第三章___大气中的水分汇总
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3.饱和差（E-e）：蒸发速度与饱和差成正比。严 格说，此处的E应由蒸发面的温度算出，但通常以 一定气温下的饱和水汽压代替。饱和差愈大，蒸 发速度也愈快。
三、影响蒸发的因素
4.风速与湍流扩散：大气中的水汽垂直输送和水平 扩散能加快蒸发速度。
无风时：蒸发面上的水汽单靠分子扩散，水汽压 减小得慢，饱和差小，因而蒸发缓慢。
二、饱和水汽压 概念：水汽压 饱和空气 饱和水汽压
与蒸发面的温度的关系 蒸发面的性质（水面、冰面，溶液等）的关系 蒸发面的形状（平面、凹面、凸面）的关系
（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。它是按指数 规律而增大的。
两个结论 1、T变 E变 相变 2、△E高温 > △E低温
（二）饱和水汽压与蒸发面性质的关系
冰
的
位4
相
平2 B
衡B
C
K
2 A
3
O
1
水汽
-16 -12
-8
-4 0
4℃
3.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。 如蒸发需要吸收热量，这个热量就叫蒸发潜热，凝 结则为凝结潜热，二者相同。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；1 g 水冻结成冰则可释放出 334.7 J 热量。
2.溶液面的饱和水汽压
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（E溶<E水），且溶液浓度愈高，饱和水汽压 愈小。
（二）饱和水汽压与蒸发面性质的关系
E凸>E平>E凹
（4）混合冷却：在上述几种过程中，冷却通常是 主要的。对形成雾来说，由于凝结出现在贴近地面 的气层中，因此辐射冷却、平流冷却是主要的；对 形成云来说，由于凝结是在一定高度上，因而绝热 冷却就成为主要的了。
（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， 也可能的主要因子有这些：水源、热 源、饱和差、风速与湍流扩散强度、气压。
三、影响蒸发的因素
1.水源：开旷水域、冰雪表面、潮湿土壤、植物 蒸腾作用。没有水源就不会有蒸发（沙漠）
2.热源：蒸发需要消耗热量，并且如果没有热量 供给，水面会降温，蒸发面会冷却，饱和水汽压 降低，水汽易饱和凝结，蒸发减缓或停止。
回，如果继续下去，就有可能在 同一时间内，跑出水面的水分子 与落回水面的水分子恰好相等， 这时水和水汽之间就达到两相平 衡，这种平衡叫动态平衡。动态 平衡时的水汽压称为饱和水汽压。
水的蒸发与凝结
2.水相变化的判据
比较单位时间内跑出水面
e(hPa)
的水分子数与单位时间内落
8
C
K
回水面的水汽分子数的大小， 纯6
有风时：有风时，湍流加强，蒸发面上的水汽 随风和湍流迅速散步到广大的空间， 蒸发面上水汽压减小，饱和差增大， 蒸发加快
四、湿度随时间的变化
1、绝对湿度：在空气垂直交换不强烈的情况下，其日变 化情况与气温大致相同，这叫“一高一低”型。但是，在 陆地夏季，特别是在一天的中午前后，近地面有强烈的乱 流作用，使近地面的大量水汽输送到高空，近地面不仅没 有形成绝对湿度（水气压）的最高值，反而形成一个次低 值。最高值出现在9-10时和21-22时。这叫“二高、二低” 型。
1.冰面和过冷却水面的饱和水汽压 通常，水温在0℃时开始结冰，但是试验和对云
雾的直接观测发现，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。过冷却水与同温度下的冰面比较，饱和水汽压 并不一样。
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。
水
冰
就能判断当时是蒸发过程还 的
是凝结过程。但是去测算水
位4 相
分子数是很难的，往往用比
平2 B 衡B
较水汽压与当时温度下饱和
2 A
3
O
1
水汽
水气压的办法来判断。
-16 -12
-8
-4 0
4℃
2.水相变化的判据
E＞e E=e E＜e
空气未饱和 蒸发过程 饱和 动态平衡
过饱和 凝结
e(hPa)
8
纯6 水
第四章 大气中的水分
第一节 蒸发与凝结 第二节 地表面和大气中的凝结现象 第三节 降水
第一节 蒸发与凝结
一、水相变化
自然界中的某些物质可以气态、液态和固态的 形式存在，按照系统论的观点，每一个状态称为一 个相，水的三种状态被称为水的三相。水的三相之 间可以相互转化称为水的三相变化。
大气中的水汽基本集中在对流层和平流层内， 该处大气的温度不但永远低于水汽的临界温度，而 且还常低于水的冻结温度，因此水汽是大气中唯一 能由一种相转变为另一种相的成分。
（一）凝结核 （二）空气中水汽的饱和或过饱和
暖水面蒸发 空气的冷却
大气的冷却方式主要有如下几种：
（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。
2、相对湿度:变化复杂，他随地理环境、天气变化而有不 同。在全年绝对湿度变化不大的地区，f的变化与气温变化 相反；而在季风区f与T变化一致。
五、大气中水汽凝结的条件
水汽由气态变为液态的过程称为凝结。水汽直 接转变为固态的过程称凝华。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。
1.水相变化的物理过程
从分子运动论看，水相变 化是水的各相之间分子交换的 过程。起初，系统中的水汽浓 度不大，单位时间内跑出水面 的水分子比落回水中的水汽分 子多，系统中的水就有一部分 变成了水汽，这就是蒸发过程， 水分子落回水面的过程叫凝结 过程。
