第三章大气和气候PPT讲稿.ppt

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1、第三章 大气和气候第1页，共93页，编辑于2022年，星期二一、大气的成分一、大气的成分大气是多种物质的混合物。大气是多种物质的混合物。主要包括：主要包括：干洁的空气干洁的空气（体积占（体积占78.09，质量占，质量占75.52的氮的氮N2，体积占，体积占20.95，质量占，质量占23.15的氧的氧O2，体积占，体积占0.93，质量占，质量占1.28的氩的氩Ar，除此之外，还有，除此之外，还有CO2以及其它微量惰性气体）以及其它微量惰性气体）、水汽水汽、悬浮尘粒悬浮尘粒或或其它杂质其它杂质。组成大气的成分可分为两类：组成大气的成分可分为两类：定常成分：定常成分：各成分之间基本保持固定比例，基本

2、不随时间和地点的改变而发生变化。各成分之间基本保持固定比例，基本不随时间和地点的改变而发生变化。主要是主要是氮氮N2，氧，氧O2，氩，氩Ar和微量惰性气体和微量惰性气体氖氖Ne、氪、氪Kr、氙、氙Xe、氦、氦He等；等；可变成分：可变成分：水汽、二氧化碳水汽、二氧化碳CO2，臭氧，臭氧O3，和碳、硫、氮的化合物，和碳、硫、氮的化合物，如，如CO、CH4、H2S等。等。第一节第一节大气的组成和热能大气的组成和热能第2页，共93页，编辑于2022年，星期二下面将组成大气的成分分别作以介绍：下面将组成大气的成分分别作以介绍：1、氮和氧、氮和氧(质量共占大气圈成分的质量共占大气圈成分的98.52%)：

3、N2约占大气容积的约占大气容积的78。常温下，。常温下，N2的化学性质不活泼，不能被植物直接利用只能通过豆科植的化学性质不活泼，不能被植物直接利用只能通过豆科植物的根瘤菌，部分物的根瘤菌，部分固定于土壤中（形成氮肥）固定于土壤中（形成氮肥）。N2对太阳辐射远紫外区（波长对太阳辐射远紫外区（波长0.030.13m）具有选择性吸收）具有选择性吸收。02占地球大气质量的占地球大气质量的23，按体积比占，按体积比占21。除了游离态外，氧还以硅酸盐、氧化物、水等。除了游离态外，氧还以硅酸盐、氧化物、水等化合物形式存在。化合物形式存在。2、二氧化碳（、二氧化碳（CO2）：）：只占大气容积的只占大气容积的0

4、.03，多集中在，多集中在20km高度以下，主要由有机物燃烧、腐烂和生物呼高度以下，主要由有机物燃烧、腐烂和生物呼吸过程产生。二氧化碳对太阳短波吸收很少，但能吸过程产生。二氧化碳对太阳短波吸收很少，但能强烈吸收地表长波辐射（强烈吸收地表长波辐射（地面辐射的主要能地面辐射的主要能量集中在量集中在130m的波长之间，其最大辐射的平均波长为的波长之间，其最大辐射的平均波长为10m，属红外区间，与太阳短波辐射相比，称为，属红外区间，与太阳短波辐射相比，称为地面长波辐射地面长波辐射），致使从地表辐射的热量不易散失到太空致使从地表辐射的热量不易散失到太空。对地球有保温作用，对地球有保温作用，但近年来随着工

5、业的发展和人口的增长，全球二氧化碳含量逐年但近年来随着工业的发展和人口的增长，全球二氧化碳含量逐年增加，改变了大气热平衡，导致地面和低层大气平均温度升高，引起严重的气候问题。增加，改变了大气热平衡，导致地面和低层大气平均温度升高，引起严重的气候问题。第3页，共93页，编辑于2022年，星期二3、臭氧：、臭氧：主要分布在主要分布在1040km的高度处，极大值在的高度处，极大值在2025km附近，称为臭氧层（臭附近，称为臭氧层（臭氧虽在大气中的含量很少，但具有氧虽在大气中的含量很少，但具有强烈吸收紫外线的能力）强烈吸收紫外线的能力）。研究表明，人们大量使用氮肥以及作冷冻剂和除臭剂使用的碳氟化合物（

6、氟利研究表明，人们大量使用氮肥以及作冷冻剂和除臭剂使用的碳氟化合物（氟利昂昂CHCl2F2）所造成的污染使平流层的臭氧遭到破坏。臭氧层的破坏能）所造成的污染使平流层的臭氧遭到破坏。臭氧层的破坏能引起一系列不利于人类的气候生物效应，因而受到广泛关注。引起一系列不利于人类的气候生物效应，因而受到广泛关注。4、水汽、水汽：水汽的来源：陆面或洋面水汽的蒸发，植物的蒸腾。水汽的来源：陆面或洋面水汽的蒸发，植物的蒸腾。水汽的去向：水汽的去向：大气降水。大气降水。水汽的特点和作用：水汽是大气中唯一能发生相变的大气成分，在水汽的特点和作用：水汽是大气中唯一能发生相变的大气成分，在相变的相变的过程中伴随能量的释

