第 17 章 湿度和降水

大气中的水汽

大气中最重要的成分之一是水汽，即看不见的气态水。大气中水汽总量至少有一半分布在最低的 2300 米（7500 英尺）。水汽在气象学中的重要性在于这样的事实，即天气的大部份特征与水汽在大气中不断发生的区域性和季节性变化密切相关。水通过蒸发变为水汽；水汽通过凝结又变为液态。因此，水分循环从形成水汽的蒸发开始。每年地表大约有 40 万立方公里（10 万立方英里）的水被蒸发到大气中去，它们在水分循环中要被转化为降水。接着，凝结作用形成云，然后水降落在地面，其中一大部分经由河流返回大海之中。

湿度是用以表示水分在大气中存在的术语。湿度可以绝对或相对地加以表示。现在，气象局已提出了使用水汽密度的术语来表示绝对湿度。

绝对湿度（水汽密度） 绝对湿度是在一定容积的空气中水汽的实际含量，用每立方米克或每立方英尺谷（一谷等于 68.4 毫克——译者）表示。一团空气具有一定的温度和一定的压力，能容纳一定量的水汽；当所含水气达到这个极限时（即进入空气的水分子与离开的水分子一样多），空气即饱和， 就是说达到了饱和水气压。每立方米的 10℃饱和空气中含有 9.41 克水汽， 20℃时含有 17.117 克，30℃时含有 30.036 克。如果空气未饱和，使水汽达到饱和点所需要的水汽量称为饱和水气压差。

赤道附近陆地地区的绝对湿度全年都很高，而冬季中亚和南极洲上空巨大的高压系统的绝对湿度很低。在其他地区，绝对湿度变化极大。令人难以理解的是，在热沙漠中绝对湿度常常极高；在亚丁湾或波斯湾，8 月份令人难受的天气状况大部分是“闷热”，即高温和高湿共同作用的结果。

水汽压 水汽产生一定的压力。任何温度下的最大水汽压出现于空气饱和的时候；人们可以得到列有不同温度下饱和水气压的表格。英国夏季下午的平均水气压大约相当于 15 毫巴（近似等于 11.4 毫米水银柱，即 0.45 英寸水

银柱），在赤道约为 30 毫巴。因此，绝对湿度能用每立方单位的水汽质量或水汽产生的压力表示。

水分含量的其他实际表示方法有比湿（存在的水汽重量与包括所含水汽在内的空气总重量之比，通常表示为每千克克数）和混合比（存在的水汽重量与减去水分含量的空气重量之比）。

相对湿度 如果不把水汽加进一块空气，或者从其中去掉水汽，那么绝对湿度就不发生变化。如果把实有的水汽含量表示为空气饱和时存在的水汽总量的百分数，便得到相对湿度。20℃的饱和空气含有每立方米 17.117 克水汽，如果一团 20℃的空气仅含有 8.262 克水汽，那么相对湿度就是（8.262 × 100）÷17.117，近似于 48％。

相对湿度不仅随绝对湿度，而且随空气的温度而变化，因为温度上升时， 相对湿度就下降。

273 如果一团 4℃的饱和空气（即相对湿度=100％）被增温，那么，10

℃时相对湿度降低到 71％；15℃时，降低到 51％；32℃时降低到 19％。相反，一团未饱和空气降温时，相对湿度增加，直到 100％的饱和点。超过这一点，进一步降温，空气不再能容纳的过多水汽便呈小水滴形态凝结出来。

这个临界温度称为露点。

相对湿度的量测 测定相对湿度的最常用的仪器是“干湿球温度计”。这种仪器由并排安置在一块台板上的一对水银温度计组成；其中一个温度计的球体四周扎有一只棉布或平纹布袋，袋子用伸进水中的纱布带保持潮湿。如果空气是饱和的，两支温度计则显示相同的读数。如果空气未饱和时，湿布上就将发生蒸发，从而使湿球降温，因为潜热（即在通过改变一个物体的物理状态而做功时消耗或耗费的热）在汽化过程中被耗尽。记下两个温度计所记录的温度之差，然后从现成的表上查得相对湿度。例如，如果干球温度计读数为 21℃，湿球温度计读数为 15℃，从表上可查得相对湿度为 54％。为了保证湿球上发生最大的蒸发作用，已设计了各种精制的装置。一个

方法是把温度计安置在一个吊篮里或某种摇鼓中，从而它们能转动；这些温度计是旋转干湿表。阿斯曼干湿表（Assman psyehrometer）还装有一个小电扇。

湿度计对相对湿度进行连续的记录，不过不十分准确。这种仪器由一束人发构成，人发能随湿度大小而伸长和缩短；这些微小的变化被放大并传送到一支上了墨的钢笔，钢笔在附着于一旋转筒的图纸上进行记录。

气团的湿度

在一团空气中，水汽存在的一个重要因素是其密度的减小。一定量的水汽比同体积的干空气轻，其比例约为 5 比 8。当干空气通过蒸发获得水气时， 水气并不是净增加，而是由它取代等体积的空气。于是便产生了重要的结果， 即潮湿空气密度小于即轻于具同一温度和压力的等体积干空气。

这里必须强调一下另一个物理原理。如果空气被压缩，不仅其密度改变， 而且温度也变化；如果自行车胎充足了气，那么阀门便讨厌地变热，因为压缩引起动力增温。相反，膨胀导致动力降温。气团能够膨胀的常见方式出现于气团整体上升到高空的时候，因为其上空气总量较少，因而压力较低。当一个气团在这个气团未失去或从外界获得任何热量的情况下发生温度变化时，气团所发生的是绝热增温（压缩时）或绝热降温（膨胀时）。这和地球表面温度变化涉及空气混合的非绝热变化（以周围环境获得或失去一定热量）明显不同。

