气象岗前培训 稳定度、云的发展与降水稳定度、云的发展与降水 本章主要内容本章主要内容•大气大气稳定度定度•绝热过程：干程：干绝热过程，湿程，湿绝热过程程•云的云的发展展•降水降水 •大部份云是由于空气大部份云是由于空气块上升而冷却，从而上升而冷却，从而产生凝生凝结•空气空气块为什么会上升？什么会上升？•为什么它什么它们在某些地方上升而在另一些地在某些地方上升而在另一些地方不上升？方不上升？•为什么云会有各种不同的形状？什么云会有各种不同的形状？•回答回答这些些问题要从了解大气的要从了解大气的稳定度开始定度开始 空气团空气团•热力学力学: 研究研究系系统的的热状状态•空气空气团将作将作为一个系一个系统•空气空气团 – 有有别于于围绕它的它的环境的一定体境的一定体积的空的空气，在外力的作用下可以膨气，在外力的作用下可以膨胀，，压缩和移和移动，，但但不与大气作不与大气作质量和能量的交量和能量的交换•绝热过程程 – 与与环境没有能量交境没有能量交换的的过程想象的：象气球足够大：很多分子足够小：性质均匀 空气团运动空气团运动绝热过程中，由理想气体定律程中，由理想气体定律(pV=nRT)知知道：道：空气空气团抬升膨抬升膨胀变冷冷空气空气团下沉下沉压缩变暖暖 •气气块周周围的大气称的大气称为气气块的的环境，或称境，或称环境大气。
境大气•环境大气的状境大气的状态，包括它的气，包括它的气压、温度、温度和露点随高度的分布是已知的，而且在和露点随高度的分布是已知的，而且在以后的以后的讨论中假中假设是不是不变的•环境大气中的温度或露点随高度的分布境大气中的温度或露点随高度的分布是通是通过测量得到的，称量得到的，称为层结曲曲线 大气稳定度大气稳定度稳定度：浮力温度递减率平衡态非平衡态一个空气块，当它被移一个空气块，当它被移动离开了原来的位置时，动离开了原来的位置时，它自动会回到原来的位它自动会回到原来的位置，大气就是稳定的置，大气就是稳定的相反，气块会继续向它相反，气块会继续向它被移动的方向运动，大被移动的方向运动，大气就是不稳定的气就是不稳定的 浮力•与密度比有关：与密度比有关： •F/m 单位质量浮力•G 重力加速度 (9.8m s-2)•0 环境密度 • 空气团密度空气团密度稳定度与浮力有关稳定度与浮力有关空气团密度小于环境空气空气团密度小于环境空气:浮力为正，上升（暖）浮力为正，上升（暖） 浮力—温度空气团环境 干、湿绝热过程干、湿绝热过程•假如气假如气块被向上抬升，由于周被向上抬升，由于周围环境境压力下降，力下降，气气块将要膨将要膨胀(气球皮只阻气球皮只阻挡气气块和周和周围环境大境大气的物气的物质交交换，不妨碍它的膨，不妨碍它的膨胀)。
膨膨胀使气使气块的温度将要下降的温度将要下降•如果气如果气块和周和周围没有没有热量交量交换，是，是绝热的而且在开始且在开始时，温度下降得不多，气，温度下降得不多，气块还没有达没有达到到饱和，也没有水滴凝和，也没有水滴凝结出来，出来，这个个过程被称程被称为是是干干绝热过程程；；•如果抬升高度比如果抬升高度比较大，气大，气块降温很多，达到降温很多，达到饱和，再和，再继续抬升，就会有云滴凝抬升，就会有云滴凝结出来这时称称为湿湿绝热过程程 干绝热递减率干绝热递减率 Dry Adiabatic Lapse Rate（（DALR）） •在干在干绝热的条件下，气的条件下，气块每抬每抬升一公里，温度下降升一公里，温度下降~100C称称为干干绝热温度温度递减率•气气块是由于膨是由于膨胀而而对外做功，外做功，因此消耗了它的内能，表因此消耗了它的内能，表现为温度的下降温度的下降•相反，如果气相反，如果气块下沉，那么气下沉，那么气块将被将被压缩而增温增温的速而增温增温的速率也是每公里率也是每公里~100C•实际上上这两种两种过程是可逆的程是可逆的 •如果在不断抬升降温的如果在不断抬升降温的过程中，气程中，气块达到达到了飽和。
再降温，云滴就要凝了飽和再降温，云滴就要凝结出来了•凝凝结过程会放出凝程会放出凝结热，部份地抵消了由，部份地抵消了由于气于气块对外做功所消耗的能量；另外凝外做功所消耗的能量；另外凝结出的液出的液态水的水的热容量容量较大因此气大因此气块温度温度的下降就減慢的下降就減慢了•抬升抬升单位高度温度的位高度温度的递减率称减率称为湿湿绝热递减率减率，其，其值可从每公里可从每公里100C逐逐渐减小到减小到3 - 40C，，视凝凝结出水份的多少而定出水份的多少而定湿绝热递减率湿绝热递减率Moist Adiabatic Lapse Rate（（MALR）） 温度递减率•干干绝热递减率减率•湿湿绝热递减率减率•环境境递减率减率 – 实际测量的量的递减率减率–在在对流流层大气，通常 大气，通常 6.5 º C /km10°C/km6°C/km •如果湿如果湿绝热过程中所凝程中所凝结出来的水都不离开气出来的水都不离开气块，随着气，随着气块一起一起运运动，那么称它是，那么称它是绝热的就是真的如果的就是真的如果这块气气块下沉重新回到下沉重新回到原来出原来出发的位置，那么所有的水也重新蒸的位置，那么所有的水也重新蒸发掉，把曾掉，把曾经释放的凝放的凝结热又消耗掉，气又消耗掉，气块可以完全回到它本来的状可以完全回到它本来的状态。
