大气中的水分和降水课件讲义

1、大气中的水分和降水一.大气湿度二.蒸发三.凝结四.大气降水1大气中的水汽是实现气候系统中水圈与大气圈水分交换的物理过程水是地球上唯一能在自然条件下三态并存的物体。在相变中傍随有能量、天气、水循环等过程大气中的水汽2大气的湿度湿度随时间的变化绝对湿度水气压和饱和水气压相对湿度露点温度：是用温度表示湿度的物理量，指在不增加水分时靠降低温度达到饱和，此时的温度即露点温度。用温度露点差来衡量干湿状态。3相对温度的日变化时刻RHT4蒸发、凝结、降水，对热量平衡和天气变化起重要作用。凝结物：雾、雾凇、雨凇、霜、露、霾过程:雨、雪、雷电、台风、龙卷、冰雹5蒸发和凝结水相变化饱和水气压蒸发条件（影响蒸发的因素

2、）条件： 蒸发面的温度、空气湿度、风、蒸发面的性质和形状、地面性状6地表与大气中凝结的基本条件:降温大气中的凝结物：绝热上升冷却过程云 非绝热冷却过程雾等地表层的凝结物：霜、露、雨凇、雾凇凝结7 雾辐射雾：形成于晴朗微风的夜晚，如上海的雾，日出即散。平流雾：冷气流或冷洋流流到暖空气下方。如秘鲁首都利马的雾，大风才能吹散。8云热力对流、动力抬升形成。高云中云低云卷云、积云、层云；高积云、淡积云、浓积云。9降水云滴增长的物理过程贝吉龙效应雨和雪的形成雨量等级10人工影响云雨人工降水：冷云（小冰晶）、暖云（碘化银）防雹：打炮、火箭11一、大气湿度湿度概念及其表示方法表示大气湿润程度的物理量，称大气湿

3、度，它有如下几种表示方法：1.水汽压e 大气压力是大气中各种气体压力的总和.大气中水汽所产生的那部分压力, 叫水汽压. 水汽压的单位与气压单位一样，用毫米水银柱高或hPa表示。在气象观测中, 由干、湿球温度差经过换算而求得。 12空气中水汽含量与温度高低有密切关系。温度愈高，空气中容纳水汽的能力愈强。在一定的温度条件下，一定体积的空气中所容纳的水汽数量是有一定限度的，因而水汽压也有一个限度。当水汽含量恰好达到这个限度，叫饱和空气。饱和空气的水汽压称为饱和水汽压E，或称最大水汽压。饱和水汽压的大小与温度有关，温度愈高，饱和水汽压愈大.13 式中，e水汽压（mm）；T为以绝对温度K表示的气温。由式

4、可知，当气温等于16（289K）时，ae。一般情况下，气温的数值和16相差不大，以毫米水银柱高为单位的水汽压与绝对湿度在数值上近似，故在实际工作中以水汽压代替绝对湿度。2. 绝对湿度 单位容积空气中所含的水汽质量（通常以g/m3表示），称为绝对湿度。它与水汽压有如下关系：14饱和绝对湿度随温度的变化15当空气饱和时，eE，此时f100；当空气未饱和时，eE，f100；空气处于过饱和时，f100。相对湿度能够直接反映空气距饱和时的程度和大气中水汽的相对含量，在气候资料分析中运用很广。3.相对湿度f 大气中实际水汽含量与饱和时水汽含量的比数，即实际水汽压e与同温度条件下饱和水汽压E之比称为相对湿度

5、。相对湿度通常用百分数表示： 164.饱和差d 在某一温度下，饱和水汽压与实际水汽压的差值，称为饱和差（或湿度差）。单位为毫米或毫巴。 dE-e饱和差愈大，说明空气中水汽含量愈少，空气愈干燥；饱和差愈小，空气中水汽含量愈多，空气愈潮湿。d0，f100。175. 露点温度td 当空气中水汽含量不变、气压一定时，气温下降到使空气达到饱和时的温度，称为露点温度，简称露点。空气经常处于未饱和状态，所以露点温度经常低于气温。在饱和空气中，t-td0；在未饱和空气中，t-td0；t-td差值愈大，说明相对湿度愈小。气温降低到露点，是水汽凝结的必要条件。18又从表中查出饱和水汽压为23.4hPa时的露点温度

