第三章 大气中的水分第一节 蒸发和凝结大气从海洋、湖泊、河流及潮湿土壤的蒸发中或植物的蒸腾中获得水分。
水分进入大气后，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。在一定条件下水汽发生凝结，形成云、雾等天气现象，并以雨、雪等降水形式重新回到地面。地球上的水分就是通过蒸发、凝结和降水等过程循环不已。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、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=374℃,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
N＞ n蒸发（未饱和）
N=n动态平衡（饱和）
N＜ n凝结（过饱和）
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。
由水汽的气体状态方程 e=ρwRwT可知，
在温度一定时，水汽 e与水汽密度 ρw成正比，
而 ρw与 n成正比，所以 e和 n之间也成正比。
这就是说，当水汽压 e为某一定值时，则有一个对应的 n值。当在某一温度下，水和水汽达到动态平衡时，水汽压 E即为饱和水汽压，对应的落回水面的水汽分子数为 ns,ns又等于该温度下跑出水面的水分子数 N.所以 E正比于 N，
对照分子物理学判据可得两相变化和平衡的饱水汽和压判据
E＞ e蒸发（未饱和）
E=e动态平衡（饱和）（ 3·1）
E＜ e凝结（过饱和）
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
Es＞ e升华
Es=e动态平衡
Es＜ e凝华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。
图 3.1是根据大量经验数据绘制的水的位相平衡图。水的三种相态分别存在于不同的温度和压强条件下。水只存在于 0℃ 以上的区域，
冰只存在于 0℃ 以下的区域，水汽虽然可存在于 0℃ 以上及以下的区域，但其压强却被限制在一定值域下。图 3·1中 OA线和 OB线分别表示水与水汽、冰与水汽两相共存时的状态曲线。
显然这两条曲线上各点的压强就是在相应温度下水汽的饱和水汽压，因为只有水汽达到饱和时，两相才能共存。所以 OA线又称蒸发线，
表示水与水汽处于动态平衡时水面上饱和水汽压与温度的关系。线上 K点所对应的温度和水汽压是水汽的临界温度 tk和临界压力 (Ek= 2.2× 105
hPa）,高于临界温度时就只能有气态存在了，
因此蒸发线在 K点中断。 OB称升华线，它表示冰与水汽平衡时冰面上饱和水汽压与温度的关系。 OC线是融解线，表示冰与水达到平衡时压力与温度的关系。 O点为三相共存点,t0=
0.0076℃,E0=6.11hPa。上述三线划分了冰、
水、水汽的三个区域，在各个区域内不存在两相间的稳定平衡。例如图中的 1,2,3点，点
1位于 OA线之下,ei＜ E，这时水要蒸发；点 2
处,e2＞ E，此时多余的水汽要产生凝结；点 3
恰好位于 OA线上,e3=E，只有这时水和水汽才能处于稳定平衡状态。
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
L=（ 2 500-2.4t） × 103（ J/kg） … （ 3·2）
根据上式，当 t=0℃ 时，有 L= 2.5× 106
J/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，这热量包含两部分，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
Ls=（ 2.5× 106+3.34× 105） J/kg
=2.8× 106J/kg
二、饱和水汽压要了解蒸发面是处于蒸发、凝结还是处于动态平衡状态，就要将实有水汽压 e与对应的饱和水汽压 E进行比较，因而还有必要对饱和水汽压加以研究。饱和水汽压和蒸发面的温度、
性质（水面、冰面，溶液面等）、形状（平面、
凹面、凸面）之间，有密切的关系。
（一）饱和水汽压与温度的关系：
从图 3·1中的曲线 OA,OB和 OB′可以看出，
随着温度的升高，饱和水汽压显著增大。饱和水汽压与温度的关系可由克拉柏龙 -克劳修司
（ Clapeyron-Clausius）方程描述式中 E为饱和水汽压,T为绝对温度,L为凝结潜热,Rw为水汽的比气体常数。
积分（ 3·4）式，并将 L=2.5× 106J/kg，
Rw=461J/kg· K,T0=273K,T=273+t，
E0=6.11hPa（为 t=0℃ 时，纯水平面上的饱和水汽压）代入，则得根据（ 3·6）式的计算结果，列表 3·1，为了比较起见，表中还列有实验资料。从表 3·1可以看出，计算值和实验值是比较一致的。
表 3·1表明，饱和水汽压随温度的升高而增大。这是因为蒸发面温度升高时，水分子平均动能增大，单位时间内脱出水面的分子增多，
落回水面的分子数才和脱出水面的分子数相等；
高温时的饱和水汽压比低温时要大。
随着温度升高，饱和水汽压按指数规律迅速增大。如图 3·1中 OA线所示。由此可得出重要结论：
空气温度的变化，对蒸发和凝结有重要影响。高温时，饱和水汽压大，空气中所能容纳的水汽含量增多，因而能使原来已处于饱和状态的蒸发面会因温度升高而变得不饱和，蒸发重新出现；相反，如果降低饱和空气的温度，
由于饱和水汽压减小，就会有多余的水汽凝结出来。
饱和水汽压随温度改变的量，在高温时要比低温时大。例如温度由 30℃ 降低到 25℃,饱和水汽压减少 10.76hPa，而温度从 15℃ 降到
10℃,饱和水汽压只减少 4.77hPa。所以降低同样的温度，在高温饱和空气中形成的云要浓一些，这也说明了为什么暴雨总是发生在暖季。
（二）饱和水汽压与蒸发面性质的关系自然界中蒸发面多种多样，它们具有不同的性质和形状。水分子欲脱出蒸发面，需克服周围分子的引力，因此会因蒸发面的性状而有差异。所以，即使在同一温度下，不同蒸发面上的饱和水汽压也不相同。
1.冰面和过冷却水面的饱和水汽压通常，水温在 0℃ 时开始结冰，但是试验和对云雾的直接观测发现，有时水在 0℃ 以下，
甚至在 -20℃ — -30℃ 以下仍不结冰，处于这种状态的水称过冷却水。而过冷却水与同温度下的冰面比较，饱和水汽压并不一样。
以升华潜热 Ls=L+Ld=2.8× 106J/kg取代式
（ 3·4）式中的蒸发潜热 L，并积分，可得到冰面上的饱和水汽压 Ei
在实际应用中，经常采用经验公式确定饱和水汽压和温度的关系。最常用的比较准确的是马格努斯（ Magnus）经验公式式中 α,β为经验常数，它们与理论值稍有不同，对水面而言 α,β分别为 7.63和 241.9。
对冰面而言,α,β分别是 9.5和 265.5。
对于冰面和过冷却水面，饱和水汽压仍然是按指数规律变化，这就是图 3·1中 OB,OB′
线所表示的情况。所不同的是冰是固体，冰分子要脱出冰面的束缚比水分子脱出水面的束缚更困难。因此，当冰面上水汽密度较小时，其落回的分子就能与脱出的分子相平衡，达到饱和。这样，与同温度下的过冷却水相比，冰面的饱和水汽压自然要少一些。只有当温度刚好为 0℃ 时，冰和水处于过渡状态，它们的饱和水汽压才相等。二者在同温度下的差别如表 3·2
和图 3·2所示。
在图 3·2中，△ E代表同温度下冰面饱和水汽压和过冷却水面饱和水汽压之差：△ E=E-Ei。
其变化趋势如图中实线所示：自 0℃ 开始，随着温度降低，差值迅速增大，至 -12℃ 时达最大值（△ E=0.269hPa）温度继续降低时，差值减小。 f0表示冰面饱和水汽压对过冷却水面饱和水汽压的相对百分 ]
递减，温度愈低，冰面饱和水汽压占水面饱和水汽压的比重愈小。在这种情况下，当水面饱和时（ e=E＞ Ei），冰面已是过饱和了。或者当冰面上饱和时（ e=Ei＜ E），其相对湿度小于 100％。所以在冰成云和冰成雾中，常常观测到相对湿度小于 100％的事实。
在云中，冰晶和过冷却水共存的情况是很普遍的，如果当时的实际水汽压介于两者饱和水汽压之间，就会产生冰水之间的水汽转移现象。水滴会因不断蒸发而缩小，冰晶会因不断凝华而增大。这就是“冰晶效应”，该效应对降水的形成具有重要意义。
2.溶液面的饱和水汽压不少物质都可融解于水中，所以天然水通常是含有溶质的溶液。溶液中溶质的存在使溶液内分子间的作用力大于纯水内分子间的作用力，使水分子脱离溶液面比脱离纯水面困难。
因此，同一温度下，溶液面的饱和水汽压比纯水面要小，且溶液浓度愈高，饱和水汽压愈小。
这种作用对在可溶性凝结核上形成云或雾的最初胚滴相当重要，而且以溶液滴刚形成时较为显著，随着溶液滴的增大，浓度逐渐减小，
溶液的影响就不明显了。
此外，水滴上的电荷对水滴表面上的饱和水汽压也有一定的影响，这也是使饱和水汽压减小的一个因素。
（三）饱和水汽压与蒸发面形状的关系不同形状的蒸发面上，水分子受到周围分子的吸引力是不同的。如图 3·3所示，三个圆圈分别表示凸水面、平水面和凹水面对于 A,B、
C三点分子引力作用的范围。
由图可知,A分子受到的引力最小，最易脱出水面； C分子受到的引力最大，最难脱出水面； B分子的情况介于二者之间。因此，温度相同时，凸面的饱和水汽压最大，平面次之，
凹面最小。而且凸面的曲率愈大，饱和水汽压愈大；凹面的曲率愈大，饱和水汽压愈小。
云雾中的水滴有大有小，大水滴曲率小，小水滴曲率大。如果实际水汽压介于大小水滴的饱和水汽压之间，也会产生水汽的蒸发现象。小水滴因蒸发而逐渐变小，大水滴因凝结而不断增大。此即所谓的“凝结增长”。不过，这一过程，在水滴增长到半径大于 1μm时，曲率的影响就很小了。所以“凝结增长”只在云雾刚形成时起作用。
三、影响蒸发的因素自然界中蒸发现象颇为复杂，不仅受制于气象条件，而且还受地理环境的影响。
在静止大气中，蒸发速度仅依赖于分子扩散，此时的水分蒸发速度 W由下述方程描述式（ 3·9）称道尔顿定律，它表明蒸发速度与饱和差（ E-e）及分子扩散系数（ A）成正比，而与气压（ P）成反比。但在自然条件下，蒸发是发生于湍流大气之中的，影响蒸发速度的主要因素是湍流交换，并非分子扩散。考虑到自然蒸发的实际情况，影响蒸发速度的主要因子有四个：水源、热源、饱和差、风速与湍流扩散强度。
（一）水源没有水源就不可能有蒸发，因此开旷水域、
