大气中水分
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最大值：14～15时， 最小值：日出前后。
这种日变型多发生在温度变化不大、水分比较充足的海洋、 海岸、寒冷季节的大陆以及暖季潮湿的地区。
（一）绝对湿度的日变化和年变化
双波型 在乱流、对流交换比较旺盛的地区和季节
两个高值---- 08～09时
一天中
---- 20～21时，
两个低值---- 14～15时，
第三章 大气中的水分
第三章 大气中的水分
大气中的水分，来源于下垫面的蒸发和植物蒸腾，但其状态和含量极不稳 定，在自然界温度范围内，经常进行着相态变化，在相变过程中，就产生了云、 雾、雨、露、霜等天气现象，同时也构成了自然界陆地—海洋—大气的水分循 环。此外，大气中的水分对大气的能量转换和输送也起着很重要的作用。
e﹤E，未饱和空气；
一、大气中的水汽含量及其表示方法
过饱和空气中，超过极限的那部分水汽在一般情 况下就会发生凝结。
饱和水汽压的大小与空气温度有关： T↑,E↑（容纳水汽的能力增加）；T↓，E↓ 饱和水汽压除与温度有关外，还与物态、蒸发
面形状和溶液浓度等因子有关。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（三）绝对湿度（a）------ g/m3
（一）绝对湿度的日变化和年变化
1．绝对湿度的日变化
蒸发速度的大小决定于温度，温度高蒸发快。空 气的乱流、对流交换能使低空中的水汽向上输送， 运动强度与温度有关。两者对水汽含量的改变作 用是相反，不同的情况，两者所起的作用大小不 同，从而出现了不同的绝对湿度日变型。
（一）绝对湿度的日变化和年变化
单波型 在空气乱流、对流交换不十分旺盛的地区和季节。
蒸腾速度在一定限度内，随温度的增大而增大， 随饱和差的增大而增大，随风速的增大而增大。植 物的地面覆盖密度、根密度和深度，气孔的大小及 张开程度和干旱时根系的吸水能力等都会不同程度 地影响到蒸腾速度。
四、农田蒸散：Байду номын сангаас
蒸散（evapotranspiration）指农田水分输
送（土壤蒸发和植物蒸腾）到大气中去的总过程， 它的数值表示了农田总的耗水量。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
对一团空气而言，在运动过程中，只要其内部没 有水相的转变，则水汽质量不发生变化，气块的 比湿保持不变。
在讨论空气的上升或下降运动时，通常用比湿表 示空气湿度，在讨论水汽输送时，比湿梯度是重 要的物理量。
二、空气湿度的变化
从下垫面蒸发出来的水汽，进入近地气层，然后通 过对流、乱流和分子扩散作用向上输送，平流在水平方 向的输送，因此影响空气湿度变化的主要因子是蒸发速 度与空气运动影响水汽交换强度，两者都随气温而变化。 由于气温具有周期性的日、年变化，因此，空气湿度也 具有周期性的日、年变化。在近地气层中以绝对湿度和 相对湿度的日、年变化最为显著。
（一）、空气中的水汽必须达到饱和或过饱和状态 （二）、要有足够数量的凝结核
二、水汽凝结物
大气中的水汽凝结物按形成的高度和形状不同分为 三大类型： （一）地面或地物表面上的水汽凝结物（霜、露、 雾凇、雨凇等） 霜和露 在晴朗无风或微风的夜晚，地面和地面物 体因辐射冷却而迅速降温，接近地面很薄的气层也 随之降温，当T﹤Td时，水汽接触地面或地物表面凝 结而成。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（七）比湿（q） 单位质量空气中所含的水汽质量为比湿
（specific humidity）。单位为g·g –1（克·克-1）
或g·kg-1（克·千克-1）。其表达式为
q mw md mw
式中：mw 是单位质量空气中水汽的质量；md 是单位 质量空气中干空气的质量。
---- 日出前后
这种双波型的日变化型多发生在高温干燥的地区和季 节。如内陆暖季及沙漠地区等。
（一）绝对湿度的日变化和年变化
2．绝对湿度的年变化
最大值-----陆地7月份；海洋8月份 最小值-----陆地1月份；海洋2月份
绝对湿度的年变化还与降水的季节分布有关。
（二）相对湿度的日变化和年变化
1．相对湿度的日变化 一般而言与气温的日变化相反