6、是20。说明水汽压不变，温度由30下降到20时，便可出现露点。露点温度、相对湿度可以通过查表获得。例如，当气温为30，水汽压为23.4hPa，从表3-8 (P74)可查出30时的饱和水汽压为42.4hPa，则19(二）湿度的变化与分布 相对湿度的时间变化：相对湿度的日变化与年变化往往比较复杂. 因为它和气温变化、天气系统、与大气环流有密切的关系。在水汽压日变化不大的情况下，相对湿度最高值出现在温度最低的日出之前；最低值出现在气温最高的午后。这是由于温度升高时，蒸发作用加强，水汽压虽然增大，但饱和水汽压增大更多，水汽难以饱和，所以相对湿度反而降低。 5月份华盛顿的相对湿度、露点温度和气温日变化图

7、20空间分布：相对湿度的分布随距海远近与纬度高低而有不同。 我国东南沿海的杭州，相对湿度的年平均值为82，而西北内陆的哈密只有40。绝对湿度随纬度的变化21二、蒸发 （一）蒸发及其影响因素 液态水转化为水汽的过程叫蒸发。蒸发过程的发生，取决于实际水汽压（e）与饱和水汽压（E）二者对比关系。当eE，蒸发进行；eE，蒸发停止，并可能产生凝结；eE，处于动态平衡，即逸出水面的分子数与进入水中的分子数相等。22影响蒸发的因素主要有：1.蒸发面的温度 蒸发面的温度愈高，蒸发过程愈迅速。因为温度高时，蒸发面上的饱和水汽压大，饱和差也比较大。这是影响蒸发的主要因素。 2.空气湿度和风 空气湿度愈大，饱和差愈

8、小，蒸发过程缓慢；无风时，蒸发面上的水汽靠分子扩散向外传递，水汽压减小很缓慢，容易达到饱和，故蒸发过程微弱。有风时，蒸发面上的水汽随气流散布，故蒸发过程迅速。 233. 蒸发面的性质 在同样温度条件下，冰面饱和水汽压比水面饱和水汽压小，如果水汽压相同，冰面上的饱和差比水面小，因而冰面的蒸发比水面慢。在温度相同的情况下，海水比淡水蒸发慢；清水蒸发比浊水慢，因为浊水吸热多，温度升高快。影响蒸发速度诸因素中，温度是经常起决定作用的因素，温度愈高，蒸发愈快；反之，愈慢。其次是风速，风速愈大，蒸发愈快；反之，愈慢。24（二）蒸发量蒸发消耗的水量称为蒸发量，以蒸发失去的水层厚度（mm）表示。目前气象台站采

9、用蒸发皿观测蒸发量。蒸发皿是一个口径20厘米、高约10厘米的圆盆。倒入清水若干，24小时后量测水量，二者的差值即蒸发皿的蒸发量。25蒸发量的变化一般与气温变化一致。一日内，午后气温最高，蒸发量最大；日出前气温最低，蒸发量最小。一年内，夏季蒸发量大，冬季小。 在干旱地区，蒸发能力很强，蒸发量很少，例如我国柴达木盆地的冷湖，年蒸发能力可达1500毫米以上，但那里的年降水量只有14.1毫米，所以实际蒸发量很小。 26三、凝结 （一）凝结和凝结的条件水由汽态转化为液态的过程，称为凝结。显然，凝结是与蒸发相反的一种物理过程。 大气中的水汽产生凝结，需要一定条件，1）水汽达到饱和或过饱和，2）还需有凝结核

