大气中水分

三、空气湿度的垂直分布
通过蒸发（蒸腾）作用，水汽进入大气，随空气的垂
直运动向上输送，高度高愈度高愈，水高汽：愈少，因此，在对流层 中水汽压和绝对湿度水随高汽度含的量升减高小而减小。
从地面上升到1实.5～际2水.0汽Km高压度减处小，e就减小到近地面 的1/2左右，5Km处约绝为近对地湿面度的减1/小10。相对湿度随高度的 分 随布高比度较 增复加杂而，减相难小对以，湿用气简温度单随？的高？规度？律增？说加明而？。降？这低是，因使为饱水和汽水压汽
土壤的坡度、坡向等有关。
4、抑制土壤水分蒸发的措施： 根据土壤水分蒸发所处的阶段，采取不同的措施。
第一阶段：松土以切断土壤毛细管 第二阶段：镇压结合中耕松土 第三阶段：考虑灌溉措施
三、植物蒸腾 通过植物体表蒸发水分的过程称为蒸腾
（transpiration）。
蒸腾主要是通过叶片气孔来实现的。
蒸腾速度主要取决于三个基本条件：小气候条 件、植物的形态结构、植物的生理类型。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（一）水汽压（e）---- hPa（百帕）
大气中水汽所产生的分压强叫水汽压 (vapour pressure)。
水汽压的大小和空气中水汽含量的多少有关， 当空气中的水汽含量增多时，水汽压就相应地增大， 反之，水汽压减小。所以，用水汽压的大小可表示 空气中水汽含量的多少。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
饱和水汽密度也随温度的升高而迅速增大。 由于绝对湿度的直接测量比较困难，而水汽压 值简单易测，所以在实际工作中，常用水汽压代 替绝对湿度。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（四）相对湿度（r）--天气预报湿度的指标
空气的实际水汽压与同温度下饱和水汽压之百分
比，称为相对湿度（relative humidity）。其表达
粒状雾凇：结构紧密，-7.0～7.0℃时出现
雨凇 它是由过冷却的雨滴与温度低于0℃的物体 或地面相碰时，会立即冻结成外表光滑而透明的 冰层，在电线或树枝上常边淌边冻而形成长长的
冰柱，称为雨凇（glaze）。
---- 日出前后
这种双波型的日变化型多发生在高温干燥的地区和季 节。如内陆暖季及沙漠地区等。
（一）绝对湿度的日变化和年变化
2．绝对湿度的年变化
最大值-----陆地7月份；海洋8月份 最小值-----陆地1月份；海洋2月份
绝对湿度的年变化还与降水的季节分布有关。
（二）相对湿度的日变化和年变化
1．相对湿度的日变化 一般而言与气温的日变化相反
凡是影响土壤蒸发和植物蒸腾的一切因子都 影响到农田蒸散。
在实际工作中，因可能蒸散和实际蒸散不易 实测，所以农田蒸散量的估算多采用经验、半经 验的方法，下面介绍两种常用的求算可能蒸散量 的方法。
彭曼公式（综合法） ；桑斯特维公式
第三节 水汽的凝结
凝结(condensation)
一、水汽凝结的条件 （一）空气中的水汽必须达到饱和或过饱和状态 要满足这个条件：
第三章 大气中的水分
第三章 大气中的水分
大气中的水分，来源于下垫面的蒸发和植物蒸腾，但其状态和含量极不稳 定，在自然界温度范围内，经常进行着相态变化，在相变过程中，就产生了云、 雾、雨、露、霜等天气现象，同时也构成了自然界陆地—海洋—大气的水分循 环。此外，大气中的水分对大气的能量转换和输送也起着很重要的作用。
T↑,e↑（蒸发多）；T↓，e↓（蒸发少）
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（二）饱和水汽压（E）---- hPa（百帕） 在一定温度条件下，单位体积的空气中所能
容纳的水汽数量有一个最大的限度，此时空气中
的水汽压叫做饱和水汽压 (saturation vapour pressure)。
e﹥E，过饱和空气； T 不变： e﹦E，饱和空气；
第一节 空气湿度
大气中的水汽含量极不稳定，在湿热地方的暖季能高 达大气组成中的4%，而在冬季干燥寒冷的地方则可低到 0.01%。
表示空气中水汽含量的多少（即空气的潮湿程度）的
物理量称为空气湿度（humidity）。
空气湿度状况是决定云、雾、降水等天气现象的重要 因素，近地层的空气湿度无论对植物的生命活动还是农业 生产活动都有较大的影响。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
对一团空气而言，在运动过程中，只要其内部没 有水相的转变，则水汽质量不发生变化，气块的 比湿保持不变。
在讨论空气的上升或下降运动时，通常用比湿表 示空气湿度，在讨论水汽输送时，比湿梯度是重 要的物理量。
二、空气湿度的变化
从下垫面蒸发出来的水汽，进入近地气层，然后通 过对流、乱流和分子扩散作用向上输送，平流在水平方 向的输送，因此影响空气湿度变化的主要因子是蒸发速 度与空气运动影响水汽交换强度，两者都随气温而变化。 由于气温具有周期性的日、年变化，因此，空气湿度也 具有周期性的日、年变化。在近地气层中以绝对湿度和 相对湿度的日、年变化最为显著。
