大气水分 及其相变

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冰 蒸发面形状：W凸面＞W平面＞W凹面 含盐度：含盐度 W
空气湿度的时间变化
水汽压的时间变化 日变化 单波型（海洋型） 海洋、沿海地区、冬季大陆
e
14时
影响因子：蒸发强度
e
E e （T,e） T Td T E
空气经常处于未饱和状态，所以露点经常低于气温。
饱和差（ d ）
定义： 同一温度下饱和水汽压与实际水汽压之差。 d = E - e
反映空气的潮湿程度。 影响因子：
水汽含量、温度
温度不变，E不变：水汽含量 e d 水汽含量不变，e不变：温度 E d
比湿（q）、混合比（S）、绝对湿度（a）
f
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
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， 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。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，
饱和水汽压
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。饱和水汽压和蒸发面的 温度、性质（水面、冰面，溶 液面等）、形状（平面、凹面、 凸面）等密切相关。
饱和水汽压随着温度升高而 按指数规律迅速增大。 随着温度的升高，单位时间内 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。
不同形状的蒸发面，水分子受到周围分子的吸引力也不同
如图，三个圆圈分别表示凸水面、平水面和凹水面对于A、B、C 三点分子引力作用的范围。由图可知，A 分子受到的引力最小，最 易脱出水面；C 分子受到的引力最大，最难脱出水面；B 分子的情 况介于二者之间。因此，温度相同时，凸面的饱和水汽压最大，平 面次之，凹面最小。而且凸面的曲率愈大，饱和水汽压愈大；凹面 的曲率愈大，饱和水汽压愈小。
蒸发与凝结
一、水相变化
在大气的常温常压下，水分是唯 一能由一种相态转变为另一种相 态，而以气态、液态和固态三种 形式存在于大气中的成分。水相 变化指的就是水在三态之间的互 相转换。
1、水相变化的物理过程
从分子运动论看，水相变化是各相之间分子交换
的结果。例如，在水和水汽两相共存的系统中， 在水的表面层，运动比较快而具有较大动能的水
比湿：湿空气中水汽的质量与湿空气总质量的比值。
mw q m w md
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
绝对湿度（水汽密度）：单位体积湿空气中水汽的质量。
m水汽 a＝——— V
表示湿度的物理量 1．水汽压（e） 2．饱和水汽压（E） 3．绝对湿度a 4．相对湿度f 5. 饱和差d 5．比湿q 6．混合比 w 7．露点 td
水面的水分子多，系统中的水汽有一部分
变成了水，就称为凝结过程。与此相似， 可定义冻结过程与融解过程，凝华过程与
升华过程。
如果同一时间内，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，因为这时
仍有水分子跑出水面和水汽分子落回水中，只
不同形状的蒸发面，水分子受到周围分子的吸引力也不同
云雾中的水滴有大有小，大水滴曲率小，小水滴曲率大。如果实际 水汽压介于大小水滴的饱和水汽压之间，也会产生水汽的蒸发现象。 小水滴因蒸发而逐渐变小，大水滴因凝结而不断增大。此即所谓的 “凝结增长”。不过，在水滴增长到半径大于1μm 时，曲率的影响 就很小了。故“凝结增长”只在云雾刚形成时起作用。
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，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，冰晶会 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。
溶液面的饱和水汽压:
由于溶质的存在使溶液内分子间的作用力大于纯水内分子 间的作用力，使水分子脱离溶液面比脱离纯水面困难。因 此，同一温度下，溶液面的饱和水汽压比纯水面要小，且 溶液浓度愈高，饱和水汽压愈小。这种作用对在可溶性凝 结核上形成云或雾的最初胚滴相当重要，而且以溶液滴刚 形成时较为显著，随着溶液滴的增大，浓度逐渐减小，溶 液的影响就不明显了。此外，水滴上的电荷对水滴表面上 的饱和水汽压也有一定的影响，这也是使饱和水汽压减小 的0帕斯卡(Pa)
反映空气中水汽含量的多少
水汽含量 水汽压e
饱和水汽压（E）
