水汽探测水汽介绍

水汽是大气的基本参量。卫星探测水汽含量的基本方式是用微波辐射计(如NOAA的AMSU)，近红外和热红外波段探测,而地基GPS遥感大气水汽技能是九十年代发展起来的一种全新的大气观测手腕。它应用地基高精度GPS接管机，通过测量GPS信号在大气中湿延迟量的大小来遥感大气中水汽总量。下面首先介绍一下其原理。

水汽原理和方式

GPS技能通过观测GPS卫星信号传输到GPS接管机的时间来测量接管机天线的地位，卫星信号经过大气层时，要受到大气的折射而延迟，将该延迟量作为待定参数引入到观测模型和解算方案中，逐项斟酌误差起源和肃清法子，精密的大气延迟量（毫米级）可以与定位参数一同求解出来。大气延迟量可划分为电离层延迟、静力延迟和湿项延迟。通过采纳双频技能，可以将电离层延迟几乎完整肃清。静力延迟与地面观测量（气压）具有很好的相干，可以订正到毫米量级。这样就得到了毫米量级的湿项延迟。湿项延迟与水汽总量（PW）可创造严格的正比关系，准确的水汽总量就求解出来。应用MIT的GAMIT软件进行解算。软件请求试验采纳双频载波相位观测，应用差分法以肃清源于卫星钟和接管机钟的误差，同时可采纳“轨道松弛法”，以对轨道的准确度进行修改和调解。此外还有反演方式即：应用接管更高空之GPS卫星发出来的讯号，强度与路径的变化，反推出电离层电浆密度的三维空间散播“照片”，以及大气的水汽的三维空间散播。

采纳载波相位观测产生的重要难题是载波相位的整周未知数N0的出现。N0一般采纳“三差法”来判断，即不仅通过同一接管机对两颗卫星求差来肃清接管机钟差和同一卫星对不同的接管机求差来肃清卫星钟差，还通过继续观测历元的求差来判断整周未知数N0。这就请求不同观测历元的卫星仰角要有必然的变化，而在这个变化期内（如15～30min），假设大气特点或变化率坚持定常，在观测站局地上空水平均一或球面分层均一，大气延迟未知量大致遵守secθ（θ为卫星天顶角）的映射函数而变化。这决定了GPS遥感大气的时间辨别率。

通过地面GPS水汽遥感监测，可以获得很高时空辨别率、达到毫米精度的水汽资料，以补充探空资料在时间空间辨别率上的不足，供应快速变化的信息。这种信息通过资料的四维同化，对改进中尺度数值预报模式精度，进步预报准确率有很好的应用远景。而要了解GPS探测水汽的原理和方式，要了解一下大气构造、延时以及延时和降水的关系。

水汽输送是指，大气中水分因扩散而由一地向另一地运移，或由低空输送到高空的过程。水汽在运移输送过程中，水汽的含量、运动方向与路线，以及输送强度等随时会发生改变，从而对沿途的降水以重大影响。

对于某一给定区域范围上的气柱来说，若取下界为地面，上界为对流层顶，则根据水量平衡原理，可建立该气柱的大气水分平衡式：

(W1 Ei)-(W2 Pi)=ΔW （2-46）

式中，W1是流入气柱的水汽量；W2是流出气柱的水汽量； Ei是蒸发散发量；Pi是降水量；ΔW是气柱内水汽变量。

对于长时段ΔW→0，于是研究时段内气柱的降水量可用下式表示：

Pi=W1-　W2 Ei （2-47）

由于区域蒸发量远小于水汽输送量，所以区域降水量的大小，主要决定于出入该气柱的水汽量的多少。

同时由于水汽输送过程中，还伴随有动量和热量的转移，因而要影响沿途的气温、气压等其它气象因子发生改变，所以水汽输送是水循环过程的重要环节，也是影响当地天气过程和气候的重要原因。水汽输送主要有大气环流输送和涡动输送两种形式，并具有强烈的地区性特点和季节变化，时而环流输送为主，时而以涡动输送为主。水汽输送主要集中于对流层的下半部，其中最大输送量出现在近地面层的850—900百帕左右的高度，由此向上或向下，水汽输送量均迅速减小，到500—400百帕以上的高度处，水汽的输送量已很小，以致可以忽略不计。

（一）水汽输送通量与水汽通量散度

水汽输送通量与水汽通量散度是用来定量表达水汽输送量的基本参数。

1.水汽输送通量的概念水汽输送通量是表示在单位时间内流经某一单位面积的水汽量。水汽通量有水平输送通量和垂直输送通量之分。通常说的水汽输送主要是指水平方向的水汽输送。现取一与水平面正交、又垂直于风速的矢量截面ABCD，其高为ΔZ，底边长为ΔL，风速为v，空气密度为ρ，比湿为q，则单位时间内流经截面积ABCD的水汽质量为：

