Ei E过冷却水面-E冰面
冰分子脱出冰面所受 的束缚比水分子脱出 水面的束缚大
E冰面 E过冷却水面 100%
冰晶和过冷却水滴共存情况在云中很普遍 冰晶效应 如果实际水汽压处于两者的饱和水汽压之间:
es (过冷却水滴) ea (实际水汽) es (冰晶)
蒸发
凝华
水滴不断蒸发而减小，冰晶因不断凝华而 增大，在冰和水之间水汽转移现象。 冰晶效应：这种由于冰水共存引起冰水间的 水汽转移的作用
E＞e 未饱和 蒸发 E=e 饱和 动态平衡 E＜e 过饱和 凝结
4
水 融解线
蒸发线
升华线
水的三种相态分别存在于不同的温度和压强条 件下: (1)水只存在于0℃以上的区域，冰只存在于0℃ 以下的区域，水汽虽然可存在于0℃以上及以下的区 域，但其压强却被限制在一定值域下。
蒸发过程：较大动能水分子脱出液面使液面温 度降低。如果保持其温度不变，必须自外界供给热 量，这部分热量等于蒸发潜热L，L 与温度t有如下 的关系：
第四章 大气中的水分
凝结
水汽输送
凝结
降水
蒸发 植物蒸腾
湖
降水
地表径流 地下径流
蒸发
海洋
下渗
地球上水分循环过程对地-气系统的热量平衡和 天气变化起着非常重要的作用
（一） 蒸发和凝结的基本原理
大气中 （二） 地表面和大气中的凝结现象 的水分
（三） 降水及人工影响天气
（一）蒸发和凝结的基本原理
1、水相变化
辐射雾多发生 在夜长、气温低的 冬季。只要满足条 件，在大部分地区 均可形成。
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（4）混合冷却：当温差较大，且接近饱和的两 团空气水平混合后，也可能产生凝结。由于饱和水 汽压随温度的改变呈指数曲线形式，就可能使混合 后气团的平均水汽压比混合气团平均温度下的饱和 水汽压大。
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（一）蒸 发和凝结的基本原理
凝结核：大气中能促使水 ) 大气中存在着大量的微粒 汽凝结的微粒(气溶胶颗粒 凝 结 核 直 径 一 般 为 10-7物质，它们容易吸附水分子， 10-3cm，而且半径越大， 有利于水汽分子在其表面上的 吸湿性越好的核周围越易 集聚，使其成为水汽凝结核心。 产生凝结。
凝结核的存在是大气中水汽凝结的重要条件之一
影响因子之三：饱和差（E-e） 蒸发速度与饱和差成正比。严格说，此处的E 应 由蒸发面的温度算出，但通常以一定气温下的饱和水 汽压代替。饱和差愈大，蒸发速度也愈快。 影响因子之四：风速 大气中的水汽垂直输送和水平扩散能加快蒸发速 度。无风时，蒸发面上的水汽单靠分子扩散，水汽压 减小得慢，饱和差小，因而蒸发缓慢。有风时，湍流 加强，蒸发面上的水汽随风和湍流迅速散布到广大的 空间，蒸发面上水汽压减小，饱和差增大，蒸发加快。
升华潜热Ls表示为：
Ls （2.510 10 ） （ J/Kg）
6 5
7
影响饱和水汽压的因素是蒸发面： （1）温度、 （2）性质（水面、冰面，溶液面等）、 （3）形状（平面、凹面、凸面）
影响因素之一温度
19世纪克拉伯龙和克劳修斯分别用热力学理论推导出了 纯水面饱和水汽压随温度升高而增大的数学表达式：
3、露的降水量：很少 在温带地区夜间露的降水量约相当于0.1-0.3mm 的降水层，但在许多热带地区却很可观，多露之夜可 有相当于3mm 的降水量，平均约1mm 左右。 露的量虽少，但 对植物很有利，尤其 在干燥地区和干热天 气，夜间的露常有维 持植物生命的功用。 例如，干旱沙漠中， 植物可以依赖露水生 长发育。
球形液滴的半径
凸面的曲率愈大，即r越小，饱和水汽压愈大
云雾中的水滴有大有小： 大水滴半径大，饱和水汽压小 小水滴半径小，饱和水汽压大
es (小水滴) ea (实际水汽) es (大水滴)
小水滴因蒸发而逐渐变小，大水滴因凝结 而不断增大——凝结增长。 特点：这一过程在水滴增长到半径大于1μ m 时，曲率的影响就很小了。所以“凝结增长”只 在云雾刚形成时起作用。
Rn Ea u Penman： ET0 Ea 0.35(1 ) (es ea ) 100
4、湿度随时间的变化
绝对湿度——水汽压 变化特征：双峰型和单波型
21-22 9-10
单波型：水汽压与温度 的日变化一致。海洋上、 沿海地区和陆地上湍流 不强的秋冬季节为多见。
水
融化
蒸发 凝结
水汽
冻结
升华 凝华
冰
水、水汽、冰之间转换的物理过程 水汽是大气中唯一能由一种相转变为另一种相的成分
水相变化的判据：不同相态水分子的扩散速率
n
N
N＞n 未饱和
N= n 饱和 N＜n 过饱和
蒸发 动态平衡 凝结
e RT
冰与水汽两相变化和平衡判据 Es＞e 未饱和 升华 Es =e 饱和 动态平衡 Es ＜e 过饱和 凝华
除上述基本因子外，大陆上的蒸发还应考虑到土 壤的结构、湿度、植被的特性等。 实际蒸发量的计算公式较多，例如：
