[理学]第三讲大气湿度与凝结.ppt

第三讲:大气湿度与凝结 1. 大气中的水 2. 蒸发和饱和 3.描述大气水汽含量的方 法 4. 相对湿度与露点 5. 相对湿度与人 阅读：Meteorology Today，第5和6章 1 1、大气中的水 n水是大气中的重要成分。水汽是大气中唯 一一种在大气自然条件下有三相变化的气 体。 n水对许多大气过程，尤其是激烈的天气过 程起着关键作用。 n水的相变影响大气中的能量平衡，如蒸发 导致冷却、凝结导致热量释放。 n水循环可以冲刷大气中的污染成分。 n云量会影响大气的辐射平衡。 n水汽的多少也影响人的舒适度。 2 水的分子结构 n两个氢氧键之间 的夹角是105， 所以，水分子具 有明显极性。 3 冰的晶体结构 n当水处于固体状态（ 冰）时，水分子由于 分子之间强的极性固 定在一起，呈正6面体 晶体。这些水分子无 法移动，但可以振动 。 n一个雪片可以由许多 这样的晶体组成。 4 水的相变 n固态水变成液态水，这个过程称为融化（ 溶化，melting）。 n从固态直接到气态的相变成为升化（ sublimation)。 n从液态到气态的相变相变叫蒸发 (evaporation)。 5 2、蒸发和饱和 n饱和指蒸发和凝结处于平衡状态，多余的水汽将打破 这一平衡。 n茶杯如果盖上一个盖子，蒸发的水分子最终将和凝结 的水分子达到平衡，这时水汽达到饱和。如果把盖子 去掉，一部分水分子将向空气中逃去，平衡被破坏， 更多的水分子将蒸发。 6 水汽压 当空气中水分子产生的压力叫水汽压 水汽压是大气水分含量的一种 表示方法，水汽压单位 是Pa 或 mb 水汽压与水汽密度(v)和温度的关系由理想气体定律 表示 e = vRvT . 7 分压 总压力 = PN2+ PO2 + PAr + PH20 + PCO2 + 总压力是1000 hPa, PN2 780 hPa78% PO2 210 hPa21% PH20 10 hPa 1% 分压是一个常用的表示 气体含量的单位 8 湿空气 n空气是各种气体的混合体，空气 = 干空气 + 水汽 n湿空气密度更大? n干空气（只含氧气和氮气）的分子量： 氮 = 14 x 2 = 28 x 0.78 22 氧 = 16 x 2 = 32 x 0.21 7 合计: 29 n水汽的分子量 氢 = 1 x 2 = 2 氧 = 16 x 1 = 16 18 9 饱和水汽压 n空气饱和时水汽分子 产生的压力 n饱和需要的水汽分子 数目随温度增加而增 加。 n在同等温度下，冰面 与水面的饱和水汽压 不同！ 10 Clausius-Clapeyron方程 Clausius-Clapeyron曲线的重要性 说明暖空气可含有更多的水汽 描述了给定温度下的最大水汽含量 可以用水汽压或者其他湿度单位来表示 水汽量 饱和水汽压与温度不是线性关系 11 3、描述大气水汽含量的方法 n绝对湿度 or 水汽密度 (v) n比湿 (q) n相对湿度 (RH) n露点温度 (Td) n实际水汽压 (e or ea) 12 绝对湿度(absolute humidity) n单位体积内的水汽质量(gm-3), n取决于温度和压力, 很少使用 (why?) 空气膨胀冷却，压缩加热体 积变化，则绝对湿度也变化 13 比湿 (q, specific humidity) 比湿 (q) = 水汽质量(kg)/空气质量 (kg) n空气质量 = 干空气 + 水汽 n当体积改变时，质量不变，所以，比湿不变，q 守恒 的湿度量 nq的变化表示空气中水汽量的变化 (蒸发，凝结） 14 它们的差别在于用总质量还是用干空气 质量与水汽质量去比，分别称为比湿和 混合比 比湿和混合比 15 相对湿度 16 一些可能的误解 相对湿度100%不表示空气全是水汽 热天, 热带室外空气中水汽含量一般小于20 g/kg 35C 时饱和比湿36.8 g/kg RH = (20g/kg / 36.8 g/kg) 100% = 53% T = -20C, 饱和比湿0.8 g/kg，假设水汽含量是0.7 g/kg RH = (0.7g/kg / 0.8 g/kg) 100% = 90% T = +20C, 饱和比湿8 g/kg，假设水汽含量 7 g/kg RH = (7g/kg / 8 g/kg) 100% = 90% 17 相对湿度的例子 T = 14C 比湿= 6g/kg 饱和比湿 = 10 g/kg RH = 6g/kg / 10 g/kg 100% = 60% T = 25C 比湿 = 6g/kg 饱和比湿 = 20 g/kg RH = 6g/kg / 20 g/kg 100% = 30% 18 相对湿度随温度的变化 19 Rh 的日变化 白天，空气中的水汽含量实质上没有太大变化，但一天中温度变化 很大，相对湿度就会有明显的日变化，因为温度改变，饱和水 汽压也变了。