位时间内通过与风速正交的ABCD面的水汽质量为：

取ΔL·ΔP=1，则水平方向的水汽输送通量表达式为：

其单位为克每百帕厘米秒。

水平水汽输送通量是一个向量，输送方向与风速相同，并可分解为经向输送和纬向输送两个分量。纬向输送的水汽通量规定向东输送为正，向西为负；经向输送的水汽通量，规定向北输送为正，向南为负。

垂直输送的水汽通量是指单位时间流经单位水平面的水汽通量，规定向上输送为正，向下为负，其单位为克每平方厘米秒。

2.水汽通量散度水汽通量散度是指单位时间汇入单位体积或从该体积辐散出的水汽量，单位为克每百帕平方厘米秒。它和水汽通量一样，也是一个向量，因此，水汽通量散度的定义与计算公式，完全可以仿照水平散度给出，即：

式中，（qvnΔL）i/q表示通过长度为ΔLi边上的水汽通量；vn表示与该边正交的风速分量。

表示由于水平运动而引起单位时间内单位体积中水汽的

任一地点的水汽通量散度，均可由风和温度资料计算出来，并可绘成等值线图。用以表示广大范围内的水汽通量散度场。散度为正的地区表示水汽自该地区的四周辐散，称该地区为水汽源，在这种情况下降水比较少；反之散度为负的地区，表示四周有水汽向该地区汇集，称该地区为水汽汇，降水比较多。例如，我国大陆东半部水汽总输送场中，其主要水汽耦合区与主要降水区的分布就存在良好的对应关系。黄土高原与华北平原常年为水汽源，东南沿海地区为主要水汽耦合区，所以前者降水远少于后者。

水汽

（二）影响水汽输送的主要因素

影响水汽含量与水汽输送的因素很多，主要因素如下。

1.大气环流的影响如前所述水汽输送形式有两种，其中环流输送处于主导地位。这是和大气环流决定着全球流场和风速场有关。而流场和风速场直接影响全球水汽的分布变化，以及水汽输送的路径和强度。因此大气环流的任何改变，必然通过流场和风速场的改变而影响到水汽输送的方向、路径和强度。

2.地理纬度的影响地理纬度的影响主要表现为影响辐射平衡值，影响气温、水温的纬向分布，进而影响蒸发以及空中水汽含量的纬向分布，基本规律是水汽含量随纬度的增高而减少。

3.海陆分布的影响海洋是水汽的主要源地，因而距海远近直接影响空中水汽含量的多少，这也正是我国东南沿海暖湿多雨，愈向西北内陆腹地伸展，水循环愈弱、降水愈少的原因。

4.海拔高度与地形屏障作用的影响这一影响包括两方面：其一是随着地表海拔高度的增加，近地层湿空气层逐步变薄，水汽含量相应减少，这也是青藏高原上雨量较少的重要原因；其次是那些垂直于气流运行方向的山脉，常常成为阻隔暖湿气流运移的屏障，迫使迎风坡成为多雨区，背风坡绝热升温，湿度降低，水汽含量减少，成为雨影区。

（三）我国水汽输送基本特点

关于我国水汽输送，刘国纬和崔一峰通过选用全国122个探空站及国外27个探空站的资料，并以1983年为典型年进行了比较系统的分析、计算与研究，得出了如下的基本结论。

第一，存在三个基本的水汽来源，三条输出入路径，并有明显的季节变化。三个来源是极地气团的西北水汽流、南海水汽流及孟加拉湾水汽流。西北水汽流自西北方向入境，于东南方向出境，大致呈纬向分布，冬季直达长江，夏季退居黄河以北；南海气流自广东、福建沿海登陆北上，至长江中下游地区偏转，并由长江口附近出境，夏季可深入华北平原，冬季退缩到北纬25°以南地区，水汽流呈明显的经向分布，由于水汽含量丰沛，所以输送通量值大；而孟加拉湾水汽流通常自北部湾入境，流向广西、云南，继而折向东北方向，并在贵阳-长沙一线与南海水汽流汇合，而后亦进入长江中下游地区，然后出海，全年中春季强盛，冬季限于华南沿海。

第二，水汽输送既有大气平均环流引起的平均输送，又有移动性涡动输送，其中平均输送方向基本上与风场相一致。而涡动输送方向大体上与湿度梯度方向相一致，即从湿度大的地区指向湿度小的地区。涡动输送的这一特点对于把东南沿海地区上空丰沛的水汽向内陆腹地输送，具有重要作用。

