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王志福气象学与气候学第三章 大气的水分

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农林气象学第三章解析

农林气象学第三章解析
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

农林气象学 3第三章大气中的水分

农林气象学 3第三章大气中的水分

与气温的年变化相反
T 地面水分蒸发 e， E随温度变化比e快，因此
时间
T r同理 T r
季风气候区：与气温的年变化相同
r
夏季
冬季
时间
夏季风，来自海洋，潮湿 冬季风，来自内陆，干燥
五、大气中水汽凝结的条件 （一）凝结核 在水汽凝结或凝华过程中 起核心作用的固态、液态和气 态的气溶胶质粒。
★相对湿度随时间的变化 与气温的日变化相反
r 夜 昼
时间
日变化：
T 地面水分蒸发 e， 由于E随温度变化比e快， 因此 T r
近海地区及其它大型水体的周围（晴朗稳定的天 气条件下）与气温的日变化同相
海陆风（水陆风） 昼： 吹海风，潮湿 夜： 吹陆风，干燥
r
夜 昼
时间
年变化：
r 夏季 冬季
（一）饱和水汽压与温度 随温度的升 高而增大
空气温度高时，饱和水汽压大，空气中所能容纳 的水汽含量增多，原来处于饱和状态的蒸发面因温度 升高而不饱和，蒸发重新出现；如果降低饱和空气的 温度，由于饱和水汽压减小，就会有多余的水汽凝结 出来。
（二）饱和水汽压与蒸发面性质
在同一温度下，不同蒸发面上的饱和水汽压不相同
§3.2 凝结现象
一、地面上的凝结物： 1、露 和霜 ： 露、霜、雾凇、雨凇
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。
露
2、雾凇∨和雨凇∽
据黄山气象部门统计，黄山佛光每年大约出现40 次左右，月平均2～5次。黄山佛光的出现多在雨后 初晴的上午九点以前和阴雨初霁的傍晚五点以后。

第三章 大气中的水分

第三章 大气中的水分

气象学与气候学
METEOROLOGY ＆ CLIMATOLOGY
第三章 大气中的水分
饱和水汽压随着温度升高而 按指数规律迅速增大。 按指数规律迅速增大。 随着温度的升高， 随着温度的升高，单位时间内 脱出水面的分子增多， 脱出水面的分子增多，只有当 水面上水汽密度增大到更大值 时，落回水面的分子数才和脱 出水面的分子数相等。 出水面的分子数相等。
气象学与气候学
METEOROLOGY ＆ CLIMATOLOGY
第三章 大气中的水分
4、水相变化中的潜热交换 水相转变过程中，还伴随着能量的转换。蒸发过程中， 水相转变过程中，还伴随着能量的转换。蒸发过程中，由 于具有较大动能的水分子脱出液面，使液面温度降低。 于具有较大动能的水分子脱出液面，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， 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表示 L与温度有如下的关系 表示。 与温度有如下的关系： 于蒸发潜热，以L表示。L与温度有如下的关系： L=（2500-2.4t）×103（J/kg） （ ） ）
气象学与气候学
METEOROLOGY ＆ CLIMATOLOGY
第三章 大气中的水分
在云中，冰晶和过冷却水共存的情况是很普遍的， 在云中，冰晶和过冷却水共存的情况是很普遍的，如果当 时的实际水汽压介于两者饱和水汽压之间， 时的实际水汽压介于两者饱和水汽压之间，就会产生冰水 之间的水汽转移现象。水滴会因不断蒸发而缩小， 之间的水汽转移现象。水滴会因不断蒸发而缩小，冰晶会 因不断凝华而增大。这就是“冰晶效应” 因不断凝华而增大。这就是“冰晶效应”，该效应对降水 的形成具有重要意义。 的形成具有重要意义。
气象学与气候学
METEOROLOGY ＆ CLIMATOLOGY

