气象学-大气水分

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。

即：d=e s-e a饱和差表示空气中的水汽含量与饱和时的水汽含量之间的差距，但不表示空气中水汽含量的多少。

当温度一定时，水汽含量越多，饱和差越小；而当水汽含量一定时，气温越高，饱和差越大。

温度(℃)-30-20-100102030E(hPa)0.5 1.2 2.9 6.112.323.442.5不同温度下的饱和水汽压上面的例子说明：含有水汽、但不饱和的空气块，可以通过降低温度达到饱和，如果在这个温度下再降温，则会出现凝结现象。

因此这个温度是夜间地面出现露水的起点温度。

所以有定义：露点温度(t d )：对含有水汽的湿空气，在不改变气压与水汽含量的条件下通过降温使其达到饱和时的温度，单位为℃。

1. 空气湿度的空间变化水汽压的垂直变化水汽主要集中在对流层的下部，且随高度上升而迅速降低。

水汽压随高度的变化可近似用下式表示：三、空气湿度的时空变化z/βa0a 10e (z)e -⋅=其中β为经验常数，一般取5000m 。

相对湿度随高度的变化则比较复杂。

2. 空气湿度的时间变化（1）水汽压的日、年变化日变化海洋型：地面水分充分供应，乱流不强的地区水汽压与气温变化一致：emax ~14:00，emin~日出前大陆型：地面水分供应不够充分，或乱流较强的地区，水汽压变化曲线为双峰型：emax ~9:00-10:00，21:00-22:00emin~日出前，14:00-15:00年变化与温度变化一致：emax ~7月，emin~1月------海洋型——大陆型水汽压的日变化从相对湿度的定义可知：相对湿度随饱和水汽压的增大而减小，而饱和水汽压又随温度的升高而迅速增大，因此相对湿度一般随温度的升高而减小。

（2）相对湿度的变化相对湿度的日变化：几乎与温度的变化相反。

相对湿度的日变化------ b 气温—— a 相对湿度相对湿度的年变化：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，所以相对湿度的变化与气温相同。

一二第二节蒸发与蒸腾水面蒸发土壤水分的蒸发一.水面蒸发(Evaporation)蒸发速率（W 0 )：单位时间单位面积上蒸发的水量。

单位有mm/d 和g/cm 2·d ，二者的关系是：1g/cm 2·d=10mm/d水面蒸发速率可用道尔顿(Dalton)蒸发公式表示：其中e sw 为水面温度下的饱和水汽压，e a 为空气中的实际水汽压，P 为气压，C 为与风速有关的常数。

Pe e C W a sw 0-=水面蒸发速率的影响因素根据道尔顿蒸发公式：Pe e C W a sw 0-=可知：水面蒸发速率的主要影响因素为：1. 水面温度温度越高，蒸发越快；2. 水汽压温度一定时，空气中水汽压越小（越干燥），蒸发越快；3. 气压气压越小，蒸发量越大；4. 风速风速越大，蒸发量也越大；5. 溶质浓度浓度越大，蒸发量越小。

二.土壤水分的蒸发1.土壤水分蒸发的方式:①水分由毛细管上升到土壤表面后汽化这种方式主要受气象因子影响，影响因素与水面蒸发过程类似。

②水分在土壤中汽化，然后通过土壤孔隙扩散进入大气这种过程与气象因子基本上没有什么关系，蒸发速率主要受土壤因素（如土壤类型、结构、孔隙度等）的影响。

2.土壤水分蒸发过程土壤中水分由多到少的过程大致经历三个阶段：(1) 稳高阶段在土壤水分较多的阶段，蒸发主要通过第一种方式进行。

(2) 速降阶段土壤水分含量迅速降低，只有部分毛细管起作用，蒸发通过两种方式进行。

(3) 稳低阶段土壤水分很低，毛细管失去了传导水分的作用，蒸发只能通过第二种方式进行。

在稳高阶段，蒸发过程主要受气象因子影响；在稳低阶段，蒸发速率主要受土壤因素的影响；而在速降阶段，气象因子和土壤因子都对蒸发过程有影响。

3.保墒措施土壤水分又称为墒，由上述分析，可用以下措施保墒：(1)耕翻与松土在稳高阶段，松土或翻耕可切断毛细管，破坏其输水的作用；(2)镇压在速降阶段或稳低阶段，镇压可减小土壤空隙，阻断水汽扩散的通道；(3)覆盖用地膜、秸杆等覆盖，可阻断土壤水分进入大气的路径，效果很好。

一二第三节水汽凝结与大气降水水汽凝结的条件水汽凝结物三降水四人工影响云雨一.凝结(condensation)条件(一)空气中的水汽达到过饱和:根据道尔顿蒸发公式：可知，要产生凝结（W 0<0），实际水汽压e a 必须大于饱和水汽压e sw ，即达到过饱和。

要达到过饱和，一般有两种途径：（1）增加空气中的水汽含量，增大e a ；（2）冷却降温，使饱和水汽压e sw 减小。

Pe e C W a sw 0-=1. 绝热冷却空气上升绝热冷却至露点温度以下；大气中常见的冷却降温过程：2. 辐射冷却晴朗微风的夜晚，有效辐射强烈使近地气层降温至露点温度以下；3. 平流冷却（接触冷却）暖空气流到冷的下垫面，近地气层降温至露点温度以下；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。

例如，A 气块e a =6.0hPa, t=0℃, B 气块e a =23.0hPa, t=20℃,都未饱和，如两气块质量相等，混合后e =14.5hPa, t=10℃，达到了过饱和。

混合冷却后达到过饱和的原因e sAe sBe sC(二)凝结核(condensation nucleus)凝结核(或凝华核)就是在水汽凝结过程中起核心作用的固态与液态的质点。

作用机制：1.凝结核对水的吸附力比水汽分子的相互吞并力要强；2.降低了液滴上的饱和水汽压，有利凝结。

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，贴地层气温降至露点td 以下,就会产生凝结。

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。

凡是夜间有效辐射较大的地物表面，都易形成露和霜。

雾凇(rime)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。

分粒状和晶状两种。

粒状出现在-2至-7℃，晶状出现在-15℃左右。

2.雾凇与雨凇淞淞雾淞雾凇雾凇雾凇凇凇雾凇雾漫寒江吞晓月凇凝雪柳吐奇花雨凇(glaze/ glazed frost)过冷却雨降落在低于0℃的地物表面迅速冻结而成的光滑透明的冰层。

(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:主要是近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于空中。

雾可分为多种类型，常见的有辐射雾和平流雾。

1. 辐射雾(radiation fog)夜间地面有效辐射强烈使近地气层冷却达到过饱和而形成，日出后消失。

有利条件：水汽充足，晴朗微风。

常出现在秋冬季节，“十雾九晴”，预示着晴天。

2.平流雾(advection fog)暖湿空气流到冷的下垫面而逐渐冷却形成的雾。

一般范围比较大，可于任何时候出现。

有利条件：地面与空气的温差较大，暖空气的湿度大。

春季较多，农谚“春雾一日晴”，说明它预兆阴雨天。

辐射雾平流雾时间后半夜、清晨任何时间温度不变或降低升高湿度不变或减小增大风微风风较大（三)自由大气中的凝结物—云(cloud)云是悬浮在自由大气中的水汽凝结物的聚合体，其底部不与地面接触，且有一定的厚度。

它和雾没有本质的差别，只是出现的高度不同。