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农业气象学之大气中的水分


Chapter 5 大气中的水分
第一节 水的三态变化与空气湿度 第二节 蒸发与蒸腾 第三节 云雾及大气降水 第四节 水分条件与农业

地球上的水
一、水的分布 从水的存在形式看,数量最多的是液态水,数量最少但分布 最广的是气态水。 从空间上看,存在于海洋、江河湖泊、土壤、地下、冰川、 大气以及生物体中。组成一个连续而不规则的圈层——水圈。
大陆水 3.47% 14.5亿km3 大气水 0.001%

海洋水 96.53%

可利用水(0.26%)
俄 罗 斯 加拿大 美 国

印 度 刚果

中 国

印 尼

哥伦 比亚

巴 西

9个国家淡水资源占世界淡水资源的60%,而80多个国家和地区严重缺水。

水资源问题
目前,80 26 15亿; 3亿;

2025年,全世界 30亿 总之,21世纪水资源 宝贵的稀缺资源 100年之后,可利用水资源???

中国水资源总量为世界第六位,为2.8亿m3, 人均占有量为2240m3,占世界人均的1/4.

水资源分布 很不均匀

36.5%;81%

地球上的水
二、水循环
小循环 小循环

21%

大循环

水分循环的意义

地球上的水
三、水量平衡
全球水量平衡指全球动态平衡的循环水量,通常 以地球表面得到的降水量为收入项,支出项为地球 表面的蒸发量。
全球水量平衡表 总量/万亿立方米 面积 万公顷 降水 径流 蒸发 36100 14900 51000 458 119 577 -47 47 — 505 72 577

地区 海洋 陆地 全球

第一节 水的三态变化和空气湿度

一、水的三态变化 三、空气湿度的表示方法 四、空气湿度的变化

一、水的三态变化
一、水、水汽和冰三态及其转换 水是一种常见的液态物质,当它受热的时候,会变成 气体散逸到空气中,这种透明的无色无味的气体叫做水 汽,这个由液态水变为气态水汽的过程叫做蒸发 当液态水遇冷且温度降到0℃以下时变成固态的冰,这 个过程叫做冻结。在某些情况下,水到了0℃ 以下还保持 液态,叫过冷却水,过冷却水在雨、露、霜、雪的形成中 也有重要的作用

一、水的三态变化

当冰遇热而温度达到0℃以上时会变成水,这个过程叫 融化。在某些情况下,冰可以不经过液态而直接变为气态 的水汽,这个过程叫做升华 当温度高于0℃时,气态的水汽遇冷而变成水,这个过 程叫凝结;当温度低于0℃时,水汽遇冷而直接凝聚成冰 晶,这个过程叫凝华 通过蒸发、冻结、融化、升华、凝结、凝华这些物理 过程,可以把地球上的水从这里搬到那里,从一种状态转 变到种状态。雨、露、霜、雪就是通过在大气中发生的这 些物理过程而产生的

二、空气湿度的表示方法
空气湿度是表示空气潮湿程度的物理量。由于研究问题 的角度不同,一般采用几种不同的湿度参量: (一) 水汽压(e) 空气中由水汽所产生的分压强称为水汽压。单位用帕斯 卡(Pa)或百帕(hPa) 1、饱和水汽压(E) 水汽含量恰好达到某一特定温度下的最大限度,这时的 空气称为饱和空气,此时的水汽压为饱和水汽压

2、影响饱和水汽压大小的因子
它的大小主要由温度和蒸发面的性质、状况决定 (1) 温度 随温度的升高而呈指数律增大
at b+t
7.45 t 237.3+t
9.5t 265+t



E= E0×10

E水 =E 0 ×10

E 冰 = E 0 ×10

E0为0℃时的饱和水汽压(6.11hpa);t为蒸发面温度;a、b为 参数,平水面:a=7.45,b=237.3;平冰面:a=9.5,b= 265.0

水面饱和 水汽压随温度 变化

未饱和水气压 过饱和水气压

由上图可以得出以下两点重要结论:
1. 当温度升高时,空气中可容纳的水汽分子数目增加, 饱和水汽压也随之增大,使原来已饱和湿空气变为不饱和 湿空气,即由原来的e=E状态,变成e<E状态,重新出现蒸 发;相反,降低已饱和湿空气的温度,饱和水汽压减小, 使空气达到过饱和,多余的水汽就会发生凝结 2. 饱和水汽压随温度升降的改变量,在高温时比低温时 大些。如饱和空气的温度由35℃降到30℃,饱和汽压减小 13.8hPa,而从15℃降到10℃,饱和水气压仅减小4.7hPa。 所以降低同样的温度,在高温条件下饱和空气中形成的云 雾要浓些

2、影响饱和水汽压大小的因子
(2) 蒸发面 性质(水面、冰面和溶液面)和形状

性质: 在同一温度下,冰面上的饱和水汽压(E)比过冷却 水面上的饱和水气压要小些。即:E水>E冰:水的温度在0℃ 以下时,并不结冰,处于这种情况下的水,称为过冷却水 在同一温度下,溶液面上的饱和水汽压小于纯水面的饱 和水汽压。即:E溶液面<E纯水面。由于溶液中有溶质,影响溶 液内水分子的活动,所以,溶液内水分子所受的引力大于纯 水体分子之间的引力,使水分子跑出液面要困难一些

