穩(wěn)定云的發(fā)展與降水

穩(wěn)定云的發(fā)展與降水第1頁/共113頁穩(wěn)定度、云的發(fā)展與降水

第2頁/共113頁本章主要內(nèi)容大氣穩(wěn)定度絕熱過程：干絕熱過程，濕絕熱過程云的發(fā)展降水第3頁/共113頁大部份云是由于空氣塊上升而冷卻，從而產(chǎn)生凝結?？諝鈮K為什么會上升？為什么它們在某些地方上升而在另一些地方不上升？為什么云會有各種不同的形狀？回答這些問題要從了解大氣的穩(wěn)定度開始。第4頁/共113頁空氣團熱力學:研究系統(tǒng)的熱狀態(tài)空氣團將作為一個系統(tǒng)空氣團

–有別于圍繞它的環(huán)境的一定體積的空氣，在外力的作用下可以膨脹，壓縮和移動，但不與大氣作質量和能量的交換。絕熱過程

–與環(huán)境沒有能量交換的過程。想象的：象氣球足夠大：很多分子足夠?。盒再|均勻第5頁/共113頁空氣團運動絕熱過程中，由理想氣體定律(pV=nRT)知道：空氣團抬升膨脹變冷空氣團下沉壓縮變暖第6頁/共113頁氣塊周圍的大氣稱為氣塊的環(huán)境，或稱環(huán)境大氣。環(huán)境大氣的狀態(tài)，包括它的氣壓、溫度和露點隨高度的分布是已知的，而且在以后的討論中假設是不變的。環(huán)境大氣中的溫度或露點隨高度的分布是通過測量得到的，稱為層結曲線。第7頁/共113頁大氣穩(wěn)定度穩(wěn)定度：浮力溫度遞減率平衡態(tài)非平衡態(tài)一個空氣塊，當它被移動離開了原來的位置時，它自動會回到原來的位置，大氣就是穩(wěn)定的。相反，氣塊會繼續(xù)向它被移動的方向運動，大氣就是不穩(wěn)定的。第8頁/共113頁浮力與密度比有關：

F/m單位質量浮力G重力加速度(9.8ms-2)0

環(huán)境密度空氣團密度穩(wěn)定度與浮力有關

空氣團密度小于環(huán)境空氣:浮力為正，上升（暖）

第9頁/共113頁浮力—溫度空氣團環(huán)境第10頁/共113頁干、濕絕熱過程假如氣塊被向上抬升，由于周圍環(huán)境壓力下降，氣塊將要膨脹(氣球皮只阻擋氣塊和周圍環(huán)境大氣的物質交換，不妨礙它的膨脹)。膨脹使氣塊的溫度將要下降。如果氣塊和周圍沒有熱量交換，是絕熱的。而且在開始時，溫度下降得不多，氣塊還沒有達到飽和，也沒有水滴凝結出來，這個過程被稱為是干絕熱過程；如果抬升高度比較大，氣塊降溫很多，達到飽和，再繼續(xù)抬升，就會有云滴凝結出來。這時稱為濕絕熱過程。第11頁/共113頁干絕熱遞減率

DryAdiabaticLapseRate（DALR）

在干絕熱的條件下，氣塊每抬升一公里，溫度下降~100C。稱為干絕熱溫度遞減率。氣塊是由于膨脹而對外做功，因此消耗了它的內(nèi)能，表現(xiàn)為溫度的下降。相反，如果氣塊下沉，那么氣塊將被壓縮而增溫。增溫的速率也是每公里~100C。實際上這兩種過程是可逆的。第12頁/共113頁如果在不斷抬升降溫的過程中，氣塊達到了飽和。再降溫，云滴就要凝結出來了。凝結過程會放出凝結熱，部份地抵消了由于氣塊對外做功所消耗的能量；另外凝結出的液態(tài)水的熱容量較大。因此氣塊溫度的下降就減慢了。抬升單位高度溫度的遞減率稱為濕絕熱遞減率，其值可從每公里100C逐漸減小到3-40C，視凝結出水份的多少而定。濕絕熱遞減率