雪面、冰面或潮湿土壤、植被是蒸发产生的基本条件。在沙漠中，几乎没有蒸发。
（二）热源蒸发必须消耗热量，在蒸发过程中如果没有热量供给，蒸发面就会逐渐冷却，从而使蒸发面上的水汽压降低，于是蒸发减缓或逐渐停止。因此蒸发速度在很大程度上决定于热量的供给。实际上常以蒸发耗热多少直接表示某地的蒸发速度。以上海为例，如图 3·4所示，上海夏季和秋季蒸发耗热比较多，亦即蒸发速度比较大。这是因为夏季和秋季上海地区土壤和水的温度比较高，因而有足够的热源供给蒸发。
（三）饱和差（ E-e）
蒸发速度与饱和差成正比。严格说，此处的 E应由蒸发面的温度算出，但通常以一定气温下的饱和水汽压代替。饱和差愈大，蒸发速度也愈快。
（四）风速与湍流扩散大气中的水汽垂直输送和水平扩散能加快蒸发速度。无风时，蒸发面上的水汽单靠分子扩散，水汽压减小得慢，饱和差小，因而蒸发缓慢。有风时，湍流加强，蒸发面上的水汽随风和湍流迅速散布到广大的空间，蒸发面上水汽压减小，饱和差增大，蒸发加快。
除上述基本因子外，大陆上的蒸发还应考虑到土壤的结构、湿度、植被的特性等。海洋上的蒸发还应考虑水中的盐分。
在影响蒸发的因子中，蒸发面的温度通常是起决定作用的因子。由于蒸发面（陆面及水面）的温度有年、日变化，所以蒸发速度也有年、日变化。
四、湿度随时间的变化影响蒸发的诸多因子随时间均有强弱变化，
因而近地层大气的湿度也表现出明显的日、年变化的规律，由绝对湿度和相对湿度两种方法表示的大气湿度随时间具有不同的变化规律。
水汽压是大气中水汽绝对含量的表示方法之一，它的日变化有两种类型。一种是双峰型：
主要在大陆上湍流混合较强的夏季出现。水汽压在一日内有两个最高值和两个最低值。最低值出现在清晨温度最低时和午后湍流最强时，
最高值出现在 9— 10时和 21— 22时（图 3·5中实线）。峰值的出现是因为蒸发增加水汽的作用大于湍流扩散对水汽的减少作用所致。另一种是单波型，以海洋上、沿海地区和陆地上湍流不强的秋冬季节为多见。水汽压与温度的日变化一致，最高值出现在午后温度最高、蒸发最强的时刻，最低值出现在温度最低、蒸发最弱的清晨（图 3·5中虚线所示）。
水汽压的年变化与温度的年变化相似，
有一最高值和一最低值。最高值出现在温度高、蒸发强的 7— 8月份，最低值出现在温度低、蒸发弱的 1— 2月份。
相对湿度的日变化主要决定于气温。气温增高时，虽然蒸发加快，水汽压增大，但饱和水汽压增大得更多，反使相对湿度减小。温度降低时则相反，相对湿度增大。因此，相对湿度的日变化与温度日变化相反，其最高值基本上出现在清晨温度最低时，最低值出现在午后温度最高时（图 3·6）。
相对湿度的年变化一般以冬季最大，夏季最小。某些季风盛行地区，由于夏季盛行风来自于海洋，冬季盛行风来自于内陆，相对湿度反而夏季大，冬季小。
湿度这种有规律的年、日变化的特征有时会因天气变化等因素而遭破坏，其中起主要作用的是湿度平流。由于各地空气中水汽含量不一样，当空气从湿区流到干区时（称为湿平流），引起所经地区湿度的增加。当空气从干区流到湿区时（称为干平流），引起所经之处的湿度减小。
五、大气中水汽凝结的条件水汽由气态变为液态的过程称为凝结。水汽直接转变为固态的过程称凝华。大气中水汽凝结或凝华的一般条件是：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。
（一）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。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。
（二）空气中水汽的饱和或过饱和大气中，凝结核总是存在的。能否产生凝结，取决于空气是否达到过饱和。使空气达到过饱和的途径有两种：一是通过蒸发，增加空气中的水汽，使水汽压大于饱和水汽压。二是通过冷却作用，减少饱和水汽压，使其少于当时的实际水汽压。当然也可是二者的共同作用。
因此促使水汽达到过饱和状态的过程有：
1,暖水面蒸发通常情况下，水面蒸发作用虽然可以增大空气湿度，但并不能使空气中的水汽产生凝结。
因为靠近水面的空气接近饱和时，蒸发即基本停止。然而，当冷空气流经暖水面时，由于水面温度比气温高，暖水面上的饱和水汽压比空气的饱和水汽压大得多，通过蒸发可使空气达到过饱和，并产生凝结。秋冬季的早晨，水面上腾起的蒸发雾就是这样形成的。
2,空气的冷却减小饱和水汽压主要靠空气冷却。大气的冷却方式主要有如下三种：
（ 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。
（ 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
（如图 3·7中的曲线），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。
第二节 地表面和大气中的凝结现象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、地面的水汽凝结物
（ 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，
植物还可以依赖露水生长发育。
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）雾凇和雨凇雾凇是形成于树枝上、电线上或其它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。
雨凇是形成在地面或地物迎风面上的透明的或毛玻璃状的紧密冰层。它主要是过冷却雨滴降到温度低于 0℃ 的地面或地物上冻结而成的。如果它是由非过冷却雨滴降到冷却得很厉害的地面或地物上而形成的时候，一般这种雨凇很薄而且存在的时间不长。
雨凇的破坏性很大，它能压断电线、折损树木，对交通运输、电讯、输电以及农业生产都有很大影响。例如山东临沂一次雨凇曾使一根 1m长的电话线上冻结重达 3.5kg的冰层，造成损失。在高纬度地区，雨凇是常出现的灾害性天气现象。
二、近地面层空气中的凝结雾是悬浮于近地面空气中的大量水滴或冰晶，使水平能见度小于 1km的物理现象。如果能见度在 1— 10km范围内，则称为轻雾。
形成雾的基本条件是近地面空气中水汽充沛，有使水汽发生凝结的冷却过程和凝结核的存在。贴地气层中的水汽压大于其饱和水汽压时，水汽即凝结或凝华成雾。如气层中富有活跃的凝结核，雾可在相对湿度小于 100％时形成。此外，因为冰面的饱和水汽压小于水面，
在相对湿度未达 100％的严寒天气里可出现冰晶雾。
根据雾形成的天气条件，可将雾分为气团雾及锋面雾二大类。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。
（一）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。
（二）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。
三、云云是降水的基础，是地球上水分循环的中间环节，并且云的发生发展总伴随着能量的交换。云的形状千变万化，一定的云状常伴随着一定的天气出现，因而云对于天气变化具有一定的指示意义。
（一）云的形成条件和分类大气中，凝结的重要条件是，要有凝结核的存在，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。
尽管云的形态千差万别，但其形成总有一定的规律。根据云的形成高度并结合其形态，
国分类法将云分为 4族 10属。我国于 1972年出版的,中国云图,将云分成 3族 11属（表 3·3，
详见,气学与气候学实习,第五章）。
（二）各种云的形成
1,积状云的形成积状云是垂直发展的云块，主要包括淡积云、浓积云和积雨云。积状云多形成于夏季午后，具孤立分散、云底平坦和顶部凸起的外貌形态。
积状云的形成总是与不稳定大气中的对流上升运动相联系。有对流能否形成积云，除了取决于凝结的条件外，还取决于对流上升所能达到的高度。如果对流上升所能达到的最大高度（对流上限）高于凝结高度，则积状云形成，
否则就不会形成积状云。对流愈强，对流上限高于凝结高度的差值就愈大，积状云厚度就愈大。对流上升区的水平范围广大，则积状云的水平范围也就愈大。
淡积云、浓积云和积雨云是积状云发展的不同阶段。气团内部热力对流所产生的积状云最为典型。夏半年，地面受到太阳强烈辐射，
地温很高，进一步加热了近地面气层。由于地表的不均一性，有的地方空气加热得厉害些，
有的地方空气湿一些，因而贴地气层中就生成了大大小小与周围温度、湿度及密度稍有不同的气块（热泡）。这些气块内部温度较高，受周围空气的浮力作用而随风飘浮，不断生消。
较大的气块上升的高度较大，当到达凝结高度以上，就形成了对流单体，再逐步发展，就形成孤立、分散、底部平坦、顶部凸起的淡积云。
由于空气运动是连续的，相互补偿的，上升部分的空气因冷却，水汽凝结成云，而云体周围有空气下沉补充，下沉空气绝热增温快，不会形成云。所以积状云是分散的，云块间露出蓝天。对于一定的地区，在同一时间里，空气温、
湿度的水平分布近于一致，其凝结高度基本相同，因而积云底部平坦。
如果对流上限稍高于凝结高度，则一般只形成淡积云（图 3·8a）。由于云顶一般在 0℃
等温线高度以下，所以云体由水滴组成，云内上升气流的速度不大，一般不超过 5m/s，云中湍流也较弱。在淡积云出现的高度上，如果有强风和较强的湍流时，淡积云的云体会变得破碎，这种云叫碎积云。
当对流上限超过凝结高度许多时，云体高大，顶部呈花椰菜状，形成浓积云。其云顶伸展至低于 0℃ 的高度，顶部由过冷却水滴组成，
云中上升气流强，可达 15— 20m/s，云中湍流也强。
如果上升气流更强，浓积云云顶即可更向上伸展，云顶可伸展至 -15℃ 以下的高空。于是云顶冻结为冰晶，出现丝缕结构，形成积雨云
（图 3·8c）。积雨云顶部，在高空风的吹拂下，
向水平方向展开成砧状，称为砧状云。在顺高空风的方向上，云砧能伸展很远，因而它的伸展方向，可作为判定积雨云的移动方向。积雨云的厚度很大，在中纬度地区为 5 000— 8
000m，在低纬度地区可达 10000m以上。云中上升下沉气流的速度都很大，上升气流常可达
20— 30m/s，曾观测到 60m/s的上升速度，下沉速度也有 10— 15m/s。云中湍流十分强烈。
热力对流形成的积状云具有明显的日变化。