形状: 在自然界中,蒸发面除有平面外,还有各

种曲面,诸如凸面和凹面等。 不同形状的蒸发面上
水分子受到的吸引力情况

E凸面>E平面>E凹面 还可以得出凸面的曲率愈大(即 水滴愈小),饱和水汽压愈大,而凹面的曲率愈 大,则其饱和水汽压愈小

(二) 相对湿度(?) 空气中的实际水汽压(e)与同一温度下的饱和水汽 压(E)的百分比,称相对湿度,用?表示,其值取整数。 用公式表示为:

e f = × 100% E
? = 100% 饱和状态

? <100%未饱和状态; ? > 100%过饱和状态

相对湿度的大小,不仅随大气中的水汽含量而变, 同时也随气温而变。
相对湿度与温度成反比关系

(三) 饱和差(d) 在一定的温度条件下,饱和水汽压(E)与此时空气 的实际水汽压(e)之差,称为饱和差。以d表示,单位 为百帕(hpa)或毫米汞柱高(mmHg);其计算式为: d=E-e d>0 未饱和状态; d=0饱和状态; d<0过饱和状态 饱和差大小表示空气中实际水汽含量距离饱和的程 度。当温度升高时,饱和差(d)增大;温度降低时,饱 和差减小

二、空气湿度的表示方法
(四) 绝对湿度(a) 单位容积的空气中所含水汽的质量,称为绝对湿 度,以a表示。它实际上就是水汽密度 通常以1m3 的空气中所含水汽的克数来表示,其单 位为g/m3(或g/cm3) (五) 露点温度(Td) 在空气中水汽含量不变,气压一定的条件下,当气 温降低到空气中水汽达到饱和时的温度,称为露点温 度,简称露点,以Td表示,其单位与温度相同

(六) 温度露点差(t-Td ) 气温与露点温度之差值,称温度露点差 t-Td > 0 未饱和状态 t-Td = 0 饱和状态 t-Td < 0 过饱和状态
在空气中水汽含量不 变和气压一定的条件 下,通过降低温度而使 空气达到饱和时的温度 称为露点温度

总 的 来 说 , 表 示 空 气 湿 度 的 物理量可以分为两 类,一类为绝对湿度、水汽压、露点温度,是表示空 气中水汽含量的多少;另一类为相对湿度、饱和差、 温度露点差,表示空气中水汽含量距饱和的程度

三、空气湿度的时间变化
0.8 在日常生活中,与人们关系最密切的是水汽压 0.6 和相对湿度,绝对湿度用得较少 0.4 (一)、水汽压的时间变化 0.2 0 水汽压的大小与蒸发的快慢有密切关系,而蒸发的 -0.2 1 2 3 4 7 8 10 11 12 13 15 18 19 20 21 24 快慢在水分供应一定的条件下,主要受温度控制。 -0.4 白天温度高,蒸发快,进入大气的水汽多,水汽压 -0.6 就大;夜间出现相反的情况。每天有一个最高值出 -0.8 现在午后,一个最低值出现在清晨。在海洋上、潮 -1 湿陆地以及乱流交换比较弱的秋冬季节,多属于这 -1.2 h 种情况(单峰型)

水汽压

双峰型
但是在大陆上的夏季、沙漠地区,水汽压有两个 1.5 对流、乱流 减弱 辐射增强 最大值,一个出现在早晨8~9时,另一个出现在 1
温度上升

20~21时。在8~9时以后,对流发展旺盛,地面蒸 0.5
水汽压

发的水汽被上传给上层大气,使下层水汽减少; 0 20~21时以后,对流虽然减弱,但温度已降低,蒸24 -0.5 1 2 4 6 7 9 12 13 16 17 20 22 发也就减弱了。与这个最大值对应得是两个最小 乱流、对流 -1 值,一个最小值发生在清晨日出前温度最低的时 -1.5 候,另一个发生在午后 15~ 16对流最强的时候 -2 (双峰型)
h
加强

(二)、相对湿度的日变化
大陆内部

?

饱 和 水 汽 压

相对湿度的大小,不但取决于水汽压,还 取决于温度。气温升高时,虽然地面蒸发加 快,水汽压增大,但这时饱和水汽压随温度升 高而增大得更多些,使相对湿度反而减小。同 样的道理,在气温降低时,水汽压减小,但是 饱和水汽压随温度下降得更多些,使相对湿度 反而增大。所以相对湿度在一天中有一个最大 值出现在清晨,一个最低值出现在午后

(二)、相对湿度的日变化
沿海:白天风由海洋吹向大陆;夜间风由 陆地吹向海洋。 相对湿度表现为: 白天>夜间

水汽压的年变化和气温的年变化相似。最高 值出现在7月,最低值出现在1月。

一般情况下,相对湿度夏季最小,冬季最大。 但是在季风气候区,冬季风来自大陆,水汽 特别少,夏季风来自海洋,高温而潮湿,所 以相对湿度以冬季最小,而夏季最大。 此外,地面干湿状况、对流的运动、流的性 质等因素影响相对湿度的变化。

第二节

蒸发与蒸散

由水转变为水汽的物理过程,称为 蒸发 。 由冰直接转变为水汽的物理过程,为升华。 通常人们将两者均称为蒸发。蒸发和蒸散是 土壤水分平衡式中的主要支出项,蒸散为农 田中土面蒸发和植物蒸腾之和

一、水面蒸发 水面蒸发速率是指单位面积上,单位时间内,水分蒸发的 数量[g/(cm2·d)]。在农业气象工作中,则使用日蒸发量,即以 一日内因蒸发而损失的水层厚度(mm)表示 在实验室条件下,水面蒸发速度主要决定于饱和差,此关 系(道尔顿定律)通常可用下式表示: w=A(E-e) 上式中w为水面蒸发速率,即单位时间内lcm2表面上所蒸 发出来的水分量;A为比例常数;E为蒸发水面温度下的饱和 水气压;e为蒸发面上 的实际水气压