递减率 静止空气中温度随高度的平均减小值（环境递减率或垂直温度梯度）为每 100 米约 0.6℃（每 1 千英尺 3.3°F），不过变化极大。

当一个不饱和气团垂直上升时，它便膨胀，因而绝热降温。这种温度损失称为干绝热递减率，这是一个气象学常数，为每上升 100 米温度降低 1℃

（每 1000 英尺 5.4°F）。

如果一个饱和气团垂直上升，它也膨胀并降温；当它开始饱和时，它的部分水汽立即凝结。这意味着释放出一定量的潜热，潜热使上升气团降温的速率减小。这个饱和（即湿）绝对递减率可能是每上升 100 米降低的 0.3℃ 和 0.9℃之间的任何一点，这一点取决于所存在的水汽含量和空气的温度。因此，一个约 30℃的气团可能含有相当多的水汽，从而释放出相当多的潜热，以致饱和绝热递减率仅为每 100 米 0.4℃，而在严寒气团中，或在高处的气团所含水汽可能极少，因而饱和绝热递减率会与干绝热递减率没有多大的不同。下表列出各种递减率的情况。

平静空气的环境大气状况 上升不饱和空气柱 上升饱和空气柱（每 100

(平均每 100 米 0.6 ℃)

（每 100 米 1 ℃）

米 0.4 ℃）

图 194 递减率

不稳定度 空气的“袋”以若干种方式被迫上升。一种情况是在地表发生局部增温时，上覆气团通过传导而增温，从而形成垂直对流气流。另一种情况是风吹向山坡，机械地迫使气“袋”沿山坡上升。第三种是一团空气沿锋面上升到另一团空气之上。大多数情况下，上升空气都有涡流的成分，即一种复合旋转的形态。

当一个气“袋”暖于因而轻于其周围环境时，它便整体上升，这样的气团就称为绝对不稳定气团，或处于不稳定平衡。饱和空气的不稳定比不饱和空气常见得多，因为它降温缓慢得多，因而使其比周围环境更温暖。因此， 一个暖湿气团可能上升到很大的高度，并引起极不稳定的大气状况，形成大片的云，并且可能产生暴雨、冰雹和雷暴（图 195）。当气团最终到达与周围空气温度相同的高度时，垂直上升便停止；这时气团则处于中性（即惰性） 平衡。

如果一团干的即未饱和的空气呈风的形式沿山坡上升时，它便按干绝热递减率降温，直至它达到其露点。然后开始凝结，这时气团按饱和绝热递减率降温。这可能意味着，即使空气抬升的最初原因是机械的，较低的降温速率仍然使气团比周围环境相对温暖，因而它将继续主动地上升。这种状况（称为条件不稳定）是风暴和大雨的一个共同原因。条件不稳定一语源出于这样一个事实，即不稳定是取决于充足水汽的存在。条件不稳定的生成无需有地形性的被迫上升，尽管这是最普通的原因；只要总的环境递减率位于干绝热递减率与饱和绝热递减率之间，它就可能形成。

但是，如果呈风的形态上升的一团干空气的递减率大于周围空气的递减率，并且未达到露点，它将会在适当时候变得比周围冷。机械力一旦停止（即风停时），干气团就势必下沉到较低的高度，因为它比周围重，即稠密。这称为稳定平衡，或简称稳定。被迫沿一地形屏障或在一条锋面处沿冷气团上升时变为条件不稳定的气团，处于潜在不稳定状况。

稳定和不稳定已经较为详细地进行了讨论，温度和湿度不同的气团的垂直运动与大气扰动密切相关。而且，这是降水最有效的原因。

蒸发

蒸发是水借以从液态变为气态从而进入大气的过程，这是一个分子转移过程。对于气候学家来说，蒸发速度和数量在许多方面象降雨量一样重要。

高蒸发速度使降雨的有效性减小。例如斯里兰卡北部的“干旱带”每年得到大约 130 厘米（50 英寸）的降雨，这在中纬度显然可以算成是相当大的雨量。降水效率被理解为总降雨量减去总的可能蒸发量。

图 195 上升气团中云和降水的形成

蒸发可用各种各样的方法进行量测，但至今没有一种完全令人满意。通常使用的是皮彻蒸发器（Piche evaporimeter），其中一个管子里的水可从一张多孔纸蒸发出去，一定时间的蒸发损失量用管子上的刻度进行量测。有些蒸发统计数字系根据从敞口大槽水面测得的数据进行计算获得。这些较恰当地可称为潜在蒸发，因为它依赖于经常可以获得的水分供应。

蒸发速度主要是相对湿度、被吸收的辐射和空气运动的一个函数，但它也取于地表的性质。裸露的土壤的蒸发损失很快，但有一疏松耕作层（如进行旱作的耕地）的蒸发损失大大减少。植被能通过它的遮荫保护地面以减少直接蒸发，但蒸腾，加上直接蒸发的损失（这种综合的作用有时称为蒸发蒸腾）可能非常大。法尔德水利局（the Fylde WaterBoard）曾在约克郡的斯莱德本的斯托克斯水库进行过若干实验，这里种植着茂密的云杉。这个地方一年降雨共 98.4 厘米（38.75 英寸），但由于树木截留降雨和叶面的蒸腾作用，仅 61 厘米（24 英寸）落到地面，其中仅 27.3 厘米（10.75 英寸）可用于供水。换句话说，在 600 公顷（1500 英亩）的集水区，种植的云杉每天可减少有效供水 450 万立升（100 万加仑）。但是必须承认，并非所有的权威都承认这个实验的正确性和由实验作出的推断。