7、放和吸收过程中伴随能量的释放和吸收，同时，水汽能，同时，水汽能强烈吸收和放出长波辐射强烈吸收和放出长波辐射能能，因此水汽在天气变化、大气能量转换过程及大气与地面的能，因此水汽在天气变化、大气能量转换过程及大气与地面的能量交换中起着重要的作用。量交换中起着重要的作用。第4页，共93页，编辑于2022年，星期二5、固、液体杂质（悬浮颗粒）、固、液体杂质（悬浮颗粒）：大气悬浮固体杂质和液体微粒，也可称为气溶胶粒子大气悬浮固体杂质和液体微粒，也可称为气溶胶粒子（气溶胶（气溶胶粒子是空气中悬浮的固态或液态颗粒的总称，半径一般为粒子是空气中悬浮的固态或液态颗粒的总称，半径一般为10-3mm10-7mm）。

8、气溶胶粒子除由水汽变成的。气溶胶粒子除由水汽变成的水滴和冰晶水滴和冰晶外，主要是外，主要是大大气尘埃和其他杂质气尘埃和其他杂质。粒径大的水溶性气溶胶粒子最易粒径大的水溶性气溶胶粒子最易使水气凝结，是成云致雨的重要使水气凝结，是成云致雨的重要条件条件。气溶胶粒子能气溶胶粒子能吸收部分太阳辐射并散射辐射，从而改变大气透明度吸收部分太阳辐射并散射辐射，从而改变大气透明度。它它对太阳辐射的影响对太阳辐射的影响和和增大散射辐射增大散射辐射、大气长波逆辐射，都有可能破、大气长波逆辐射，都有可能破坏地球的辐射平衡。坏地球的辐射平衡。第5页，共93页，编辑于2022年，星期二二、大气的结构二、大气的结构（一）

9、（一）大气质量大气质量1大气上界大气上界大气按其物理性质来说是不均匀的，特别大气按其物理性质来说是不均匀的，特别是在铅直方向变化急剧。在很高的高度上空气是在铅直方向变化急剧。在很高的高度上空气十分稀薄，气体分子之间的距离很大。在理论十分稀薄，气体分子之间的距离很大。在理论上，当压力为零或接近于零的高度为大气顶层，上，当压力为零或接近于零的高度为大气顶层，但这种高度不可能出现。因为在很高的高度渐但这种高度不可能出现。因为在很高的高度渐渐到达星际空间，不存在完全没有空气分子的渐到达星际空间，不存在完全没有空气分子的地方。地方。第6页，共93页，编辑于2022年，星期二气象学家认为，只要发生在最大高

10、度上的某种现象与地面气候有关，便可定义这个高度为大气上界。气象学家认为，只要发生在最大高度上的某种现象与地面气候有关，便可定义这个高度为大气上界。因此，过去曾把极光出现的最大高度（因此，过去曾把极光出现的最大高度（1200km）定为大气上界。）定为大气上界。作为太阳风的一部分带电粒子在到达地球附近时，被地球磁场俘获，电磁场将进入高空大气的太阳风粒子流作为太阳风的一部分带电粒子在到达地球附近时，被地球磁场俘获，电磁场将进入高空大气的太阳风粒子流汇聚成电子束，打入极区高空的大气层，激发大气中的分子和原子，导致其发出红、绿或蓝等色的光，称为极光。汇聚成电子束，打入极区高空的大气层，激发大气中的分子和

11、原子，导致其发出红、绿或蓝等色的光，称为极光。第7页，共93页，编辑于2022年，星期二物理学家、化学家则从大气物理、化学特物理学家、化学家则从大气物理、化学特征出发，认为大气上界至少高于征出发，认为大气上界至少高于1200km，但，但不超过不超过3200km，因为在这个高度上离心力已，因为在这个高度上离心力已超过重力，大气密度接近星际气体密度。所以超过重力，大气密度接近星际气体密度。所以在高层大气物理学中，常把大气上界定在在高层大气物理学中，常把大气上界定在3000km。第8页，共93页，编辑于2022年，星期二2大气质量大气质量假定大气是均质的，则大气高度约为假定大气是均质的，则大气高度约

12、为80000m（1644年，伽利年，伽利略的学生托里彻利和维瓦尼通过实验证明大气是有重量的，因而也必略的学生托里彻利和维瓦尼通过实验证明大气是有重量的，因而也必然存在有限的高度。他们推算出大气层的厚度大约是然存在有限的高度。他们推算出大气层的厚度大约是8公里。），整公里。），整个大气柱的质量为个大气柱的质量为m00H1.12510-381051013.3g/cm20为标准情况下（为标准情况下（T0，气压为，气压为1013.25hPa）大气密度。）大气密度。（hPa即即“百帕百帕”。1百帕百帕=1毫巴（毫巴（mbar）=3/4毫米水银柱毫米水银柱。在海。在海平面的平均气压平面的平均气压约为约为1

