第二讲-水分、风-解析.ppt

陆地表层系统野外实验原理与方法第二讲环境要素水分，风,袁国富中科院地理科学与资源所,环境要素及其观测水分,空气中的气态水（水汽）水汽浓度非饱和水汽饱和水汽水汽浓度的测量方法组织和环境中的液态水（非自由水）含水量水势水势的观测,空气中的水汽,理想气体状态方程,其中：p为压强，V为气体体积，R为普适气体常数，T为绝对温度，n为气体的摩尔数R8.31Jmol-1K-1n=m/M(m为气体质量，M为气体摩尔质量kgmol-1),混合理想气体状态方程,DaltonsLawofPartialPressure(道尔顿分压定律),混合气体的压强等于各组分的分压强之和,空气中的水汽,气体浓度的表达,1、空气中某种气体的密度(densityorconcentration),2、摩尔密度(molardensity),组分气体与混合空气的摩尔密度相同,空气中的水汽,气体浓度的表达,3、空气中某种气体的摩尔比(molarfraction),例：已知大气中CO2的浓度为344ppm，求空气温度为20时的CO2的摩尔比、分压和密度,解：ppm:partspermillionvolumesofCO2in106volumesofair,(1)CO2的摩尔比:,(2)CO2的分压:,(3)CO2的密度:,空气中的水汽,空气中的水汽:饱和状态,1、饱和水汽压(saturationvaporpressure),空气中水汽达到饱和状态时的水汽分压,饱和水汽压的经验计算公式:,对于生物环境应用:a=0.611kPa,b=17.502,c=240.97T为摄氏温度(),空气中的水汽,空气中的水汽:饱和状态,2、饱和水汽压随温度变化的斜率,3、饱和水汽摩尔比,A为海拔高度，pa的单位为kPa,例：求海拔高度为0的地表面空气温度分别为0，10，20，30时的空气饱和水汽压和饱和摩尔比,解:,空气中的水汽,空气中的水汽:未饱和状态,1、相对湿度(relativehumidity,hrorRH),2、饱和差(vaporpressuredeficit,DorVPD),实际水汽压(ambientvaporpressure)与同一温度下的饱和水汽压之比,3、露点温度(dewpointtemperature,Td),一团空气在水汽含量不变的情况下，定压冷却到饱和时的温度,空气中的水汽,空气中的水汽:未饱和状态,4、湿空气密度(a),5、绝对湿度(absolutehumidityorvapordensity,v),Ma干空气分子量(28.97),Mw水分子量(18.02),单位空气体积中的水汽质量,空气中的水汽,空气中的水汽:未饱和状态,6、混合比(mixingratio,r),7、比湿(specifichumidity,q),某一湿空气样本中所含的水汽质量与干空气质量之比,在某一空气样本中，水汽的质量与该样本的总质量之比,空气中的水汽,空气中的水汽:未饱和状态,例：在一个寒冷的雾天，室外温度为-20，室内温度为22，试比较室内外空气湿度的差异。,解：室外有雾，可以认为室外水汽压为饱和状态(1)求室外水汽压,(2)求室内饱和水汽压,(3)求室内相对湿度,空气中的水汽,空气湿度的观测:实际水汽压,湿球温度(wetbulbtemperature,Tw)：空气温度仅仅由于水的蒸发导致下降，当水蒸发耗热和空气放热达到平衡状态时的空气温度即为湿球温度,空气的定压比热(specificheat,cp)，指1mol空气温度升高1度所需要的热量，为29.3Jmol-1K-1,汽化潜热(latentheatofvaporizationofwater,),指1mol水由液态转化为气态所需要的能量，为44kJmol-1,空气中的水汽,空气湿度的观测:实际水汽压,湿球温度计的能量守恒：,空气中的水汽,空气湿度的观测:相对湿度,毛发湿度计毛发的长度随空气相对湿度的变化而变化,高分子薄膜湿敏电容位于杆头部，这种具有感湿特性的电介质其介电常数随相对湿度而变化,空气中的水汽,空气湿度的观测:绝对湿度,利用空气中的水汽对某个波段光谱的吸收能力，用一个光谱发射器和一个光谱接收器，分析光谱吸收特征，获取空气的绝对湿度,（1）紫外气体分析仪（2）红外气体分析仪,空气中的水汽,例题,例：一个干湿表测得的干球温度为30，湿球温度为19，求空气的实际水汽压、相对湿度、露点温度和饱和差。