气象学大气水分课件

第四章水分第四章水分1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2二三第一节空气湿度（airhumidity)空气湿度的表示方法空气湿度的时空变化一水的相变二三第一节空气湿度（airhumidity)空气湿度的表3一、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一、水的相变水汽是大气中唯一能发生相变的气体，4二、空气湿度的表示方法1.水汽压(watervapourpressure)

水汽压（e）：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/equilibriumvapourpressure)，用E或es表示。二、空气湿度的表示方法1.水汽压(watervapour5(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<e<E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(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6(2)蒸发面形状

当蒸发面曲率半径<1μm，与水分子半径相近时，蒸发面形状会影响E的大小。饱和水汽压的影响因素(2)蒸发面形状饱和水汽压的影响因素7(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<e<E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(3)云中水滴大小饱和水汽压的影响因素凝结增长8(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(4)蒸发面浓度饱和水汽压的影响因素9(5)温度

这是影响饱和水汽压的最主要的因素。温度(℃)-30-20-100102030E(hPa)0.51.22.96.112.323.442.5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es0＝6.1hPa,表示０℃时的饱和水汽压。课本的表示以e为底的指数函数(5)温度这是影响饱和水汽压的最主要的因素。温度(℃)-10

饱和水汽压与温度关系曲线饱和水汽压(E)温度(℃)饱和水汽压与温度关系曲线饱和水汽压(E)温度(℃)11

绝对湿度(ρw)就是单位体积湿空气中所含的水汽质量，也即为水汽密度(watervapordensity)。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(absolutehumidity)

其中T为气温，ea为实际水汽压，Rw为水汽的比气体常数。绝对湿度(ρw)就是单位体积湿空气中所含的水汽质量12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(relativehumidity)

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（r）：空气中实际水汽压与同温度下的饱和13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。相对湿度的影响因素相对湿度主要取决于14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（saturationdeficit/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。饱和差（d）：同温度下的饱和水汽压与空气中实际水汽压15

首先对照下表，看三个实际例子。5.露点温度(dew-pointtemperature)温度(℃)-30-20-100102030E(hPa)0.51.22.96.112.323.442.5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℃，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。首先对照下表，看三个实际例子。5.露点温度(dew-p16温度(℃)-30-20-100102030E(hPa)0.51.22.96.112.323.442.5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℃。温度(℃)-30-20-100102030E(hPa)0.5171.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β为经验常数，一般取5000m。

相对湿度随高度的变化则比较复杂。1.空气湿度的空间变化三、空气湿度的时空变化其中β为18

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：emax~14:00，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：emax~9:00-10:00，21:00-22:00 emin~日出前，14:00-15:00

年变化

与温度变化一致：emax~7月，emin~1月2.空气湿度的时间变化19

水汽压的日变化------海洋型——大陆型水汽压的日变化------海洋型20

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相对湿度从相对湿度的定义可知：相对湿度随饱和21

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。相对湿度的年变化：22一二第二节蒸发与蒸腾

水面蒸发土壤水分的蒸发一二第二节蒸发与蒸腾水面蒸发土壤水分的蒸发23一.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/cm2·d，二者的关系是： 1g/cm2·d=10mm/d水面蒸发速率可用道尔顿(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。一.水面蒸发(Evaporation)蒸发24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。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251.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。1.土壤水分蒸发的方式:二.土壤水分的蒸发水分在土壤中汽26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。土壤中水分由多到少的过程大致经历三个阶段：2.土壤水分蒸发过27

土壤水分又称为墒，由上述分析，可用以下措施保墒：(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。土壤水分又称为墒，由上述分析，可用以下措施保墒：28一二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29一.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（W0<0），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）冷却降温，使饱和水汽压esw减小。一.凝结(condensation)条件(一)空气中的水汽达301.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。1.绝热冷却空气上升绝热冷却至露点温度以下；大气中常31混合冷却后达到过饱和的原因esAesBesC混合冷却后达到过饱和的原因esAesBesC32

凝结核(或凝华核)就是在水汽凝结过程中起核心作用的固态与液态的质点。(二)凝结核(condensationnucleus)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。凝结核(或凝华核)就是在水汽凝结过程33二.地面和大气中的凝结物(condensate)

(一)地面上的凝结物1.露与霜(dewandfrost)

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td>0℃，凝结物为露水，td<0℃，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。二.地面和大气中的凝结物(condensate)(一)地面34雾凇(rime)

附着于地物迎风面上的白色疏松的凝结物，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.雾凇与雨凇雾凇(rime)附着于地物迎风面上的白色疏松的凝结物，由35雾淞雾淞36雾淞雾淞37雾淞雾淞38雾凇雾凇39雾凇雾凇40雾凇雾凇41雾凇雾凇42雾凇雾凇43雾凇雾漫寒江吞晓月凇凝雪柳吐奇花

雾凇雾漫寒江吞晓月凇凝雪柳吐奇花44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/glazedfrost)过冷却雨降落在低于0℃的地物表面迅速冻45(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)。

(二)近地气层中的凝结物—雾(Fog)46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。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471.