最高的潜在蒸发记录是在信风带荒漠。在信风带荒漠中，高温、强劲的风和裸露沙质或石质地表综合地发生作用。苏丹的阿特巴拉和喀土穆平均年潜在蒸发量分别为 625 厘米（246 英寸）和 541 厘米（213 英寸），埃及的赫勒万为 239 厘米（94 英寸）。可能蒸发量的季节性差异相当大；赫勒万 6 月

的平均蒸发量为 33 厘米（13 英寸），但 1 月和 12 月仅为 8.9 厘米（3.5 英寸）。大量的水从亚热带纬度的大洋蒸发，进入大气，凝结成云，并向赤道运动。

赤道地带的蒸发速度很低，它们每月仅为 5—8 厘米（2—3 英寸）。冷凉的中纬度的蒸发速度也低；伦敦平均年蒸发速度仅为 46 厘米（18 英寸）

（图 196）。

图 196 蒸发凝结

凝结的原因 凝结可定义为当空气降温到其露点和露点以下时形成小水滴。空气降温到露点温度有几种方式，包括晴朗的夜晚地面的直接辐射，暖空气水平运动到寒冷的表面以上，两股温度明显不同气流的边缘的混合，空气从较暖纬度运动到较冷纬度和最为重要的抬升。每种形式的降温都可能产生不同程度和不同结果的凝结作用。

实验已经表明，完全纯净的空气在实验室条件下能被降低到远在露点以下的温度而不发生凝结。必须要有某种核的存在，小水滴才能在其上形成。这些核包括尘粒和烟粒、来自大洋的盐粒、花粉，甚至均匀的阴离子（带有

因辐射穿过大气层而产生的负电荷的原子）。

凝结的小水滴在刚形成时的直径仅约 0.05 毫米，它们是如此之微小，以致它们呈雾或云飘浮在空气中。较大的水滴在叶和草上形成，成为露；如果温度在冰点以下，则成为白霜。当小水滴在空气中凝聚到一定的临界大小时， 它们可能以某一种降水形式（雨、雪、雹或冻雨）降落到地面。但是，雨滴的形成比这种简单的解释要复杂得多。实际上，还不知道小水滴事实上是如何合并的，尽管有种种理论提出了电吸引力、经过过冷却而冻结成冰质点（它们成为凝结核）和通过碰撞引起合并的扰动等。

只要空气不受扰动，水滴形成以后有时可能继续以液态存在，即使温度远在冰点以下。这个现象叫做过冷却，它具有若干重要的气象学影响。一个极重要的实际影响是冰对飞机的撞冻作用。如果一架飞机穿过由过冷却大水滴组成的云层，气温在冰点或冰点以下，当每一滴水与机翼前缘相撞而冻结时，就可能形成一层相当厚的明冰。有一个类似的现象在美国称为冻雨

（glazed－frost）或“银融”（silver thaw）。过冷却水冻结于树枝、电线（其重量能使之下垂）和道路表面（路面变得危险）。雾凇也能在飞机上形成。顺便提一下，飞机外结冰的另一个原因是由于它在温度低于冰点的一层空气中飞行，而不是云中飞行；如果大雨从上面的一片云降落（例如位于冷气团上面的暖锋可能发生这个现象），它们将立即在飞机上冻结成明冰。提供结冰警报已成为航空站和军用机场所附设气象站的一个重要的预报任务。

露 因夜间辐射，在地表以上空气层降低到露点以下时，物体表面因凝结产生露。露尤其可能出现于一个温暖的白天之后，因为白天发生了强烈的蒸发，使空气的水汽浓度增加。夜间必须平静无风，因为风会使空气层混合， 使一层空气和地面保持足够长时间的接触而发生冷却。天空必须晴朗无云， 因为无云使热辐射容易发生。

春季和初夏的露可能主要来源于大气中所含的水汽。但是实验表明，尤其是在地面温暖的秋季，凝结成露的水分可能来自地面本身，不仅直接来自地面，而且还来自植物的蒸腾（滴状露 guttation dew）。这些露凝结于因辐射而冷却的草和其他物体上——草坪上放置过夜的物体下侧面在早晨常常被露沾湿。

露堆是以色列较干旱地区常见的一种地体，它们是对露形成作用的一种实际应用。一个土堆上覆盖着若干扁平的石块，石块上凝结出许多露水，从石块之间流入土中，使土保持湿润。柑桔树从堆上长出就是靠此供给水分。

虽然露池这个词似乎有点不确切，但还是可以提一下。为了给牛羊供水， 在南唐斯曾开挖过若干洼地，并用捣实的粘土和稻草围住。洼地中的水大部分来源于降雨，它们或者直接降落到池面，或者沿着洼地侧坡流入水池。有些水源于从英吉利海峡吹来的海雾的凝结，但是实际上仅少量（每年约 25 毫米）是从露获得的。

白霜在露点低于冰点时形成，结果水汽不是在首先以经过液态的情况下，直接以小冰针形态凝结出来。

轻雾和雾 凝结的另一个结果——雾主要以导致能见度降低而引人注意，雾是对海、陆、空交通造成重大障碍的一个重要的气象要素。根据国际气象组织条例（the International Meteoro－logical Organization Code）， 雾这一词使用于能见度小于 1 公里的情况，轻雾用于能见度从 1 公里增加到

