大气中的水分
《大气中的水分》课件
降水的过程和类型
降水的过程和类型是理解气候变化和天气预报的关键。
降水是指从大气中降落到地面的水滴、冰晶、雪、雹等水汽凝结物的总称。根据降水的物理状态和形 成机制，可以将降水分为雨、雪、冰雹、霜、露等类型。这些不同类型的降水过程和形成机制各不相 同，对气候变化和天气预报有重要影响。
降水对气候的影响
大气中水分的未来变化
REPORTING
温室效应与水汽的关系
温室效应是指大气层能够让阳光透进来照射地面，却阻止地 面热量散发出去的自然现象。水汽是温室气体之一，能够吸 收和重新辐射热量，对地球温度起着重要的调节作用。
随着工业化进程的加速，温室气体排放量不断增加，导致大 气中水汽含量升高，加剧了温室效应，进而引起全球气候变 化。
吸收光谱
水汽的吸收光谱呈现带状 分布，主要吸收中心位于 620-780纳米和11001800纳米的红外波段。
水汽的辐射特性
辐射特性定义
辐射光谱
水汽分子能够发射特定波长的电磁辐 射，这种特性称为水汽的辐射特性。
水汽的辐射光谱呈现带状分布，主要 发射中心位于620-780纳米和11001800纳米的红外波段。
降水
水滴或冰晶等降水物从云层降 落到地面。
地表径流
地表水通过河流、湖泊等途径 流入海洋。
PART 02
水汽的吸收与辐射
REPORTING
水汽的吸收特性
吸收特性定义
水汽分子能够吸收特定波 长的电磁辐射，这种特性 称为水汽的吸收特性。
吸收机制
水汽分子通过振动和转动 跃迁吸收电磁辐射，主要 吸收红外波段和微波波段 的辐射。
汽含量的增加。
水汽变化对未来气候的影响
降水模式的改变
大气中水汽含量的变化会影响降水模式的分布和强度，可能导致某 些地区出现极端天气现象，如暴雨、干旱等。
第三章 大气中的水分
降水及阵性降水。
雨层云
Ns
中 云 高层云 ＜6000m 高积云
As 由水滴和冰晶组成， Ac 可降水或变
雨层云。
卷云 高云
卷层云
Ci Cs
由冰晶组成，一般 不产生降水。
云的结构
◆ 云量的观测
——天空被云遮蔽的程度叫云量，以0 ～ 10 的 成数表示。云量的多少与纬度、海陆分布、大 气环流等因素有关。 晴天：0～3； 少云：3 ～ 5；多云：6～ 8； 阴天：9 ～ 10 。
的压力，用 E 表示，其单位与水汽压相同。 饱和水汽压随温度升高而增大，随温度降
低而减小。 不同气温下的饱和湿度
气温(℃)
水蒸气压力 (mmHg)
水蒸气量 (g/m3)
0
4.58
4.58
5
6.54
6.81
10
9.21
9.42
15
12.79
12.85
20
17.54
17.32
4、相对湿度
指空气中实际水汽压与同温度下的饱和 水汽压之比的百分数，用 f 表示，即：
蒸发受气象因子和地理环境影响。蒸发面温度 越高，蒸发越快、蒸发量越大。蒸发量变化与 气温变化基本一致，即每天午后最大日出前最 小；夏季大冬季小；海洋大、大陆小。
蒸 发 面 的 影 响
地理纬度的影响
4、凝结及其条件
——空气中水的凝结必须具备两个条件： ◆空气要达到饱和或过饱和状态； ◆要有凝结核。
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。
第四章 大气中的水分
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。
气象气候学-大气中的水分
1.什么是饱和水汽压？饱和水汽压：水汽与水或冰两相共存，其间分子交换过程达到动态平衡时的水汽压。
2.饱和水汽压主要受哪些因素影响？✓蒸发面的温度✓蒸发面的性质（水面、冰面、溶液面）✓蒸发面的形状（平面、凹面、凸面）3.饱和水汽压与温度成什么关系？饱和水汽压随温度升高而按指数规律迅速增大。
4.为什么饱和水汽压随温度升高而迅速增大？温度越高，水分子平均动能越大，单位时间脱出水面的分子越多；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。
温度越高，水汽分子平均动能越大，而水汽压是水汽重量及其碰撞器壁的结果，故也随之增大。
5.饱和水汽压随温度升高而迅速增大有什么重要意义？温度升高，饱和变不饱和，蒸发重现；温度降低，不饱和变饱和，凝结出现。
饱和水汽压随温度改变的量，高温时比低温时大。
6.蒸发面性质对饱和水汽压有什么影响？冰面和过冷却水面的饱和水汽压仍随温度升高而按指数规律变化.7.蒸发面形状如何影响饱和水汽压？温度相同时，凸面的饱和水汽压最大，平面次之，凹面最小。
