3.2大气水分和降水
2022-05-05 19:54:17 0 举报
自然地理学第三章第二节关于大气水分与降水的相关内容
作者其他创作
大纲/内容
日落后地面及近地面层空气相继冷却，温度降低
当气温降到露点以下时，水汽即凝附于地面或地表物体之上
如果温度高于零度，水汽凝结成液态成为露，如果温度低于零度，水汽凝结成固态成为霜
霜通常见于冬季，露见于其他季节，尤以夏季居多
定义
晴天夜晚无风或风速很小时地面有效辐射强，近地面层气温迅速下降到露点，有利于水汽凝结
多云的夜晚，大气逆辐射增强，地面有效辐射减弱，近地面层气温难以下降到露点，不利于水汽凝结
风力较强的夜晚，空气湍流混合，气温也难以降至露点，不利于水汽凝结
天气状况
除辐射冷却形成霜、露外，冷平流后和洼地上聚集冷空气时也有利于霜的形成，称为平流霜或洼地霜
局部地形
影响因素
对植物生长十分有利，尤其在干旱地区和干热天气的情况下，露常有维持植物生命的功效
露
对农业有重要意义
入冬后第一个霜日称为初霜日，最末一个霜日称为终霜日
初霜日到终霜日持续时间叫霜期，在此期间多数植物停止生长
自终霜日到初霜日的持续时间，称为无霜期
霜期与无霜期
一般来说，纬度越高无霜期越短，纬度相同，海拔越高无霜期越短
山地阳坡无霜期长于阴坡，地洼地段无霜期比平坦开阔地段短
特点
霜
意义
露和霜
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凝结而成，俗称“树挂”
多形成于寒冷而湿度高的天气下
霜主要形成于晴朗微风的夜晚，而雾凇可以在任何时间内形成
霜形成在强烈辐射冷却的水平面上，雾凇主要形成在垂直面上
与霜的区别
雾凇
雨凇多形成在地面或地物迎风面上的、透明或毛玻璃状的紧密冰层，俗称“冰凌”
多半在温度为0-6度时，由过冷却雨、毛毛雨接触物体表面形成，或经长期严寒后雨滴降落在极冷物体表面冻结而成
雨凇可发生在水平面上，也可发生在垂直面上，并以迎风面聚集较多
雨凇
压损电线，折损树木
雨凇破坏更大，坚硬的冰层使覆盖的庄稼糜烂，牲畜无草可吃
道路变滑，农牧业和交通运输受损
危害
雾凇和雨凇
地表面的凝结现象
雾是漂浮在近地面层的乳白色微小水滴或冰晶，水滴显著增多时空气呈浑浊状态
空气中烟尘等微粒较多也能导致能见度变坏，这种现象称为霾
夜间地面辐射冷却使贴近地面气层变冷而形成的雾
辐射雾在大陆上最为常见，尤以山谷、盆地为多
常出现于晴朗、微风、近地面水汽较为充沛的夜间或清晨
分布
辐射雾
暖空气移到冷下垫面上形成的雾称为平流雾
平流雾范围广而且深厚，只要有适宜的风向、风速，常可以持续很久，但只要暖湿空气来源中断，雾则立即消散
我国沿海春夏季节的海雾，即是平流雾
平流雾
冷空气移动到暖水面上形成的雾称为蒸气雾
这种雾可在一日内任何时间形成，也可终日不消散
蒸气雾在北冰洋的冬季较为常见，叫做极地烟雾或北极烟
深秋或初冬早晨见于河面、湖面的轻雾，则称河、湖烟雾
蒸气雾
潮湿空气沿着山坡上升使水汽凝结而产生的雾称为上坡雾
但潮湿空气必须处于稳定状态，山坡坡度也不能太大
上坡雾在我国青藏高原、云贵高原东部较为常见
上坡雾
发生在锋面附近的雾称为锋面雾。主要是暖气团的降水落入冷空气层时，冷空气因雨滴蒸发而达到过饱和，水汽在锋面底部形成
我国江淮一带梅雨季节常出现锋面雾
锋面雾
分类
一般是高纬多于内地，高纬多于低纬
我国四川盆地、贵州一带雾日较多，是受到当地特殊的盆地和高原地形影响，水汽充足不易流走，具有形成雾的有利条件
地理分布
雾对植物生长有益，可以增加土壤水分，减少植物蒸腾
