城市气候学02-2城市大气污染与气象条件.doc

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1、【精品文档】如有侵权，请联系网站删除，仅供学习与交流城市气候学02-2城市大气污染与气象条件.精品文档.谢谢大家 干绝热线 湿绝热线 注意 干湿绝热直减率指单独气块团随垂直高度变异出现的气温变化情况 气温直减率指整层大气含对流层随垂直高度变异出现的气温变化情况 温度层结 概念指在地球表面上方大气的温度随高度变化的情况或者说是在垂直地球表面方向的气温分布它决定了大气的稳定度 焚 风 空气温度的个别变化和局地变化 个别变化空气质点本身温度随时间的变化 局地变化空间固定时空气温度随时间的变化 平流变化由于空气的移动所造成的某地温度的变化 局地变化 平流变化个别变化 3大气稳定度 定义大气在垂直方向上

2、稳定的程度 反映其是否容易对流 定性描述 外力使气块上升或下降 气块去掉外力 气块减速有返回趋势稳定 气块加速上升或下降不稳定 气块停在外力去掉处中性 不稳定条件下有利于扩散 温差判别法 温度直减率对比性质法 不稳定 稳定 呈中性 不稳定 稳定 呈中性 3大气稳定度 大气稳定度的判据 稳定度的综合判定方法 综合干空气和未饱和湿空气的判定方法可归纳如下 m 绝对稳定 m d 对干空气稳定湿空气不稳定此为条件性 不稳定 d 绝对不稳定 以上判定方法可用如下的数轴表示 m d 绝对稳定 绝对不稳定 条件性不稳定 干稳湿中性 干中性湿不稳 4逆温 概念大气上层温度高于下层的现象 它阻碍大气气流向上发展

3、对天气有一定影响 气温在垂直方向上的分布状况主要受地面性质季节昼夜长短和天气条件变化影响 几种逆温形成过程 辐射逆温 概 念 地面强烈辐射冷却形成的逆温 形成条件晴朗无云无风或微风2ms 3ms夜风 厚 度数十米数百米 出现季节大陆全年可见冬季强夏季弱 天 气常为晴天预兆有时也出现浓雾不散现象 湍流逆温 定义-由于空气的湍流混合而形成的逆温 形成过程 平流逆温 概 念暖空气平流到 冷地表上形成 的逆温 形成条件暖气块团运动速度较大 出现季节冬季最常见 平流逆温形成过程图 下沉逆温 概 念整层空气下沉压缩增温形成的 逆温 形成条件山地区域或空气块团作下沉运 动的高气压区内 厚 度较大 出现季节冬

4、季 其他逆温 锋面逆温 冷暖空气相遇时较轻暖空气爬到冷空气上方在冷暖空气交界面附近即锋面附近出现的逆温称为锋面逆温 融雪逆温 在积雪地区因暖空气流经冰雪表面产生融冰融雪现象而冰雪的融化需要从近地面气层吸收大量的热量从而使贴近地层的气温较低形成逆温这种逆温称为融雪逆温 地形逆温 在山区夜间由于山上冷空气沿斜坡向下移动到低洼地区并聚积于底部使原来在洼地底部的较暖空气被迫抬升形成的逆温称为地形逆温 2大气对太阳辐射的散射 太阳辐射通过大气遇到空气分子尘粒云滴等质点时都要发生散射 但散射并不像吸收那样把辐射转变为热能而只是改变辐射的方向使太阳辐射以质点为中心向四面八方传播开来因而经过散射之后有一部分太

5、阳辐射就到不了地面 散射作用 散射 当太阳辐射通过大气时遇到大气中的各种质点太阳辐射能的一部分散向四面八方称为散射 分类 由入射辐射波长 与散射质点的相对大小r将散射分为分子散射蕾利散射米散射和漫射 r 时分子散射 r 时米散射 r 时漫射 雷利分子散射定律 当大气中粒子的直径比波长小得多的时候散射强度与入射光波长的四次方成反比即 定律 意义 入射光波长愈短散射能力愈强 为什么晴朗的天空呈现青蓝色 为什么傍晚的夕阳偏橘红色 米氏散射 当大气中粒子的直径与辐射的波长相当时发生的散射 米氏散射值与入射光波长的二次方成反比即 散射在光线前进方向比后方向更强方向性比较明显 云雾的粒子大小与红外线076