13、013.25百帕斯卡（百帕斯卡（760毫米水银柱），这个毫米水银柱），这个值也被称为标准大气压）。值也被称为标准大气压）。第9页，共93页，编辑于2022年，星期二（二）（二）（二）（二）大气压力大气压力大气压力大气压力1.定义定义定义从观测高度到大气上界单位面积上（横截面积定义从观测高度到大气上界单位面积上（横截面积1cm2）铅直空气柱的重量为大气）铅直空气柱的重量为大气压强，简称气压。压强，简称气压。地面的气压值在地面的气压值在9801040hPa之间变动，平均为之间变动，平均为1013hPa。气压有日变化和年变。气压有日变化和年变化，还有非周期变化。气压非周期变化常与大气环流和天气系统有

14、关，且变化幅化，还有非周期变化。气压非周期变化常与大气环流和天气系统有关，且变化幅度大。度大。气压日变化，一昼夜有两个最高值（气压日变化，一昼夜有两个最高值（910时，时，2122时）和两个最低值（时）和两个最低值（34时，时，1516时）。热带的日变化比温带明显。赤道地区气压年变化不大，高纬地区时）。热带的日变化比温带明显。赤道地区气压年变化不大，高纬地区较大；大陆和海洋也有显著差别，大陆冬季气压高，夏季最低，而海洋相反。较大；大陆和海洋也有显著差别，大陆冬季气压高，夏季最低，而海洋相反。(气压最高值和最低值的出现与气温的日变化有关，地球上向阳的一边（白天）由于加热作用使空气膨气压最高值和最

15、低值的出现与气温的日变化有关，地球上向阳的一边（白天）由于加热作用使空气膨胀而垂直上升，到一定高度后向四周辐散，致使空气柱的质量减少，地面气压降低。背阳的一面（夜间）胀而垂直上升，到一定高度后向四周辐散，致使空气柱的质量减少，地面气压降低。背阳的一面（夜间）由于冷却作用，气柱收缩，空中四周气流辐合，使气往质量增多，地面气压升高。至于气压次高值和次由于冷却作用，气柱收缩，空中四周气流辐合，使气往质量增多，地面气压升高。至于气压次高值和次低值的出现，原因比较复杂，目前还没有完善的解释。）低值的出现，原因比较复杂，目前还没有完善的解释。）第10页，共93页，编辑于2022年，星期二2气压的垂直分布气

16、压的垂直分布气压的垂直分布气压的垂直分布气压大小取决于所在水平面的大气质量，随高度的气压大小取决于所在水平面的大气质量，随高度的气压大小取决于所在水平面的大气质量，随高度的气压大小取决于所在水平面的大气质量，随高度的上升，大气柱质量减少，所以气压随高度升高而降低。上升，大气柱质量减少，所以气压随高度升高而降低。上升，大气柱质量减少，所以气压随高度升高而降低。上升，大气柱质量减少，所以气压随高度升高而降低。气压随高度的实际变化与气温和气压条件有关。具气压随高度的实际变化与气温和气压条件有关。具气压随高度的实际变化与气温和气压条件有关。具气压随高度的实际变化与气温和气压条件有关。具有如下两个明显的

17、规律：有如下两个明显的规律：有如下两个明显的规律：有如下两个明显的规律：在气压相同条件下，气柱温度愈高，单位气压高度在气压相同条件下，气柱温度愈高，单位气压高度在气压相同条件下，气柱温度愈高，单位气压高度在气压相同条件下，气柱温度愈高，单位气压高度差愈大，气压垂直梯度愈小；差愈大，气压垂直梯度愈小；差愈大，气压垂直梯度愈小；差愈大，气压垂直梯度愈小；在气温相同条件下，气压愈高，在气温相同条件下，气压愈高，在气温相同条件下，气压愈高，在气温相同条件下，气压愈高，单位气压高度差单位气压高度差单位气压高度差单位气压高度差愈小，气压垂直梯度愈大。愈小，气压垂直梯度愈大。愈小，气压垂直梯度愈大。愈小，气

18、压垂直梯度愈大。第11页，共93页，编辑于2022年，星期二（三）（三）大气分层大气分层按照分子组成按照分子组成，大气可分为两个大的层次，即均质层和，大气可分为两个大的层次，即均质层和非均质层。均质层为从地表至非均质层。均质层为从地表至85km高度的大气层，除水汽有高度的大气层，除水汽有较大变动外，其组成较均一。较大变动外，其组成较均一。85km高度以上为非均质层，其中又高度以上为非均质层，其中又可分为氮层（可分为氮层（85200km）、原子氧层（）、原子氧层（2001100km）、氦层）、氦层（11003200km）和氢层（）和氢层（32009600km）按大气化学核物理性质按大气化学核物理

19、性质，非均质层可分为光化层和离子层。，非均质层可分为光化层和离子层。光化层具有分子、原子和自由基组成的化学物质，其中包括约光化层具有分子、原子和自由基组成的化学物质，其中包括约在在20km高度处高度处03浓度最大处的臭氧层。离子层包含大量离子，具有浓度最大处的臭氧层。离子层包含大量离子，具有反射无线电波能力。反射无线电波能力。在气象学中按照温度和运动情况在气象学中按照温度和运动情况，将大气圈分为五层：即：，将大气圈分为五层：即：对流层、平流层、中间层、暖层（也称电离层）和散逸层。对流层、平流层、中间层、暖层（也称电离层）和散逸层。第12页，共93页，编辑于2022年，星期二（四）（四）（四）（