•如果湿如果湿绝热过程中凝程中凝结出来的水立即离开气出来的水立即离开气块，可以，可以设想是下雨想是下雨掉了这时再称再称过程是程是绝热的的实际上是不上是不对的了因为掉了的雨掉了的雨水水带走（或走（或带来）了一定的来）了一定的热能，能，过程是非程是非绝热的在气象上称的在气象上称为是是假假绝热过程程•如果气如果气块在抬升在抬升时是做假是做假绝热过程，当它再下沉回到出程，当它再下沉回到出发位置位置时，，它的温度就会高于原来的温度它的温度就会高于原来的温度•假假绝热过程是不可逆的程是不可逆的假绝热过程假绝热过程 Lift CondensationTemperature (C)Altitude(m)UnsaturatedDry AdiabaticLapse Rate(DALR)Moist AdiabaticLapse Rate(MALR)SaturatedLFC : LiftCondensationLevel 绝热过程中气块露点的变化绝热过程中气块露点的变化•当气块被抬升时，水汽压也随着气压一起当气块被抬升时，水汽压也随着气压一起下降由于体积增加了，水汽总量並没有下降由于体积增加了，水汽总量並没有变，因此水汽密度就下降了。
变，因此水汽密度就下降了•与此对应，与此对应，露点温度露点温度也要下降一般每公也要下降一般每公里下降里下降20C•而未饱和空气每上升而未饱和空气每上升100m，温度下降约，温度下降约1℃，因此气温露点差的减小速度约，因此气温露点差的减小速度约0.8℃/100m 状态曲线状态曲线•现在我在我们将注意力集中在那将注意力集中在那块气气块•假假设从地面开始气从地面开始气块的气的气压、温度、、温度、露点都和周露点都和周围相同•由于某种原因，气由于某种原因，气块被抬升我被抬升我们可以可以把气把气块抬升抬升过程中各个高度上的温度点程中各个高度上的温度点成曲成曲线，称，称为状状态曲曲线 •在上升曲在上升曲线最初最初阶段，气段，气块按干按干绝热递減率降温同減率降温同时气气块的露点温度也按每的露点温度也按每公里公里20C的速率的速率递减到某个高度上，减到某个高度上，这两根直两根直线相交了，表示气相交了，表示气块温度己达到温度己达到露点温度，即气露点温度，即气块达到飽和再上升，达到飽和再上升，水汽就凝水汽就凝结出来了，出来了，进入到湿入到湿绝热过程•这两条直两条直线相交的高度称相交的高度称为抬升凝抬升凝结高高度度(LCL)，一般也就是，一般也就是云底高度云底高度。
•在凝结高度以上，气块温度按在凝结高度以上，气块温度按湿绝热递减率湿绝热递减率下降•开始，气压和温度都比较高，凝结出来的水比较多，使温度下降得很慢开始，气压和温度都比较高，凝结出来的水比较多，使温度下降得很慢上升曲线看上去比较陡但随着高度升高，单位距离凝结出来的水越来越上升曲线看上去比较陡但随着高度升高，单位距离凝结出来的水越来越少，上升曲线逐漸少，上升曲线逐漸向干绝热递减率靠拢向干绝热递减率靠拢 稳定度的确定稳定度的确定•现在我们要讨论上升气块和周围环境空气现在我们要讨论上升气块和周围环境空气之间的关系之间的关系•环境空气的环境空气的层结曲线层结曲线是由测量得到的是由测量得到的•作为一种作为一种平均状态平均状态，标准大气采用在对流，标准大气采用在对流层中空气温度每上升一公里下降层中空气温度每上升一公里下降6.50C•每天的层结曲线都是不同的，一天中不同每天的层结曲线都是不同的，一天中不同时刻，层结曲线也会有变化，尤其在近地时刻，层结曲线也会有变化，尤其在近地层变化最大层变化最大 不稳定大气不稳定大气•如果环境大气的温度递减率如果环境大气的温度递减率(ELR)超过干绝超过干绝热递减率热递减率(DALR)。
•当气块被外力抬升以后，由于气块温度将当气块被外力抬升以后，由于气块温度将高于周围环境，气块会受到一个浮力而继高于周围环境，气块会受到一个浮力而继续上升•这种大气被称为这种大气被称为不稳定大气不稳定大气 不稳定空气不稳定空气•空气空气团比空气暖比空气暖•持持续上升上升ELR>DALRELR = 11ºC 绝对不稳定空气绝对不稳定空气•空气空气团比比环境暖境暖•继续上升上升ELR>DALRELR = 11ºC> 条件不稳定空气条件不稳定空气•干时，稳定干时，稳定ELR ELR > MALRELR = 7ºC>< 稳定大气稳定大气•如果环境大气的层结曲线温度递减率较小如果环境大气的层结曲线温度递减率较小（比如按标准大气，每公里温度减低（比如按标准大气，每公里温度减低6.50C），而气块上升时气块温度按干绝热），而气块上升时气块温度按干绝热递减率，每公里減低递减率，每公里減低100C这样，当外力这样，当外力把气块抬升一定高度，气块的温度将低于把气块抬升一定高度，气块的温度将低于同一高度的环境大气。