云南南部高原盆地有明显的干季，但因为多辐射雾，对植物和热带作物的生长十分有利
皖南山区河谷地河漫滩上茶叶质量较好，也与秋冬季节多河谷烟雾有关
例子
作用
雾
云是高空水汽凝结现象，锋面抬升、空气对流、地形抬升等作用使空气上升到冷凝高度时，就会形成云
晴空中漂浮的分散白色云块为积云
高空絮状、羽毛状云是卷云
云层遮天蔽日，不见边际是层云
高耸的黑云压顶是积雨云
外貌特征
积状云出现时时常呈孤立分散状态，是由于空气对流上升，体积膨胀绝对冷却，使水汽发生凝结而形成的
只有对流高度超过凝结高度才能形成积状云
形成条件
对流开始时，上升气流稍高于凝结高度时，即形成淡积云，云内气流速度不大，湍流较弱
淡积云
对流进一步发展，对流高度远高于凝结高度时形成浓积云
浓积云上升气流速度可达10-15m/s，高度一般达到0度层以上，云顶呈花椰菜状
浓积云
对流继续发展，浓积云越发壮大，当云顶到达-15度以下的高空时，云顶水滴冻结成冰晶，形成积云雨
积云雨
热力对流、冷锋面对流、地形抬升都可以形成积状云
形成原因
积状云
层状云是均匀幕状云层，通常具有较大的范围，覆盖数千甚至上万平方千米的地区
层状云是由空气斜升运动形成的
最常见的斜升运动发生在封面上，即暖湿空气沿冷空气的斜坡滑升，也可能是暖湿空气沿地形界面缓慢滑升
雨层云
高层云
卷层云
层状云
波状云是表面呈现波状起伏或鱼鳞状的云层
卷积云
高积云
层积云
层云
通常因密度不同、运动速度不等的两个气层界面上产生波动而形成
在大气逆温层和等温层上下，空气密度和运动速度往往有较大的差异，故常产生波状运动
如果相对湿度较大，波峰处因空气上升变冷凝结成云块，波谷则因空气下沉增温，无云产生
波状云
天空被云遮挡的程度叫云量
用0-10的成数表示
天空完全被云遮盖，云量为10
一般被云遮盖，云量为5
表示
纬度
海陆上空云量高于大陆
海陆分布
上升气流为主的区域云量大，下沉气流为主的区域云量小
我国西南季风区雨季云量显著增大，干季云量明显减小
气流运动
影响分布的原因
全年以上升气流的主，气温高，对流旺盛，水汽来源充沛，平均云量约为6
赤道多云带
全年以下沉气流为主，空气干燥，是两个相对明净带，平均云量为4左右，荒漠地带不足2
纬度20-30少云带
气团、锋面活动频繁，高纬地区还因气温低，是全球高云量带。平均云量6.5-7
中高纬多云带
云量带分布
云量
云
大气中的凝结现象
三、水汽的凝结现象
从云层降落到地面的液态或固态水称为降水
雨滴下落速度超过上升气流速度
雨滴从云中降落到地面前不致完全被蒸发
形成的基本条件
云滴增大为雨滴、雪花及其他降水物
降水形成必须的过程
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
原理
当水滴与冰晶共存时，在温度相同的条件下，由于冰面饱和水汽压小于水面饱和水汽压，水滴将不断蒸发变小，而冰晶不断凝华变大
这种过程称为冰晶效应
水滴与冰晶共存
大小或冷暖不同的水滴在云中共存时，也会因饱和水汽压不同使小或暖的水滴不断蒸发变小，大或冷的水滴不断凝结增大
过冷却水滴共存
两种方式
有冰晶和过冷却水滴共同构成的混合云降水而言，冰晶效应是主要的
主要作用方式
云滴凝结（凝华）增长
云滴大小不同，相应具有不同的运动速度。云滴下落时，个体大的降落快，个体小的降落慢，于是大云滴将“追上”小云滴，碰撞合并成更大的云滴
云滴越大，横截面积变大，下降过程又能冲并更多的小云滴。云中含水量越大，云滴大小越不均匀，相互冲并增大越迅速