假定数据在海平面高度观测获得,解:(1)求湿球温度下的饱和水汽压,(2)求实际水汽压,(3)求空气温度下的饱和水汽压,(4)求相对湿度,(5)求饱和差,(6)求露点温度,环境和组织中的液态水(非自由水),描述水分状态的物理量,1、水分含量(watercontent),单位体积或单位质量的组织中所含有的水量，又称为含水率,土壤孔隙及其水存在的形式,土壤孔隙,附着在土壤颗粒上的水,环境和组织中的液态水(非自由水),描述水分状态的物理量,1、水分含量(watercontent),体积含水量(volumetricwatercontent,),质量含水量(masswatercontent,w),容重,容重(soilbulkdensity,b),单位体积土壤干物质的质量,单位：cm3/cm3,单位：g/g,环境和组织中的液态水(非自由水),描述水分状态的物理量,2、水势(waterpotential,),指组织中水分所具有的势能，表示在组织和其含有的水的平衡系统中，恒温条件下将单位数量的水移动到标准参照状态的纯自由水体所需要的能量,标准参照状态(standardreferencestate)：一定高度处、某一特定温度下，承受标准大气压（或当地大气压）的纯自由水（不含溶质、不受固相介质作用）,环境和组织中的液态水(非自由水),描述水分状态的物理量,2、水势(waterpotential,),指组织中水分所具有的势能，表示在组织和其含有的水的平衡系统中，恒温条件下将单位数量的水移动到标准参照状态的纯自由水体所需要的能量,水势的单位(1)单位质量的水势:J/kg.为水势的标准单位，又称比水势(2)单位容积的水势:J/m3.(3)单位重量的水势:J/N,环境和组织中的液态水(非自由水),描述水分状态的物理量,2、水势(waterpotential,),水势的单位,容积水势:,重量水势:,容积水势单位是压强。重量水势单位为长度，及米高水柱(mH2O)在土壤水势的表述中，重量水势单位是最常用到的单位在植物水势的表述中，容积水势单位是最常用到的单位,环境和组织中的液态水(非自由水),描述水分状态的物理量,2、水势(waterpotential,),水势单位的相互换算,1J/kg=1kPa=0.001MPa1个单位质量水势等于1kPa压强,1Pa=0.0102(cm)H2O1J/kg=1kPa=10.2cm,环境和组织中的液态水(非自由水),水势分类,1、重力势(gravitationalpotential,g),总水势，g重力势，m基质势，p压力势，o溶质势,将单位数量的组织水从某一点移动到标准参照状态高度处，而其他各项维持不变时，对组织水所做的功即为该点组织水的重力势,其中：g为重力加速度(9.8ms-2)，h为组织水所在位置与参考高度位置的垂直距离，在参考高度以上为正，以下为负值,质量水势,容积水势,重量水势,环境和组织中的液态水(非自由水),水势分类,2、基质势(matricpotential,m),又称基膜势，系组织基质对水分的吸持作用引起，水和组织骨架之间的毛管力和吸附力将组织水束缚在组织中，为了克服这种吸持作用，将组织水移动到标准参照状态，必须对组织水所做的功称为组织水的基质势,土壤水分特征曲线:水分基质势与水分含量之间的经验关系,土壤基质势的大小与土壤质地、含水量和温度有关。受土壤结构的复杂性和空间组成的异质性，理论上还不能给出不同土壤基质势的精确定量关系，只能通过实际情况测定每种土壤的基质势并用经验关系表达,环境和组织中的液态水(非自由水),水势分类,3、压力势(pressurepotential,p),由压力场中的压力差引起，常将标准参照状态下的压力定义为标准大气压或当地大气压，相对于大气压力所存在的势能差为压力势。如血压、细胞内的膨压等,P为压力(Pa)，w为水的密度。