20、四）标准大气标准大气标准大气标准大气 人们根据高空探测数据和理论，规定了一种人们根据高空探测数据和理论，规定了一种人们根据高空探测数据和理论，规定了一种人们根据高空探测数据和理论，规定了一种特性随高度平均分布的特性随高度平均分布的特性随高度平均分布的特性随高度平均分布的大气模式大气模式大气模式大气模式，称为，称为，称为，称为“标准大气标准大气标准大气标准大气”或或或或“参考大气参考大气参考大气参考大气”。标准大气模式假定：空气是干燥的，在标准大气模式假定：空气是干燥的，在标准大气模式假定：空气是干燥的，在标准大气模式假定：空气是干燥的，在86km86km以下是均匀混合物，以下是均匀混合物，以下

21、是均匀混合物，以下是均匀混合物，平均摩尔质量为平均摩尔质量为平均摩尔质量为平均摩尔质量为28.964kg/mol28.964kg/mol，且处于静力学平衡和水平成层分布。，且处于静力学平衡和水平成层分布。，且处于静力学平衡和水平成层分布。，且处于静力学平衡和水平成层分布。在给定温度，高度廓线及边界条件后，通过对静力学方程在给定温度，高度廓线及边界条件后，通过对静力学方程在给定温度，高度廓线及边界条件后，通过对静力学方程在给定温度，高度廓线及边界条件后，通过对静力学方程和状态方程求积分，就得到压力和密度值。和状态方程求积分，就得到压力和密度值。和状态方程求积分，就得到压力和密度值。和状态方程求积

22、分，就得到压力和密度值。第13页，共93页，编辑于2022年，星期二三、三、大气的热能大气的热能地球气候系统的地球气候系统的能源主要是太阳辐射能源主要是太阳辐射能源主要是太阳辐射能源主要是太阳辐射，它从根本上，它从根本上决定地球、决定地球、大气的热状况，从而支配其他的能量传输大气的热状况，从而支配其他的能量传输过程。过程。地球气候系统内部也进行着辐射能量交换地球气候系统内部也进行着辐射能量交换地球气候系统内部也进行着辐射能量交换地球气候系统内部也进行着辐射能量交换。因此，。因此，。因此，。因此，需要研究太阳、地球及大气的辐射能量交换和其他地气系需要研究太阳、地球及大气的辐射能量交换和其他地气系

23、需要研究太阳、地球及大气的辐射能量交换和其他地气系需要研究太阳、地球及大气的辐射能量交换和其他地气系统的辐射平衡统的辐射平衡统的辐射平衡统的辐射平衡。第14页，共93页，编辑于2022年，星期二（一）（一）太阳辐射太阳辐射太阳是离地球最近的一个恒星，其表面温度约为太阳是离地球最近的一个恒星，其表面温度约为6000K，内部温度更高，内部温度更高，所以太阳不停地向外辐射巨大的能量。太阳辐射能主要是波长在所以太阳不停地向外辐射巨大的能量。太阳辐射能主要是波长在0.40.76m的可见光，约为总能量的的可见光，约为总能量的50；其次是波长大于；其次是波长大于0.76m的红外辐射，的红外辐射，约占总辐射能

24、的约占总辐射能的43；波长小于；波长小于0.4m的紫外辐射约占的紫外辐射约占7。相对于地球来说。相对于地球来说（地面辐射的平均波长为地面辐射的平均波长为10m），），太阳辐射的波长较短，故称太阳辐射太阳辐射的波长较短，故称太阳辐射为短波辐射为短波辐射。表示太阳辐射能强弱的物理量，即单位时间内垂直投射。表示太阳辐射能强弱的物理量，即单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能，称为在单位面积上的太阳辐射能，称为太阳辐射强度太阳辐射强度。在日地平均距离（在日地平均距离（1.496108）上，大气顶界垂直于太阳光线的单）上，大气顶界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟接受的太阳辐射，称为位面积上每分钟接受

25、的太阳辐射，称为太阳常数太阳常数太阳常数太阳常数。第15页，共93页，编辑于2022年，星期二经大气削弱后到达地面的太阳辐射有两部分：经大气削弱后到达地面的太阳辐射有两部分：一是一是直接辐射直接辐射；二是经大气散射后到达地面的部分，称为二是经大气散射后到达地面的部分，称为散射辐射散射辐射。二者之和就是太阳辐射总量，称为二者之和就是太阳辐射总量，称为总辐射总辐射。总辐射的纬度分布，一般是纬度愈高，总辐射愈小；纬度愈总辐射的纬度分布，一般是纬度愈高，总辐射愈小；纬度愈低，总辐射愈大。因为赤道附近多云，总辐射最大值并不出现在低，总辐射愈大。因为赤道附近多云，总辐射最大值并不出现在赤道，而是出现在赤道

26、，而是出现在200N附近。附近。到达地面的总辐射一部分被地面吸收转变成热能，一部分被反到达地面的总辐射一部分被地面吸收转变成热能，一部分被反射。反射部分占辐射量的百分比，称为反射率。反射率随地面性质射。反射部分占辐射量的百分比，称为反射率。反射率随地面性质和状态不同二有很大差别。和状态不同二有很大差别。第16页，共93页，编辑于2022年，星期二（二）（二）大气能量及其保温效应大气能量及其保温效应大气本身对太阳辐射直接吸收很少，而水、陆植被等下垫面却能吸收太阳辐射，并经潜大气本身对太阳辐射直接吸收很少，而水、陆植被等下垫面却能吸收太阳辐射，并经潜热和感热转化供给大气。大气获得能量的具体结构为：

