第三章_大气圈与气候系统_第二节 大气水分和降水

第三章大气圈与气候系统重点及难点大气热能性质大气运动形式及特点各种气候类型的判断大气的组成和热能大气水分和降水大气运动和天气系统气候的形成气候变化一、大气湿度（一）湿度概念及其表示方法表示大气湿润程度的物理量，称大气湿度，它有如下几种表示方法：1.水汽压e水汽是大气的组成部分，具有压力，称为水汽压。当大气中的水汽含量增加时，水汽压也相应增大；反之，水汽压减小。因此，水汽压可以用来表示大气中水汽含量的多少。水汽压的单位与气压单位一样，用毫米水银柱高或毫巴表示。水汽压的分布：赤道向两极减小；随高度表现为指数衰减；第二节大气水分和降水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。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。一般情况下，气温的数值和16℃相差不大时，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。绝对湿度与水汽压的关系：H=289*e/T(e：水汽压；T：气温）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。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。F=e/E(e：水汽压；E：饱和水汽压）4.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-Td＝0；在未饱和空气中，T-Td＞0；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。（二）湿度的变化与分布：相对湿度应用广泛。1）相对湿度日变化：与气温日变化相反。水汽压日变化不大的情况下，最高值出现在日出之前，最低值出现在午后。沿海地区，白天盛行海风，水汽含量高，相对湿度最高值出现在午后；夜晚盛行陆风，相对湿度最低值出现在日出前。2）年变化：一般情况为夏季小，冬季高；夏季盛行海风，冬季盛行陆风时，相反。3）空间分布：距海远近和纬度高低差异（赤道、副热带及高纬度区）。二、蒸发和凝结（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e＜E，蒸发进行；e＞E，蒸发停止，并可能产生凝结；e＝E，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。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，饱和差愈小，蒸发过程缓慢；空气湿度愈小，饱和差愈大，蒸发过程迅速。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，水汽压比较小，故蒸发过程迅速。B.蒸发量（mm)一般与气温变化一致。（二）凝结和凝结的条件1.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。当水面上的水汽压超过饱和水汽压（e＞E）时，水汽处于过饱和状态，返回水面上的分子比逸出的分子多，部分汽态水即转变为液态水。因此，水汽凝结以水汽达到过饱和状态为前提。绝热冷却：绝热膨胀而冷却，本身水汽量无增加，但饱和水汽压下降。此时气温为露点温度。辐射冷却：空气本身向外辐射使温度降低的过程。这个过程一般较缓慢，水汽凝结量不多，只能形成露、霜、雾等。平流冷却：较暖的空气经过冷地面，把热量传给冷地表，造成空气本身冷却。混合冷却：温度相差较大且接近饱和的两团空气混合。水汽达到饱和或过饱和1）增加空气中的水汽含量2）使含有一定量的空气冷却——四种过程2.凝结核：水汽开始凝结的核心。水汽的吸附作用；使形成的滴粒比单纯由水分子聚集而成的滴粒大，利于水汽继续凝结。三、水汽的凝结现象（一）地表面的凝结现象1.霜和露水汽凝附于地面或地面物体上，温度在0°以上呈液态，称为露；温度在0°以下呈固态，称为霜。形成条件：晴朗无风或风速很小的夜晚。霜通常见于冬季，露见于其他季节，尤以夏季为明显。霜与露的形成与天气状况、局部地形等条件有何关系？霜与露的形成与天气状况、局部地形等条件密切相关。