当前位置：文档之家 › 第四章 大气中的水分

第四章 大气中的水分

  • 格式：pptx
  • 大小：11.45 MB
  • 文档页数：106

下载文档原格式

  / 106

合集下载

第四章 水分资源及其利用

第四章 水分资源及其利用
第四章 水分资源及其利用
水作为地球上一种重要的自然资源，具有其他资源无法替代的重要作用， 即维持人类生命的作用、维持工农业生产和维持良好环境的作用。水是一种可再 生的动态的自然资源。在自然界中，水分循环过程周而复始，长年不息。但是， 在水分— 大气— 土壤— 生物系统中，周转总量是有限的。在一定的地区和时间范 围内，水资源并不是取之不尽，用之不竭的。据估计，可利用水量的理论值是陆 地上降水量与蒸发量之差，大约4× 1013 m3；其中，有效水仅占1/3。 水分资源即水资源，是指能被人类直接利用的地表水和地下水。对于一个 地区来说，水分资源包括大气降水、土壤水、地表径流和地下水4个部分，其中 大气降水直接补给土壤水和地表径流，也间接影响地下水。因此，大气降水是地 面水分资源的主要收入项，在水分资源分析中占有重要地位。但是，大气降水不 能表达水分收支情况，更不能反映大气— 土壤— 植物系统中的蒸散、地表径流等 水分支出。科学地评价某地区的水分资源，应该采用地表水分平衡方程，进行逐 项分析，最终以水分收支差值或收支比值来反映该地区的水分状况。
151
4.1所示。然而，数量如此之多的水中能被人类直接利用的却极为有限。
表 4.1 地球上积蓄水和流动水分类及数量[1] 积蓄水分类 1. 海洋水 2. 大气水 3. 陆地水 其中：河流 淡水湖 内陆咸水湖 土壤含水分 地下水 冰盖/冰川 生物群 估计数量 / km3 1 350 000 000 13 000 35 977 800 1 700 100 000 105 000 70 000 8 200 000 27 500 000 1 100 流动水分类 1. 蒸发总量 从海洋面 从陆地面 2. 降水总量 降到海洋 降到陆地 3. 入海径流总量 河流 地下供水 冰川融水 估计数量/ km3 496 000 425 000 71 000 496 000 385 000 111 000 39 700 27 000 12 000 700

第四章水分

第四章水分

实际水汽压 ea 的计算
实际水汽压的计算公式如下：
ea ＝ esw － A p （ta － tw ） 式中， esw 是湿球温度下的饱和水汽压； tw 是湿 球温度； p 是当时的气压； A 是测湿系数（ 受tw 影响很少）， 单位℃ － １
常把A p 合称为湿度常数， 用γ 表示， 即γ ＝ ６ ６Pa/℃ 。
空气中实际水汽压与同温度下饱和水汽压的比值。 RH ea 100% esw
例题：观测员观测到气象站百叶箱中ta=30℃, tW= 20℃, 求此时（1）空气实际水汽压，（2）空气的相 对湿？
I. 解：计算干、湿空气的饱和水汽压（e=2.72）
17.269t
17.26920
esw 610.78e237.3t 610.78e 237.320 2337.3 pa
第四章 水分
大气湿度 蒸发与蒸腾 水汽凝结与大气降水 水分与农业
青岛农业大学
农学与植物保护学院
邹晓霞水资源保护源自青岛农业大学农学与植物保护学院
邹晓霞
有水才有生命
青岛农业大学
农学与植物保护学院
邹晓霞
农业生产的基础
青岛农业大学
农学与植物保护学院
邹晓霞
青岛农业大学
黄河水蚀浮雕
农学与植物保护学院
邹晓霞
青岛农业大学
丹崖地貌
农学与植物保护学院
邹晓霞
大气湿度
1.水的相变 2.空气湿度的表示方法 3.空气湿度的时空变化
大气湿度
水的相变
相: 由一种或数种不同物态的物质组成的系统，系 统中每个均匀的部分叫系统的相。
临界温度：各种气体都具有的一个临界温度，在 此温度上无论施加多大压力进行等温压缩，都不 能使气体液化，这个温度称为临界温度。