凸面的曲率愈大，饱和水汽压愈大；凹面的曲率愈大，饱和水汽压愈小大水滴曲率小，饱和水汽压小；小水滴曲率大，饱和水汽压大；从而出现大水滴“吞并”小水滴现象。
8.影响蒸发的因素有哪些？气象因素：热源、饱和差、风和湍流扩散、气压下垫面因素：水源、水面大小，形状及深度、水质、物理性质9.空气湿度随时间变化有何规律？10.大气中水汽凝结需要什么条件？凝结核、水汽饱和或过饱和11.不同饱和或过饱和途径对云雾的形成有何差异？水汽凝结以冷却为主。
绝热冷却对形成云最为主要；辐射冷却、平流冷却与混合冷却对形成雾最为主要。
12.什么是云？与雾有什么区别？云是悬浮在大气中的大量小水滴、冰晶微粒或两者混合物的可见聚合群体；底部不接触地面。
雾是悬浮于近地面空气中的大量小水滴或冰晶的可见聚合群体，底部接触地面。
13.云的形成需要什么条件？凝结核、充足水汽、冷却过程14.形成云的上升冷却过程有哪些类型？热力对流：多形成积状云动力抬升：锋面、气旋作用，多形成层状云大气波动：多形成波状云地形抬升：可形成积状云、层状云与波状云积状云：空气对流上升冷凝而成的具有孤立分散、云底平坦、顶部凸起形态的垂直发展云块。
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。
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：
气象学与气候学-大气中的水分-蒸发和凝结
E
E e19.9t / 273t 0
5
饱和水汽压随温度的升高而增大 高温时的饱和水汽压比低温时要大 随着温度的升高，饱和水汽压按指数规律迅速 增大
6
重要推论：
空气温度的变化对蒸发和凝结有重要影响
高温时，饱和水汽压大，空气中所能容纳的水 汽含量增多，因而能使原来已处于饱和状态的 蒸发面会因温度升高而变得不饱和，蒸发重新 出现；
气象学与气候学
大气中的水分-蒸发和凝结
1
一.水相变化
1、水的三态和相变原理 (1)大气中的水分，可以以固态、液态、气
态存在，水分处于哪种形态，取决于其温度。 (2)相变原理 (principle of phase transformation) 水的相态变化，实质上是水分子运动状态
的反映。
2
2.水相变化判据
（一）空气要达到饱和或超饱和状态 （e≥E） 途径：1、增加大气中的水汽含量
2、空气冷却使T<Td，减小E 绝热冷却：空气上升 辐射冷却：夜间地面降温 平流冷却：暖空气流到冷水面上
10
三、大气中水汽的凝结条件
（二）有充足的凝结核 1、来源： 土壤微粒、风化岩石、火山微粒 工业、失火烟尘 海水飞溅时泡沫中的盐粒 流星、陨石燃烧后的微尘 。 2、作用 增大水滴半径，降低E，快速饱和， 增大水滴体积， 下降时不易蒸发掉 。
11
End
12
同样，可以得到冰面上的水相变化判据
4
二.饱和水汽压
（一）饱和水汽压与温度的关系
（1）定义： 在一定的温度条件下，一定体积 的空气所能容纳的水汽分子的数量是有一定 限度的，如果水汽含量恰好达到此限度，就 称为饱和空气，饱和空气中水汽所产生的压 力，就称为饱和水汽压。
第四章 水分
水汽压（e）： 相对湿度（f）：
17
（一）水汽压的日变化和年变化
1.日变化： 单峰型（海洋型）--地面水分充分供应，乱流弱的地 区，水汽压与气温变化一致：emax14:00，emin日出前 双峰型（大陆型）---地面 水分供应不够充分，或乱 流较强（水汽扩散强）的 地区。emax 9:00-10:00， 21:00-22:00 emin 日出前， 14:00-15:00
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 最小 秋季 秋季 春季 夏季（不受季风影响，符合一般规律）
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第二节 蒸发和蒸散
蒸发--常温下液面上水的汽化现象
e＞E
d＜0 Td＞T
温度露点差 T－Td
温度露点差：空气温度与露点温度之差。 反映空气e＝0 r＝0
未饱和 湿空气
e＜E 0＜r＜100％
饱和 湿空气
e＝E r＝100％
过饱和 湿空气
e＞E r＞100％
饱和差
露点温度 温度露点差
d＝E
d＞0
Td＜T T－Td＞0
