大气中的水分

空气湿度是说明大气干湿程度的物理量，它取决于空气中水汽含量的多少。空气中的水汽主要来自海洋、湖泊、河流及潮湿土壤的蒸发，或来自植物的蒸腾。由于它本身的分子扩散和空气的运动传递而散布于大气之中。在一定条件下，水汽又凝结，出现云、雾等许多天气现象，并以雨、雪等降水物返回陆地和水面。地球上的水分就是通过蒸发、凝结和降水等物理过程构成了水分循环。因此，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、空气湿度

空气湿度是表示大气中水汽量多少的物理量。大气湿度状况与云、雾、降水等关系密切。大气湿度常用下述物理量表示。

1.水汽压和饱和水汽压

大气压力是大气中各种气体压力的总和。水汽和其他气体一样，也有压力。大气中的水汽所产生的压力称水汽压（e）。它的单位和气压一样，也用百帕（hPa）表示。显然，大气中水汽含量越多，水汽压越大；水汽含量越少，水汽压越小。

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。饱和空气的水汽压（E）称饱和水汽压，也叫最大水汽压，因为超过这个限度，水汽就要开始凝结。实验和理论都可证明，饱和水汽压随温度的升高而增大。在不同的温度条件下，饱和水汽压的数值是不同的。纯水面（平面）上的饱和水汽压仅与温度有关，可用马格努斯经验式计算，即

式中：E0是气温时纯水面上的饱和水汽压，E0＝6.1hPa；t是蒸发面的温度，单位℃，气象学上用气温代替；a和b是与蒸发面性质有关的两个常数，水面上a＝7.5，b＝235；冰面上a＝9.5，b＝265。由上式可见，温度升高，饱和水汽压按指数律增大，同温度下，冰面上的饱和水汽压小于水面上的饱和水汽压（表1-4）。

表1-4　不同温度下的饱和水汽压（hPa）

2.相对湿度

相对湿度（f）就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

相对湿度的大小反映了空气离饱和的程度。当空气饱和时，e＝E，f＝100%，未饱和时，e＜E，f＜100%；过饱和时，e＞E，f＞100%。

相对湿度与水汽压、温度有关。在一定温度下，即饱和水汽压为定值时，相对湿度仅与水汽压有关，水汽压大，相对湿度也大；反之，水汽压小，相对湿度也小。在水汽压一定的情况下，相对湿度仅与温度有关，温度高，相对湿度小；温度低，相对湿度大。

3.饱和差

在一定温度下，饱和水汽压与实际空气中水汽压之差称饱和差（d）。即d＝E-e，d表示实际空气距离饱和的程度。饱和差大，说明空气中水汽含量少，空气干燥；当空气饱和时，f＝100%，e＝E，则d＝0。在研究水面蒸发时常用到d，它能反映水分子的蒸发能力。

4.比湿

在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气总质量（水汽质量加上干空气质量）的比值，称比湿（q）。其单位是g／g，即表示每一克湿空气中含有多少克的水汽。也有用每千克质量湿空气中所含水汽质量的克数表示的，即g／kg。

式中：mw为该团湿空气中水汽的质量；md为该团湿空气中干空气的质量。据此公式和气体状态方程可导出

注意式中气压（P）和水汽压（e）须采用相同单位（hPa）。

由上式知，对于某一团空气而言，只要其中水汽质量和干空气质量保持不变，不论发生膨胀或压缩，体积如何变化，其比湿都保持不变。因此在讨论空气的垂直运动时，通常用比湿来表示空气的湿度。

5.水汽混合比

一团湿空气中，水汽质量与干空气质量的比值称水汽混合比（γ）即：（单位：g／g）

据其定义和气体状态方程可导出

6.露点

在气压不变、水汽含量无增减情况下，未饱和空气冷却降温而达到饱和状态时，其温度称为露点温度，简称露点（td），单位为℃。虽然露点是一温度值，它却反映了空气中的水汽含量。露点温度对应的饱和水汽压即为实际水汽压，露点和实际水汽压有如下关系式。

由上式看出，露点愈高，水汽压愈大；露点低，水汽压小。

空气经常处于未饱和状态，所以露点常常低于气温，只有空气呈饱和状态时，露点等于气温。气温与露点之差为温度露点差，两者的差值如同相对湿度一样，反映了空气的饱和程度：差值为正，说明空气处于未饱和状态，差值愈大，空气愈干燥；差值为零，空气饱和；差值为负，则空气处于过饱和状态。

