氣象學第四章大氣中的水分

1、第四章 水汽凝結物與降水 第一節(jié) 蒸發(fā)和凝結 一 水相變化 水相變化的物理過程（用分子運動論來 解釋水相變化） 1.水分子從液態(tài)水中跑出 2.水汽分子的落回 3.動態(tài)平衡 請思考：單位時間內跑出水面的分子數(shù)與什么因素 有怎樣的關系？單位時間內落回水面上的水汽分子數(shù) 呢？ 水相變化的判斷 假設：N為單位時間內跑出水面的分子數(shù) n為單位時間內落回水面上的水汽分子數(shù) 則有： Nn 蒸發(fā) （未飽和） Nn 動態(tài)平衡（飽和） Nn 凝結 （過飽和） P= RT針對水汽來講應寫成 e= RT e = RT n e n 當n 不斷增大直至與N相等時，此時的實際水汽壓 e 即為該溫度下的飽和水汽壓E。因此：N

2、 E 所以： Ee 蒸發(fā) （未飽和） Ee 動態(tài)平衡（飽和） Ee 凝結 （過飽和） 同樣的道理： 如果Es為某溫度下冰面上的飽和水汽壓，則有： Ese 升華 Ese 動態(tài)平衡 Ese 凝華 水相變化中的潛熱 蒸發(fā)潛熱凝結潛熱5970.57 t 卡克 （一般取為597卡克） 升華潛熱凝華潛熱677卡克 二 飽和水汽壓 要了解蒸發(fā)面究竟處于什么狀態(tài)，需將e 與E進行比較。 e是實際水汽壓；E是飽和水汽壓，它的大小則與溫度、蒸發(fā) 面性質、蒸發(fā)面形狀有密切的關系。 飽和水汽壓與溫度的關系 溫度升高 水分子動能增加 水分子更容易跑出水面 單位時間內有更多的水分子跑出水面 最終又達成新的平衡（產生了新的

3、飽和水汽壓） 此時,單位時間內有更多的水汽分子跑回水面 大氣中的水汽密度更大 飽和水汽壓更大 所以：溫度升高飽和水汽壓更大 另：水分子更容易跑出水面飽和水汽壓更大 克拉柏龍方程： 你能利用此圖說明 “暴雨往往出現(xiàn)在暖季” 嗎？ 飽和水汽壓與溫度的關系圖 飽和水汽壓與蒸發(fā)面性質的關系 1.冰面和過冷卻水面的飽和水汽壓 E過冷卻水 E冰 2.溶液面和純水面的飽和水汽壓 E溶液 E純水 飽和水汽壓與蒸發(fā)面形狀的關系 不同形狀蒸發(fā)面上水分子受到的吸引力 E凸 E平 E凹 三 影響蒸發(fā)的因素 水源 熱源 飽和差（Ee） 風速和湍流強度 四 濕度隨著時間的變化 水汽壓 1.日變化 雙峰型 ： 出現(xiàn)的區(qū)域：

4、大陸上湍流混合較強的夏季 特點： 兩低 清晨：T最小 午后：湍流最強 兩高 910：蒸發(fā)增強湍流增強 單峰型： 2122：蒸發(fā)減弱湍流減弱 出現(xiàn)的區(qū)域：海洋上；沿海；陸地上秋冬季節(jié) 特點： 一高一低與溫度一致 2.年變化：與溫度的年變化一致 相對濕度（What is it ？） 1.日變化：與溫度的日變化相反 2.年變化：一般冬季最大，夏季最小 部分季風盛行區(qū)： 夏季冬季 因為夏季風來自海洋；冬季風來自內陸 五 空氣中水汽凝結的條件 凝結核： 一般來講，半徑越大、吸濕性越好的核周圍越易 產生凝結。 空氣中水汽達到飽和或過飽和 （eE） 1.暖水面蒸發(fā) 通常情況下，水面蒸發(fā)可增大空氣濕度，但一般

5、 不易形成凝結。因為，越接近飽和蒸發(fā)就減慢趨近于 停止了。 此時，需要冷空氣流至暖水面，e凝結。 例如：秋冬早晨水面的蒸發(fā)霧。 2.空氣的冷卻 絕熱冷卻：E減小 例如：云的形成 輻射冷卻：晴朗無風的夜晚，近地面空氣冷卻降 溫，形成輻射霧。 平流冷卻：暖空氣流經冷的下墊面，形成平流霧。 混合冷卻：溫差較大且接近飽和的兩團空氣水平 混合，會產生凝結。 混合后的平均 水汽壓比混合氣團 平均溫度下的飽和 水汽壓大。 第二節(jié) 地表面和大氣中的凝結現(xiàn)象 一 地面的水汽凝結物 露和霜 1. 露點溫度 地面輻射冷卻使得氣溫也隨之下降，當空氣中水汽壓 等于飽和水汽壓時，水汽開始出現(xiàn)凝結現(xiàn)象，此時的溫度 即為露點

