海洋气象学之湿度

海洋气象学之湿度

湿度是决定大气中云、降水、雾等天气现象的重要因素。同时,随着湿度的变化,大气中水

汽发生相变的物理过程直接影响着天气变化和天气系统的发展。例如:水汽凝结所释放的

大量潜热是台风发展的主要能源。在船舶货运中, 空气湿度的大小及其变化也是不可忽视

的。

一、湿度的定义和表示方法

空气湿度(A tm ospheric H um idity)是表示空气中水汽含量多少或者是表示空气潮湿程度

的物理量,简称湿度。常用的表示方法有以下几种。

1.水汽压(e)

10

大气中所含水汽引起的分压强,称为水汽压(V apor pressure)。其单位与气压单位相同,

采用百帕(hP a)或毫米水银柱高(m m H g)表示。空气中实际水汽含量越多,e 值越大;实际水汽

含量越少,e 值越小。所以,水汽压e 的大小直接表示了空气中水汽含量的多少。

图2-4 饱和水汽压与温度的关系

气温一定时,一定体积的空气中所能容纳的水汽含量是

有一定限度的。如果空气中实际水汽含量恰好达到这个限

度,该空气称为饱和空气,饱和空气的水汽压称为饱和水汽

压(S aturated V apor P ressure),以E 表示。因此, 当e< E

时,空气未饱和;当e= E 时,空气正好达到饱和;当e> E 时,

空气过饱和,多余的水汽就会发生凝结或凝华现象。

饱和水汽压E 是温度的函数, 它随着温度的升高而增

大,如图2-4 所示。由此可知,降低气温可使未饱和的空气达

到饱和状态。

2.相对湿度(f )

实际水汽压e 与同温度下的饱和水汽压E 之比,称为相对湿度(R elative H um idity),用百

分数表示,即:

f =

e

E× 100% (2-4)

相对湿度f 的大小,表示空气距离饱和的程度。当气温一定时,则E 一定,若e< E ,则f <

100% ,表示空气未饱和,并且f 值越小,空气距离饱和程度越远;若e= E ,则f = 100% ,表示

空气饱和;若e> E,则f > 100% ,表示空气过饱和。显然,空气相对湿度f 值的大小,不仅取决

于水汽压e,同时还与气温有关。

3.露点(td)

空气中的水汽含量不变且气压一定时,降低气温,使未饱和空气刚好达到饱和时的温度称

为露点温度(D ew -point T em perature),简称露点。其单位与气温相同。显然,露点温度的高低,

只取决于空气中实际水汽含量的多少。水汽含量多,对应的露点温度就高;水汽含量少,对应的

露点温度就低。

由于实际空气经常处于未饱和状态,即露点经常低于气温。因此,常用气温与露点之差Δt

= t- td 的大小大致判断空气距离饱和的程度。若Δt> 0,表示空气未饱和,差值越大,距离饱和

程度越远;若Δt= 0,气温与露点相等,空气饱和。

4.绝对湿度(a )

单位容积的空气中包含的水汽质量称为绝对湿度(A b solute H um idity)。单位是g·cm - 3

或者g·m - 3。实际上它代表水汽密度,即空气中水汽的绝对含量。空气中的水汽含量越多,绝

对湿度越大。绝对湿度一般无法直接测得,但很明显它与水汽压成正比,利用湿空气的状态方

程可导出水汽压e 与绝对湿度a 两者间的关系。取e 的单位为m m H g,a 的单位为g·m - 3时,

有:

a= 289

e

T

(2-5)

式中: T —— 绝对温度。

当气温t= 16℃时,即T = 289,有a = e。因近地面气温的变化范围通常在+ 40～- 40℃之间,

特别在中纬地区,常年平均气温在16℃左右,故常用水汽压值代替绝对湿度值。

11

若取e 的单位为hP a 时,则有:

a= 217

e

T (2-6)