7.绝对湿度

单位容积的湿空气中含有的水汽质量，称为绝对湿度（a），单位是千克／米3（kg／m3）。绝对湿度就是空气中的水汽密度。

如果绝对湿度的单位取g／m3，e的单位取mm，那么两者有如下的关系：

式中：T是以绝对温度K表示的气温。

由上式可知，当气温等于16℃（289K）时，在数值上有a＝e。在一般温度下，当要求不很精确时，常常以mm为单位的水汽压值视作绝对湿度，必须注意两者的单位不同。

上述各种表示湿度的物理量：水汽压、比湿、水汽混合比、露点、绝对湿度基本上表示空气中水汽含量的多寡。而相对湿度、饱和差、温度露点差则表示空气距离饱和的程度。

二、相对湿度的日变化和年变化

1.相对湿度的日变化

晴天情况下，相对湿度的日变化特点是：最高值出现在清晨，最低值出现在午后（图1-24）。相对湿度的最高值与最低值出现的时间与气温相反。温度升高时，虽然蒸发加强，近地面层大气中的水汽含量增加，水汽压增大一些，但午后乱流强，低层大气中的水汽常被带到高空，导致近地面层大气中的水汽含量增加不多。可是随温度增加时，饱和水汽压按指数律增大得很多，这样相对湿度反而减小。反之，温度降低时，相对湿度增大。可见，在相对湿度的日变化中，气温是影响相对湿度的主导因子。

图1-24　相对湿度日变化

必须指出，在阴天或多云天气下，上述相对湿度的日变化规律常被破坏。

2.相对湿度的年变化

一般来说，冬季相对湿度最大，夏季最小，它与气温的年变化相反。但是我国在季风气候区内，相对湿度的年变化与气温的年变化大体一致，夏季气温最高时，相对湿度最大，冬季或春季，相对湿度最小（图1-25）。其原因是，夏季我国大陆上的盛行气团来自海洋，带来充沛的水汽，水汽压大；冬季盛行气团来自干燥的内陆，水汽极少，水汽压小；春季气温回升快，相对湿度低。

图1-25　相对湿度年变化

三、水相变化

在自然界中，常有由一种或数种处于不同物态的物质所组成的系统。在几个或几组彼此性质不同的均匀部分所组成的系统中，每一个均匀部分叫做系统的一个相。例如水的三种形态：气态（水汽）、液态（水）和固态（冰），称为水的三相。由于物质从气态转变为液态的必要条件之一是温度必须低于它本身的临界温度，而水的临界温度为tk＝374K，大气中的水汽基本集中在对流层和平流层内，该处大气的温度不但永远低于水汽的临界温度，而且还常低于水的冻结温度，因此水汽是大气中唯一能由一种相转变为另一种相的成分。这种水相的相互转化就称为水相变化。

1.水相变化的物理过程

从分子运动论看，水相变化是水的各相之间分子交换的过程。例如，在水和水汽两相共存的系统中，水分子在不停地运动着。在水的表面层，动能超过脱离液面所需的功的水分子，有可能克服周围水分子对它的吸引而跑出水面，成为水汽分子，进入液面上方的空间。同时，接近水面的一部分水汽分子，又可能受水面水分子的吸引或相互碰撞，运动方向不断改变，其中有些向水面飞去而重新落回水中。单位时间内跑出水面的水分子数正比于具有大速度的水分子数，也就是说，该数与温度成正比。温度越高，速度大的水分子就越多，因此，单位时间内跑出水面的水分子也越多。落回水中的水汽分子数则与系统中水汽的浓度有关。水汽浓度越大，单位时间内落回水中的水汽分子也越多。

起初，系统中的水汽浓度不大，单位时间内跑出水面的水分子比落回水中的水汽分子多，系统中的水就有一部分变成了水汽，这就是蒸发过程。

蒸发的结果使系统内的水汽浓度加大，水汽压也就增大了，这时分子碰撞的机会增多，落回水面的水汽分子也就增多。如果这样继续下去，就有可能在同一时间内，跑出水面的水分子与落回水中的水汽分子恰好相等，系统内的水量和水汽分子含量都不再改变，即水和水汽之间达到了两相平衡，这种平衡叫做动态平衡（因为这时仍有水分子跑出水面和水汽分子落回水中，只不过进出水面的分子数相等而已）。动态平衡时的水汽称为饱和水汽，当时的水汽压称为饱和水汽压。