绝对湿度(absolute humidity)是指单位体积空
气中所含水汽量的多少，即水汽密度。 绝对湿度只表示空气中水汽的绝对含量，多用于
理论计算。当水汽压以毫米汞高为单位时，水汽压与 绝对湿度的关系为：
a =1.06× e （g/m3）
1 t
上式中a为气体膨胀系数，其值为1/273；t为空气温 度；
最大值---清晨 最小值---14～15时 在特殊地区，如沿海一带，r日变化与T日变化一致。 白天----海风，e↑，则r↑； 夜间----陆风，e↓，则r↓。
（二）相对湿度的日变化和年变化
2．相对湿度的年变化 在一般情况下，与气温的年变化相反
温暖季节相对湿度小 寒冷季节相对湿度大 但在季风发达的地区， 夏季风----暖湿空气，e↑，则r↑； 冬季风----干冷空气，e↓，则r↓；
当空气中水汽压（e）一定时r随T↑而↓，随 T↓而↑。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（五）饱和差（d）--- hPa（百帕） 在某一温度下，饱和水汽压与空气中实际水汽压
之差，称为饱和差（saturation deficit）。即：
d = E－e d表示空气中水汽含量距离饱和的程度。 d 越大，表示空气越干燥，且随T↑而↑，随T↓而↓。 在一定温度下，d值越小，空气越接近饱和，即空气 越潮湿；当d=0，空气达到饱和。
（一）绝对湿度的日变化和年变化
1．绝对湿度的日变化
蒸发速度的大小决定于温度，温度高蒸发快。空 气的乱流、对流交换能使低空中的水汽向上输送， 运动强度与温度有关。两者对水汽含量的改变作 用是相反，不同的情况，两者所起的作用大小不 同，从而出现了不同的绝对湿度日变型。
（一）绝对湿度的日变化和年变化
单波型 在空气乱流、对流交换不十分旺盛的地区和季节。
蒸腾速度在一定限度内，随温度的增大而增大， 随饱和差的增大而增大，随风速的增大而增大。植 物的地面覆盖密度、根密度和深度，气孔的大小及 张开程度和干旱时根系的吸水能力等都会不同程度 地影响到蒸腾速度。
四、农田蒸散：
蒸散（evapotranspiration）指农田水分输
送（土壤蒸发和植物蒸腾）到大气中去的总过程， 它的数值表示了农田总的耗水量。
一、大气中的水汽含量及其表示方法
（七）比湿（q） 单位质量空气中所含的水汽质量为比湿
（specific humidity）。单位为g·g –1（克·克-1）
或g·kg-1（克·千克-1）。其表达式为
q mw md mw
式中：mw 是单位质量空气中水汽的质量；md 是单位 质量空气中干空气的质量。
压也随高度而减小，但饱和水汽压与水汽压的递减率不同， 所以它们的比值（相对湿度）可能随高度递增，也可能递 减。
蒸发、蒸腾
第二节 蒸发与蒸腾
蒸发；凝结
蒸发量单位：g·cm-2·s-1
在气象观测中：单位是mm（毫米）
一、水面蒸发
在自然条件下水面蒸发的速度主要决定于水面上的 气象条件。
⑴水温越高，蒸发越快。 ⑵水面上空气饱和差越大，蒸发越快。 ⑶水面上空的风速越大，蒸发越快。
T﹥0℃，则凝结物为水滴，称为露(dew) T﹤0℃，则凝结物为白色的冰晶，称为霜(frost)
露
霜
雾凇 形成于地面物体（如电线、电杆和树枝等）迎风 面呈现针状或粒状的白色松脆结构的冰晶层称为雾凇
(rime)，俗称树挂。
根据形成的条件和结构不同，可将雾凇分为两类： 晶状雾凇：结构疏松，形成时气温约为-15℃
的水变为水汽逸出土壤表面，是通过两种不同的形 式完成的。
1、土壤水分蒸发的形式：
A、土壤水沿毛管上升到土壤表面后才能进行蒸发，进 入大气。
。
。
地表面为蒸发面
这种形式蒸发快
B、土壤水分先在土壤中蒸发，变为水汽，再通过土壤
孔隙扩散出土表进入大气。
。
。。。
地表面 蒸发面
蒸发面因土壤水多少深浅不同，这种形式蒸发慢
（一）、空气中的水汽必须达到饱和或过饱和状态 （二）、要有足够数量的凝结核
二、水汽凝结物
大气中的水汽凝结物按形成的高度和形状不同分为 三大类型： （一）地面或地物表面上的水汽凝结物（霜、露、 雾凇、雨凇等） 霜和露 在晴朗无风或微风的夜晚，地面和地面物 体因辐射冷却而迅速降温，接近地面很薄的气层也 随之降温，当T﹤Td时，水汽接触地面或地物表面凝 结而成。
A：增加空气中的水汽含量，e→E ； B：降低空气温度，T→Td
降温是致使空气中的水汽达到饱和或过饱和的主 要途径。大气中常见的降温过程有以下几种： 辐射冷却----晴朗微风的夜晚 绝热冷却----绝热冷却是大气中最重要的冷 却方式 接触冷却----暖湿空气接触冷的下垫面 混合冷却----冷暖温差大且湿度较大的两团 空气
最大值：14～15时， 最小值：日出ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ后。
这种日变型多发生在温度变化不大、水分比较充足的海洋、 海岸、寒冷季节的大陆以及暖季潮湿的地区。