气象学第五章大气中水分
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大气中的水分课件
集聚，使其成为水汽凝结核心。 产生凝结。
凝结核的存在是大气中水汽凝结的重要条件之一 《大气中的水分》PPT课件
实际大气中总是存在凝结核的，能否产生凝结， 关键取决于空气是否达到过饱和。
空气团气温 25 ℃ ， 实 际 水 汽 压 为 20hPa, 如 何 使该空气团水汽 饱和？
《大气中的水分》PPT课件
3
水 融解线
升华线
蒸发线
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。
《大气中的水分》PPT课件
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：
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：使饱和水汽压减小
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影响因素之三：蒸发面形状
蒸发面形状不同，水分子受周围分子吸引力不同。
凸表面
平表面
凹表面
A 凸表面水分子受到引力最小，表面水汽压最大 C 凹表面水分子受到引力最小，表面水汽压最小 B 平表面水分分子的情况介于二者之间。
《大气中的水分》PPT课件
30
（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
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第二节 地表面和大气中的凝结现象
一、地面的水汽凝结物 二、近地面层空气中的凝结 三、较高大气中的凝结——云
《大气中的水分》PPT课件
（一）露和霜 1、定义：
《大气中的水分》PPT课件
气象学 第五章 大气中的水分.概要
第五章
本 章 内 容
大气中的水分
空气湿度
蒸发和蒸散
凝结和凝结物
降水
第一节
空气湿度
空气湿度：空气中水汽含量的多少或潮湿程度。 湿度参量：表征空气中水汽含量的多少和潮湿程
度的物理量。
水汽压
相对湿度
湿度参量 露点温度
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ饱和差 比湿
混合比
绝对湿度
一、空气湿度参量
水汽压（e）
定义：空气中水汽的分压强。
单位：百帕 (hPa) 1百帕(hPa) = 100帕斯卡(Pa) 反映空气中水汽含量的多少 水汽含量 水汽压e
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
海陆风（水陆风） 昼： 吹海风，潮湿 夜： 吹陆风，干燥
夜
昼
时间
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
r 夏季 冬季
时间
T E
并且E比e快
因此 T r
Cc
云族
云属 学名 积云 简写 Cu 学名 淡积云 碎积云 浓积云 秃积雨云 鬃积雨云
云类 简写 Cu hum Fe Cu cong Cb calv Cb cap Sc Sc Sc Sc Sc St Fs Ns Fn tra op cug cast lent
积雨云
Cb
低云
层积云
Sc
透光层积云 蔽光层积云 积云性层积云 堡状层积云 荚状层积云 层云 碎层云 雨层云 碎雨云
组成
水雾：小水滴
冰雾：小冰晶 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。
本 章 内 容
大气中的水分
空气湿度
蒸发和蒸散
凝结和凝结物
降水
第一节
空气湿度
空气湿度：空气中水汽含量的多少或潮湿程度。 湿度参量：表征空气中水汽含量的多少和潮湿程
度的物理量。
水汽压
相对湿度
湿度参量 露点温度
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ饱和差 比湿
混合比
绝对湿度
一、空气湿度参量
水汽压（e）
定义：空气中水汽的分压强。
单位：百帕 (hPa) 1百帕(hPa) = 100帕斯卡(Pa) 反映空气中水汽含量的多少 水汽含量 水汽压e
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
海陆风（水陆风） 昼： 吹海风，潮湿 夜： 吹陆风，干燥
夜
昼
时间
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
r 夏季 冬季
时间
T E
并且E比e快
因此 T r
Cc
云族
云属 学名 积云 简写 Cu 学名 淡积云 碎积云 浓积云 秃积雨云 鬃积雨云
云类 简写 Cu hum Fe Cu cong Cb calv Cb cap Sc Sc Sc Sc Sc St Fs Ns Fn tra op cug cast lent
积雨云
Cb
低云
层积云
Sc
透光层积云 蔽光层积云 积云性层积云 堡状层积云 荚状层积云 层云 碎层云 雨层云 碎雨云
组成
水雾：小水滴
冰雾：小冰晶 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。
《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。
