第三章大气中的水分 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 第一节蒸发和凝结 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t=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 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)
1 第三章 大气中的水分 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。 第一节 蒸发和凝结 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。 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）
Ne蒸发(未饱和) (3.1) E=e动态平衡(饱和) 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 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。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=(2500-2.4t)×103(J/kg) (3.2) 根据上式,当t=0℃时,有L=2.5×105J/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 L。=(2.5×10°+3.34×105)J/kg=2.8×10°J/kg 、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、 2
2 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 ñw 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和水汽压判据 E＞e 蒸发（未饱和） （3.1） E=e 动态平衡（饱和） 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 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。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 2.5×106 J/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 3.34×105 J/kg。所以，若以 Ls 表示升华 潜热，则有 Ls=（2.5×106+3.34×105）J/kg=2.8×106 J/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 1、饱和水汽压与温度的关系 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 (3·3 或 E R (3·4) 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=2.5×105J/kg,R=461J/kg·K,To=273K,T=273+t,Eo=6. lipA (为t=0℃时,纯水平面上的饱和水汽压)代入,则得 199t E=E0273+t (3·5) E=E010-8t (3·6) 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。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。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。 2、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+1d=2.8×10J/g取代式(3·4)式中的蒸发潜热L,并积分,可得到冰面上
3 冰面，溶液面等）、形状（平面、凹面、凸面）之间，有密切的关系。 1、饱和水汽压与温度的关系 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=2.5×106 J/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 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。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。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。 2、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=2.8×106 J/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E 977t E1=E0·1 273+t 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 E 6+t 式中a、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763和241.9。对 冰面而言,a、β分别是95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。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。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, 随着溶液滴的増大,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。 3、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。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
4 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。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。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。 3、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。 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。 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 EA e (3·9) P 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 1、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。 、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。 3、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 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
5 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。 1、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。 2、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。 3、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。 4、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36)。 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 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
6 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。 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。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-cm 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 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: 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 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。 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 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,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。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
7 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 -10-3 cm， 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、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： 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。 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。 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。 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，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。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,形成云和雾:也可产生于地表或地物上,形成露、霜、雾凇和 雨凇等 地面的水汽凝结物 1、露和霜。傍晩或夜间,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。有时己生成的露,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lmm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。 2、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
8 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，形成云和雾；也可产生于地表或地物上，形成露、霜、雾凇和 雨凇等。 一、地面的水汽凝结物 1、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。 2、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。 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。 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、夜晩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 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
9 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。 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。 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。 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 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 1、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 2、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
10 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。 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。 1、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。 2、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