10、。1）水汽达到过饱和状态的途径有二：一是增加空气中的水汽含量；二是使空气温度降到露点温度或以下。前者如冷空气移到暖水面上，气温在短时间内尚未提高，而水面蒸发使空气水汽含量增加达到饱和状态，因而产生烟雾状凝结物。后者是水汽凝结的主要途径。辐射、平流、混合、绝热上升等过程都会使气温降低到露点以下，使空气达到过饱和状态。27绝热过程 在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程，叫做绝热过程。在大气中，作垂直运动的气块，其状态变化通常接近于绝热过程。当升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程，称作干绝热过程。饱和湿空气绝热上升时，要因冷却而发生凝结，同时释放凝结潜热，

11、加热气块。这一过程称为湿绝热过程。28（二）地面凝结物 1.露与霜 日没后，地面开始冷却，近地面层空气也随之冷却，温度降低。当气温降低到露点以下时，水汽即凝附于地面或地面物体上。当时的温度如在0以上，水汽凝结为液态，这就是露；如温度在0以下，水汽凝结为固态冰晶，这就是霜。由此可见，二者成因相同，凝结状态取决于当时的温度。霜通常见于冬季，露见于其他季节，尤以夏季为明显。29在农事季节，霜期的长短有重要意义。入冬后第一次出现的霜日叫初霜日，最末一次出现的霜日叫终霜日。自初霜日起至终霜日止的持续期称为霜期。在这期间多数植物停止生长。自终霜日到初霜日的持续期称为无霜期。一般说来，纬度愈高，无霜期愈短；

12、反之，无霜期愈长。例如，我国温州（2801N）无霜期长达321天，长春（4354N）只有145天。纬度相同，海拔愈高，无霜期愈短；反之，无霜期愈长。例如，庐山牯岭（1165米）无霜期为212天，山下九江为263天，二者相差51天。此外，山地阳坡无霜期长于阴坡；低洼地段无霜期比平坦开阔地短。 302.雾凇和雨凇雾凇是一种白色固体凝结物，由过冷的雾滴附着于地面物体上迅速冻结而成, 俗称”树挂”。多出现于寒冷而湿度高的天气条件下.雨淞, 俗称“冰凌”。由过冷却雨、毛毛雨接触极冷物体表面形成。雾凇和雨凇通常都形成于树枝、电线上，并总是在物体的迎风面上增长，且在受风面大的物体上凝聚最多。雾凇和雨淞常造成

13、林木破坏、电线折断，对农林、交通产生有害影响。3132333435（三）云和雾1.雾 雾是飘浮在近地面层极细小的水滴或冰晶。当空气中水滴显著增多时，大气呈现混浊状态。当空气中有较多的烟、尘等微粒存在时，也能导致大气能见度变坏，这种现象称为霾。依据不同的成因，雾可分为辐射雾、平流雾、蒸汽雾、上坡雾和锋面雾五种。361）辐射雾：夜间地面辐射冷却，使贴近地面气层变冷而形成雾。2）平流雾：暖空气流经冷地面形成的雾。3）蒸汽雾：冷空气移动到暖水面上形成的雾。冬季的冷气流与暖水面相接触，容易形成蒸汽雾，例如深秋或初冬的早晨，河面，湖面上常见到一片轻烟，称河、湖烟雾。 37上坡雾：潮湿空气沿山坡上升使水汽而

14、产生的雾。锋面雾：发生于锋面附近的雾。主要是暖气团的降水落入冷空气层时，冷空气因雨滴蒸发而达到过饱和，水汽在锋面底部凝结而成。我国江淮一带梅雨季节常常出现锋面雾。38霾_广州雾_焦作（11月22日）3940412.云雾是低空近地面层水汽凝结现象，而云则是高空水汽凝结现象。空气对流、锋面抬升、地形抬升等作用使空气上升到凝结高度时，就会形成云。此时气温如在0以上，水汽凝结为水滴；如在0以下，一般凝华为冰晶。 42按形成云的上升气流特点，可将云分为：积状云、层状云、波状云三类。 （1）积状云：积状云是垂直发展的云块，出现时常常是孤立分散的，包括淡积云、浓积云和积雨云。热力对流、冷锋面对流、地形抬升等