气象学：大气中的水分
结构。
三、农田蒸散 （一）植物蒸腾
蒸腾既是物理过程，又是生理过程，所 以植物的蒸腾除和气象条件有关外，还和植 植物蒸腾：物体通 物本身所处的状态有关。 过其体表（主要是叶 研究蒸腾时除考虑气象条件与叶片的本身 面的气孔）将体内的 特性外，还应考虑土壤水分的供应和在植物 水分以气态形式蒸发 体内的输送情况，以及叶量、叶片结构及植 物年龄等。 到体外的过程，称为 植物蒸腾。
（二）相对湿度的时间变化
相对湿度的年变化位 相对湿度的变化与气 相，一般与气温年变化相 温及大气中的水汽含量有 反，温暖季节f小，寒冷季 关。在大陆内部，其日变 节f大。在季风盛行地区， 化与气温日变化相反，最 由于夏季多有来自海洋的 大值出现在日出前气温最 潮湿空气，冬季有来自大 低的时候，最小值出现在 陆的干燥空气，因此f年变 气温最高的14—15时，见 化与上述情况相反，最大 图5-3（P.70）。这主要是 值出现夏半年的雨季或雨 取决于温度对E的影响。海 季之前，最小值出现在冬 滨地区f的日变化表现日高 季。 夜低，与气温日变化一致。
二、空气湿度的时间变化 （一）水汽压（绝对湿度）的时间变化
日变化
年变化
单峰型 双峰型
单峰型的日变化与气温 双峰型有两个极小值 水汽压的年变化 日变化相似。一天中水汽压 和两个极大值（见图5-2， 与温度年变化相似。在 最大值出现在气温最高 、蒸 P.69），极小值出现在日出 陆地上，最大值出现在 发最强 的时候 （14—15时）， 之前气温最低的时候和15— 7月，最小值出现在1月， 最低值出现在气温最低 、蒸 16时；极大值出现在8—9时 发最弱的时候（日出之前）， 海洋上，最大值在8月， 和20—21时。 见图5—2（P.69）。 最小值在2月。
气象学大气水分PPT学习教案
度
相对湿度 的日变
化：
几乎与温 度的变化 相反。
相对湿度的日变化 第19页/共102页
相对湿度的年变化：
一般来说冬季最大，夏季最小； 但在季风气候区，冬季受寒冷大陆冷 空气影响，寒冷干燥；夏季受海洋气流 的影响，炎热湿润，所以相对湿度的变 化与气温相同。
第20页/共102页
第二节 蒸发与蒸腾
一 水面蒸发 二 土壤水分的蒸发
第24页/共102页
2.土壤水分蒸发过程
土壤中水分由多到少的过程大致经历三个阶段： (1) 稳高阶段 在土壤水分较多的阶段，蒸发主要通过
第一种方式进行。
(2) 速降阶段 土壤水分含量迅速降低，只有部分毛 细管起作用，蒸发通过两种方式进行。 (3) 稳低阶段 土壤水分很低，毛细管失去了传导水分 的作用，蒸发只能通过第二种方式进行。
相对湿度随高度的变化则比较复杂。
第16页/共102页
2. 空气湿度的时间变化
（1）水汽压的日、年变化
日变化
海洋型：地面水分充分供应，乱流不强的地区
水汽压与气温变化一致：emax~14:00，emin~日出前
大陆型：地面水分供应不够充分，或乱流较强
的 地 区 ， 水 汽 压 变 化 曲 线 为 双 峰 型 ： emax~9:0010:00，21:00-22:00 emin~日出前，14:00-15:00
气象学大气水分
会计学
1
第一节 空气湿度（air humidity)
一 水的相变 二 空气湿度的表示方法 三 空气湿度的时空变化
第1页/共102页
一、水的相变
水汽是大气中唯一能发生相变 的气体，水的三相为水汽、水、 冰。
水相变化的物理过程 从分子运动学的观点看，水相 变化是各相之间分子交换的过
相对湿度 的日变
化：
几乎与温 度的变化 相反。
相对湿度的日变化 第19页/共102页
相对湿度的年变化：
一般来说冬季最大，夏季最小； 但在季风气候区，冬季受寒冷大陆冷 空气影响，寒冷干燥；夏季受海洋气流 的影响，炎热湿润，所以相对湿度的变 化与气温相同。
第20页/共102页
第二节 蒸发与蒸腾
一 水面蒸发 二 土壤水分的蒸发
第24页/共102页
2.土壤水分蒸发过程
土壤中水分由多到少的过程大致经历三个阶段： (1) 稳高阶段 在土壤水分较多的阶段，蒸发主要通过
第一种方式进行。
(2) 速降阶段 土壤水分含量迅速降低，只有部分毛 细管起作用，蒸发通过两种方式进行。 (3) 稳低阶段 土壤水分很低，毛细管失去了传导水分 的作用，蒸发只能通过第二种方式进行。
相对湿度随高度的变化则比较复杂。
第16页/共102页
2. 空气湿度的时间变化
（1）水汽压的日、年变化
日变化
海洋型：地面水分充分供应，乱流不强的地区
水汽压与气温变化一致：emax~14:00，emin~日出前
大陆型：地面水分供应不够充分，或乱流较强
的 地 区 ， 水 汽 压 变 化 曲 线 为 双 峰 型 ： emax~9:0010:00，21:00-22:00 emin~日出前，14:00-15:00
气象学大气水分
会计学
1
第一节 空气湿度（air humidity)
一 水的相变 二 空气湿度的表示方法 三 空气湿度的时空变化
第1页/共102页
一、水的相变
水汽是大气中唯一能发生相变 的气体，水的三相为水汽、水、 冰。
水相变化的物理过程 从分子运动学的观点看，水相 变化是各相之间分子交换的过
气象学课件 ch4大气中的水分
霾使远处光亮物体微带黄、红色，黑暗物体微带蓝色。
霾的形成
与污染物的排放密切相关，城市中机动车尾气以及其它烟尘，停留 在大气中，当逆温、静风等不利于扩散的天气出现时，就形成霾。