冷空气密度大，就同一高度的环境大气冷空气密度大，就有下沉的趋势因此若外力不再抬了，气有下沉的趋势因此若外力不再抬了，气块会自动的回到原来位置，这时大气是稳块会自动的回到原来位置，这时大气是稳定的 稳定条件稳定条件稳定空气定空气DALR > ELRELR = 4ºC 绝对稳定空气绝对稳定空气•绝对稳定空气定空气–ELR < MALR•中性中性稳定度定度–MALR < ELR < DALR ELR = 4ºC< 造成稳定的条件造成稳定的条件•下沉逆温下沉逆温•夜夜间 自由对流高度LFCLevel of Free ConvectionLFCLCL-+ln(p0/p)Tq0层结曲线 温度对数压力图温度对数压力图•在在讨论大气大气稳定度和大气定度和大气对流流时，广泛，广泛地地应用温度用温度对数数压力力图，也称，也称绝热图表表（（Adiabatic Charts)•橫坐橫坐标是温度•纵座座标是高度，但因是高度，但因为高度和高度和压力的力的对数成正比，故数成正比，故纵坐坐标标为压力的力的对数 标准大气对流层中气压随高度的变化标准大气对流层中气压随高度的变化气压（气压（hPa））高度（米）高度（米）1013.250898.761000795.012000701.213000616.604000540.485000472.176000 图中有三组等值线分别为：图中有三组等值线分别为： 干绝热线干绝热线 湿绝热线湿绝热线 等飽和比湿线等飽和比湿线 影响ELR的因子通常环境温度递减率是通常环境温度递减率是(ELR)是是-6.5 °C / km但是地面气温和近地层垂直温度廓线的时空变化非常大但是地面气温和近地层垂直温度廓线的时空变化非常大各种影响各种影响1. 地表（热源和冷源）通过低层大气的加热和冷却地表（热源和冷源）通过低层大气的加热和冷却2. 冷暖平流冷暖平流3. 不同不同ELR气团的平流气团的平流 低层大气的加热和冷却大气从底部加热大气从底部加热ELR 中午最陡；中午最陡；晴天最大；晴天最大；夜间最小夜间最小逆温逆温 不稳定空气抬升的限制不稳定的空气不能永远抬升不稳定的空气不能永远抬升制动机制制动机制1. 升入稳定层结升入稳定层结2. 挾卷挾卷不稳定不稳定稳定稳定 逆温: 极端稳定空气1. 辐射逆温辐射逆温 辐射雾辐射雾2. 锋面逆温锋面逆温 足够冷－冰雹和冻雨足够冷－冰雹和冻雨3. （地形逆温）谷底逆温（地形逆温）谷底逆温4. 暖平流逆温暖平流逆温5. 湍流混合逆温湍流混合逆温6. 下沉逆温下沉逆温 稳定度总结稳定度总结•绝热递减率减率•DALR/MALR/ELR•露点露点递减率减率•各种条件各种条件•稳定定/绝对稳定定•不不稳定定/绝对不不稳定定•条件不条件不稳定定/中性中性 大气稳定度的变化大气稳定度的变化•在一天的不同在一天的不同时刻，由于各高度上空气刻，由于各高度上空气温度的温度的变化，大气化，大气稳定度是会定度是会变的。
的–如果低如果低层大气增温，高大气增温，高层大气降温，大气降温，层结就就朝不朝不稳定的方向改定的方向改变；；–如果低如果低层降温，高降温，高层增温，增温，层结就朝就朝稳定的定的方向方向变•请注意，注意，这里只里只讲往那一个方向往那一个方向变，不，不一定就是一定就是稳定或不定或不稳定的了 大气增温和降温大气增温和降温•造成大气增温的原因有：造成大气增温的原因有：–太阳加太阳加热（尤其在地面）；（尤其在地面）；–水平水平风带来的暖空气（暖平流）；来的暖空气（暖平流）；–空气流空气流经暖的下暖的下垫面•造成大气降温的原因：造成大气降温的原因：–辐射冷却；射冷却；–水平水平风带来的冷空气（冷平流）；来的冷空气（冷平流）；–空气流空气流经冷的下冷的下垫面 不稳定的原因不稳定的原因•上部冷却上部冷却–风 /冷平流冷平流–云的云的辐射冷却射冷却•下部加下部加热–太阳太阳辐射加射加热–暖平流暖平流 混合过程改变递减率混合过程改变递减率•对流或者湍流流或者湍流–最最终接近接近 DALRCooling 整层空气的抬升整层空气的抬升•有时整层大气会被抬升，例如冷空气的有时整层大气会被抬升，例如冷空气的侵入，把整层暖空气往上抬。