二、土壤蒸发 土壤表面的蒸发,与水面蒸发情况不同。它与土壤的 结构和土壤水分含量有关。土壤水分蒸发时,水由土壤毛 细管上升到土表,然后蒸发到空中 当土壤足够湿润时,土壤毛细管充满水,这时土壤蒸 发近似水面蒸发,受土壤温度、空气中水汽压、风等因素 的影响,水面蒸发公式仍然适用土壤表面。如果要保持连 续不断地蒸发,应不断地有水分自下层通过毛细管向表层 输送补充 当水分上升速度小于蒸发速度时,土壤表面必然趋于 干燥。在这种情况下,蒸发不在土表进行,而在较深的层 次进行

土壤水分的蒸发过程:
土壤水分的蒸发可以分为两个阶段:① 蒸发发生于 土表,下层土壤向土表输送水分的速度等于蒸发速 率,土表保持湿润状态。此时,蒸发速度可与水面蒸 发速度相等。有时甚至略大于水面蒸发,这是因为土 表蒸发面积较光滑水面为大。这一阶段的土壤蒸发受 气象因子影响很大;② 蒸发发生在土壤中的某一层 次,水分蒸发以后,通过土壤孔隙到达地表从而逸出 土壤。

土壤结构和蒸发的关系

三、植物蒸腾
通过植物体表蒸发水分的过程称为蒸腾。植物通过 根毛吸进水分,然后经输导组织到达叶片及其它器 官,再经气孔及植物体表面蒸发到空气中。其过程不 单是物理过程,因为植物可以通过气孔主动调节蒸腾 植物的地面覆盖密度、根密度和深度的增加,都可 使蒸腾速度加大。叶片结构,例如叶面角质层厚度和 气孔的大小及数量等,也都影响蒸腾速度。气孔的张 开程度,以及干旱时根系的吸水分能力也影响植物蒸 腾速度

植物蒸腾的作用
植物利用叶组织内水分子的气化(即蒸腾),有效 地降低体温,以利于光合作用的进行,此外,由于蒸 腾作用使由根毛到茎叶之间形成水分的输送,伴随水 分的流动,使溶于水中的各种营养物质输向植株各个 部分 蒸腾作用速度主要取决于三个基本条件:①小气 候条件;②植物的形态结构;③土壤水分的供应

4.7不同树种蒸腾速率的变化
35 Tr[mmol/(m 2 ·s)] 30 25 20 15 10 5 0 07:00 09:00 11:00 13:00 15:00 17:00 19:00 北京时间(h)
图. 四个树种蒸腾速率日变化 Fig. the diurnal course of transpiration rate of four species

NT CB

CHL QY

五、农田蒸散
1. 农田蒸散:指植物蒸腾和植被下土壤表面蒸发的总 耗水量,即农田总蒸发量 2. 蒸发蒸腾势:在充分供水的条件下,单位时间内的 总蒸发量(即土面蒸发加上植物蒸腾),称为蒸发蒸腾势 (彭曼创立)。它标志着农田的最大耗水量

蒸发蒸腾势的大小决定于气象因子,即辐射、温度、 空气湿度、风等。其中辐射是支配因素

第三节 凝结和凝结物 一、水汽凝结的条件 二、地面上的凝结物 三、近地气层中的凝结物 四、自由大气中的凝结物

一、水汽凝结的条件
凝结 当水面上的水汽压大于饱和水汽压(e>E)时,水面上 的空气处于过饱和状态,多余的水汽转变为液态水 滴,这种由水汽转变为水滴的物理过程,称为凝结。 由水汽直接变为冰的物理过程,称为凝华

一、水汽凝结的条件
1. 大气中的水汽含量必须达到过饱和状态(e>E) 大气中水汽达到过饱和有两个途径:(1)在一定温度 下,不断增加大气中的水汽,使e>E,产生凝结;(2) 使含有一定量水汽的空气,温度降低,直至降到露点 温度以下,使E<e,则可产生凝结 在自然界中,增加大气中的水汽含量,产生凝结, 不是主要的。而主要是降温,使空气冷却到露点温度 以下,导致水汽发生凝和凝华现象

空气冷却的几种主要方式:
(1) 辐射冷却 (2) 接触冷却 (3) 绝热冷却 (4) 混合冷却
可使空气温度降低到露点温度以下 而发生水汽凝结 暖空气流经冷的下垫面,使空气温 度降低到露点温度以下而发生水汽 凝结 空气在上升过程中,温度降低,饱 和水汽压减小而发生水汽凝结 两块湿空气,当其温差较大,经水 平混合,其饱和水汽压小于实际水 汽压,从而发生水汽凝结

一、水汽凝结的条件
2. 空气中必须有凝结核 凝结核的作用: (1) 形成以凝结核为中心的胚滴;凝结核的存在使 水滴半径增大,曲率减小,从而使饱和水汽压减小, 易发生凝结 (2) 吸湿性凝结核使得胚滴变成浓度很大的液滴, 减小了表面的饱和水汽压,有利于溶液胚滴凝结增大
吸湿性凝结核 非吸湿性凝结核