现代气候学 第4章 气候系统的水循环

现代气候学 第4章 气候系统的水循环
• 4 水文循环与生态平衡 水是生命之源，又是生命有机体的基本组成物质……水循环的强 度及其时空变化还制约一个地区的生态环境平衡或失调的关 键……
降水影响海南岛 东西植被差异
海南岛西部属 于典型的热带 半干旱气候区, 是我国惟一的 热带稀树干草 原沙漠化地区
三、水循环作用与效应
• 5 水分循环与水资源开发利用 水是廉价、清洁的能源……如果自然界不存在水循环，那水资源 亦不能再生，无法持续利用。
泊或消失在沙漠戈壁中的河流叫内流河，给内流河提供径流的区域叫内流区)
• 陆地上内流区，其多年平均降水量等于蒸发量，自成一 个独立的水循环系统；
塔里木盆地 及内流河流 塔里木河 冰川融水补给 是重要来源。
• 地面上并不直接和海洋相沟通，水分交换以垂向为主； • 仅借助于大气环流，在高空与外界之间，进行一定量的 水汽输送和交换。
水-土-植系统
气候系统内不同尺度水分循环
二、水分循环机理与特征
• 1、水分循环服从质量、能量守恒定律。 • 水分循环是物质与能量的传输、储存和转化的过程。
蒸发中有什么物质和能量传递？
二、水循环机理与特征
• 1、水循环服从质量、能量守恒定律。 • 水循环是物质与能量的传输、储存和转化的过程。 • 在蒸发环节中，伴随液态水转化为气态水的是能量的吸收，伴随 着凝结降水是潜热的释放，所以蒸发与降水就是地面向大气输送 热量的过程。
第一节 水的物理性质
一、 水的密度 4℃时最大，1Kg/L 二、水的热力属性 （1）传热性比其他液体小；不同状态下传热率差异 明显； （2）水的比热容大---水受热时，其温度不易升高，
失热时其温度不易降低
三、水的表面张力：表面张力大，降水时水很容 易湿润植被、土壤等

第四章 水分.

第四章 水分.

土壤蒸发：
除气象条件外，土壤含水量、土壤结构、性质、颜色、方位等。 粗糙的土壤表面蒸发强于平滑的土壤表面； 深色土壤比浅色土壤蒸发强； 高地比谷地、凹地蒸发强； 南坡比北坡强
二、植物蒸腾
植物体内的水分通过体表以气态水的形式向外界大气输送的 过程称为蒸腾。<物理过程、生理过程>
植物从土壤中吸收的水分，
第四章 水分
大气中的水份是大气组成成分中最富于变化的部分。
1. 空气湿度的表示方法和变化规律 2. 水面蒸发、农田蒸散及变化规律 3. 成云致雨的条件和降水特征、水分利用率
第一节 大气湿度 一、水的相变
1.水相变化的物理过程 2.水相变化中的蒸发潜热 L=2500-2.4t < 2450 J/g > t：温度
大部分通过蒸腾起到输送养分和降低体温的作用。
从叶肉细胞开始向外扩散 到达大气的过程与物理电学中电流、电压、电阻关系有些类似。
叶片内的饱和水气压与大气中的未饱和的水汽压形成压差;相当于电压； 水分 叶片大气：有四种阻抗，（叶肉阻抗）rm、（气孔阻抗）rs、（
片流边界层阻抗）rb、（大气阻抗）ra，相当于电阻；
2. 空气湿度的时间变化
（1）水汽压的日、年变化
水汽压的日变化 影响近地面空气中水汽含量随时间变化的主要因素是蒸发强度和乱
流强度。
单峰型
当温度升高时，蒸发作用增强，
但，如果湍流作用不旺盛， 蒸发的水多停留在低空。 最高值:14-15h
双峰型:
乱流较强的温暖季节，由于湍流的作用，绝对湿度的日变化呈双峰型。
第二节 蒸发与蒸腾 一、蒸发
蒸发是指水分子从液态或固态水的自由面逸出而成为汽态的过程或现象。 单位时间内单位面积上蒸发的水量称为蒸发速率，单位：gcm-2s-1。 水面蒸发、土壤蒸发

第四章 水 分

第四章 水 分

形状：
在自然界中，蒸发面除有平面外，还有
各种曲面，诸如凸面和凹面等。不同形状的蒸发面
上水分子受到的吸引力情况
E凸面>E平面>E凹面 还可以得出凸面的曲率愈大 （即水滴愈小），饱和水汽压愈大，而凹面的曲率 愈大，则其饱和水汽压愈小。
（二）绝对湿度(a) 单位容积的空气中所含水汽的质量，称为绝对湿度， 以a表示。它实际上就是水汽密度。 通常以1立方米的空气中所含水汽的克数来表示， 其单位为克／米3(或克／厘米3)。 （三）露点温度（Td） 在空气中水汽含量不变，气压一定的条件下，当气 温降低到空气中水汽达到饱和时的温度，称为露点温 度，简称露点，以Td表示，其单位与温度相同。
当冰遇热而温度达到O°C以上时会变成水，这个 过程叫融化。在某些情况下，冰可以不经过液态而直 接变为气态的水汽，这个过程叫做升华。 当温度高于O°C时，气态的水汽遇冷而变成水， 这个过程叫凝结;当温度低于0°C时，水汽遇冷而直接 凝聚成冰晶，这个过程叫凝华。 通过蒸发、冻结、融化、升华、凝结、凝华这些 物理过程，可以把地球上的水从这里搬到那里，从一 种状态转变到种状态。雨、露、霜、雪就是通过在大 气中发生的这些物理过程而产生的。
(五)饱和差(d)
在一定的温度条件下，饱和水汽压（E）与此时空气
的实际水汽压（e）之差，称为饱和差。以d表示，单
位为百帕（hpa）或毫米汞柱高(mmHg)；其计算式为：
d=E-e d>0 未饱和状态； d=0饱和状态； d<0过饱和状态 饱和差大小表示空气中实际水汽含量距离饱和的程 度。当温度升高时，饱和差(d)增大；温度降低时，饱 和差减小。
空气冷却的几种主要方式：
(1)辐射冷却
(2)接触冷却 (3)绝热冷却