雾都与霾都市
雾与霾是有差别的
• 霾与雾、云不一样，没有明显的边界
• 霾粒子分布比较均匀，尺度小，0.001到10μm，平 均1－2μm，肉眼看不到
露点高时，水气量多，反之则少。
露点与夜间最低度有关： 温度降至露点时，水气凝结 放出大量潜热，缓冲
温度进一步降低，因而可用于预测最低度。
温度露点差 越大，湿度越小，反之越大。
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
r
夜
昼
T 地面水分蒸发强度 e T E 并且E比e快
因此 T r
时间
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
时间
海陆风（水陆风） 昼： 吹海风，潮湿 夜： 吹陆风，干燥
三、空气湿度与温度的关系
相对湿度与温度 水气数量一定时，温度越高，饱和水气压越大，
二、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
日出前
时间
双波型（大陆型） 夏季内陆、沙漠地区
e
10时 22时
日出前
14时
时间
影响因子：蒸发强度 乱流强度
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。
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
5.大气中的水分
第五章大气中的水分空气湿度蒸发与蒸散凝结和凝结物降水1第一节空气湿度水的三态变化空气湿度参量空气湿度的变化23水汽压绝对湿度露点温度相对湿度空气湿度参量饱和差绝对湿度是单位容积空气中所含水汽的质量，也就是水汽的密度(千克·米-3)。
在空气中水汽含量和气压不变的条件下，当气温降低到使空气达到饱和时的那个温度称为露点温度(Td) ，简称为露点。
露点温度也是表示水汽含量多少的物理量，未饱和空气Td >T，饱和空气Td =T在某一温度下，饱和水汽压(E)与实际水汽压（e）之差，称为饱和差。
其表达式为：d=E-e 大气中由水汽所产生的分压强称为水汽压。
饱和空气中的水汽压称做饱和水汽压。
Magnus 公式：E＝E0×l0at/(b+t)式中E0= 6.11hPa，是0℃时的饱和水汽压值。
a和b是常数湿空气中实际水汽压e与同温度下饱和水汽压E的百分比，即f =（e/E）×100%相对湿度越小，表示当时空气越干燥。
当相对湿度接近于100%时，表示空气很潮湿，越接近于饱和。
4空气湿度的变化水汽压的日变化相对湿度的日变化水汽压的年变化相对湿度的年变化水汽压的年变化和气温的年变化相似。
最高值出现在7～8月，最低值出现在1～2月。
一般情况下，相对湿度夏季最小，冬季最大。
但是在季风气候地区，冬季风来自大陆，水汽特别少，夏季风来自海洋，高温而潮湿，所以相对湿度以冬季最小，而夏季最大。
5水汽压的日变化水汽压的大小与蒸发的快慢有密切关系，而蒸发的快慢在水分供应一定的条件下，主要受温度控制。
在海洋上或在大陆上的冬季，每天有一个最高值出现在午后，一个最低值出现在清晨。
但是在大陆上的夏季，水汽压有两个最大值，一个出现在早晨9～10时，另一个出现在21～22时。
在9～10时以后，对流发展旺盛，地面蒸发的水汽被上传给上层大气，使下层水汽减少。
6相对湿度的日变化相对湿度的大小，不但取决于水汽压，还取决于温度。
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气象学第五章大气中水分
云族
低云
1000M<H<2000M
中云
2000M<H<6000M
高云
H>6000M
学名 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
云属
简写 Cu Cb Sc St Ns As Ac Ci Cs Cc
气象学第五章大气中水分
气象学第五章大气中水分
二、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。
气象学第五章大气中水分
冰 蒸发面形状：W凸面＞W平面＞W凹 面 含盐度：含盐度 W
气象学第五章大气中水分
二、土壤蒸发
土壤蒸发定义 土壤水分汽化并向大气扩散的过程。
土壤蒸发的两种过程 第一种：蒸发直接发生在土壤表面。 第二种：水分在土壤中某层次进行蒸发之后，水汽通过土 壤的孔隙达表层溢出土表。
影响因子 土壤因子、气象因子
单位：g／ cm日2·蒸日发量
定义：一天中蒸发掉的水层的厚度。
单位：mm／日; 1g／cm2·日＝1mm／日
道尔顿蒸发公式
W A' • E e 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
气象学第五章大气中水分
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
r 夏季
冬季
T 地面水分蒸发强度 e T E 并且E比e快 因此 T r
时间
同理 T r
季风气候区：与气温的年变化同相
r
夏季 冬季
夏季： 夏季风，来自海洋，潮湿
时间 冬季： 冬季风，来自内陆，干燥
气象学第五章大气中水分
第二节 蒸发和蒸散
一、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。