水的蒸发与凝结
1.水相变化的物理过程
由于水分子不断的跑出和落
三、影响蒸发的因素
4.风速与湍流扩散：大气中的水汽垂直输送和水平 扩散能加快蒸发速度。
无风时：蒸发面上的水汽单靠分子扩散，水汽压 减小得慢，饱和差小，因而蒸发缓慢。
二、饱和水汽压 概念：水汽压 饱和空气 饱和水汽压
与蒸发面的温度的关系 蒸发面的性质（水面、冰面，溶液等）的关系 蒸发面的形状（平面、凹面、凸面）的关系
（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。它是按指数 规律而增大的。
两个结论 1、T变 E变 相变 2、△E高温 > △E低温
（二）饱和水汽压与蒸发面性质的关系
冰
的
位4
相
平2 B
衡B
C
K
2 A
3
O
1
水汽
-16 -12
-8
-4 0
4℃
3.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。 如蒸发需要吸收热量，这个热量就叫蒸发潜热，凝 结则为凝结潜热，二者相同。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；1 g 水冻结成冰则可释放出 334.7 J 热量。
2.溶液面的饱和水汽压
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（E溶<E水），且溶液浓度愈高，饱和水汽压 愈小。
（二）饱和水汽压与蒸发面性质的关系
E凸>E平>E凹
（4）混合冷却：在上述几种过程中，冷却通常是 主要的。对形成雾来说，由于凝结出现在贴近地面 的气层中，因此辐射冷却、平流冷却是主要的；对 形成云来说，由于凝结是在一定高度上，因而绝热 冷却就成为主要的了。
（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， 也可能的主要因子有这些：水源、热 源、饱和差、风速与湍流扩散强度、气压。
三、影响蒸发的因素
1.水源：开旷水域、冰雪表面、潮湿土壤、植物 蒸腾作用。没有水源就不会有蒸发（沙漠）
2.热源：蒸发需要消耗热量，并且如果没有热量 供给，水面会降温，蒸发面会冷却，饱和水汽压 降低，水汽易饱和凝结，蒸发减缓或停止。
回，如果继续下去，就有可能在 同一时间内，跑出水面的水分子 与落回水面的水分子恰好相等， 这时水和水汽之间就达到两相平 衡，这种平衡叫动态平衡。动态 平衡时的水汽压称为饱和水汽压。
水的蒸发与凝结
2.水相变化的判据
比较单位时间内跑出水面
e(hPa)
的水分子数与单位时间内落
8
C
K
回水面的水汽分子数的大小， 纯6
有风时：有风时，湍流加强，蒸发面上的水汽 随风和湍流迅速散步到广大的空间， 蒸发面上水汽压减小，饱和差增大， 蒸发加快
四、湿度随时间的变化
1、绝对湿度：在空气垂直交换不强烈的情况下，其日变 化情况与气温大致相同，这叫“一高一低”型。但是，在 陆地夏季，特别是在一天的中午前后，近地面有强烈的乱 流作用，使近地面的大量水汽输送到高空，近地面不仅没 有形成绝对湿度（水气压）的最高值，反而形成一个次低 值。最高值出现在9-10时和21-22时。这叫“二高、二低” 型。
1.冰面和过冷却水面的饱和水汽压 通常，水温在0℃时开始结冰，但是试验和对云
雾的直接观测发现，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。过冷却水与同温度下的冰面比较，饱和水汽压 并不一样。
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。
水
冰
就能判断当时是蒸发过程还 的
是凝结过程。但是去测算水
位4 相
分子数是很难的，往往用比
平2 B 衡B
较水汽压与当时温度下饱和
2 A
3
O
1
水汽
水气压的办法来判断。
-16 -12
-8
-4 0
4℃
2.水相变化的判据
E＞e E=e E＜e
空气未饱和 蒸发过程 饱和 动态平衡
过饱和 凝结
e(hPa)
8
纯6 水
第四章 大气中的水分
第一节 蒸发与凝结 第二节 地表面和大气中的凝结现象 第三节 降水
第一节 蒸发与凝结
一、水相变化
自然界中的某些物质可以气态、液态和固态的 形式存在，按照系统论的观点，每一个状态称为一 个相，水的三种状态被称为水的三相。水的三相之 间可以相互转化称为水的三相变化。
大气中的水汽基本集中在对流层和平流层内， 该处大气的温度不但永远低于水汽的临界温度，而 且还常低于水的冻结温度，因此水汽是大气中唯一 能由一种相转变为另一种相的成分。
（一）凝结核 （二）空气中水汽的饱和或过饱和
暖水面蒸发 空气的冷却
大气的冷却方式主要有如下几种：
（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。
2、相对湿度:变化复杂，他随地理环境、天气变化而有不 同。在全年绝对湿度变化不大的地区，f的变化与气温变化 相反；而在季风区f与T变化一致。
五、大气中水汽凝结的条件
水汽由气态变为液态的过程称为凝结。水汽直 接转变为固态的过程称凝华。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。
1.水相变化的物理过程
从分子运动论看，水相变 化是水的各相之间分子交换的 过程。起初，系统中的水汽浓 度不大，单位时间内跑出水面 的水分子比落回水中的水汽分 子多，系统中的水就有一部分 变成了水汽，这就是蒸发过程， 水分子落回水面的过程叫凝结 过程。
水的蒸发与凝结
1.水相变化的物理过程
由于水分子不断的跑出和落