第四章 大气中的水分

第四章 大气中的水分

空气中常见的降温过程：
(1)绝热冷却 云、雨、雪、雹等。 (2)辐射冷却 露、霜、辐射雾等。 (3)接触冷却（平流冷却） 平流雾、雾凇V等。 (4)混合冷却：两团温差大、但都接近饱和而未饱 和的空气混合后有可能达到饱和。 低云、雾。
17
温度(℃)
-30 0.5
-20 1.2
-10 2.9
0 6.1
按云的外形、结构特点和成因:分为11属，29类。

高云族：云底高度6000米以上，冰晶，白色。一般不降水 中云族：云底高度2000－6000米，水滴、过冷却水滴、冰 晶。有时降水 低云族：云底高度2000米以下，水滴、水滴或冰晶。 云型 层状云 低 雨层云 层积云 层云 淡积云 浓积云 积雨云 碎云 中 高层云 高 卷层云、卷云
e 100% E
5
2.年变化
干燥而全年的绝对湿度a变化不大的地区：与T的 年变化相反，冬季最大，夏季最小。 季风气候区：冬季寒冷干燥,夏季炎热湿润，与气 温一致。
我国 最大 江南 春末夏初 华南 春（初春） 华北 夏季 西北 冬季 律） 最小 秋季 秋季 春季 夏季（不受季风影响，符合一般规
6
第二节 蒸发和蒸散
24
雾的种类(根据成因)：雾可分为多种类型，常见 的有辐射雾和平流雾。
⑴辐射雾：局部地区在晚上辐射冷却，t≤td而形成的 雾，日出后消散 有利条件：晴朗、微风、湿度大、大气层结稳定的夜 间 特点： ①季节性强（冬半年），常出现在秋冬季节； ②明显日变化； ③地方性特点：局地性、范围小。 “十雾九晴” ：辐射雾，预示着晴天
纯净空气--水汽自生凝结过程 凝结(华)核：能起到水汽凝结(华)核心作用的大气 气溶胶质粒，包括固体、液体或亲水气体。 作用机制：

4水分

4水分

Cv = ρCm
例3：某白天玉米叶片向大气输送感热H=100W/㎡，已知叶片的γH=0.5s/ ㎝ , γt=1.5s/㎝.此时测到空气干湿球温度分别为ta=20℃ ,tw=15℃,问①叶片蒸 腾率E=？②叶片所得Rn=？③如果此时土壤干旱无水供蒸腾，叶温将升高 多少℃？ M V e L − e a 解： × E =
第三节 蒸发和蒸腾 蒸发和蒸腾
一、蒸发
在一定温度下，由液态或固态水转为水汽的过程称为蒸发。蒸发过程的 发生取决于实际水汽压与饱和水汽压两者的对比关系。当e＜E(未饱和）时， 出现蒸发；e＞E（过饱和）时，蒸发停止并出现凝结；e=E（饱和）时，进入 水中的水分子数和逸出水面的水分子数相等，处于动态平衡状态 。
RH2=731/4889=15% RH1－RH2=73%－15%=58%
二、 空气湿度的时空变化
1、空气湿度的空间变化 水汽压随高度减小的关系，一般可用下式表示： ea =ea0·10－Z/β 2、空气湿度的时间变化 1）水汽压的日变化： 单峰型，双峰型 2）水汽压的年变化： 与温度高低一致：7、8月高，1、2月低。
单位土地面积上植物蒸腾总水量 KT = 单位土地面积上收获干物质量
KT 是一个无量纲数（无单位）。KT 越大说明植物需 水量越多，水分利用率越低，反之KT越小，表示植物需水 量少，水分利用率越高。所以，缺水地区就要选KT值小的 作物栽种。
三、农田蒸散 (evapor transpiration)
在农田中既有土壤蒸发又有植物叶片蒸腾，因此在农田 中把蒸发加蒸腾一起叫蒸散。 降水量＋灌溉量－剩下的=蒸散量
第四章 水分
第一节 地球上的水
一、水的分布
二、水循环
三、水量平衡
第二节 大气湿度 一、空气湿度的几种表示方法