27、热和感热转化供给大气。大气获得能量的具体结构为：1对太阳辐射的直接吸收对太阳辐射的直接吸收大气中吸收太阳辐射的物质主要是臭氧、水汽和液态水。大气中吸收太阳辐射的物质主要是臭氧、水汽和液态水。2对地面辐射的吸收对地面辐射的吸收地表吸收了到达大气上界太阳辐射能的地表吸收了到达大气上界太阳辐射能的50，变成热能，温度升高，而后以，变成热能，温度升高，而后以大于大于3m的长波（红外）向外辐射。这种辐射能量的的长波（红外）向外辐射。这种辐射能量的7595被大气吸收，只有少部分波长为被大气吸收，只有少部分波长为8.512m的辐射能通过的辐射能通过“大气窗大气窗”逃逸到宇宙空间。逃逸到宇宙空间。3潜热输送潜

28、热输送海面和陆面的水分蒸发使地面热量得以输送到大气层中。一方面水汽凝结成雨海面和陆面的水分蒸发使地面热量得以输送到大气层中。一方面水汽凝结成雨滴或雪时，放出潜热给空气；另一方面雨滴或雪降到地面不久又被蒸发，这个过程交替进行。滴或雪时，放出潜热给空气；另一方面雨滴或雪降到地面不久又被蒸发，这个过程交替进行。全球表面年平均潜热输送约为全球表面年平均潜热输送约为2760MJ/m2,占辐射平衡的占辐射平衡的84，可见，地气间能量交换主，可见，地气间能量交换主要是通过潜热输送完成的。要是通过潜热输送完成的。4感热输送感热输送陆面和水面的温度与低层大气温度并不相等，因此地面和大气间便由感热交换而产陆面和水

29、面的温度与低层大气温度并不相等，因此地面和大气间便由感热交换而产生能量输送，大气获得热能后依据本身温度向外辐射，称为大气辐射。其中一部分外逸到宇宙空生能量输送，大气获得热能后依据本身温度向外辐射，称为大气辐射。其中一部分外逸到宇宙空间，一部分向下投向地面，即为大气逆辐射。大气逆辐射的存在使地面实际损失的热量略少于长间，一部分向下投向地面，即为大气逆辐射。大气逆辐射的存在使地面实际损失的热量略少于长波辐射放出的能量，地面得以保持一定的温暖程度。这种保温作用，通常称为波辐射放出的能量，地面得以保持一定的温暖程度。这种保温作用，通常称为“温室效应温室效应”据计据计算，如果没有大气，地面平均温度将是零

30、下算，如果没有大气，地面平均温度将是零下18oC，而不是现在的，而不是现在的150C。第17页，共93页，编辑于2022年，星期二（三）（三）地气系统的辐射平衡地气系统的辐射平衡辐射平衡有年变化和日变化。在一日内，辐射平衡有年变化和日变化。在一日内，白天白天收入收入的太阳辐射超过支出的长波辐射，辐射平衡为的太阳辐射超过支出的长波辐射，辐射平衡为正值正值；夜间夜间的辐射平衡则为的辐射平衡则为负值负值。正转负和负转正的时刻分别在。正转负和负转正的时刻分别在日日没前与日出后没前与日出后1小时小时。在一年内，在一年内，北半球夏季北半球夏季辐射平衡因太阳辐射增多而辐射平衡因太阳辐射增多而加大加大；冬季则

31、相反，甚至出现负值。；冬季则相反，甚至出现负值。纬度愈高，辐射平衡保持正值的月份愈少。纬度愈高，辐射平衡保持正值的月份愈少。第18页，共93页，编辑于2022年，星期二四、气温（自己看）四、气温（自己看）第19页，共93页，编辑于2022年，星期二第二节第二节大气水分和降水大气水分和降水一、大气湿度一、大气湿度一、大气湿度一、大气湿度（一）（一）（一）（一）湿度的概念和表示方法湿度的概念和表示方法湿度的概念和表示方法湿度的概念和表示方法 大气从海洋、湖泊、河流以及潮湿土壤的蒸发或植物的蒸腾作用中获得水分。水分进入大气后，通过分子扩散大气从海洋、湖泊、河流以及潮湿土壤的蒸发或植物的蒸腾作用中获得

32、水分。水分进入大气后，通过分子扩散和气流的的传递而散布于大气中，使之具有不同的潮湿度。和气流的的传递而散布于大气中，使之具有不同的潮湿度。常用常用水汽压和饱和水汽压、绝对湿度和相对湿度等水汽压和饱和水汽压、绝对湿度和相对湿度等多个湿度参量表示多个湿度参量表示水气含量水气含量。1水汽压和饱和水汽压水汽压和饱和水汽压大气压力是大气中各种气体压力的总和。大气中水汽所产生的那部分压力叫水大气压力是大气中各种气体压力的总和。大气中水汽所产生的那部分压力叫水汽压（汽压（e），地面的水汽压随纬度的升高而减小。赤道平均），地面的水汽压随纬度的升高而减小。赤道平均26hPa，350N约为约为13hPa，650N