15、，均可形成积状云。43（2）层状云：层状云是均匀幕状的云层，通常具有较大的水平范围，包括卷层云、高层云和雨层云。层状云多形成于系统性上升运动中。系统性上升运动速度虽然很慢（只有110厘米/秒），但持续时间长，水平范围很大，所以能形成范围广阔的云层。44（3）波状云：波状云是表面呈现波浪起伏状的云层等。这类云通常是在空气密度不同、运动速度不等的两个气层界面上，由于产生波动而形成的。包括层积云、高积云、卷积云。 45根据云底的高度，云可分成高云、中云、低云三大云族。然后再按云的外形特征、结构和成因可将其划分为十属二十九类。它们主要是：低云包括层积云、层云、雨层云、积云、积雨云五属(类)，其中层积云

16、、层云、雨层云由水滴组成，云底高度通常在2，500米以下。大部分低云都可能下雨，雨层云还常有连续性雨、雪。而积云、积雨云由水滴、过冷水滴、冰晶混合组成，云底高度一般也常在2，500米以下，但云顶很高。积雨云多下雷阵雨，有时伴有狂风、冰雹。 46中云包括高层云、高积云两属(类)，多由水滴、过冷水滴与冰晶混合组成，云底高度通常在2，500-5，000米之间。高层云常有雨、雪产生，但薄的高积云一般不会下雨。 高云包括卷云、卷层云、卷积云三属(类)，全部由小冰晶组成，云底高度通常在5，000米以上。高云一般不会下雨，但冬季北方的卷层云、密卷云偶尔会降雪。474849雨层云5051云量天空被云遮蔽的程度

17、叫云量，用010的成数表示。例如，天空全被云遮蔽，云量为10；一半为云遮蔽，云量是5；云占1/10天空，云量为1。根据气温、气流运动等特点，全球可大致划分以下几个云量带：（1）赤道多云带：全年以上升气流为主，气温高，对流旺盛，水汽来源充沛，平均云量约为6：（2）纬度2030少云带：全年以下沉气流为主，空气干燥，是全球两个相对明净带。平均云量4左右，荒漠地带不足2。（3）中高纬多云带：气团、锋面活动频繁，高纬地带还由于气温低，是全球高云量带。平均6.57。52四、大气降水 (Precipitation)（一）产生降水的一般物理过程从云层中降落到地面的液态或固态水，称为降水。雨、雪、雨夹雪、冰雹等

18、等，都是降水现象。 53云滴增长主要有两个过程。云滴凝结（凝华）增长；云滴的冲并增长。1. 云滴凝结（凝华）增长 在云的形成和发展阶段中，因云体持续上升，绝热冷却，或不断有水汽输入云中，使云滴周围的实际水汽压大于它的饱和水汽压，云滴就因为水汽凝结或凝华而逐渐增大。当云中水滴与冰晶共存时，更容易促使云滴增长。在云中并存在着过冷水滴、水汽和冰晶的条件下，对冰而言，空气已达饱和，对水来说，尚未饱和，于是，水滴将会被蒸发，而冰晶将因水汽在它们上面凝华而不断增长。这样，很快就能形成大冰晶。 对云体上部已超越等0线，有冰晶和过冷却水滴共同构成的混合云降水而言，冰晶效应是主要的.542. 云滴的冲并增长大的

19、云滴在下降的过程中，与大气中运动速度慢的、质点小的云滴碰撞合并，形成更大的云滴。如果冰粒如在较暖气层中融化，就以雨的形式降落；如果来不及融化，就以雪、雹、霰等固体降落。热带地区的降水，不一定有冰、水共存条件，气温大于0，同样可以形成降水，这种情况属于暖云降水。它的形成机制主要是不同大小水滴碰撞合并所致。 55人工降水人工降水就是根据降水原理，人为地补充某些形成降水所必须的条件，以达到降水的目的。目前，主要是在云内播撒干冰（固体二氧化碳）和碘化银。干冰升华时，要吸收大量热能，使紧靠干冰外层的温度迅速降低，以冻结成冰。碘化银微粒是良好的成冰核，将其撒在云中，能促使过冷水滴冻结，或使水汽直接凝华为冰