凝结核种类

综上所述,大气中水汽凝结的条件有两个:一是空气中的水 汽必须达到过饱和。二是空气中必须有作为凝结的核心物质— —凝结核

二、地面上的凝结物
1. 露和霜 露是近地气层中的水汽在地表或地表覆盖物的表面 上凝结而形成的水滴。在夜间,地面和地物表面,由 于支出的辐射大于收入的辐射而逐渐冷却,使贴近地 面层的空气也随之发生冷却,当温度降低到露点(此时 露点高于0℃)以下时,空气中的水汽达到饱和,在地 面和地物表面产生水汽的凝结物——露

二、地面上的凝结物
1.露和霜 霜的形成原因与露相似,不同之处是形成霜 时,贴地气层空气的温度必须降低到0℃以下,即 露点温度在0℃以下,空气中的水汽直接凝华成冰 晶,即为霜 形成露和霜的天气条件:晴朗无风或微风的夜晚 凡是辐射能力强或热容量小、导热率小的物体表 面,均有利于露或霜的形成

露和霜

露的作用

露 霜

霜和霜冻
霜和霜冻是两个不同的概念,霜是由于夜间辐射 冷却,使地面和贴近地面的气层温度降到露点温度以 下(露点温度低于0℃)时,空气中水汽达到过饱和,直 接在地面和地物表面凝华的白色冰晶 霜冻是指温暖时期(日平均气温在0℃以上)地面和 植物表面的温度突然下降到足以使植物遭受冻害或死 亡的灾害现象。在发生霜冻时,可能有霜也可能没有 霜。人们常将没有白色水汽凝结物的低温冻害称为黑 霜

预防霜冻的措施
① 采用合理的栽培管理技术措施 ②因地制宜,合理配置作物品种。如在谷地和洼 地霜冻较重的地方,选择耐寒性品种。在山坡中部和 靠近水域的地方,霜害较轻,可种植抗寒能力较弱的 品种。 ③ 改良品种,提高抗霜冻能力。冬前增施磷钾 肥,可增强植株健康度和抗寒力 ④ 营造防护林。防护林可以减弱寒风的侵袭,提 高田间温度,使霜不易生成

预防霜冻的措施
⑤熏烟防霜:采用此法防霜冻效果好,而且经济。 让可燃物燃烧发烟,使其形成烟幕达到防霜的目的 ⑥灌溉防霜:灌溉可以增加土壤的热容量和导热 率;同时增加空气湿度,水气凝结放热,以缓和霜害 ⑦覆盖防霜:一般多用于覆盖蔬菜,可用草帘子、 席子、草木灰、塑料薄膜等材料,在霜冻前4小时左 右覆盖农作物的表面,日出后除掉,以保持地热量不 散失而防止冻害,防霜的效果较好 ⑧洗霜法:万一遭霜冻,在太阳出来以前,浇水或 喷清水洗霜,可减轻作物霜冻危害。

烟熏防霜冻的原理
(1) 烟幕可减小地面有效辐射,使地面降温速 度减慢 (2) 烟堆燃烧,放出热量,提高近地气层的温 度,增温效果约1~3℃ (3) 烟雾中亲水性微粒吸附大气中的水分,使 水汽凝结放出潜热,缓和气温下降的幅度

二、地面上的凝结物
2、雾凇和雨凇 雾凇是一种呈针状和粒状的乳白 色疏脆结构的固体凝结物 雾凇:寒冷季节,微小雾滴飘浮在空中,当它附 着于各种物体如树枝,树叶,电线,电杆的迎风面和 突出部分时,形成白色,疏松,易于散落的结晶层, 称为雾凇 雨凇:寒冷季节,由于过冷却的雨滴或毛毛雨滴 冻结而在地面和地物上冻结而成透明的冰层,称为雨

雾 凇

雨 凇

三、近地气层中的凝结物
雾:当近地气层的温度降到露点温度以下,空气中 的水汽凝结成小水滴或凝华成冰晶,弥漫于空气中, 使水平能见度小于1千米的现象. 形成雾的基本条件是近地面空气中水汽充沛,有使 水汽发生凝结的冷却过程以及凝结核的存在。在风力 微弱、大气层结稳定并有充足的凝结核存在的条件下 最易形成。



根据雾的成因,可将其分成以下几类:
1. 辐射雾:在夜间,地面及空气由于辐射冷却,使 接近地面的空气层温度降低,降至露点以下时,水汽 凝结成雾,称为辐射雾。形成在晴朗有微风的夜间或 清晨。秋冬季节,潮湿或地势低凹的地方易形成辐射 雾。 2. 平流雾:暖湿空气移到较冷的地面上,其下层冷 却降温,水气凝结成雾。 3. 平流辐射雾:平流和辐射因子叠加而形成的雾, 称为平流辐射雾

根据雾的成因,可将其分成以下几类:
其它类型:① 混合雾:两团冷暖不同的空气混合后,水
汽达到饱和产生的雾叫混合雾;② 蒸发雾:当气温低于水 温,暖水面蒸发的水汽进入它上面的冷空气中而形成的雾 叫蒸发雾;③ 山坡雾:稳定的湿空气沿高地或山坡缓慢上 升时,因绝热冷却;在迎风坡面上形成的雾,称山坡雾; ④ 锋面雾:锋面(冷空气和暖空气的交界面)过境时,暖气 团下部的暖湿空气在冷的地面冷却,形成锋后雾,又当锋 面上的暖雨滴降落在冷空气里蒸发,使空气中的水汽含量 增加,可逐渐达到饱和而形成锋前雾,总称为锋面雾

