气象学大气水分课件.ppt

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1、第四章水分,空气湿度,第一节,第二节,第三节,蒸发与蒸腾,水汽凝结与大气降水,退出,第四节,水分与农业,第四章水分,二,三,第一节 空气湿度（air humidity),空气湿度的表示方法,空气湿度的时空变化,一,水的相变,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程。水相变化中的三种过程在水和水汽共存的系统中，存在三种过程：蒸发过程、凝结过程和动态平衡。,气象学上用空气湿度表示大气中水汽含量的多少,二、空气湿度的表示方法,1.水汽压(water vapour pressure) 水汽压（e）：

2、空气中水汽产生的压强。水汽压可以直接表示空气中水汽含量的多少。水汽压单位：百帕（hPa），毫米汞柱mmHg饱和水汽压：空气中水汽达到饱和状态时的水汽压(saturation/equilibrium vapour pressure) ，用E或es表示。,(1)物态 同温度下冰面E冰E水,饱和水汽压E的影响因素,云中，冰晶与过冷却水滴常常并存，若E冰eE水，则水滴将蒸发而逐渐缩小，冰晶将不断凝华而增大，水分子不断从水滴向冰晶转移，这就是“冰晶效应”,E受物态、蒸发面形状、水溶液浓度、温度等因素影响。,凝结增长,大小水滴共存,(2)蒸发面形状 当蒸发面曲率半径1m，与水分子半径相近时，蒸发面形状会影

3、响E的大小。,饱和水汽压的影响因素,(3)云中水滴大小 云中水滴大小不一，曲率不同，若实际水汽压介于大小水滴的E之间时 (E大eE小)，小水滴因蒸发而缩小，大水滴因凝结而增大。,饱和水汽压的影响因素,凝结增长,(4)蒸发面浓度 当蒸发面浓度的不同，也会影响E的大小。因为浓度大的液体表面水分子占据的面积小，单位时间内逸出的水分子就少。,饱和水汽压的影响因素,(5)温度 这是影响饱和水汽压的最主要的因素。,不同温度下的饱和水汽压,饱和水汽压与温度的关系，可用泰登(Teten)公式表示：,其中es06.1hPa,表示时的饱和水汽压。,课本的 表示以e为底的指数函数,饱和水汽压与温度关系曲线,饱和水汽

4、压(E),温度(),绝对湿度(w)就是单位体积湿空气中所含的水汽质量，也即为水汽密度(water vapor density)。可表示空气中水汽的绝对含量。 根据气体的状态方程，它与水汽压的关系是：,2.绝对湿度(absolute humidity),其中T为气温，ea为实际水汽压，R w为水汽的比气体常数。,相对湿度（r）：空气中实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的百分比。即：,3.相对湿度(relative humidity),相对湿度可表示空气距饱和状态的远近程度，但并没有说明空气中实际水汽含量的多少。,相对湿度的影响因素,相对湿度主要取决于空气中的水汽含量和温度。 而当水汽含量一定时，气

5、温越高，相对湿度越小；当温度一定时，水汽含量越多，相对湿度越大。,饱和差（d）：同温度下的饱和水汽压与空气中实际水汽压之差。即： d=es-ea 饱和差表示空气中的水汽含量与饱和时的水汽含量之间的差距，但不表示空气中水汽含量的多少。,4.饱和差（saturation deficit/deficiency),当温度一定时，水汽含量越多，饱和差越小；而当水汽含量一定时，气温越高，饱和差越大。,首先对照下表，看三个实际例子。,5.露点温度(dew-point temperature),不同温度下的饱和水汽压,(1) 设有一气温为20 ，水汽压为12.3hPa的气块，它是不饱和的。如果将其降温至10