低纬度地区云中出现冰水共存的机会不多，所以对于气温>0度的暖云降水来说，云滴冲并增大显得尤为重要
主要地区
云滴的冲并增长
云滴增长的过程
借助催化剂改变云滴的性质、大小和分布情况，创造云滴增大条件，以达到降水的目的
在云内播撒干冰（固体CO2）和碘化银
方法
干冰升华将吸收大量热能，使紧靠干冰外层的温度迅速降低，从而使云中的水汽、过冷却水滴凝华或冻结成冰晶
碘化银微粒是良好的成冰核，只要温度达到-5度，水汽就能以它为核心凝华成冰晶并继续扩大，产生降水
冷云人工降水
在云内播撒氯化钠，氯化钾等粉末
钠盐、钾盐吸湿性很强，是很好的凝结核，吸收水分后能迅速成长为大云滴，合并其他云滴而形成降水
暖云人工降水
人工降水
降水的形成
暖季空气湿度较大，近地面气层强烈受热引起对流而形成的降水
多以暴雨出现，并伴有雷电现象，故又称热雷雨
形式
全球赤道带全年以对流雨为主
我国西南季风区也以对流雨为主，但通常只见于夏季
对流雨
暖湿空气前进途中遇到高山阻碍而被迫抬升，绝热冷却，在达到凝结高度时就产生了降水
山地迎风坡常为多雨中心，背风坡因水汽早已凝结降落且下沉降温，将发生焚风反应，降水很少，形成雨影区
世界年降水量最多的地方基本上都与地形雨有关
地形雨
两种物理性质不同的气团相遇，暖湿空气循交界面滑升，绝热冷却，达到凝结高度时便产生云雨
由于气团的水平范围很广，上升速度缓慢，所以锋面雨具有雨区广、持续时间长的特点
温带地区锋面雨占有主要地位
锋面（气旋）雨
台风是产生在热带海洋上的一种空气漩涡。台风中大量暖湿空气上升可产生强度极大的降水
台风雨和对流雨的性质比较相似，对流雨较普遍但一般强度较弱，范围较小，台风扰乱剧烈且范围很大，半径可达数百千米
台风雨产生仅限于夏、秋季，有时造成灾害
台风雨
降水的类型
单位时间内的降水量
降水强度划分标准
降水量是指降落在地面的雨、雪、雹等，未经蒸发、渗透流失而聚集在水平面上的水层厚度
单位时间内降水量越多，降水强度越大，反之则降水强度越小
与降水量之间的联系
降水强度关系到降水量的利用价值
降水强度过大，地表径流过程迅速，不利于河川径流的调节，易引起山洪暴发，形成水患
降水强度
中纬度大陆性气候的条件下，降水两个最大值出现在午后和清晨，两个最小值出现在夜间和午前
降水特点
午后上升气流最强盛，多对流雨
清晨相对湿度最大，云层较低，稍经扰动即可降雨
最大值
午夜前后气温直减率小，气层稳定，降水机会少
上午8-10时左右相对湿度已没有早晨大，对流未达到最盛，所以降水可能性亦小
最小值
产生原因
大陆型
只有一个最大值，出现在清晨，只有一个最小值，出现在午后
夜间，海面温度高于气温，大气不稳定，易促使对流发展，产生云雨
午后海面温度低于气温，大气低层稳定，难以形成云雨
海洋或海岸型
降水的日变化
全球多雨，其中有两个高值与低值时期。春秋分之后，降水量最多，冬至、夏至之后降水量出现低值
这种类型分布在南北纬10度以内的地区
赤道型
由于太阳在天顶的时间不像在赤道上间隔相等，随着纬度的增加，两段最多降水量时间逐渐接近，至回归线附近合并为一
位于赤道南北两侧
热带型
副热带全球降水只有一个最高值，一个最低值
大陆东岸降水量集中于夏季（季风型），大陆西岸则冬季多雨（地中海型）
副热带型
内陆及东海岸以夏季对流雨为主，西海岸则以秋冬气旋雨为最重要
温带及高纬型
降水的季节变化
各年降水量的距平数与多年平均降水量的百分比表征降水量的变化程度
距平数/平均数*100%
距平数：当年降水量与平均数之差
平均数：某地多年平均降水量