2.水相变化的判据

假设N为单位时间内跑出水面的水分子数，n为单位时间内落回水中的水汽分子数，则得到水和水汽两相变化和平衡的分子物理学判据，即

但在气象工作中不测量N和n，所以不能直接应用以上判据。我们可以通过用水汽的气体状态方程，水汽压（e）与水汽密度的关系，即水汽密度大时，e也大，n亦多。用类似关系来列出另一判据，即

若Es为某一温度下对应的冰面上的饱和水汽压，与以上类似也可得到冰和水汽两相变化和平衡的判据，即

上面说明了水相变化是可以由实测的水汽压值e与同温度下的饱和水汽压值E（或Es）之间的比较来判定的。

3.水相变化中的潜热

在水相的转变过程中，还伴随着能量的转换。蒸发过程中，由于具有较大动能的水分子脱出液面，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与温度有如下的关系

根据上式，当t＝0℃时，L＝2.5×106J／kg。而且L是随温度的升高而减小的。不过在温度变化不大时，L的变化是很小的，所以一般取L为2.5×106J／kg。当水汽发生凝结时，这部分潜热又将会全部释放出来，这就是凝结潜热。在同温度下，凝结潜热与蒸发潜热相等。

同样，在冰升华为水汽的过程中也要消耗热量，该热量包含两部分，即由冰融化为水所需消耗的融解潜热和由水变为水汽所需消耗的蒸发潜热。融解潜热为3.34×105J／kg。所以，若以Ls表示升华潜热，则有

四、蒸发

气象学中蒸发是指常温情况下（即温度低于沸点时），液面上水的汽化现象，即水汽由液面上逸出。海洋、江河、湖泊等水体，以及土壤中的水都在不断地蒸发，其水汽进入大气中，随着空气的铅直运动和水平运动，水汽由地表带到高空，由水体上空被带到陆地上空，所以蒸发是水循环中的重要环节之一。

1.水面蒸发

实验指出，水面的蒸发率与水面上空气的饱和水汽压同实际水汽压的差成正比，与水面上的气压成反比，并随水面上风速的增加而增大（不是正比关系）。其关系式如下：

上式是道尔顿蒸发公式。式中：Ew是水面蒸发率；E是该水面温度（常用水面上的气温代替）下的饱和水汽压；e是水面上空的实际水汽压；E-e是空气的饱和差；P是气压；C是与风速有关的比例系数。

从上式可以看出，饱和差（E-e）大，蒸发率大。饱和差大，表明空气中还能容纳较多的水汽分子才达到饱和状态，而水汽分子来自蒸发面上水的蒸发，所以蒸发率大。反之，饱和差小，蒸发率也小。

风速也影响蒸发率。静风时，蒸发面上空的水汽依靠分子扩散，十分缓慢。有风时，乱流强，风带走了蒸发面上空的饱和湿空气，并不断地输入不饱和的新鲜空气，这种空气能容纳的水汽多，加速蒸发，蒸发率大。

在静止空气中，气压也影响水面的蒸发率。因为气压的高低反映了空气分子的密度，压强大说明水分子挣脱液面时受到的阻力大，抑制蒸发，蒸发率小。空气流动时，气压与其他气象因子相比，可忽略不计。

对纯净水面来说，蒸发率仅决定于气象因子，但是自然界中很少出现这种理想情况，如海水中常常溶有盐分。海水是溶液，溶液中分子间的吸引力比纯水分子间的引力大。所以在相同气象条件下，溶液面的蒸发率小于纯水面的蒸发率。

2.蒸发量

蒸发率难以测定，日常工作中多用蒸发量。蒸发量是指一段时间（一日、一月或一年）内，由于蒸发而消耗的水量，以单位面积上失去的水层的厚度计，单位毫米（mm）。目前，各级气象台站使用蒸发器测定蒸发量。但蒸发器所测得的蒸发量与自然水面的蒸发量还有一定的误差。

实际上下垫面（下垫面是指地球表面，包括陆面、水面和冰雪表面等）蒸发到大气中的水分是很能难精确测量和计算出的。如果下垫面足够湿润，水分能持续并充分地供给蒸发的需要，这种情况下的蒸发量称为最大可能蒸发量，又称蒸发力，单位同蒸发量。

五、凝结和凝华

凝结是指大气中的水汽变为液态水的过程；凝华是水汽不经历液态阶段，直接变为固态的冰晶。当大气中的水汽含量达到饱和状态，并有凝结核时，便出现凝结或凝华现象。因此，大气中水汽凝结或凝华的一般条件：一是有凝结核或凝华核的存在；二是大气中水汽要达到饱和或过饱和状态。