6、，就达到饱和。(2) 气温为20 ，水汽压为6.1hPa的气块，它也是不饱和的。如果将其降温至0 ，就达到饱和。(3) 气温为30 ，水汽压为6.1hPa的气块，它也是不饱和的。如果将其降温至0 ，就达到饱和。,不同温度下的饱和水汽压,上面的例子说明：含有水汽、但不饱和的空气块，可以通过降低温度达到饱和，如果在这个温度下再降温，则会出现凝结现象。因此这个温度是夜间地面出现露水的起点温度。所以有定义：露点温度(td)：对含有水汽的湿空气，在不改变气压与水汽含量的条件下通过降温使其达到饱和时的温度，单位为 。,1. 空气湿度的空间变化 水汽压的垂直变化 水汽主要集中在对流层的下部，且随高度上升而迅

7、速降低。水汽压随高度的变化可近似用下式表示：,三、空气湿度的时空变化,其中为经验常数，一般取5000m。 相对湿度随高度的变化则比较复杂。,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：emax14:00，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：emax9:00-10:00，21:00-22:00emin日出前，14:00-15:00 年变化 与温度变化一致：emax7月，emin1月,水汽压的日变化,- 海洋型 大陆型,从相对湿度的定义可知：相对湿度随饱和水汽压的增大而减

8、小，而饱和水汽压又随温度的升高而迅速增大，因此相对湿度一般随温度的升高而减小。,（2）相对湿度的变化,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,- b 气温 a 相对湿度,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。,一,二,第二节 蒸发与蒸腾,水面蒸发,土壤水分的蒸发,一.水面蒸发(Evaporation),蒸发速率（W0 )：单位时间单位面积上蒸发的水量。单位有mm/d和g/cm2d，二者的关系是： 1g/cm2d=10mm/d,水面蒸发速率可用道尔顿

9、(Dalton)蒸发公式表示：,其中esw为水面温度下的饱和水汽压，ea为空气中的实际水汽压，P为气压，C为与风速有关的常数。,水面蒸发速率的影响因素,根据道尔顿蒸发公式：,可知：水面蒸发速率的主要影响因素为：1. 水面温度 温度越高，蒸发越快；,2. 水汽压 温度一定时，空气中水汽压越小（越干燥），蒸发越快；,3. 气压 气压越小，蒸发量越大；,4. 风速 风速越大，蒸发量也越大；,5. 溶质浓度 浓度越大，蒸发量越小。,1.土壤水分蒸发的方式 :水分由毛细管上升到土壤表面后汽化 这种方式主要受气象因子影响，影响因素与水面蒸发过程类似。,二.土壤水分的蒸发,水分在土壤中汽化，然后通过土壤孔隙

10、扩散进入大气 这种过程与气象因子基本上没有什么关系，蒸发速率主要受土壤因素（如土壤类型、结构、孔隙度等）的影响。,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.土壤水分蒸发过程,(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。,在稳高阶段，蒸发过程主要受气象因子影响；在稳低阶段，蒸发速率主要受土壤因素的影响；而在速降阶段 ，气象因子和土壤因子都对蒸发过程有影响。,土壤水分又称为墒，由上述分析，可用以下

11、措施保墒：(1)耕翻与松土 在稳高阶段，松土或翻耕可切断毛细管，破坏其输水的作用；,3.保墒措施,(2)镇压 在速降阶段或稳低阶段，镇压可减小土壤空隙，阻断水汽扩散的通道；,(3) 覆盖 用地膜、秸杆等覆盖，可阻断土壤水分进入大气的路径，效果很好。,一,二,第三节 水汽凝结与大气降水,水汽凝结的条件,水汽凝结物,三,降水,四,人工影响云雨,一.凝结(condensation)条件,(一)空气中的水汽达到过饱和:,根据道尔顿蒸发公式：,可知，要产生凝结（W00），实际水汽压ea必须大于饱和水汽压esw，即达到过饱和。 要达到过饱和，一般有两种途径：（1）增加空气中的水汽含量，增大ea ；（2）冷