33、约为约为4hPa。极地附。极地附近约为近约为12hPa。水汽压随高度的变化而变化，水汽压随高度的变化而变化，其经验公式为：其经验公式为：ez=e010z式中，式中，ez为高度为高度z（m）的水汽压；）的水汽压；e0为地面的水汽压；为地面的水汽压；为水汽压随高度变化的常数。为水汽压随高度变化的常数。空气中水汽含量与温度关系密切。空气中水汽含量与温度关系密切。温度一定时，单位体积空气容纳的水汽量温度一定时，单位体积空气容纳的水汽量有一定的限度，达到这个限度，空气呈饱和状态，称为饱和空气。有一定的限度，达到这个限度，空气呈饱和状态，称为饱和空气。饱和空气的水汽饱和空气的水汽压，称为饱和水汽压（压，称

34、为饱和水汽压（E），饱和水汽压随温度升高而增大），饱和水汽压随温度升高而增大。第20页，共93页，编辑于2022年，星期二2绝对湿度和相对湿度：绝对湿度和相对湿度：单位容积空气所含的水气质量单位容积空气所含的水气质量通常以通常以g/cm3表示，称为表示，称为绝对湿度（绝对湿度（a）或水汽密度或水汽密度。绝对湿度不能直接测定，但可间接算出。它与水汽压有关系：。绝对湿度不能直接测定，但可间接算出。它与水汽压有关系：式中，式中，e为水汽压（为水汽压（mm）；）；T为绝对温度。为绝对温度。绝对零度绝对零度时的温度定义为时的温度定义为0K。冰水混合物的温度为摄。冰水混合物的温度为摄氏氏0度，定义为度，定

35、义为273.15K 大气的实际水汽压大气的实际水汽压e与同温度饱和水汽压与同温度饱和水汽压E之比之比，称为，称为相对湿度相对湿度（f）。用百分数表示。）。用百分数表示。fe/E100由于饱和水汽压由于饱和水汽压E随温度而变，所以相对湿度取决于随温度而变，所以相对湿度取决于e和和T，其中，其中T往往起主导作用。当往往起主导作用。当e一定时，温度降低则相对湿度增大；温度升高相对湿度减小。夜间多云、雾、霜、露，天气一定时，温度降低则相对湿度增大；温度升高相对湿度减小。夜间多云、雾、霜、露，天气转冷时容易产生云等都是相对湿度增大的结果。转冷时容易产生云等都是相对湿度增大的结果。3露点温度露点温度一定质

36、量的湿空气，若气压保持不变，而令其冷却，则饱和水汽压一定质量的湿空气，若气压保持不变，而令其冷却，则饱和水汽压E随温度降低而减小。随温度降低而减小。当当eE时，空气达到饱和。时，空气达到饱和。湿空气等压降温达到饱和时的温度湿空气等压降温达到饱和时的温度就是就是露点温度露点温度Td，简称露点。，简称露点。第21页，共93页，编辑于2022年，星期二（二）（二）湿度的变化与分布湿度的变化与分布相对湿度能够直接反映空气距饱和的程度，在气候资料分析中应用广泛。相对湿度能够直接反映空气距饱和的程度，在气候资料分析中应用广泛。相对湿度日变化通常与气温日变化相反（图）。相对湿度日变化通常与气温日变化相反（图

37、）。在水汽压日变化不大的情况下，相对湿度最高值出在水汽压日变化不大的情况下，相对湿度最高值出现在温度最低的日出之前；最低值出现在气温最高的午后。这是由于温度升高时，蒸发作用加强，现在温度最低的日出之前；最低值出现在气温最高的午后。这是由于温度升高时，蒸发作用加强，水汽压虽然增大，但饱和水汽压增大更多，水汽难以饱和，所以相对湿度反而降低。水汽压虽然增大，但饱和水汽压增大更多，水汽难以饱和，所以相对湿度反而降低。相对湿度分布随距海远近与纬度高低而有不同。相对湿度分布随距海远近与纬度高低而有不同。例如，我国东南沿海相对湿度年平均为例如，我国东南沿海相对湿度年平均为80，内蒙古西，内蒙古西部只有部只有

38、40。相对湿度的具体分布，受海陆（水汽来源）、气温、大气环流诸因素制约。相对湿度的具体分布，受海陆（水汽来源）、气温、大气环流诸因素制约。各纬度上相对湿度的平均值各纬度上相对湿度的平均值第22页，共93页，编辑于2022年，星期二二、蒸发与凝结二、蒸发与凝结蒸发面上出现蒸发还是凝结取决于实际水汽压于饱和水汽压的关系。当蒸发面上出现蒸发还是凝结取决于实际水汽压于饱和水汽压的关系。当eE，则出现凝结。，则出现凝结。（一）蒸发及其影响因素（一）蒸发及其影响因素1影响蒸发的因素影响蒸发的因素其影响因素主要包括其影响因素主要包括蒸发面的温度、性质、性状、空气湿蒸发面的温度、性质、性状、空气湿度、风度、风