2 公里的时候。但是在英国，“浓雾”的意思是指能见度小于 200 米。霾是

指由于尘粒或烟粒致使能见度减小到 1—2 公里。能见度“不良”、“中等”、“良好”和“很好”的类别，是按国际标准用离观测站能见距离的大小加以规定的。

按照成因来分，雾的主要类型有：（i）辐射雾；（ii）平流雾；（iii） 锋面雾；（iv）蒸气雾和（v）丘陵雾。

1. 辐射雾 这类雾的形成是由于成雾条件的加强。在英国天气平静和晴朗的时期，特别是春季和秋季，地面因辐射而迅速降温，因而地表上面的空气层也随之降温。在丘陵地区，冷却的稠密空气在重力作用下流入谷底。当它与寒冷地面接触时，凝结作用便形成了一薄层水平的白色辐射雾。这层雾常常在日出后长时间不散。在英吉利湖区，尤其在初夏，人们可以站在山坡沐浴于清晨阳光之下，看到下面谷底仍然轻雾◻漫，但当太阳升上天空时， 雾便消散得无影无踪了。

在晚秋和冬季寒冷反气旋条件下，辐射雾可能较厚，维持时间较长。此时太阳光不太强，雾可能经久不散，一直逗留到平静的反气旋天气中断时才消散。辐射雾易于在谷底（这里空气潮湿，尤其是在这里有河流的时候）和大城镇的烟囱将大量用作凝结核的烟灰送进大气层的地方形成。这样的雾是过去在伦敦、默西赛德郡和许多大城市常见的“浓雾”或“烟雾”。因煤的燃烧而进入大气的二氧化硫和空气中的水分化合，形成硫酸，因此使这些城区的雾常常带有刺激性气味。

1952 年 12 月，伦敦曾发生了一次最严重的雾。泰晤士河流域上空的一个反气旋形成了一 个冷滞空气的深池，其上是暖得多的一层空气，于是形成了一个难以通透的逆温层，并导致烟灰的大量积聚。12 月 6 日至 8 日之间，

能见度下降到几米。烟雾导致 4000 人死于支气管炎和肺炎，大量金钱花费在清洗窗帘和衣服。这个事态导致了清除烟尘的运动、无烟地带的出现以及无烟燃料的使用。全国烟尘消除协会（National Smoke Abatement Society） 出版了一种杂志《无烟空气》。可能采取的一些改进措施已起作用，例如多年来美国最肮脏的城市之一——匹兹堡，6 年中大气污染减少 90％以上。

1. 平流雾 当一股温暖潮湿的气流在其水平地移动到寒冷地面或海面而降温时，便可能形成平流雾。“平流”一语用以表示空气的水平传输， 与发生垂直变化的对流明显不同。

在热沙漠直达大陆西岸的地方，存在着所谓的“冷水海岸”。这类海岸是由于近岸海域内流向赤道的寒流（因深处冷水上涌而得以加强）的存在而形成的。在冷海水面上空凝结而成的近岸的雾，被海风吹向陆地达几公里， 但它们在温暖得多的陆地上空逐渐消散。圣弗朗西斯科港入口处的金门，平均每年出现 40 天这种性质的大雾。

在海洋上空形成平流雾的一个引人注目的实例是在纽芬兰的大浅滩附近。当来自向北运动的湾流之上的空气越过“冷壁”线后，它们便到达拉布拉多寒流的水域，其温度低 8—11℃左右；因为拉布拉多寒流正带来碎裂浮冰的融水，而湾流是从遥远的南方带来了高温。薄层的浓雾常常很多天不消散；在贝尔岛海峡它们平均每年出现 100 天以上，纽芬兰岛附近海域，平均

每年达 70 天以上。这些雾常常在美洲东北部沿海出现，致使航海发生多次延

误。例如 1959 年 7 月，“伊丽莎白王后号”离开纽约后不久，在大雾中与一艘货船相撞。

1. 锋面雾 是一种短暂的雾，实际上是一种极浓而细微的毛毛雨， 它们有时与一个低压的暖锋过境有关。温暖的雨降落到接近地面的冷空气中，如果温差明显，便可能暂时出现阴沉而雾蒙蒙的天气状况。

2. 蒸气雾 这类雾比较罕见，但考虑到它们在气象学上的重要性，它还是被列出一类。它们是在冷空气运移到暖得多的水面时形成，因此水似乎在“冒蒸气”。它们在高纬地区被称为冰雾，因为空气中的水分在这里被转化为冰晶，但是它们很少长时间存在。有时必须在形成于淡水上的蒸气雾和盐水上的“北极烟雾”之间加以区别。

（V）丘陵雾 这种雾就是片状低云。例如，在潮湿气流向内陆移动时， 它们可能笼罩住英国西部的丘陵。在中纬度山区，一年中任何时间的不稳定天气都易于形成一段时间的丘陵雾。

雾凇 当由过冷却小水滴组成的雾被微风吹向突出的物体如电线杆、电线和树木时，水滴便在它们上面冻结成雾凇。小水滴和物体的温度都在冰点以下。由于冰粒含有一些空气，因此雾凇具有白色不透明的外表。这是英国山区常见的一个特征，冬季登山者可能会发现他们的前进受到了岩石上覆盖的“羽毛霜”的阻碍。

云

云是由微小的水或冰质点组成的，它们成片地漂浮在不同的高度，从地面（它们在这里以雾的形态出现）到 12000 米（40000 英尺）的最高的云。量测和记录 云被的数量和性质在气象站进行记录，并且绘制在天气图

上。云量按天空被云遮盖的比例进行记录，用八分之几来表示，在天气图上用一个晕渲的圆面表示。云的高度和性质则按照国际上规定的符号和数字表示。对于每个气象站来说，如果能获得足够长时间而且相当详细的统计资料， 那么就能标绘出每一台站的平均年或月云量大小，而且可以内插绘制出相等云量线（即等云量线）。