第三章大气中的水分(2011级用)汇总

第三章大气中的水分(2011级用)汇总

第三章 大气中的水分
13
2019/1/3
第三章 大气中的水分
14
2019/1/3
第三章 大气中的水分
15
二、饱和水汽压
2、饱和水汽与蒸发面性质的关系
2）溶液面的饱和水汽压


同一温度下，溶液面饱和水汽压小于纯水面
溶液浓度越高，饱和水汽压越小
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第三章 大气中的水分
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溶液
与纯水的饱和水 汽压之比

影响蒸发的因素 大气中水汽凝结的条件
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第三章 大气中的水分
4
第一节
蒸发和凝结
一、水相变化
二、饱和水汽压 三、影响蒸发的因素 四、湿度的时间变化和分布 五、大气中水汽凝结的条件
第二节
2019/1/3 第三章 大气中的水分 5
一、水相变化

相：在几个或几组彼此性质不同的均匀部分所
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第三章 大气中的水分
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混合冷却
由水平混合而产生的凝结
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第三章 大气中的水分
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§3.2 地表面及大气中的凝结现象
一、地表面的凝结现象
1、露和霜（露 霜） 2、雨凇和雾凇（雨凇 雾凇） 二、大气中的凝结现象 1、雾（雾） 2、云（云）
第三节
2019/1/3 第三章 大气中的水分 28
7.63t 241.9t
冰面：E
E0 10
9.5t 265.5t
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第三章 大气中的水分
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例如：当饱和空气的温度由35℃下降到30℃ 时，每立方米的饱和空气中可凝结的水汽量为9.2 克；而当饱和空气的温度由15℃下降到10℃时， 温度同样降低了5℃，但相应的水汽凝结量仅为 3.4克。

气象学与气候学课件03大气中的水分

气象学与气候学课件03大气中的水分

（二）饱和水汽压与蒸发面性质的关系
1、冰面小于过冷却水面小于水面的饱和 水汽压。可以解释冰水共存时的水汽转 移现象，即冰晶效应。
2、同一温度下，溶液面的饱和水汽压比 纯水面要小，而且，溶液浓度愈高，饱 和水汽压愈小。
（三）饱和水汽压与蒸发面形状的关系
温度相同时，凸面的饱和水汽压最大， 平面次之，凹面最小。
n为单位时间内落回水中的水汽分子数 则有： N ＞ n 蒸发（未饱和）
N ＝ n 动态平衡（饱和） N ＜ n 凝结（过饱和）
蒸发 (evaporation)
概念——一定温度下由液态水（冰）转为 气态水（水汽）的过程。
由蒸发消耗的水量称为蒸发量，用蒸发失
去的水层厚度（mm）表示。 （1）e与E二者的对比是出现蒸发的关键 e<E出现蒸发（未饱和）； e=E水汽分子进
显然，在影响蒸发的因子中，蒸发面的 温度通常是起决定作用的因子。
由于蒸发面的温度有年、日变化，所以 蒸发速度也有年、日变化。
四、 湿度随时间的变化
1、绝对湿度（用水汽压表示）
（1）日变化有两种类型：
➢双峰型：主要在大陆上湍流混合较强的夏 季出现。 （一天有两高两低）
➢单峰型：以海洋上、沿海地区和陆地影响因素中，①起决定作用，其次为风。（3） 日变化和年变化——与气温相同 （4）蒸发量空间分布——因气温高低、海陆分布、
水汽量多少而不同。
全球年蒸发量分布图
3.2 凝结 （condensation）
概念——一定温度时由气态水
（水汽）转为液态水（冰）的过程， 由水汽直接转为冰过程称为凝华。 （1） 凝结（凝华）条件
• 具有一定凝结核（凝华核） • 增加水中的水汽e>E
• 通过空气冷却、降低E