二、大气中水汽的分布

1.垂直分布 大气中的水汽主要来源于下垫面的蒸发,并借助于垂直上升气流和乱流向

上输送到中、上层大气中。因此,绝对湿度随高度的增加而迅速减小。在1.5～2km 高度处约为

地面的1/ 2,到5k m 高度处,已减少到地面的1/ 10 左右。这表明90% 的水汽含量集中在5k m

以下的气层中。

2.水平分布 下垫面的性质不同,蒸发情况有差异,通常海面蒸发量多于陆地,森林多于

沙漠。蒸发面相同时,蒸发量的大小与气温密切相关。因此,绝对湿度的水平分布是不均匀的,

在赤道地区最大,e 的平均值约为25h P a,中纬地区约为10hP a,两极地区最小,约为2.5hP a。

三、湿度的日、年变化

主要讨论近地面层大气湿度的日、年变化规律。

1.相对湿度的日、年变化

1)相对湿度的日变化 相对湿度的日变化主要决定于气温。在正常天气情况下,白天气温

升高,下垫面蒸发加快,使水汽压e 值增大,同时随着气温的升高,饱和水汽压E 值以更快的速

度加大,结果相对湿度减小;夜间相对湿度随着气温的降低而增大。相对湿度在一日中有一个

最高值,出现在日出前;有一个最低值,出现在午后。这种日变化位相与气温日变化位相相反。

2)相对湿度的年变化 可分为两种类型:一种是季风区,相对湿度的极大值出现在夏季,

极小值出现在冬季。原因是夏季风来自海洋,带来了大量水汽,使水汽压e 值大大增加;冬季风

来自干冷的大陆,使水汽压e 值大大减小,虽然冬季气温低,饱和水汽压E 值也变小,但相对湿

度仍比夏季小。另一种类型是内陆、干燥且全年水汽压e 变化不大的地区,相对湿度的年变化

是夏季小,冬季大。

2.绝对湿度的日、年变化

1)绝对湿度的日变化 近地面气层中水汽绝对含量的多少受气温高低和低层乱流两种因

子的影响。气温高,自然条件下的蒸发快,使绝对湿度增大;但随着气温的升高,低层大气趋于

不稳定,乱流混合加强,水汽向上传送,又造成近地面层的绝对湿度减小。不同的地区,两种作

用互相制约,使绝对湿度的日变化出现两种类型。第一种类型,在海洋、沿海及岛屿处,绝对湿

度一日中有一个高值,出现在午后;一个低值,出现在清晨。因为这些地区有充足的水源可供蒸

发,所以气温成为决定因素,使绝对湿度日变化与气温日变化同步。第二种类型,在大陆上乱流

较强的季节里,气温和乱流两因子的共同作用,使绝对湿度一日中出现两高值和两低值。这里

不再进一步讨论。

2)绝对湿度的年变化 它主要是由气温的年变化所决定。夏季气温高,下垫面蒸发量大,

出现绝对湿度的最高值(北半球为7、8 月,南半球为1、2 月);冬季蒸发弱,出现绝对湿度的最

低值(北半球1、2 月,南半球为7、8 月)。

四、大气中水汽的凝结

1.饱和水汽压与温度的关系

12

饱和水汽压是随着温度的升高而显著增大的,如图2-4 中OA 线所示。由此,可得出重要

结论:空气温度的变化,对蒸发和凝结有重要的影响。气温升高时饱和水汽压变大,空气中能够

容纳的水汽量增加,因而原来处于饱和状态的蒸发面变为未饱和状态,重新出现蒸发;相反,如

果降低饱和空气的温度,饱和水汽压减小,多余的水汽就会凝结出来。

2.饱和水汽压与蒸发面性质的关系

自然界中的蒸发面很多,不同的蒸发面具有不同的性质,即使在同一温度下,其饱和水汽

压并不完全相同。

1)冰面和过冷却水面的饱和水汽压,通常,水温在0℃时开始结冰。但是通过试验和对云、

雾的直接观测,发现有时水的温度在0℃以下,甚至在- 20～- 30℃以下时仍不结冰,这种状

态的水称为过冷却水。过冷却水面与同一温度下的冰面相比较,饱和水汽压是不一样的。为了

确定水面及冰面的饱和水汽压与温度的关系,常采用比较准确的马格奴斯(M agnus)经验公

式:

在水面上: E水= E 0·10

7 .45 t

2 35+ t (2-7)

在冰面上: E冰= E 0·10

9.5t

2 65+ t (2-8)

式中: t 为摄氏温度,E 0= 6.11h P a,为“三相点”时的饱和水汽压。在图2-4 中,O 点是水汽、水

及冰三相共存时,所需要的温度和压力条件,即t= 0℃,E0= 6.11hP a,该点称为三相点。显然,

水面或者冰面的饱和水汽压唯一决定于温度。图中OB′线和OB 线分别表示过冷却水面饱和

水汽压和冰面上饱和水汽压与温度的关系。冰面上的饱和水汽压小于同温度下的过冷却水面

上的饱和水汽压。例如,在- 10℃时,E冰= 0.91E 水;在- 30℃时,E 冰= 0.75E水。这说明在同一

温度下,空气相对水面饱和时,对冰面而言已达到过饱和了。所以,在冰成云或者冰成雾中,常

常观测到相对湿度小于100% 的事实,就是这个道理。

2)溶液面的饱和水汽压 不少物质都可以溶解于水中,所以天然水通常是含有杂质的溶

液。研究表明,在同一温度下,溶液面的饱和水汽压比纯水面的要小,而且溶液的浓度越大,饱

和水汽压越小。因而,水汽在溶液面上容易发生凝结,溶液面起到可溶性凝结核(吸湿性凝结

核)的作用。溶液面的这种特性对云或雾的最初胚滴的形成十分重要。例如:在海洋上,海水的

平均盐度为35‰,海面上低层大气中,含有盐粒等吸湿性凝结核,所以当相对湿度达到80% 时

就有成雾的可能。

3.大气中水汽的凝结过程

大气中水汽凝结或凝华的一般条件是:空气达到饱和或过饱和,并且要有凝结核。使空气

达到饱和主要有两种途径:

1)增加大气中水汽的含量 水面及其它蒸发源,不断蒸发水汽进入空气中,使空气达到饱

和。这是蒸发过程,只有在蒸发面温度高于气温的条件下才有可能实现。在海洋上,海面蒸发

量的大小取决于海面上空气的饱和差(E w - e)和风速的大小,饱和差和风速越大,海面蒸发量

越大;反之,饱和差和风速越小时,海面蒸发量越小。

暖湿气流活跃时,会给所经之地带来大量水汽,这也是增加水汽含量使空气达到饱和的重

要途径。例如,对海上平流雾的形成而言,这是必不可少的条件。

2)大气的冷却过程 不断降低气温至露点,使空气达到饱和的过程。大气中主要的冷却过

程有绝热冷却、辐射冷却、平流冷却及乱流冷却等。云、雨主要是空气上升中绝热冷却而产生

的;辐射雾及平流雾则主要是辐射冷却及平流冷却而形成的。

13

实际大气中,有时会有以上两种作用并存的情况,即有水汽含量的不断补充,又有大气的

冷却过程,这将更有利于空气达到饱和和水汽的凝结。

另外,凝结核对大气中的水汽凝结具有很重要的意义。实验证明,在完全纯净的空气中,相

对湿度超过100% ,甚至达到600% 时,仍不会发生凝结,就是因为缺少凝结核,水汽分子无从

依附的缘故。可见,大气中如果缺少了微尘杂质,特别是可溶性杂质的话,云、雨、雾等水汽凝结

现象也就很难见到了。

在船舶货运中,为了防止货物受潮霉变,保证货运质量,要经常注意货舱内外空气湿度的

变化,以采取正确有效的换气或通风措施。货舱有“出汗”现象时,是因舱内空气过于潮湿,水汽

凝结于较冷的舱壁及货物表面所致,这时最好采取通风措施,将舱内潮湿空气排出。一般而言,

应该定时观测、计算舱内舱外空气的露点(td),当舱内td> 舱外td 时,应通风;当舱内td≤舱外

td 时,应停止通风。有关内容在船舶货运中有详细介绍。

海洋气象学之湿度

湿度是决定大气中云、降水、雾等天气现象的重要因素。同时,随着湿度的变化,大气中水

汽发生相变的物理过程直接影响着天气变化和天气系统的发展。例如:水汽凝结所释放的

大量潜热是台风发展的主要能源。在船舶货运中, 空气湿度的大小及其变化也是不可忽视

的。

一、湿度的定义和表示方法

空气湿度(A tm ospheric H um idity)是表示空气中水汽含量多少或者是表示空气潮湿程度

的物理量,简称湿度。常用的表示方法有以下几种。

1.水汽压(e)

10

大气中所含水汽引起的分压强,称为水汽压(V apor pressure)。其单位与气压单位相同,

采用百帕(hP a)或毫米水银柱高(m m H g)表示。空气中实际水汽含量越多,e 值越大;实际水汽

含量越少,e 值越小。所以,水汽压e 的大小直接表示了空气中水汽含量的多少。

图2-4 饱和水汽压与温度的关系

气温一定时,一定体积的空气中所能容纳的水汽含量是

有一定限度的。如果空气中实际水汽含量恰好达到这个限

度,该空气称为饱和空气,饱和空气的水汽压称为饱和水汽

压(S aturated V apor P ressure),以E 表示。因此, 当e< E

时,空气未饱和;当e= E 时,空气正好达到饱和;当e> E 时,

空气过饱和,多余的水汽就会发生凝结或凝华现象。

饱和水汽压E 是温度的函数, 它随着温度的升高而增

大,如图2-4 所示。由此可知,降低气温可使未饱和的空气达

到饱和状态。

2.相对湿度(f )

实际水汽压e 与同温度下的饱和水汽压E 之比,称为相对湿度(R elative H um idity),用百

分数表示,即:

f =

e

E× 100% (2-4)

相对湿度f 的大小,表示空气距离饱和的程度。当气温一定时,则E 一定,若e< E ,则f <

100% ,表示空气未饱和,并且f 值越小,空气距离饱和程度越远;若e= E ,则f = 100% ,表示

空气饱和;若e> E,则f > 100% ,表示空气过饱和。显然,空气相对湿度f 值的大小,不仅取决

于水汽压e,同时还与气温有关。

3.露点(td)

空气中的水汽含量不变且气压一定时,降低气温,使未饱和空气刚好达到饱和时的温度称

为露点温度(D ew -point T em perature),简称露点。其单位与气温相同。显然,露点温度的高低,

只取决于空气中实际水汽含量的多少。水汽含量多,对应的露点温度就高;水汽含量少,对应的

露点温度就低。

由于实际空气经常处于未饱和状态,即露点经常低于气温。因此,常用气温与露点之差Δt

= t- td 的大小大致判断空气距离饱和的程度。若Δt> 0,表示空气未饱和,差值越大,距离饱和

程度越远;若Δt= 0,气温与露点相等,空气饱和。

4.绝对湿度(a )

单位容积的空气中包含的水汽质量称为绝对湿度(A b solute H um idity)。单位是g·cm - 3

或者g·m - 3。实际上它代表水汽密度,即空气中水汽的绝对含量。空气中的水汽含量越多,绝

对湿度越大。绝对湿度一般无法直接测得,但很明显它与水汽压成正比,利用湿空气的状态方

程可导出水汽压e 与绝对湿度a 两者间的关系。取e 的单位为m m H g,a 的单位为g·m - 3时,

有:

a= 289

e

T

(2-5)

式中: T —— 绝对温度。

当气温t= 16℃时,即T = 289,有a = e。因近地面气温的变化范围通常在+ 40～- 40℃之间,

特别在中纬地区,常年平均气温在16℃左右,故常用水汽压值代替绝对湿度值。

11

若取e 的单位为hP a 时,则有:

a= 217

e

T (2-6)