40
⑵平流雾 暖湿空气移到冷的下垫面上逐渐冷却， 气流下层t ≤td而形成的雾。
有利条件：下垫面与暖湿空气的温差较大，有利于逆温的 形成；暖空气湿度大；适宜的风向（由暖向冷）和风 速（2-7m/s）；大气层结较稳定。 特点：范围大、危害重（浓厚），无日变化。春季较多 混合雾----平流辐射雾
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。
正常空气中水分含量
正常空气中水分含量
摘要：
一、正常空气中水分含量的概念
二、水分在空气中的存在形式
三、空气中水分含量的测量方法
四、我国空气湿度标准及影响
五、空气湿度对人体健康的影响
六、保持室内舒适湿度的方法
正文：
正常空气中水分含量是指空气中水汽的含量，通常以相对湿度来表示。
在自然界中，水以气态、液态和固态存在，而空气中的水分主要以气态形式存在，对人类生活和环境有着重要影响。
水分在空气中的存在形式有多种，包括水汽、雾、云和降水等。
在正常情况下，大气中的水汽含量较低，以水汽的形式存在。
当空气中的水汽达到饱和状态时，水汽会凝结成雾、云和降水等形式。
测量空气中水分含量的方法有多种，如干湿球湿度计、毛发湿度计和电阻湿度计等。
这些方法通过测量不同物理量的变化，来推算空气中水分含量。
在我国，通常采用干湿球湿度计法来测量空气湿度，并将其分为五个等级：干燥、较干燥、适中、较潮湿和潮湿。
我国空气湿度标准对人们的生活、工作和健康有着重要影响。
适中的空气湿度有利于人体的舒适度和健康，过高或过低的湿度都会对人体产生不良影
响。
例如，高湿度可能导致霉菌滋生，影响室内空气质量，而低湿度则可能导致皮肤干燥、口干舌燥等问题。
为了保持室内舒适湿度，可以采取一些措施。
首先，可以使用加湿器来增加室内空气湿度。
其次，适当放置植物可以提高室内湿度，同时净化空气。
此外，保持室内通风良好也是调节室内湿度的重要手段。
总之，正常空气中水分含量对人类生活和环境有着重要影响。
气象学第三章大气中的水分知识点
第三章大气中的水分1、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。
2、蒸发潜热是在恒定温度下，使水由液态转为气态所需的热量。
3、饱和水汽压随温度的升高而增大。
4、有时水在0℃以下，甚至是在﹣20℃～﹣30℃以下仍不结冰，处于这种状态的水称为过冷却水。
5、若云中冰晶与过冷却水同时存在，而且当时的实际水汽压结余两者饱和水汽呀之间，就会产生冰水之间的谁其转移现象。
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”。
6、同一温度下，溶液面的饱和水汽压比纯水面消，而且溶液浓度越高，饱和水汽压越小。
7、“凝结增长”：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。
8、影响饱和水汽压的因素：●温度●蒸发面的性质●蒸发面形状9、影响蒸发的因素：●水源●热源●饱和差●风速与湍流扩散10、大气中水汽凝结的条件：●有凝结核或凝华核的存在●大气中水汽要达到饱和或过饱和状态11、凝结核：大气中能促使水汽凝结的微粒。
12、使空气达到过饱和的途径有两种：●暖水面蒸发●空气的冷却：绝热冷却、辐射冷却、平流冷却、混合冷却。
13、露、霜概念14、形成露和霜的气象条件是晴朗微风的夜晚。
15、霜冻：是指在农作物的生长季节里，地面和植物表面温度下降到足以引起农作物遭受伤害或者死亡的低温。
16、雾凇是形成于树枝上、电线上或其他地物迎风面上的白色疏松的微小冰晶或冰粒。
雾凇的种类：●晶状雾凇●粒状雾凇17、雾是悬浮于近地面空气中IDE大量水滴或冰晶，使水平能见度小于1㎞的物理现象。
形成雾的基本条件是近地面空气中水汽充沛，有使水汽发生凝结的冷却过程和凝结核的存在。
18、根据雾的形成条件，可将雾分为：●气团雾：冷却雾、蒸发雾、混合雾（冷却雾又分为辐射雾、平流雾、上坡雾）●锋面雾19、辐射雾是由地面辐射冷却使贴地面气层变冷而形成的。
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
大气中的水分资料
蒸发受气象因子和地理环境影响。蒸发面温度 蒸发受气象因子和地理环境影响。 越高，蒸发越快、蒸发量越大。 越高，蒸发越快、蒸发量越大。蒸发量变化与 气温变化基本一致， 气温变化基本一致，即每天午后最大日出前最 夏季大冬季小；海洋大、大陆小。 小；夏季大冬季小；海洋大、大陆小。