压力势通常为正值,以压强表示的压力势(Pa),以质量水势表示的压力势(J/kg),环境和组织中的液态水(非自由水),水势分类,3、溶质势(osmoticpotential,o),系由于可溶性物质（如盐类）溶解于水中，降低了溶液的势能所导致，由于溶质对水分子具有吸引力，将水分移动到标准参照状态（纯自由水）时，必须对水做功，这种溶液与纯自由水之间存在的势能差即称为溶质势,C是溶液浓度(molkg-1)，为溶质系数(对理想溶液为1)，是每mol的离子数(NaCl为2，CaCl2为3，蔗糖为1)，R为气体常数，T为绝对温度。,范霍夫(JHvantHoff)方程,环境和组织中的液态水(非自由水),水势分类,土壤水势一般由基质势和重力势组成,植物水势一般由溶质势和压力势组成,环境和组织中的液态水(非自由水),例题,例：假定参考表面为2m深的地下水位处，求土壤表面的土壤水分的重力水势。,解：,环境和组织中的液态水(非自由水),例题,例：如果植物溶液的溶质势相当于浓度为0.3molkg-1的NaCl溶液的溶质势，植物组织的总水势为-700Jkg-1,求组织的膨压为多少个标准大气压。,解:(1)求植物的溶质势,(2)求植物的膨压,(3)求植物的膨压相当于多少大气压,组织液态水与空气接触面的空气湿度,体积的变化可以对理想气体状态方程微分获得：,内能的变化可以表述为：,由于组织液态水受水势的限制，而降低了蒸发强度，因此接触面的空气湿度显然跟水势有关系，而不似自由水体水面上的水汽浓度可以认为是饱和的(hr=1)系统内能的变化等于进入系统的能量减去系统能量的损失，对于液态水表面的蒸发，假定为绝热系统，能量的损失则是蒸发导致体积增大所需要的功，则系统内能的变化为：,环境和组织中的液态水(非自由水),考虑水势能量/质量=U/nMw,则有：,由饱和状态(p=es)到非饱和状态(p=e)变化的内能为：,环境和组织中的液态水(非自由水),组织液态水与空气接触面的空气湿度,例：求典型组织液态水表面空气相对湿度，假定组织温度为20,环境和组织中的液态水(非自由水),组织液态水与空气接触面的空气湿度,例：在炎热干燥的天气，人体皮肤汗液能迅速蒸发，并有盐分留在皮肤表面，尽管汗液中的盐分含量不高，但在持续的蒸发之后，皮肤表面汗液盐分浓度会达到饱和。试比较洗澡后皮肤蒸发表面(盐分浓度可以忽略不计)的水汽浓度与经过一天繁重体力劳动后皮肤表面(被盐分覆盖)水汽浓度大小。皮肤表面温度设为36。如果空气水汽浓度为20mmol/mol，试比较两种状态下皮肤表面湿度与空气湿度之差。,环境和组织中的液态水(非自由水),组织液态水与空气接触面的空气湿度,解:(1)求皮肤表面饱和水汽压,(2)洗澡后皮肤表面水汽摩尔比,(3)流汗后皮肤表面水汽湿度,环境和组织中的液态水(非自由水),植物水势的测量方法,1.压力室法,将待测的叶片或枝条倒置于压力室内，用橡皮或塑料塞夹紧叶柄或茎。当向压力室加压至与其水势相抵并略为超过时，水即自导管中流出，形成水珠。此时所施加的压力即为叶片或枝条的水势,样品夹压力室压力读表,压力调节阀高压连接软管样品夹附件,环境和组织中的液态水(非自由水),植物水势的测量方法,2.小液流法,将植物组织分别放在一系列浓度递增的溶液中，当找到某一浓度的溶液与植物组织之间水分保持动态平衡时，则可认为此植物组织的水势等于该溶液的水势。因溶液的浓度是已知的，可以根据公式算出其渗透压,实验步骤（一）取干燥洁净的青霉素瓶6个为甲组，各瓶中分别加入0.050.30mol/L蔗糖溶液约4ml（约为青霉素瓶的23处），另取6个干燥洁净的青霉素瓶为乙组，各瓶中分别加入0.050.30mol/L蔗糖溶液1ml和微量甲烯蓝粉末着色，上述各瓶加标签注明浓度。（二）取待测样品的功能叶数片，用打孔器打取小圆片约50片，放至培养皿中，混合均匀。用镊子分别夹入58个小圆片到盛有不同浓度的甲烯蓝蔗糖溶液的青霉素瓶中（乙组）。盖上瓶塞，并使叶圆片全部浸没于溶液中。放置约3060min，为加速水分平衡，应经常摇动小瓶。（三）经一定时间后，用注射针头吸取乙组各瓶蓝色糖液少许，将针头插入对应浓度甲组青霉素瓶溶液中部，小心地放出少量液流，观察蓝色液流的升降动向。（每次测定均要用待测浓度的甲烯蓝蔗糖溶液清洗几次注射针头）。如此方法检查各瓶中液流的升降动向。若液流上升，说明浸过小圆片的蔗糖溶液浓度变小（即植物组织失水）；表明叶片组织的水势高于该浓度糖溶液的渗透势；如果蓝色液流下降则说明叶片组织的水势低于该溶液的渗透势，若蓝色液流静止不动，则说明叶片组织的水势等于该糖溶液的渗透势，此糖溶液的浓度即为叶片组织的等渗浓度,环境和组织中的液态水(非自由水),植物水势的测量方法,3.