12、却降温，使饱和水汽压esw减小。,1. 绝热冷却 空气上升绝热冷却至露点温度以下；,大气中常见的冷却降温过程：,2. 辐射冷却 晴朗微风的夜晚，有效辐射强烈使近地气层降温至露点温度以下；,3. 平流冷却（接触冷却） 暖空气流到冷的下垫面，近地气层降温至露点温度以下；,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。 例如，A气块ea=6.0hPa, t=0, B气块ea=23.0hPa, t=20,都未饱和，如两气块质量相等，混合后 e =14.5hPa, t=10，达到了过饱和。,混合冷却后达到过饱和的原因,esA,esB,es,C,凝结核(或凝华核)就是在水汽凝

13、结过程中起核心作用的固态与液态的质点。,(二)凝结核(condensation nucleus),作用机制： 1.凝结核对水的吸附力比水汽分子的相互吞并力要强； 2.降低了液滴上的饱和水汽压，有利凝结。,二.地面和大气中的凝结物(condensate),(一)地面上的凝结物1. 露与霜(dew and frost) 地面与地物表面辐射冷却，贴地层气温降至露点td以下, 就会产生凝结。当td0，凝结物为露水，td0，凝结物为霜。 出现的有利条件：晴朗微风的夜晚与清晨。因此露和霜都预示天气晴朗。 凡是夜间有效辐射较大的地物表面，都易形成露和霜。,雾凇(rime) 附着于地物迎风面上的白色疏松的凝结

14、物，由过冷却雾滴被风吹到地物表面后迅速冻结而成。分粒状和晶状两种。粒状出现在-2至-7 ，晶状出现在 -15 左右。,2.雾凇与雨凇,雾淞,雾淞,雾淞,雾凇,雾凇,雾凇,雾凇,雾凇,雾凇 雾漫寒江吞晓月 凇凝雪柳吐奇花,过冷却雨降落在低于0的地物表面迅速冻结而成的光滑透明的冰层。,雨凇(glaze/ glazed frost),(二)近地气层中的凝结物雾(Fog),雾是悬浮在近地气层中的微小水滴或冰晶的聚合物，它常使能见度减小(1000m)。,其形成原因:主要是近地气层温度降至露点以下，使近地气层中的水汽凝结而悬浮于空中。 雾可分为多种类型，常见的有辐射雾和平流雾。,1. 辐射雾(radiat

15、ion fog) 夜间地面有效辐射强烈使近地气层冷却达到过饱和而形成，日出后消失。有利条件：水汽充足，晴朗微风。常出现在秋冬季节，“十雾九晴”，预示着晴天。 2. 平流雾(advection fog) 暖湿空气流到冷的下垫面而逐渐冷却形成的雾。一般范围比较大，可于任何时候出现。有利条件：地面与空气的温差较大，暖空气的湿度大。春季较多，农谚“春雾一日晴”，说明它预兆阴雨天。,辐射雾 平流雾时间 后半夜、清晨 任何时间 温度 不变或降低 升高 湿度 不变或减小 增大 风 微风 风较大,云是悬浮在自由大气中的水汽凝结物的聚合体，其底部不与地面接触，且有一定的厚度。它和雾没有本质的差别，只是出现的高度

16、不同。,（三)自由大气中的凝结物云(cloud),2009年11月29日，受北方弱冷空气影响，庐山出现平流云。,2009年11月29日，庐山出现佛光奇观。,宝光也称佛光，或祥光，是山岳风景区一种罕见的自然美景。,佛光是一种特定环境下所产生的大气光学现象，产生地点多为海拔1600米的山上。,当雾气散去，阳光出现时，站在顺光（背向太阳）的位置，当太阳、云雾、人三者成40度折角时，就有机会看到佛光。,云的形成条件：1)使空气持续冷却2)持续不断地向高空输送水汽3)有凝结核 在自由大气中，空气冷却的方式有辐射冷却、混合冷却和绝热冷却，其中绝热上升冷却过程对云的形成最为重要。 我国将云分为3族，11属，