MoistAdiabaticLapseRate（MALR）

第13頁/共113頁溫度遞減率干絕熱遞減率濕絕熱遞減率環(huán)境遞減率

–實際測量的遞減率在對流層大氣，通常6.5oC/km10°C/km6°C/km第14頁/共113頁如果濕絕熱過程中所凝結出來的水都不離開氣塊，隨著氣塊一起運動，那么稱它是絕熱的就是真的。如果這塊氣塊下沉重新回到原來出發(fā)的位置，那么所有的水也重新蒸發(fā)掉，把曾經(jīng)釋放的凝結熱又消耗掉，氣塊可以完全回到它本來的狀態(tài)。如果濕絕熱過程中凝結出來的水立即離開氣塊，可以設想是下雨掉了。這時再稱過程是絕熱的實際上是不對的了。因為掉了的雨水帶走（或帶來）了一定的熱能，過程是非絕熱的。在氣象上稱為是假絕熱過程。如果氣塊在抬升時是做假絕熱過程，當它再下沉回到出發(fā)位置時，它的溫度就會高于原來的溫度。假絕熱過程是不可逆的。假絕熱過程第15頁/共113頁LiftCondensationTemperature(C)Altitude(m)UnsaturatedDryAdiabaticLapseRate(DALR)MoistAdiabaticLapseRate(MALR)SaturatedLFC:LiftCondensationLevel第16頁/共113頁絕熱過程中氣塊露點的變化當氣塊被抬升時，水汽壓也隨著氣壓一起下降。由于體積增加了，水汽總量並沒有變，因此水汽密度就下降了。與此對應，露點溫度也要下降。一般每公里下降20C。而未飽和空氣每上升100m，溫度下降約1℃，因此氣溫露點差的減小速度約0.8℃/100m第17頁/共113頁狀態(tài)曲線現(xiàn)在我們將注意力集中在那塊氣塊。假設從地面開始。氣塊的氣壓、溫度、露點都和周圍相同。由于某種原因，氣塊被抬升。我們可以把氣塊抬升過程中各個高度上的溫度點成曲線，稱為狀態(tài)曲線。第18頁/共113頁在上升曲線最初階段，氣塊按干絕熱遞減率降溫。同時氣塊的露點溫度也按每公里20C的速率遞減。到某個高度上，這兩根直線相交了，表示氣塊溫度己達到露點溫度，即氣塊達到飽和。再上升，水汽就凝結出來了，進入到濕絕熱過程。這兩條直線相交的高度稱為抬升凝結高度(LCL)，一般也就是云底高度。第19頁/共113頁在凝結高度以上，氣塊溫度按濕絕熱遞減率下降。開始，氣壓和溫度都比較高，凝結出來的水比較多，使溫度下降得很慢。上升曲線看上去比較陡。但隨著高度升高，單位距離凝結出來的水越來越少，上升曲線逐漸向干絕熱遞減率靠攏。第20頁/共113頁穩(wěn)定度的確定現(xiàn)在我們要討論上升氣塊和周圍環(huán)境空氣之間的關系。環(huán)境空氣的層結曲線是由測量得到的。作為一種平均狀態(tài)，標準大氣采用在對流層中空氣溫度每上升一公里下降6.50C。每天的層結曲線都是不同的，一天中不同時刻，層結曲線也會有變化，尤其在近地層變化最大。第21頁/共113頁不穩(wěn)定大氣如果環(huán)境大氣的溫度遞減率(ELR)超過干絕熱遞減率(DALR)。當氣塊被外力抬升以后，由于氣塊溫度將高于周圍環(huán)境，氣塊會受到一個浮力而繼續(xù)上升。這種大氣被稱為不穩(wěn)定大氣。第22頁/共113頁不穩(wěn)定空氣空氣團比空氣暖持續(xù)上升ELR>DALRELR=11oC第23頁/共113頁絕對不穩(wěn)定空氣空氣團比環(huán)境暖繼續(xù)上升ELR>DALRELR=11oC>第24頁/共113頁條件不穩(wěn)定空氣干時，穩(wěn)定ELR<DALR氣團達到飽和時不穩(wěn)定ELR=7oC第25頁/共113頁條件不穩(wěn)定空氣飽和時，氣團冷卻得慢DALR>ELR>MALRELR=7oC><第26頁/共113頁穩(wěn)定大氣如果環(huán)境大氣的層結曲線溫度遞減率較?。ū热绨礃藴蚀髿猓抗餃囟葴p低6.50C），而氣塊上升時氣塊溫度按干絕熱遞減率，每公里減低100C。這樣，當外力把氣塊抬升一定高度，氣塊的溫度將低于同一高度的環(huán)境大氣。冷空氣密度大，就有下沉的趨勢。因此若外力不再抬了，氣塊會自動的回到原來位置，這時大氣是穩(wěn)定的。第27頁/共113頁穩(wěn)定條件穩(wěn)定空氣DALR>ELRELR=4oC第28頁/共113頁絕對穩(wěn)定空氣絕對穩(wěn)定空氣ELR<MALR中性穩(wěn)定度MALR<ELR<DALRELR=4oC<第29頁/共113頁造成穩(wěn)定的條件下沉逆溫夜間第30頁/共113頁自由對流高度LFC