云的分类 云可以按照它们的不同高度分为三类——高云、中云和低云；还可以按照其一般形状和外貌分为三类——羽毛状或纤维状类型（如卷云或卷状云）、球状或积状类型（如积云或积状云）以及片状或层状类型（如层云或层状云）。

但是，这些简单的分类不能充分地描述云形的变化。《国际云状条例》

（The InternationalCloud Code）列出 28 种云的不同类型，但能够区分出10 个基本的属。这些属一部分用上述三种形态名称的结合加以区别；一部分用加上表示高度的后缀“高”（alto）来区分：还有一部分用加上表示降雨的“雨”（ nimbus）来划分。属根据形态分为 14 个种。这些种包括凸透镜状的荚状云、塔楼状的堡状云以及破碎的碎云。属可以进一步按其排列和透明度分成 9 个变种，如蔽光云（有厚厚的遮蔽物盖层）和透光云（透过这种

云可以看见太阳和月亮）。还分出 9 种补充和附加形态，如弧状云（一种深色的低拱）。这些变种暂且不谈，现将属列在下表中。

云状描述 请学生参阅世界气象组织的《国际云图》，其中有 10 个基本属及其变种的插图、定义和描述。

卷云是一种纤细的纤维状或丝束状的云，由微小的冰针组成。这种云常常是一种晴天的云，虽然如果它后面接着出现卷层云的话，它可能就是一个正在来临的低压的前兆。在卷云呈“马尾巴”状伸长时，它指示出在上层大气有强烈的风。卷层云是一种较完整的一层乳白色高云，太阳光穿过它们时出现明显的光晕，而卷积云是具有波纹状外貌的一排排小球状云，有时称为“鱼鳞天”。

高层云是淡灰色的层状云，比卷层云稠密得多，但透过它们仍然能看见太阳，打个比方说，象是“毛玻璃”。天空常常是“水淋淋的样子”。由于这种云的出现极为经常地预示着一条暖锋的来临，这种外貌通常不是假象。高积云是一种带状球体与蓝天相间的羊毛似的蜂窝状云，它们通常是（但不总是）晴好天气的征兆（照片 98）。但是，如果大片大片的云发育成为堡状云或荚状云，它们便可能意味着即将下大雨或响雷。

高度低的各种层云由灰色均一的薄层云构成。层云本身是压抑阴沉的灰幕；如果连续性降雨从其中降落（象低压的暖锋那样），它们就称为雨层云。层积云是较暗、较低、较阴沉的一类高积云，它们在冬季常常令人烦闷地长时间覆盖天空。明亮的太阳光线（称为黄昏射线 crepuscularrays）似乎偶尔也能通过云层中的隙缝照射到地面。

积云是对流云，它们在上升气团达到凝结发生的高度时生成，因此具有水平的云底（图 195）。这些积云中，有许多发展成大块白色球状云，但是通常它们是晴朗天气的云，在夜间消失。然而，如果上升气流足够地强大， 积云便继续发展到巨大的垂直高度，有时从约 450 米（1500 英尺）的基部向上伸展 l0—11 公里（6—7 英里）。这些高耸的云是积雨云，从积雨云中可能降落伴有雷暴的大阵雨或冰雹，因而有“雷暴源头”的称谓。虽然这种云从侧面看呈耀眼的白色，从其基部以下看却可能几乎是黑色的。一大片积雨云的上部可能以砧的形态顺着高空风向伸展开来。从这种展布云层下方降落的冰晶和雪晶形成特有的楔形云。

气象学家密切地注意云的性质，特别是在研究发展中的一系列云形的时候，因为云的性质提供关于天气趋势的依据。例如，一个低压过境期间，可以看到一定的云系（图 191）。在卷云和卷积云经过以后，接着乳白色的卷层云幕遮蔽天空，加厚成高层云。当暖锋出现时，低层云和雨层云（雨正在从云中降落）盖住天空。在冷锋到达时，猛烈从下面切进的冷空气可能引起积雨云的发展，降下大阵雨，接着在雨洗过的湛蓝天空中出现较破碎的碎积云，同时天气逐渐晴好。

世界上云的分布 世界多雨区，如赤道气候类型和冷温带西缘气候类型

（第 18 章）有相当多的云量。赤道地区每天的云量的日循环——早晨晴朗的

天空慢慢被积云和积雨云遮蔽，然而到傍晚，天空开始又一次变晴朗。南半球冷凉的中纬地带，即“咆哮的四十度”是世界云量最多的地区之一。北半球的山区——挪威海岸、英国西部、爱尔兰和不列颠哥伦比亚也是如此。高纬度大陆内部，夏季天空晴朗，但冬季有长时期的反气旋“阴郁”，出现大量低的层云。

热沙漠是世界云量最少的地区，这些地区阳光也最充足。

1960 年，美国“蒂鲁斯Ⅰ号”卫星拍摄了第一批高空云型照片。1964

年 8 月，美国“宁布斯”号气象卫星被发射进入轨道，它的摄相机在 24 小时

内能拍摄地球表面任何一个部分，拍摄了云的型式。人们制作了 1965 年 2

月 13 日第一张世界云被全景图。这张图是美国气象局通过拼接另一个气象卫

星“泰罗斯 9”号所携带的摄影机在 24 小时中拍摄的 450 张单张照片而制成的。美国“泰罗斯”号、“雨云”号卫星和前苏联的“流星”号（Meteo）卫星现已提供了大量云的照片。美国气象局定期绘制出云层分析图

（Nephanalyses）（或云图）。

降雨

量测和记录 降雨量（以英寸或毫米为单位）是假定没有蒸发、径流或渗透损失的情况下，理论上覆盖于水平地面的水层，l 英寸降雨相当于每英亩 100.9 吨水，每平方英里 14，460，000 加仑水，或每平方公里 4.2×l06 立升水；1 毫米降雨相当于每平方米 1 千克水。