6、15m的波长接近所以云雾对红外线的散射主要是米氏散射 漫射 当大气中粒子的直径比波长大得多的时候入射光的各种波长具有同等散射能力散射强度不再随波长改变称之为漫射 为什么云雾呈白色 3大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射 大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中一部分能量反射到宇宙空间去其中云的反射作用最为显著主要发生在云层的顶部 云的反射能力随云状和云的厚度而有很大的不同高云反射率约为25中云为50低云为65稀薄的云层也可反射1020随着云层增厚反射增强厚云层反射可达90一般情况下云的平均反射率为5055 在上述三种方式中以反射作用最为重要散射作用次之吸收作用最小 以全球平均状况而言太阳辐射约有3

7、0因反射和散射回宇宙空间20被大气直接吸收50到达地面 到达地面的太阳辐射 到达地面的太阳辐射有两部分一是太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的称为太阳直接辐射一是经过散射后自天空投射到地面的称为散射辐射两者之和称为总辐射 季节变化 全年夏季最大冬季最小 纬度愈低总辐射愈大 反之就愈小 最大值在20 oN20 oS赤道带附近 气候上称该纬度为热赤道 总辐射 纬度变化 我国年总辐射值大小受地形天气气候不同影响呈非规律分布 西藏藏北高原柴达木等地最高 212252Wm2 青海新疆内蒙黄河流域 西北华北 次之 15922123W m2 长江流域和大部分华南地区 11941592W m2 四川盆地最少

8、 地面对太阳辐射的反射 概念表示物体反射辐射情况一般用反射照率表示 反射辐射Qr与总辐射Q0之比称为反射率r 单位 表达式r Qr Q0 100 反射率愈大地表吸收的辐射热能愈少地表温度愈低反之则愈高 地表状况不同决定着反照射率值的大小它又是决定地表温度分布不均一的重要原因之一 深色土壤小于浅色土壤 潮湿土壤小于干燥土壤 新雪表面大于陈雪表面 不同性质下垫面的反射率 种类 反射率 种类 反射率 干的新雪 8095 棉花 2022 一般雪面 6070 甜菜 1825 污秽雪面 4050 马铃薯 1927 干黑土 14 水稻田 1722 湿黑土 8 牧草田 1525 新耕地 17 针叶林 1015

9、 冬小麦 1623 阔叶林 1520 由此可见即使总辐射的强度一样不同性质的地表真正得到的太阳辐射仍有很大差异这也是导致地表温度分布不均匀的重要原因之一 地面辐射和大气辐射 太阳辐射虽然是地球上的主要能源但因为大气本身对太阳辐射直接吸收很少而水陆植被等地球表面 又称下垫面 却能大量吸收太阳辐射并经转化供给大气从这个意义来说下垫面是大气的直接能源即地面的长波辐射才是大气的直接能源 大气逆辐射 大气逆辐射与大气保温效应 大气逆辐射大气辐射指向地面的部分 大气的保温效应花房效应温室效应 由于大气逆辐射的存在使地面实际损失的能量比 它以长波辐射的能量要少一些这种现象就叫大气的保温效应 地面有效辐射 地

10、面放射的辐射与地面吸收的大气逆辐射之差称为地面有效辐射以F0表示 1 常为正值2影响因子3日变化和年变化 2气温的垂直变化 气温非绝热绝热变化 空气内能的变化是引起气温变化的根本原因 空气内能变化包含两方面内容一是由于空气块和外界有热量交换引起了气温的升降称非绝热变化另一是空气与外界没有热量交换而是由于外界压力的变化引起了气温的升降称绝热变化 气温非绝热绝热变化 气温非绝热变化气温绝热变化 垂直运动绝热变化 水平运动非绝热变化 气块团 气块团 气温非绝热变化 概念单独空气块团在运动过程中与外界发生热量交换引起的气温变化一般发生在空气块团作水平运动过程中 空气与外界通过以下5种方式交换热量 a传