5、水分

5、水分
1、蒸散的计算公式： A、水分平衡法 Pi+△ Sw+-R0-D-ET=0 适用范围：大范围、长时间的蒸散计 算
B、桑斯威特法（气候学法）
ETP:每月的可能蒸散，ld是实际日长， Nm是一个月的日数，tm为月平均气温 桑斯威特法是计算当地可能蒸散的平均 量的公式
C、彭曼法(气象学法)
E0：开阔水面蒸发量，其大小主要 是由开阔水面的净辐射Rn和空气的干燥 力Ea有关,其贡献大小与湿度常数r和该 温度下饱和水汽压的斜率S有关，其中
三、降水 定义：降水是指降落到地面的液态或者 固态水 1、降水的形成 云滴增大是使云变成降水的关键因 素,云滴增大主要通过凝结增长过程和云滴 碰并增大的 2、降水的种类 A、雨：降落到地面的液态水，按 性质可分为 1、连续性降水。多为雨层云 的高层云，时间长、尺度中
2、阵性降水 。一般为积雨云，降水时间短、 强度大 3、毛毛雨。多为层云和层积云 B、雪：从云中降到地面的各种类型冰 晶的集合物如果地面气温高于零度，可能会 出现雨夹雪 C、霰：白色不透明而疏松的小冰球 D、冰雹：从去中降落的冰球或者冰块 3、降水的特性 1、降水量：指单位时间落到单位面积 上未蒸 发的水层厚度 2、降水强度：单位时间内的降水量
三、蒸腾 阻抗公式：
蒸腾潜热
蒸腾系数： 指植物形成单位重量干物质所消耗 的水量Kt 一般抗干旱作物蒸腾系数低，水份 利用率高；而一般作物则蒸腾系数高， 水分利用率低
四、蒸散
可能蒸散： 在一个平坦开阔的地表，其上生成 有旺盛且完全覆盖地面的矮小绿色作物， 在无热平流干扰，且永远有充分供水条 件下的农田蒸散 ETp
近地面气层的凝结物的雾 定义：当近地层的温度降到露点温度 下，空气中的水汽凝结成小水滴或者凝华 成冰晶，弥漫于空气中，使水平能见度小 于1000米的天气现象 条件：1近地面水汽充足 2有冷却过程 3有凝结核 4大气层稳定

大气中的水分

大气中的水分

蒸发的第三阶段
土壤蒸发 1、温度
气象因子 2、湿度 3、风
影响 土壤 蒸发 因子 土壤因子
1、土壤结构(紧密、疏松) 2、地形和方位
3、地下水位的高低 4、土壤颜色的深浅 5、植被覆盖(减弱风速和乱流)
土壤蒸发
松土：截断土壤中的毛细管，使土壤深层水分不能 上升到土壤表面，减少土壤中水分蒸发。 调 节 土 壤 水 分 蒸 发
雨淞(glaze)
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。
雾凇∨和雨凇∽ 雾凇：附着在树枝及物体迎风面上的白色的疏松的凝结物。 粒状雾凇（小冰粒） 分类 晶状雾凇（小冰晶） 雨凇：过冷却雨滴落地后冻结而形成的光滑而透明的冰层。
比湿（q）、混合比（S）、绝对湿度（a） 在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气的总质量的比值，称为 比湿（specific humidity)
mw q mw md
水汽的质量
空气的质量
混合比：湿空气中水汽的质量与湿空气中干空气质量的比值。 m水汽 S＝———— m干空气
比湿和混合比具有保守性
增大水汽含量：
降低温度：
e
T
e＞E
T＜Td
？途径
1、大气中的水 汽含量必须达 到过饱和状态
达到水汽凝结 的条件 2、足够的凝 结核（或凝华 核）
空气冷却的几种主要方式 流过相对较冷地面时， 通过热量传递自身温度 降到露点温度
晴朗无风或微风夜 晚，地面强烈辐射 辐射 冷却，气层冷却到 冷却 露点温度以下时。

第4章 水分

第4章 水分

第四章水分一、名词解释题： 1. 饱和水汽压(E)：空气中水汽达到饱和时的水汽压。

2. 相对湿度(U)：空气中的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的百分比。

3. 饱和差(d)：同温度下饱和水汽压与实际水汽压之差。

4. 露点温度(td )：在气压和水汽含量不变时，降低温度使空气达到饱和时的温度。

5. 降水量：从大气中降落到地面，未经蒸发、渗透和流失而在水平面上积累的水层厚度。

6. 干燥度：为水面可能蒸发量与同期内降水量之比。

7. 农田蒸散：为植物蒸腾与株间土壤蒸发的综合过程。

8. 降水距平：是指某地实际降水量与多年同期平均降水量之差。

9. 降水变率=降水距平/多年平均降水量×100％10. 辐射雾：夜间由于地面和近地气层辐射冷却，致使空气温度降低至露点以下所形成的雾。

二、填空题： 1. 低层大气中的水汽，随着高度的升高而(1) 。

2. 蒸发量是指一日内由蒸发所消耗的(2) 。

3. 相对湿度的日变化与温度的日变化(3) 。

4. 使水汽达到过饱和的主要冷却方式有(4) 冷却、接触冷却、(5) 冷却和(6) 冷却。

5. 空气中水汽含量越多，露点温度越(7) 。

空气中的水汽达到饱和时，则相对湿度是(8) 。

答案：(1)减少， (2)水层厚度， (3)相反，(4)辐射，(5)混合，(6)绝热，(7)高，(8)100％。

三、判断题： 1. 当气温高于露点温度时，饱和差则等于零。

2. 相对湿度在一天中，中午最大，早上最小。

3. 甲地降水相对变率较乙地同时期的相对变率大，说明甲地降水量比乙地多。

4. 形成露时的露点温度在零上，出现霜时的露点温度在零下。

5. 当干燥度小于0.99时，为湿润，大于4为干燥。

答案：1. 错， 2. 错， 3. 错， 4. 对， 5. 对。

四、选择题： 1. 当饱和水汽压为8hPa，相对湿度为80％，则水汽压为( )。

①6.4hPa，②4.6hPa，③8.0hPa，④4.0hPa2. 当相对湿度为100％时，则( )。

气象学-第4章 大气中的水分(ppt模板)