雨量器由其中有一漏斗通向一集水容器的一只金属圆筒组成。这个容器的水定期地倒入一只有刻度的量筒，因而降雨深度可直接读出。如果使用一只刻度为立方厘米的普通量筒，那么就必须用平方厘米表示的漏斗面积去除这个读数。雨量器的位置必须仔细去加以选定。漏斗边缘的标准高度为地面以上 0.3 米（1 英尺），雨量器应安置在远离树木、高崖或建筑物；如果有可能，它离开最近建筑物的距离应为建筑物高度的两倍。每隔一定时间，人们把雨量器的水倒净，并进行量测，气象站一天一次或多次。近年来，在英国山区安置了许多雨量器；这些雨量器很不容易去观测，其中许多一个月仅观测一次。

现在自记雨量计（即倾覆桶）使用较为普遍。水积聚于一个小心放稳的容器中，在收集到 5 毫米时，水便自动倒出。这个动作被连接到一枝钢笔上，

钢笔即在一旋转筒上划出墨线，墨线显示出上升到 5 毫米，然后垂直落下， 又开始上升。

降雨量记录的汇编 根据全世界的雨量器量测资料，编制了地理学家所需要的各种各样的记录。为了一般的目的，月平均雨量或者是多年时期每一月份降雨总量的简单算术平均值，或者是加权数值，使所有的月份都有同样的长度以避免虚假的推断（例如在 2 月和 8 月之间就必须加以比较）。月平

均值是第 18 章使用的曲线图的基础，它们使季节的降雨能够被看出来。年数值，不论是平均值还是各年实际值也都是有用的。

降雨量频散图（图 197）使人一眼就看出一个长时期中湿润年、平均年和干旱年的全面情况，图中每年的雨量用在垂直标尺上点点的方法来表示。这常常比算术平均值提供的信息要清楚得多，算术平均值掩盖了对当地人民相当重要的这些差异。在图 197 中，可以区分出“洪水年分”和“饥馑年份”。

反映这些年变化的另一个方法是用距离年平均值的距平值来表示。在印度， 25％的亏值将会损害庄稼，而 40％的亏值将引起广泛的饥馑。

雨日（降雨在 0.25 毫米（0.01 英寸）以上之日）和潮湿日（降雨大于

1. 毫米（0.04 英寸）之日）数都是有用的。哈斯内斯（Hassness）（英吉利湖区的巴特米尔湖附近）每年有 228 个雨日。有些国家记录雨期、湿期、干旱期和干期，这些时期都用公认的适当方法下了定义①。英国最长的连续雨日时期出现于伊斯莱岛（the Isle of Isly）的伊尔布斯（Eallbus），1923 年不少于 80 天。绝对干旱期被定义为至少连续 15 天，每天不到 0.2 毫米的一个时期，英国干旱期的最高记录是伦敦 1893 年春季的 73 天。部分干旱是连续 29 天的时期，其中一些天可能有些微的降雨，但这个时期的总雨量平均不超过每天 0.2 毫米。

图 197 科伦坡和直布罗陀年降雨量频散图

降雨强度是重要的，因为雨降落的速度（范围从小毛毛雨到很急的倾盆大雨）与径流、向土壤渗透、蒸发、土壤侵蚀和洪水防治有关。关于某地降水强度的资料对于了解降雨状况几乎和降雨总量一样极为重要。降雨强度可以用一定时间的总降雨量除以降雨时数（得出小时强度）；或者除以雨日数

（得出日强度）来计算。美国波士顿的小时降雨强度为 0.91 厘米（0.36 英寸），而印度东北部的乞拉朋齐则高达 10.6 厘米（4.17 英寸）。乞拉朋齐一度曾在 24 小时内下过 103.6 厘米（40.79 英寸）的雨；菲律宾的碧瑶曾记

录过 116.8 厘米（46.0 英寸）的降雨。24 小时降雨世界最高纪录出现在 1952

年 3 月 16 日，位于印度洋留尼汪岛将近 1200 米（4000 英尺）高处的一个台站，在这一天测得 186 厘米（73.6 英寸）的降雨。美国马里兰州的尤宁维尔于 1956 年 7 月 4 日，曾在 1 分钟内降雨 3.12 厘米（ 1.23 英寸）。

降雨记录的表示 降雨记录的差异可以以各种各样的方法（图示法和制图法）加以描绘。表示月平均降雨量最普通的方法是使用垂直柱状图，每个月一个方柱，它们可以涂黑以加强效果。这些柱状图可以显著地放置在地图上它们所表示台站的大致位置（图 198）。等降雨线——地图上表示平均年、季或月降雨总量的线——是在对已知台站的数值加以标绘以后进行内插绘制而成的。

图 198 法国降雨量图

柱状图使降雨的月分配一眼就能看出。注意南部的夏季干旱和东部的大陆性的夏季最大值

降雨类型

当小水滴从大气中的水汽凝结到核上时，它们可能作为云漂浮着。但是， 如果小水滴合并，它们就形成大一些的水滴，当大水滴足够重并能在重力下克服云内的上升气流时，便降落成雨。有一个理论认为，降雨的产生必须有用作凝结核的冰针的存在。

① 这里用的是 CGS（厘米－克－秒）制，这种度量单位将被废除，代之以国际单位制（S1）。公认的力的单位是牛顿，l 牛顿等于 105 达因（1 巴＝10 牛顿/米 2）。