第一节 空气湿度
大气中的水汽含量极不稳定，在湿热地方的暖季能高 达大气组成中的4%，而在冬季干燥寒冷的地方则可低到 0.01%。
表示空气中水汽含量的多少（即空气的潮湿程度）的
物理量称为空气湿度（humidity）。
空气湿度状况是决定云、雾、降水等天气现象的重要 因素，近地层的空气湿度无论对植物的生命活动还是农业 生产活动都有较大的影响。
式为 r = e ×100 %
E
r的大小直接反映该温度下空气距离饱和的程度。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
T一定时（E保持不变），如 e 越大，空气越接近饱和 e﹦E时，r﹦100%，空气饱和； e＜E时，r＜100%，空气未饱和； e＞E时，r＞100%，这时如无凝结现象产生， 空气处于过饱和状态。
当空气中水汽压（e）一定时r随T↑而↓，随 T↓而↑。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（五）饱和差（d）--- hPa（百帕） 在某一温度下，饱和水汽压与空气中实际水汽压
之差，称为饱和差（saturation deficit）。即：
d = E－e d表示空气中水汽含量距离饱和的程度。 d 越大，表示空气越干燥，且随T↑而↑，随T↓而↓。 在一定温度下，d值越小，空气越接近饱和，即空气 越潮湿；当d=0，空气达到饱和。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（一）水汽压（e）---- hPa（百帕）
大气中水汽所产生的分压强叫水汽压 (vapour pressure)。
水汽压的大小和空气中水汽含量的多少有关， 当空气中的水汽含量增多时，水汽压就相应地增大， 反之，水汽压减小。所以，用水汽压的大小可表示 空气中水汽含量的多少。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
饱和水汽密度也随温度的升高而迅速增大。 由于绝对湿度的直接测量比较困难，而水汽压 值简单易测，所以在实际工作中，常用水汽压代 替绝对湿度。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（四）相对湿度（r）--天气预报湿度的指标
空气的实际水汽压与同温度下饱和水汽压之百分
比，称为相对湿度（relative humidity）。其表达
T﹥0℃，则凝结物为水滴，称为露(dew) T﹤0℃，则凝结物为白色的冰晶，称为霜(frost)
露
霜
雾凇 形成于地面物体（如电线、电杆和树枝等）迎风 面呈现针状或粒状的白色松脆结构的冰晶层称为雾凇
(rime)，俗称树挂。
根据形成的条件和结构不同，可将雾凇分为两类： 晶状雾凇：结构疏松，形成时气温约为-15℃
1、土壤水分蒸发的形式 2、影响土壤蒸发速度的因素： ⑴、蒸发的外界条件：大气蒸发能力----它既决定
于水分蒸发过程中能量的供给，又影响到蒸发面 水汽向大气中的扩散过程。 ⑵、蒸发的内在条件：土壤的供水能力
3、土壤水分蒸发的阶段： 根据土壤水分蒸发的形式，影响的因素，使土壤水分
蒸发呈现的特点和规律将其过程分为三个阶段： Ⅰ---水分保持饱和状态 以形式A蒸发，受⑴(气象因素)影响，W土≥W水 Ⅱ--土壤含水量减小到田间持水量以下 以形式A、B蒸发，受⑴、⑵因素影响，W土↓ Ⅲ----当土壤相当干燥时 以形式B蒸发，受⑵因素影响，W土↓↓ 此外，土壤蒸发还与土壤的机械组成、有无植物覆盖、以及
的水变为水汽逸出土壤表面，是通过两种不同的形 式完成的。
1、土壤水分蒸发的形式：
A、土壤水沿毛管上升到土壤表面后才能进行蒸发，进 入大气。
。
。
地表面为蒸发面
这种形式蒸发快
B、土壤水分先在土壤中蒸发，变为水汽，再通过土壤
孔隙扩散出土表进入大气。
。
。。。
地表面 蒸发面
蒸发面因土壤水多少深浅不同，这种形式蒸发慢
最大值---清晨 最小值---14～15时 在特殊地区，如沿海一带，r日变化与T日变化一致。 白天----海风，e↑，则r↑； 夜间----陆风，e↓，则r↓。
（二）相对湿度的日变化和年变化
2．相对湿度的年变化 在一般情况下，与气温的年变化相反