定义：一定体积的空气在一定温度条件下所能容纳的最 大水汽量所具有的压力，称为该温度时的饱和水汽压， 用E表示，单位与水汽压相同。
E
反映空气的最大水汽容纳能力
E
饱和水汽压取决于温度
分子，有可能克服周围水分子对它的吸引而跑出
水面，成为水汽分子；同时，接近水面的部分水 汽分子，受水面水分子的吸引或相互碰撞，又重 新落回水中，成为水分子。
如果单位时间内跑出水面的水分子比落回
水中的水汽分子多，系统中的水有一部分
变成了水汽，就称为蒸发过程。反之，如 果单位时间内落回水中的水汽分子比跑出
温度
T
T
E
相对湿度（f）
定义：
空气的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的百分比值。
e f 100% E
反映空气的潮湿程度(直接反映空气距离饱和的程度） 温度不变，E不变：水汽含量 e f 水汽含量不变，e不变：温度 E f
露点温度（ Td ）
定义：
对于含有水汽的湿空气，在不改变气压和水汽含量的 情况下，降低温度而使空气达到饱和状态时的温度。
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
f
海陆风（水陆风）
夜
昼
时间
昼： 吹海风，潮湿 夜： 吹陆风，干燥
年变化
大多数地区：与气温的年变化反相 T 地面水分蒸发强度 e f 夏季 冬季
时间
T E
并且E比e快
因此 T f 同理 T f
季风气候区：与气温的年变化同相
饱和水汽压随蒸发面的性质而异 对于冰面和过冷却水面，饱和水汽压仍然是按指数规律变 化。不同的是冰分子摆脱冰面的束缚比水分子脱出水面的 束缚更困难，因此，当冰面上水汽密度还比较小时，落回 的分子就能与脱出的分子相平衡，达到饱和。这样，与同 温度下的过冷却水相比，冰面的饱和水汽压自然要少一些。
E冰<E过冷却水
影响蒸发的因素
在静止大气中，水分蒸发速度W由下述方程描述 (道尔顿定律) ：
Ee W A P
'
表明蒸发速度与饱和差（E-e）及分子扩散系数 （A）成正比，而与气压（P）成反比。
道尔顿蒸发公式
Ee WA 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
水相变化中的潜热
在水相的转变过程中，还伴随着能量的转换 。蒸发过程中，液面温度会降低，损失的这部分 热量就是蒸发潜热。 当水汽发生凝结时，这部分潜热又将会全部 释放出来，这就是凝结潜热。
水三相变化过程中的潜热转换
水汽 吸 热 放 热 凝固 冰
融化
吸 热
水 吸热
蒸发和蒸散
水面蒸发
蒸发速率 定义：单位时间从单位面积上蒸发掉的水的质量。 单位：g／cm2·日 日蒸发量 定义：一天中蒸发掉的水层的厚度。 单位：mm／日; 1g／cm2·日＝1mm／日
② 平流冷却 （雾、露、霜）
暖水面蒸发——增大水汽含量 通常情况下，水面蒸发作用虽然可以增大空气湿度，但并不 能使空气中的水汽产生凝结。因为靠近水面的空气接近饱和 时，蒸发即基本停止。然而，当冷空气流经暖水面时，由于 水面温度比气温高，暖水面上的饱和水汽压比空气的饱和水 汽压大得多，通过蒸发可使空气达到过饱和，并产生凝结。 秋冬季的早晨，水面上腾起的蒸发雾就是这样形成的。
凝结核 实验证明，纯净空气，相对湿度即使达到300％~400％， 也不会发生凝结。因为作不规则运动的水汽分子间引力很小， 通过相互碰撞不易结合为液态或固态水。只有在巨大的过饱 和条件下，纯净的空气才能凝结。然而巨大的过饱和在自然 界不存在。大气中存在着大量的吸湿性微粒物质，它们比水 汽分子大得多，对水分子吸引力也大，从而有利于水汽分子 在其表面上的集聚，使其成为水汽凝结核心。这种大气中能 促使水汽凝结的微粒，叫凝结核，半径一般为10-7~10-3cm， 而且半径越大，吸湿性越好的核周围越易产生凝结。
空气冷却的几种方式
(1) 辐射冷却 (2) 平流冷却 (3) 绝热冷却 (4) 混合冷却
可使空气温度降低到露点温度以下 而发生凝结 暖空气流经冷的下垫面，使空气温 度降低到露点温度以下而发生水汽 凝结 空气在上升过程中，温度降低，饱 和水汽压减小而发生水汽凝结 两块湿空气，当其温差较大，经水 平混合，其饱和水汽压小于实际水 汽压，从而发生水汽凝结
水相平衡图
蒸发线（OA）
表示水与水汽处于动态平 衡时水面饱和水汽压与温 度的关系。
升华线（OB）
表示冰与水汽平衡时冰面上 饱和水汽压与温度的关系。 OB′线由表示过冷水与水汽 平衡时水面上饱和水汽压与 温度的关系。
融解线（OC）
表示冰与水达到平衡时压力与 温度的关系。
三相共存点（A）
水汽、水及冰三相共存所需的 温度和压力条件： t0=0.0076℃ E0=6.11hPa
使相对湿度反而增大。所以相对湿度在一天中有一
个最大值出现在清晨，一个最低值出现在午后
凝结和凝结物
凝结发生的条件
空气达到饱和或过饱和状态，