20、晶，以形成冰水共存的条件。56（二）降水类型根据降水的形成原因（主要是气流上升的特点），可分为以下四个基本类型。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。 572. 地形雨暖湿气流在前进中，遇到较高的山地阻碍被迫抬升，因高度上升，绝热冷却，在达到凝结高度时，便产生凝结降水。地形雨多发生在山地迎风坡，世界年降水量最多的地方基本上都

21、和地形雨有关。背风侧，因水汽含量已大为减少，更重要的是气流越山下沉，绝热增温，气温升高，发生焚风效应。所以背风侧降水很少，形成雨影区。58593.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。604 台风雨台风是产生在热带海洋上的一种空气旋涡。台风中有大量暖湿空气上升，可产生强度极大的降水。61（三）降水的时间变化 降水性质包括降水量、降水时间和降水强度等方面。降水量是指降落在地面的雨和融化后的雪、雹、霰等，未经蒸发、渗透流失

22、而积聚在水平面上的水层厚度（mm）。降水时间是指降水从开始到结束持续的时间。用时、分表示。降水强度，是单位时间内的降水量，即毫米/时，分。气象台站、水文观测站用雨量筒和雨量计来测定降水量。 621.降水强度 单位时间内降水量差别很大，气象部门为了说明在一定时段内大气降水的数量特征，并用以预报未来的降水数量变化趋势，将降水强度划分若干等级。 63降水强度等级标准等级雨雪mm/dmm/12hmm/hmm/d小雨(雪)100.2-5.02.5=5.0暴雨50 10030 70=16.0大暴雨100 20070 140特大暴雨= 200=140642. 降水量的季节变化季节变化因纬度、海陆位置、大气环

23、流等因素而不同。例如，西岸，降水分配比较均匀；大陆东岸则集中在夏季。地中海区域，降水集中在冬季；同纬度大陆东岸集中在夏季。我国西南季风区，610月为雨季，降水量占全年总量的8590。我国东部，降水集中在夏季，且南方雨季长，北方雨季短。雨季愈短，夏雨愈见集中。例如，广州夏季降水占全年总量的46.5，冬季占9；北京夏季占75.1%，冬季只占1.7%。653.降水变率各地降水量在年际、年内各月间也是变化的,有些地区变化不大（相对较稳定），有些地区变化明显（不稳定）。表征某一地区降水的变化程度的降水变率Cv就是各年降水量的距平数与多年平均降水量之比的百分数。其公式为 式中，平均数为某地多年平均降水量；

24、距平数为当年降水量与平均数之差值。66例如，南京多年平均降水量为1000毫米，多年平均距平数为200毫米，则降水变率大小，表示某一地区降水的稳定性或可靠性。一个地区降水量丰富、变率小，说明水资源利用价值高。变率愈大，表明降水愈不稳定，即年际间降水量正或负距平值很大，这种情况往往反映该地区旱涝频率较高。我国降水变率基本情况是：北方大于南方，内陆大于沿海。长江以南在20左右，黄淮之间2030，华北超过30，西北内陆超过40%。西南季风区变率最小，只有10%左右。 67（四）降水量的分布水分在自然环境中具有重要意义。某地的年降水量，表示该地水分收入状况；蒸发量，说明该地的水分支出状况。某地是湿润还是干旱，要看该地降水量P与蒸发量E二者对比关系。这一对比关系通常用湿润系数K表示，即 68降水量大于或等于蒸发量，表明水分收入大于或等于支出，属于湿润状况；降水量小于蒸发量，反映水分收入不够支出，属于半湿润、半干旱或干旱。例如，副热带高压区年降水量500毫米，高纬地带年降水量300毫米。由于副热带气温高，蒸发能力强，降水量远小于蒸发能力，即收入不够支出，故为干旱、半干旱地区；高纬地带降水绝对值虽不及副热带大，但气温却比副热带低，蒸发能力很弱，蒸发量小于降水量，因而为湿润地区。湿润系数大小，对自然