由于被抬侵入，把整层暖空气往上抬由于被抬升空气上下部湿度条件不同，这一层空升空气上下部湿度条件不同，这一层空气的稳定度状态会发生变化气的稳定度状态会发生变化•如果在整层大气抬升的过程中，上下部如果在整层大气抬升的过程中，上下部的空气都没有达到饱和，它们都按干绝的空气都没有达到饱和，它们都按干绝热递减率降温但由于在抬升过程中，热递减率降温但由于在抬升过程中，气层在垂直方向要膨胀，气层的厚度会气层在垂直方向要膨胀，气层的厚度会增加这意味着增加这意味着气层顶的抬升高度将大气层顶的抬升高度将大于气层底的抬升高度于气层底的抬升高度气层顶的降温幅气层顶的降温幅度大于气层底气层趋向不稳定方向度大于气层底气层趋向不稳定方向•这种原来是稳定的大气层经过抬升后形这种原来是稳定的大气层经过抬升后形成的不稳定称为整层大气的成的不稳定称为整层大气的条件性不稳条件性不稳定定TZ整层空气的下沉如何呢？整层空气的下沉如何呢？ •如果在整层抬升过程中，气层的底部如果在整层抬升过程中，气层的底部或顶部不在同时达到飽和，事情就复或顶部不在同时达到飽和，事情就复杂了•因为一达到飽和，那里空气温度的递因为一达到飽和，那里空气温度的递減率就会大大減小。
減率就会大大減小•若气层下部先达到飽和，它的温度递若气层下部先达到飽和，它的温度递减较慢而气层顶部一直没有达到飽减较慢而气层顶部一直没有达到飽和，温度递減很快整层大气和，温度递減很快整层大气趋向不趋向不稳定稳定•这种这种下湿上干气层下湿上干气层在抬升后由稳定转在抬升后由稳定转化为不稳定称为化为不稳定称为对流性不稳定对流性不稳定它和许多強风暴天气有关许多強风暴天气有关•如果气层是如果气层是下干上湿如何呢？下干上湿如何呢？•在抬升中上部先达到饱和，结果气层在抬升中上部先达到饱和，结果气层下部降温很多，而上部降温较少，层下部降温很多，而上部降温较少，层结就向稳定的方向发展甚至使不稳结就向稳定的方向发展甚至使不稳定层结变为稳定层结定层结变为稳定层结湿度不均匀空气层的抬升湿度不均匀空气层的抬升 总结总结—绝热过程和稳定度绝热过程和稳定度•考考虑一一块孤立气孤立气块作作绝热抬升，在气抬升，在气块飽和前，温飽和前，温度按干度按干绝热递减率减小（减率减小（100C/km）；当气）；当气块飽和飽和后，温度按湿后，温度按湿绝热递減率减小（減率减小（10 - 30C/km）•干和湿干和湿绝热的冷却速率不同的冷却速率不同.•湿湿绝热递减率所以小于干减率所以小于干绝热递減率是因減率是因为凝凝结过程放出凝程放出凝结热。
•稳定大气中抬升的气定大气中抬升的气团将比将比环境空气冷境空气冷•地面空气冷却、上部加地面空气冷却、上部加热或者整或者整层下沉，将使得大下沉，将使得大气气变得得稳定定•稳定大气中一般形成定大气中一般形成层云云 小结小结•在在稳定大气中，气定大气中，气块被抬升后会有自被抬升后会有自动回到原来位置的回到原来位置的趋势，而且会在原位置上下，而且会在原位置上下发生波生波动运运动；；•在不在不稳定大气中，气定大气中，气块被抬升后就有被抬升后就有继续向抬升方向运向抬升方向运动的的趋势•判断大气判断大气层是是稳定定还是不是不稳定就看定就看这层大气的温度大气的温度递减减率与干率与干绝热或湿或湿绝热递减率之减率之间的关系•如果大气如果大气层温度温度递減率大于干減率大于干绝热递减率，气减率，气层是是绝对不不稳定的；如果小于湿定的；如果小于湿绝热递減率，減率，则气气层是是绝对稳定定的；如果介于二者之的；如果介于二者之间，，则气气层是条件性不是条件性不稳定的•若整若整层气气层被抬升，气被抬升，气层的的稳定度状況会定度状況会发生生变化有条件性不条件性不稳定或定或对流不流不稳定等情況定等情況 云的发展云的发展•大部份云的形成都源自空气大部份云的形成都源自空气块（或（或层））的抬升、膨的抬升、膨胀、冷却。
冷却•其主要其主要过程有：程有： ①①地面加地面加热造成的造成的对流运流运动；； ②②地形造成的抬升；地形造成的抬升； ③③空气空气辐合造成的抬升；合造成的抬升； ④④锋面系面系统帶来的抬升运帶来的抬升运动 对流和对流云对流和对流云•地面由于受太阳加地面由于受太阳加热不均勻，高温不均勻，高温处的空气温度会高于的空气温度会高于周周围空气的温度，因而受到浮力而上升，形成一个空气的温度，因而受到浮力而上升，形成一个热气气泡•热气泡在上升气泡在上升过程中，会和周程中，会和周围环境空气混合，逐境空气混合，逐渐失失去它的特点到它和周去它的特点到它和周围温度一温度一样了，也就不受浮力了了，也就不受浮力了上升上升过程也就停止了程也就停止了•如果地面上如果地面上继续有有热气泡气泡产生，后一个会穿生，后一个会穿过前一个，前一个，它和它和环境大气的混合会少于前一个因此它可以达到更境大气的混合会少于前一个因此它可以达到更高的高度高的高度•这样一个接着一个，在地面一个接着一个，在地面热区域的上方会出区域的上方会出现一个上一个上升气流柱在达到凝升气流柱在达到凝结高度以后，就出高度以后，就出现了了积云。