第三，地理位置、海陆分布与地貌上总体格局，制约了全国水汽输送的基本态势。青藏高原雄踞西南，决定了我国水汽输送场形成南北两支水汽流，北纬30°以北地区盛行纬向水汽输送；30°以南具有明显的经向输送。而秦岭-淮河一线成为我国南北气流的经常汇合的地区，是水汽流辐合带；海陆的分布制约了我国上空湿度场的配置，并呈现由东南向西北递减的趋势，进而影响我国降水的地区分布。

第四，水汽输送场垂直分布存在明显差异：在850百帕气层上，一年四季水汽输送场形势比较复杂；在700百帕气层上，在淮河流域以北盛行西北水汽流，淮河以南盛行西南水汽流，两股水汽流在北纬30°—35°一带汇合后东流入海；在500百帕高度上，一年四季水汽输送呈现纬向分布；而低层大气中则经向输送比较明显，因而自低层到高层存在经向到纬向的顺钟向切变。

我国上空水汽的收支有如下特点：

1）全国年输入水汽总量为15023.2×109米3，总输出量为12362.7×109米3，净输入量为2660.5×109米3，与全国入海径流量很接近。这些水量折合全国平均水深为279.4毫米。

2）从四方边界来说，水汽主要从南部和西部边境进入（占总输入量的89.1%），从东界输出（占总输出量的88.8%）。就不同流域而言，长江流域净输入量最大，依次为华南、西南、东北和西北区，华北区为负值区。

3）输入的水汽量中，经向的输入占55.8%，纬向的输入占44.2%；输出情况相反，纬向的占89.2%，经向的仅占总输出量的10.8%。

所谓水汽扩散是指，由于物质、粒子群等的随机运动而扩展于给定空间的一种不可逆现象。扩散现象不仅存在于大气之中，亦存在于液体分子运动进程之中。在扩散过程中伴随着质量转移，还存在动量转移和热量转移。这种转移的结果，是使得质量、动量与能量不均的气团或水团趋向一致，所以说扩散的结果带来混合。而且扩散作用总是与平衡作用相联系在一起，共同反映出水汽（或水体）的运动特性，以及各运动要素之间的内在联系和数量变化，所以说，扩散理论是水文学的重要基础理论。

（一）分子扩散

分子扩散又称分子混合，是大气中的水汽，各种水体中的水分子运动的普遍形式。蒸发过程中液面上的水分子由于热运动结果，脱离水面进入空中并向四周散逸的现象，就是典型的分子扩散。由于这种现象难以用肉眼观察到，可以通过在静止的水面上瞬时加入有色溶液，观察有色溶液在水中扩散得到感性的认识。在有色溶液加入之初，有色溶液集中在注入点，浓度分布不均，而后随着时间t的延长，有色溶液逐渐向四周展开，一定时间后便可获得有色溶液浓度呈现正态分布的曲线，最终成为一均匀分布的浓度曲线。这种现象就是由水分子热运动而产生的分子扩散现象。

扩散过程中，单位时间内通过单位面积上的扩散物质（E），与该断面上的浓度梯度成比例，可用下式表示：

于一定的扩散物质，在一定的温度下k为常数。

式中负号表示质量自大向小的方向转移或传递。

（二）紊动扩散

紊动扩散又称紊动混合，是大气扩散运动的主要形式。其特点是，由于受到外力作用影响，水分子原有的运动规律受到破坏，呈现“杂乱无章的运动”。运动中无论是速度的空间分布还是时间变化过程都没有规律，而且引起大小不等的涡旋。这些涡旋也象分子运动一样，呈现不规则的交错运动。这种涡旋运动又称为湍流运动。通常大气运动大多属于湍流运动。由湍流引起的扩散现象称为湍流扩散。

与分子扩散一样，大气紊流扩散过程中，也具有质量转移、动量转移和热量转移，其转移的结果，促使质量、动量、热量趋向均匀，因而亦称紊动混合。但与分子扩散相比较，紊动扩散系数往往是前者的数千百倍，所以紊动扩散作用远较分子扩散作用为大。

根据许多学者的实验研究与理论分析表明，紊动扩散方程与分子扩散方程具有相同的形式，因而只要把上述分子扩散系数k，转换成紊动扩散系数D，分子扩散方程就可应用于紊动扩散。