二、大气中水汽的分布

1.垂直分布 大气中的水汽主要来源于下垫面的蒸发,并借助于垂直上升气流和乱流向

上输送到中、上层大气中。因此,绝对湿度随高度的增加而迅速减小。在1.5～2km 高度处约为

地面的1/ 2,到5k m 高度处,已减少到地面的1/ 10 左右。这表明90% 的水汽含量集中在5k m

以下的气层中。

2.水平分布 下垫面的性质不同,蒸发情况有差异,通常海面蒸发量多于陆地,森林多于

沙漠。蒸发面相同时,蒸发量的大小与气温密切相关。因此,绝对湿度的水平分布是不均匀的,

在赤道地区最大,e 的平均值约为25h P a,中纬地区约为10hP a,两极地区最小,约为2.5hP a。

三、湿度的日、年变化

主要讨论近地面层大气湿度的日、年变化规律。

1.相对湿度的日、年变化

1)相对湿度的日变化 相对湿度的日变化主要决定于气温。在正常天气情况下,白天气温

升高,下垫面蒸发加快,使水汽压e 值增大,同时随着气温的升高,饱和水汽压E 值以更快的速

度加大,结果相对湿度减小;夜间相对湿度随着气温的降低而增大。相对湿度在一日中有一个

最高值,出现在日出前;有一个最低值,出现在午后。这种日变化位相与气温日变化位相相反。

2)相对湿度的年变化 可分为两种类型:一种是季风区,相对湿度的极大值出现在夏季,

极小值出现在冬季。原因是夏季风来自海洋,带来了大量水汽,使水汽压e 值大大增加;冬季风

来自干冷的大陆,使水汽压e 值大大减小,虽然冬季气温低,饱和水汽压E 值也变小,但相对湿

度仍比夏季小。另一种类型是内陆、干燥且全年水汽压e 变化不大的地区,相对湿度的年变化

是夏季小,冬季大。

2.绝对湿度的日、年变化

1)绝对湿度的日变化 近地面气层中水汽绝对含量的多少受气温高低和低层乱流两种因

子的影响。气温高,自然条件下的蒸发快,使绝对湿度增大;但随着气温的升高,低层大气趋于

不稳定,乱流混合加强,水汽向上传送,又造成近地面层的绝对湿度减小。不同的地区,两种作

用互相制约,使绝对湿度的日变化出现两种类型。第一种类型,在海洋、沿海及岛屿处,绝对湿

度一日中有一个高值,出现在午后;一个低值,出现在清晨。因为这些地区有充足的水源可供蒸

发,所以气温成为决定因素,使绝对湿度日变化与气温日变化同步。第二种类型,在大陆上乱流

较强的季节里,气温和乱流两因子的共同作用,使绝对湿度一日中出现两高值和两低值。这里

不再进一步讨论。

2)绝对湿度的年变化 它主要是由气温的年变化所决定。夏季气温高,下垫面蒸发量大,

出现绝对湿度的最高值(北半球为7、8 月,南半球为1、2 月);冬季蒸发弱,出现绝对湿度的最

低值(北半球1、2 月,南半球为7、8 月)。

四、大气中水汽的凝结

1.饱和水汽压与温度的关系

12

饱和水汽压是随着温度的升高而显著增大的,如图2-4 中OA 线所示。由此,可得出重要

结论:空气温度的变化,对蒸发和凝结有重要的影响。气温升高时饱和水汽压变大,空气中能够

容纳的水汽量增加,因而原来处于饱和状态的蒸发面变为未饱和状态,重新出现蒸发;相反,如

果降低饱和空气的温度,饱和水汽压减小,多余的水汽就会凝结出来。

2.饱和水汽压与蒸发面性质的关系

自然界中的蒸发面很多,不同的蒸发面具有不同的性质,即使在同一温度下,其饱和水汽

压并不完全相同。

1)冰面和过冷却水面的饱和水汽压,通常,水温在0℃时开始结冰。但是通过试验和对云、

雾的直接观测,发现有时水的温度在0℃以下,甚至在- 20～- 30℃以下时仍不结冰,这种状

态的水称为过冷却水。过冷却水面与同一温度下的冰面相比较,饱和水汽压是不一样的。为了

确定水面及冰面的饱和水汽压与温度的关系,常采用比较准确的马格奴斯(M agnus)经验公

式:

在水面上: E水= E 0·10

7 .45 t

2 35+ t (2-7)

在冰面上: E冰= E 0·10

9.5t

2 65+ t (2-8)

式中: t 为摄氏温度,E 0= 6.11h P a,为“三相点”时的饱和水汽压。在图2-4 中,O 点是水汽、水

及冰三相共存时,所需要的温度和压力条件,即t= 0℃,E0= 6.11hP a,该点称为三相点。显然,

水面或者冰面的饱和水汽压唯一决定于温度。图中OB′线和OB 线分别表示过冷却水面饱和

水汽压和冰面上饱和水汽压与温度的关系。冰面上的饱和水汽压小于同温度下的过冷却水面

上的饱和水汽压。例如,在- 10℃时,E冰= 0.91E 水;在- 30℃时,E 冰= 0.75E水。这说明在同一

温度下,空气相对水面饱和时,对冰面而言已达到过饱和了。所以,在冰成云或者冰成雾中,常

常观测到相对湿度小于100% 的事实,就是这个道理。

2)溶液面的饱和水汽压 不少物质都可以溶解于水中,所以天然水通常是含有杂质的溶

液。研究表明,在同一温度下,溶液面的饱和水汽压比纯水面的要小,而且溶液的浓度越大,饱

和水汽压越小。因而,水汽在溶液面上容易发生凝结,溶液面起到可溶性凝结核(吸湿性凝结

核)的作用。溶液面的这种特性对云或雾的最初胚滴的形成十分重要。例如:在海洋上,海水的

平均盐度为35‰,海面上低层大气中,含有盐粒等吸湿性凝结核,所以当相对湿度达到80% 时

就有成雾的可能。

3.大气中水汽的凝结过程

大气中水汽凝结或凝华的一般条件是:空气达到饱和或过饱和,并且要有凝结核。使空气

达到饱和主要有两种途径:

1)增加大气中水汽的含量 水面及其它蒸发源,不断蒸发水汽进入空气中,使空气达到饱

和。这是蒸发过程,只有在蒸发面温度高于气温的条件下才有可能实现。在海洋上,海面蒸发

量的大小取决于海面上空气的饱和差(E w - e)和风速的大小,饱和差和风速越大,海面蒸发量

越大;反之,饱和差和风速越小时,海面蒸发量越小。

暖湿气流活跃时,会给所经之地带来大量水汽,这也是增加水汽含量使空气达到饱和的重

要途径。例如,对海上平流雾的形成而言,这是必不可少的条件。

2)大气的冷却过程 不断降低气温至露点,使空气达到饱和的过程。大气中主要的冷却过

程有绝热冷却、辐射冷却、平流冷却及乱流冷却等。云、雨主要是空气上升中绝热冷却而产生

的;辐射雾及平流雾则主要是辐射冷却及平流冷却而形成的。

13

实际大气中,有时会有以上两种作用并存的情况,即有水汽含量的不断补充,又有大气的

冷却过程,这将更有利于空气达到饱和和水汽的凝结。

另外,凝结核对大气中的水汽凝结具有很重要的意义。实验证明,在完全纯净的空气中,相

对湿度超过100% ,甚至达到600% 时,仍不会发生凝结,就是因为缺少凝结核,水汽分子无从

依附的缘故。可见,大气中如果缺少了微尘杂质,特别是可溶性杂质的话,云、雨、雾等水汽凝结

现象也就很难见到了。

在船舶货运中,为了防止货物受潮霉变,保证货运质量,要经常注意货舱内外空气湿度的

变化,以采取正确有效的换气或通风措施。货舱有“出汗”现象时,是因舱内空气过于潮湿,水汽

凝结于较冷的舱壁及货物表面所致,这时最好采取通风措施,将舱内潮湿空气排出。一般而言,

应该定时观测、计算舱内舱外空气的露点(td),当舱内td> 舱外td 时,应通风;当舱内td≤舱外

td 时,应停止通风。有关内容在船舶货运中有详细介绍。