LevelofFreeConvectionLFCLCL-+ln(p0/p)Tq0層結曲線第31頁/共113頁溫度對數(shù)壓力圖在討論大氣穩(wěn)定度和大氣對流時，廣泛地應用溫度對數(shù)壓力圖，也稱絕熱圖表（AdiabaticCharts)。橫坐標是溫度?？v座標是高度，但因為高度和壓力的對數(shù)成正比，故縱坐標標為壓力的對數(shù)。第32頁/共113頁標準大氣對流層中氣壓隨高度的變化氣壓（hPa）高度（米）1013.250898.761000795.012000701.213000616.604000540.485000472.176000第33頁/共113頁第34頁/共113頁圖中有三組等值線分別為：干絕熱線濕絕熱線等飽和比濕線第35頁/共113頁影響ELR的因子通常環(huán)境溫度遞減率是(ELR)是-6.5°C/km但是地面氣溫和近地層垂直溫度廓線的時空變化非常大各種影響

1.地表（熱源和冷源）通過低層大氣的加熱和冷卻

2.冷暖平流

3.不同ELR氣團的平流第36頁/共113頁低層大氣的加熱和冷卻大氣從底部加熱ELR中午最陡；晴天最大；夜間最小逆溫第37頁/共113頁Evolutionofatypicalboundarylayer第38頁/共113頁Howtheelevatedpollutantsaffectonsurfaceairquality?第39頁/共113頁不穩(wěn)定空氣抬升的限制不穩(wěn)定的空氣不能永遠抬升

