9天只是水汽在大气中的平均寿命。

我们应当知道在大气里现存的总水汽量中已经在大气里滞留(存活)1天、2天或者n天的水汽分别占有的百分比是多少。

描述这个问题需要引入大气中的水汽滞留函数概念。

本文阐明了水汽滞留函数的物理含义并且指出它应当是一个负指数方程。

【总页数】3页(P1052-1054)
【关键词】大气中的水分循环;大气中的水汽滞留函数
【作者】张学文
【作者单位】中国气象局乌鲁木齐沙漠气象研究所
【正文语种】中文
【中图分类】P46
【相关文献】
1.水汽相变促进烟气中细颗粒物成核长大特性研究 [J], 鲍静静;许家菱;唐继国;谢果;刘洪涛;孙立成;杨宏旻
2.青岛地区大气中水汽含量及水汽输送的研究 [J], 洪光;周庆满
3.鄂中区域大雾天气中地基GPS监测的水汽总量及其演变分析 [J], 何盛浩;周志敏;
梁涛
4.水汽相变促进湿法脱硫净烟气中细颗粒物脱除的研究 [J], 杨希刚;周磊;杨林军
5.空气中水汽的存在形式(H_2O)_n与水汽红外光谱的复杂性 [J], 姚蒙;王海水因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

降水强度：单位时间的降水量，一般以小时、日为单位，按不 同降水强度可将降水分为小雨、中雨、大大雨、暴雨、大暴雨 和特大暴雨等级别。
降水变率：表示降水量年际间变动程度的统计量。
束缚水阶段：（稳低阶段）
当土壤水分持续降低，表层土壤中毛管断裂，形成干土层， 此时，土壤颗粒周围也存在部分水分，但紧紧被其吸附不能为 作物所吸收，此时，土壤水分蒸发基本停滞，只是经土壤孔隙， 下层土壤水分通过分子扩散的形式向表层输送。
植物蒸腾
植物的蒸腾既是物理过程，也是其生理过程，是作物根系吸 收水分和矿物质等的动力来源。其蒸腾量（速度）取决于叶 片温度和空气中水汽压以及叶片表面湍流。
北京西山红叶（表面凝ຫໍສະໝຸດ ）霜打油菜（柳州）茶 园 霜 冻 （ 福 建 安 溪 ）
雾淞（吉林）
雾 淞 （ 南 京 ）
雨淞
水汽的凝结物 近地气层的水汽凝结物－－雾
按照形成的原因的不同，雾可以分成：
（1）辐射雾 （2）平流雾 （3）地形雾 （4）蒸发雾 （5）锋面雾
辐射雾：由于地面和近地层空气辐射冷却，使空 气达到过饱和而凝结形成。 平流雾：暖空气流经冷的下垫面，其下部与冷的 形下成垫的面有接利触天，气逐条渐件降：温晴而朗形微成风。潮湿的天气。
相对湿度
表示空气达到饱和的程度，表达式为： RH＝e/E×100％
相对湿度表示空气的干湿程度，数值越大， 则越潮湿。
相对湿度是最常用的表示空气中水汽含量的 物理量，通常我们所说的空气湿度就是指其 相对湿度，比如，说湿度为85，即其相对湿 度为85％。
露点温度
露点温 度简称露点 (td)，指的 是当空气中 水汽压不变 情况下，降 低空气温度 使空气刚好 达到饱和时 的温度。
植物整个生长期吸收的大量水分主要用于蒸腾，我们把农 作物生长期内总的蒸腾耗水量与作物收获的干物质量的比 值称为作物的蒸腾系数.