温暖季节相对湿度小 寒冷季节相对湿度大 但在季风发达的地区， 夏季风----暖湿空气，e↑，则r↑； 冬季风----干冷空气，e↓，则r↓；
三、空气湿度的垂直分布
通过蒸发（蒸腾）作用，水汽进入大气，随空气的垂
直运动向上输送，高度高愈度高愈，水高汽：愈少，因此，在对流层 中水汽压和绝对湿度水随高汽度含的量升减高小而减小。
从地面上升到1实.5～际2水.0汽Km高压度减处小，e就减小到近地面 的1/2左右，5Km处约绝为近对地湿面度的减1/小10。相对湿度随高度的 分 随布高比度较 增复加杂而，减相难小对以，湿用气简温度单随？的高？规度？律增？说加明而？。降？这低是，因使为饱水和汽水压汽
土壤的坡度、坡向等有关。
4、抑制土壤水分蒸发的措施： 根据土壤水分蒸发所处的阶段，采取不同的措施。
第一阶段：松土以切断土壤毛细管 第二阶段：镇压结合中耕松土 第三阶段：考虑灌溉措施
三、植物蒸腾 通过植物体表蒸发水分的过程称为蒸腾
（transpiration）。
蒸腾主要是通过叶片气孔来实现的。
蒸腾速度主要取决于三个基本条件：小气候条 件、植物的形态结构、植物的生理类型。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（六）露点温度（Td）-----℃ 当空气中的水汽含量和气压不变时，降温使水汽
压 达 到 饱 和 时 的 温 度 称 为 露 点 温 度 (dew-point temperature)，简称露点。
Td 的高低反映了空气中水汽含量的多少，空气 温度降低到露点温度及其以下，是导致水汽凝结的重 要条件之一。
绝对湿度(absolute humidity)是指单位体积空
气中所含水汽量的多少，即水汽密度。 绝对湿度只表示空气中水汽的绝对含量，多用于
理论计算。当水汽压以毫米汞高为单位时，水汽压与 绝对湿度的关系为：
a =1.06× e （g/m3）
1 t
上式中a为气体膨胀系数，其值为1/273；t为空气温 度；
⑷水面上气压越小，蒸发越快。 W C E e p
在自然条件下，水面蒸发要比上述情况复杂 得多，还必须对外界其它因子的影响予以考虑， 如蒸发面的大小、形状、性质以及蒸发面上的气 体交换情况等。
二、土壤蒸发
土壤蒸发（soil water evaporation）是指土
壤中水分汽化并向大气中扩散的过程。 土壤中的水分蒸发过程是比较复杂的，土壤中
粒状雾凇：结构紧密，-7.0～7.0℃时出现
雨凇 它是由过冷却的雨滴与温度低于0℃的物体 或地面相碰时，会立即冻结成外表光滑而透明的 冰层，在电线或树枝上常边淌边冻而形成长长的
冰柱，称为雨凇（glaze）。
压也随高度而减小，但饱和水汽压与水汽压的递减率不同， 所以它们的比值（相对湿度）可能随高度递增，也可能递 减。
蒸发、蒸腾
第二节 蒸发与蒸腾
蒸发；凝结
蒸发量单位：g·cm-2·s-1
在气象观测中：单位是mm（毫米）
一、水面蒸发
在自然条件下水面蒸发的速度主要决定于水面上的 气象条件。
⑴水温越高，蒸发越快。 ⑵水面上空气饱和差越大，蒸发越快。 ⑶水面上空的风速越大，蒸发越快。
A：增加空气中的水汽含量，e→E ； B：降低空气温度，T→Td
降温是致使空气中的水汽达到饱和或过饱和的主 要途径。大气中常见的降温过程有以下几种： 辐射冷却----晴朗微风的夜晚 绝热冷却----绝热冷却是大气中最重要的冷 却方式 接触冷却----暖湿空气接触冷的下垫面 混合冷却----冷暖温差大且湿度较大的两团 空气
凡是影响土壤蒸发和植物蒸腾的一切因子都 影响到农田蒸散。
在实际工作中，因可能蒸散和实际蒸散不易 实测，所以农田蒸散量的估算多采用经验、半经 验的方法，下面介绍两种常用的求算可能蒸散量 的方法。
彭曼公式（综合法） ；桑斯特维公式
第三节 水汽的凝结
凝结(condensation)
一、水汽凝结的条件 （一）空气中的水汽必须达到饱和或过饱和状态 要满足这个条件：
T↑,e↑（蒸发多）；T↓，e↓（蒸发少）
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（二）饱和水汽压（E）---- hPa（百帕） 在一定温度条件下，单位体积的空气中所能
容纳的水汽数量有一个最大的限度，此时空气中
的水汽压叫做饱和水汽压 (saturation vapour pressure)。