制動機制

1.升入穩(wěn)定層結

2.挾卷不穩(wěn)定穩(wěn)定第40頁/共113頁逆溫:極端穩(wěn)定空氣1.輻射逆溫

輻射霧

2.鋒面逆溫

足夠冷－冰雹和凍雨3.（地形逆溫）谷底逆溫4.暖平流逆溫5.湍流混合逆溫6.下沉逆溫

第41頁/共113頁穩(wěn)定度總結絕熱遞減率DALR/MALR/ELR露點遞減率各種條件穩(wěn)定/絕對穩(wěn)定不穩(wěn)定/絕對不穩(wěn)定條件不穩(wěn)定/中性第42頁/共113頁大氣穩(wěn)定度的變化在一天的不同時刻，由于各高度上空氣溫度的變化，大氣穩(wěn)定度是會變的。如果低層大氣增溫，高層大氣降溫，層結就朝不穩(wěn)定的方向改變；如果低層降溫，高層增溫，層結就朝穩(wěn)定的方向變。請注意，這里只講往那一個方向變，不一定就是穩(wěn)定或不穩(wěn)定的了。第43頁/共113頁大氣增溫和降溫造成大氣增溫的原因有：太陽加熱（尤其在地面）；水平風帶來的暖空氣（暖平流）；空氣流經(jīng)暖的下墊面。造成大氣降溫的原因：輻射冷卻；水平風帶來的冷空氣（冷平流）；空氣流經(jīng)冷的下墊面。第44頁/共113頁不穩(wěn)定的原因上部冷卻風/冷平流云的輻射冷卻下部加熱太陽輻射加熱暖平流第45頁/共113頁混合過程改變遞減率對流或者湍流最終接近DALRCooling第46頁/共113頁整層空氣的抬升有時整層大氣會被抬升，例如冷空氣的侵入，把整層暖空氣往上抬。由于被抬升空氣上下部濕度條件不同，這一層空氣的穩(wěn)定度狀態(tài)會發(fā)生變化。如果在整層大氣抬升的過程中，上下部的空氣都沒有達到飽和，它們都按干絕熱遞減率降溫。但由于在抬升過程中，氣層在垂直方向要膨脹，氣層的厚度會增加。這意味著氣層頂?shù)奶叨葘⒋笥跉鈱拥椎奶叨?。氣層頂?shù)慕禍胤却笥跉鈱拥?。氣層趨向不穩(wěn)定方向。這種原來是穩(wěn)定的大氣層經(jīng)過抬升后形成的不穩(wěn)定稱為整層大氣的條件性不穩(wěn)定TZ整層空氣的下沉如何呢？第47頁/共113頁如果在整層抬升過程中，氣層的底部或頂部不在同時達到飽和，事情就復雜了。因為一達到飽和，那里空氣溫度的遞減率就會大大減小。若氣層下部先達到飽和，它的溫度遞減較慢。而氣層頂部一直沒有達到飽和，溫度遞減很快。整層大氣趨向不穩(wěn)定。這種下濕上干氣層在抬升后由穩(wěn)定轉化為不穩(wěn)定稱為對流性不穩(wěn)定。它和許多強風暴天氣有關。如果氣層是下干上濕如何呢？在抬升中上部先達到飽和，結果氣層下部降溫很多，而上部降溫較少，層結就向穩(wěn)定的方向發(fā)展。甚至使不穩(wěn)定層結變?yōu)榉€(wěn)定層結。濕度不均勻空氣層的抬升第48頁/共113頁總結—絕熱過程和穩(wěn)定度考慮一塊孤立氣塊作絕熱抬升，在氣塊飽和前，溫度按干絕熱遞減率減?。?00C/km）；當氣塊飽和后，溫度按濕絕熱遞減率減?。?0-30C/km）。干和濕絕熱的冷卻速率不同.濕絕熱遞減率所以小于干絕熱遞減率是因為凝結過程放出凝結熱。穩(wěn)定大氣中抬升的氣團將比環(huán)境空氣冷地面空氣冷卻、上部加熱或者整層下沉，將使得大氣變得穩(wěn)定穩(wěn)定大氣中一般形成層云第49頁/共113頁小結在穩(wěn)定大氣中，氣塊被抬升后會有自動回到原來位置的趨勢，而且會在原位置上下發(fā)生波動運動；在不穩(wěn)定大氣中，氣塊被抬升后就有繼續(xù)向抬升方向運動的趨勢。判斷大氣層是穩(wěn)定還是不穩(wěn)定就看這層大氣的溫度遞減率與干絕熱或濕絕熱遞減率之間的關系。如果大氣層溫度遞減率大于干絕熱遞減率，氣層是絕對不穩(wěn)定的；如果小于濕絕熱遞減率，則氣層是絕對穩(wěn)定的；如果介于二者之間，則氣層是條件性不穩(wěn)定的。若整層氣層被抬升，氣層的穩(wěn)定度狀況會發(fā)生變化。有條件性不穩(wěn)定或對流不穩(wěn)定等情況。第50頁/共113頁云的發(fā)展大部份云的形成都源自空氣塊（或層）的抬升、膨脹、冷卻。其主要過程有：①地面加熱造成的對流運動；②地形造成的抬升；③空氣輻合造成的抬升；④鋒面系統(tǒng)帶來的抬升運動。第51頁/共113頁第52頁/共113頁對流和對流云地面由于受太陽加熱不均勻，高溫處的空氣溫度會高于周圍空氣的溫度，因而受到浮力而上升，形成一個熱氣泡。熱氣泡在上升過程中，會和周圍環(huán)境空氣混合，逐漸失去它的特點。到它和周圍溫度一樣了，也就不受浮力了。上升過程也就停止了。如果地面上繼續(xù)有熱氣泡產(chǎn)生，后一個會穿過前一個，它和環(huán)境大氣的混合會少于前一個。因此它可以達到更高的高度。這樣一個接著一個，在地面熱區(qū)域的上方會出現(xiàn)一個上升氣流柱。在達到凝結高度以后，就出現(xiàn)了積云。第53頁/共113頁第54頁/共113頁在一個炎熱潮濕的夏天中午，滿天都是積云。你可以注意到這些云的底部都有同一個高度，大約在一公里左右。這些云都是由不穩(wěn)定大氣中的對流造成的——邊界層云。為了便于討論，我們用下列簡化：上升氣塊與周圍環(huán)境沒有混合；只有一個熱氣泡產(chǎn)生；在相對濕度達到100%時即產(chǎn)生云；云中相對濕度為100%。第55頁/共113頁云底高度。云頂高度。夾卷第56頁/共113頁地形云和焚風由地形抬升而形成的云稱為地形云。氣流過山后，變得干熱，稱焚風。第57頁/共113頁第58頁/共113頁

