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1、 大气的水分和降水l一、大气湿度l（一）湿度概念及其表示方法l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：l1.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。 l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
2、。饱和水汽压的大小与温度有关，温度愈高，饱和水汽压愈大。 l2.绝对湿度l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，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。 l3.相对湿度f l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。l4.饱和差d l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
3、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。l5.露点温度td l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。l二、蒸发l（一）蒸发及其影响因素l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
4、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：l1.蒸发面的温度 l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。l2.空气湿度和风l 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。l三、凝结l（一）凝结和凝结的条件l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
5、（eE）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。l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。l秋冬早晨水面上腾起的雾,就是冷空气移到暖水面上,通过暖水面蒸发使冷空气中水汽量增加达到饱和状态形成的.l（二）地面凝结物l1.露与霜 l日没后，地面开始冷
6、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。l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
7、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。l2.雾凇和雨凇l 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。l雨凇是平滑而透明的冰层。它多半在温度为0至-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。l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。（三）云的形成条件及分类1形成条件：云是气块上升过程绝热冷却降温，使水汽达到饱和或过饱和发生凝
8、结而形成的。 （绝热冷却在气象学上，任一气块与外界无热量转换时的状态变化过程。）22 云的分类及形状雾l四、大气降水l（一）产生降水的一般物理过程l雨、雪、雨夹雪、冰雹等等，都是降水现象。天空有云不一定降水，而降水的天气必定有云，可见降水与云密切相关。l（二）降水形成l在云的形成和发展阶段，因云体继续上升绝热冷却或有水汽不断地输入云中，水滴周围的实际水汽压大于它的饱和水汽压，由水汽凝结聚集而水滴逐渐增大。当凝结形成大小不等的水滴以不同的速度开始下降时，大水滴下降追上前面的小水滴合并成为更大水滴，使下降速度更快，形成降水。l（三）降水类型l大气中气流上升有不同的方式，导致降水的成因也有所不同，根
9、据气流上升特点，降水可分以下三个基本类型：l1.对流雨 l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。 l2.地形雨l 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
10、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。 l3.锋面（气旋）雨 l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。l（四）降水量的分布l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 l（l）赤道多雨带：赤道及其两侧地带是全球降水量最多地带，年降水量至少1500 毫米，一般为20003000 毫米。如果气流运动方向与地形相配合，可以形成
11、大量的降水。例如，尼加拉瓜圣若德尔-苏尔（11N）年降水量6588 毫米；哥伦比亚中部的阿诺利（7N）年降水量7139 毫米；非洲喀麦隆山地西坡（4N）年降水量高达10470 毫米。l（2）2030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100300 毫米，是全球荒漠相对集中分布地带。应该指出，本带并不到处少雨，因地理位置、季风环流、地形等因素影响，某些地方降水很丰富，全球年降水量最高记录却出现在本带内。例如，喜马拉雅山南坡印度境内的乞拉朋齐（25N）年平均降水量高达12665 毫米，绝对最高年降
12、水量竟达26461 毫米（1860 年8 月1861 年7 月）。太平洋夏威夷群岛中的威阿里阿（22N）年降水量12090 毫米。我国大部分属于这一纬度带，因受季风及台风影响，东南沿海一带年降水量在1500 毫米左右。l（3）中纬多雨带：温带年降水量比副热带多，一般在5001000 毫米。多雨的原因，主要受天气系统影响，即锋面、气旋活动频繁，多锋面、气旋雨。大陆东岸还受到季风影响，夏季风来自海洋，带来较多的降水。本带也有局部地区降水特别丰富，例如智利西海岸（4254S ）年降水量30005000 毫米；亚得里亚海岸的彻尔克威（4232N）年降水量4620 毫米。l（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。