雾对农作物的影响
1. 雾遮蔽日光,使作物的光合作用受到阻碍。作物制 造的有机物质减少,影响植物的生长发育和产量形成。 2. 增加空气湿度,减少蒸散,限制根系吸收作用。 3.妨碍植物授粉结实,给病原菌孢子提供必要的水分, 易引起病虫的危害。 4. 雾对水果的产量有影响;同时雾影响水果表面的色 泽和品质。 但雾对茶叶和麻类等易受紫外线伤害的作物生长和发育 则是有利的,素有“云雾山中产名茶”和“雾多麻质好”之

四、自由大气中的凝结物
云:是大气中水汽凝结(凝华)形成的小水滴、冰晶 微粒或两者混合组成的可见悬浮体。云有时也包含一 些较大的雨滴、冰晶或雪粒。云的底部不接触地面, 并有一定厚度 水汽从蒸发表面进入低层大气后,这时的温度较 高,所容纳的水汽较多,如果这些湿热的空气被抬 升,温度就会逐渐降低,到了一定高度,空气中的水 汽就会达到饱和。如果空气继续被抬升,就会有多余 的水汽析出

如果那里的温度高于0℃,则多余的水汽就凝结成 小水滴;如果温度低于0℃ ,则多余的水汽就凝化为 小冰晶。在这些小水滴和小冰晶逐渐增多并达到人眼 能辨认的程度时,就是云了 (一)形成云的基本条件: 1、水汽充足 2、有足够的凝结核 3、有空气的垂直上升运动形成的绝热冷却过程

空气的垂直上升运动是形成云的主要原因 引起空气上升运动的原因: ① 空气受热不均,而产生的对流 ② 被迫抬升运动(冷暖气团、山坡) ③ 运动速度不同的两层空气,在其界面上产生 波动,在波峰上产生空气的上升运动 由于空气上升运动的形式不同,便形成了积状云、 层状云和波状云等不同类型的云

云的分类
1、以云的形成分类
(1) 积状云:由于空气的对流运动而产生的云,也称为 对流云,它包括淡积云、浓积云和积雨云。积雨云常产 生阵性降水,而且伴有雷电,有时可伴有龙卷风

(1) 积状云的特点和种类
积状云特点 个体明显,底部较平,顶部凸起,云块之间多不 相连,云体受光部分洁白光亮,云底较暗。积状云又 可分成3类: 1). 淡积云:个体不大,轮廓清晰,底部平坦,顶部 呈圆弧形凸起,状如馒头,其厚度小于水平宽度

淡积云

(1) 积状云的特点和种类
2). 浓积云 个体高大,轮廓清晰,底部平而暗,顶部圆 弧状重叠,似花椰菜,其厚度超过水平宽度

浓积云

3) 积雨云
云浓而厚,云体庞大如高耸的山岳,顶部开始 冻结,轮廓模糊,底部十分阴暗,常有雨幡及 碎雨云。积雨云可分成2类: 1. 秃积雨云:云顶开始冻结,圆弧形重 叠,轮廓模糊,但尚未向外展 2. 鬃积雨云:云顶有白色丝状纤维结构, 并扩展成为马鬃状或铁砧状,云底阴暗混乱

积雨云

下部是由水滴、过 冷水滴组成,中上部 由过冷水滴、冻滴、 冰晶和雪晶组成。积 雨云中有强烈上升、 下沉气流区

较大的上升气流速度可 达 30~35m/s , 正 常 气 流 速 度可达10m/s。积雨云底部 经常出现起伏不平呈滚轴 状或悬球状的云底

积雨云

伴有风、雷电,还有冰雹等

(2) 层状云

系统的层状云是由暖空气沿冷空气斜面

滑升时形成的,称滑升云;云体均匀成层,呈灰色, 很象雾,云底很低但不接触地面 层状云一般由直径5~30微米的水滴或过冷水滴组 成,厚度一般为400~500米 层状云是在气层稳定的情况下,由于被迫抬升而 成,层云经常在日出后因气温升高,稳定层遭到破坏 而随之消散。有时层云也会下毛毛雨或米雪

它包括雨层云、高层云、卷层云和卷云 这种滑升运动,多见于暖湿空气沿锋面或山坡缓慢 滑升绝热冷却,由此形成一个完整云系。如下图所示

暖空气

冷空气

层状云的形成

1) 雨层云:云体均匀成层,布满全天,完全遮蔽 日、月,呈暗灰色,云底常伴有碎雨云,降连续性雨 雪。雨层云又可分成2类: 雨层云:云体均匀成层,布满全天,完全遮蔽日、 月,呈暗灰色,云底常伴有碎雨云,降连续性雨雪。 碎雨云:云体低而破碎,形状多变,呈灰色或暗灰 色,常出现在雨层云、积雨云及蔽光高层云下,系降 水物蒸发,空气湿度增大凝结而形成。

雨层云

2) 高层云:云体均匀成层,呈灰白色或灰 色,布满全天。可分成2类:透光高层云、蔽 光高层云 。

透光高层云:云层较薄,厚度均匀,呈灰白色,日、 月被掩轮廓模糊,似隔一层毛玻璃 蔽光高层云:云层较厚,足灰色,底部可见明暗相 间的条纹结构, 日、月被掩, 不见其轮廓

高层云

3) 卷层云:是由冰晶组成的白色透明的云幕,透
过云层日、月轮廓清晰可见,地物有影,常有晕。可 由空气辐合缓慢抬升形成,也可以因逆温层下的湍流 扰动而形成。卷层云又可分成2类: 匀卷层云:云幕薄而均匀,看不出明显的结构。 毛卷层云:云幕的厚度不均匀,丝状纤维组织明显