如果大氣是穩(wěn)定的，在背風坡常?？梢猿霈F(xiàn)波動的氣流。在水汽條件合適時，在波峰處出現(xiàn)云，波谷處云消散。這就出現(xiàn)莢狀云。這種云象駐波一樣，觀察到的云似乎靜止不動，實際上里面的氣流，包括云滴都是不斷在改換的。第59頁/共113頁大尺度空氣輻合所形成的云對流層低層大尺度空氣的輻合，經(jīng)常和氣旋相聯(lián)系。氣旋是一個低氣壓系統(tǒng)。周圍的空氣向中心輻合，導致中心的空氣上升，從而形成云系。這種系統(tǒng)是和鋒面活動相聯(lián)系的。它們常常造成水平范圍幾百甚至上千公里的云系。主要是層狀云。第60頁/共113頁第61頁/共113頁第62頁/共113頁云形狀的改變層狀云由于頂部輻射冷卻，底部輻射增溫，可能使這一層大氣變得不穩(wěn)定，在這一層中發(fā)生對流。層狀的云變?yōu)榉e狀的云，如卷積云、高積云等。第63頁/共113頁第64頁/共113頁高積云或層積云，由于在云生成的層次中風速較大，或者在這一層中風向隨高度有改變，可能出現(xiàn)云街，即積云塊成一條條的排列。如果風向切變適合，還可能形成波浪云（Billowclouds）。第65頁/共113頁有時候，高積云在垂直方向發(fā)展比較旺盛，出現(xiàn)堡壘狀的突起，稱為堡狀高積云。堡狀高積云的出現(xiàn)表示對流層中部大氣巳經(jīng)很不穩(wěn)定了。如果白天對流層下部的不穩(wěn)定發(fā)展起來，和中部一結合，形成深厚的不穩(wěn)定層。這樣對流發(fā)展會很強烈。第66頁/共113頁混合過程產(chǎn)生層云在大氣邊界層頂部，常常存在一個逆溫層，形成一個穩(wěn)定的蓋子。在邊界層中常常是下濕上干，但都沒有達到飽和。也沒有云。若在邊界層中發(fā)生垂直的混合，下部的水汽被送到上部並使上部氣層達到飽和，上部就會形成層云。第67頁/共113頁降水（precipitation）——降水類型，降水過程及降水的測量第68頁/共113頁降水類型：雨Rain直徑大于0.5mm毛毛雨Drizzle滴大小均一/直徑小于0.5mm層云或部分蒸發(fā)的雨雨幡Virga陣雨Shower雪Snow凍雨和冰丸米雪和雪丸冰雹Hail第69頁/共113頁雨幡第70頁/共113頁雨幡雨滴在下落過程中不斷蒸發(fā)、消失而在云底形成的絲縷條紋狀懸垂物。因為懸掛于云底的絲縷條紋狀雨滴或冰晶，隨云飄蕩，形似旗幡，所以得名。但因空氣干燥，雨雪未及落地，就在空中蒸發(fā)，從而形成空中降水現(xiàn)象。分為雨幡和雪幡兩種。雨幡多在積雨云、雨層云、高積云和層積云下出現(xiàn)；雪幡多在卷云下出現(xiàn)。第71頁/共113頁降水類型的垂直溫度廓線雨夾雪冰雨第72頁/共113頁空氣運動與云和降水特性第73頁/共113頁降水狀況：雨強、降水時數(shù)和雨量雨強是單位時間中的降水量，常用mm/小時或mm/分鐘來記。它多用于反映瞬間的降水狀況。在一次降水過程中，雨強會隨時間有很大的改變。降水時間是指一次連續(xù)降水持續(xù)的時間，它也可以記為一天中總的下雨時數(shù)。雨量是一天或12小時，6小時中總的降水量，常用mm/24小時；mm/12小時或mm/6小時來表示。雨量的mm是表示雨水在沒有任何損失的情況下應該累積的厚度。因此雨量的觀測應當是用一個直上直下的筒來接雨水，然后再量積水的深度。第74頁/共113頁常用小雨，中雨，大雨，暴雨和大暴雨等名詞來描述降水的狀況?？梢杂糜陱姡部梢杂靡惶熘械慕邓縼矶x。小雨<2.5mm/h10mm/day