1.凝结核

在大气中，水汽压只要达到或超过饱和，水汽就会发生凝结，但在实验室里却发现，在纯净的空气中，水汽过饱和到相对湿度为300%～400%，也不会发生凝结。实验得出，纯净空气的相对湿度达到400%～800%，水汽分子才会自身凝结。实际大气中，这样大的过饱和状态是不存在的。这是因为作不规则运动的水汽分子之间引力很小，通过相互之间的碰撞不易相互结合为液态或固态水。只有在巨大的过饱和条件下，纯净的空气才能凝结。然而巨大的过饱和在自然界是不存在的。大气中存在着大量的吸湿性微粒物质，它们比水汽分子大得多，对水分子吸引力也大，从而有利于水汽分子在其表面上的集聚，使其成为水汽凝结核心。这种大气中能促使水汽凝结的微粒，叫凝结核，其半径一般为10-7～10-3cm，而且半径越大，吸湿性越好的核周围越易产生凝结。凝结核的存在是大气产生凝结的重要条件之一。

2.大气中水汽含量达到过饱和状态的过程

大气中水汽含量达到过饱和有两条途径：一是在一定温度下增加空气中的水汽含量，即水汽压增大，并出现实际水汽压大于该气温下的饱和水汽压，即e＞E。二是大气中水汽含量不变，空气冷却，气温降低，饱和水汽压随之减小，当时实际水汽压满足饱和或过饱和状态时，水汽凝结。大气中常见的凝结现象以第二条途径居多。

显然，第一条途径中，必须具有蒸发源，且蒸发面的温度高于气温的情况下才有可能出现e＞E。如果冷空气流经暖水面，水面温度高于气温，暖水面蒸发，水汽分子进入冷空气中，水汽含量增加并达到过饱和状态，出现凝结现象。秋季和冬季早晨，在江、海、湖泊等大面积水体面上出现的雾（称蒸发雾）就属于这种过程。此外，雨后转晴，地面增热，土壤蒸发迅速，乱流弱时也可使贴地层空气中的水汽含量出现过饱和状态。

但是，自然界中以第二条途径为多，即空气冷却到露点以下，空气呈饱和或过饱和状态。大气中常见的降温过程有以下几种：

（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。这一方式对于云的形成具有重要作用。

（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。辐射雾就是水汽以这种方式凝结形成的。

（3）平流冷却。暖湿空气流经冷的下垫面时，将热量传递给冷的地表，造成空气本身温度降低。如果暖空气与冷地面温度相差较大，暖空气降温较多，也可能产生凝结。

图1-26　气团水平混合后而产生凝结

（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（图1-26）。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。图1-26中A和B分别代表两个未饱和气团的状态，A气团的温度为t1，水汽压为e1，饱和水汽压为E1。B气团的温度为t2，水汽压为e2，饱和水汽压为E2。混合后，空气的温度即为原来两团空气的平均温度（即横坐标上t1与t2之中点），对应的饱和水汽压为E。由于混合是水平方向进行的。混合后的水汽压e，即为e1与e2的平均值（即纵坐标上e1与e2之中点）。从图上可以看出，这两团空气混合后，水汽压大于饱和水汽压，即e＞E，可以产生凝结。例如我国新疆地区就有因不同气团混合而产生的雾。若两气团原来的湿度比较小，则混合后也难以发生凝结。

在上述几种过程中，冷却通常是主要的。对形成雾来说，由于凝结出现在贴近地面的气层中，因此辐射冷却、平流冷却是主要的；对形成云来说，由于凝结是在一定高度上，因而绝热冷却就成为主要的了。

六、凝结物

水汽的凝结既可产生于空气中，也可产生于地表或地物上。前者有云和雾，后者有露、霜、雾凇和雨凇等。

（一）露和霜

傍晚或夜间，地面或地物由于辐射冷却，使贴近地表面的空气层也随之降温，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。如果此时的露点温度在0℃以上，在地面或地物上就出现微小的水滴，称为露。如果露点温度在0℃以下，则水汽直接在地面或地物上凝华成白色的冰晶，称为霜。有时已生成的露，由于温度降至0℃以下，冻结成冰珠，称为冻露，实际上也归入霜的一类。