蒸 发 面 的 影 响
地理纬度的影响
地球上主要水体的平均更新周期： 地球上主要水体的平均更新周期： 更新最快———— 大气水 更新最快 更新最慢———— 冰川 更新最慢
2、水相变化与潜热交换
蒸发——由水变成水汽 蒸发——由水变成水汽； 由水变成水汽； 凝结——由水汽变成水 由水汽变成水； 凝结——由水汽变成水； 冻结——由水变成冰 由水变成冰； 冻结——由水变成冰； 融解——由冰变成水 由冰变成水； 融解——由冰变成水； 凝华——由水汽直接变成冰 由水汽直接变成冰； 凝华——由水汽直接变成冰； 升华——由冰直接变成水汽 由冰直接变成水汽。 升华——由冰直接变成水汽。 ◆水的相变过程伴随着能量转化和交换，这 水的相变过程伴随着能量转化和交换， 种能量称为潜热（ 种能量称为潜热（能）。
3、蒸发及其影响因素
当 e ＜ E 时，出现蒸发； 出现蒸发； 则出现凝结。 当 e ＞ E 时，则出现凝结。 ◆蒸发量：因蒸发而消耗的水量，以水层厚度 蒸发量：因蒸发而消耗的水量， mm 表示。蒸发 1 mm 厚的水，相当于 1 m2 表示。 厚的水， 1000g 的水量。 面积上蒸发 1000g 的水量。 ◆蒸发速率：单位时间从单位面积上蒸发出来 蒸发速率： 的水分质量， 的水分质量，单位为 g／cm2 · s 。 ——蒸发受气象因子和地理环境影响 ——蒸发受气象因子和地理环境影响。蒸发面 蒸发受气象因子和地理环境影响。 温度越高，蒸发越快、蒸发量越大。 温度越高，蒸发越快、蒸发量越大。蒸发量变 化与气温变化基本一致， 化与气温变化基本一致，即每天午后最大日出 前最小；夏季大冬季小；海洋大、大陆小。 前最小；夏季大冬季小；海洋大、大陆小。
大气中的水分大气中的水分41水的相变42蒸发与蒸腾43
土壤水分以气态形式向大气中扩散的现象，它具 有明显的阶段性，大致可分为三个阶段。 第一阶段：土壤潮湿，含水量充分。 第二阶段：土壤较干（在干旱地区或干旱时期。 第三阶段:土壤含水量很低，植物开始萎蔫，此时，土 壤
水分的毛管力作用停止，只能以气态形式从 地
下通过干土层向大气扩散。
4.2 蒸发与蒸腾
4.4 水汽的凝结
一、水汽凝结的条件
⑵空气中水汽的饱和或过饱和 ②空气的冷却
降温是使空气达到饱和的主要途径。
⒈绝热冷却 ⒉辐射冷却 ⒊平流冷却 4.混合冷却
4.4 水汽的凝结
二、地面和近地层水汽凝结物
⑴地面水汽凝结物 ①露和霜
在晴朗微风夜晚，贴近地面空气由于地面冷 却而降温，达到露点时，空气达到饱和，继续降 温，水汽就会在地面或地面物体上凝结。
• 在水相转变过程中，发生能量交换，这种在相变时所 吸收或消耗的热量称为潜热。
4.2 蒸发与蒸腾
• 蒸发的定义 • 土壤蒸发 • 植物蒸腾 • 蒸散
4.2 蒸发与蒸腾
一、蒸发的定义
⑴定义
水由液态变为气态的过程称为蒸发。
⑵表示 自然条件下的蒸发，通常用蒸发速度和蒸发量来度量。
蒸发速度：也称蒸发通量密度，单位时间单位面积上水分蒸 发的数量，单位kg/（m2 •s）
第4章大气中的水分
第4章 大气中的水分
• 4.1 水的相变 • 4.2 蒸发与蒸腾 • 4.3 空气湿度的变化 • 4.4 水汽的凝结 • 4.5 大气降水
4.1 水的相变
• 一、水的相变 • 二、水相变化的判据
4.1 水的相变
一、水的相变
常温下，大气中的水分有三态，即水的三相： 固、液、气。
二、相对湿度的变化
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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 v 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 v 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0C 以上的区域，冰只存在于0C 以下的区域，水汽虽然可存在 于0C 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0A 线和0B 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0A 线又称 E3・1紀水（平水面）的位相平衡的温度和水汽压是水汽的临界温度tk和临界压力（Ek= 2.2 x 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。