e﹥E，过饱和空气； T 不变： e﹦E，饱和空气；
这种日变型多发生在温度变化不大、水分比较充足的海洋、 海岸、寒冷季节的大陆以及暖季潮湿的地区。
（一）绝对湿度的日变化和年变化
双波型 在乱流、对流交换比较旺盛的地区和季节
两个高值---- 08～09时
一天中
---- 20～21时，
两个低值---- 14～15时，
第三章 大气中的水分
第三章 大气中的水分
大气中的水分，来源于下垫面的蒸发和植物蒸腾，但其状态和含量极不稳 定，在自然界温度范围内，经常进行着相态变化，在相变过程中，就产生了云、 雾、雨、露、霜等天气现象，同时也构成了自然界陆地—海洋—大气的水分循 环。此外，大气中的水分对大气的能量转换和输送也起着很重要的作用。
e﹤E，未饱和空气；
一、大气中的水汽含量及其表示方法
过饱和空气中，超过极限的那部分水汽在一般情 况下就会发生凝结。
饱和水汽压的大小与空气温度有关： T↑,E↑（容纳水汽的能力增加）；T↓，E↓ 饱和水汽压除与温度有关外，还与物态、蒸发
面形状和溶液浓度等因子有关。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（三）绝对湿度（a）------ g/m3
（一）绝对湿度的日变化和年变化
1．绝对湿度的日变化
蒸发速度的大小决定于温度，温度高蒸发快。空 气的乱流、对流交换能使低空中的水汽向上输送， 运动强度与温度有关。两者对水汽含量的改变作 用是相反，不同的情况，两者所起的作用大小不 同，从而出现了不同的绝对湿度日变型。
（一）绝对湿度的日变化和年变化
单波型 在空气乱流、对流交换不十分旺盛的地区和季节。
蒸腾速度在一定限度内，随温度的增大而增大， 随饱和差的增大而增大，随风速的增大而增大。植 物的地面覆盖密度、根密度和深度，气孔的大小及 张开程度和干旱时根系的吸水能力等都会不同程度 地影响到蒸腾速度。
四、农田蒸散：Байду номын сангаас
蒸散（evapotranspiration）指农田水分输
送（土壤蒸发和植物蒸腾）到大气中去的总过程， 它的数值表示了农田总的耗水量。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
对一团空气而言，在运动过程中，只要其内部没 有水相的转变，则水汽质量不发生变化，气块的 比湿保持不变。
在讨论空气的上升或下降运动时，通常用比湿表 示空气湿度，在讨论水汽输送时，比湿梯度是重 要的物理量。
二、空气湿度的变化
从下垫面蒸发出来的水汽，进入近地气层，然后通 过对流、乱流和分子扩散作用向上输送，平流在水平方 向的输送，因此影响空气湿度变化的主要因子是蒸发速 度与空气运动影响水汽交换强度，两者都随气温而变化。 由于气温具有周期性的日、年变化，因此，空气湿度也 具有周期性的日、年变化。在近地气层中以绝对湿度和 相对湿度的日、年变化最为显著。
（一）、空气中的水汽必须达到饱和或过饱和状态 （二）、要有足够数量的凝结核
二、水汽凝结物
大气中的水汽凝结物按形成的高度和形状不同分为 三大类型： （一）地面或地物表面上的水汽凝结物（霜、露、 雾凇、雨凇等） 霜和露 在晴朗无风或微风的夜晚，地面和地面物 体因辐射冷却而迅速降温，接近地面很薄的气层也 随之降温，当T﹤Td时，水汽接触地面或地物表面凝 结而成。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（七）比湿（q） 单位质量空气中所含的水汽质量为比湿
（specific humidity）。单位为g·g –1（克·克-1）
或g·kg-1（克·千克-1）。其表达式为
q mw md mw
式中：mw 是单位质量空气中水汽的质量；md 是单位 质量空气中干空气的质量。
---- 日出前后
这种双波型的日变化型多发生在高温干燥的地区和季 节。如内陆暖季及沙漠地区等。
（一）绝对湿度的日变化和年变化
2．绝对湿度的年变化
最大值-----陆地7月份；海洋8月份 最小值-----陆地1月份；海洋2月份
绝对湿度的年变化还与降水的季节分布有关。
（二）相对湿度的日变化和年变化
1．相对湿度的日变化 一般而言与气温的日变化相反
第一节 空气湿度