晴天夜晚无风或风很小时，地面有效辐射强烈，近地面层空气温度迅速下降到露点，因而有利于水汽的凝结；多云的夜晚，由于大气逆辐射增强，地面有效辐射大为减弱，近地面层空气温度难以下降到露点，故不利于水汽凝结；风力较强的夜晚，因空气的乱流混合，气温也难以降低到露点温度，霜露不容易形成。此外，表面辐射很强又不善于传热的物体，如树叶、杂草等表面，最有利于形成霜露。2.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。它经常出现在有雾、风小的严寒天气里。雨凇是平滑而透明的冰层。它多半在温度为0—-6℃时，由过冷却雨、毛毛雨接触物体表面形成；或是经长期严寒后，雨滴降落在极冷物体表面冻结而成。雾凇雨凇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。雾凇和雨淞常造成林木破坏、电线折断，对农林、交通产生有害影响。（二）大气中的凝结现象1.雾：漂浮于近地面层的乳白色微小水滴或冰晶。烟尘微粒较多时导致的能见度较差，称为霾。辐射雾：平流雾：蒸汽雾：上坡雾：锋面雾：分布特点：沿海多于内地，高纬多于低纬。雾2.云：高空水汽的凝结现象。云的分类：依据云的形状、云底高度及云的上升特点分类积状云：空气对流上升，呈孤立分散状态；层状云：空气斜升运动形成，均匀幕状云层，通常具有较大的范围，覆盖数千甚至上万平方千米的地区。波状云：通常因空气密度不同，运动速度不等的两个气层界面上产生波动而形成。表面呈现波状起伏或鱼鳞状的云层。雨层云高层云卷层云波状云层状云高积云卷层云云量：0-10.分布与纬度、海陆分布、气流运动等有关。全球可划分为：赤道多云带：上升气流为主，对流旺盛。平均云量为6.纬度20-30度少云带：以下沉气流为主，空气干燥，平均云量为4；中高纬多云带：气团、锋面活动频繁。平均云量为6.5-7.四大气降水：从云层中降落到地面的液态或固态水。(一)降水的形成——云滴增长1.云滴凝结增长冰水共存（冰晶效应）、冷暖不同的水滴共存；2.云滴冲并增长：是指两个或两个以上的水滴相碰合并而增大的过程。下降时，大水滴追上小水滴；上升时，小水滴追上大水滴，都会发生碰并，使云滴迅速增大。在云滴增长过程中，上述两种过程共同作用，初期以凝结（凝华）增长为主，后期则以碰并增长为主，尤其在低纬度地区的暖云降水，碰并增长更为重要。人工降水：借助催化剂改变云滴的性质、大小和分布状况，创造云滴增大条件。冷云人工降水：播撒干冰和碘化银；暖云人工降水：云内撒播氯化钠、氯化钾等粉末。（二）降水的类型A对流雨：空气湿度大，近地面气层强烈受热引起对流形成的降水。多以暴雨形似出现。如西南季风区，通常见于夏季。B地形雨：暖湿空气遇高山阻碍被迫抬升，达到冷凝时产生降水，迎风坡多雨，背风坡焚风效应。C锋面雨：两种物理性质不同的气团相遇，暖空气沿交界面上升，达到冷凝高度降水。雨区广，持续时间长。D台风雨（三）降水的时间变化1.降水量与降水强度降水量：降落到地面的雨、雪、雹等，未经蒸发、渗透流失而积聚在水平面上的水层厚度。降水强度：单位时间的降水量。2.降水的日变化大陆型：两个最大值（午后和清晨）、两个最小值（夜间和午前）；海洋或海岸型：一个最大值（清晨）、一个最小值（午后）；3.降水的季节变化：纬度、海陆位置及大气环流等影响。赤道型：全年多雨，两个最大值（春、秋分），两个最小值（夏至、冬至）；热带型：两段最多降水量逐渐接近；副热带型：全年降水只有一个最高、最低值。温带及高纬型：内陆及东海岸以夏季对流雨为主，西海岸以秋冬气旋雨为主。4.降水变率各年降水量的距平数与多年平均降水量的百分比。降水变率大小反映降水的稳定性或可靠性。北方大于南方，内陆大于沿海。（四）降水量的分布降水量的空间分布，受地理纬度、海陆位置、大气环流、天气系统和地形等多种因素制约。从降水量的纬度分布来看，全球可划分四个降水带（1）赤道多雨带：年降水量至少1500毫米，一般为2000—3000毫米。（2）15°—30°少雨带：这一纬度带受副热带高压控制，以下沉气流为主，是全球降水量稀少带，尤以大陆西岸和内部更少，年降水量一般不足500毫米，不少地方只有100—300毫米。（3）中纬多雨带：温带年降水量比副热带多，一般在500—1000毫米。（4）高纬少雨带：本带因纬度高，全年气温很低，蒸发微弱，故降水量偏少，年降水量一般不超过300毫米。