11、导 空气依靠分子的热运动将能量从一 个分子传递给另一分子达到热量 平衡的传热方式 地面与空气气块与气块间出现温 度差异时会以传导方式交换热量 地面和大气为不良导体通过传导 方式传导热量很少仅限于贴进地 表的大气层中较为明显 b 辐射 大气主要以吸收地面长波辐射而增温地面也吸收大气放出的长波辐射进行热量交换 c 对流 暖而轻的空气上升迫使周围冷而重的空气给予补充的升降运动称为对流是上下层对流层空气交换热量的重要方式 d 湍流乱流 空气不规则的运动称为湍流或乱流在空气层之间发生相互摩擦或空气流经高低不平的地表时产生是摩擦层对流层下层中热量交换的重要方式 同一时间的某气块团温度变 化常常是以上五种作

12、用共同结果产生只是 那个为主或次需依实际情况有所不同 如地气之间以辐射形式为主 气块团之间以对流和湍流为主其次通过蒸发凝结等方式交换热能 e 蒸发升华或凝结凝华 水在蒸发冰在升华时要吸收热量水汽在凝结凝华时要放出潜热不在原处发生蒸发升华或凝结凝华现象会使气块热量得到传送 气温绝热变化 绝热过程任一气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程 干绝热过程当升降气块内部既没有发生水相变化又没有与外界交换热量的过程纯干洁空气不饱和的含水汽的气团常发生干绝热变化 湿绝热过程饱和湿空气的绝热变化过程 a 干绝热直减率rd b 湿绝直减率rm 湿绝热直减率 随气温降低而增大 随气压降低而减小 降水precip

13、itation 降水从天空降落到地面的液态或固态水包括雨毛毛雨雪雨夹雪霰冰粒和冰雹等 降水量降水融化后变成液态平铺在降水区域内时水的深度单位mm 在高纬度地区冬季降雪多还需测量雪深和雪压雪深是从积雪表面到地面的垂直高度单位cm当雪深超过5 cm时则需观测雪压雪压是单位面积上的积雪量单位gcm 降水量是表征某地气候干湿状况的重要因素雪深和雪压反映当地的寒冷程度 不同季节不同地区的降水现象可形成不同的自然景观 2003年南京的春雪 冰暴粒 松花江的雾松 雷电雨 风wind 概念相对于地表以水平运动为主的空气运动用风向风速表示1风向 概念风吹的来向 南风表示风从南面吹来一般较暖湿反之北风表示风从北面

14、吹来一般较干冷风有地面风和高空风二种 地面高空风向表示 地面风见图 由16个方位角从正北开始按顺时针方向每隔225为一方位角 高空风见图 由16个方位度从正北开始按顺时针方向间隔225为一方位度 2风速wind speed 概念单位时间里空气在水平方向上移动的距离单位msKmh海里h 三者换算关系表 米秒 公里时 海里时 1 3600 1944 0278 1 0540 0515 1852 1 风杆上的横道叫做风尾 风杆上画有风尾的一方即指示风向 一道风尾为4米秒即风力为2级一个风旗表示风力为8级风尾和风旗均放在风杆的右侧北半球 北风八级 东南风级12级 西南风5级 风的等级 0级风静风烟直升

15、002ms 1级风软风烟倾斜 0315ms 2级风轻风面部有感觉树叶微斜 1633ms 3级风微风树叶及细小纸条摇动不息旌旗展开 3454ms 4级风和风吹起尘土纸张小树条摇动 5579ms 5级风清风小树干晃动水面起波纹 80107ms 6级风强风大树干摇动撑伞困难 108138ms 7级风劲风全树摇动大树枝弯下迎风步行困难 139171ms 8级风大风可折坏树枝迎风步行阻力甚大 172207ms 9级风烈风烟囱及平房屋顶受到损坏小屋遭受破坏 208244ms 10级风狂风陆上少见出现时可使树木拔起或将建筑物破坏 245284ms 11级风暴风陆上很少有则必有重大损毁 285326ms 12

