chapter4农业气象学.pps

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1、空气湿度 1 2 3 蒸发与蒸腾 水汽凝结与大气降水 退出 4 水分与农业 一 二 1空气湿度 airhumidity 空气湿度的表示方法 空气湿度的时空变化 1 水汽压 watervapourpressure 水汽压 e 空气中水汽产生的压强 因为气体的压强主要取决于单位容积空间里的分子数 所以水汽压可以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 一 空气湿度的表示方法 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

2、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 2 蒸发面形状当蒸发面曲率半径 1 m 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 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 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 5 温度

3、这是影响饱和水汽压的最主要的因素 不同温度下的饱和水汽压 饱和水汽压与温度的关系 可用马格奴斯 Magnus 半经验公式表示 E0 6 1hPa 也可用泰登 Teten 公式表示 饱和水汽压与温度关系曲线 饱和水汽压 E 温度 绝对湿度 w 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 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 w为水汽的摩尔质量 T为气温 ea为实际水汽压 Rw 461 7J K kg为水汽的比气体常数 如果ea以mmHg为单位 当T 16 时 w和ea在数值上相等 m克质量的气体

4、其中 是分子量 R 8310 J K kmol 为普适气体常数 universalgasconstant 单位质量的气体 令 即为比气体常数 specificgasconstant 并取则方程可写为 气体状态方程 equationofstate 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 相对湿度主要取决于空气中的水汽含量和温度 当温度一定时 水汽含量越多 相对湿度越大 而当水汽含量一定时 气温越高 相对湿度越小 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 E e饱和差表示空气中的水汽含量与饱和时的水汽含

5、量之间的差距 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 4 饱和差 saturationdeficit deficiency 首先来对照表4 1 看两个实际例子 5 露点温度 dew pointtemperature 不同温度下的饱和水汽压 1 设有一团气温为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30 水汽压为6 1hPa的气块 它也0是不饱和的 如果将其降温至0 就达到饱和 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

6、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 1 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 二 空气湿度的时空变化 其中为经验常数 一般取5000m 相对湿度随高度的变化则比较复杂 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

7、双峰型 eMax 9 00 10 00 21 00 22 00emin 日出前 14 00 15 00年变化与温度变化一致 eMax 7月 emin 1月 水汽压的日变化 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面减小 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反 相对湿度的日变化 一 二 2蒸发与蒸腾 水面蒸发 土壤水分的蒸发 一 水面蒸发 E

8、vaporation 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 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 1 土壤水分蒸发的方式 水分由毛细管上升到土壤表面后汽

9、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 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 二 土壤水分的蒸发 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 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

10、都对蒸发过程有影响 2 土壤水分蒸发过程 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 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 3 保墒措施 一 二 3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 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

11、 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 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 接触冷却 平流冷却 暖空气流到冷的下垫面 近地气层降温至露点温度以下 绝热冷却空气上升绝热冷却至露点温度以下 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e 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 大气中常见的冷却降温过程 混合冷却后达到过饱和的原因 esA esB es 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

12、与液态的质点 作用机制 1 作为水汽分子相互吞并的媒介 它们对水的吸附力比水汽分子的相互吞并力要强 凝结核吸附水后 单位体积中的分子数比纯水多 内聚力增大 2 降低了液滴上的饱和水汽压 有利于凝结 二 凝结核 condensationnucleus 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 其表面温度降至空气露点td以下 贴地气层中的水汽碰到地面就凝结成小水滴 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

13、露和霜 雾凇 rime 雾淞俗称 树挂 是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 粒状雾淞出现在 2至 7 有雾且风速较大的天气条件下 晶状雾淞出现在 15 左右 有雾且微风的天气条件下 2 雾凇与雨淞 雾淞 雾淞 雾淞 雾淞 雾淞 雾淞 雾淞 2003年3月6日出现在武汉木兰山的雾淞 2003年3月6日出现在武汉木兰山的雾淞 吉林雾淞 吉林雾淞 吉林雾淞 邮票上的雾淞 俗称冻雨 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 雨淞 glaze glazedfrost 雨淞 冻雨 2008年南方雨雪冰冻灾害 雨淞 冻雨 2008年南方雨雪

14、冰冻灾害 雨淞 冻雨 2008年南方雨雪冰冻灾害 雨淞 冻雨 2008年南方雨雪冰冻灾害 雨淞 冻雨 2008年南方雨雪冰冻灾害 雨淞 冻雨 2008年南方雨雪冰冻灾害 霜 雾淞和雨淞的比较 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 其形成原因主要是贴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与空中 雾可分为多种类型 常见的有辐射雾和平流雾 1 辐射雾 radiationfog 夜间地面有效辐射强烈使贴地气层冷却达到饱和而形成 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

15、雾 advectionfog 暖湿空气流到冷的下垫面而冷却形成的雾 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 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 它各雾没有本质的差别 只是出现的高度不同 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 三 自由大气中的凝结物 云 cloud 1 降水的形成在大气中 云比降水出现的机会要多得多

16、 这是因为 形成降水需要足够大的云滴 云滴只有大于100 m 才可能克服上升气流的顶托与空气阻力 同时在下降的过程中不至于被蒸发掉而到达地面产生降水 由云滴增长为雨滴 主要是通过凝结增长和冲并增长两种过程 三 降水 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 冰晶与水滴共存由于冰晶上的水分子不易逸出 加之冰面的饱和水汽压小于水面的饱和水汽压 所以这时冰晶增大 水滴减小 大小水滴共存由于大水滴的引力大 表面的饱和水汽压较小 所以这时大水滴增大 而小水滴减小 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 到一定大小 就下降成为雨滴 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 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 冰雹形成过程示意图 1 降水量 amountofprecipitation 指从大气中