第三章 大气中的水分

第三章 大气中的水分
2、年变化： 相对湿度的年变化，一般是 冬季最大，夏季最小。但季风气候区相反， 夏季大冬季小，因为夏季风来自海洋，而 冬季风来自大陆。
3、湿度的空间分布
相对湿度的空间分布特征取决于 纬度和海陆分布状况。 赤道地带终年高温多雨，而高纬 度地带则全年低温，所以相对湿度都 较高≥80％。副热带区域，相对湿度 较低，约50％。 通常，相对湿度大陆小海洋大。 在大陆，距离海洋越近，相对湿度越 大；距离海洋越远，相对湿度越小。
比较这些数据，你发现了哪些规律？
绝对湿度、相对湿度和温度三者的关系
当温度不变时，绝对湿度越大，相对湿度就越大； 反之，绝对湿度越小，相对湿度就越小，它们呈正 比关系。 当绝对湿度不变时，温度上升相对湿度必然下降， 而温度下降相对湿度必然上升，它们呈反比关系。 当相对湿度不变时，温度升高必然绝对湿度加大， 温度降低必然绝对湿度减小，它们呈正比关系。
◆水的相变过程伴随着能量转化和交换，这 种能量称为潜热（能）。
◆ 由水的相变导致的热量吸收和释放 潜热交换 过程，称为潜热交换（过程）。 蒸发、融解、升华——吸收潜热； 凝结、冻结、凝华——释放潜热。
例如： 常温下，水的蒸发潜热为 L ＝ 2497 J ， 即蒸发 1 g 水需要消耗 2497 J 的热量； 与此相反， 1 g 水冻结成冰则可释放出 334.7 J 热量。
雨层云
高层云
高积云
卷云1
卷云2
卷云3
卷层云1
★ 晕
——当天空中有冰晶组成的卷层云围绕 在太阳或月亮的周围时，光线经过冰晶 的折射和反射作用，偶而会出现一个或 两个以上的彩色光环围绕在太阳或月亮 的四周，呈现内红外紫的排列，有时还 会见到一些彩色或白色的光斑、光弧。 这种出现光圈、光斑及光弧等光学现象 统称为 “ 晕 ”（halo）。

气象学与气候学 - 第三章 大气的水分


雨
暴雨 50.1～ 50.1～100.0 100.1～ 大暴雨 100.1～200.0 特大暴雨 ＞200.0
27
3.3 降水的形成
充分的水汽供应和空气的绝热上升运动。 充分的水汽供应和空气的绝热上升运动。 凝结增长 凝结过程 扩散转移 云滴的增长 乱流碰并 碰并过程 重力碰并 水汽的扩散转移过程： 水汽的扩散转移过程：
定义：饱和湿空气中水汽的分压强。 定义：饱和湿空气中水汽的分压强。 反映空气的最大水汽容纳能力 饱和水汽压取决于温度
随温度指数 随温度指数规律增大 指数规律增大
影响因子： 影响因子： • 温 度 T E
• 蒸发面性质 E过冷却水＞E冰 • 蒸发面形状 E凸面＞E平面＞E凹面 • 液体含盐度 含盐度 E
15
雾凇∨和雨凇∽ 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。 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） 粒状雾凇（小冰粒） 分类 晶状雾凇（小冰晶） 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。 雨凇：过冷却雨滴落地后冻结而形成的光滑而透明的冰层。
降水性质降水性质连续性降水连续性降水主要降自雨层云主要降自雨层云间歇性降水间歇性降水主要降自层积云和高层云主要降自层积云和高层云阵性降水阵性降水主要降自积雨云主要降自积雨云毛毛状降水毛毛雨毛毛状降水毛毛雨主要降自层云主要降自层云降水成因降水成因对流雨对流雨地形雨地形雨锋面雨锋面雨台风雨台风雨3232降水的种类降水的种类26米雪米雪冰粒冰粒降水体降水体雨和毛毛雨雨和毛毛雨霰和米雪霰和米雪雨夹雪雨夹雪冰粒冻雨冰粒冻雨冰雹冰雹降水形态降水形态27降水强度降水强度mmmm24h24h小雪小雪2525中雪中雪25255050大雪大雪5050小雨小雨0101100100中雨中雨101101250250大雨大雨251251500500暴雨暴雨50150110001000大暴雨大暴雨1001100120002000特大暴雨特大暴雨2000200028充分的水汽供应和空气的绝热上升运动