16、级风台风陆上绝少摧毁力极大 327369ms 风级行话 零级无风炊烟上一级软风烟稍斜 二级轻风树叶响三级微风树枝晃 四级和风灰尘起五级清风水起波 六级强风大树摇七级疾风步难行 八级大风树枝折九级烈风烟囱毁 十级狂风树根拔十一级暴风陆罕见 十二级飓风浪滔天 日照sunshine 日照描述太阳辐射强度的物理量 日照百分率 日照时数可照时数100 日照时数某天某地实际上获得日照的小时数 可照时数某天某地理论上应有的日照小时数 能见度 能见度视力正常的人在当时天气条件下能够从天空背景中看到和辨出目标物的最大水平距离单位m km 能见度在当时的天气条件下视力正常的人能够从天空背景中看到或辨认出目标物的最

17、大距离级别09级相应距离为5050000米 能见度的大小反应了大气的混浊现象反映出大气中杂质的多少大气中的雾水汽烟尘等可使能见度降低 太阳高度角 太阳高度角为太阳光线与地平线间的夹角是影响太阳辐射强弱的最主要的因子之一 ho即太阳高度角它随时间而变化 云cloud 概念由漂浮在大气中的水滴过冷水滴冰晶或它们混合组成的可见悬浮体 云是高层大气中水汽凝结凝华的产物能反映当时的大气状况和作为判断天气的依据云是天气的招牌 高云5km以上 中云255km 低云25km以下 根据云底高度划分 云的分类 根据云的形态划分 积状云 层状云 波状云 根据成因划分 规律上升云 规律下沉云 非绝热冷却云 热力对流云

18、 动力对流云 云 高云5000m以上 中云2500-5000m 低云2500米以下 世界云协会关于云的分类 云族 云属 云类 低云 积云 淡积云碎积云浓积云 积雨云 秃积雨云鬃积雨云 层积云 透光蔽光积云性堡状荚状层积云 层云 层云碎层云 雨层云 雨层云碎雨云 中云 高层云 透光蔽光高层云 高积云 透光蔽光积云性堡状荚状絮状高积云 高云 卷云 毛卷云密卷云伪卷云钩卷云 卷层云 薄幕卷层云毛卷层云 卷积云 卷积云 22 大气的热力过程 1太阳地面和大气辐射 2气温的垂直变化 3大气稳定度 4逆温 1太阳地面和大气辐射 什么是辐射 自然界中的一切物体都以电磁波的形式时刻不停地向外传送能量这种传递能

19、量的方式称为辐射以辐射的方式向四周输送的能量称辐射能有时简称为辐射 辐射能是以电磁波的方式传输的 电磁波的波长范围 电磁波的波长范围很广从波长为10-10m 微米 的宇宙射线到波长达几公里的无线电波肉眼看得见的是从04076m的波长这部分称为可见光 气象学着重研究的是太阳地球和大气的热辐射它们的波长范围大约在015120m之间 其中太阳辐射波长0154 m 习惯称短波辐射 地面大气间简称地气系统物质辐射能量交换波长3120 m 习惯称长波辐射 在气象学中通常以焦耳 J 作为辐射能的单位 名称 波长范围 紫外线 100埃04微米 可见光 04微米076微米 红 外 线 近红外 076微米30微米

20、 中红外 30微米60微米 远红外 60微米15微米 超远红外 15微米1000微米 微 波 毫米波 110毫米 厘米波 110厘米 分米波 10厘米1米 色彩名称 波长范围 紫 040043微米 蓝 043047微米 青 047050微米 绿 050056微米 黄 056059微米 橙 059062微米 红 062076微米 不同电磁波的具体波长范围 可见光波长范围 太阳辐射光谱 定义 太阳辐射能随波长的分布曲线 大气上界的太阳辐射光谱 图中 实线是大气上界的太阳辐射光谱 虚线是温度在6000K时的黑体辐射光谱 太阳辐射 A B C A紫外区B可见光C红外区 太阳辐射光谱中几个重要波段 名