6、溫度，簡稱露點。 2.概念： 露：當露點0時，水汽凝結成小的水滴，附著在 地 面或地物上稱為露。 霜：當露點0時，水汽直接凝華成白色的冰晶， 稱為霜。 凍露：露形成后，溫度下降到0以下，露凍結成冰 珠，稱為凍露。（一般也稱為霜） 3. 有利的氣象條件：晴朗微風（13 ms）的夜晚 晴朗：有利于輻射降溫 微風：使得輻射冷卻在較厚的氣層中進行。使得貼地空氣 得到更換，從而保證有足夠的水汽供應凝結。 4. 霜凍：在農作物生長季節(jié)里，地面和植物表面溫度下降到 足以引起農作物遭受傷害或者死亡的低溫。 5. 無霜期：人們把入春后最后出現(xiàn)的一次霜，叫做終霜， 入秋后出現(xiàn)的第一次霜，叫做初霜。所謂無霜期，就是

7、指 終霜之后，初霜之間，這一段沒有霜出現(xiàn)的時期。 霧凇和雨淞 1.霧凇 概念：形成于樹枝上、電線上或其它地物迎風面上的白 色疏松的微小冰晶或冰粒。 晶狀霧凇 形成：往往在有霧、微風或靜穩(wěn)以及溫度低于15 時出現(xiàn)。是由過冷卻霧滴不斷蒸發(fā)變成水汽再凝華在物體 表面上形成。 特征：晶體與霜相似，結構松散，稍有震動就會脫落。 粒狀霧凇 形成：往往在風速較大，氣溫在27時出 現(xiàn)，由過冷卻的霧滴被風吹過，碰到冷的物體表面迅 速凍結而成。 特征：由于凍結速度很快，霧滴保持原來的形狀， 所以成粒狀。結構緊密，能使電線、樹枝折斷，對交 通運輸、通訊、輸電線路等有一定影響。 “中國四大自然奇觀”之一的吉林霧凇最大

8、的特點，即其不可預知性。 來時“忽如一夜春風來，千樹萬樹梨花開”；去時“無可奈何花落去，似 曾相識燕歸來”。說來就來，說走就走，一派天地使者的凜然之氣。霧凇 的性情如此，難免有人偶遇之下陶醉其中，有人苦盼數(shù)日難覓芳蹤。 2.雨淞 概念：形成在地面或地物迎風面上的透明或毛玻璃 狀的緊密冰層。 形成：主要由過冷卻雨滴降到低于0的地面或地 物上凍結而成。如果雨滴不是過冷卻雨滴，所形成的 雨淞很薄且壽命短。 特征：破壞性很大，能壓斷電線、折損樹木，對交 通運輸、電訊、輸電以及農業(yè)生產都有很大影響。 雨淞 二 近地面空氣中的凝結現(xiàn)象 霧：懸浮于近地面空氣中的大量水滴或冰晶，使得 水平能見度小于1km的物

9、理現(xiàn)象。如果水平能見度在1 10km范圍內，稱為輕霧。 分類： 1.氣團霧：在氣團中形成的霧。 輻射霧 冷卻霧 平流霧 蒸發(fā)霧 上坡霧 混合霧 2.鋒面霧：由于鋒面活動而形成的霧。 輻射霧： 1概念：由地面輻射冷卻而使貼地氣層變冷形成的霧。 2有利的氣象條件： 空氣中有充足的水汽 天氣晴朗少云 風力微弱（1-3米每秒） 大氣層結穩(wěn)定 3. 代表：重慶霧 平流霧： 1. 概念：暖濕空氣流經冷的下墊面而逐漸冷卻形成 的霧。 2.有利的氣象條件： 下墊面與暖濕空氣的溫差較大； 暖濕空氣的濕度大； 適宜的風向和風速； 層結穩(wěn)定：限制垂直混合，聚集水汽 3.代表：倫敦霧 三、云 云的分類 1.按成因：

10、熱力對流積狀云 動力抬升層狀云 大氣波動波狀云 地形抬升積狀云、層狀云和波狀云都可能形成， 統(tǒng)稱為地形云。 2.按照云底高度：2500m 5000m 低云 、高云和中云 積狀云 1. 形成：不穩(wěn)定大氣中存在著對流上升運動，所以一 般形成于夏季午后，條件是對流上限超過凝結高度。 2. 特征：孤立分散、底部平坦、頂部凸起 3. 不同的發(fā)展階段： 淡積云：空氣對流上限達到凝結高度，但云頂在0 度等溫線下。由水滴組成，上升氣流速度不大（小于5米 每秒），在強風或強湍流的作用下云體會破碎成為碎積 云。 濃積云：空氣對流上限超過0度等溫線。頂部由過 冷卻水滴組成，上升氣流強（15-20米每秒），外貌似花