39、等。等。2蒸发量蒸发量实际工作中，一般以水层厚度（实际工作中，一般以水层厚度（mm）表示蒸发速度，称为蒸发量。蒸发）表示蒸发速度，称为蒸发量。蒸发量的变化与气温变化一致，一日内，午后蒸发量最大；日出前蒸发量最小。一年内，夏季量的变化与气温变化一致，一日内，午后蒸发量最大；日出前蒸发量最小。一年内，夏季蒸发量大，冬季小。蒸发量大，冬季小。蒸发量的空间变化受气温、海陆分布、降水量等因素的影响蒸发量的空间变化受气温、海陆分布、降水量等因素的影响。（二）凝结和凝结条件（二）凝结和凝结条件凝结是发生在凝结是发生在f100（eE）过饱和情况下的与蒸发相反的过程。凝结现）过饱和情况下的与蒸发相反的过程。凝结

40、现象在地面和大气中都能发生。象在地面和大气中都能发生。大气中的水汽发生凝结，需具备一定的条件，既要使水汽达到饱和或过大气中的水汽发生凝结，需具备一定的条件，既要使水汽达到饱和或过饱和，还需有凝结核。饱和，还需有凝结核。第23页，共93页，编辑于2022年，星期二三三水汽的凝结现象水汽的凝结现象（一）（一）地表面的地表面的凝结现象凝结现象1霜与露霜与露日落后，地面及近地面层空气冷却，温度降日落后，地面及近地面层空气冷却，温度降低。当气温降到露点一下时，水汽即凝附于地面或地面物低。当气温降到露点一下时，水汽即凝附于地面或地面物体上。如温度在体上。如温度在00C以上，以上，水汽凝结为液态，称为露水汽

41、凝结为液态，称为露；温度；温度在在00C以下，以下，水汽凝结为固态，称为霜水汽凝结为固态，称为霜。霜常见于冬季，露。霜常见于冬季，露见于其他季节，以夏季为最多。见于其他季节，以夏季为最多。第24页，共93页，编辑于2022年，星期二2雾凇和雨凇雾凇和雨凇雾凇是一种白色固体凝结物，由过冷雾滴附着于地面物体或树枝迅雾凇是一种白色固体凝结物，由过冷雾滴附着于地面物体或树枝迅速冻结而成，俗称速冻结而成，俗称“树挂树挂”。多出现于寒冷而湿度高的天气条件下。多出现于寒冷而湿度高的天气条件下雨凇是形成在地面或地物的迎风面上的，透明的或毛玻璃状的紧密冰层，雨凇是形成在地面或地物的迎风面上的，透明的或毛玻璃状的

42、紧密冰层，俗称俗称“冰棱冰棱”。多半在温度为。多半在温度为060C时，由过冷却雨、毛毛雨接触物体表时，由过冷却雨、毛毛雨接触物体表面形成；或是经过长期严寒后，雨滴降落在物体表面冻结而成。面形成；或是经过长期严寒后，雨滴降落在物体表面冻结而成。第25页，共93页，编辑于2022年，星期二（二）（二）大气中的大气中的凝结现象凝结现象1雾雾雾是漂浮在近地面层的乳白色微小水滴或冰晶。雾是漂浮在近地面层的乳白色微小水滴或冰晶。根据不同成根据不同成因，雾可分为辐射雾、平流雾、蒸汽雾、上坡雾和锋面雾。因，雾可分为辐射雾、平流雾、蒸汽雾、上坡雾和锋面雾。2云云云是高空水气凝结现象。云是高空水气凝结现象。空气对

43、流、锋面抬升、地形抬空气对流、锋面抬升、地形抬升等作用使空气上升到凝结高度，就会形成云。云有各式各样升等作用使空气上升到凝结高度，就会形成云。云有各式各样的外貌特征。的外貌特征。根据云的形状、云底高度及形成云的上升运动的特点可将云分根据云的形状、云底高度及形成云的上升运动的特点可将云分为以下几类。为以下几类。积状云积状云包括淡积云、浓积云和积雨云出现时常呈孤立分散状包括淡积云、浓积云和积雨云出现时常呈孤立分散状态，是由于空气对流上升，体积膨胀绝热冷却，使水汽发生凝结而形成态，是由于空气对流上升，体积膨胀绝热冷却，使水汽发生凝结而形成的。的。层状云层状云层状云是均匀幕状云层，通常具有较大水平范围

44、。覆盖数千层状云是均匀幕状云层，通常具有较大水平范围。覆盖数千甚至上万平方千米的地区。层状云是由空气斜上升运动形成的。甚至上万平方千米的地区。层状云是由空气斜上升运动形成的。波状云波状云波状云是表面呈现波状起伏或鱼鳞状的云层，包波状云是表面呈现波状起伏或鱼鳞状的云层，包括卷积云、高积云、层积云和层云。通常因空气密度不同、运括卷积云、高积云、层积云和层云。通常因空气密度不同、运动速度不同等的两个气层界面上产生波动而形成的。动速度不同等的两个气层界面上产生波动而形成的。波状云波状云层状云层状云雾雾第26页，共93页，编辑于2022年，星期二四、四、大气降水大气降水（一）（一）降水的形成降水的形成从