二、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
日出前
时间
双波型（大陆型） 夏季内陆、沙漠地区
e
日出前
10时 22时
影响因子：蒸发强度
14时 时间
气象学第五章大气中水分
乱流强度
年变化
e
夏季
冬季
时间
影响因子：蒸发强度
气象学第五章大气中水分
第五章 大气中的水分
本
章
蒸发和蒸散
凝结和凝结物
内
降水
容
第一节 空气湿度
空气湿度：空气中水汽含量的多少或潮湿程度。
湿度参量：表征空气中水汽含量的多少和潮湿程
度的物理量。
水汽压 相对湿度
湿度参量
露点温度
饱和差 比湿 混合比 绝对湿度
气象学第五章大气中水分
一、空气湿度参量
水汽压（e） 定义：空气中水汽的分压强。 单位：百帕 (hPa) 1百帕(hPa) = 100帕斯卡(Pa) 反映空气中水汽含量的多少 水汽含量 水汽压e
气象学第五章大气中水分
饱和水汽压（E） 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（马格奴斯半经验公式）
E
影响因子：
E
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 T 液体含盐度 含盐度 E
气象学第五章大气中水分
相对湿度（f） 定义：
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。
分类
粒状雾凇（小冰粒） 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。气象学第五章大气中水分
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≡ 能见度＜1km
组成
轻雾（霭）＝ 能见度1～ 1水0雾km：小水滴
气象学第五章大气中水分
第三节 凝结和凝结物
一、凝结条件
凝结发生的条件 空气达到饱和或过饱和状态，并有凝结核存在。
空气的饱和或过饱和
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 辐射冷却 ② 接触冷却
③ 混合冷却 ④ 绝热冷却
气象学第五章大气中水分
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
e
E
E
e
（T,e）
T
Td
T
反映空气中水汽含量的多少，水汽含量 露点温度Td
气象学第五章大气中水分
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
气象学第五章大气中水分
比湿（q）、混合比（S）、绝对湿度（a）
比湿：湿空气中水汽的质量与湿空气总质量的比值。
q
mw
mw 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—
比湿和混合比具有保守性
绝对湿度（水汽密度）：单位体积湿空气中水汽的质量。
a＝—mV—水—汽
气象学第五章大气中水分
相对湿度的时间变化 日变化 绝大多数地区：与气温的日变化反相
r
夜
昼
T 地面水分蒸发强度 e T E 并且E比e快
因此 T r
时间
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
海陆风（水陆风）
夜
昼
昼： 吹海风，潮湿
时间 夜： 吹陆风，干燥
气象学第五章大气中水分
年变化 大多数地区：与气温的年变化反相
冰雾：小冰晶
辐射雾：辐射冷却，晴朗微风和夜间和清晨。
成因
平流雾：接触冷却，冷暖空气大规模运动时。
平流辐射雾（混合雾）
地形雾 蒸发雾
气象学第五章大气中水分
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。
分类： ✓ 发生学分类 积状云（对流云） 成因 层状云 波状云 ✓ 形态学分类（国际分类法） 云底高度和外形特征 ✓ 中国《地面气象观测规范》 云族、云属、云类、云目、衍生云、转化云
空气的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的百分比值。
f e 100% E
反映空气的潮湿程度 温度不变，E不变：水汽含量 e r
水汽含量不变，e不变：温度 E r
气象学第五章大气中水分
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。
云族
低云
1000M<H<2000M
中云
2000M<H<6000M
高云
H>6000M
学名 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
云属
简写 Cu Cb Sc St Ns As Ac Ci Cs Cc
气象学第五章大气中水分
气象学第五章大气中水分
二、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。
气象学第五章大气中水分
冰 蒸发面形状：W凸面＞W平面＞W凹 面 含盐度：含盐度 W
气象学第五章大气中水分
二、土壤蒸发
土壤蒸发定义 土壤水分汽化并向大气扩散的过程。
土壤蒸发的两种过程 第一种：蒸发直接发生在土壤表面。 第二种：水分在土壤中某层次进行蒸发之后，水汽通过土 壤的孔隙达表层溢出土表。
影响因子 土壤因子、气象因子