形成露和霜的气象条件是晴朗微风的夜晚。夜间晴朗有利于地面或地物迅速辐射冷却。微风可使辐射冷却在较厚的气层中充分进行，而且可使贴地空气得到更换，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。对于霜，除辐射冷却形成外，在冷平流以后或洼地上聚集冷空气时，都有利于其形成。这种霜称为平流霜或洼地霜，它们又常因辐射冷却而加强。因此在洼地与山谷中，产生霜的频率较大。在水边平地和森林地带，产生霜的频率较小。

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。露的量虽有限，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，在埃及和阿拉伯沙漠中，虽数月无雨，植物还可以依靠露水生长发育。

霜和霜冻是有区别的。霜是指白色固体凝结物，霜冻是指在农作物生长季节里，地面和植物表面温度下降到足以引起农作物遭受伤害或者死亡的低温。有霜时农作物不一定遭受霜冻之害。有霜冻时可以有霜出现（白霜），也可以没有霜出现（黑霜）。因此，我们要预防的是霜冻而不是霜。霜冻，尤其是早霜冻（或初霜冻）和晚霜冻（或终霜冻）对农作物威胁较大，应引起重视，并需采取熏烟、浇水、覆盖等预防措施。

（二）雨凇

雨凇是降落在地面物体上的过冷却的毛毛雨滴或小雨滴迅速冻结而成的毛玻璃状或透明的紧密冰层，外面光滑或略有隆突。雨凇常在气温0～3℃时出现，在垂直面上和水平面上均能生成，但以近地面物体的迎风面上为多，如树干和树枝上、电线上、柱上以及草上等。在细长物体（电线、树枝等）上的各面都可有雨凇粘附。

雨凇的厚度有时可达几厘米，能将树枝和电线压断，对交通运输、电讯及农林业生产都有很大影响。如1977年10月26日—29日，从辽宁到河北北部遭受严重的雨凇灾害。据河北省塞罕坝机械林场统计，全场有38 133.3ha落叶松人工林和杨桦次生林受灾。受灾面积占全场有林地面积的52%。受灾区大部分树冠折断，有的树杆也折断。灾区的电线上也有7cm长的冰柱。

（三）雾凇

雾凇常见于冬季寒冷且有雾的天气里。雾凇是形成于树枝上、电线上或其他地物迎风面上的白色疏松的微小冰晶或冰粒。根据其形成条件和结构可分为以下两类。

1.晶状雾凇

晶状雾凇主要由过冷却雾滴蒸发后，再由水汽凝华而成。它往往在有雾、微风或静稳以及温度低于-15℃时出现。由于冰面饱和水汽压比水面小，因而过冷却雾滴就不断蒸发变为水汽，凝华在物体表面的冰晶上，使冰晶不断增长。这种由物体表面冰晶吸附过冷却雾滴蒸发出来的水汽而形成的雾凇叫晶状雾凇。它的晶体与霜类似，结构松散，稍有震动就会脱落。在严寒天气，有时在无雾情况下，过饱和水汽也可直接在物体表面凝华成晶状雾凇，但增长较慢。

2.粒状雾凇

粒状雾凇往往在风速较大，气温在-2～-7℃时出现。它是由过冷却的雾滴被风吹过，碰到冷的物体表面迅速冻结而成的。由于冻结速度很快，因而雾滴仍保持原来的形状，所以呈粒状。它的结构紧密，能使电线、树枝折断，对交通运输、通讯、输电线路等有一定影响。

（四）雾

雾是指悬浮于近地面气层中的大量微小的水滴或冰晶，使水平能见度小于1km的一种天气现象。如果能见度在1～10km范围内，则称为轻雾。雾的下界接地。雾中水滴半径平均为2～5μm。雾多乳白色，但城市和工业区出现雾时，也可带土黄色或灰色。在极寒冷的天气里（气温在-20℃以下），雾中以冰晶为多，可呈暗灰色。

根据雾形成的天气条件，可将雾分为气团雾及锋面雾两大类。气团雾是在气团内形成的，锋面雾是锋面活动的产物。根据气团雾的形成条件，又可将它分为冷却雾、蒸发雾及混合雾三种。根据冷却过程的不同，冷却雾又可分为辐射雾、平流雾及上坡雾等。其中最常见的是辐射雾和平流雾。