通常，上午多为淡积云。随着对流的增强，逐渐发展为浓积云。下午对流最旺盛，往往可发展为积雨云。傍晚对流减弱，积雨云逐渐消散，
有时可以演变为伪卷云、积云性高积云和积云性层积云。如果到了下午，天空还只是淡积云，
这表明空气比较稳定，积云不能再发展长大，
天气较好，所以淡积云又叫晴天积云，是连续晴天的预兆。夏天，如果早上很早就出现了浓积云，则表示空气已很不稳定，就可能发展为积雨云。因此，早上有浓积云是有雷雨的预兆。
傍晚层积云是积状云消散后演变成的，说明空气层结稳定，一到夜间云就散去，
这是连晴的预兆。由此可知，利用热力对流形成的积云的日变化特点，有助于直接判断短期天气的变化。
2,层状云的形成层状云是均匀幕状的云层，常具有较大的水平范围，其中包括卷层云、卷云、高层云及雨层云。
层状云是由于空气大规模的系统性上升运动而产生的，主要是锋面上的上升运动引起的。
这种系统性的上升运动，通常水平范围大，上升速度只有 0.1— 1m/s，因持续时间长，能使空气上升好几千米。
例如当暖空气向冷空气一侧移动时，由于二者密度不同，稳定的暖湿空气沿冷空气斜坡缓慢滑升，绝热冷却，形成层状云（图 3·9）。云的底部同冷暖空气交绥的倾斜面（又称锋面）大体吻合，云顶近似水平。在倾斜面的不同部位，
云厚的差别很大。最前面的是卷云和卷层云，
其厚度最薄，一般为几百米至 2000m，云体由冰晶组成。位于中部的是高层云，其厚度一般为 1000— 3000m，顶部多为冰晶组成，主体部分多为冰晶与过冷却水滴共同组成。最后面是雨层云，其厚度一般为 3000— 6000m，其顶部为冰晶组成，中部为过冷却水滴与冰晶共同组成，底部由于温度高于 0℃,故为水滴组成。
从上述的系统性层状云形成中可以看到，
在降水来临之前，有些云可以作为征兆。如卷层云，通常出现在层状云系的前部，其出现还往往伴随着日、月晕，因此如看到天空有晕，
便知道有卷层云移来，则未来将有雨层云移来，
天气可能转雨。农谚“日晕三更雨，月晕午时风”就是指此征兆。
3,波状云的形成波状云是波浪起伏的云层，包括卷积云、
高积云、层积云。云中的上升速度可达每秒几十厘米，仅次于积状云中的上升速度。
当空气存在波动时，波峰处空气上升，波谷处空气下沉。
空气上升处由于绝热冷却而形成云，空气下沉处则无云形成。如果在波动形成之前该处已有厚度均匀的层状云存在，则在波峰处云加厚，波谷处云减薄以至消失（图 3·10），从而形成厚度不大、保持一定间距的平行云条，呈一列列或一行行的波状云。
一般认为形成波动的原因主要有二：一是由于大气中存在着空气密度和气流速度不同的界面，在此界面上引起波动。二是由于气流越山而形成的波动（称地形波或背风波）。在上层风速大、密度小，下层风速小、密度大的界面上产生波动时，由于各高度上的风向、风速常随时间变化，波动的方向也随之改变，新产生的波动叠加在原来的波动之上，从而形成棋盘格子般的云块。波动气层甚高时形成卷积云，
较高时形成高积云，低时形成层积云。
波状云的厚度不大，一般为几十米到几百米,有时可达 1000— 2000m。 在它出现时，
常表明气层比较稳定，天气少变化。谚语“瓦块云，晒死人”、“天上鲤鱼斑，明天晒谷不用翻”，就是指透光高积云或透光层积云出现后，天气晴好而少变。但是系统性波状云，像卷积云是在卷云或卷层云上产生波动后演变成的，所以它和大片层状云连在一起，表示将有风雨来临。“鱼鳞天，不雨也风颠”就是指此种预兆。
4.特殊云状的形成除上述几种云的形成外，还有一些特殊云状，如堡状、絮状、悬球状、荚状等，它们的出现往往能预测天气的变化趋势。因此，了解它们的成因和特征，有助于利用它们判断未来天气。
（ 1）悬球状云：是指从云底下垂的云团，
多出现在积雨云的底部。有时在高积云、高层云和雨层云的底部也可以见到。
当云中有大量的水滴时，如果云底附近有强烈的上升气流，将下降的水滴托住，便会形成好像悬挂在云底的云团，这就是悬球状云。
悬球状云的出现，通常预兆有降水产生，
因为一旦上升气流减弱，原先被托住的水滴就会降落下来，形成降水。
（ 2）堡状云和絮状云：堡状云底部水平，
顶部则是并列着突起的小云塔，形状像远方的城堡。这种云的形成，常常是在波状云的基础上发展起来的。当波状云在逆温层下形成以后，
如果逆温层不太厚，则逆温层下湍流发展时，
较强的上升气流就穿过逆温层，使水汽凝结，
形成具有圆弧顶部的云朵，这就是堡状云（图
3·11）。常见的堡状云有堡状高积云和堡状层积云。
絮状云的个体破碎，形状像棉絮团，它常是潮湿气层中的强烈湍流混合作用而形成的，
主要为絮状高积云。
夏半年如早晨出现堡状高积云或絮状高积云，表示该高度上气层不稳定，到了中午，低层对流一发展，上下不稳定气层结合起来，会产生强烈上升气流，形成积雨云，下雷暴雨或冰雹。傍晚对流减弱，如出现堡状高积云，表明高空将有不稳定系统逼近，次日可能出现系统性雷暴雨。
（ 3）荚状云：荚状云中间厚、边缘薄，云块呈豆荚状。常见的荚状云主要是荚状高积云和荚状层积云。
荚状云是由局部上升气流和下降气流相汇合而形成的。当上升气流使空气绝热冷却而形成云时，如果遇到下降气流的阻挡，其边缘部分因下降气流而逐渐变薄，
这样便形成荚状云。在山区，气流受到地形的影响也能形成荚状云（图 3·12）。
上面介绍了积状云、层状云、波状云和一些特殊云状形成的物理过程。但它们并不是孤立的不变的。由于条件的变化，它们可以是发展的或消散的，也可以从这种云转化为那种云。例如积状云中，淡积云可以发展到浓积云，最后形成积雨云。积雨云在消散时，可以演变成伪卷云、积云性高积云和积云性层积云。又例如，波状云发展时，
可以演变成层状云（蔽光高积云可以演变成为高层云，蔽光层积云可以演变成为雨层云）。层状云消散时，也会演变成为波状云（雨层云消散时，可演变为高层云、
高积云或层积云）。总之，云的产生、发展和演变是复杂的，也是有规律的。
第三节 降水一、云滴增长的物理过程从云中降到地面上的液态或固态水，称为降水。
降水虽然主要来自云中，但有云不一定都有降水。这是因为云滴的体积很小（通常把半径小于 100μm的水滴称为云滴，半径大于
100μm的水滴称雨滴。标准云滴半径为 10μm，
标准雨滴半径为 1000μm，从体积来说，半径
1mm的雨滴约相当于 100万个半径为 10μm的云滴），不能克服空气阻力和上升气流的顶托。
只有当云滴增长到能克服空气阻力和上升气流的顶托，并且在降落至地面的过程中不致被蒸发掉时，降水才形成。
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 —— 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
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，分为连续性和阵性降水。连续性降水历时长，强度具有变化性，降水主要来自高层云和雨层云。阵性降水历时短，强度大，具有突然性，降水来自浓积云和积雨云。
不同的云降水强度不同，划分标准见表 3·4。
二、雨和雪的形成降水的形成就是云滴增大为雨滴、雪花或其它降水物，并降至地面的过程。一块云能否降水，则意味着在一定时间内（例如 1h）能否使约 106个云滴转变成一个雨滴。使云滴增大的过程主要有二：一为云滴凝结（或凝华）增长。一为云滴相互冲并增长。实际上，云滴的增长是这两种过程同时作用的结果。
（一）云滴凝结（或凝华）增长凝结（或凝华）增长过程是指云滴依靠水汽分子在其表面上凝聚而增长的过程。在云的形成和发展阶段，由于云体继续上升，绝热冷却，或云外不断有水汽输入云中，使云内空气中的水汽压大于云滴的饱和水汽压，因此云滴能够由水汽凝结（或凝华）而增长。但是，一旦云滴表面产生凝结（或凝华），水汽从空气中析出，空气湿度减小，云滴周围便不能维持过饱和状态，而使凝结（或凝华）停止。因此，
一般情况下，云滴的凝结（或凝华）增长有一定的限度。而要使这种凝结（或凝华）增长不断地进行，还必须有水汽的扩散转移过程，即当云层内部存在着冰水云滴共存、冷暖云滴共存或大小云滴共存的任一种条件时，产生水汽从一种云滴转化至另一种云滴上的扩散转移过程。例如，在冰晶和过冷却水滴共存的混合云中，在温度相同的条件下，由于冰面饱和水汽压小于水面饱和水汽压，当空气中的现有水汽压介于两者之间时，过冷却水滴就会蒸发，水汽就转移凝华到冰晶上去、使冰晶不断增大，而过冷却水滴则不断减小。当冷暖云滴共存或大小云滴共存时，同样也可发生这种现象，使冷（或大）的云滴不断增大。
上述几种条件中，对形成大云滴来说，冰水云滴共存的作用更为重要。这是因为在相同的温度下，冰水之间的饱和水汽压差异很大，
特别是当温度在 -10— -12℃ 时差别最显著，最有利于大云滴的增大。因此，对于冷云（指云体上部已超越等 0℃ 线，有冰晶和过冷却水滴共同构成的混合云）降水，这种冰水云滴共存作用（称为冰晶效应）是主要的。观测事实也证明了这一点。著名的贝吉龙（ Bergeron）理论的价值，就在于他强调了冰晶对降水的作用。
但是，不论是凝结增长过程，还是凝华增长过程，都很难使云滴迅速增长到雨滴的尺度，而且它们的作用都将随云滴的增大而减弱。可见要使云滴增长成为雨滴，势必还要有另外的过程，这就是冲并增长过程。
（二）云滴的冲并增长云滴经常处于运动之中，这就可能使它们发生冲并。大小云滴之间发生冲并而合并增大的过程，称为冲并增长过程。
云内的云滴大小不一，相应地具有不同的运动速度。大云滴下降速度比小云滴快（表
3·5），因而大云滴在下降过程中很快追上小云滴，大小云滴相互碰撞而粘附起来，成为较大的云滴。在有上升气流时，当大小云滴被上升气流向上带时，小云滴也会追上大云滴并与之合并，成为更大的云滴。云滴增大以后，它的横截面积变大，在下降过程中又可合并更多的水云滴。有时在有上升气流的云中，当大小水滴被上升气流挟带而上升时，小水滴也可以赶上大水滴与之合并。这种在重力场中由于大小云滴速度不同而产生的冲并现象，称为重力冲并。
实际上大水滴下降时，与空气相对运动，
空气经过大水滴，会在其周围发生绕流，如图
3·13。半径为 R的大水滴以末速度 v下降的过程中，单位时间内扫过的体积是以 πR2为截面的圆柱体，位于圆柱体中的小水滴只有一部分与大水滴碰撞，另一部分小水滴将随气流绕过大滴而离开，不发生碰撞。
水滴重力冲并增长的快慢程度与云中含水量及大小水滴的相对速度成正比。即云中含水量越大，大小水滴的相对速度越大，则单位时间内冲并的小水滴越多，重力冲并增长越快。