气象气候学第三讲第二课

第三章 大气中的水分
• 第一节 蒸发和凝结 • 第二节 地表面和大气中的凝结现象 • 第三节 降水
本章要点
大气降水是水循环的重要环节，实际上是一种特殊的 水、气、地之间物质与能量的交换，它使地球生命充满活力。
第一节 蒸发和凝结
• • • • • 水相变化 饱和水汽压 影响蒸发的因素 湿度随时间的变化 大气中水汽凝结的条件
• 露、霜差异
共同点——天气条件均为晴朗微风的夜晚 不同点——温度要求一个在0℃以上，一个在0℃以下 露、霜常被人们作为“晴天”的预兆（露水起晴天、 霜重见晴天）？？？。
早晨高原的霜冻
（３）雾凇（ freezing fog）
概念——积聚在地面物体（树、电线杆等）迎风面 上针状或粒状的白色松散微小固体（冰晶）凝结物。 据形成条件、结构分为两类。 ① 晶状雾凇 由物体表面晶体吸附过冷却雾滴蒸发出来的水汽而 形成的雾凇。 • 形成条件——有雾、 微风或静风及t〈-15℃。 • 结构——松散、 稍有震动就会脱落。
① 形成条件—— 晴朗微风的夜晚（辐射冷却形成） ② 凝结量—— 温带0.1—0.3 mm 是干旱地带（埃及、阿拉伯伯、 撒哈拉等沙漠 ) 植物维持生命 的主要源泉。
（2）霜和霜冻、霜期
• 霜（ frost ） 概念—— t<0℃，水汽直接凝华成细小的白色固体 （冰晶）凝结物。 形成条件——晴朗微风的夜晚（地表辐射冷却；地表 之上聚集冷气流二种方式形成）。
蒸发过程中，水分子逸 出水面，需要克服分子 引力做功，会消耗热能， 造成温度下降。 凝结过程与蒸发过程相 反，会使温度升高。
二、饱和水气压
在温度一定情况下，单位体积空气中的水汽量有一定限度，如 果水汽含量达到此限度，空气就呈饱和状态，这时的空气，称饱和 空气。 饱和空气的水汽压（E）称饱和水汽压，也叫最大水汽压。 1.蒸发面的温度对饱和水气压的影响：按指数规律迅速增大

大气的水分和降水课件


大气的水分和降水
（四）降水量的分布
降水量的空间分布，受地理纬度、海陆位置、大 气环流、天气系统和地形等多种因素制约。从降 水量的纬度分布来看，全球可划分四个降水带
（l）赤道多雨带：赤道及其两侧地带是全球降水 量最多地带，年降水量至少1500 毫米，一般为 2000—3000 毫米。如果气流运动方向与地形相配 合，可以形成大量的降水。例如，尼加拉瓜圣若 德尔-苏尔（11°N）年降水量6588 毫米；哥伦比 亚中部的阿诺利（7°N）年降水量7139 毫米； 非洲喀麦隆山地西坡（4°N）年降水量高达 10470 毫米。
大气的水分和降水
（4）高纬少雨带：本带因纬度高，全年气温 很低，蒸发微弱，故降水量偏少，年降水量一 般不超过300 毫米。
大气的水分和降水
大气的水分和降水
大气的水分和降水
（三）降水类型
大气中气流上升有不同的方式，导致降水的成 因也有所不同，根据气流上升特点，降水可分 以下三个基本类型：
大气的水分和降水
1.对流雨 近地面气层强烈受热，造成不稳定的对流运动，
气块强烈上升，气温急剧下降，水汽迅速达到 饱和而产生对流雨。这类降水多以暴雨形式出 现，并伴随雷电现象，所以又称热雷雨。其形 成的条件是：空气湿度很高，热力对流运动强 烈。从全球范围来说，赤道带全年以对流雨为 主。我国西南季风控制的地区，也以热雷雨为 主，通常只见于夏季。
大气的水分和降水
大气的水分和降水
3.锋面（气旋）雨
两种物理性质不同的气块相接触，暖湿气流循 交界面滑升，绝热冷却，达到凝结高度时便产 生云雨。由于空气块的水平范围很广，上升速 度缓慢，所以锋面雨一般具有雨区广、持续时 间长的特点。温带地区，锋面雨占有重要地位。
大气的水分和降水