近年来，作了一些促进降雨的有趣的试验，特别是在美国。试验的基本原理是“播种”，也就是通常将固态二氧化碳（“干冰”）、碘化银甚至火山灰等，从飞机或气球上投入细质点的积云中去，以便提供小水滴聚并的核心，从而形成雨滴。据称，这地方法在美国中西部各州已获得了一些成功， 因为这些州特别容易遭受到旱灾。

对于自然发生的凝结和降雨来说，气团的明显上升是必要的。这种上升有三种主要的方式，因此有三种主要降雨类型：（i）由于地表增温，气团上升形成的对流雨；（ii）由于在陆地特别是高山地区，空气被迫上升而形成的地形雨；（iii）当一个暖气团爬上冷气团，或后者切入前者以下时形成的锋面雨即气旋雨。

1. 对流雨 对流雨最通常的原因是空气的上涌（“上升暖气流”）。空气由于变热的地表的热传导而增温，然后膨胀、上升，同时绝热降温而形成对流雨。局部的增温引发上述整个过程，因而称为“起动效应”，但是空气上涌（可能呈圆形或椭圆形涡流圈形式）一旦已经开始，由此形成的条件不稳定便会使之继续进行下去，即使增温停止（如发展中的云挡住太阳，在风暴猛然发生以前突然有寒冷感觉时）。涡流圈将会扩展，这部分是因为气压随高度减小，部分是因为周围空气被吸进并随之上升。在地表面空气特别温暖潮湿，上层空气异常寒冷时，结果便产生极端不稳定的条件，以及垂直上升流猛烈扰动。接着，形成垂直范围很大的积雨云，结冰条件将会在其中形成，而且可能由其中降落大雨。这在一个热带低压系统的“热塔”中特别明显。

对流雨在赤道附近全年都发生，经常性的高温和高湿几乎使这里每天下午都形成这一类型的降雨。随着与赤道距离的不断增加，这类降雨便更为明显地与夏季相关联；在越接近热沙漠时，雨季的总降雨量和延续时间就越减少。

在中纬度，对流雨发生在初夏，这时上层大气因在冬季以后仍然寒冷， 但是这时地球表面的增温正在变得活跃起来。大陆内地初夏的降雨主要属于这一类型。

雷暴极不稳定条件下的对流扰动的发展可能产生雷暴。在高耸的积雨云穿过天空时，气压计明显下降，强烈的大风使通常出现于风暴之前的闷热得以解除。云经过上空时，便降下大雨或冰雹，并伴随着闪电（“叉状”闪电或夏季普通的“片状”闪电）。

当凝结发生于饱和的高度时，空气的上冲依然很剧烈，以致小水滴被向上输送。人们知道一些实例：借助于降落伞跳伞的飞机驾驶员曾被这些气流向上运送一段距离。能生成的最大水滴直径可能为 5.5 厘米，因为超过这个大小，它就变得不稳定并分裂为一个或几个小水滴；这个过程能反复进行下去，但是如果上升气流强度减小，水滴便降落到地面。

有一个理论认为，每当水滴碎裂时，所形成的小水滴带有正的静电荷， 周围空气带有负电荷。云的上部变为带正电，下部和周围空气带负电，在云的底部附近带有更小的次要正电荷。高达 1 亿伏特的电压可能会生成，而闪电表明分离的电荷（或者在云内或者从云到地面）直接穿过大气层再度结合。紧接着闪电之后的打雷，是由于大气层空气质点的扰动产生从云面反射到地面的噪音而形成。但是，对雷暴的这种解释过于简单；经过许多年研究这些现象的科学家仍然不能确定真正发生的是什么。特别要提到的是 B·J·梅森，

他已经做了许多工作，他提出了两个重要的概念。第一个概念是关于雷雨云中垂直“单体”（cell）的形成（单体穿越整个云层），单体中有极强烈的上升涡流，在上部有冰晶形成，而且有由摩擦阻力造成的相应的向下气流。另一个概念是：当最初温度不同的冰质点碰撞时，“较热的”部分得到正电荷，“较冷的”部分得到等量的负电荷。单体上存在的过冷却小水滴和冰雹之间的碰撞也会形成正负电荷的分离。

除了对流或热力类型以外，还有另一些类型的雷暴，尽管前者最为常见。中纬度的锋面雷暴与冷锋、特别是与伴随的线飑有关。当暖气流特别不稳定时，它们偶尔也与暖锋有关。雷暴常常与地形雨同时发生，特别是在明显潮湿温暖的气团沿陡峭山脉急剧上升的热带地区，如印度尼西亚的爪哇。

1. 地形雨 这一类型降雨在空气被迫爬上山坡时发生。它可能“引发”条件性不稳定；引起辐合和上升；也可能通过减缓低压移动的速度来增加降水；还能通过摩擦使冷锋变陡。只要山与湿润的海风所抵达的海岸相平行，就有地形雨。山的迎风坡和背风坡有明显的差异；明显较干燥的背风坡是雨影（图 199）。地形因素通常使其他原因产生的降水增多。例如英国西部边缘高地的存在引起锋面（低压）降水的增加。

图 199 英格兰北部地形和降雨量剖面图

从图上能看出地形和年平均降雨总量之间的密切关系。黑色部分表示地形剖面。从沃金顿到斯托克顿的距离为 145 公里（90 英里）。

1. 锋面雨 这一类降雨出现于锋面辐合地带一线，特别是热带辐合带和极锋带。在热带辐合带内，日对流节律十分明显，这种节律叠加有锋面的影响。热带辐合带波内的空气辐合型式，在盛行的暖湿条件下可能形成大片积雨云和随之而来的倾盆大雨和雷暴。