1.辐射雾

辐射雾是由地面辐射冷却使贴地气层变冷而形成的。有利于形成辐射雾的条件是：①空气中有充足的水汽；②天气晴朗少云；③风力微弱（1～3m／s）；④大气层结稳定。

辐射雾的厚度随空气的冷却程度及风力而定。如只在贴近地面的气层内，温度降到露点以下，而且风力微弱，则形成低雾。低雾的高度在2～100m之间，有时低雾厚度不到2m，薄薄地蒙蔽在地面上，这种雾称为浅雾。低雾的形成常与近地层的逆温层有关，它的上界常与逆温层的上界一致。低辐射雾常在秋天的黄昏、夜晚或早晨日出之前出现在低洼地区。在日出前后，浓度达最大。上午8～10时，由于逆温层被破坏，低雾即随之消失。如空气冷却作用所及高度增大，辐射雾能伸展到几百米高。这种辐射雾称高雾，范围很广，能持续多日不散，仅在白天稍有减弱。辐射雾多出现在高气压区的晴夜，它的出现常表示晴天。例如，冬半年我国大陆上多为高压控制，夜又较长，特别有利于辐射雾的形成。

辐射雾有明显的地方性。我国四川盆地是有名的辐射雾区，其中重庆冬季无云的夜晚或早晨，雾日几乎占80%，有时还可终日不散，甚至连续几天。

城市及其附近，烟粒、尘埃多，凝结核充沛，因此特别容易形成浓雾（常称都市雾）。如果机场位于城市的下风方，这种雾就会笼罩机场，严重地影响飞机的起飞和着陆。

2.平流雾

平流雾是暖湿空气流经冷的下垫面而逐渐冷却形成的。海洋上暖而湿的空气流到冷的大陆上或者冷的海洋面上，都可以形成平流雾。

形成平流雾的有利天气条件是：①下垫面与暖湿空气的温差较大；②暖湿空气的湿度大；③适宜的风向（由暖向冷）和风速（2～7m／s）；④层结较稳定。

因为只有暖湿空气与其流经的下垫面之间存在较大温差时，近地面气层才能迅速冷却形成平流逆温，而这种逆温起到限制垂直混合和聚集水汽的作用，使整个逆温层中形成雾。适宜的风向和风速，不但能源源不断地送来暖湿空气，而且能发展一定强度的湍流，使雾达到一定的厚度。

平流雾的范围和厚度一般比辐射雾大，在海洋上四季皆可出现。由于它的生消主要取决于有无暖湿空气的平流，因此只要有暖湿空气不断流来，雾可以持久不消，而且范围很广。海雾是平流雾中很重要的一种，有时可持续很长时间。在我国沿海，以春夏为多雾季节，这是因为平流性质的海雾，只当夏季风盛行时才能到达陆上。

在陆上，由于平流冷却和辐射冷却的共同作用而形成平流辐射雾。此外，还有冷气流流经暖水面时产生的蒸发雾，稳定的空气沿高地或山坡上升时因绝热冷却而形成的上坡雾，以及冷暖性质不同的气团交界处形成的锋面雾等。

3.雾对户外运动及人们生活的危害

雾是地面气温下降，饱和水汽在尘埃、微粒、细菌等凝结核上凝结的小水滴，是常见的自然现象。秋冬季由于地表辐射逆温作用，雾天出现频繁。说到雾，人们就会想起它对交通出行的危害。大雾天造成的交通事故很多，也很惨重。而且，雾对人类的户外运动危害也是很大的。

首先，雾有较强的吸附性。雾滴在低空飘移时，由于不断与污染物碰撞，能使污染物积聚，让雾的有害成分大增。据测定，雾滴中酸、胺、酚、重金属微粒、尘埃、病菌含量比通常大气高出几十倍。

其次，雾滴中含有的二氧化硫、硫化氢等物对金属腐蚀性很大，使外露金属物件寿命缩短。据统计，全球每年被酸雾锈蚀的钢铁有上千万吨。

再次，雾对农作物危害也很大，在农作物、水果、蔬菜生长过程中粘附上有害雾滴，不仅会使果实蔬菜长上斑点，而且能促进霉菌的生长。某些农作物在开花期，若遇上持续的雾天，可造成1～3成的减产。

最后，由于大气污染、形成雾的凝结核性质的变化，雾对人体的危害越来越严重，人在呼吸了污染雾后，使鼻炎、咽炎、支气管炎、肺癌发病率明显增多。

为减轻雾对人类的危害，最主要的是控制大气污染，减少自由大气中有害凝结核的数量。

（五）云

云是悬浮在大气中的小水滴，或冰晶微粒，或二者混合的可见聚合体，有时还含有一些较大的雨滴和冰雪粒。云和雾的区别是：云底不接地，且有一定的高度和形状。云滴的半径多数在2～15μm之间，比雾中的水滴大。在云的形成过程中，使空气中水汽达到饱和以绝热冷却为主，雾则以辐射冷却和平流冷却为主。