公式
降水变率大小反映降水的稳定性或可靠性
一个地区降水量丰富、变率小，表明水资源利用价值高
降水变率越大，表明降水越不稳定，往往反映了该地区旱涝频率较高
我国降水变率大致是北方大于南方，内陆大于沿海
降水变率
降水的时间变化
纬度带状分布的特点
主要特点
赤道及其两侧是全球降水量最多的地带。年降水量至少1500mm
赤道多雨带
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
但由于地理位置、季风环流、地形等因素的影响，有些地方降水也很丰富，全球降水量最高纪录出现在本带内
我国大部分属于这一纬度带，但因受季风与台风影响，东南沿海一带多在1500mm以上
南北纬15-30度少雨带
年降水量一般为500-1000mm
主要是受天气系统影响，即锋面、气旋活动频繁、多锋面、气旋雨
大陆东岸还受夏季风的影响，带来较多的降水
多雨原因
但是中纬度大陆内部距离海洋较远，空气干燥，降水量很少，分布着大面积的温带荒漠
特例
中纬多雨带
因纬度高，全年气温很低，蒸发微弱，大气中所含水汽数量少
高纬少雨带
四大降水带
一地的年降水量反映了该地水分收入情况，蒸发量反映了水分支出情况
取决于该地降水量P与蒸发量E的对比关系。通常用湿润系数K表示，为K=P/E
决定因素
降水量大于或等于蒸发量，表示水分收入大于或等于支出，属于湿润状况
降水量小于蒸发量，说明水分入不敷出，属于半湿润、半干旱或干旱状况
副热带气温高，蒸发能力强，降水量远小于蒸发能力，故为干旱、半干旱区
高纬度地区降水量虽远不及副热带多，但气温比副热带低，蒸发能力弱，蒸发量小于降雨量，因而为湿润区
具体实例
湿润与干旱
降水量的地理分布
四、大气降水
大气从海洋、湖泊、河流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和气流传递而散布于大气中，使之具有不同的潮湿程度
大气湿度状况是决定云、雾、降水等天气现象的重要因素
湿度概念
大气中水汽所产生的那一部分压力称为水汽压
温度一定时，单位体积空气中所容纳的水汽量达到一定限度，空气呈饱和状态，称为饱和空气，饱和空气的水汽压称为饱和水汽压
一般情况下地面水汽压由赤道向两极较小
饱和水汽压随温度升高而增大
水汽压和饱和水汽压
单位容积空气所含水汽质量通常以g/cm3表示，称为绝对湿度
当气温为16度时，近地面水汽压的值可以近似地替代绝对湿度的值，但注意两者单位不同
绝对湿度
实际水汽压与同温度下饱和水汽压之比，称为相对湿度
由于饱和水汽压随温度而变，所以相对湿度取决于实际水汽压和温度的增减，其中温度往往起主导作用
当实际水汽压一定时，温度降低则相对湿度增大，温度升高则相对湿度减小
夜间多云、雾、霜、露，天气转冷时容易产生云雨等都是相对湿度增大的结果
相对湿度
当实际水汽压与饱和水汽压相等时，空气达到饱和。湿空气等压降温达到饱和的温度就是露点温度
露点完全由空气的水汽压决定，气压一定时它是等压冷却过程的保守量
根据露点差即气温与露点之差，可以大致判断空气的饱和程度
露点差=0，饱和；露点差>0，未饱和
露点差插值越大说明相对湿度越低
气温降到露点是水汽凝结的必要条件
露点温度
绝对湿度和相对湿度
湿度的表示方法
相对湿度日变化与气温日变化相反
在水汽压日变化不大的情况下，相对湿度最高值出现在日出之前，最低值出现在午后
日变化
一般是夏季最小，冬季最大
但有些地区因为夏季盛行风来自海洋，冬季风来自内陆，相对湿度反而夏季最大，冬季最小