第三章大气中的水分

第三章大气中的水分第一节蒸发和凝结在同一时间内，跑出水面的水分子与落回水中的水汽分子恰好相等，系统内的水量和水汽分子含量都不再改变，即水和水汽之间达到了两相平衡，这种平衡叫做动态平衡。

动态平衡时的水汽称为饱和水汽，当时的水汽压称为饱和水汽压。

e为水汽压，E为饱和水汽压E＞e 蒸发（未饱和）E=e 动态平衡（饱和）E＜e 凝结（过饱和）若Es 为某一温度下对应的冰面上的饱和水汽压Es＞e 升华Es=e 动态平衡Es＜e 凝华图3.1 是根据大量经验数据绘制的水的位相平衡图。

水的三种相态分别存在于不同的温度和压强条件下。

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。

图3·1 中OA 线和OB 线分别表示水与水汽、冰与水汽两相共存时的状态曲线。

显然这两条曲线上各点的压强就是在相应温度下水汽的饱和水汽压，因为只有水汽达到饱和时，两相才能共存。

所以 OA 线又称蒸发线，表示水与水汽处于动态平衡时水面上饱和水汽压与温度的关系。

线上K 点所对应的温度和水汽压是水汽的临界温度tk 和临界压力（Ek= 2.2×105hPa），高于临界温度时就只能有气态存在了，因此蒸发线在K 点中断。

OB 称升华线，它表示冰与水汽平衡时冰面上饱和水汽压与温度的关系。

OC线是融解线，表示冰与水达到平衡时压力与温度的关系。

O 点为三相共存点：t0=0.0076℃，E0=6.11hPa。

上述三线划分了冰、水、水汽的三个区域，在各个区域内不存在两相间的稳定平衡。

例如图中的 1、2、3 点，点 1 位于OA线之下，ei＜E，这时水要蒸发；点 2 处，e2＞E，此时多余的水汽要产生凝结；点3 恰好位于OA 线上，e3=E，只有这时水和水汽才能处于稳定平衡状态。

二、饱和水汽压（一）饱和水汽压与温度的关系：饱和水汽压随温度的升高而增大。

这是因为蒸发面温度升高时，水分子平均动能增大，单位时间内脱出水面的分子增多，落回水面的分子数才和脱出水面的分子数相等；高温时的饱和水汽压比低温时要大。

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气象学与气候学
云（自由大气中的凝结物）
定义：水汽凝结物悬浮在自由大气中形成云。 云形成的条件：
热力对流 动力抬升 大气波动
地形抬升
气象学与气候学
云（自由大气中的凝结物）
云的分类：
微观学分类 水云、冰云、混合云
发生学分类 积状云（对流云） 成因 层状云 波状云
中国《地面气象观测规范》 云族（三族）、云属（十属）、云类（29类）
气象学与气候学
干燥度
定义 一个地区某时期的水面可能蒸发量与同期的降水量的比值。 干燥系数
W0 K R
W0 水面可能蒸发量，R 降水量
气象学与气候学
干湿区的划分指标
干湿状况 湿润 年降水量mm ＞800 干燥度K K＜1.00
半湿润 半干燥 干燥
500～800 250～500 ＜250
1.00～1.49 1.50～3.49 K≥3.50
3.3 降水的形成
充分的水汽供应和空气的绝热上升运动。 凝结增长 凝结过程 扩散转移 云滴的增长 乱流碰并 碰并过程 重力碰并 水汽的扩散转移过程：
冷暖云滴之间： 大小云滴之间： 过冷却水滴与冰晶之间： （冰晶效应）
暖 小 水 H2O E暖＞e＞E冷 H2O E小＞e＞E大 H2O 冷 大 冰
E水＞e＞E冰