21、称 波 段 微米 占总能量的比例 效 应 作 用 可见光 04076 50 光效应 植物光合作用 红外区 076 43 热效应 加热地球大气和生物 紫外区 040 7 化学效应 杀菌消毒促进种子萌发 A B C A紫外区B可见光C红外区 太阳常数 在大气上界垂直于太阳光线的一平方厘米的面积一分钟内获得的太阳辐射能量称太阳常数 多次卫星测得1367 7 W m2 世界气象组织采用 1367 W m2 太阳辐射强度 太阳辐射通量密度 单位时间内投射到单位面积上的太阳辐射能量单位W m2 太阳常数周期性变化 可能与太阳黑子的活动周期有关 太阳黑子 辐射的规律 1 所有物体不论其温度如何都向外放射辐射

22、能 2 温度较高的物体单位面积放射的总能量要比温度低的物体放射多 3 物体温度愈高其放射的最大辐射的波长愈短反之物体的温度愈低其放射的最大辐射波长愈长 4 辐射能力强的物体其吸收辐射的能力也强反之辐射能力弱的物体吸收能力也弱 太阳辐射在大气中的减弱 表现形式 1大气对太阳辐射的吸收 2 大气对太阳辐射的散射 3 大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射 1大气对太阳辐射的吸收 太阳辐射穿过大气层时大气中某些成分具有选择吸收一定波长辐射能的特性大气中吸收太阳辐射的成分主要有水汽氧臭氧二氧化碳及固体杂质等 太阳辐射被大气吸收后变成了热能因而使太阳辐射减弱 吸收作用 氧臭氧水汽CO2 和固体杂质 气体成分

23、强吸收波段 弱吸收波段 氧 02m的紫外光 069076m的可见光 臭氧 02032m的紫外光 06m的可见光 水汽 093285m的红外光 三个强吸收带 0607m的可见光 三个弱吸收带 主要的吸收成分 各成分的吸收波段 CO2吸收作用主要在红外区内可以忽略不计 尘埃吸收量很小 大气对太阳辐射的吸收作用 地 面 高层大气 平流层 对流层 臭氧大量吸收紫外线 二氧化碳水汽吸收红外线 选择特性 1 从臭氧二氧化碳和水汽的吸收作用可知大气吸收具有什么特性 2为什么大气直接吸收的太阳辐射能量是很少的 大气对太阳辐射中能量最强的可见光吸收得很少大部分可见光能够透过大气到地面 氧原子吸收部分紫外线 结论

24、 大气对太阳辐射的吸收具有选择性因而使穿过大气后的太阳辐射光谱变得极不规则 由于大气中主要吸收物质 臭氧和水汽 对太阳辐射的吸收带都位于太阳辐射光谱两端能量较小的区域因而吸收对太阳辐射的减弱作用不大也就是说大气直接吸收的太阳辐射并不多特别是对于对流层大气来说太阳辐射不是主要的直接热源 天津师范大学城市与环境科学学院 王宇明 2城市大气污染与气象条件 21 大气圈结构与气象要素 22 大气的热力过程 23 大气的运动和风 24 气象条件对城市大气污染的影响 21 大气圈结构与气象要素 1大气圈结构 2主要气象要素 1大气圈结构 大气的高度 严格地说不存在大气圈的上界 大气圈的垂直范围通常有两种划

25、法 一着眼于大气中出现的某些物理现象大气中极光是出现高度最高的物理现象因此可以把大气的上界定为1200公里 二着眼于大气密度用接近于星际的气体密度的高度来估计大气的上界按照人造卫星探测资料推算这个上界大约在20003000公里高度上 大气的垂直分层 观测证明大气在垂直方向上的物理性质是有显著差 异的根据温度成分电荷等物理性质同时考虑到 大气的垂直运动等情况可将大气分为五层 对流层 平流层中间层暖层散逸层 其中对流层贴近地表对人类影响最大 大 气 的 垂 直 分 层 对流层troposhere 对人类生活生产关系最密切是气象气候工作者和不同学科科研人员研究的重点层次 1 范围 H 010 km但