云 •在一个炎在一个炎热潮湿的夏天中午，滿天都是潮湿的夏天中午，滿天都是积云你可以注意到你可以注意到这些些云的底部都有同一个高度，云的底部都有同一个高度，大大约在一公里左右在一公里左右这些云都是由不些云都是由不稳定大气定大气中的中的对流造成的流造成的——边界界层云•为了便于了便于讨论，我，我们用下列用下列简化：化：•上升气上升气块与周与周围环境没有混合；境没有混合；•只有一个只有一个热气泡气泡产生；生；•在相在相对湿度达到湿度达到100%时即即产生云；生云；•云中相云中相对湿度湿度为100% 云底高度云顶高度夾卷 地形云和焚风地形云和焚风•由地形抬升而形成的云称为地形云由地形抬升而形成的云称为地形云•气流过山后，变得干热，称焚风气流过山后，变得干热，称焚风 如果大气是稳定的，在背风坡常常如果大气是稳定的，在背风坡常常可以出现波动的气流在水汽条件可以出现波动的气流在水汽条件合适时，在波峰处出现云，波谷处合适时，在波峰处出现云，波谷处云消散这就出现云消散这就出现荚状云荚状云这种云象驻波一样，观察到的云似乎静止象驻波一样，观察到的云似乎静止不动，实际上里面的气流，包括云不动，实际上里面的气流，包括云滴都是不断在改换的。
滴都是不断在改换的 大尺度空气辐合所形成的云大尺度空气辐合所形成的云•对流流层低低层大尺度空气的大尺度空气的辐合，合，经常和气常和气旋相旋相联系•气旋是一个低气气旋是一个低气压系系统周围的空气向中的空气向中心心辐合，合，导致中心的空气上升，从而形成致中心的空气上升，从而形成云系•这种系种系统是和是和锋面活面活动相相联系的它们常常常造成水平范常造成水平范围几百甚至上千公里的云系几百甚至上千公里的云系主要是主要是层状云状云 云形状的改变云形状的改变•层状云由于状云由于顶部部辐射冷却，底部射冷却，底部辐射增射增温，可能使温，可能使这一一层大气大气变得不得不稳定，在定，在这一一层中中发生生对流层状的云状的云变为积状状的云的云，如卷，如卷积云、高云、高积云等 •高积云或层积云，由高积云或层积云，由于在云生成的层次中于在云生成的层次中风速较大，或者在这风速较大，或者在这一层中风向随高度有一层中风向随高度有改变，可能出现改变，可能出现云街云街，，即积云块成一条条的即积云块成一条条的排列•如果风向切变适合，如果风向切变适合，还可能形成还可能形成波浪云波浪云（（Billow clouds） •有时候，高积云在垂直有时候，高积云在垂直方向发展比较旺盛，出方向发展比较旺盛，出现堡垒状的突起，称为现堡垒状的突起，称为堡状高积云。
堡状高积云•堡状高积云堡状高积云的出现表示的出现表示对流层中部大气巳经很对流层中部大气巳经很不稳定了如果白天对不稳定了如果白天对流层下部的不稳定发展流层下部的不稳定发展起来，和中部一结合，起来，和中部一结合，形成深厚的不稳定层形成深厚的不稳定层这样对流发展会很強烈这样对流发展会很強烈 混合过程产生层云混合过程产生层云•在大气边界层顶部，常常在大气边界层顶部，常常存在一个逆温层，形成一存在一个逆温层，形成一个稳定的盖子个稳定的盖子•在边界层中常常是下湿上在边界层中常常是下湿上干，但都没有达到飽和干，但都没有达到飽和也没有云也没有云•若在边界层中发生垂直的若在边界层中发生垂直的混合，下部的水汽被送到混合，下部的水汽被送到上部並使上部气层达到飽上部並使上部气层达到飽和，上部就会形成层云和，上部就会形成层云 降水（降水（precipitation））——降水类型，降水过程及降水的测量降水类型，降水过程及降水的测量 降水类型降水类型：：•雨雨 Rain直径大于直径大于 0.5 mm •毛毛雨毛毛雨 Drizzle 滴大小均一滴大小均一/ 直径小于直径小于0.5 mm•层云或部分蒸发的雨层云或部分蒸发的雨•雨幡雨幡 Virga •阵雨阵雨 Shower•雪雪 Snow•冻雨和冰丸冻雨和冰丸•米雪和雪丸米雪和雪丸•冰雹冰雹 Hail 雨幡 雨幡雨幡•雨滴在下落雨滴在下落过程中不断程中不断蒸蒸发、消失而在、消失而在云底形成的云底形成的丝缕条条纹状状悬垂物。
因垂物因为悬挂于云底的挂于云底的丝缕条条纹状雨滴或冰晶，随状雨滴或冰晶，随云云飘荡，形似旗幡，所以得名但因空，形似旗幡，所以得名但因空气干燥，雨雪未及落地，就在空中蒸气干燥，雨雪未及落地，就在空中蒸发，，从而形成空中降水从而形成空中降水现象分为雨幡和雪雨幡和雪幡两种雨幡多在幡两种雨幡多在积雨云、雨雨云、雨层云、高云、高积云和云和层积云下出云下出现；雪幡多在卷云下；雪幡多在卷云下出出现 降水类型的垂直温度廓线降水类型的垂直温度廓线雨夹雪冰雨 空气运动与云和降水特性空气运动与云和降水特性 降水状况：雨强、降水时数和雨量•雨雨强是是单位位时间中的降水量，常用中的降水量，常用 mm/小小时 或或 mm/分分钟 来来记它多用于反映瞬它多用于反映瞬间的降水的降水状況在一次降水状況在一次降水过程中，雨程中，雨强会随会随时间有很有很大的改大的改变•降水降水时间是指一次是指一次连续降水持降水持续的的时间，它也，它也可以可以记为一天中一天中总的下雨的下雨时数•雨量雨量是一天或是一天或12小小时，，6小小时中中总的降水量，的降水量，常用常用 mm/24小小时；；mm/12小小时 或或mm/6小小时 来来表示。