辐射雾(radiationfog)

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(advectionfog)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。1.辐射雾(radiationfog)夜间地面有48

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

49

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，只是出现的高度不同。

（三)自由大气中的凝结物—云(cloud)云是悬浮在自由大气中的水汽凝结物的聚合体，其502009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，受北方弱冷空气影响，庐山出现平流云。512009年11月29日，庐山出现佛光奇观。

2009年11月29日，庐山出现佛光奇观。52宝光也称佛光，或祥光，是山岳风景区一种罕见的自然美景。宝光也称佛光，或祥光，是山岳风景区一种罕见的自然美景。53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。

佛光是一种特定环境下所产生的大气光学现象，产生地54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。

当雾气散去，阳光出现时，站在顺光（背向太阳）的位55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，29种。云的形成条件：56淡积云淡积云57浓积云浓积云58浓积云浓积云59积雨云积雨云60积雨云积雨云61蔽光层积云蔽光层积云62透光层积云透光层积云63堡状层积云炮台云,雨淋淋堡状层积云炮台云,雨淋淋64层云层云65雨层云天上灰布悬，雨丝定连绵雨层云天上灰布悬，雨丝定连绵66高层云高层云67高积云高积云68透光高积云天上鲤鱼斑，明日晒谷不用翻透光高积云天上鲤鱼斑，明日晒谷不用翻69絮状高积云棉花云，雨快临絮状高积云棉花云，雨快临70毛卷云毛卷云71毛卷云毛卷云72密卷云密卷云73密卷云密卷云74钩卷云天上钩钩云，地上雨淋淋钩卷云天上钩钩云，地上雨淋淋75卷层云卷层云76卷积云鱼鳞天，不雨也风颠卷积云鱼鳞天，不雨也风颠771.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.降水的形成三、降水由云滴增长为雨滴，主要是通过凝结增长和78(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(1)凝结增长水汽分子在云滴表面凝结而79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。常见的降水有以下四种：2.降水的种类雹：从积雨云中降落的、80显微镜下的雪花显微镜下的雪花81显微镜下的雪花显微镜下的雪花82雹雹83气象学大气水分课件84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的形成过程冰雹大多形成于急行的冷暖空气交85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冰雹形成过程示意图小冰雹大冰雹中冰雹雨风86（1）降水量(amountofprecipitation)：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(rainintensity)

：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。（1）降水量(amountofprecipitation87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)

小雨中雨大雨暴雨大暴雨特大暴雨≤10.010.1～25.025.1～50.050.1～100.0100.1～200.0＞200.0小雪中雪大雪≤2.42.5～5.0>5.0按降水强度划分可将降水等级按下表划分。882019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（392.2mm），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。2019年10月1日-8日罕见强降雨袭击海南持续时间长：至189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）海南及雷州半岛降雨量实况图

（2019年9月30日20时-190海南持续降水原理示意图南下的冷空气海上的暖湿气流海南持续降水原理示意图南下的冷空气海上的暖湿气流911）降水距平（d)(rainfalldeparture):又叫绝对变率（variability）指一地某一时段的实际降水量与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1）降水距平（d)(rainfalldeparture):92例：设武汉9月的平均降水量为100mm，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例：设武汉9月的平均降水量为100mm，d1=30mm=932）降水相对变率降水相对变率D（relativevariability）：一段时间内的降水距平与多年平均降水量的百分比。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2）降水相对变率降水相对变率D（relativevaria94例：设武汉9月的平均降水量为100mm，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，例：设武汉9月的平均降水量为100mm，D1=30%=951.冷云的人工降水根据冰水共存的冰晶效应原理，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。1.冷云的人工降水根据冰水共存的冰晶效应原理，通过人工方96

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（aridityindex）干燥度划分为：K＜1.0湿润1.0≤K＜1.5半湿润1.5≤K＜4.0半干旱4.0≤K干旱一地一定时段内的水面可能蒸发量与同期97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三、降水与空气湿度对作物的影响第四节水分与农业一、作物水分临界期和关键期98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。本章总结本章重点和难点：99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1010.0hPa，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℃，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？作业复习思考题第四章：1005*.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。5*.某日晨最低气温tm＝10℃，露点td＝9℃，据预报101参考文献1.冯秀藻，陶炳炎等.《农业气象学原理》.北京：气象出版社.1991