大气中的水汽含量极不稳定，在湿热地方的暖季能高 达大气组成中的4%，而在冬季干燥寒冷的地方则可低到 0.01%。
表示空气中水汽含量的多少（即空气的潮湿程度）的
物理量称为空气湿度（humidity）。
空气湿度状况是决定云、雾、降水等天气现象的重要 因素，近地层的空气湿度无论对植物的生命活动还是农业 生产活动都有较大的影响。
式为 r = e ×100 %
E
r的大小直接反映该温度下空气距离饱和的程度。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
T一定时（E保持不变），如 e 越大，空气越接近饱和 e﹦E时，r﹦100%，空气饱和； e＜E时，r＜100%，空气未饱和； e＞E时，r＞100%，这时如无凝结现象产生， 空气处于过饱和状态。
当空气中水汽压（e）一定时r随T↑而↓，随 T↓而↑。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（五）饱和差（d）--- hPa（百帕） 在某一温度下，饱和水汽压与空气中实际水汽压
之差，称为饱和差（saturation deficit）。即：
d = E－e d表示空气中水汽含量距离饱和的程度。 d 越大，表示空气越干燥，且随T↑而↑，随T↓而↓。 在一定温度下，d值越小，空气越接近饱和，即空气 越潮湿；当d=0，空气达到饱和。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（一）水汽压（e）---- hPa（百帕）
大气中水汽所产生的分压强叫水汽压 (vapour pressure)。
水汽压的大小和空气中水汽含量的多少有关， 当空气中的水汽含量增多时，水汽压就相应地增大， 反之，水汽压减小。所以，用水汽压的大小可表示 空气中水汽含量的多少。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
饱和水汽密度也随温度的升高而迅速增大。 由于绝对湿度的直接测量比较困难，而水汽压 值简单易测，所以在实际工作中，常用水汽压代 替绝对湿度。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（四）相对湿度（r）--天气预报湿度的指标
空气的实际水汽压与同温度下饱和水汽压之百分
比，称为相对湿度（relative humidity）。其表达
T﹥0℃，则凝结物为水滴，称为露(dew) T﹤0℃，则凝结物为白色的冰晶，称为霜(frost)
露
霜
雾凇 形成于地面物体（如电线、电杆和树枝等）迎风 面呈现针状或粒状的白色松脆结构的冰晶层称为雾凇
(rime)，俗称树挂。
根据形成的条件和结构不同，可将雾凇分为两类： 晶状雾凇：结构疏松，形成时气温约为-15℃
1、土壤水分蒸发的形式 2、影响土壤蒸发速度的因素： ⑴、蒸发的外界条件：大气蒸发能力----它既决定
于水分蒸发过程中能量的供给，又影响到蒸发面 水汽向大气中的扩散过程。 ⑵、蒸发的内在条件：土壤的供水能力
3、土壤水分蒸发的阶段： 根据土壤水分蒸发的形式，影响的因素，使土壤水分
蒸发呈现的特点和规律将其过程分为三个阶段： Ⅰ---水分保持饱和状态 以形式A蒸发，受⑴(气象因素)影响，W土≥W水 Ⅱ--土壤含水量减小到田间持水量以下 以形式A、B蒸发，受⑴、⑵因素影响，W土↓ Ⅲ----当土壤相当干燥时 以形式B蒸发，受⑵因素影响，W土↓↓ 此外，土壤蒸发还与土壤的机械组成、有无植物覆盖、以及
的水变为水汽逸出土壤表面，是通过两种不同的形 式完成的。
1、土壤水分蒸发的形式：
A、土壤水沿毛管上升到土壤表面后才能进行蒸发，进 入大气。
。
。
地表面为蒸发面
这种形式蒸发快
B、土壤水分先在土壤中蒸发，变为水汽，再通过土壤
孔隙扩散出土表进入大气。
。
。。。
地表面 蒸发面
蒸发面因土壤水多少深浅不同，这种形式蒸发慢
最大值---清晨 最小值---14～15时 在特殊地区，如沿海一带，r日变化与T日变化一致。 白天----海风，e↑，则r↑； 夜间----陆风，e↓，则r↓。
（二）相对湿度的日变化和年变化
2．相对湿度的年变化 在一般情况下，与气温的年变化相反
温暖季节相对湿度小 寒冷季节相对湿度大 但在季风发达的地区， 夏季风----暖湿空气，e↑，则r↑； 冬季风----干冷空气，e↓，则r↓；