表示•雨量的雨量的mm是表示雨水在没有任何是表示雨水在没有任何损失的情況失的情況下下应该累累积的厚度因此雨量的的厚度因此雨量的观测应当是用当是用一个直上直下的筒来接雨水，然后再量一个直上直下的筒来接雨水，然后再量积水的水的深度 •常用小雨，中雨，大雨，暴雨和大暴雨等名常用小雨，中雨，大雨，暴雨和大暴雨等名词来描述降水的状況来描述降水的状況•可以用雨可以用雨强，也可以用一天中的降水量来定，也可以用一天中的降水量来定义 小雨小雨 <2.5mm/h 10mm/day 中雨中雨 2.6-8mm/h 10-25mm/day 大雨大雨 8.1-15.9mm/h 25-50mm/day 暴雨暴雨 >16mm/h 50-100mm/day 大暴雨大暴雨 >100mm/day 降水过程降水过程•云滴的增云滴的增长–碰并碰并过程程 (Collision and Coalescence Process)–冰晶（冰晶（贝吉吉龙））过程程 ( Ice-Crystal or Bergeron Process) •云滴长成雨滴，半径增大云滴长成雨滴，半径增大了了10倍。
倍•云滴越小，表面曲率半径云滴越小，表面曲率半径越大，为避免蒸发所需周越大，为避免蒸发所需周围空气的相对湿度越大围空气的相对湿度越大•周围空气过饱和的云滴可周围空气过饱和的云滴可以自发凝结生长相对湿以自发凝结生长相对湿度小于度小于100%时，云滴的凝时，云滴的凝结生长需借助吸湿性云凝结生长需借助吸湿性云凝结核•云滴小而轻，无法落到地云滴小而轻，无法落到地面形成降水若仅靠面形成降水若仅靠凝结凝结生长成为足够大的雨滴至生长成为足够大的雨滴至少需要几天少需要几天 •碰并过程发生于暖碰并过程发生于暖云（云（ T > -15ºC））•空气摩擦与粒子表空气摩擦与粒子表面积和速度有关：面积和速度有关： f = 4p pr2kv2 粒子重力和所受阻粒子重力和所受阻力相等时力相等时 ρ 4/3 p p r3= 4p pr2kv2 达到下落末速达到下落末速v 则则 a.大小均一的云滴下落速度相同，无法碰撞b.大滴下落速度较大，和小滴发生并合 降水过程中不同大小的粒子的下落末速 •并非所有的碰撞都能造成并合（ Coalescence，即大滴下落收集小滴的生长过程），还需考虑表面张力，上升速度及云滴电性等因素的影响。
•如：雨滴大了，下降末速度也大如果雨滴很快地落出云底，碰并增长就不能再继续了，反而要开始蒸发了因此要形成大雨滴还需要在云中停留足夠长的时间，这就需要适当的上升速度•典型的层云上升速度小（0.1 m/s）且薄（500m），一般只能形成毛毛雨；而积云通常伴随着急速上升的气流可以形成暴雨 云滴在暖积云中成长为直径达5mm的雨滴1.云滴在暖云（温度在冰点以上）中通常依靠碰并过程成长为雨滴2.在碰并过程中影响雨滴形成的最主要因素为云的含水量，其他重要因素包括：云滴的不同尺寸（需有原始大滴，否则无法启动碰并过程）；云的厚度及上升速度；云滴的电性 过冷却水(super-cooled liquid water)•为什么在低于0℃时仍有液态水存在？这和前面讲的一样，在没有凝结核的情况下，甚至在-20℃时，仍有液态水存在，这种在0℃以下仍能够存在的液态水叫做过冷却水（纯净的冰虽然在0℃时开始融化，但纯净水在0℃以下却不会结冰）•另外，水滴越小，其结冰的温度越低，1个直径25µm的云滴在-36℃才形成冰，1个直径2µm的云滴在-40℃才能形成冰•一般来说，在-40℃以下温度，云完全由冰晶组成 冰晶过程对于中高纬度地区的冷云（温度低于冰点）的降水形成有重要作用。
冰面的饱和水汽压比水面小•在同时存在水滴和冰晶的条件下，空气中的水汽压会调整到相对于冰面是过飽和而对水面是不飽和•水滴会不断蒸发而冰晶会迅速增长这就是冰水转化过程•瑞典科学家Bergeron最先提出这一机制，现被称为贝吉隆过程•条件：水汽、适当数量的冰晶、足够的过冷水•完全没有或冰晶太少，形成不了一定数量的降水粒子；冰晶数量太多，谁都长不大也形成不了降水 饱和是蒸发和凝结达到平衡液态水对水分子的吸引较弱，因而蒸发较强在零度以下很大的温度范围中，水面的飽和水汽压要高于冰面的饱和水汽压在 -12C时，差别最大，约0.27hPa冰面的饱和水汽压比水面小 通过贝吉龙过程，可以把大量过冷水滴的水集中到少数几个冰晶上，让它们很快增大大冰晶在下落到暖区后会溶解成大水滴，通过重力碰并增长为雨滴 高云常常是冰晶的来源那里温度很低，冰核的活化率很高，有比较多的冰晶若云温度低于-40度，则水滴可以自动的冻结了冰晶从高云落到中云，那里是混合云，冰晶不多外来冰晶可以通过贝吉龙过程长大，最后形成降水 一些顶部温度较高的云中，冰晶的增长（accretion）可能有如下过程：冰晶与过冷滴碰撞冻结形成霰 （graupel）。