11、菜。 積雨云：對流上升更旺盛，云頂可伸展到凍結線以上。 最高可達平流層。頂部凍結為冰晶，出現(xiàn)絲縷狀結構，在高 空風吹拂下，向水平方向展開成砧狀、鬃狀。上升氣流速度 達到20-30米每秒，最快可達60米每秒。湍流十分強烈。 不同階段的積狀云 4. 碎積云：淡積云遭遇強風或強湍流時，云體破碎形成 碎積云；另，山地下墊面不均勻也可能直接形成碎積 云。 5. 日變化及天氣判斷 如果到了下午仍然只是淡積云，連晴預兆。 夏季早上很早就出現(xiàn)了濃積云，很可能發(fā)展為積雨云， 將有雷雨到來。 傍晚出現(xiàn)層積云，它往往是積狀云消散演變而成，說 明空氣層結穩(wěn)定，一到夜間云就消散。是連晴預兆。 層狀云 1.形成： 空氣大

12、規(guī)模系統(tǒng)性斜升運動形成，主要是鋒面上的 上升運動所致。 2. 特征： 水平范圍大：大規(guī)模的空氣系統(tǒng)性上升。 均勻幕狀：鋒面坡度很?。?150140）， 近水平分布；移動很慢，上升速度很?。?.1-1米每 秒），持續(xù)時間長。所以能使空氣上升好幾千米。 3.組成： 畢竟層狀云是在有一定坡度的鋒面上形成，所以鋒面上 不同部位上空所形成的云的云體厚度差別很大。 卷云和卷層云：（幾百米-2000米） 高層云：（1000-3000米） 雨層云：（3000-6000米） 4.天氣判斷： “日暈三更雨，月暈午時風 ” “天上鉤鉤云，地下雨淋淋 ” “天上灰布懸，雨絲定連綿 ” 系統(tǒng)性層積云的形成 波狀云 1.

13、形成 按照流體力學的原理：凡是在密度和速度不同的兩 個流體交界面上必然會產生波狀的運動。 空氣中出現(xiàn)波動。波峰處上升，絕熱冷卻，凝結成 云；波谷處下沉，不能成云。所以形成條帶狀云；如果 兩個波動方向垂直，則形成棋盤狀云。 在逆溫層的附近比較容易產生波狀運動，并且逆溫 層能抑制水汽的擴散，使其聚集在逆溫層下，為波狀云 的形成準備了水汽的條件 。 2.分類 波動氣層很高：卷積云 波動氣層較高：高積云 波動氣層較底：層積云 3.天氣判斷 “瓦塊云，曬煞人” “天上鯉魚斑，明天曬谷不用翻” “魚鱗天，不雨也風顛” 第三節(jié) 降水 降水：從云中降到地面上的液態(tài)水和固態(tài)水統(tǒng)稱為降水。 云滴：云中半徑小于10

14、0微米的水滴，標準云滴半徑為10微米。 雨滴：半徑大于100微米的水滴，標準雨滴的半徑為1000微米。 降水的條件： 1.云滴增長到能夠克服空氣的浮力和上升氣流的頂托力； 2.在降落的過程中不至于被蒸發(fā)掉。 、大氣降水 （一）降水的形成 2、云滴沖并增長 人工降水 （二）降水的類型（成因分類） （三）降水的時間變化 1 降水強度 單位時間內的降水量，稱為降水強度。氣象部門為 確定一定時間內降水的數(shù)量特征，并用以預報未來降 水數(shù)量變化趨勢，將降水強度劃分為若干等級： 2. 降水的日變化 一天內的降水變化，在很大程度受地方條件限制， 可大致分為兩個類型： （1） 大陸型 特點是一天有兩個最大值，分

15、別 出現(xiàn)在 午后和清晨；兩個最小值，分別出現(xiàn)在夜間和午前。 （2） 海洋型 特點是一天只有一個最大值，出 現(xiàn)在清 晨，最小值出現(xiàn)在午后。 3. 降水的季節(jié)變化 降水季節(jié)變化因緯度，海陸位置、大氣環(huán)流等 因素影響而不同。全球降水的年類型大致可分為 以下幾類： （1） 赤道型：全年多雨，其中有兩個高值和 兩個低值時期。春、秋分之后降水量最多；冬、 夏至之后，降水量出現(xiàn)低值。這種類型分布在南 北緯100以內的地區(qū)。 （2）熱帶型： 位于赤道型南北兩側。由于太陽 在天頂?shù)臅r間不像在赤道上間隔相等，隨緯度的 增加，兩段最多降水量時間逐漸接近，至回歸線 附近合并為一個。 （3）副熱帶型： 副熱帶全年降水只有一個最高 值，一個最低值。大陸東岸降水量集中于夏季 （季風型），大陸西岸則冬季多雨（地中海型）。 （4）溫帶及高緯型： 內陸及東海岸以夏季對流雨 為主，西海岸則以秋冬氣旋雨為主。 （四）降水的地理分布 小結 大氣運動在全球水、熱平衡中起著獨特的作 用，其水熱狀況對比與分布，對地表自然景觀 的形成和地域分異有著深刻的影響。 作業(yè)： 討論大氣降水的形成過程 一、云滴增長的物理過程： 云滴的凝結（華）增長 1.冰水云滴共存 2.冷暖云滴共存 3.大小云滴共存 云滴的沖并增長 1.尾流俘獲 2.吞并增長 3.狹管效應 一 雨和雪的形