26、因各纬度地表热量气温分布不同而厚度不均 低纬度平均 1718 km 中纬度平均 1012 km 高纬度平均 8 9 km 不同区域不同季节其厚度范围不一 例南京夏季厚约15km冬季厚约11km 2对流层特征三个 气温随海拔高度增加而降低例夏季山 地顶上有积雪用气温垂直递减率r表示 即单位距离内的气温差 表达式 r dTdZ 065 100 m 式 中 负号表示气温垂直向上减小而温度取正值dT为垂直高度内温度的改变量dZ为垂直高度的改变量 空气对流运动显著天气现象复杂多变 温湿度水平分布不均匀 密度大集中整个大气质量的34和几乎全部的水汽 据不同温湿度气流运动天气变化对流层可细分为上中下三层 下

27、层摩擦层02 km 特点水汽尘埃含量最高气象要素日变化大低云雾霾浮尘现象频繁气流交换明显 中层26 km 特点受地表影响小大气降水和云现象发生层 上层610 km 左右 特点气温0水汽含量极少冰晶过冷水滴t 0仍未结冰的水组成云中纬度热带常出现风速30ms强风带 对流层顶tropopause1范围 对流层平流层间过渡层 厚 度对流层之上几百米2 km 2特点 气温随高度增加递减很慢或几乎不 变 平流层stratosphere1范围对流层顶55 km2特点 平流层下层气温受地面影响很小由于臭氧影响在25km处形成高空暖区大约30km以上气温随高度增加而显著升高 水汽含量少气流十分平稳平流层由此得

28、名是飞机飞行的理想层次 气体成分N2O2ArO3在高空2530km处产生O3最多 中间层 mesosphere1范围 5580 km2特点 气温迅速下降 空气上下垂直对流旺盛故被称作高空对流层 水汽含量更极少几乎没有云出现 存在N2大量O少量O2极少量O3 在中间层6090km高度上有一个只有白天才出现的电离层电离D层 热层ionosphere1范围 80800 km2特点 气温随高度升高明显温度梯度 较大O2吸紫外线有关 空气大气处于高度电离状态 可用来反射无线电波 散逸层exosphere1范围 800 km 为离地表最远的大气层2特点温度随高度递增密度小空气粒子运动很快大气粒子经常散逸至

29、星际空间几乎不受地球引力场作用影响 2主要气象要素 气象要素表示大气属性和大气现象的物理量 与大气污染关系密切的气象要素主要有 气温 气压 空气湿度 风风向风速 云量云状 能见度 降水 蒸发日照时数太阳辐射地面辐射大气辐射等 气温air temperature 概念 表示空气冷热程度的物理量1摄氏温标celsius temperature scale 01002绝对温标oK absolute temperature scale 2731537315 oK 绝对零度27315oK 3华氏温标 Fahrenheit temperature scale很少国家用美国32212 三种温标换算 C 59

30、F32 F95 C32 KC27315C273 温标 冰点 沸点 基点间隔 摄氏 0 100 100 华氏 32 212 180 绝对oK 273 373 100 气压atmosphere pressure或 barometric pressure 地表单位面积上承受的大气柱重量 某地点气压值等于从观测高度至大气上界单位面积上承受的大气柱重量1毫米水银柱高度mmHgmm2百帕hectopascalhpa 1百帕hpa100帕PascalPa 1百帕 hPa压力相当于1m2面积上受到100个牛顿的力 即1hPa100Nm23毫巴mb现已基本不用 1mb1hpa100Pa100Nm2 三种气压单位

31、换算 1mb1hpa075mm34mm 1mm133mb43mb43hpa 标准大气压也叫海平面气压 当选定纬度45N时 t 0 海平面上气压 为P10133hpa101325pa 760mm B A H1 H2 大气上界 湿度humidity 概念空气潮湿程度或水汽含量多少的物理量1水汽压e和饱和水汽压E 2绝对湿度a 3相对湿度f4饱和差d5比湿q和混合比6露点td 1水汽压ewater-vapour pressure和饱和水汽压Esaturation water vapour pressure 大气中水汽本身具有的压力叫水汽压单位mmhpa 饱和湿空气中的水汽压叫饱和水汽压 也叫最大水汽