计算和观测表明，对半径小于 20μm的云滴，其重力冲并增长作用可忽略不计，但对半径大于 30μm的大水滴却在很短的时间内，就可通过重力冲并增长达到半径为几个毫米的雨滴。大水滴越大，冲并增长越迅速。也就是说，
水滴的冲并增长是一种加速过程。
实际的云中云滴大小不一，在空间的分布也不均匀，云中云滴与云滴之间的冲并过程是一种随机过程。这种观点在认识暖云水滴增长问题上，是个重要的进展。在该观点的基础上，
提出了随机（或统计性）冲并模式。该模式认为在每一时间间隔内云滴的增长为概率性的。
有的云滴冲并增大，有的则保持不变。这样在下一时间间隔内，有的云滴而能获两次增长机会，有的只获一次，有的还保持不变。这个概念十分重要，因为它不仅说明了凝结增长过程的窄滴谱拓宽的机制，而且也解释了云中为何有少数云滴能因随机冲并而增长得比一般云滴快得多。
此外由于云中分子的不规则运动、云中空气的湍流混合、云滴带有正负不同的电荷以及流体吸力等原因，也可引起云滴的相互冲并。
由于冲并作用，水滴不断增大，在空气中下降时就不再保持球形。开始下降时，底部平整，上部因表面张力而保持原来的球形。当水滴继续增大，在空气中下降时，除受表面张力外，还要受到周围作用在水滴上的压力以及因重力引起的水滴内部的静压力差，二者均随水滴的增长及下降而不断增大。在三种力的作用下，水滴变形越来越剧烈，底部向内凹陷，形成一个空腔。空腔越变越大，越变越深，上部越变越薄，最后破碎成许多大小不同的水滴。
水滴在下降过程中保持不破碎的最大尺度称为临界尺度，常用等体积球体的半径来表示，称为临界半径或破碎半径。在不同的气流条件下，
临界半径是不同的。如在均匀气流条件下，临界半径为 450— 500μm。而在有扰动的瞬时气流条件下，临界半径约为 300μm。在自然界中观测到的临界半径为 300— 350μm，这是因为大气具有湍流的缘故。当大气中的雨滴增大到
300— 350μm时，就要破碎成几个较大的滴和一些小滴，它们可以被上升气流携带上升，并在上升过程中作为新一代的胚胎而增长，长大到上升气流支托不住时再次下降，在下降过程中继续增大，当大到临界半径后，再次破碎分裂而重复上述过程。云中水滴增大 —
破碎 — 再增大 — 再破碎的循环往复过程，常用来解释暖云降水的形成，称之为“链锁反应”，
有时也称为暖云的繁生机制。
产生“链锁反应”的条件是：上升气流要大于 6m/s（对于不同的滴有不同的要求），云中含水量要大于 2g/m3，同时还要求一定的云厚。当然，“链锁反应”不会无限地继续下去，
因为强烈的上升气流无法持久，云的宏观条件和微观结构也在迅速改变。同时，当大量雨滴下降时会抑制上升气流，或带来下沉气流。例如雷雨时的情况，下一阵大雨之后、云体即崩溃消散。
上述两种云滴增大过程在由云滴转化为降水的过程中始终存在。但观测表明，在云滴增长的初期，凝结（或凝华）增长为主，冲并为次。当云滴增大到一定阶段（一般直径达 50—
70μm）后，凝结（或凝华）过程退居次要地位，而以重力冲并为主。在低纬度地区，云中出现冰水共存的机会较少，形成所谓暖云（指整个云体的温度在 0℃ 以上，云体由水滴构成，
又称为水成云）降水，这时冲并作用更为重要。
总之，凝结（或凝华）增长和冲并增长两种过程是不可分割的。我们必须辩证地看待这两种过程的作用，以深入了解降水形成的理论，为人工控制降水奠定基础。
二,雨和雪的形成
（ 一 ） 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 。
（ 二 ） 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,片状等等,但基本形状是六角形 。
雪花之所以多呈六角形，花样之所以繁多，
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 。
（ 一 ） 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 。
（ 二 ） 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 。
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 。 这是因为,一方面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 。
（ 三 ） 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 。
四,人工影响云雨人工影响云雨是人类控制自然的重要方面 。
一百多年前,我国就有炮轰雷雨云的防雹尝试 。
近几十年来,科学技术的进步,国内外人工影响云,雾,降水的方法取得了很大的进展 。
人工降雨就是根据自然界降水形成的原理,
人为地补充某些形成降水所必须的条件,促使云滴迅速凝结或并合增大,形成降水 。 所采用的方法,因云的性质不同,有以下几种：
（ 一 ） 人工影响冷云降水中纬度地区冬季经常出现大范围的过冷却层状云，但很少降水。夏季也经常出现云顶高于 0℃ 层高度的积状云，其中能产生降水的也为数不多。根据贝吉龙学说，这种云之所以没有降水，主要是云内缺乏冰晶，云滴得不到增长。
影响冷云降水的基本原理是设法破坏云的物态结构，也就是在云内制造适量的冰晶，使其产生冰晶效应，使水滴蒸发，冰晶增长。 当冰晶长大到一定尺度后，发生沉降，沿途由于凝华和冲并增长而变成大的降水质点下降，这就是所谓冷云的,静力催化,。 60年代又提出了
,动力催化,试验，其依据是：在云体的过冷却（ -10℃ ）部分，大量而迅速地引入人工冰核。
当冰核转化成冰晶时，要释放大量潜热，使云内温度升高，形成或增大上升气流，促使云体在垂直和水平方向迅速发展，相应延长云的生命期，加速云内降水形成过程，从而增加降水量。静力催化与动力催化都是从影响云的微物理结构着手，所不同的是静力催化着眼于云内水的相态不稳定性，动力催化立足于影响或加强云内的热力不稳定。
在云内人工产生冰晶的方法有二种,一种是在云中投入冷冻剂,如干冰 （ 即固体二氧化碳 ）,在 1013hPa下,其升华温度为 -79℃ 。 将干冰投入过冷却云中后,在它的周围薄层内便形成一个冷区,在此冷区内,过饱和度很大,
因此水汽分子结合物能够存在和长大 。 试验表明,当温度低于 -40℃ 时,即有自生冰晶 。 因此,
在干冰周围形成了大量的冰晶胚胎,其中较大的冰晶经过湍流扩散到四周空间,以后继续成长为更大的降水质点而下落 。 在不同温度下,
干冰所产生的冰晶数是不同的 。 理论计算指出,
一克干冰所产生的冰晶数是随气温的降低而增加的 。 温度从 -1℃ 降至 -20℃ 时,所产生的冰晶数从 5.55× 1011个增到 1.22× 1014个,它比实验值要大些 。 按实验室测定,当云温为 -2— -15℃ 时每克干冰可产生 8× 1011个冰晶 。
另一种方法是引入人工冰核 （ 凝华核或冻结核 ） 。 目前人们认为碘化银是一种非常有效的冷云催化剂 。 碘化银具有三种结晶形状,其中六方晶形与冰晶的结构相似,能起冰核作用,
适用于 -4— -15℃ 的冷云催化 。 每克碘化银所能产生的冰晶数视温度而定,温度低,有效冰核数目多,产生的冰晶数也多 。 例如当温度 t=
-10℃ 时,一克碘化银能产生 1010— 1012个冰核,
当 t=-20℃ 时则能产生 1016个冰核 。
对碘化银成冰作用的机制,多年来争论很大,
有人认为水汽分子直接在 AgI质点上凝华形成冰晶,碘化银起凝华核的作用 。 也有人认为碘化银起冻结核作用,一开始碘化银质点作为凝结核形成水滴,然后再冻结产生冰晶 。 另外也有人认为碘化银起接触核的作用,也就是碘化银质点与过冷水滴互相碰撞后冻结而形成冰晶 。
有的云雾工作者又提出这样的看法：自然界中的水汽过饱和度一般是小于 1％ 的,当温度低于
-12℃ 时,碘化银质点的成冰机制主要是凝华作用 。 当温度在 -12— -5℃ 时,主要是起先凝结后冻结的作用 。 当温度等于 -5℃ 时,起接触核的作用比较明显 。
（ 二 ） 人工影响暧云降水整个云体温度高于 0℃ 的云称为暖云。我国南方夏季的浓积云、层积云多属于这种云。在暖云中，胶性稳定状态的维持往往是由于云中缺乏大水滴，滴谱较窄，冲并作用不易进行之故。暖云内不可能有冰晶效应，促使降水形成起决定性作用的是水滴大小不均匀和冲并过程。
因此，要人工影响暖云降水可以引入吸湿性核
（如食盐）。由于其能在低饱和度下凝结增长，
故可在短时间内形成数十微米以上的大滴。 也可直接引入 30— 40μ m的大水滴，从而拓宽滴谱，
加速冲并增长的过程，达到降水的目的。或引入表面活性物质（能显著减小水滴表面张力又可抑制蒸发的物质），改变水滴的表面张力状态，以利于形成大水滴并促使其破碎，加速链锁反应，从而形成降水。
我国南方大量的野外试验中,发现在暖性对流云顶播撒大颗粒 （ 直径大于 100μ m）,大剂量 （ 每千米几十千克 ） 的盐粉,效果很显著 。
对于发展快,垂直厚度大,含水量丰富而又有上升气流的暖性对流云进行反复催化,可以得到大量降水 。 但是这种方法消耗食盐量大,效率低 。 要求飞机有较大的载量 。
在美国,澳大利亚和我国都曾对暖云作过播散大水滴的试验,用飞机从云顶或云下部撒水 。
发现能使暖云降水有所发展,并可使薄云消散 。
用这种方法要求飞机有较大的载量,其效能也不如播散吸湿性物质 。
五,降水分布全球 6— 8月和 12— 2月降水总量的分布图
（ 图略 ）,比平均温度分布图要复杂得多 。 在带状分布中有三个主要特点,① 有一个赤道降水最大值,其位置和热赤道一样,略偏在北半球； ② 高纬度的降水总量很小； ③ 在副热带纬度是一个次低值,尽管副热带高压区是著名的干旱区,但在这个纬度中,大陆东岸的夏季,
降雨量还是相当多的 。
降水的分布与大气的运动,气团和锋带的活动以及海陆分布等有密切的关系 。 分析全球 6—
8月和 12— 2月降水总量的分布图时,要注意到下列因子,① 空气温度对大气最大水汽含量的限制 。 这一点对高纬度和冬季大陆内部很重要；
② 纬向的水汽输送主要是由大气平流造成的 。
这本身反映了全球风系和它们的分布 （ 特别是辐合的信风系统和多气旋的西风带 ） ； ③ 海陆分布 。 值得注意的是南半球缺乏像北半球那样的广阔内陆 。 南半球浩瀚的海洋使得中纬度的风暴增加了纬向分布的降水平均值,45° S与 50° N相比,前者增加了约
1/3。 另外季风的影响也是不可忽视的因素,尤其是在亚洲； ④ 山区的分布对局地盛行风的影响,也制约着降水分布 。
