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。

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0℃以下，甚至在-20℃—-30℃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0℃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℃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℃时出现。

2.粒状雾凇粒状雾凇往往在风速较大，气温在-2—-7℃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。

雨凇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0℃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。

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。

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。

二是由于气流越山而形成的波动（称地形波或背风波）。

波状云出现时，常表明气层比较稳定，天气少变化。

第三节降水降水具有不同的形态——雨、雪、霰、雹。

雨：自云体中降落至地面的液体水滴。

雪：从混合云中降落到地面的雪花形态的固体水。

霰：从云中降落至地面的不透明的球状晶体，由过冷却水滴在冰晶周围冻结而成，直径2—5mm。

雹：是由透明和不透明的冰层相间组成的固体降水，呈球形，常降自积雨云。

一、云滴增长的物理过程（一）云滴凝结（或凝华）增长凝结（或凝华）增长过程是指云滴依靠水汽分子在其表面上凝聚而增长的过程。