气象学-第4章 大气中的水分(ppt模板)

• 4.2 蒸发和蒸散 • 4.2.1 水面蒸发 • 4.2.2 土壤蒸发 • 4.2.3 农田蒸散
• 4.2.1、水面蒸发 • 蒸发速率：单位时间从单位面积上蒸发出的水量， 单位是g· cm-2· d-1。 • 蒸发量 单位时间因蒸发而消耗的水层厚度 单位 mm • • • • • • •
影响因素 1、蒸发面温度 2、饱和差 3、风速大小 4、气压 5、蒸发面性质
• 形成
• 1 暖云降水：
• 暖云：指云体处于0℃等温线以下的云块。 降水过程： 抬升作用 长），碰并 水汽上升 凝结成云滴，（凝结增 大水滴。
2 冷云降水：云体温度低于0度
• 水汽在一定的条件下，以凝结核为中心，由核化作用形成初始冰
晶，而后籍冰晶效应迅速形成较大的冰晶。->碰并、粘连、结淞 ->大雪晶，下降到0℃等温线以下时，融化，降至地面，->雨。
• • • •
• • • •
4.2.3 农田蒸散： 农田蒸散 植物蒸腾与株间土壤蒸发的总和 A 主要特点： （1） 农田蒸散不限于土壤表面的水分，还包括植物根系层土壤 的水分； （2） 植物通过叶片气孔的张闭，可自行调节叶片蒸腾强度，从 而影响农田蒸散； （3） 蒸腾主要在白天，而土壤蒸发则昼夜均可进行； （4）蒸散面不仅是土面，还有叶面、茎面等植株表面。 B 可能蒸散： 开阔地面，无平流作用，短草完全覆盖，供水充分条件下的蒸散。 C影响： （1） 气象因素，辐射差额、温度、湿度和风等。 （2） 植物因素，植物覆盖度、植物种类、生长发育状况、气孔 数目与排列、张闭程度等。 （3）土壤因素，土壤通气性、土壤含水量以及水分向土面和根 系分布流动的速度等。
• 4.3.2.3
自由大气中
• 云：水汽凝结物悬浮在自由大气中，由微小水滴、过冷却水滴、冰晶单独或 混合组成。 • 1 形成条件 空气的上升运动

(农业气象学原理)第四章水分条件与农业生产

(农业气象学原理)第四章水分条件与农业生产
受到四周水分子平均的吸引力，平均合力为零； 位于某一水体表层上的水分子要受到方向朝着 水体内部单方面的吸引力，形成表面张力。
2021/1/12
● 毛管力 毛管壁与水分子之间的吸持力和毛管水面凹曲 产生的表面张力。 ● 渗透压力 土壤中矿物质溶解于水形成溶液而产生的力。
水分在土壤中主要受到这五种力的作用，使其 能够保持在土壤中。
（6）毛管蓄水量（最大毛管水量） 土壤毛管孔隙都充满水分时的含水量。 包括吸湿水、膜状水和毛管上升水。 毛管蓄水量比田间持水量高1/4～1/3左右。
（7）全蓄水量（全持水量、土壤饱和含水量） 土壤所有孔隙全部充满水分时的含水量。 全蓄水量的数值主要取决于土壤孔隙度。
2021/1/12
3、土壤水分常数及其有效性 不同类型土壤的水分常数不同，主要决定于土 壤质地及结构。
会被植物吸收利用。对旱作物来讲，多则不利。
2021/1/12
五、土壤水分常数 1、定义 土壤中水分从受一种力的作用转到受另一种力 的作用时的土壤水分含量。 2、常用的土壤水分常数 （1）吸湿系数（最大吸湿量） 土壤吸湿水达到最大数量时的土壤含水量。 吸湿系数以下的土壤水被土粒牢固吸持，不能 被植物吸收利用。
三水分通过水量的时间分配对农作物的生三水分通过水量的时间分配对农作物的生命活动产生影响命活动产生影响不同作物在不同生育期对水分条件的要求不同我国降水的季节分配不均如水分的季节性分配正好满足作物的需要就促进其生长发育获得高产
(农业气象学原理)第四章水分条件与 农业生产
本章重点与难点
本章重点： 土壤水分常数、土壤水势、作物需水量
b.可以定量处理和解决土壤水分运动的问题， 且与其它学科采用共同的单位。
2021/1/12
2、土壤水势的组成 组成土壤水势的分水势有：基模势、渗透势、 压力势、重力势和温度势。 （1）基模势(Ψm) 是由于土壤基粒的吸附力和毛管力作用于水 所引起的水势。 基模势使自由能减少，有降低水势的作用， 为负值。 基模势是土壤水势的主要组成部分，而在植 物中很小，干旱时植物组织中的较大。