利用吸湿性物质催化暖云降水，如食盐，氯化钙等 直接喷撒大水滴影响暖云降水
气象学与气候学
3.5 降水的空间分布
气象学与气候学
3.5 全球降水带的空间分布



赤道多雨带：年降水量在2000-3000mm之间，主要是 由于气温高，水汽充足，上升气流强，多对流雨而致。 副热带少雨带：信风带的西岸，副热带地区的中部，年 降水量小于200mm。主要是由于副热带高压的下沉气 流控制和信风带的背风海岸，风从陆地吹向海洋而形成 的。 中纬度多雨带：西风带大陆西岸，年降水量在5001000mm之间。主要是由于负来自海洋中的暖洋流表面， 含水量多；另外此地区又是冷暖空气相交汇的地区，多 锋面，多气旋。 高纬少雨带：纬度高，气温低，降水少，年降水量小于 300mm。
气象学与气候学
雨滴的碰并过程
气象学与气候学
冰晶效应
气象学与气候学
3.4 人工影响降水

冷云催化


原理：使云中产生适当的冰晶，改变云体微结构的稳定性，促 使其产生降水。 方法：

在云内撒播致冷剂，如干冰，丙烷等，使局部云体剧烈冷却 在云内引入人工冰核，如碘化银等

暖云催化


原理：撒入大水滴或吸湿性核，改变云滴谱分布的均匀性，破 坏其稳定状态，促使碰并过程的进行，导致降水。 方法：
2.2 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。
气象学与气候学
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。
气象学与气候学
近地层大气中的凝结物
雾：飘浮在近地层空气中的小水滴和小冰晶。
雾 的 分 类 ：
浓度
雾≡
轻雾（霭）＝ 水雾：小水滴 冰雾：小冰晶
气象学与气候学
云的种类
云族 云 属
学名 简写
低云
100M<H<2000M
中云
2000M<H<6000M
高云
H>6000M
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
气象学与气候学
Cu Cb Sc St Ns As Ac Ci Cs Cc
云的种类和它的分布高度
气象学与气候学
r
夏季 冬季
时间
T 地面水分蒸发强度 e T E 并且E比e快
因此 T r
同理 T r
•季风气候区：与气温的年变化同相
r 夏季 冬季
时间
夏季：夏季风，来自海洋，潮湿 冬季：冬季风，来自内陆，干燥
气象学与气候学
2. 凝结和凝结物
2.1 凝结条件
水汽达到饱和或过饱和状态，并有凝结核存在 空气中水汽的饱和或过饱和
单波型（海洋型）
e
14时
海洋、沿海地区、冬季大陆
影响因子：蒸发强度
日出前
时间
双波型（大陆型）
e
10时
夏季内陆
22时
影响因子：蒸发强度
14时
日出前 时间
乱流强度
气象学与气候学
水汽压的年变化
e
பைடு நூலகம்
夏季
冬季
影响因子：蒸发强度
时间
气象学与气候学
相对湿度的日变化
•绝大多数地区：与气温的日变化反相
r
夜 昼
气温
时间
定义：饱和湿空气中水汽的分压强。 反映空气的最大水汽容纳能力 饱和水汽压取决于温度