露点湿度计法,将叶片或组织汁液密闭在体积很小的样品室内，经一定时间后，样品室内的空气和植物样品将达到温度和水势的平衡状态。此时，气体的水势（以蒸气压表示）与叶片的水势（或组织汁液的渗透势）相等。因此，只要测出样品室内空气的蒸气压，便可得知植物组织的水势（或汁液的渗透势）。由于空气的蒸气压与其露点温度具有严格的定量关系，本仪器便通过测定样品室内空气的露点温度而得知其蒸气压。该仪器装有高分辨能力的热电偶，热电偶的一个结点便安装在样品室的上部。测量时，首先给热电偶施加反向电流，使样品室内的热电偶结点降温（Peltier效应），当结点温度降至露点温度以下时，将有少量液态水凝结在结点表面，此时切断反向电流，并根据热电偶的输出电位记录结点温度变化。开始时，结点温度因热交换平衡而很快上升；随后，则因表面水分蒸发带走热量，而使其温度保持在露点温度，呈现短时间的稳衡状态；待结点表面水分蒸发完毕后，其温度将再次上升，直至恢复原来的温度平衡。记录下稳衡状态的温度，便可将其换算成待测样品的水势或渗透势,Psypro露点水势测量系统,环境要素风,风,边界层与近地面层风廓形方程动量通量,边界层与近地层,大气边界层,地球大气中直接受到地球表面影响的一层大气,或者说，是紧贴地面，受地面的切变应力（摩擦力）影响的一层大气。它在对流层的下部，与地面直接接触。根据作用力情况可以分为：层流副层，近地面层，上部摩擦层,边界层与近地层,大气边界层,大气边界层(PlanetaryBoundaryLayer,PBL),层流副层,紧贴地表厚度小于1cm的薄层空气，分子粘滞力为主要作用力，湍流摩擦力可以忽略，没有垂直涡动速度，但垂直方向上的速度梯度很大,近地面层(近地层,surfacelayer),该层地转偏向力可以忽略，气压梯度力被看成是不变的原动力，湍流摩擦力是最主要的作用力，且可认为在某一时刻在近地层中为常数，不随高度而变,上部摩擦层,此层的空气受重力、地转偏向力、气压梯度力和湍流摩擦力的共同作用，它们具有同等重要的贡献，不能忽略,边界层与近地层,近地面层,1.近地面层的特点,在近地面层，可以近似认为动量、热量、水汽以及其他物理属性在垂直方向上的“输送量”不随高度而变化在近地面层，气压随高度的变化可忽略不计实际气温梯度与位温梯度可认为基本相等气象要素的垂直梯度远比水平梯度大气象要素具有明显的日变化,边界层与近地层,近地面层,2.近地层空气运动湍流(turbulence),是毫无规律的流体运动，可以理解为流体的速度、物理属性等在时间和空间上的无规律的涨落现象。,边界层与近地层,通量与通量密度,1.通量(flux),指物质或能量在特定方向上运动时从一个位置向另一个位置或穿过某一平面时单位时间的传输量。,2.通量密度(fluxdensity)：,指通过单位面积的通量(单位时间单位面积传输的物质和能量)。,地表大气间的通量传输通常是指垂直方向的传输，流动是一维的，是一个标量。在近地面层，通量密度通常认为不随高度发生变化，沿一维方向上的通量是常量，即所谓常通量假定,3.近地层的常通量假定,风廓线与风廓形方程,近地层风速廓线的形成,近地层风速廓线方程,开阔平坦表面上仅由地面摩擦导致的风速在垂直方向变化曲线为一对数曲线。对数廓线可以描述为：,A,B是一个与高度无关的常数。其中B等于-Alnz0,z0称为表面粗糙(长)度(roughnesslength)，是表面理论风速为0的平面，这个平面的高度反映了表面的空气动力学粗糙度，故得名。,风速梯度可表述为：,风廓线与风廓形方程,近地层风速廓线方程,推广到植被表面：,风速梯度可表述为：,d为零平面位移(zeroplanedisplacement)：是由于植物群落的高度导致的对空气湍流交换产生平面的抬升，在平面以下没有湍流运动。这一平面相当于平坦开阔平面上的气流零平面，故称为零平面位移,风廓线与风廓形方程,动量通量,动量通量与摩擦速度,水平空气运动引起的平坦地面单位面积的拽力叫做切应力。单位是Nm-2。,上式表明，切应力的单位与动量通量(即单位时间单位面积的动量)的单位