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.辽宁气象,2019/0410.杨朝辉.浅谈人工影响天气-消雾.气象水文海洋仪器,2019/Z111.郑娇恒.碘化银冷云催化剂的改进设想.吉林气象,2019/0412.李艳萍.基于GIS技术的人工影响天气业务系统的设计.广西气象,2019/04参考文献1.冯秀藻，陶炳炎等.《农业气象学原理》.北京：气10213.黄旭阳.卫星云图在一次海雾预报中的运用.广西气象,2019/S114.林春英.人工影响天气空中作业条件预分析系统.青海气象,2019/0115.刘健.一次新型液态CO_2播撒效果的数值模拟.气象与环境学报,2019/0216.安林.人工防雹消雹业务技术问题的讨论.干旱气象,2019/0117.赵自明.西北干旱缺水区大田作物滴灌灌溉制度试验.武汉大学学报(工学版),2019/0418.马海燕.作物需水量计算研究进展.水科学与工程技术,2019/0513.黄旭阳.卫星云图在一次海雾预报中的运用.广西气象,103气象学大气水分课件104第四章水分第四章水分105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106二三第一节空气湿度（airhumidity)空气湿度的表示方法空气湿度的时空变化一水的相变二三第一节空气湿度（airhumidity)空气湿度的表107一、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一、水的相变水汽是大气中唯一能发生相变的气体，108二、空气湿度的表示方法1.水汽压(watervapourpressure)

水汽压（e）：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/equilibriumvapourpressure)，用E或es表示。二、空气湿度的表示方法1.水汽压(watervapour109(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<e<E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(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110(2)蒸发面形状

当蒸发面曲率半径<1μm，与水分子半径相近时，蒸发面形状会影响E的大小。饱和水汽压的影响因素(2)蒸发面形状饱和水汽压的影响因素111(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<e<E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(3)云中水滴大小饱和水汽压的影响因素凝结增长112(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(4)蒸发面浓度饱和水汽压的影响因素113(5)温度

这是影响饱和水汽压的最主要的因素。温度(℃)-30-20-100102030E(hPa)0.51.22.96.112.323.442.5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es0＝6.1hPa,表示０℃时的饱和水汽压。课本的表示以e为底的指数函数(5)温度这是影响饱和水汽压的最主要的因素。温度(℃)-114

饱和水汽压与温度关系曲线饱和水汽压(E)温度(℃)饱和水汽压与温度关系曲线饱和水汽压(E)温度(℃)115

绝对湿度(ρw)就是单位体积湿空气中所含的水汽质量，也即为水汽密度(watervapordensity)。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(absolutehumidity)

其中T为气温，ea为实际水汽压，Rw为水汽的比气体常数。绝对湿度(ρw)就是单位体积湿空气中所含的水汽质量116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(relativehumidity)

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（r）：空气中实际水汽压与同温度下的饱和117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。相对湿度的影响因素相对湿度主要取决于118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（saturationdeficit/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。饱和差（d）：同温度下的饱和水汽压与空气中实际水汽压119

首先对照下表，看三个实际例子。5.露点温度(dew-pointtemperature)温度(℃)-30-20-100102030E(hPa)0.51.22.96.112.323.442.5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℃，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。首先对照下表，看三个实际例子。5.露点温度(dew-p120温度(℃)-30-20-100102030E(hPa)0.51.22.96.112.323.442.5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℃。温度(℃)-30-20-100102030E(hPa)0.51211.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β为经验常数，一般取5000m。

相对湿度随高度的变化则比较复杂。1.空气湿度的空间变化三、空气湿度的时空变化其中β为122

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：emax~14:00，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：emax~9:00-10:00，21:00-22:00 emin~日出前，14:00-15:00

年变化

与温度变化一致：emax~7月，emin~1月2.空气湿度的时间变化123

水汽压的日变化------海洋型——大陆型水汽压的日变化------海洋型124

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相对湿度从相对湿度的定义可知：相对湿度随饱和125

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。相对湿度的年变化：126一二第二节蒸发与蒸腾

水面蒸发土壤水分的蒸发一二第二节蒸发与蒸腾水面蒸发土壤水分的蒸发127一.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/cm2·d，二者的关系是： 1g/cm2·d=10mm/d水面蒸发速率可用道尔顿(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。一.水面蒸发(Evaporation)蒸发128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。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1291.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。1.土壤水分蒸发的方式:二.土壤水分的蒸发水分在土壤中汽130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。土壤中水分由多到少的过程大致经历三个阶段：2.土壤水分蒸发过131