水分进入大气后，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。在一定条件下水汽发生凝结，形成云、雾等天气现象，并以雨、雪等降水形式重新回到地面。地球上的水分就是通过蒸发、凝结和降水等过程循环不已。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、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=374℃,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
N＞ n蒸发（未饱和）
N=n动态平衡（饱和）
N＜ n凝结（过饱和）
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。
由水汽的气体状态方程 e=ρwRwT可知，
在温度一定时，水汽 e与水汽密度 ρw成正比，
而 ρw与 n成正比，所以 e和 n之间也成正比。
这就是说，当水汽压 e为某一定值时，则有一个对应的 n值。当在某一温度下，水和水汽达到动态平衡时，水汽压 E即为饱和水汽压，对应的落回水面的水汽分子数为 ns,ns又等于该温度下跑出水面的水分子数 N.所以 E正比于 N，
对照分子物理学判据可得两相变化和平衡的饱水汽和压判据
E＞ e蒸发（未饱和）
E=e动态平衡（饱和）（ 3·1）
E＜ e凝结（过饱和）
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
Es＞ e升华
Es=e动态平衡
Es＜ e凝华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。
图 3.1是根据大量经验数据绘制的水的位相平衡图。水的三种相态分别存在于不同的温度和压强条件下。水只存在于 0℃ 以上的区域，
冰只存在于 0℃ 以下的区域，水汽虽然可存在于 0℃ 以上及以下的区域，但其压强却被限制在一定值域下。图 3·1中 OA线和 OB线分别表示水与水汽、冰与水汽两相共存时的状态曲线。
显然这两条曲线上各点的压强就是在相应温度下水汽的饱和水汽压，因为只有水汽达到饱和时，两相才能共存。所以 OA线又称蒸发线，
表示水与水汽处于动态平衡时水面上饱和水汽压与温度的关系。线上 K点所对应的温度和水汽压是水汽的临界温度 tk和临界压力 (Ek= 2.2× 105
hPa）,高于临界温度时就只能有气态存在了，
因此蒸发线在 K点中断。 OB称升华线，它表示冰与水汽平衡时冰面上饱和水汽压与温度的关系。 OC线是融解线，表示冰与水达到平衡时压力与温度的关系。 O点为三相共存点,t0=
0.0076℃,E0=6.11hPa。上述三线划分了冰、
水、水汽的三个区域，在各个区域内不存在两相间的稳定平衡。例如图中的 1,2,3点，点
1位于 OA线之下,ei＜ E，这时水要蒸发；点 2
处,e2＞ E，此时多余的水汽要产生凝结；点 3
恰好位于 OA线上,e3=E，只有这时水和水汽才能处于稳定平衡状态。
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
L=（ 2 500-2.4t） × 103（ J/kg） … （ 3·2）
根据上式，当 t=0℃ 时，有 L= 2.5× 106
J/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，这热量包含两部分，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
Ls=（ 2.5× 106+3.34× 105） J/kg
=2.8× 106J/kg
二、饱和水汽压要了解蒸发面是处于蒸发、凝结还是处于动态平衡状态，就要将实有水汽压 e与对应的饱和水汽压 E进行比较，因而还有必要对饱和水汽压加以研究。饱和水汽压和蒸发面的温度、
性质（水面、冰面，溶液面等）、形状（平面、
凹面、凸面）之间，有密切的关系。
（一）饱和水汽压与温度的关系：
从图 3·1中的曲线 OA,OB和 OB′可以看出，
随着温度的升高，饱和水汽压显著增大。饱和水汽压与温度的关系可由克拉柏龙 -克劳修司
（ Clapeyron-Clausius）方程描述式中 E为饱和水汽压,T为绝对温度,L为凝结潜热,Rw为水汽的比气体常数。
积分（ 3·4）式，并将 L=2.5× 106J/kg，
Rw=461J/kg· K,T0=273K,T=273+t，
E0=6.11hPa（为 t=0℃ 时，纯水平面上的饱和水汽压）代入，则得根据（ 3·6）式的计算结果，列表 3·1，为了比较起见，表中还列有实验资料。从表 3·1可以看出，计算值和实验值是比较一致的。
表 3·1表明，饱和水汽压随温度的升高而增大。这是因为蒸发面温度升高时，水分子平均动能增大，单位时间内脱出水面的分子增多，
落回水面的分子数才和脱出水面的分子数相等；
高温时的饱和水汽压比低温时要大。
随着温度升高，饱和水汽压按指数规律迅速增大。如图 3·1中 OA线所示。由此可得出重要结论：
空气温度的变化，对蒸发和凝结有重要影响。高温时，饱和水汽压大，空气中所能容纳的水汽含量增多，因而能使原来已处于饱和状态的蒸发面会因温度升高而变得不饱和，蒸发重新出现；相反，如果降低饱和空气的温度，
由于饱和水汽压减小，就会有多余的水汽凝结出来。
饱和水汽压随温度改变的量，在高温时要比低温时大。例如温度由 30℃ 降低到 25℃,饱和水汽压减少 10.76hPa，而温度从 15℃ 降到
10℃,饱和水汽压只减少 4.77hPa。所以降低同样的温度，在高温饱和空气中形成的云要浓一些，这也说明了为什么暴雨总是发生在暖季。
（二）饱和水汽压与蒸发面性质的关系自然界中蒸发面多种多样，它们具有不同的性质和形状。水分子欲脱出蒸发面，需克服周围分子的引力，因此会因蒸发面的性状而有差异。所以，即使在同一温度下，不同蒸发面上的饱和水汽压也不相同。
1.冰面和过冷却水面的饱和水汽压通常，水温在 0℃ 时开始结冰，但是试验和对云雾的直接观测发现，有时水在 0℃ 以下，
甚至在 -20℃ — -30℃ 以下仍不结冰，处于这种状态的水称过冷却水。而过冷却水与同温度下的冰面比较，饱和水汽压并不一样。
以升华潜热 Ls=L+Ld=2.8× 106J/kg取代式
（ 3·4）式中的蒸发潜热 L，并积分，可得到冰面上的饱和水汽压 Ei
在实际应用中，经常采用经验公式确定饱和水汽压和温度的关系。最常用的比较准确的是马格努斯（ Magnus）经验公式式中 α,β为经验常数，它们与理论值稍有不同，对水面而言 α,β分别为 7.63和 241.9。
对冰面而言,α,β分别是 9.5和 265.5。
对于冰面和过冷却水面，饱和水汽压仍然是按指数规律变化，这就是图 3·1中 OB,OB′
线所表示的情况。所不同的是冰是固体，冰分子要脱出冰面的束缚比水分子脱出水面的束缚更困难。因此，当冰面上水汽密度较小时，其落回的分子就能与脱出的分子相平衡，达到饱和。这样，与同温度下的过冷却水相比，冰面的饱和水汽压自然要少一些。只有当温度刚好为 0℃ 时，冰和水处于过渡状态，它们的饱和水汽压才相等。二者在同温度下的差别如表 3·2
和图 3·2所示。
在图 3·2中，△ E代表同温度下冰面饱和水汽压和过冷却水面饱和水汽压之差：△ E=E-Ei。
其变化趋势如图中实线所示：自 0℃ 开始，随着温度降低，差值迅速增大，至 -12℃ 时达最大值（△ E=0.269hPa）温度继续降低时，差值减小。 f0表示冰面饱和水汽压对过冷却水面饱和水汽压的相对百分 ]
递减，温度愈低，冰面饱和水汽压占水面饱和水汽压的比重愈小。在这种情况下，当水面饱和时（ e=E＞ Ei），冰面已是过饱和了。或者当冰面上饱和时（ e=Ei＜ E），其相对湿度小于 100％。所以在冰成云和冰成雾中，常常观测到相对湿度小于 100％的事实。
在云中，冰晶和过冷却水共存的情况是很普遍的，如果当时的实际水汽压介于两者饱和水汽压之间，就会产生冰水之间的水汽转移现象。水滴会因不断蒸发而缩小，冰晶会因不断凝华而增大。这就是“冰晶效应”，该效应对降水的形成具有重要意义。
2.溶液面的饱和水汽压不少物质都可融解于水中，所以天然水通常是含有溶质的溶液。溶液中溶质的存在使溶液内分子间的作用力大于纯水内分子间的作用力，使水分子脱离溶液面比脱离纯水面困难。
因此，同一温度下，溶液面的饱和水汽压比纯水面要小，且溶液浓度愈高，饱和水汽压愈小。
这种作用对在可溶性凝结核上形成云或雾的最初胚滴相当重要，而且以溶液滴刚形成时较为显著，随着溶液滴的增大，浓度逐渐减小，
溶液的影响就不明显了。
此外，水滴上的电荷对水滴表面上的饱和水汽压也有一定的影响，这也是使饱和水汽压减小的一个因素。
（三）饱和水汽压与蒸发面形状的关系不同形状的蒸发面上，水分子受到周围分子的吸引力是不同的。如图 3·3所示，三个圆圈分别表示凸水面、平水面和凹水面对于 A,B、
C三点分子引力作用的范围。
由图可知,A分子受到的引力最小，最易脱出水面； C分子受到的引力最大，最难脱出水面； B分子的情况介于二者之间。因此，温度相同时，凸面的饱和水汽压最大，平面次之，
凹面最小。而且凸面的曲率愈大，饱和水汽压愈大；凹面的曲率愈大，饱和水汽压愈小。
云雾中的水滴有大有小，大水滴曲率小，小水滴曲率大。如果实际水汽压介于大小水滴的饱和水汽压之间，也会产生水汽的蒸发现象。小水滴因蒸发而逐渐变小，大水滴因凝结而不断增大。此即所谓的“凝结增长”。不过，这一过程，在水滴增长到半径大于 1μm时，曲率的影响就很小了。所以“凝结增长”只在云雾刚形成时起作用。
三、影响蒸发的因素自然界中蒸发现象颇为复杂，不仅受制于气象条件，而且还受地理环境的影响。
在静止大气中，蒸发速度仅依赖于分子扩散，此时的水分蒸发速度 W由下述方程描述式（ 3·9）称道尔顿定律，它表明蒸发速度与饱和差（ E-e）及分子扩散系数（ A）成正比，而与气压（ P）成反比。但在自然条件下，蒸发是发生于湍流大气之中的，影响蒸发速度的主要因素是湍流交换，并非分子扩散。考虑到自然蒸发的实际情况，影响蒸发速度的主要因子有四个：水源、热源、饱和差、风速与湍流扩散强度。
（一）水源没有水源就不可能有蒸发，因此开旷水域、
雪面、冰面或潮湿土壤、植被是蒸发产生的基本条件。在沙漠中，几乎没有蒸发。