无论是分子扩散还是紊动扩散，实质上就是物质输送方程或物质平衡方程，而且可以分成恒定情况和不恒定情况。如果在一个单元空间内，浓度不随时间变化，即，那么就是恒定情况，反之就是不恒定情况，两者的方程分别为：

x、Dy、Dz分别为x、y、z方向上的紊动扩散系数。

通过以上分析可知，水汽扩散方程是描述大气中水分空间分布与时间变化的基本方程之一。空中水汽含量的变化，除了与大气中比湿的大小有关外，还要受到水分子热运动过程、大气中湍流运动以及水平方向上的气流运移的影响。所以说上述两种扩散现象经常是相伴而生，同时存在。例如，水面蒸发时的水分子运动，就既有分子扩散，又可能受紊动扩散的影响。不过，当讨论紊动扩散时，由于分子扩散作用很小，可以忽略不计；反之，讨论层流运动中的扩散时，则只考虑分子扩散。

水汽扩散与水汽输送，是地球上水循环过程的重要环节，是将海水、陆地水与空中水联系在一起的纽带。正是通过扩散运动，使得海水和陆地水源源不断地蒸发升入空中，并随气流输送到全球各地，再凝结并以降水的形式回归到海洋和陆地。所以水汽扩散和输送的方向与强度，直接影响到地区水循环系统。对于地表缺水，地面横向水交换过程比较弱的内陆地区来说，水汽扩散和输送对地区水循环过程具有特别重要的意义。

大气中的水汽来源于下垫面，包括水面、潮湿物体表面、植物叶面的蒸发。由于大气温度远低于水面的沸点，因而水在大气中有相变效应。水汽含量在大气中变化很大，是天气变化的主要角色，云、雾、雨、雪、霜、露等都是水汽的各种形态。 水汽能强烈地吸收地表发出的长波辐射，也能放出长波辐射，水汽的蒸发和凝结又能吸收和放出潜热，这都直接影响到地面和空气的温度，影响到大气的运动和变化。

呈气态的水。水汽的密度约相当于同温、同压下干空气的0.622倍，即水汽密度永远小于干空气的密度。水汽的气体常数（Rw）为461焦耳/千克·开，定容比热（Cv）等于716焦耳/千克·开。大气中的水汽来源于下垫面的蒸发与蒸腾，其含量因时因地而异，按容积计算其变化范围在0—4%之间，热带多雨地区可达4%以上，寒冷干燥地区几乎近于零。其垂直分布主要集中离地面2—3公里的气层中，高度愈高，水汽愈少。水汽是大气中唯一能发生相变的成分，故在天气变化中极为重要。水汽能强烈地吸收地面辐射，也能放射长波辐射，在水相变化中不断放出或吸收热量，故对地面和空气的温度影响很大。

在气压一定的条件下，空气中水汽含量越大，其冷却到饱和时的温度越高，即其露点温度越高。水汽冷凝需要降温，当水汽含量高时，降温很容易达到饱和即不需要降温太多，即水汽含量越高其露点温度越高，相反当水汽含量很低时，很难达到饱和使其冷凝为水，因此降温的幅度要大，故水汽含量越低起露点温度越低。

露点（Dew point），又称露点温度（Dew point temperature），是反映大气中水汽含量的物理量。在气象学中是指在固定气压之下，空气中所含的气态水达到饱和而凝结成液态水所需要降至的温度。在这温度时，凝结的水飘浮在空中称为雾、而沾在固体表面上时则称为露，因而得名露点。

假设取固定空间，取固定气压值，则在这个环境当中的露点温度也就确定了，其中隐形条件：单位空间量中的气态水达到饱和凝结成液态水的这个过程即确认在此瞬间单位空间量中的水汽含量是准确值。

水汽压饱和水汽压

水汽达到饱和时的水汽压强，为饱和水汽压（E）。在温度一定情况下，单位体积空气中的水汽量有一定限度，如果水汽含量达到此限度，空气就呈饱和状态，这时的空气，称饱和空气。超过这个限度，水汽就要开始凝结。饱和水汽压大小与温度有直接关系。 温度愈高，空气容纳水汽的能力愈强，饱和水汽压愈大。 在不同相对湿度相对温度的条件下，饱和水汽压的数值是不同的。

水汽压相对湿度

相对湿度（f）是空气中的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的比值（用百分数表示） ，即

相对湿度直接反映空气距离饱和的程度。当f=100%时，空气已经达到饱和，未饱和时，f<100%，过饱和时f>100%．相对湿度的大小不仅与大气中水汽含量有关，而且也随气温升高而降低。当水汽压不变时，气温升高，饱和水汽压增大，相对湿度会减小。 2100433B

水汽混合比是湿空气内水汽与干空气的质量比。

以g/g或g/kg为单位，数值与比湿接近。2100433B