霰破碎形成许多冰粒子，作为新的冰晶通过碰并（ Aggregation）继续生长 冰晶降水过程的几种可能情况吸附液态水滴吸附液态水滴成为大的冰晶成为大的冰晶大的冰晶碰撞而大的冰晶碰撞而破碎成效的冰晶破碎成效的冰晶冰晶碰撞站在一起冰晶碰撞站在一起形成雪片形成雪片 基于降水的两个过程的原理，通过播撒可作为凝结核的粒子促进云滴的增长形成降水•对暖云是直接播撒能形成大滴的物质，如水滴、盐粉或其它吸湿性物质的粉沫用过尿素、水泥等•如果在暖云之上还有混合云，而且混合云中有足夠的过冷水，则可以在混合云中增加冰晶，让它通过贝吉龙过程长大后掉到暖云中变为大滴•对冷云和混合云的催化是播撒成冰核可以：1.在云中制造一个低于-40摄氏度的空间，自然形成大量冰核如播撒干冰或液氮（Schaefer 1946）2.播撒和冰晶晶体结构相近的物质最常用的是AgI（Vonnegut, 1947）云的催化（cloud seeding） 图示冰晶在液态水含量较高和较低的云中形成降水的过程 雨量筒天气雷达地面遥感卫星遥感降水的测量 雨量计雨量计 所有正式雨量计仪器的开口直径是所有正式雨量计仪器的开口直径是8-inch Simple Standard Advanced 雷达雷达Radar•Radar - RAdio Detection And Ranging•利用回波可测量降水距利用回波可测量降水距离和强度。
离和强度上图为多普勒雷达显示降水强度；下图为多普勒雷达显示的一次一小时降水 冰雹冰雹•冰雹是冰块，有透明的，不透明的，还有一层层交替的有的是冰雹是冰块，有透明的，不透明的，还有一层层交替的有的是椭圆形的，大部分是不规则的椭圆形的，大部分是不规则的•冰雹的直径大于冰雹的直径大于5mm，最大是多少，没有一定的说法最大是多少，没有一定的说法•美国记录美国记录1970年年9月在月在Coffeyville，，Kansas 冰雹重量冰雹重量757克，克，14cm；加拿大；加拿大1973年年8月在月在Cedoux，，Saskatchewan 冰雹重量冰雹重量290克，克，10cm 按尺寸和结构可将冰雹分成三类按尺寸和结构可将冰雹分成三类• 1）霰（）霰（软雹）雹） 白色、透明，直径大白色、透明，直径大约为6mm的的圆球形或球形或锥形的冰粒它形的冰粒它们基本上是由各自基本上是由各自冻结的的小云滴集合在一起而成的密度小，与小云滴集合在一起而成的密度小，与坚硬表面相硬表面相碰碰时会破碎（会破碎（GS）• 2）冰丸（小雹、冰粒））冰丸（小雹、冰粒） 透明或半透明的冰，直透明或半透明的冰，直径几个毫米，呈球形、径几个毫米，呈球形、椭球形、球形、锥形或无形或无规则状等。
状等可以是可以是冻结雨滴或霰外面包一雨滴或霰外面包一层薄冰壳这层冰可冰可以是捕以是捕获小滴小滴冻结而成，或是霰部分融化再而成，或是霰部分融化再冻结而而成（成（PL）• 3）冰雹）冰雹 直径在直径在5mm以上的冰球、冰以上的冰球、冰块形状多样，有球形、，有球形、椭球形、球形、锥形、扁形、扁圆、无、无规则形状等，形状等，大小不一（大小不一（GR） •冰雹产生在发展旺盛的积雨云中，通过碰并增长形成冰雹产生在发展旺盛的积雨云中，通过碰并增长形成•冰雹的中心有一个核心，称为雹胚它们可能是一个霰颗粒冰冰雹的中心有一个核心，称为雹胚它们可能是一个霰颗粒冰雹就是在它的基础上通过碰并增长而形成的雹就是在它的基础上通过碰并增长而形成的 •反映二种不同的增长反映二种不同的增长过程•透明冰透明冰是先有一层液是先有一层液体水，然后再冻结而体水，然后再冻结而形成的，这种冰结实，形成的，这种冰结实，密度大约在密度大约在0.9g/cm3•不透明冰不透明冰是过冷是过冷水滴或冰晶直接碰水滴或冰晶直接碰上去就冻结了，上去就冻结了，其间还留有许多气泡其间还留有许多气泡比较松软，密度也只有比较松软，密度也只有0.5g/cm3左右。