（二）热源蒸发必须消耗热量，在蒸发过程中如果没有热量供给，蒸发面就会逐渐冷却，从而使蒸发面上的水汽压降低，于是蒸发减缓或逐渐停止。因此蒸发速度在很大程度上决定于热量的供给。实际上常以蒸发耗热多少直接表示某地的蒸发速度。以上海为例，如图 3·4所示，上海夏季和秋季蒸发耗热比较多，亦即蒸发速度比较大。这是因为夏季和秋季上海地区土壤和水的温度比较高，因而有足够的热源供给蒸发。
（三）饱和差（ E-e）
蒸发速度与饱和差成正比。严格说，此处的 E应由蒸发面的温度算出，但通常以一定气温下的饱和水汽压代替。饱和差愈大，蒸发速度也愈快。
（四）风速与湍流扩散大气中的水汽垂直输送和水平扩散能加快蒸发速度。无风时，蒸发面上的水汽单靠分子扩散，水汽压减小得慢，饱和差小，因而蒸发缓慢。有风时，湍流加强，蒸发面上的水汽随风和湍流迅速散布到广大的空间，蒸发面上水汽压减小，饱和差增大，蒸发加快。
除上述基本因子外，大陆上的蒸发还应考虑到土壤的结构、湿度、植被的特性等。海洋上的蒸发还应考虑水中的盐分。
在影响蒸发的因子中，蒸发面的温度通常是起决定作用的因子。由于蒸发面（陆面及水面）的温度有年、日变化，所以蒸发速度也有年、日变化。
四、湿度随时间的变化影响蒸发的诸多因子随时间均有强弱变化，
因而近地层大气的湿度也表现出明显的日、年变化的规律，由绝对湿度和相对湿度两种方法表示的大气湿度随时间具有不同的变化规律。
水汽压是大气中水汽绝对含量的表示方法之一，它的日变化有两种类型。一种是双峰型：
主要在大陆上湍流混合较强的夏季出现。水汽压在一日内有两个最高值和两个最低值。最低值出现在清晨温度最低时和午后湍流最强时，
最高值出现在 9— 10时和 21— 22时（图 3·5中实线）。峰值的出现是因为蒸发增加水汽的作用大于湍流扩散对水汽的减少作用所致。另一种是单波型，以海洋上、沿海地区和陆地上湍流不强的秋冬季节为多见。水汽压与温度的日变化一致，最高值出现在午后温度最高、蒸发最强的时刻，最低值出现在温度最低、蒸发最弱的清晨（图 3·5中虚线所示）。
水汽压的年变化与温度的年变化相似，
有一最高值和一最低值。最高值出现在温度高、蒸发强的 7— 8月份，最低值出现在温度低、蒸发弱的 1— 2月份。
相对湿度的日变化主要决定于气温。气温增高时，虽然蒸发加快，水汽压增大，但饱和水汽压增大得更多，反使相对湿度减小。温度降低时则相反，相对湿度增大。因此，相对湿度的日变化与温度日变化相反，其最高值基本上出现在清晨温度最低时，最低值出现在午后温度最高时（图 3·6）。
相对湿度的年变化一般以冬季最大，夏季最小。某些季风盛行地区，由于夏季盛行风来自于海洋，冬季盛行风来自于内陆，相对湿度反而夏季大，冬季小。
湿度这种有规律的年、日变化的特征有时会因天气变化等因素而遭破坏，其中起主要作用的是湿度平流。由于各地空气中水汽含量不一样，当空气从湿区流到干区时（称为湿平流），引起所经地区湿度的增加。当空气从干区流到湿区时（称为干平流），引起所经之处的湿度减小。
五、大气中水汽凝结的条件水汽由气态变为液态的过程称为凝结。水汽直接转变为固态的过程称凝华。大气中水汽凝结或凝华的一般条件是：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。
（一）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。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。
（二）空气中水汽的饱和或过饱和大气中，凝结核总是存在的。能否产生凝结，取决于空气是否达到过饱和。使空气达到过饱和的途径有两种：一是通过蒸发，增加空气中的水汽，使水汽压大于饱和水汽压。二是通过冷却作用，减少饱和水汽压，使其少于当时的实际水汽压。当然也可是二者的共同作用。
因此促使水汽达到过饱和状态的过程有：
1,暖水面蒸发通常情况下，水面蒸发作用虽然可以增大空气湿度，但并不能使空气中的水汽产生凝结。
因为靠近水面的空气接近饱和时，蒸发即基本停止。然而，当冷空气流经暖水面时，由于水面温度比气温高，暖水面上的饱和水汽压比空气的饱和水汽压大得多，通过蒸发可使空气达到过饱和，并产生凝结。秋冬季的早晨，水面上腾起的蒸发雾就是这样形成的。
2,空气的冷却减小饱和水汽压主要靠空气冷却。大气的冷却方式主要有如下三种：
（ 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。
（ 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
（如图 3·7中的曲线），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。
第二节 地表面和大气中的凝结现象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、地面的水汽凝结物
（ 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，
植物还可以依赖露水生长发育。
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）雾凇和雨凇雾凇是形成于树枝上、电线上或其它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。
雨凇是形成在地面或地物迎风面上的透明的或毛玻璃状的紧密冰层。它主要是过冷却雨滴降到温度低于 0℃ 的地面或地物上冻结而成的。如果它是由非过冷却雨滴降到冷却得很厉害的地面或地物上而形成的时候，一般这种雨凇很薄而且存在的时间不长。
雨凇的破坏性很大，它能压断电线、折损树木，对交通运输、电讯、输电以及农业生产都有很大影响。例如山东临沂一次雨凇曾使一根 1m长的电话线上冻结重达 3.5kg的冰层，造成损失。在高纬度地区，雨凇是常出现的灾害性天气现象。
二、近地面层空气中的凝结雾是悬浮于近地面空气中的大量水滴或冰晶，使水平能见度小于 1km的物理现象。如果能见度在 1— 10km范围内，则称为轻雾。
形成雾的基本条件是近地面空气中水汽充沛，有使水汽发生凝结的冷却过程和凝结核的存在。贴地气层中的水汽压大于其饱和水汽压时，水汽即凝结或凝华成雾。如气层中富有活跃的凝结核，雾可在相对湿度小于 100％时形成。此外，因为冰面的饱和水汽压小于水面，
在相对湿度未达 100％的严寒天气里可出现冰晶雾。
根据雾形成的天气条件，可将雾分为气团雾及锋面雾二大类。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。
（一）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。
（二）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。
三、云云是降水的基础，是地球上水分循环的中间环节，并且云的发生发展总伴随着能量的交换。云的形状千变万化，一定的云状常伴随着一定的天气出现，因而云对于天气变化具有一定的指示意义。
（一）云的形成条件和分类大气中，凝结的重要条件是，要有凝结核的存在，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。
尽管云的形态千差万别，但其形成总有一定的规律。根据云的形成高度并结合其形态，
国分类法将云分为 4族 10属。我国于 1972年出版的,中国云图,将云分成 3族 11属（表 3·3，
详见,气学与气候学实习,第五章）。
（二）各种云的形成
1,积状云的形成积状云是垂直发展的云块，主要包括淡积云、浓积云和积雨云。积状云多形成于夏季午后，具孤立分散、云底平坦和顶部凸起的外貌形态。
积状云的形成总是与不稳定大气中的对流上升运动相联系。有对流能否形成积云，除了取决于凝结的条件外，还取决于对流上升所能达到的高度。如果对流上升所能达到的最大高度（对流上限）高于凝结高度，则积状云形成，
否则就不会形成积状云。对流愈强，对流上限高于凝结高度的差值就愈大，积状云厚度就愈大。对流上升区的水平范围广大，则积状云的水平范围也就愈大。
淡积云、浓积云和积雨云是积状云发展的不同阶段。气团内部热力对流所产生的积状云最为典型。夏半年，地面受到太阳强烈辐射，
地温很高，进一步加热了近地面气层。由于地表的不均一性，有的地方空气加热得厉害些，
有的地方空气湿一些，因而贴地气层中就生成了大大小小与周围温度、湿度及密度稍有不同的气块（热泡）。这些气块内部温度较高，受周围空气的浮力作用而随风飘浮，不断生消。
较大的气块上升的高度较大，当到达凝结高度以上，就形成了对流单体，再逐步发展，就形成孤立、分散、底部平坦、顶部凸起的淡积云。
由于空气运动是连续的，相互补偿的，上升部分的空气因冷却，水汽凝结成云，而云体周围有空气下沉补充，下沉空气绝热增温快，不会形成云。所以积状云是分散的，云块间露出蓝天。对于一定的地区，在同一时间里，空气温、
湿度的水平分布近于一致，其凝结高度基本相同，因而积云底部平坦。
如果对流上限稍高于凝结高度，则一般只形成淡积云（图 3·8a）。由于云顶一般在 0℃
等温线高度以下，所以云体由水滴组成，云内上升气流的速度不大，一般不超过 5m/s，云中湍流也较弱。在淡积云出现的高度上，如果有强风和较强的湍流时，淡积云的云体会变得破碎，这种云叫碎积云。
当对流上限超过凝结高度许多时，云体高大，顶部呈花椰菜状，形成浓积云。其云顶伸展至低于 0℃ 的高度，顶部由过冷却水滴组成，
云中上升气流强，可达 15— 20m/s，云中湍流也强。
如果上升气流更强，浓积云云顶即可更向上伸展，云顶可伸展至 -15℃ 以下的高空。于是云顶冻结为冰晶，出现丝缕结构，形成积雨云
（图 3·8c）。积雨云顶部，在高空风的吹拂下，
向水平方向展开成砧状，称为砧状云。在顺高空风的方向上，云砧能伸展很远，因而它的伸展方向，可作为判定积雨云的移动方向。积雨云的厚度很大，在中纬度地区为 5 000— 8
000m，在低纬度地区可达 10000m以上。云中上升下沉气流的速度都很大，上升气流常可达
20— 30m/s，曾观测到 60m/s的上升速度，下沉速度也有 10— 15m/s。云中湍流十分强烈。
热力对流形成的积状云具有明显的日变化。
通常，上午多为淡积云。随着对流的增强，逐渐发展为浓积云。下午对流最旺盛，往往可发展为积雨云。傍晚对流减弱，积雨云逐渐消散，