4) 卷云:云体具有纤维状结构,色白无影且有光
泽,日出前及日落后带黄色或红色,云层较厚时为灰 白色。卷云又分成4类: 毛卷云 密卷云 钩卷云 伪卷云

密卷云:云丝密集、聚合成片 钩卷云:云丝平行排列,顶端有小钩成小 团,类似逗号

云的分类
(3) 波状云 波状云是波浪起伏的云层。包括层 积云、高积云和卷积云等 见下图所示

波状云的形成

1) 层积云:云块一般较大,其薄厚或形状有很 大差异,常呈灰臼色或灰色,结构较松散。薄云块 可辨出日、月位置;厚云块则较阴暗。有时零星散 布,大多成群、成行、成波状沿一个或两个方向整 齐排列 层积云又可分成5类:透光层积云、蔽光层积 云、积云性层积云、荚状层积云、堡状层积云

层积云

蔽光层积云:云块 较厚;显暗灰色,云 块间无缝隙,常密集 成层,布满全天,底 部有明显的波状起伏

积云性层积云:云块大小不一,呈灰白或暗灰 色条状,顶部有积云特征,由衰退的积云或积雨 云展平而成 荚状层积云:云体扁平,常由傍晚地面四散的 受热空气上升而直接形成 堡状层积云:云块顶部突起,云底连在一条水 平线上,类似远处城堡

2) 高积云 云块较小,轮廓分明。薄云块呈白色,能见日、 月轮廓;厚云块呈灰暗色,日、月轮廓不辩。呈扁 圆形、瓦块状、鱼鳞或水波状的密集云条。成群、 成行、成波状沿一个或两个方向整齐排列 高积云又可分成6类:透光高积云、蔽光高积 云、荚状高积云、堡状高积云、絮状高积云、积云 性高积云

卷积云:云块很小,呈白色细鳞、片状,常成行 或成群,排列整齐,似微风吹过水面所引起的小波纹。 卷积云只有1类

云的分类
2、以云底的高度分类 (1) 低云多由水滴组成,厚的、垂直发展旺盛的低 云则是由水滴和冰晶混合组成。云底高度一般在2000 米以下,但随季节,天气条件及地理纬度的不同而有 变化。大部分低云都可能产生降水。雨层云常有连续 性降水,积雨云多为阵性降水,有时降水量很大

1、以云底的高度分类 (2) 中云多由水滴,过冷水滴与冰晶混合组成, 有时,高积云也可由单一的水滴组成。云底高度通 常在2000~6000米之间 (3) 高云全部由细小的冰晶组成。云底高度通常 在6000米以上.高云一般不产生降水,冬季北方的 卷层云偶有降雪 云的分类见下表:


(如雨、雪 、冰雹等)



降水是指从云中降落到地面上的液态或固态水汽凝结物

降水是云中的水滴或冰晶的体积增大或互相结合,重量 增大,不能再悬浮于云中而降到地面的现象

一、降水的形成
降水的过程,实质上是云滴增大成为雨滴的过程 云滴的增大方式主要有两种:① 靠水汽在云滴上继续凝 结增大,称为凝结增长过程。② 靠水滴的彼此合并而增 大,称为碰并增长过程

降水是在一定的宏观条件和一定的微观过程综合作 用下形成的 1、形成降水的宏观条件 (1) 水汽 主要是指输送的水汽即要有充沛的水汽 (2) 上升气流,上升气流的作用有两个方面:其一, 上升气流造成空气作垂直上升运动而绝热冷却,温度 降低到露点以下时,空气中的水汽达到过饱和,水汽 产生凝结。其二,上升气流能托住水滴,使水滴随着 空气的垂直上升,不断凝结增大;以保证水滴在下降 过程中不会被蒸发而到达地面

(3) 云底高度:云层较厚、云底较低,则水滴在降落 过程中,不易蒸发掉。反之,如云底高,云底与地面 之间的距离大,水滴在降落时,易蒸发掉,不易形成 降水 (4) 云下湿度:云下方的空气潮湿大时,水滴在下降 过程中不易蒸发掉,易形成降水。 总之,形成降水的宏观条件主要是:云中必须有充 足的水汽和较强的上升气流

2、形成降水的微观过程 云滴的增大过程可分为凝结(凝华)增长和碰并增长 (1) 凝结(凝华)增长 在云的形成和发展过程中,由 于云内空气上升绝热冷却、从云外不断输入水汽到 云中,因此,云内空气的水汽压大于云滴的饱和水 汽压,云中空气的水汽,就附着在云滴上,使云滴 增大,这种过程称为云体的凝结增大过程。为了使 云滴不断凝结增大,就必须有水汽从一些云滴转移 到另一些云滴上

2、形成降水的微观过程 (1) 碰并增长:云滴在大气上升、下降及乱流 的作用下,相互碰撞,并合成较大云滴的过程。

一般说来,水滴增长的初期,凝结增大起主导 作用。随着云滴的逐渐增大,凝结作用逐渐变 小,而碰并增大作用逐渐增大,当水滴的半径增 大到0.0lmm以上时,碰并增大起主导作用

形成降水的宏观条件和微观过程是相互联系,相互 制约着的,上升运动和水汽含量直接影响着云中水汽 的饱和程度,但是云中水汽含量的多少及云滴下降的 情况,又控制了云滴的增大过程,微观过程反过来又 会影响上升运动和水汽条件