有时左右有时在气泡缝隙中还有未在气泡缝隙中还有未冻结的水冻结的水冰雹中的冰雹中的透明冰透明冰和和不透明冰不透明冰 冰雹的干、湿增长冰雹的干、湿增长•形成形成不透明冰不透明冰的条件是云中的条件是云中温度很低温度很低，，过冷冷水和冰晶的水和冰晶的含量含量较少少，在冰雹与它，在冰雹与它们碰并碰并冻结时所所释放的放的热量可以被及量可以被及时地地扩散出去，散出去，过冷水和冰晶立即冷水和冰晶立即冻结形成了一些空隙，使形成了一些空隙，使冰是不透明的称冰是不透明的称为干增干增长•形成透明冰的条件是云形成透明冰的条件是云温度比温度比较高高，云的含，云的含水量比水量比较大，碰并大，碰并冻结时所所释放的放的热量量较大大而不能及而不能及时被被扩散出去，冰雹表面温度升高散出去，冰雹表面温度升高而形成一而形成一层液体水，然后由内向外液体水，然后由内向外冻结，形，形成透明冰称成透明冰称为湿增湿增长 •当然上面所当然上面所说云温度的高低也是相云温度的高低也是相对的实际上冰雹是干增上冰雹是干增长还是湿增是湿增长取决与取决与单位位时间碰并碰并冻结上去水量所上去水量所释放放热量量是否能被及是否能被及时扩散出去散出去•碰并碰并冻结上去水量和云含水量以及冰雹上去水量和云含水量以及冰雹的半径有关，能的半径有关，能扩散出去的散出去的热量与云的量与云的温度以及冰雹的半径有关。
因此温度以及冰雹的半径有关因此对一定一定大小的冰雹，在某一云温度大小的冰雹，在某一云温度时有一个有一个临界含水量界含水量值•实际含水量大于含水量大于临界含水量就湿增界含水量就湿增长；；小于小于临界含水量就干增界含水量就干增长 雪雪•很多雨很多雨实际上是雪，不上是雪，不过它在掉到地面之前它在掉到地面之前已已经溶化了•在夏季，零度在夏季，零度层高度大高度大约在在3600米，雪花在米，雪花在通通过零度零度层以后有足以后有足夠的的时间使雪片溶化使雪片溶化•在冬季，零度在冬季，零度层高度小于高度小于300米，甚至地面米，甚至地面温度也低于零度，雪片就直接落到地面了温度也低于零度，雪片就直接落到地面了 雪花形状雪花形状•雪花有各种各样的形状，它们基本上是六角形结构，雪花有各种各样的形状，它们基本上是六角形结构，这是和水冻结时晶体结构有关这是和水冻结时晶体结构有关•最基本最基本冰晶形状冰晶形状有有板状、柱状、星状和针状板状、柱状、星状和针状•各种形状冰晶是和它形成时环境的温度湿度条件有各种形状冰晶是和它形成时环境的温度湿度条件有关的 •雪量也是一个十分重要的气象量但它比雨量更也是一个十分重要的气象量。
但它比雨量更难测•雨量筒的方法无法用来雨量筒的方法无法用来测量雪量，因量雪量，因为雪花常常雪花常常会粘会粘结在筒口上也有人在筒口上也有人设计在筒口加在筒口加热的雪量的雪量计，在下方，在下方测量溶化后的水量但要控制加量溶化后的水量但要控制加热系系统能及能及时将雪都溶化，而又不使水份蒸将雪都溶化，而又不使水份蒸发是很困是很困难的•气象上气象上经常用常用积雪深度雪深度来反映降雪的多少如果来反映降雪的多少如果地面温度低于零度，下来的雪完全不溶化，地面温度低于零度，下来的雪完全不溶化，积雪雪深度可以反映降雪量一般深度可以反映降雪量一般积雪深度雪深度1cm相当于相当于1mm降水量•若地面温度高于零度，有一部份雪先溶化了，若地面温度高于零度，有一部份雪先溶化了，积雪深度就不能反映降雪量了雪深度就不能反映降雪量了 其他类型的冰冻降水其他类型的冰冻降水•冻雨、雨雨、雨夹雪（雪（sleet））•米雪（米雪（Snow Grains））•霰（雪丸）（霰（雪丸）（Snow Pellets）） 冻雨冻雨Sleet•冻雨雨 – 透明的小冰球透明的小冰球–D 5mm•融解的雪花或者雨滴在冷表面上融解的雪花或者雨滴在冷表面上冻结形成形成•如果冷表面很浅，雨滴在达到地面前不如果冷表面很浅，雨滴在达到地面前不冻结，，这是是冻雨。
雨•如果雪片在溶解成雨滴后又遇如果雪片在溶解成雨滴后又遇见一一层温度很低的温度很低的层次，次，它它们会会冻成成冻雨，一种硬的雨，一种硬的圆形冰粒一般是透明的，形冰粒一般是透明的，直径直径约5mm它们着地会反着地会反弹，并，并发出声音•如果底如果底层空气温度空气温度还不不够使雨滴使雨滴冻起来，或冷的起来，或冷的层次次不不够厚，它厚，它们会以会以过冷水的形式达到地面冷水的形式达到地面这时它它们会附着在各种物体上，形成会附着在各种物体上，形成闪闪发光的光的冰挂冰挂，很美，很美丽 冰雨形成示意图冰雨形成示意图 米雪（Snow Grains）是小的不透明的冰粒相当于冻结起来的毛毛雨直径小1mm，一般从层状云中产生，从来不从积状云中形成，也不是阵性的落到硬的地面会反跳 霰（雪丸）（Snow Pellets）是白色不透明的冰粒子，直径小于5mm，有时和米雪（SG）不容易区分，但它们是不同的霰（雪丸）是容易碎的，软的，着地也不反跳它们一般是随着阵性降水，尤其是从积雨云中下落 如果积雨云有比较高的含水量，而零度层比较接近地面由于大气不稳定，温度随高度递减很快一个冰晶落到云的中部，温度大约在-23度，它的周围有许多过冷水滴和小冰晶。
因为温度很低，它碰并增长很快，粒子也比较松软，这一过程称为凇结形成雪丸 总结总结•干干绝热过程、湿程、湿绝热过程程•大气大气稳定度定度•抬升凝抬升凝结高度、高度、对流凝流凝结高度高度•云的云的发展展–云的种云的种类与大气运与大气运动的关系的关系•降水降水–降水降水类型型 。