有时可以演变为伪卷云、积云性高积云和积云性层积云。如果到了下午，天空还只是淡积云，
这表明空气比较稳定，积云不能再发展长大，
天气较好，所以淡积云又叫晴天积云，是连续晴天的预兆。夏天，如果早上很早就出现了浓积云，则表示空气已很不稳定，就可能发展为积雨云。因此，早上有浓积云是有雷雨的预兆。
傍晚层积云是积状云消散后演变成的，说明空气层结稳定，一到夜间云就散去，
这是连晴的预兆。由此可知，利用热力对流形成的积云的日变化特点，有助于直接判断短期天气的变化。
2,层状云的形成层状云是均匀幕状的云层，常具有较大的水平范围，其中包括卷层云、卷云、高层云及雨层云。
层状云是由于空气大规模的系统性上升运动而产生的，主要是锋面上的上升运动引起的。
这种系统性的上升运动，通常水平范围大，上升速度只有 0.1— 1m/s，因持续时间长，能使空气上升好几千米。
例如当暖空气向冷空气一侧移动时，由于二者密度不同，稳定的暖湿空气沿冷空气斜坡缓慢滑升，绝热冷却，形成层状云（图 3·9）。云的底部同冷暖空气交绥的倾斜面（又称锋面）大体吻合，云顶近似水平。在倾斜面的不同部位，
云厚的差别很大。最前面的是卷云和卷层云，
其厚度最薄，一般为几百米至 2000m，云体由冰晶组成。位于中部的是高层云，其厚度一般为 1000— 3000m，顶部多为冰晶组成，主体部分多为冰晶与过冷却水滴共同组成。最后面是雨层云，其厚度一般为 3000— 6000m，其顶部为冰晶组成，中部为过冷却水滴与冰晶共同组成，底部由于温度高于 0℃,故为水滴组成。
从上述的系统性层状云形成中可以看到，
在降水来临之前，有些云可以作为征兆。如卷层云，通常出现在层状云系的前部，其出现还往往伴随着日、月晕，因此如看到天空有晕，
便知道有卷层云移来，则未来将有雨层云移来，
天气可能转雨。农谚“日晕三更雨，月晕午时风”就是指此征兆。
3,波状云的形成波状云是波浪起伏的云层，包括卷积云、
高积云、层积云。云中的上升速度可达每秒几十厘米，仅次于积状云中的上升速度。
当空气存在波动时，波峰处空气上升，波谷处空气下沉。
空气上升处由于绝热冷却而形成云，空气下沉处则无云形成。如果在波动形成之前该处已有厚度均匀的层状云存在，则在波峰处云加厚，波谷处云减薄以至消失（图 3·10），从而形成厚度不大、保持一定间距的平行云条，呈一列列或一行行的波状云。
一般认为形成波动的原因主要有二：一是由于大气中存在着空气密度和气流速度不同的界面，在此界面上引起波动。二是由于气流越山而形成的波动（称地形波或背风波）。在上层风速大、密度小，下层风速小、密度大的界面上产生波动时，由于各高度上的风向、风速常随时间变化，波动的方向也随之改变，新产生的波动叠加在原来的波动之上，从而形成棋盘格子般的云块。波动气层甚高时形成卷积云，
较高时形成高积云，低时形成层积云。
波状云的厚度不大，一般为几十米到几百米,有时可达 1000— 2000m。 在它出现时，
常表明气层比较稳定，天气少变化。谚语“瓦块云，晒死人”、“天上鲤鱼斑，明天晒谷不用翻”，就是指透光高积云或透光层积云出现后，天气晴好而少变。但是系统性波状云，像卷积云是在卷云或卷层云上产生波动后演变成的，所以它和大片层状云连在一起，表示将有风雨来临。“鱼鳞天，不雨也风颠”就是指此种预兆。
4.特殊云状的形成除上述几种云的形成外，还有一些特殊云状，如堡状、絮状、悬球状、荚状等，它们的出现往往能预测天气的变化趋势。因此，了解它们的成因和特征，有助于利用它们判断未来天气。
（ 1）悬球状云：是指从云底下垂的云团，
多出现在积雨云的底部。有时在高积云、高层云和雨层云的底部也可以见到。
当云中有大量的水滴时，如果云底附近有强烈的上升气流，将下降的水滴托住，便会形成好像悬挂在云底的云团，这就是悬球状云。
悬球状云的出现，通常预兆有降水产生，
因为一旦上升气流减弱，原先被托住的水滴就会降落下来，形成降水。
（ 2）堡状云和絮状云：堡状云底部水平，
顶部则是并列着突起的小云塔，形状像远方的城堡。这种云的形成，常常是在波状云的基础上发展起来的。当波状云在逆温层下形成以后，
如果逆温层不太厚，则逆温层下湍流发展时，
较强的上升气流就穿过逆温层，使水汽凝结，
形成具有圆弧顶部的云朵，这就是堡状云（图
3·11）。常见的堡状云有堡状高积云和堡状层积云。
絮状云的个体破碎，形状像棉絮团，它常是潮湿气层中的强烈湍流混合作用而形成的，
主要为絮状高积云。
夏半年如早晨出现堡状高积云或絮状高积云，表示该高度上气层不稳定，到了中午，低层对流一发展，上下不稳定气层结合起来，会产生强烈上升气流，形成积雨云，下雷暴雨或冰雹。傍晚对流减弱，如出现堡状高积云，表明高空将有不稳定系统逼近，次日可能出现系统性雷暴雨。
（ 3）荚状云：荚状云中间厚、边缘薄，云块呈豆荚状。常见的荚状云主要是荚状高积云和荚状层积云。
荚状云是由局部上升气流和下降气流相汇合而形成的。当上升气流使空气绝热冷却而形成云时，如果遇到下降气流的阻挡，其边缘部分因下降气流而逐渐变薄，
这样便形成荚状云。在山区，气流受到地形的影响也能形成荚状云（图 3·12）。
上面介绍了积状云、层状云、波状云和一些特殊云状形成的物理过程。但它们并不是孤立的不变的。由于条件的变化，它们可以是发展的或消散的，也可以从这种云转化为那种云。例如积状云中，淡积云可以发展到浓积云，最后形成积雨云。积雨云在消散时，可以演变成伪卷云、积云性高积云和积云性层积云。又例如，波状云发展时，
可以演变成层状云（蔽光高积云可以演变成为高层云，蔽光层积云可以演变成为雨层云）。层状云消散时，也会演变成为波状云（雨层云消散时，可演变为高层云、
高积云或层积云）。总之，云的产生、发展和演变是复杂的，也是有规律的。
第三节 降水一、云滴增长的物理过程从云中降到地面上的液态或固态水，称为降水。
降水虽然主要来自云中，但有云不一定都有降水。这是因为云滴的体积很小（通常把半径小于 100μm的水滴称为云滴，半径大于
100μm的水滴称雨滴。标准云滴半径为 10μm，
标准雨滴半径为 1000μm，从体积来说，半径
1mm的雨滴约相当于 100万个半径为 10μm的云滴），不能克服空气阻力和上升气流的顶托。
只有当云滴增长到能克服空气阻力和上升气流的顶托，并且在降落至地面的过程中不致被蒸发掉时，降水才形成。
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 —— 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
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，分为连续性和阵性降水。连续性降水历时长，强度具有变化性，降水主要来自高层云和雨层云。阵性降水历时短，强度大，具有突然性，降水来自浓积云和积雨云。
不同的云降水强度不同，划分标准见表 3·4。
二、雨和雪的形成降水的形成就是云滴增大为雨滴、雪花或其它降水物，并降至地面的过程。一块云能否降水，则意味着在一定时间内（例如 1h）能否使约 106个云滴转变成一个雨滴。使云滴增大的过程主要有二：一为云滴凝结（或凝华）增长。一为云滴相互冲并增长。实际上，云滴的增长是这两种过程同时作用的结果。
（一）云滴凝结（或凝华）增长凝结（或凝华）增长过程是指云滴依靠水汽分子在其表面上凝聚而增长的过程。在云的形成和发展阶段，由于云体继续上升，绝热冷却，或云外不断有水汽输入云中，使云内空气中的水汽压大于云滴的饱和水汽压，因此云滴能够由水汽凝结（或凝华）而增长。但是，一旦云滴表面产生凝结（或凝华），水汽从空气中析出，空气湿度减小，云滴周围便不能维持过饱和状态，而使凝结（或凝华）停止。因此，
一般情况下，云滴的凝结（或凝华）增长有一定的限度。而要使这种凝结（或凝华）增长不断地进行，还必须有水汽的扩散转移过程，即当云层内部存在着冰水云滴共存、冷暖云滴共存或大小云滴共存的任一种条件时，产生水汽从一种云滴转化至另一种云滴上的扩散转移过程。例如，在冰晶和过冷却水滴共存的混合云中，在温度相同的条件下，由于冰面饱和水汽压小于水面饱和水汽压，当空气中的现有水汽压介于两者之间时，过冷却水滴就会蒸发，水汽就转移凝华到冰晶上去、使冰晶不断增大，而过冷却水滴则不断减小。当冷暖云滴共存或大小云滴共存时，同样也可发生这种现象，使冷（或大）的云滴不断增大。
上述几种条件中，对形成大云滴来说，冰水云滴共存的作用更为重要。这是因为在相同的温度下，冰水之间的饱和水汽压差异很大，
特别是当温度在 -10— -12℃ 时差别最显著，最有利于大云滴的增大。因此，对于冷云（指云体上部已超越等 0℃ 线，有冰晶和过冷却水滴共同构成的混合云）降水，这种冰水云滴共存作用（称为冰晶效应）是主要的。观测事实也证明了这一点。著名的贝吉龙（ Bergeron）理论的价值，就在于他强调了冰晶对降水的作用。
但是，不论是凝结增长过程，还是凝华增长过程，都很难使云滴迅速增长到雨滴的尺度，而且它们的作用都将随云滴的增大而减弱。可见要使云滴增长成为雨滴，势必还要有另外的过程，这就是冲并增长过程。
（二）云滴的冲并增长云滴经常处于运动之中，这就可能使它们发生冲并。大小云滴之间发生冲并而合并增大的过程，称为冲并增长过程。
云内的云滴大小不一，相应地具有不同的运动速度。大云滴下降速度比小云滴快（表
3·5），因而大云滴在下降过程中很快追上小云滴，大小云滴相互碰撞而粘附起来，成为较大的云滴。在有上升气流时，当大小云滴被上升气流向上带时，小云滴也会追上大云滴并与之合并，成为更大的云滴。云滴增大以后，它的横截面积变大，在下降过程中又可合并更多的水云滴。有时在有上升气流的云中，当大小水滴被上升气流挟带而上升时，小水滴也可以赶上大水滴与之合并。这种在重力场中由于大小云滴速度不同而产生的冲并现象，称为重力冲并。
实际上大水滴下降时，与空气相对运动，
空气经过大水滴，会在其周围发生绕流，如图
3·13。半径为 R的大水滴以末速度 v下降的过程中，单位时间内扫过的体积是以 πR2为截面的圆柱体，位于圆柱体中的小水滴只有一部分与大水滴碰撞，另一部分小水滴将随气流绕过大滴而离开，不发生碰撞。
水滴重力冲并增长的快慢程度与云中含水量及大小水滴的相对速度成正比。即云中含水量越大，大小水滴的相对速度越大，则单位时间内冲并的小水滴越多，重力冲并增长越快。
计算和观测表明，对半径小于 20μm的云滴，其重力冲并增长作用可忽略不计，但对半径大于 30μm的大水滴却在很短的时间内，就可通过重力冲并增长达到半径为几个毫米的雨滴。大水滴越大，冲并增长越迅速。也就是说，