三、空气湿度的垂直分布
通过蒸发（蒸腾）作用，水汽进入大气，随空气的垂
直运动向上输送，高度高愈度高愈，水高汽：愈少，因此，在对流层 中水汽压和绝对湿度水随高汽度含的量升减高小而减小。
从地面上升到1实.5～际2水.0汽Km高压度减处小，e就减小到近地面 的1/2左右，5Km处约绝为近对地湿面度的减1/小10。相对湿度随高度的 分 随布高比度较 增复加杂而，减相难小对以，湿用气简温度单随？的高？规度？律增？说加明而？。降？这低是，因使为饱水和汽水压汽
土壤的坡度、坡向等有关。
4、抑制土壤水分蒸发的措施： 根据土壤水分蒸发所处的阶段，采取不同的措施。
第一阶段：松土以切断土壤毛细管 第二阶段：镇压结合中耕松土 第三阶段：考虑灌溉措施
三、植物蒸腾 通过植物体表蒸发水分的过程称为蒸腾
（transpiration）。
蒸腾主要是通过叶片气孔来实现的。
蒸腾速度主要取决于三个基本条件：小气候条 件、植物的形态结构、植物的生理类型。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（六）露点温度（Td）-----℃ 当空气中的水汽含量和气压不变时，降温使水汽
压 达 到 饱 和 时 的 温 度 称 为 露 点 温 度 (dew-point temperature)，简称露点。
Td 的高低反映了空气中水汽含量的多少，空气 温度降低到露点温度及其以下，是导致水汽凝结的重 要条件之一。
绝对湿度(absolute humidity)是指单位体积空
气中所含水汽量的多少，即水汽密度。 绝对湿度只表示空气中水汽的绝对含量，多用于
理论计算。当水汽压以毫米汞高为单位时，水汽压与 绝对湿度的关系为：
a =1.06× e （g/m3）
1 t
上式中a为气体膨胀系数，其值为1/273；t为空气温 度；
⑷水面上气压越小，蒸发越快。 W C E e p
在自然条件下，水面蒸发要比上述情况复杂 得多，还必须对外界其它因子的影响予以考虑， 如蒸发面的大小、形状、性质以及蒸发面上的气 体交换情况等。
二、土壤蒸发
土壤蒸发（soil water evaporation）是指土
壤中水分汽化并向大气中扩散的过程。 土壤中的水分蒸发过程是比较复杂的，土壤中
粒状雾凇：结构紧密，-7.0～7.0℃时出现
雨凇 它是由过冷却的雨滴与温度低于0℃的物体 或地面相碰时，会立即冻结成外表光滑而透明的 冰层，在电线或树枝上常边淌边冻而形成长长的
冰柱，称为雨凇（glaze）。
压也随高度而减小，但饱和水汽压与水汽压的递减率不同， 所以它们的比值（相对湿度）可能随高度递增，也可能递 减。
蒸发、蒸腾
第二节 蒸发与蒸腾
蒸发；凝结
蒸发量单位：g·cm-2·s-1
在气象观测中：单位是mm（毫米）
一、水面蒸发
在自然条件下水面蒸发的速度主要决定于水面上的 气象条件。
⑴水温越高，蒸发越快。 ⑵水面上空气饱和差越大，蒸发越快。 ⑶水面上空的风速越大，蒸发越快。
A：增加空气中的水汽含量，e→E ； B：降低空气温度，T→Td
降温是致使空气中的水汽达到饱和或过饱和的主 要途径。大气中常见的降温过程有以下几种： 辐射冷却----晴朗微风的夜晚 绝热冷却----绝热冷却是大气中最重要的冷 却方式 接触冷却----暖湿空气接触冷的下垫面 混合冷却----冷暖温差大且湿度较大的两团 空气
凡是影响土壤蒸发和植物蒸腾的一切因子都 影响到农田蒸散。
在实际工作中，因可能蒸散和实际蒸散不易 实测，所以农田蒸散量的估算多采用经验、半经 验的方法，下面介绍两种常用的求算可能蒸散量 的方法。
彭曼公式（综合法） ；桑斯特维公式
第三节 水汽的凝结
凝结(condensation)
一、水汽凝结的条件 （一）空气中的水汽必须达到饱和或过饱和状态 要满足这个条件：
T↑,e↑（蒸发多）；T↓，e↓（蒸发少）
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（二）饱和水汽压（E）---- hPa（百帕） 在一定温度条件下，单位体积的空气中所能
容纳的水汽数量有一个最大的限度，此时空气中
的水汽压叫做饱和水汽压 (saturation vapour pressure)。
e﹥E，过饱和空气； T 不变： e﹦E，饱和空气；