在锋面与在中高纬度通常从东向西移动的局部低压系统相联系的情况下，在暖锋线和暖区广阔地带内，有连续性的毛毛雨降落；而当冷锋过境时， 则降落较为集中的暴发性阵雨。当低压越过海岸时，地形的影响使降雨量得到增加，例如在英国西部、挪威和不列颠哥伦比亚。在暖区有温暖而极为潮湿气流的强度很大的小低压，它们偶尔能形成中纬度罕见的倾盆大雨。多切斯特附近的马丁斯敦（1955 年 7 月 18—19 日）仅仅在 9.5 小时内曾经降雨

28 厘米（11 英寸）。在英格兰记录到的实际最大雨日为萨默塞特的布鲁顿

（1917 年 6 月 28 日）的 26.67 厘米（9.56 英寸）、萨默塞特的坎宁顿（1924 年 8 月 18 日）的 23.88 厘米（9.40 英寸）和萨默塞特的西蒙斯巴斯（ 1952

年 8 月 15 日）的 23. 11 厘米（9.1 英寸）。

干燥 干燥的原因和分布实际上与降雨的原因和分布成互补关系。虽然它在某种意义上讲是一个消极的特征，但季节干燥和年干燥两者都是重要的气候事实，在下一章谈到的气候类型划分中能看到它们的重要性。

干燥发生于背风坡即雨影区。它也出现于遭受干旱陆风或从较冷纬度吹向较暖纬度的风（它有干燥作用）影响的地区。此外，它还发生于稳定反气旋以小规模出现的中纬度，或者稳定反气旋以大规模出现的亚热带地区和中纬度大陆内部（即大气团的源地）。干燥还发生于大气经常处于低温，几乎不能容纳水汽的地区，如冻原地区和极地区。

记住以下这一点是重要的：干燥不仅仅取决于降雨量，而且取决于降雨的有效性，因此有了降水有效性（PE）这个术语。人们建立了许多关于降水

和温度的经验公式，以算出数值，特别是用于气候分类的数值。

其他降水形态

雪 雪在水汽低于冰点的温度下凝结时形成，水气直接从气态转化为固态，形成微小的冰针。这些质点合并形成基本上扁平的六角片状或棱柱状的晶体；两种晶体都有许许多多呈对称形式的极美丽的变化形态。如果凝结继续进行，这些晶体便合并成雪花。当低层大气足够冷时，它们便会到达地面而不融化。若要降雪，不仅在大气中必须有丰富的水汽，而且必须有足够低的温度。雪的地理分布和各个纬度永久和冬季雪线的位置等，已在第 8 章中进行了讨论。

降落在地面的雪，在低温条件下（如在南极洲）可能非常干燥，并呈粉末状，它们还可能是潮湿而紧实的。前一种情况，大约 30 厘米新雪相当于 1

厘米的雨；但后一种情况，4 或 6 厘米的雪就能融化成 1 厘米的水。

在英国，为了便于记录，人们把雪融化并包括在总降水量中。把一只高圆筒加在山区的雨量筒上，因而雪能够堆积，然后融化进入容器内。误差很大是不可避免的，因为雨量器常常被雪所堵塞，以及雪可能冻实，阻碍任何进一步的雪的积聚。但是在加拿大，新雪的实际深度直接用尺子进行量测。冻雨（sleet ） 冻雨是降水的中间形态，尽管英国的定义和美国的定

义有一些差异。前者把它理解为雪和雨的混合物，或者理解为部分融化的雪的混合物；后者则将它理解为已经冻结而又部分融化的雨滴。

软雹 软雹由从水汽直接冻结成小冰粒的集合体所形成的小圆粒组成。它是白色的，并具有不透水性。

冰雹 真正的冰雹是与极端不稳定相联系的一种降水形态。冰雹常常在冷锋过境时和在异常局部增温与对流扰动以后从高耸的积雨云中降落。当小水滴在云的下部形成时，它们可能与其他小水滴合并形成大水滴。如果上升汽流特别强盛，水滴可能被向上带到某一高度，它们在这里冻结成冰球。此外，过冷却水滴与小冰质点碰撞时直接在其周围冻结成为一层明冰。这些冰球在被向上带到更高处的过程中增大，结果水气直接在冰球上冻结成为冰晶。由于在剧烈扰动的云中，垂直上涌气流的强度极其多变。因而冰球可能降落一段距离，在低空部分地融化，然后又一次被向上运送。这种情况可能发生几次，直到每个冰雹的重量大得足以克服任何上升气流时，它们就降落到地面。这个过程有助于解释这样一个事实，即如果将一个大冰雹切开，可能会发现它是由直接冻结的水与水汽冻结成的白色不透明的冰交替的同心圆冰层构成的，层次多达 24 层。

一个确实比较能接受的近期的理论，提出了雷雨云内大气层断面上的“垂直单体”的概念。这个理论认为，冰球降落于上升气流（强烈上升风的结果） 发生以前，在到达地面以前又被发展中的风暴卷了上去。换句话说，冰雹的形成并不取决于不规则的上升气流。

冰雹可能达到很大的体积，人们曾报导过一些令人难以置信的记录。英国记录到的最大冰雹直径为 5 厘米。在其他地区，直径 10 厘米、重量 1 千克的冰雹已得到了肯定的证实；不过未经证实关于中国曾出现直径 30 厘米、重量 5 千克冰雹的报道。冰雹对果园和温室能造成巨大的损害，在印度和美国偶尔还有人畜被砸死。

除了在雷暴罕见的极地区、气温很高以致冰雹到达地面以前就被融化掉的赤道地带以及热沙漠以外，冰雹在世界上广泛分布。冰雹在中纬度的春季和夏初特别多见，例如美国和中国；但在英国，冰雹主要是冬季的现象。其他经常发生的地区是印度北部和南非高原。