水滴的冲并增长是一种加速过程。
实际的云中云滴大小不一，在空间的分布也不均匀，云中云滴与云滴之间的冲并过程是一种随机过程。这种观点在认识暖云水滴增长问题上，是个重要的进展。在该观点的基础上，
提出了随机（或统计性）冲并模式。该模式认为在每一时间间隔内云滴的增长为概率性的。
有的云滴冲并增大，有的则保持不变。这样在下一时间间隔内，有的云滴而能获两次增长机会，有的只获一次，有的还保持不变。这个概念十分重要，因为它不仅说明了凝结增长过程的窄滴谱拓宽的机制，而且也解释了云中为何有少数云滴能因随机冲并而增长得比一般云滴快得多。
此外由于云中分子的不规则运动、云中空气的湍流混合、云滴带有正负不同的电荷以及流体吸力等原因，也可引起云滴的相互冲并。
由于冲并作用，水滴不断增大，在空气中下降时就不再保持球形。开始下降时，底部平整，上部因表面张力而保持原来的球形。当水滴继续增大，在空气中下降时，除受表面张力外，还要受到周围作用在水滴上的压力以及因重力引起的水滴内部的静压力差，二者均随水滴的增长及下降而不断增大。在三种力的作用下，水滴变形越来越剧烈，底部向内凹陷，形成一个空腔。空腔越变越大，越变越深，上部越变越薄，最后破碎成许多大小不同的水滴。
水滴在下降过程中保持不破碎的最大尺度称为临界尺度，常用等体积球体的半径来表示，称为临界半径或破碎半径。在不同的气流条件下，
临界半径是不同的。如在均匀气流条件下，临界半径为 450— 500μm。而在有扰动的瞬时气流条件下，临界半径约为 300μm。在自然界中观测到的临界半径为 300— 350μm，这是因为大气具有湍流的缘故。当大气中的雨滴增大到
300— 350μm时，就要破碎成几个较大的滴和一些小滴，它们可以被上升气流携带上升，并在上升过程中作为新一代的胚胎而增长，长大到上升气流支托不住时再次下降，在下降过程中继续增大，当大到临界半径后，再次破碎分裂而重复上述过程。云中水滴增大 —
破碎 — 再增大 — 再破碎的循环往复过程，常用来解释暖云降水的形成，称之为“链锁反应”，
有时也称为暖云的繁生机制。
产生“链锁反应”的条件是：上升气流要大于 6m/s（对于不同的滴有不同的要求），云中含水量要大于 2g/m3，同时还要求一定的云厚。当然，“链锁反应”不会无限地继续下去，
因为强烈的上升气流无法持久，云的宏观条件和微观结构也在迅速改变。同时，当大量雨滴下降时会抑制上升气流，或带来下沉气流。例如雷雨时的情况，下一阵大雨之后、云体即崩溃消散。
上述两种云滴增大过程在由云滴转化为降水的过程中始终存在。但观测表明，在云滴增长的初期，凝结（或凝华）增长为主，冲并为次。当云滴增大到一定阶段（一般直径达 50—
70μm）后，凝结（或凝华）过程退居次要地位，而以重力冲并为主。在低纬度地区，云中出现冰水共存的机会较少，形成所谓暖云（指整个云体的温度在 0℃ 以上，云体由水滴构成，
又称为水成云）降水，这时冲并作用更为重要。
总之，凝结（或凝华）增长和冲并增长两种过程是不可分割的。我们必须辩证地看待这两种过程的作用，以深入了解降水形成的理论，为人工控制降水奠定基础。
二,雨和雪的形成
（ 一 ） 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 。
（ 二 ） 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,片状等等,但基本形状是六角形 。
雪花之所以多呈六角形，花样之所以繁多，
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 。
（ 一 ） 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 。
（ 二 ） 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 。
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 。 这是因为,一方面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 。
（ 三 ） 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 。
四,人工影响云雨人工影响云雨是人类控制自然的重要方面 。
一百多年前,我国就有炮轰雷雨云的防雹尝试 。
近几十年来,科学技术的进步,国内外人工影响云,雾,降水的方法取得了很大的进展 。
人工降雨就是根据自然界降水形成的原理,
人为地补充某些形成降水所必须的条件,促使云滴迅速凝结或并合增大,形成降水 。 所采用的方法,因云的性质不同,有以下几种：
（ 一 ） 人工影响冷云降水中纬度地区冬季经常出现大范围的过冷却层状云，但很少降水。夏季也经常出现云顶高于 0℃ 层高度的积状云，其中能产生降水的也为数不多。根据贝吉龙学说，这种云之所以没有降水，主要是云内缺乏冰晶，云滴得不到增长。
影响冷云降水的基本原理是设法破坏云的物态结构，也就是在云内制造适量的冰晶，使其产生冰晶效应，使水滴蒸发，冰晶增长。 当冰晶长大到一定尺度后，发生沉降，沿途由于凝华和冲并增长而变成大的降水质点下降，这就是所谓冷云的,静力催化,。 60年代又提出了
,动力催化,试验，其依据是：在云体的过冷却（ -10℃ ）部分，大量而迅速地引入人工冰核。
当冰核转化成冰晶时，要释放大量潜热，使云内温度升高，形成或增大上升气流，促使云体在垂直和水平方向迅速发展，相应延长云的生命期，加速云内降水形成过程，从而增加降水量。静力催化与动力催化都是从影响云的微物理结构着手，所不同的是静力催化着眼于云内水的相态不稳定性，动力催化立足于影响或加强云内的热力不稳定。
在云内人工产生冰晶的方法有二种,一种是在云中投入冷冻剂,如干冰 （ 即固体二氧化碳 ）,在 1013hPa下,其升华温度为 -79℃ 。 将干冰投入过冷却云中后,在它的周围薄层内便形成一个冷区,在此冷区内,过饱和度很大,
因此水汽分子结合物能够存在和长大 。 试验表明,当温度低于 -40℃ 时,即有自生冰晶 。 因此,
在干冰周围形成了大量的冰晶胚胎,其中较大的冰晶经过湍流扩散到四周空间,以后继续成长为更大的降水质点而下落 。 在不同温度下,
干冰所产生的冰晶数是不同的 。 理论计算指出,
一克干冰所产生的冰晶数是随气温的降低而增加的 。 温度从 -1℃ 降至 -20℃ 时,所产生的冰晶数从 5.55× 1011个增到 1.22× 1014个,它比实验值要大些 。 按实验室测定,当云温为 -2— -15℃ 时每克干冰可产生 8× 1011个冰晶 。
另一种方法是引入人工冰核 （ 凝华核或冻结核 ） 。 目前人们认为碘化银是一种非常有效的冷云催化剂 。 碘化银具有三种结晶形状,其中六方晶形与冰晶的结构相似,能起冰核作用,
适用于 -4— -15℃ 的冷云催化 。 每克碘化银所能产生的冰晶数视温度而定,温度低,有效冰核数目多,产生的冰晶数也多 。 例如当温度 t=
-10℃ 时,一克碘化银能产生 1010— 1012个冰核,
当 t=-20℃ 时则能产生 1016个冰核 。
对碘化银成冰作用的机制,多年来争论很大,
有人认为水汽分子直接在 AgI质点上凝华形成冰晶,碘化银起凝华核的作用 。 也有人认为碘化银起冻结核作用,一开始碘化银质点作为凝结核形成水滴,然后再冻结产生冰晶 。 另外也有人认为碘化银起接触核的作用,也就是碘化银质点与过冷水滴互相碰撞后冻结而形成冰晶 。
有的云雾工作者又提出这样的看法：自然界中的水汽过饱和度一般是小于 1％ 的,当温度低于
-12℃ 时,碘化银质点的成冰机制主要是凝华作用 。 当温度在 -12— -5℃ 时,主要是起先凝结后冻结的作用 。 当温度等于 -5℃ 时,起接触核的作用比较明显 。
（ 二 ） 人工影响暧云降水整个云体温度高于 0℃ 的云称为暖云。我国南方夏季的浓积云、层积云多属于这种云。在暖云中，胶性稳定状态的维持往往是由于云中缺乏大水滴，滴谱较窄，冲并作用不易进行之故。暖云内不可能有冰晶效应，促使降水形成起决定性作用的是水滴大小不均匀和冲并过程。
因此，要人工影响暖云降水可以引入吸湿性核
（如食盐）。由于其能在低饱和度下凝结增长，
故可在短时间内形成数十微米以上的大滴。 也可直接引入 30— 40μ m的大水滴，从而拓宽滴谱，
加速冲并增长的过程，达到降水的目的。或引入表面活性物质（能显著减小水滴表面张力又可抑制蒸发的物质），改变水滴的表面张力状态，以利于形成大水滴并促使其破碎，加速链锁反应，从而形成降水。
我国南方大量的野外试验中,发现在暖性对流云顶播撒大颗粒 （ 直径大于 100μ m）,大剂量 （ 每千米几十千克 ） 的盐粉,效果很显著 。
对于发展快,垂直厚度大,含水量丰富而又有上升气流的暖性对流云进行反复催化,可以得到大量降水 。 但是这种方法消耗食盐量大,效率低 。 要求飞机有较大的载量 。
在美国,澳大利亚和我国都曾对暖云作过播散大水滴的试验,用飞机从云顶或云下部撒水 。
发现能使暖云降水有所发展,并可使薄云消散 。
用这种方法要求飞机有较大的载量,其效能也不如播散吸湿性物质 。
五,降水分布全球 6— 8月和 12— 2月降水总量的分布图
（ 图略 ）,比平均温度分布图要复杂得多 。 在带状分布中有三个主要特点,① 有一个赤道降水最大值,其位置和热赤道一样,略偏在北半球； ② 高纬度的降水总量很小； ③ 在副热带纬度是一个次低值,尽管副热带高压区是著名的干旱区,但在这个纬度中,大陆东岸的夏季,
降雨量还是相当多的 。
降水的分布与大气的运动,气团和锋带的活动以及海陆分布等有密切的关系 。 分析全球 6—
8月和 12— 2月降水总量的分布图时,要注意到下列因子,① 空气温度对大气最大水汽含量的限制 。 这一点对高纬度和冬季大陆内部很重要；
② 纬向的水汽输送主要是由大气平流造成的 。
这本身反映了全球风系和它们的分布 （ 特别是辐合的信风系统和多气旋的西风带 ） ； ③ 海陆分布 。 值得注意的是南半球缺乏像北半球那样的广阔内陆 。 南半球浩瀚的海洋使得中纬度的风暴增加了纬向分布的降水平均值,45° S与 50° N相比,前者增加了约
1/3。 另外季风的影响也是不可忽视的因素,尤其是在亚洲； ④ 山区的分布对局地盛行风的影响,也制约着降水分布 。