1.云的分类

云的外貌千变万化，使得云的分类十分困难，目前通用的方法是根据云的特性和形成过程将云区分归类的体系。在气象观测上最为通用的是世界气象组织1956年在国际云图中公布的分类体系。我国以这一分类体系为基础，根据云的基本外形将云分成三族十属（表1-5），再根据外形特色、排列情况、透光程度、附从云以及是否从其他云演变而来等，进一步分为二十九类。其中大多数与国际形态学分类法中的云种相同，少数则为国际的云属和云类名称。我国云的分类中有密卷云和伪卷云，而国际分类中这两种云统称为密卷云。又如我国所用云的英文名称和简写字与国际分类略有差别，但对外提供资料时，则须完全执行国际分类法的规定。在分类时，首先根据云底高度将云分成高云、中云和低云三族，再区分为十属。高云云底高度一般在6km以上；中云云底高度一般为2～6km；低云云底高度为0.1～2.0km。

表1-5　云的分类

2.云形成的条件

大气中凝结的重要条件是，要有凝结核的存在，以及空气达到过饱和。对于云的形成来说，其过饱和主要是由空气垂直上升所进行的绝热冷却引起的。上升运动的形式和规模不同，形成的云的状态、高度、厚度也不同。大气的上升运动主要有如下四种方式。

（1）热力对流：指地表受热不均和大气层结不稳定引起的对流上升运动。由对流运动所形成的云多属积状云。

（2）动力抬升：指暖湿气流受锋面、辐合气流的作用所引起的大范围上升运动。这种运动形成的云主要是层状云。

（3）大气波动：指大气流经不平的地面或在逆温层以下所产生的波状运动。由大气波动产生的云主要属于波状云。

（4）地形抬升：指大气运行中遇地形阻挡，被迫抬升而产生的上升运动。这种运动形成的云既有积状云，有波状云和层状云，通常称之为地形云。

七、降水

降水是指地面上从大气中获得的各种形式的降水物，包括从云中下降的液态水（如雨），或固态水（如雪、冰雹、霰等），还有地面和近地面气层中的水汽凝结物（如露、霜、雾等）。在一定时段内，上述各种形式的降水，未经蒸发、渗透、流失，在水平面上积聚的水层厚度（包括固体降水融化后）称为降水量，以毫米（mm）为单位。我国大部分地区处于中纬度，露、霜、雾等凝结物的水量不多，不计入降水量内。

（一）降水的种类

由于云的温度、气流分布等状况的差异，降水具有不同的形态，如雨、雪、霰、雹。雨：自云体中降落至地面的液体水滴。雪：从混合云中降落到地面的雪花形态的固体水。霰：从云中降落至地面的不透明的球状晶体，由过冷却水滴在冰晶周围冻结而成，直径为2～5mm。雹：是由透明和不透明的冰层相间组成的固体降水，呈球形，常降自积雨云。

同时，降水的性质也有差异，可分为连续性、阵性降水和毛毛雨状降水三种。连续性降水：降水持续时间较长，强度稳定少变，降水范围大，降水主要来自高层云和雨层云。阵性降水：降水开始和结束都很突然，变化快，强度大，范围小，降水来自浓积云和积雨云。毛毛状降水：这种降水的水滴极小，强度很小，雨滴细如牛毛，俗称毛毛雨。

降水强度，是指单位时间内的降水量，通常时间单位取10分钟、1小时或1日。按降水强度可划分为小雨、中雨、大雨、暴雨、大暴雨、特大暴雨；或小雪、中雪、大雪等（表1-6）。

表1-6　降水的量级

（二）雨和雪的形成

1.雨的形成

由液态水滴（包括过冷却水滴）所组成的云体称为水成云。水成云内如果具备了云滴增大为雨滴的条件，并使雨滴具有一定的下降速度，这时降落下来的就是雨或毛毛雨。由冰晶组成的云体称为冰成云，而由水滴（主要是过冷却水滴）和冰晶共同组成的云称为混合云。从冰成云或混合云中降下的冰晶或雪花，下落到0℃以上的气层内，融化以后也成为雨滴下落到地面，形成降雨。