相对湿度与温度反相关，最高一般在清晨，最低 在下午。 20 RH随纬度的变化 热带高， 副热带低， 极地高。 请比较该图和 比湿随纬度 的变化！ 21 露点温度Td n露点：大气等压冷却达到饱和时的温度。 n如某气块中的水汽含量不变，假想由于温 度的降低，相对湿度会逐渐变大。当相对 湿度变为 100%，即空气变得饱和时的温 度称为该气块的露点温度，简称露点。 n露点温度可以很好地反映气块中水汽量的 多少。 n气块的实际温度和露点温度之差，称为温 度露点差，可以很好地反映相对湿度（离 饱和还有多远）。 22 极地空气：温度 - 20 C 露点 - 20 C 相对湿度 100% 沙漠空气：温度 350 C 露点 50 C 相对湿度 16%23 露点温度 二者相等, T = Td T Td(饱和) 进一步冷却，T = Td 24 计算相对湿度和露点 nTetens公式 25 5、相对湿度与人 人体对相对湿度的反应 n人体主要对相对湿度，而不是对绝对湿度有 反应，其主要原因是人体的反应与水份的蒸 发有关，而水份的蒸发直接与相对湿度有联 系。 n在炎热的条件下，人主要通过汗水的蒸发来 散发热量。当环境的相对湿度高时，蒸发困 难，热量就散发不出去，人感觉到闷热。 n在冬天，环境湿度比较低，皮肤蒸发很快， 容易出现皮肤干裂的现象。 26 凝结、雾和云 露和霜的形成 凝结核 霾 雾 云 各种云图 27 28 水汽的垂直分布 n水汽的主要源是在地面，通过垂直运动和湍流交换送 到高空，因此其浓度分布一般也向上递减。 n整层大气的总水汽量是各层大气水量的和，常常用多 少毫米水柱高度来表示。一般变化于 1 100 mm 之间。 n可以用全球大气中总的水汽量来做一个估计。 n大气中的水汽量是 13x1012 m3。按地球半径 6370 公里，表面积为 4*3.1416*(6370000)2 = 509x1012 m2 n平均水柱高度 13x1012/509x1012 = 0.02549 m = 25.5 mm 29 云中的水量 n虽然地球上总的降水量上很大的，这些降水都是要通 过云才能形成，但云本身所有的水量是很小的。 n一般云中液体水的含量约0.1 0.6 g/m3, 平均为 0.3g/m3。3 公里厚度云的水量为 0.3x3000 = 900 g n分配在 1 m2 的面积上，其厚度为0.9 mm 30 1、露和霜的形成 n在晴朗，无风的夜晚，容易形成 露和霜 n露和霜经常出现在植物叶子表面 n冬天窗户玻璃上常常可以看到结 霜形成的窗花。但没有人知道它 为什么会是你所见的花样 31 露与霜 晴空和静风时： 辐射使地面降温速率比空气 快 地面进一步冷却 如果地面温度降低到露点 发生凝结 32 2、霾（HAZE) n如果在大气中漂浮着一层尘埃或海盐颗粒，你会发现在早晚时 间，远处目标外物看得不太清楚，而在中午时就比较清楚，这 就是有一层霾。 n霾的特点是这些颗粒还不是水滴，但它们随着相对湿度的增加 会潮解，颗粒会变大；而当相对湿度减小时，颗粒会变小。 n当然，这些颗粒都很小。在干燥的时候其半径约 0.1 m ，它 对太阳光的选择散射使它有发蓝色的感觉。当湿度增大，颗粒 也变大，散射光变成白色。当RH从60变到80，散射能力 增加3倍。 n当大量的海盐颗粒漂浮在海面上方，那里的相对湿度又比较高 ，常常呈现为一层白色的霾层。 n相对湿度接近100%时霾可以变成雾 (能见度 100%时才凝结 生长) hygroscopic hydrophobic 40 4、雾 n前面的霾还没有完全变成水滴，如果相对湿度达到并超过 100% ，它们继续增长，就会变成一个水滴。在地面，这就是雾。 n随着雾滴的半径和浓度加大，能见度变达到越来越低。当能见 度小于 1 公里时间，就是雾了 。 n在城市或污染严重的地区去，雾滴一般比较小但浓度较高，这 样能见度就更低；而在海洋上空，雾滴常常是半径大，浓度低 ，相对来说对能见度的影响小一些。 n如果空气或作为凝结核中还有酸性的污染物，雾水还可能带酸 性，称为酸性雾或酸雾。 n雾的形成和云的形成一样：CCN，过饱和比湿。 