土壤水分又称为墒，由上述分析，可用以下措施保墒：(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。土壤水分又称为墒，由上述分析，可用以下措施保墒：132一二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133一.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（W0<0），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）冷却降温，使饱和水汽压esw减小。一.凝结(condensation)条件(一)空气中的水汽达1341.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。1.绝热冷却空气上升绝热冷却至露点温度以下；大气中常135混合冷却后达到过饱和的原因esAesBesC混合冷却后达到过饱和的原因esAesBesC136

凝结核(或凝华核)就是在水汽凝结过程中起核心作用的固态与液态的质点。(二)凝结核(condensationnucleus)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。凝结核(或凝华核)就是在水汽凝结过程137二.地面和大气中的凝结物(condensate)

(一)地面上的凝结物1.露与霜(dewandfrost)

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td>0℃，凝结物为露水，td<0℃，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。二.地面和大气中的凝结物(condensate)(一)地面138雾凇(rime)

附着于地物迎风面上的白色疏松的凝结物，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.雾凇与雨凇雾凇(rime)附着于地物迎风面上的白色疏松的凝结物，由139雾淞雾淞140雾淞雾淞141雾淞雾淞142雾凇雾凇143雾凇雾凇144雾凇雾凇145雾凇雾凇146雾凇雾凇147雾凇雾漫寒江吞晓月凇凝雪柳吐奇花

雾凇雾漫寒江吞晓月凇凝雪柳吐奇花148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/glazedfrost)过冷却雨降落在低于0℃的地物表面迅速冻149(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)。

(二)近地气层中的凝结物—雾(Fog)150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。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1511.

辐射雾(radiationfog)

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(advectionfog)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。1.辐射雾(radiationfog)夜间地面有152

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

153

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，只是出现的高度不同。

（三)自由大气中的凝结物—云(cloud)云是悬浮在自由大气中的水汽凝结物的聚合体，其1542009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，受北方弱冷空气影响，庐山出现平流云。1552009年11月29日，庐山出现佛光奇观。

2009年11月29日，庐山出现佛光奇观。156宝光也称佛光，或祥光，是山岳风景区一种罕见的自然美景。宝光也称佛光，或祥光，是山岳风景区一种罕见的自然美景。157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。

佛光是一种特定环境下所产生的大气光学现象，产生地158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。

当雾气散去，阳光出现时，站在顺光（背向太阳）的位159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，29种。云的形成条件：160淡积云淡积云161浓积云浓积云162浓积云浓积云163积雨云积雨云164积雨云积雨云165蔽光层积云蔽光层积云166透光层积云透光层积云167堡状层积云炮台云,雨淋淋堡状层积云炮台云,雨淋淋168层云层云169雨层云天上灰布悬，雨丝定连绵雨层云天上灰布悬，雨丝定连绵170高层云高层云171高积云高积云172透光高积云天上鲤鱼斑，明日晒谷不用翻透光高积云天上鲤鱼斑，明日晒谷不用翻173絮状高积云棉花云，雨快临絮状高积云棉花云，雨快临174毛卷云毛卷云175毛卷云毛卷云176密卷云密卷云177密卷云密卷云178钩卷云天上钩钩云，地上雨淋淋钩卷云天上钩钩云，地上雨淋淋179卷层云卷层云180卷积云鱼鳞天，不雨也风颠卷积云鱼鳞天，不雨也风颠1811.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.降水的形成三、降水由云滴增长为雨滴，主要是通过凝结增长和182(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(1)凝结增长水汽分子在云滴表面凝结而183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。常见的降水有以下四种：2.降水的种类雹：从积雨云中降落的、184显微镜下的雪花显微镜下的雪花185显微镜下的雪花显微镜下的雪花186雹雹187气象学大气水分课件188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的形成过程冰雹大多形成于急行的冷暖空气交189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冰雹形成过程示意图小冰雹大冰雹中冰雹雨风190（1）降水量(amountofprecipitation)：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(rainintensity)

：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。（1）降水量(amountofprecipitation191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)

小雨中雨大雨暴雨大暴雨特大暴雨≤10.010.1～25.025.1～50.050.1～100.0100.1～200.0＞200.0小雪中雪大雪≤2.42.5～5.0>5.0按降水强度划分可将降水等级按下表划分。1922019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（392.2mm），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。2019年10月1日-8日罕见强降雨袭击海南持续时间长：至1193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）海南及雷州半岛降雨量实况图

（2019年9月30日20时-1194海南持续降水原理示意图南下的冷空气海上的暖湿气流海南持续降水原理示意图南下的冷空气海上的暖湿气流1951）降水距平（d)(rainfalldeparture):又叫绝对变率（variability）指一地某一时段的实际降水量与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1）降水距平（d)(rainfalldeparture):196例：设武汉9月的平均降水量为100mm，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例：设武汉9月的平均降水量为100mm，d1=30mm=1972