二、暖云降水和冷云降水
(1)暖云降水
暖云:云体处于零度等温线以下的云块。 降水过程:
水汽 气溶胶
上升

云滴

凝结增长 碰并增长

水滴
重 力

水滴破碎

压力

水滴下沉

重重 力力 碰碰 并并 增增 长长

连 锁 反 应

二、暖云降水和冷云降水
(2)冷云降水
冷云:云体上部已伸展到零度等温线以上的云。 降水过程: 水汽 凝结核 雨滴
零度以上 溶解 核化作用

初始冰晶 大雪晶

冰晶效应

大冰晶
下 降

碰并增长

凝华增长

冰晶效应:温度低于零度时,E冰<E水,在水滴和冰晶共存的情 况下,水滴将不断蒸发,冰晶不断增长的现象。

三、降水的种类
1、雨:从云中降落到地面上的液态水滴称为雨 按降雨的性质可分为: (1) 连续性降水:多为雨层云和高层云降水,降水时间 长,强度变化小,降水范围大。 (2) 间歇性降水:时小时大,时将时止。层积云、高层 云 (3)阵性降水:一般为积雨云降水,降水开始和终止时间 比较突然,降水强度大,时间短。产生径流量大,水分利 用率差,不利于水土保持 (4) 毛毛雨:多为层云降水,降水量和强度都很小,持

2、雪:由冰晶和过冷水滴混合组成的云中,由于 过冷水滴的饱和水汽压比冰晶的大,因而水汽由水滴 表面转移到冰晶上,在冰晶的棱角上凝华,形成各种 各样的六角形雪花(冰晶效应) 3、雹:由透明和不透明的冰层相间组成的固态降 水。冰雹多为球形,直径几毫米到几十毫米,多从发 展旺盛的积雨云中降落

在云的前进方向,有一股十分强大的上升气流从云底进 入又从云的上部流出。还有一股下沉气流从云后方中层流入, 从云底流出。这里也就是通常出现冰雹的降水区。这两股有组 织上升与下沉气流与环境气流连通,所以一般强雹云中气流结 构比较持续。上升气流不仅给雹云输送了充分的水汽,并且支 撑冰雹粒子停留在云中,使它长到相当大才降落下来

上升气流携带其进入生长区后,在 水量多、温度不太低的区域与过冷水滴 碰并,长成一层透明的冰层,再向上进 入水量较少的低温区,就形成一个不透 明的冰层。这时冰雹已长大,而那里的 上升气流较弱,当它支托不住增长大了 的冰雹时,冰雹便在上升气流里下落, 在下落中继续生长,当它落到较高温度 区时,碰并上去的过冷水滴便形成一个 透明的冰层 重复其过程。冰雹就一层透明一层 不透明地增长。最后,当上升气流支撑

冰 雹 形 成 示 意 图

三、降水的表示方法
1、降水量:指从云中降落的液态水或固态水融化后
的水量,在地平面上未经流失、渗漏和蒸发而形成的水 层厚度,以毫米(mm)为单位。

2、降水强度:指单位时间的降水量。其单位以毫米
/小时(mm/h)或毫米/日(mm/d)表示 按降水强度的大小,可将雨分为小、中、大、暴、 大暴雨和特大暴雨等。降雪可分为小、中和大雪。降水 等级的划分见表P103表4-2

降水等级的划分

降水量的观测

量筒直径=5cm 雨量筒直径=20cm 体积=4×4=16倍

外部是一个不漏水的铁 筒,里面有承水器、漏 斗和储水瓶,另外还配 有与储水瓶口径成比例 的量杯。有雨时,雨水 过漏斗流入储水瓶。量 雨时,将储水瓶取出, 把水倒入量杯内。从量 杯上读出的刻度数(mm) 就是降水量。冬季降雪 时,要把漏斗和储水瓶 取走,直接用承雪口和 储水筒容纳降水。测定 降水量时,把储水筒取 出带到室内,待筒内的 雪融化后,倒在量杯 里,再读取降水量数字

虹吸雨量计

翻斗式雨量计

降水量的观测
超 声 雨 量 计

自动记录雨量计

降水量的观测

3、降水变率

降水变率则是表示降水量变化程度的统

计量。可分为相对变率和绝对变率。 (1) 绝对变率:绝对变率是指一地某年或某月的降水量与 多年同期平均降水量之差值,用公式表示为:
绝对变率 某一段时间的实 际降水量

V = r -r ai i n rn

该时段多年平均 降水量

绝对变率的值可正可负。降水绝对变率为正值时,表 示某年(月)的降水量比多年平均降水量偏多。反之,相反

(2) 平均绝对变率:把各年Vai的绝对值相加求平
均,则可得平均绝对变率,以公式表示为:
1 n V= n ∑ ri ? rn i =1

式中,V为平均绝对变率;n为年份数; (3) 相对变率:为了比较不同地区的降水量变化情 况,一般采用相对变率. 相对变率是指降水的绝对变 率(降水距平)与多年平均降水量的百分比。即: v ai Vi= ×100% rn

(2) 干燥度:一地某时段内水面可能蒸发量与同期
内降水量之比值。

K=WO/R K<1,表示该地降水量除满足蒸发所需水量 外还有盈余,该地是湿润的。 K>1,表示该地降水量不能满足蒸发所需水 量,该地是干燥的。

四、人工降水
1.人工影响冷云降水 通过散播冷冻剂或引入人工冰核的方法来 创造条件,以加速冷云的降水过程。 A. 干冰法 液态CO2释放时,因一部分的汽化迅速吸 收大量热量而致使一部分凝固成粉末状干冰。 B. 碘化银法 碘化银是一种很有效的冷云催化剂,不溶 于水,但亲水性强,水分子极易被吸附,为 良好的成冰核。