电子教案与课件：《农业气象学(第2版)》 第四章 大气中的水分

电子教案与课件：《农业气象学(第2版)》 第四章 大气中的水分

云族
低云
100M<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
云族
云属
学名
简写
积云
Cu
积雨云
Cb
低云
层积云
Sc
层云
St
雨层云
Ns
云类 学名
❖ 空气中要有充足的凝结核，饱和水汽在凝结核的作 用下形成小水滴，小水滴漂浮在空中形成云，云的 形成是产生降水的前提条件。
❖ 空气大规模上升运动和水汽的输送是形成降水的最 主要宏观原因。
❖ 形成云不一定能产生降水。云滴通过凝结增长和碰 并增长途径增大为雨滴后，才能克服空气上升运动 的浮力而下落。
❖ 水滴在降落过程中不被蒸发掉，最后降落至地面形 成大气降水。
第四章 大气中的水分
本
空气湿度
章
蒸发和蒸散
内
凝结和凝结物
容
降水
第一节 空气湿度
空气湿度：空气中水汽含量的多少或潮湿程度。
湿度参量：表征空气中水汽含量的多少和潮湿程度的物理量。 水汽压 相对湿度
湿度参量
露点温度
饱和差 比湿 混合比 绝对湿度
一、空气湿度参量
水汽压（e） 定义：空气中水汽的分压强。 单位：百帕 (hPa) 1百帕(hPa) = 100帕斯卡(Pa)
在农田中既有土壤蒸发又有植物叶片蒸腾，因此在农田中把蒸发加蒸腾 一起叫蒸散。
降水量＋灌溉量－剩下的=蒸散量
2、获得农田蒸散的方法？

4水分

4水分
3
当气温为16℃时，即T=289K，ea=a。由于近地面层气温在 16℃左右变化不大，因此可用实际水汽压代表绝对湿度。
相对湿度（RH） 空气中实际水汽压e 3.相对湿度（RH） 空气中实际水汽压 a与此空气温度下的饱
和水汽压之百分比，可表示实际空气距离饱和的程度。与温度呈 和水汽压之百分比，可表示实际空气距离饱和的程度。 反比。 反比。
水汽压随高度减小的关系，一般可用下式表示：ea =ea0·10－Z/β
2、空气湿度的时间变化
1）水汽压的日、年变化： 日变化有单峰型（海洋及秋冬陆地）， 双峰型（夏季陆地）—图a；年变化与温度高低一致：7、8月高， 1、2月低； 2）相对湿度的日、年变化：与温度呈反比—图b。
第三节 蒸发
一、蒸发
在一定温度下，由液态或固态水转为水汽的过程 称为蒸发。蒸发过程的发生取决于实际水汽压与饱和 水汽压两者的对比关系。当ea＜es(未饱和）时，出现 蒸发；ea＞es（过饱和）时，蒸发停止并出现凝结； ea=es（饱和）时，进入水中的水分子数和逸出水面的 水分子数相等，处于动态平衡状态 。 由蒸发消耗的水量称为蒸发量 蒸发量，它以蒸发失去 蒸发量 的水层厚度毫米（㎜）表示。 蒸发是海洋和陆地水分进入大气的唯一途径，分为水 面蒸发和土壤表面蒸发。
二、水循环
水循环是指自然界中的水周而复始连续运动的过程，通过蒸 发蒸腾、凝结降水、大气输送和径流等方式进行着水圈中的 各种水体相互转化，使水圈称为一个连续的动态圈层。
水循环包括大循环（海陆间大循环）和海上小循环、陆地小循 环3种。海上小循环水量是海陆间大循环的9倍，3种循环通过水汽 输送和径流成为一个有机整体。
实际水汽压（ea） 地面气象观测中一般通过百叶箱中的干湿球温度表来测得。