45、云层中降落到地面的液态水或固态水，称为降水。降水是云中水滴或冰晶增大的结果。从云层中降落到地面的液态水或固态水，称为降水。降水是云中水滴或冰晶增大的结果。从雨滴到形成降水需具备两个基本条件：从雨滴到形成降水需具备两个基本条件：一是雨滴下降速度超过气流上升速度；一是雨滴下降速度超过气流上升速度；二是雨滴从云中降落到地面前不被完全蒸发。降水的形成，必须经历云滴增大为雨滴、二是雨滴从云中降落到地面前不被完全蒸发。降水的形成，必须经历云滴增大为雨滴、雪花及其他降水物的过程。云滴增长主要有两个过程：雪花及其他降水物的过程。云滴增长主要有两个过程：1云滴的凝结（凝华）增长云滴的凝结（凝华）增长在云的发展阶

46、段，云体上升绝热冷却，或不断有水汽输入，使云滴周围的实际水汽压大于其饱和水在云的发展阶段，云体上升绝热冷却，或不断有水汽输入，使云滴周围的实际水汽压大于其饱和水汽压云滴就会因水汽凝结或凝华而逐渐增大。当水滴和冰晶共存时在温度相同条件下，冰面水汽压小于汽压云滴就会因水汽凝结或凝华而逐渐增大。当水滴和冰晶共存时在温度相同条件下，冰面水汽压小于水面水汽压，水滴将不断蒸发变小，而冰晶则不断凝华增大这种过程称为冰晶效应。水面水汽压，水滴将不断蒸发变小，而冰晶则不断凝华增大这种过程称为冰晶效应。2云滴的冲并增长云滴的冲并增长云滴大小不同，相应具有不同的运动速度。云滴下降时个体大的云滴落得快，个体小的慢，于

47、是大云滴大小不同，相应具有不同的运动速度。云滴下降时个体大的云滴落得快，个体小的慢，于是大云滴云滴“追上追上”小云滴，碰撞合并成为更大的云滴。小云滴，碰撞合并成为更大的云滴。第27页，共93页，编辑于2022年，星期二（二）降水的类型（二）降水的类型根据降水形成原因（主要是气流根据降水形成原因（主要是气流上升特点），可分为上升特点），可分为对流雨、地对流雨、地形雨、锋面雨和台风雨形雨、锋面雨和台风雨四个基本四个基本类型：类型：1对流雨对流雨暖季空气湿度暖季空气湿度较大，近地面气层强烈受热，引较大，近地面气层强烈受热，引起对流而形成的降水称为对流雨。起对流而形成的降水称为对流雨。赤道全年以对流雨

48、为主。我国西赤道全年以对流雨为主。我国西南夏季多对流雨。南夏季多对流雨。第28页，共93页，编辑于2022年，星期二2地形雨地形雨暖湿空气前进途中遇到较高山地阻挡被迫抬升，绝暖湿空气前进途中遇到较高山地阻挡被迫抬升，绝热冷却，在达到凝结高度时便产生降水。因此，山的迎风坡常成热冷却，在达到凝结高度时便产生降水。因此，山的迎风坡常成为多雨中心；背风坡因水汽早已凝结降落，且下沉增温，将发生为多雨中心；背风坡因水汽早已凝结降落，且下沉增温，将发生焚风效应，降水很少，形成雨影区。焚风效应，降水很少，形成雨影区。第29页，共93页，编辑于2022年，星期二3锋面雨（气旋雨）锋面雨（气旋雨）两种物理性质不同

49、的气团相遇，暖湿空两种物理性质不同的气团相遇，暖湿空气沿交界面上升，绝热冷却，达到凝结高度便产生云雨。温气沿交界面上升，绝热冷却，达到凝结高度便产生云雨。温带地区锋面雨占主要地位。带地区锋面雨占主要地位。第30页，共93页，编辑于2022年，星期二4台风雨台风雨台风是产生在热带海洋上的一种空气漩涡。台风中有台风是产生在热带海洋上的一种空气漩涡。台风中有大量暖空气上升，可产生强度极大的降水。大量暖空气上升，可产生强度极大的降水。第31页，共93页，编辑于2022年，星期二（三）（三）降水的时间变化降水的时间变化1降水强度降水强度单位时间内的降水量，称为降水强度。气象部门为确定一定时间内降水的数量

50、特征，单位时间内的降水量，称为降水强度。气象部门为确定一定时间内降水的数量特征，并用以预报未来降水数量变化趋势，将降水强度划分为若干等级：并用以预报未来降水数量变化趋势，将降水强度划分为若干等级：2.降水的日变化降水的日变化一天内的降水变化，在很大程度受地方条件限制，可大致分为两个类型：一天内的降水变化，在很大程度受地方条件限制，可大致分为两个类型：（1）大陆型大陆型特点是一天有两个最大值，分别出现在午后和清晨；两个最小值，分别出现在特点是一天有两个最大值，分别出现在午后和清晨；两个最小值，分别出现在夜间和午前。夜间和午前。（2）海洋型海洋型特点是一天只有一个最大值，出现在清晨，最小值出现在午