表 3-14 世界与我国最大降水强度状况

降水强度大小关系到降水量的利用价值。降水强度过大，地表径流过程迅速，不利于河川径流调节，同时还容易引起山洪暴发，洪水为患，例如 1975

年 8 月河南南部特大洪水的形成就与特大的降水强度有直接联系。

1. 降水量的季节变化 季节变化因纬度、海陆位置、大气环流等因素而不同。例如，赤道带年降水量没有明显的季节变化，但在春分和秋分所在月份相对较多。北半球的温带大陆西岸，降水分配比较均匀；大陆东岸则集中在夏季。地中海区域，降水集中在冬季；同纬度大陆东岸集中在夏季。我国西南季风区，6—10 月为雨季，降水量占全年总量的 85—90％。我国东部， 降水集中在夏季，且南方雨季长，北方雨季短。雨季愈短，夏雨愈见集中。例如，广州夏季降水占全年总量的 46.5％，冬季占 9％；北京夏季占 75.1%， 冬季只占 1.7%。

2. 降水变率 各地降水量在年际、年内各月间也是变化的。由于各地所处的自然地理环境不同，其变化情况并不一致，有些地区变化不大（相对较稳定），有些地区变化明显（不稳定）。表征某一地区降水的变化程度的降水变率 Cv 就是各年降水量的距平数与多年平均降水量之比的百分数。其公式为

C = 距平数 ×100%

^v 平均数

式中，平均数为某地多年平均降水量；距平数为当年降水量与平均数之差值。①例如，南京多年平均降水量为 1000 毫米，多年平均距平数为 200 毫米， 则

Cv( 平均)

= 200

1000

×100% = 20%

降水变率大小，表示某一地区降水的稳定性或可靠性。一个地区降水量丰富、变率小，说明水资源利用价值高。变率愈大，表明降水愈不稳定，即年际间降水量正或负距平值很大，这种情况往往反映该地区旱涝频率较高； 变率愈小，则表示年降水接近平均数，这就是正常年景。我国降水变率基本情况是：北方大于南方，内陆大于沿海。长江以南在 20％左右，黄淮之间 20

—30％，华北超过 30％，西北内陆超过 40%。西南季风区变率最小，只有 10%

① 距平数有一年或多年平均值。多年平均距平的求法，是将各年距平数（有正有负，取其绝对值）相加， 以相加的年数来除，就得平均距平，用平均距平计算，就得平均变率。距平数大于平均数为正距平；小于平均数，是负距平。

左右。内陆盆地，多年平均降水量已没有实际意义，例如塔里木盆地南部边缘的且末，多年平均降水量为 18.3mm，但 1968 年 7 月 22 日一天降水量却达42.9mm。

（四）降水量的分布

降水量的空间分布，受地理纬度、海陆位置、大气环流、天气系统和地形等多种因素制约。从降水量的纬度分布来看，全球可划分四个降水带（图3-40）：

（l）赤道多雨带：赤道及其两侧地带是全球降水量最多地带，年降水量至少 1500 毫米，一般为 2000—3000 毫米。如果气流运动方向与地形相配合，可以形成大量的降水。例如，尼加拉瓜圣若德尔-苏尔（11°N）年降水量 6588 毫米；哥伦比亚中部的阿诺利（7°N）年降水量 7139 毫米；非洲喀

麦隆山地西坡（4°N）年降水量高达 10470 毫米。

（2）15°—30°少雨带：这一纬度带受副热带高压控制，以下沉气流为主，是全球降水量

稀少带，尤以大陆西岸和内部更少，年降水量一般不足 500 毫米，不少地方

只有 100—300 毫米，是全球荒漠相对集中分布地带。

应该指出，本带并不到处少雨，因地理位置、季风环流、地形等因素影响，某些地方降水很丰富，全球年降水量最高记录却出现在本带内。例如， 喜马拉雅山南坡印度境内的乞拉朋齐（25°N）年平均降水量高达 12665 毫

米，绝对最高年降水量竟达 26461 毫米（1860 年 8 月—1861 年 7 月）。太

平洋夏威夷群岛中的威阿里阿（22°N）年降水量 12090 毫米。我国大部分

属于这一纬度带，因受季风及台风影响，东南沿海一带年降水量在 1500 毫米左右。

1. 中纬多雨带：温带年降水量比副热带多，一般在 500—1000 毫米。多雨的原因，主要受天气系统影响，即锋面、气旋活动频繁，多锋面、气旋雨。大陆东岸还受到季风影响，夏季风来自海洋，带来较多的降水。本带也有局部地区降水特别丰富，例如智利西海岸（42°—54°S ）年降水量 3000

—5000 毫米；亚得里亚海岸的彻尔克威次（42°32′N）年降水量 4620 毫米。

1. 高纬少雨带：本带因纬度高，全年气温很低，蒸发微弱，故降水量偏少，年降水量一般不超过 300 毫米。