随温度指数规律增大
影响因子：
• 温 度 T E
• 蒸发面性质 E过冷却水＞E冰
• 蒸发面形状 E凸面＞E平面＞E凹面
• 液体含盐度 含盐度 E
气象学与气候学
1.3 影响蒸发的因素
水源
热源
饱和差 风速与湍流扩散
• • • • • • • 温度：T E W 湿度：e W 气压：P W 风速：风速 W 蒸发面性质：W过冷却水＞W冰 蒸发面形状：W凸面＞W平面＞W凹面 含盐度：含盐度 W
E e WA P
WA W E e 1 W P
气象学与气候学
1.4 湿度随时间的变化
水汽压的日变化
气象学与气候学
气象学与气候学
3.2 降水的种类
雨 阵雨 霰 毛毛雨
,
雪 冰粒
阵雪 冰雹
雨夹雪
阵性雨夹雪 降水分类： 降水性质
米雪
连续性降水
间歇性降水 阵性降水
主要降自雨层云
主要降自层积云和高层云 主要降自积雨云
毛毛状降水（毛毛雨） 主要降自层云 对流雨
降水成因 地形雨 锋面雨 台风雨
气象学与气候学
雨和毛毛雨 雪和冰针 霰和米雪 雨夹雪 冰粒（冻雨）
T 地面水分蒸发强度 e
T E
并且E比e快
因此 T r 同理 T r
•近海地区及其它大型水体的周围（晴朗稳定的天气条件下） 与气温的日变化同相
r 夜 昼
气温
时间
海陆风（水陆风）
昼： 吹海风，潮湿 夜： 吹陆风，干燥
气象学与气候学
相对湿度的年变化
•大多数地区：与气温的年变化反相
能见度＜1km
能见度1～10km
组成
辐射雾：辐射冷却，晴朗微风和夜间和清晨。 平流雾：接触冷却，冷暖空气大规模运动时。
成因
平流辐射雾（混合雾） 地形雾 蒸发雾
气象学与气候学
雾的类型
气象学与气候学
雾形成的条件
地面空气中水汽充足 有充足的凝结核 有使水汽凝结的冷却过程（辐射、平流、绝热） 风力微弱、层结稳定（ < m< d）
气象学与气候学
第三章 大气的水分
第三章 大气的水分
第一节 蒸发和空气湿度 第二节 凝结和凝结物 第三节 降水

气象学与气候学
地球上的水、水循环
气象学与气候学
1. 蒸发和空气湿度
1.1 水相变化
(334 J)
(2500 J)
(2834 J)
蒸发吸收热量 凝结释放潜热
蒸发潜热 L = (2500 – 2.4t) × 103 (J/kg) 升华潜热 L = 2.8 × 103 (J/kg)
气象学与气候学
1.1 水相变化

水相变化的判据

水面上
E e E e Ee 蒸发（未饱和） 动态平衡（饱和） 凝结（过饱和）

冰面上
Es e Es e Es e
升华 动态平衡 凝华
气象学与气候学
蒸发、凝结、饱和
• 当蒸发和凝结达到动态平衡时，空气达到饱和
气象学与气候学
1.2 饱和水汽压
降水形态
冰雹 雨
降水体 雪 霰
霰 雹
米雪 冰粒
气象学与气候学
降水强度（mm／24h） 小雪 ＜2.5
雪
中雪 大雪
小雨 中雨 大雨 暴雨
2.5～5.0 ＞5.0
0.1～10.0 10.1～25.0 25.1～50.0 50.1～100.0
雨
大暴雨 100.1～200.0 特大暴雨 ＞200.0
气象学与气候学


实现方式：
增大水汽含量： e e＞E 降低温度 ： T T＜Td


大气中常见的降温过程：
①绝热冷却 ②辐射冷却 ③平流冷却 ④混合冷却
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2.1 凝结条件


凝结核
定义：在水汽凝结过程中起凝结核心作用的固态、 液态和气态的气溶胶质粒。 吸湿性凝结核 分类：
非吸湿性凝结核
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3. 降水
3.1 降水的特征量
降水：从天空降落到地面的固态或液态的水汽凝结物。 降水变率 用于反映一个地区降水的变化情况（稳定程度）。
Ri 某地某年某时期的实际降水量 R0 该地同期的多年平均降水量 降水绝对变率（降水距平）＝ Ri－R0 ∑|Ri－R0| 降水平均绝对变率（降水平均距平）＝ —————— n R i－R 0 降水相对变率 ＝ ————×100﹪ R0 ∑|Ri－R0|／n ×100﹪ 降水平均相对变率 ＝ ———————— R0