0（线是融解线，表示冰与水达到平衡时压力与温度的关系。
0点为三相共存点：t0=0.0076 C, 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0A线之下，ei v 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0A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。
饱和水汽压随温度改变的量，在高温时要比低温时大。
（二）饱和水汽压与蒸发面性质的关系1.冰面和过冷却水面的饱和水汽压有时水在0C以下，甚至在-20 C —-30 C以下仍不结冰，处于这种状态的水称过冷却水。
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”2.溶液面的饱和水汽压不少物质都可融解于水中，所以天然水通常是含有溶质的溶液。
溶液中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。
（三）饱和水汽压与蒸发面形状的关系因此，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。
三. 影响蒸发的因素：由道尔顿定律知道蒸发速度与饱和差（E-e）及分子扩散系数（A）成正比，而与气压（P）成反比。
但在自然条件下，蒸发是发生于湍流大气之中的，影响蒸发速度的主要因素是湍流交换，并非分子扩散。
考虑到自然蒸发的实际情况，影响蒸发速度的主要因子有四个：水源、热源、饱和差、风速与湍流扩散强度。
四、湿度随时间的变化水汽压日变化类型：一种是双峰型：主要在大陆上湍流混合较强的夏季出现。
水汽压在一日内有两个最高值和两个最低值。
最低值出现在清晨温度最低时和午后湍流最强时，最高值出现在9—10时和21 —22时（图3 • 5中实线）。
峰值的出现是因为蒸发增加水汽的作用大于湍流扩散对水汽的减少作用所致。
另一种是单波型，以海洋上、沿海地区和陆地上湍流不强的秋冬季节为多见。
水汽压与温度的日变化一致，最高值出现在午后温度最高、蒸发最强的时刻，最低值出现在温度最低、蒸发最弱的清晨（图 3 • 5中虚线所示）。
水汽压的年变化与温度的年变化相似，有一最高值和一最低值。
最高值出现在温度高、蒸发强的7—8 月份，最低值出现在温度低、蒸发弱的1—2月份。
相对湿度的日变化主要决定于气温。
气温增高时，虽然蒸发加快，水汽压增大，但饱和水汽压增大得更多，反使相对湿度减小。
温度降低时则相反，相对湿度增大。
因此，相对湿度的日变化与温度日变化相反，其最高值基本上出现在清晨温度最低时，最低值出现在午后温度最高时（图3 • 6）。
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。
五、大气中水汽凝结的条件大气中水汽凝结或凝华的一般条件是：一是有凝结核或凝华核的存在。
二是大气中水汽要达到饱和或过饱和状态。
凝结核：因为作不规则运动的水汽分子之间引力很小，通过相互之间的碰撞不易相互结合为液态或固态水。
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。
（二）空气中水汽的饱和或过饱和使空气达到过饱和的途径有两种：一是通过蒸发，增加空气中的水汽，使水汽压大于饱和水汽压。
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。
1. 暖水面蒸发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2. 空气的冷却（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。
这一方式对于云的形成具有重要作用。
（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。
辐射雾就是水汽以这种方式凝结形成的。
（3）平流冷却：暖湿空气流经冷的下垫面时，将热量传递给冷的地表，造成空气本身温度降低。