32、压 单位hpa 水面饱和水汽压随温度的变化按指数规律变化 饱和水汽压E与温度t按指数规律变化 温度高E值大温度低E值小 降低相同温度温度高的饱和空气被凝结的水汽多相反则少 温度低的未饱和空气只要降低较少温度空气很快出现饱和例庐山山上湿润山下干燥 纯水面饱和水汽压与温度的定量关系式马格奴斯Magnus EE10 atbt 式中E饱和水汽压E611hpa气温为零摄 氏度时的饱和水汽压值t实际气温 ab经验系数水面a75b237 冰面a95b2655 2绝对湿度aabsolute humidity 概念单位体积空气中所含的水汽质量即水汽密度 单位gcm3gm3 大气中水汽密度现无法用仪器观测到往往借

33、助 每天观测的温度T采用绝对气温和水汽压e值换算绝对湿度 a 值 注意绝对湿度 a 因水汽压 e 的单位不同而有 不同关系式 e 取 mma 取 gm3单位其关系式为a 289 eT 上式假定摄氏气温16时地面实际气温 a e数值相当 e 取 hpaa 取 gm3单位其关系式为 a 217 eT 3相对湿度frelation humidity 概念空气中的实际水汽压 e 与同温度下的饱和水汽压 E 之 比 单位 相互关系式f eE100例 T0 e61hpa E61hpa feE100100 空气饱和TT10 e61hpa E1226pha f61122610050 eE 空气处于 T20 e

34、61hpa E2338pha f61233810026 未饱和状态 T eE f100 空气为过饱和状态凝结降水 由上得到二个事实 e不变温度逐渐上升f值逐渐减小空气由饱和转向未饱 和状态出现云雾逐渐消散现象温度愈高f值愈小愈 远离饱和相反愈接近饱和 e不变温度逐渐下降f值逐渐增大空气由未饱和饱和 过饱和状态出现水汽发生凝结的云雾甚至降水现象 4饱和差d也叫湿度差 saturated odds 概念在当时气温下应有的饱和水汽压E与实际水汽压e之差 单位hpamm 饱和差表示实际空气距离饱和的程度 表达式dEe d0 空气远离饱和状态 d0Ee 空气达饱和 d0 空气达过饱和 5比湿q和混合比

35、概念一团湿空气中水汽的质量与该团空气的总质量比值叫比湿 单位 gg gkg 表达式 q mwmdmw 式中mw湿空气质量md干空气质量 比湿与水汽压ehpa气压phpa关系式为 q 0622ep gg或q 622ep gkg 概念一团湿空气中水汽质量与干空气质量的比值叫混合比 单位 gg gkg 表达式 mwmd 混合比与水汽压ehpa气压phpa关系式为 0622ep-egg或 622ep-egkg 6露点Tddewpoint 概念当空气中水汽含量不变且气压一定时气温降低到使空气刚好达到饱和时的温度单位 oK 例某地某日14点时t30 E425hpae317hpaf3174251007458

36、 未饱和 当t由30 降至25 时E317hpae317hpaf100此时的t25 即为露点温度值 由上证实二个事实 要使空气达到饱和出现露点首先是降低气温 增加水汽含量使空气出现饱和达到露点 饱和水汽压变化曲线露点定义 实际大气处于未饱和状态是经常的饱和状态时较少因此露点温度总比实际大气温度低只有当空气在饱和状态时气温t露点温度td可据ttd之差判断空气的饱和程度 例 饱 和 f100 ttd ttd0 空气湿润 出现凝结现象 未饱和 f100 ttd ttd0 空气干燥 过饱和 f100 ttd ttd0 水汽过多 产生降水 气温降低出现露点是导致水汽产生凝结的重要途径水汽雨水必经之途 上述各种表示湿度的物理量 水汽压比湿水汽混合比露点绝对湿度基本上表示空气中水汽含量的多寡 相对湿度饱和差温度露点差则表示空气距离饱和的程度 湿度humidity 天津师范大学城市与环境科学学院 王宇明