n导致过饱和的过程：辐射冷却、平流 、抬升冷却 、混合 41 辐射雾（地面和山谷） 条件:晴空、静风、低温，常出现在秋冬 42 平流雾 暖湿空气移动到冷表面上，如果下垫面比空气冷 ，空气冷却至露点就形成平流雾。 43 平流雾出现在陡峭的海岸而非沙滩 44 蒸发(混合)雾 n冷空气移至暖水面上会出现蒸发雾。 n两股不饱和的空气混合可产生饱和的空气，如飞机的凝结尾 巴 45 蒸发(混合)雾 两个不饱和的气团混合产生饱 和气团，并形成雾 46 雾的消散和人工消雾 散射的太阳光加热地面，向上加热空气，暖空气中开 始蒸发，空气升高与上方的冷空气混合。这时候看 到雾抬升了。卫星图片显式雾的消散从最浅的边缘 开始。 人工消雾 n使雾滴变大，并沉降落下来； n在过冷雾中播撒干冰，使雾中的过冷水滴转化为冰 晶而下落； n加热空气，使雾滴蒸发； n把上层干燥的冷空气混合到雾中，使雾滴蒸发。 n昂贵且效果不明显 47 总结：雾的成因 n形成雾的过程大致有二种：冷却和蒸发混合。 n辐射雾：在无风的晴朗夜晚，近地面由于辐射冷 却，水进地面层空气饱和，并形成雾。夜晚越长 ，辐射冷却的时间越长，辐射雾容易形成。所以 辐射雾常常出现在冬季。 n平流雾：这常常出现在一团潮湿和温暖的空气移 动到冷的下垫面上方。暖空气被降温而达到饱和 ，形成雾。冬季，陆地表面温度比较低，而海水 的温度比较高。当海洋上方的空气移动到陆地上 方，就容易出现平流雾。平流雾也可能是海洋上 方冷热二个气团相混合的结果。 48 n上坡雾：空气被沿着山坡抬升，冷却，形成 雾。在某些地区，由于地形的特点，这种雾 经常出现。 n蒸发（混合）雾：冬天，你哈出一口气，就 会出现白色的蒸发（混合）雾。这时，外面 的空气很冷，嘴巴里的空气很热也很湿，但 并没有出现雾。当这团热空气与外面的冷空 气一混合，降温，空气就变成饱和的了，就 出现雾。 49 5、云 n云是由漂浮在空气中的无数小水滴，小冰晶或由二者共同组成的 可见集合体。 n云不仅能反映当时大气运动，大气稳定度和水汽情况，而且能预 示未来天气的变化，被称为天气的指示牌。 n云的观察一直是靠人眼睛进行的。虽然对各种云有许多记载，但 想起来要对云进行分类己经是很晚的事情了。 n1802年，法国的Lamarck(1744 - 1829)第一次提出一个方案，但 没有得到重视 n1803年，英国的Luke Howard 用拉丁字来描述云的卷、层、积等 特征 n1887年Abercromby 卷层云(Cs);卷积云(Cc) n中云：高层云(As)；高积云(Ac) n低云：层云(St)；层积云(Sc)；雨层云(Ns) n直展云：积云(Cu)；积雨云(Cb) 53 54 n 卷云具有丝缕状结构，呈 白色，有晶莹光泽，阳光 透过时没有阴影。 n由于风速较大多，卷云呈 丝条状、羽毛状、钩状、 片状和砧状等。由冰晶组 成。 n云高6-13KM。 卷云 55 卷积云 n云块看来很小，呈白色 鳞片状，个体常排列成 行，很像轻风吹过水面 所引起的小波纹。当高 空存在着逆温层时，在 其下界附近就出现了上 面是密度较小的暖空气 ，下面是密度较大的冷 空气的界面。界面上下 气流的速度不一样时， 就产生空气的垂直波动 ，形成云。 56 n云体均勻成层，透 明或呈乳白色，透 过云层时日月轮廓 清楚，常有晕的现 象，其高度和厚度 与卷云相近。当云 加厚并降低时预示 天气将变化；若无 明显发展或云量减 少，则未来天气不 会有显著变化。 n卷层云的类别有： 毛卷层云和薄幕卷 层云。 卷层云 57 n云块较小，最大的云块其视直径小于太阳视直径的十分之一。其形 状有扁园形、瓦状、鱼鳞状、团絮状等多种形状。个体轮廓分明， 或聚集成波状或田状的排可列形式。云底高2-6公里，厚度200-700 米。 n高积云的类别有：透光高积云；蔽光高积云；积云性高积云；絮状 高积云；堡状高积云；荚状高积云。 高积云 58 高层云 n是浓密灰白色或灰色、均勻成层的云体，云底高3-6 公里，厚1-2公里。云中除水滴外，可有冰晶等固态 水。多属锋面云系，可产生连续的降水。 n高层云的类别有：透光高层云；蔽光高层云 59 层积云 n为灰白色或灰色的大块云，它与高积云的差别是其视 直径超过了太阳视直径的10倍。这些云块常呈滾轴状 、波状，沿着一个或两个方向排列。云块有时相互离 开，有时靠得很紧。但即使在云块密集的情況下，该 云底面上的波状特性或其它凹凸不平仍然非常清晰。 云底高度约0.6-1.5公里，厚度0.1-2公里。 n层积云多数是由于空气的波动及湍流混合作用生成的 ，有时也可由辐射冷却形成。一般表示天气较稳定， 但有时也可