在雨的形成过程中，大水滴起着重要的作用。当水滴半径增大到2～3mm时，水分子间的引力难以维持这样大的水滴，在降落途中，就很容易受气流的冲击而分裂，通过“连锁反应”，使大水滴下降，小水滴继续存在，形成新的大水滴。这是上升气流较强的水成云和混合云中形成雨的重要原因。

2.雪的形成

在混合云中，由于冰水共存使冰晶不断凝华增大，成为雪花。当云下气温低于0℃时，雪花可以一直落到地面而形成降雪。如果云下气温高于0℃时，则可能出现雨夹雪。雪花的形状极多，有星状、柱状、片状等，但基本形状是六角形。

雪花之所以多呈六角形，花样繁多，是因为冰的分子以六角形为最多，对于六角形片状冰晶来说，由于它的面上、边上和角上的曲率不同，相应地具有不同的饱和水汽压，其中角上的饱和水汽压最大，边上次之，平面上最小。在实有水汽压相同的情况下，由于冰晶各部分饱和水汽压不同，其凝华增长的情况也不相同。例如当实有水汽压仅大于平面的饱和水汽压时，水汽只在面上凝华，形成的是柱状雪花。当实有水汽压大于边上的饱和水汽压时，边上和面上都会发生凝华。由于凝华的速度还与曲率有关，曲率大的地方凝华较快，故在冰晶边上凝华比面上快，多形成片状雪花。当实有水汽压大于角上的饱和水汽压时，虽然面上、边上、角上都有水汽凝华，但尖角处位置突出，水汽供应最充分，凝华增长得最快，故多形成枝状或星状雪花。再加上冰晶不停地运动，它所处的温度和湿度条件也不断变化，这样就使得冰晶各部分增长的速度不一致，形成多种多样的雪花。

（三）各类云的降水

不同的云，由于其水平范围、云高、云厚、云中含水量、云中温度和升降气流等情况不同，因而降水的形态、强度、性质也随之而有差异。

1.层状云的降水

层状云一般包括高层云、层积云、雨层云和卷层云。卷层云是冰晶组成的，由于冰面饱和水汽压小于同温度下水面饱和水汽压，使冰晶可以在较小的相对湿度（可以小于100%）情况下增大。但是，因卷层云中含水量较小，云底又高，所以除了在冬季高纬度地区的卷云可以降微雪以外，卷层云一般是不降水的。

雨层云和高层云经常是混合云，所以云滴的凝华增大和冲并增大作用都存在，雨层云和高层云的降水与云厚和云高有密切关系。云厚时，冰水共存的层次也厚，有利于冰晶的凝华增大，而且云滴在云中冲并增大的路程也长，因此有利于云滴的增大。云底高度低时，云滴离开云体降落到地面的路程短，不容易被蒸发掉，这就有利于形成降水。所以对雨层云和高层云来说，云愈厚、愈低，降水就愈强。雨层云比高层云的降水大得多，也主要是这个缘故。

由于层状云云体比较均匀，云中气流也比较稳定，所以层状云的降水是连续性的，持续时间长，降水强度变化小。

2.积状云的降水

积状云一般包括淡积云、浓积云和积雨云。

淡积云由于云薄，云中含水量少，而且水滴又小，所以一般不降水。

浓积云是否降水则随地区而异。在中高纬度地区，浓积云很少降水。在低纬度地区，因为有丰富的水汽和强烈的对流，浓积云的厚度、云中含水量和水滴都较大，虽然云中没有冰晶存在，但水滴之间冲并作用显著，故可降较大的阵雨。

积雨云是冰水共存的混合云，云的厚度和云中含水量都很大，云中升降气流强，因此云滴的凝华增长和冲并作用均很强烈，致使积雨云能降大的阵雨、阵雪，有时还可下冰雹。

积状云的降水是阵性的。一方面是由于它的云体水平范围与垂直伸展的尺度差不多，也就是说它的水平范围小，经过一个地方用不了多少时间，因而降水的起止很突然；另一方面是由于积状云中，升降气流多变化，上升气流强时，降水物被“托住”降落不下来。当上升气流减弱或出现下沉气流时，降水物骤然落下，也使降水具有阵性。

3.波状云的降水

波状云由于含水量较小，厚度不均匀，所以降水强度较小，往往时降时停，具有间歇性。层云只能降毛毛雨，层积云可降小的雨、雪和霰。高积云很少降水。但在我国南方地区，由于水汽比较充沛，层积云也可产生连续性降水，高积云有时也可产生降水。