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地－气系统的辐射平衡
辐射平衡有年变化和日变化。在一日内白天收入的太阳辐射超过支出的长波辐射，辐射平衡为正值，夜间为负值。正转负和负转正的时刻分别在日没前与日出后1小时。在一年内，北半球夏季辐射平衡因太阳辐射增多而加大；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。
第二节 大气水分和降水
一 大气湿度
（一） 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。常用多个湿度参量表示水气含量。
1水汽压和饱和水汽压 大气压力是大气中各中气体压力的总和。大气中水汽所产生的那部分压力叫水汽压（e）地面的水汽压随纬度的升高而减小。赤道平均26hPa，350N约为13hPa，650N约为4hPa。极地附近约为2hPa。水汽压随高度的变化而变化 水汽压随高度变化经验公式: ez=e0×10 –bz 式中，ez为高度z（m）的水汽压；e0为地面的水汽压；b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。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。饱和空气的水汽压，称为饱和水汽压（E），饱和水汽压随温度升高而增大。
2绝对湿度和相对湿度 单位容积空气所含的水气质量通常以g/cm3表示，称为绝对湿度（a）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：
a＝289e/T (g /m3)式中，e为水汽压（mm）；T为绝对温度。大气的实际水汽压e与同温度饱和水汽压E之比，称为相对湿度（f），用百分数表示。f＝e /T×100％由于E随温度而变，所以相对湿度取决于e和T，其中T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 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。当E＝e时，空气达到饱和。湿空气等压降温达到饱和时的温度就是露点温度Td，简称露点。
（二） 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。相对湿度日变化通常与气温日变化相反。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80％，内蒙古西部只有40％。
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e>E ，出现蒸发；e<E，则出现凝结。
（一）蒸发及其影响因素
1影响蒸发的因素 其影响因素主要包括蒸发面的温度、性质、性状、空气湿度、风等。
2蒸发量 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
凝结是发生在f≥100％（e≥E）过饱和情况下的与蒸发相反的过程。凝结现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饱和，还需有凝结核。
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