四、人工降水
2. 人工影响暖云降水 引入大水滴或吸湿性物质,产生初始大水滴。 方法:直接在云中引入30-40um的大水滴 散播吸湿性物质,如盐粉。

水分与农业
一、水分对植物生长的作用
① ② ③ ⑤



叶绿体

CO2 + 2H2O + 能量 酶 CH O + O + H O 2 2 2



水分与农业
一、水分对植物生长的作用 ①水是光合作用的原料。10%~12%时,光合作用开始 降低;20%时,光合作用显著受到抑制。 ②水是作物体的重要组成部分。一般作物含水 60%~80%;瓜果、蔬菜90%以上。 ③水输送植物体内养分和有机物质。CO2、O2、无机盐。 ④水能调节植物体温。 ⑤植物靠水维持膨压得以挺立,使各种生理活动得以 正常进行。

水分与农业
? 水分过多对植物的影响
①植物根系环境缺氧,抑制根系呼吸作用的进行, 厌氧细菌产生有毒物质,不利于根系生长,也影 响光合作用的正常进行。 ②水淹的植物常发生营养失调

水分与农业
二、土壤水对作物的影响
1.土壤的水分指标 土壤水中不能被植物吸收的称为无效水,能被植物吸收的为有 效水。 ①最大吸湿水量:干土在接近饱和的湿空气中吸收水汽分子的 最大数量。 烘干土和风干土的区别

吸湿系数 =

最大吸湿水量 烘干土重

×100%

②土壤有效水下限(萎蔫系数):当植物产生永久凋萎时的土壤 含水量。萎蔫系数一般为吸湿系数的1.34~1.5倍。

水分与农业
③土壤有效水上限(田间持水量):地下水位很深 时,土壤中所能保持的水量,是毛管悬着水的最 大量。一般是吸湿系数的2.5倍。 植物对有效水的利用难易程度不同,越靠近萎蔫系 数的水越难吸收;越靠近田间持水量的水越容易 吸收,有效性越高。 ④土壤最大蓄水量(饱和含水量):土壤孔隙全部充 满了水时的土壤含水量。

水分与农业
二、土壤水对作物的影响
2.土壤水对作物的影响
①对生理活动的影响。土壤含水量对各种生理活动的影响是不一致 的,当土壤有效水分减少时,对生长的影响最大,其次是蒸腾。 ②对根系的影响。当土壤含水量降低到田间持水量以下时,根系生长 速度显著增快,根冠比相应增大;土壤水分同时明显地影响作物茎叶 的生长,当土壤水分缺乏时,茎叶生长缓慢,水分过多时,使作物茎 秆细长而柔弱,容易倒伏。 ③对作物质量的影响。土壤含水量较高时,有利于氮和蛋白质的形成 和积累。土壤含水量较低时,作物的导管发达,纤维质量好,如棉花 和黄麻。

三、降水与空气湿度对作物的影响
1.降水对作物的影响 缓解旱情 降低秋温 影响光照 土温 推迟出苗

喜热秋作物产量减少

降水强度大

易形成渍涝,特别在低洼地区

三、降水与空气湿度对作物的影响
2.空气湿度对作物的影响
①空气相对湿度的大小影响作物蒸腾和作物吸水的重要 因素之一。 相对湿度小时,作物蒸腾较旺盛,吸水较多。相对 湿度太小,引起空气干旱,特别在气温高、土壤水分缺 少时,会破坏作物的水分平衡,造成减产。如“干热风” 。 ②空气湿度过大时,植物的生长也将受到抑制,谷物籽 粒灌浆降低;影响作物成熟时的脱水过程,延迟收获, 影响贮藏。

四、作物的水分利用效率
1.水分利用效率(WUE):作物消耗单位质量的水分 所能合成干物质的重量。
产生的干物质质量或作物产量 作物蒸腾消耗的水分质量

WUE=

WUE=

光合速率 蒸腾速率

四、作物的水分利用效率
2.影响水分利用效率的因素P107
①作物种类与品种:C4>C3;CAM植物的水分利用效率最高 ②光照:影响光合速率和蒸腾速率 ③温度:影响光合速率和蒸腾速率 ④空气湿度:影响蒸腾速率 ⑤气孔状况:气孔导度(气孔阻力) ⑥土壤肥力:在其他条件不变时,肥沃的土壤水分利用效率高 ⑦土壤水分:在一定阈值范围内,随土壤供水条件的不断改 善,作物水分利用率不断上升,超过阈值后,再增加土壤含 水量,水分利用率反而下降。

五、提高水分有效利用的途径
1.节水灌溉技术 ①地下灌溉 ②喷灌 ③微灌

五、提高水分有效利用的途径
2.种植方式 ①调整播期,使降水和作物的利用一致。 ②科学合理搭配作物品种,间作、轮作充分 利用。 3.农田防护林 削弱风速,减弱湍流交换强度,调节温度和 湿度,减少土壤蒸发。

五、提高水分有效利用的途径
4.覆盖 调节地表和植被温度、抑制水分蒸发的有效 途径。秸秆覆盖、地膜覆盖 5.化学调控节水技术 作用:减少作物蒸腾、吸水保水、抑制蒸发。 (保水剂、蒸腾抑制剂、土壤结构改良剂)


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