17、29种。,淡积云,浓积云,浓积云,积雨云,积雨云,蔽光层积云,透光层积云,堡状层积云,炮台云,雨淋淋,层云,雨层云,天上灰布悬，雨丝定连绵,高层云,高积云,透光高积云,天上鲤鱼斑，明日晒谷不用翻,絮状高积云,棉花云，雨快临,毛卷云,毛卷云,密卷云,密卷云,钩卷云,天上钩钩云，地上雨淋淋,卷层云,卷积云,鱼鳞天，不雨也风颠,1.降水的形成 在大气中，云比降水出现的机会要多得多。因为，形成降水需要足够大的云滴。,三、降水,由云滴增长为雨滴，主要是通过凝结增长和碰并增长两种过程。,(1)凝结增长,水汽分子在云滴表面凝结而使云滴增长的过程。在两种情况下对凝结增长过程很有利 :冰晶与水滴共存 大小水滴共

18、存,(2)碰并增长,由于不同大小的水滴或冰晶的下降速率不同，加之乱流的作用，云中水滴或冰晶互相碰撞、合并，不断增大。,冰晶效应,常见的降水有以下四种：雨：从云层中降落到地面的液态水雪：从云层中降落到地面的冰晶霰：白色不透明的小冰粒,2.降水的种类,雹：从积雨云中降落的、由透明和不透明的冰层相间的球状冰粒。,显微镜下的雪花,显微镜下的雪花,雹,冰雹的形成过程,冰雹大多形成于急行的冷暖空气交界的锋面上，雹粒经过多次上升下降过程而逐渐增大。,上升气流,雹云移动方向,对流层顶,水分累积区,冰雹形成过程示意图,小冰雹,大冰雹 中冰雹 雨,风暴移动方向,强上升气流,（1）降水量(amount of pre

19、cipitation)：指从大气中降落到地面未经蒸发、渗漏和流失而在水平面上积聚的水层厚度（固态降水指融化后的厚度），单位为毫米。,3.降水的表示方法,（2）降水强度(rain intensity) ：指单位时间内的降水量。时间单位通常取10分钟、1小时或1日。,按降水强度划分 可将降水等级按下表划分。 单位（mm/d),降雪可按下表划分为小雪、中雪大雪。 单位（mm/d),2019年10月1日-8日罕见强降雨袭击海南,持续时间长：至10月8日，影响海南省的大暴雨天气过程已持续了8天，为1961年以来最长大暴雨天气过程。降雨强度大：10月5日08时-6日08时，琼海（701.9mm）、万宁（3

20、92.2mm），10月6日08时-7日08时文昌（297.2mm）日降水量突破历史极值。累计雨量大：10月1日-8日，琼海、万宁、陵水、文昌、琼中、定安、海口、屯昌等8个市县共94个站点累计雨量超过800mm，其中琼海、万宁、海口、文昌共46个站点累计雨量超过1000mm，有5个站点累计雨量超过1400mm，文昌市重兴站达1514.7mm。,海南及雷州半岛降雨量实况图（2019年9月30日20时-10月8日08时）,海南持续降水原理示意图,南下的冷空气,海上的暖湿气流,1）降水距平（d)(rainfall departure):又叫绝对变率（variability）指一地某一时段的实际降水量与

21、多年同期平均降水量之差。公式表示： 为一地某一时段的实际降水量 多年同期平均降水量 多年距平绝对值的平均，叫平均距平( )。,(3)降水距平和降水相对变率,n为样本数,例：,设武汉9月的平均降水量为100 mm，2019年9月，X1=130mm，2019年9月，X2=70mm，2009年9月，X3=80mm，20190年9月，X4=120mm，各年的降水距平为多少？多年的平均降水距平为多少？,d1= 30mmd2= -30mmd3= -20mmd4= 20mm,=25mm,2）降水相对变率,降水相对变率D（relative variability）：一段时间内的降水距平与多年平均降水量的百分比