年变化
湿度的变化
相对湿度分布随海陆远近与纬度的高低而不同
我国东南沿海相对湿度年平均值为80%，内蒙古西部只有40%
纬度分布较为复杂，赤道带全年高温，水汽来源充沛，故平均相对湿度可达80%以上
副热带尤其是大陆内部，下沉气流占优势，水汽来源极少，相对湿度一般只有50%
高纬度地区全年低温，相对湿度可达80%
湿度的分布
湿度的变化与分布
一、大气湿度
蒸发面上出现蒸发还是凝结取决于实际水汽压e与饱和水汽压E的关系，font color=\"#e65100\
通常饱和水汽压的变化更迅速和明显，因此，饱和水汽压在蒸发和凝结的相互转化中起主要作用
发生的前提
液态水转化为水汽的过程称为蒸发
蒸发面温度越高蒸发过程越迅速
因为温度高时蒸发面饱和水汽压大，饱和差（E-e）也较大，这是影响蒸发的主要因素
在同样的温度条件下，冰面饱和水汽压比水面小，如果实有水汽压相同，冰面饱和差比水面小，冰面蒸发比水面慢
蒸发面的性质
海水浓度比淡水大，在温度相同的情况下蒸发比淡水慢
清水蒸发比浊水慢，因为浊水吸热多，温度升高快
性状
空气湿度越大饱和差越小，蒸发过程缓慢
空气湿度越小饱和差越大，蒸发过程迅速
空气湿度
无风时蒸发面上的水汽靠分子扩散向外传递，水汽压减少缓慢，容易达到饱和，故蒸发过程减弱
有风时蒸发面上的水汽随气流分布，水汽压较小，故蒸发迅速
风
影响蒸发的因素
实际工作中一般以水层厚度（mm）表示蒸发速度，称为蒸发量
气象台站采用蒸发皿观测蒸发量
在蒸发皿中倒入清水，定时测量水量，前后差值就是蒸发皿的蒸发量。但这一数值并不代表当地实际蒸发量
测量
蒸发量的变化一般与气温变化一致
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
变化
纬度越低气温越高，蒸发能量越强
气温
海洋蒸发量多于内陆，并有自沿海向内陆显著减少的趋势
蒸发量与所在地区的年降水量也有关系，降水量多的地方蒸发量大，反之蒸发量小
降水量
空间变化的影响因素
蒸发量
蒸发及其影响因素
凝结是发生在f>=100%(e>=E)过饱和的情况下与蒸发相反的过程
一是增加空气中的水汽含量，使水汽压增大到饱和状态，要达到只有在具有蒸发源泉，且蒸发面温度高于气温的条件下可能
二是使含有一定量水汽的空气冷却，使之达到露点。大气中常见的凝结现象都是这种情况，如云、雾、霜等的形成
空气中的水汽达到饱和与过饱和
凝结核是指凝结过程中起凝结核心作用的固态、液态和气态的气溶胶质粒
对水汽的吸附作用
使形成的粒滴比单纯由水分子聚集而成的滴粒大得多，使之处于潮湿环境中，有利于水汽继续凝结
有凝结核
凝结条件
空气上升时，因绝热膨胀而冷却，可使气温迅速降低，在较短时间内引起凝结现象，形成中雨或大雨
空气上升越快冷却也越快，凝结过程也越强烈
大气中很多凝结现象都是绝热冷却的产物
绝热冷却
空气本身因向外放散热量而冷却。近地面夜间除空气本身的辐射冷却外，还受地面辐射冷却的作用，使气温不断降低
辐射冷却过程一般比较缓慢，水汽凝结量不多，只能形成霜、露、雾等
辐射冷却
较暖的空气经过冷地面，由于不断把热量传给冷的地表造成空气本身冷却
如果暖空气与冷地表温度相差较大，暖空气温度降低至露点或露点以下时，就可能产生凝结
平流冷却
温度相差较大且接近饱和的两团空气混合时，混合后气团的平均水汽压可能比混合前气团的饱和水汽压大，多余水汽就会凝结
混合冷却
大气降温过程
凝结和凝结的条件
二、蒸发与凝结
3.2大气水分和降水
收藏
收藏
0 条评论
回复 删除
下一页