气象学 第四章 水分

气象学 第四章 水分
凡是夜间有效辐射较大的地物表面，都易形成露 和霜。
2.雾凇与雨淞
雾凇（rime) 雾淞俗称“树挂”，是附着于地物迎风
面上的白色疏松的凝结物，由过冷却雾滴被 风吹到地物表面后迅速冻结而成。
粒状雾淞 出现在-2至-7 ℃、有雾且风速 较大的天气条件下。
晶状雾淞 出现在 -15 ℃左右、有雾且微 风的天气条件下。
一般来说冬季最大，夏季 最小。但在季风气候区，冬季 受寒冷大陆冷空气影响，寒冷 干燥；夏季受海洋气流的影响， 炎热湿润，所以相对湿度的变 相对湿度的日变化 化与气温相同。
§2 蒸发与蒸腾
一 水面蒸发 二 土壤水分的蒸发
一.水面蒸发(Evaporation)
的水蒸量发。速单率位（有Wm0m)：/d单和位g时/c间m单2·d位，面二积者上的蒸关发系 是：
而成
或湿度大时
透明或毛
雨淞
玻璃状的 冰层，坚
硬，光滑
过雨低成冷滴于却在0℃雨物)滴体上或（冻毛温结毛度而气雨下温或降稍毛的低毛时有雨候
水平、垂直面均 可形成，但水平 面和迎风面上增 长快
(二)近地气层中的凝结物—雾(Fog)
雾是悬浮在近地气层中的微小水滴或冰晶的聚合 物，它常使能见度减小(<1000m)。其形成原因主要是 贴地气层温度降至露点以下，使近地气层中的水汽凝 结而悬浮与空中。
二.地面和大气中的凝结物(condensate)
(一)地面上的凝结物 1. 露与霜(dew and frost)
地面与地物表面辐射冷却，其表面温度降至空气 露点td以下，贴地气层中的水汽碰到地面就凝结成小 水滴，当td>0℃，凝结物为露水，td<0℃，凝结物为霜。
出现的有利条件：晴朗微风的夜晚与清晨。因此 露和霜都预示天气晴朗。
  1. 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
  2. 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
  3. 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。