22、。,或,或,平均相对变率 :平均距平与多年同期平均降水量的百分比。,意义：表示一个地区降水量年际之间变动程度的大小，也表示了发生旱涝可能性的大小。 25%则易涝易旱,例：,设武汉9月的平均降水量为100 mm，2019年9月，X1=130mm，2019年9月，X2=70mm，2009年9月，X3=80mm，20190年9月，X4=120mm，各年的降水相对变率为多少？多年的平均降水相对变率为多少？,D1= 30%D2= -30%D3= -20%D4= 20%,= 25%,d1= 30mm，d2= -30mm，d3= -20mm，d4= 20mm，,1.冷云的人工降水 根据冰水共存的冰晶效应原理

23、，通过人工方法产生冰晶。常用方法：撒播干冰，撒播碘化银等拟冰晶物质,四、人工影响云雨,2. 暖云的人工降水 设法造成大小水滴共存的条件。常用方法：撒播吸湿性的物质（如食盐等），直接撒播大水滴。,3. 产生乱流的方法 常用爆炸、搅动气流等方法，在云中产生乱流，加快冲并增长过程。,一地一定时段内的水面可能蒸发量与同期降水量的比值，叫做干燥度（K）。 K=W0/R 按一年的时间段计算：,五.干燥度（aridity index）,干燥度划分为： K 1.0 湿润 1.0K1.5 半湿润 1.5K4.0 半干旱 4.0K 干旱,第四节 水分与农业,一、作物水分临界期和关键期二、土壤水分状况及与作物的关系

24、三、降水与空气湿度对作物的影响,本章总结,本章重点和难点：1.掌握大气中各湿度特征量的意义及其相互关系。2.深刻认识蒸发蒸散过程和凝结过程的条件及影响因素、各种凝结物和降水的形成原因。3.学会降水变率、干燥度的意义及其计算方法。,作业,复习思考题第四章：1*. 水分子数一定的空气块作绝热上升运动时，各湿度特征量如何变化？为什么？ 2. 在气温为15.0时，测得水汽压为13.4hPa，气压为1010.0 hPa，试求相对湿度、饱和差和露点温度。 3*. 开水杯上和夏天冰块周围均可出现水汽凝结成的水雾，试分析这两种现象形成的原因并比较其形成过程的异同点。 4. 某日气温为20.0，水温为18.0，

25、相对湿度为70%，水面蒸发速率为2.1mm/日，如果次日水温升为20.0，其它条件不变，则水面蒸发速率变为多少？,5*.某日晨最低气温tm 10，露点td 9，据预报次日晨tm 8，td 不变，试估计次日晨是否有雾？如有的话可能是什么雾？为什么？ 6. 一团温度为15，相对湿度为80%的空气块，从海平面处开始翻越一座2000米高的山脉，忽略饱和前水汽压的变化，求迎风坡的云高和山顶处的水汽压。要求：独立认真完成，下次理论课上课前交齐。凡发现抄袭现象，按0分处理；迟交则适当扣分。*注：题号带*的题目供有兴趣的同学选做。,参考文献,1.冯秀藻，陶炳炎等.农业气象学原理. 北京：气象出版社. 1991

26、 2.周淑贞. 气象学与气候学.北京：高等教育出版社 . 2019. 3.江仁. 气象学.北京：中国农业出版社，2019. 4.盛裴轩,毛节泰等. 大气物理学.北京：北大出版社.2019.5.气象科学技术集刊9：云物理和人工影响天气研究 国家气象局气象科学研究院编 北京：气象出版社，19856.气象科学技术集刊3：人工影响天气的试验研究 中央气象局气象科学研究院编 北京：气象出版社，19817.宋润田.一次持续稳定的平流雾天气. 气象 ,2019/068.宋润田.平流雾和辐射雾时边界层温度场及风场结构特征的对比分析.海洋预报, 2000/039.王永亮.多普勒雷达资料检验增雨催化效果的个例分析

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