如果暖空气与冷地面温度相差较大，暖空气降温较多，也可能产生凝结。
（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。
第二节地表面和大气中的凝结现象一. 地面的水汽凝结物：（一）、露和霜傍晚或夜间，地面或地物由于辐射冷却，使贴近地表面的空气层也随之降温，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。
如果此时的露点温度在0C以上，在地面或地物上就出现微小的水滴，称为露。
如果露点温度在0 °C以下，则水汽直接在地面或地物上凝华成白色的冰晶，称为霜。
形成露和霜的气象条件是晴朗微风的夜晚。
夜间晴朗有利于地面或地物迅速辐射冷却。
微风可使辐射冷却在较厚的气层中充分进行，而且可使贴地空气得到更换，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是指白色固体凝结物，霜冻是指在农作物生长季节里，地面和植物表面温度下降到足以引起农作物遭受伤害或者死亡的低温。
（二）雾凇和雨凇1. 晶状雾凇晶状雾凇主要由过冷却雾滴蒸发后，再由水汽凝华而成。
它往往在有雾、微风或静稳以及温度低于-15 C时出现。
2. 粒状雾凇粒状雾淞往往在风速较大，气温在-2 —-7 C时出现。
它是由过冷却的雾滴被风吹过，碰到冷的物体表面迅速冻结而成的。
雨淞是形成在地面或地物迎风面上的透明的或毛玻璃状的紧密冰层。
它主要是过冷却雨滴降到温度低于0C的地面或地物上冻结而成的。
二、近地面层空气中的凝结雾是悬浮于近地面空气中的大量水滴或冰晶，使水平能见度小于1km 的物理现象。
形成雾的基本条件是近地面空气中水汽充沛，有使水汽发生凝结的冷却过程和凝结核的存在。
贴地气层中的水汽压大于其饱和水汽压时，水汽即凝结或凝华成雾。
根据雾形成的天气条件，可将雾分为气团雾及锋面雾二大类。
气团雾是在气团内形成的，锋面雾是锋面活动的产物。
根据气团雾的形成条件，又可将它分为冷却雾、蒸发雾及混合雾三种。
根据冷却过程的不同，冷却雾又可分为辐射雾、平流雾及上坡雾等。
其中最常见的是辐射雾和平流雾。
（一）辐射雾辐射雾是由地面辐射冷却使贴地气层变冷而形成的。
有利于形成辐射雾的条件是：①空气中有充足的水汽；②天气晴朗少云；③风力微弱（1—3m/s）;④大气层结稳定。
（二）平流雾平流雾是暖湿空气流经冷的下垫面而逐渐冷却形成的。
海洋上暖而湿的空气流到冷的大陆上或者冷的海洋面上，都可以形成平流雾。
形成平流雾的有利天气条件是：①下垫面与暖湿空气的温差较大；②暖湿空气的湿度大；③适宜的风向（由暖向冷）和风速（2—7m/s）；④层结较稳定。
三、云：对于云的形成来说，其过饱和主要是由空气垂直上升所进行的绝热冷却引起的。
上升运动的形式和规模不同，形成的云的状态、高度、厚度也不同。
大气的上升运动主要有如下四种方式：热力对流、动力抬升、大气波动、地形抬升。
1.热力对流指地表受热不均和大气层结不稳定引起的对流上升运动。
由对流运动所形成的云多属积状云。
2.动力抬升指暖湿气流受锋面、辐合气流的作用所引起的大范围上升运动。
这种运动形成的云主要是层状云3.大气波动指大气流经不平的地面或在逆温层以下所产生的波状运动。
由大气波动产生的云主要属于波状云。
4.地形抬升指大气运行中遇地形阻挡，被迫抬升而产生的上升运动。
这种运动形成的云既有积状云, 有波状云和层状云，通常称之为地形云。
云型低（＜2000m）中(2000-6000m)高（＞6000m）层状云雨层云（Ns ）高层云（As ）卷层云（Cs ）卷云（Ci）波状云层积云（Sc）层云（St ）高积云（Ac）卷积云（Cc）积状云淡积云（Cuhum）浓积云（CuC ong）积雨云（Cb）冻结咼度1.积状云的形成积状云是垂直发展的云块，主要包括淡积云、浓积云和积雨云。
积状云多形成于夏季午后，具孤立分散、云底平坦和顶部凸起的外貌形态Q七善温线高度凝结高度礦积云b浓积云亡积雨云S3・S积状云和形成积状云的形成总是与不稳定大气中的对流上升运动相联系2.层状云的形成层状云是均匀幕状的云层，常具有较大的水平范围， 其中包括卷层云、卷云、高层云及雨层云。
层状云是 由于空气大规模的系统性上升运动而产生的， 主要是 锋面上的上升运动引起的。
3.波状云的形成一般认为形成波动的原因主要有二：一是由于大气中存在着空气密度和气流速度不同的界 面，在此界面上引起波动。