单位：g／ cm日2·蒸日发量
定义：一天中蒸发掉的水层的厚度。
单位：mm／日; 1g／cm2·日＝1mm／日
道尔顿蒸发公式
W A' • E e 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
气象学第五章大气中水分
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
r 夏季
冬季
T 地面水分蒸发强度 e T E 并且E比e快 因此 T r
时间
同理 T r
季风气候区：与气温的年变化同相
r
夏季 冬季
夏季： 夏季风，来自海洋，潮湿
时间 冬季： 冬季风，来自内陆，干燥
气象学第五章大气中水分
第二节 蒸发和蒸散
一、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。
二、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
日出前
时间
双波型（大陆型） 夏季内陆、沙漠地区
e
日出前
10时 22时
影响因子：蒸发强度
14时 时间
气象学第五章大气中水分
乱流强度
年变化
e
夏季
冬季
时间
影响因子：蒸发强度
气象学第五章大气中水分
第五章 大气中的水分
本
章
蒸发和蒸散
凝结和凝结物
内
降水
容
第一节 空气湿度
空气湿度：空气中水汽含量的多少或潮湿程度。
湿度参量：表征空气中水汽含量的多少和潮湿程
度的物理量。
水汽压 相对湿度
湿度参量
露点温度
饱和差 比湿 混合比 绝对湿度
气象学第五章大气中水分
一、空气湿度参量
水汽压（e） 定义：空气中水汽的分压强。 单位：百帕 (hPa) 1百帕(hPa) = 100帕斯卡(Pa) 反映空气中水汽含量的多少 水汽含量 水汽压e
气象学第五章大气中水分
饱和水汽压（E） 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（马格奴斯半经验公式）
E
影响因子：
E
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 T 液体含盐度 含盐度 E
气象学第五章大气中水分
相对湿度（f） 定义：
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。
分类
粒状雾凇（小冰粒） 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。气象学第五章大气中水分
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≡ 能见度＜1km
组成
轻雾（霭）＝ 能见度1～ 1水0雾km：小水滴
气象学第五章大气中水分
第三节 凝结和凝结物
一、凝结条件
凝结发生的条件 空气达到饱和或过饱和状态，并有凝结核存在。
空气的饱和或过饱和
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 辐射冷却 ② 接触冷却
③ 混合冷却 ④ 绝热冷却
气象学第五章大气中水分
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
e
E
E
e
（T,e）
T
Td
T
反映空气中水汽含量的多少，水汽含量 露点温度Td
气象学第五章大气中水分
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
气象学第五章大气中水分
比湿（q）、混合比（S）、绝对湿度（a）
比湿：湿空气中水汽的质量与湿空气总质量的比值。
q
mw
mw 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—
比湿和混合比具有保守性
绝对湿度（水汽密度）：单位体积湿空气中水汽的质量。
a＝—mV—水—汽
气象学第五章大气中水分
相对湿度的时间变化 日变化 绝大多数地区：与气温的日变化反相
r
夜
昼
T 地面水分蒸发强度 e T E 并且E比e快
因此 T r
时间
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
海陆风（水陆风）
夜
昼
昼： 吹海风，潮湿
时间 夜： 吹陆风，干燥
气象学第五章大气中水分
年变化 大多数地区：与气温的年变化反相
冰雾：小冰晶
辐射雾：辐射冷却，晴朗微风和夜间和清晨。
成因
平流雾：接触冷却，冷暖空气大规模运动时。
平流辐射雾（混合雾）
地形雾 蒸发雾
气象学第五章大气中水分
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。
分类： ✓ 发生学分类 积状云（对流云） 成因 层状云 波状云 ✓ 形态学分类（国际分类法） 云底高度和外形特征 ✓ 中国《地面气象观测规范》 云族、云属、云类、云目、衍生云、转化云
空气的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的百分比值。
f e 100% E
反映空气的潮湿程度 温度不变，E不变：水汽含量 e r
水汽含量不变，e不变：温度 E r
气象学第五章大气中水分
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。