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。
29
（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。
31
（一）蒸 发和凝结的基本原理
凝结核：大气中能促使水 ) 大气中存在着大量的微粒 汽凝结的微粒(气溶胶颗粒 凝 结 核 直 径 一 般 为 10-7物质，它们容易吸附水分子， 10-3cm，而且半径越大， 有利于水汽分子在其表面上的 吸湿性越好的核周围越易 集聚，使其成为水汽凝结核心。 产生凝结。
凝结核的存在是大气中水汽凝结的重要条件之一
影响因子之三：饱和差（E-e） 蒸发速度与饱和差成正比。严格说，此处的E 应 由蒸发面的温度算出，但通常以一定气温下的饱和水 汽压代替。饱和差愈大，蒸发速度也愈快。 影响因子之四：风速 大气中的水汽垂直输送和水平扩散能加快蒸发速 度。无风时，蒸发面上的水汽单靠分子扩散，水汽压 减小得慢，饱和差小，因而蒸发缓慢。有风时，湍流 加强，蒸发面上的水汽随风和湍流迅速散布到广大的 空间，蒸发面上水汽压减小，饱和差增大，蒸发加快。
升华潜热Ls表示为：
Ls （2.510 10 ） （ J/Kg）
6 5
7
影响饱和水汽压的因素是蒸发面： （1）温度、 （2）性质（水面、冰面，溶液面等）、 （3）形状（平面、凹面、凸面）
影响因素之一温度
19世纪克拉伯龙和克劳修斯分别用热力学理论推导出了 纯水面饱和水汽压随温度升高而增大的数学表达式：
3、露的降水量：很少 在温带地区夜间露的降水量约相当于0.1-0.3mm 的降水层，但在许多热带地区却很可观，多露之夜可 有相当于3mm 的降水量，平均约1mm 左右。 露的量虽少，但 对植物很有利，尤其 在干燥地区和干热天 气，夜间的露常有维 持植物生命的功用。 例如，干旱沙漠中， 植物可以依赖露水生 长发育。
球形液滴的半径
凸面的曲率愈大，即r越小，饱和水汽压愈大
云雾中的水滴有大有小： 大水滴半径大，饱和水汽压小 小水滴半径小，饱和水汽压大
es (小水滴) ea (实际水汽) es (大水滴)
小水滴因蒸发而逐渐变小，大水滴因凝结 而不断增大——凝结增长。 特点：这一过程在水滴增长到半径大于1μ m 时，曲率的影响就很小了。所以“凝结增长”只 在云雾刚形成时起作用。
Rn Ea u Penman： ET0 Ea 0.35(1 ) (es ea ) 100
4、湿度随时间的变化
绝对湿度——水汽压 变化特征：双峰型和单波型
21-22 9-10
单波型：水汽压与温度 的日变化一致。海洋上、 沿海地区和陆地上湍流 不强的秋冬季节为多见。
水
融化
蒸发 凝结
水汽
冻结
升华 凝华
冰
水、水汽、冰之间转换的物理过程 水汽是大气中唯一能由一种相转变为另一种相的成分
水相变化的判据：不同相态水分子的扩散速率
n
N
N＞n 未饱和
N= n 饱和 N＜n 过饱和
蒸发 动态平衡 凝结
e RT
冰与水汽两相变化和平衡判据 Es＞e 未饱和 升华 Es =e 饱和 动态平衡 Es ＜e 过饱和 凝华
除上述基本因子外，大陆上的蒸发还应考虑到土 壤的结构、湿度、植被的特性等。 实际蒸发量的计算公式较多，例如：
ETa Kc Kw ET0
900 0.408( Rn G) u(es ea ) T 273 Penman Monteith :ET0 (1 0.34u )
27
（二）是通过冷却作用，减少饱和水汽压，使其 少于当时的实际水汽压 大气的冷却方式主要有如下四种： （1）绝热冷却：指空气在上升过程中，因体积 膨胀对外做功而导致空气本身的冷却。随着高度升 高，温度降低，饱和水汽压减小，空气至一定高度 就会出现过饱和状态。这是云的形成主要方式。
（2）辐射冷却：指在晴朗无风的夜间，由于地 面的辐射冷却，导致近地面层空气的降温。当空气 中温度降低到露点温度以下时，水汽压就会超过饱 和水汽压产生凝结。 辐射雾
3、影响蒸发的因素 1802年英国著名物理学家、 化学家Dalton通过大量试验数据， 提出水面蒸发量与饱和水汽压差 (Δe)成正比，与气压(P)成反比， 且随着风速的加大而增大：
e E C 道尔顿蒸发定律 P
C为与风速(W)有关的函数:C=f(W),具体关系需要 通过实验测定。 道尔顿蒸发定律的本质：水面蒸发模型
双峰型：两个最高值 两个最低值 主要在大陆上湍流混 合较强的夏季出现。 双峰型原因：蒸发作用与湍流扩散作用相对强弱
相对湿度的日变化特征主要决定于气温
相对湿度的日变化与温度日变化相反，最高值出 现在清晨温度最低时，最低值出现在午后温度最高时。
水汽压的年变化 与温度的年变化相似：最高值出 现在温度高、蒸发强的 7-8 月，最低值出现在温度低、 蒸发弱的1-2月。 相对湿度的年变化 一般以冬季最大，夏季最小。 某些季风盛行地区，由于夏季盛行风来自于海洋，冬 季盛行风来自于内陆，相对湿度反而夏季大，冬季小。 湿度年/日变化特征有时会因天气变化等因素而遭 破坏，其中起主要作用的是湿度平流。 各地空气中水汽含量不一样，当空气从湿区流到 干区时（称为湿平流），引起所经地区湿度的增加。 当空气从干区流到湿区时（称为干平流），引起所经 之处的湿度减小。
大气中 的水分
（二） 地表面和大气中的凝结现象
（三） 降水及人工影响天气
第二节 地表面和大气中的凝结现象
一、地面的水汽凝结物 二、近地面层空气中的凝结 三、较高大气中的凝结——云
（一）露和霜 1、定义： 晚间地表辐射冷却，贴近地 表空气层随之降温，当其温度降 到露点以下，即空气中水汽含量 过饱和时，在地面或地物的表面 就会有水汽的凝结。 （1）露：Td >0时地面或地面物 体上出现极其微小的水滴 （2）霜：Td <0时水汽直接在地 面或地物上凝华成白色的冰晶
2、露与霜形成的气象条件：晴朗微风的夜晚 晴朗：没有云产生的大气逆辐射，有利于地面或 地物迅速辐射冷却。 微风：使较厚的气层进行辐射冷却，保证有足够 多的水汽供应凝结。 无风时可供凝结的水汽不多 风速过大时由于湍流太强，使贴地空气与上层较 暖的空气发生强烈混合，导致贴地空气降温缓慢，均 不利于露和霜的生成。 霜和露都是好天气的标志： 露水见晴天，霜重风晴天
5、大气中水汽凝结（凝华）的条件 凝结：水汽由气态变为液态的过程
凝华：水汽直接转变为固态的过程
大气中水汽凝结或凝华的一般条件：
条件1
有凝结核或凝华核的存在
条件2
大气中水汽要达到饱和或过 饱和状态
条件1——凝结核
纯净空气中， 水汽只有达 到巨大(RH =800%)过饱 和才会发生 凝结 实际大气中 只要水汽压 达到或超过 饱和水汽压 ，水汽就会 发生凝结
（2）饱和水汽压随温度的改变量，在高温时要 比低温时大。这也说明了为什么暴雨总是发生在暖 季。
影响因素之二：蒸发面性质
蒸发面性质不同，水分子脱出蒸发面需克服分 子引力也不同，同一温度下不同蒸发面上的饱和水 汽压也不相同。 A 冰面和过冷却水面的饱和水汽压 过冷却：液态水温度在冰点以下而不冻结的现象 通常不易见到过冷却水，但是在自然界，特别 是在云雾中较普遍存在(在-20℃--30℃以下不结冰)
L （2500 2.4t） 10（ J/Kg）
3
水汽凝结：潜热将会全部释放出来，这就是凝 结潜热。在同温度下，凝结潜热与蒸发潜热相等。
冰的升华过程：冰升华为水汽消耗的热量包 含两部分： ①冰融化为水所需消耗的融解潜热 融解潜热=3.34×105J/kg ②水变为水汽所需消耗的蒸发潜热 蒸发潜热=2.5×106J/kg
L=2.5×106J/kg，Rw=461J/kg· K，T0=273K，T=273+t， E0=6.11hPa（为t=0℃时，纯水平面上的饱和水汽压）
E 6.11e
经验公式：L是温度的函数
克拉伯龙—克劳修斯方程的适用性：水平液面
E E0e
19.9t / 273t
（1）空气温度的变化， 对蒸发和凝结有重要影响。 升温：饱和空气---未 饱和---水面继续蒸发 降温：未饱和空气--饱和---过饱和---多余水汽 凝结