ETa Kc Kw ET0
900 0.408( Rn G) u(es ea ) T 273 Penman Monteith :ET0 (1 0.34u )
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（二）是通过冷却作用，减少饱和水汽压，使其 少于当时的实际水汽压 大气的冷却方式主要有如下四种： （1）绝热冷却：指空气在上升过程中，因体积 膨胀对外做功而导致空气本身的冷却。随着高度升 高，温度降低，饱和水汽压减小，空气至一定高度 就会出现过饱和状态。这是云的形成主要方式。
（2）辐射冷却：指在晴朗无风的夜间，由于地 面的辐射冷却，导致近地面层空气的降温。当空气 中温度降低到露点温度以下时，水汽压就会超过饱 和水汽压产生凝结。 辐射雾
3、影响蒸发的因素 1802年英国著名物理学家、 化学家Dalton通过大量试验数据， 提出水面蒸发量与饱和水汽压差 (Δe)成正比，与气压(P)成反比， 且随着风速的加大而增大：
e E C 道尔顿蒸发定律 P
C为与风速(W)有关的函数:C=f(W),具体关系需要 通过实验测定。 道尔顿蒸发定律的本质：水面蒸发模型
双峰型：两个最高值 两个最低值 主要在大陆上湍流混 合较强的夏季出现。 双峰型原因：蒸发作用与湍流扩散作用相对强弱
相对湿度的日变化特征主要决定于气温
相对湿度的日变化与温度日变化相反，最高值出 现在清晨温度最低时，最低值出现在午后温度最高时。
水汽压的年变化 与温度的年变化相似：最高值出 现在温度高、蒸发强的 7-8 月，最低值出现在温度低、 蒸发弱的1-2月。 相对湿度的年变化 一般以冬季最大，夏季最小。 某些季风盛行地区，由于夏季盛行风来自于海洋，冬 季盛行风来自于内陆，相对湿度反而夏季大，冬季小。 湿度年/日变化特征有时会因天气变化等因素而遭 破坏，其中起主要作用的是湿度平流。 各地空气中水汽含量不一样，当空气从湿区流到 干区时（称为湿平流），引起所经地区湿度的增加。 当空气从干区流到湿区时（称为干平流），引起所经 之处的湿度减小。
大气中 的水分
（二） 地表面和大气中的凝结现象
（三） 降水及人工影响天气
第二节 地表面和大气中的凝结现象
一、地面的水汽凝结物 二、近地面层空气中的凝结 三、较高大气中的凝结——云
（一）露和霜 1、定义： 晚间地表辐射冷却，贴近地 表空气层随之降温，当其温度降 到露点以下，即空气中水汽含量 过饱和时，在地面或地物的表面 就会有水汽的凝结。 （1）露：Td >0时地面或地面物 体上出现极其微小的水滴 （2）霜：Td <0时水汽直接在地 面或地物上凝华成白色的冰晶
2、露与霜形成的气象条件：晴朗微风的夜晚 晴朗：没有云产生的大气逆辐射，有利于地面或 地物迅速辐射冷却。 微风：使较厚的气层进行辐射冷却，保证有足够 多的水汽供应凝结。 无风时可供凝结的水汽不多 风速过大时由于湍流太强，使贴地空气与上层较 暖的空气发生强烈混合，导致贴地空气降温缓慢，均 不利于露和霜的生成。 霜和露都是好天气的标志： 露水见晴天，霜重风晴天
5、大气中水汽凝结（凝华）的条件 凝结：水汽由气态变为液态的过程
凝华：水汽直接转变为固态的过程
大气中水汽凝结或凝华的一般条件：
条件1
有凝结核或凝华核的存在
条件2
大气中水汽要达到饱和或过 饱和状态
条件1——凝结核
纯净空气中， 水汽只有达 到巨大(RH =800%)过饱 和才会发生 凝结 实际大气中 只要水汽压 达到或超过 饱和水汽压 ，水汽就会 发生凝结
（2）饱和水汽压随温度的改变量，在高温时要 比低温时大。这也说明了为什么暴雨总是发生在暖 季。
影响因素之二：蒸发面性质
蒸发面性质不同，水分子脱出蒸发面需克服分 子引力也不同，同一温度下不同蒸发面上的饱和水 汽压也不相同。 A 冰面和过冷却水面的饱和水汽压 过冷却：液态水温度在冰点以下而不冻结的现象 通常不易见到过冷却水，但是在自然界，特别 是在云雾中较普遍存在(在-20℃--30℃以下不结冰)
L （2500 2.4t） 10（ J/Kg）
3
水汽凝结：潜热将会全部释放出来，这就是凝 结潜热。在同温度下，凝结潜热与蒸发潜热相等。
冰的升华过程：冰升华为水汽消耗的热量包 含两部分： ①冰融化为水所需消耗的融解潜热 融解潜热=3.34×105J/kg ②水变为水汽所需消耗的蒸发潜热 蒸发潜热=2.5×106J/kg
L=2.5×106J/kg，Rw=461J/kg· K，T0=273K，T=273+t， E0=6.11hPa（为t=0℃时，纯水平面上的饱和水汽压）
E 6.11e
经验公式：L是温度的函数
克拉伯龙—克劳修斯方程的适用性：水平液面
E E0e
19.9t / 273t
（1）空气温度的变化， 对蒸发和凝结有重要影响。 升温：饱和空气---未 饱和---水面继续蒸发 降温：未饱和空气--饱和---过饱和---多余水汽 凝结