中雨2.6-8mm/h10-25mm/day

大雨8.1-15.9mm/h25-50mm/day

暴雨>16mm/h50-100mm/day

大暴雨>100mm/day第75頁/共113頁降水過程云滴的增長碰并過程

(CollisionandCoalescenceProcess)冰晶（貝吉龍）過程

(Ice-CrystalorBergeronProcess)第76頁/共113頁云滴長成雨滴，半徑增大了10倍。云滴越小，表面曲率半徑越大，為避免蒸發(fā)所需周圍空氣的相對濕度越大周圍空氣過飽和的云滴可以自發(fā)凝結生長。相對濕度小于100%時，云滴的凝結生長需借助吸濕性云凝結核。云滴小而輕，無法落到地面形成降水。若僅靠凝結生長成為足夠大的雨滴至少需要幾天。第77頁/共113頁碰并過程發(fā)生于暖云（T>-15oC）空氣摩擦與粒子表面積和速度有關：

f=4pr2kv2

粒子重力和所受阻力相等時

ρ4/3pr3=4pr2kv2

達到下落末速v

則a.大小均一的云滴下落速度相同，無法碰撞。b.大滴下落速度較大，和小滴發(fā)生并合。第78頁/共113頁降水過程中不同大小的粒子的下落末速第79頁/共113頁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長過程），還需考慮表面張力，上升速度及云滴電性等因素的影響。如：雨滴大了，下降末速度也大。如果雨滴很快地落出云底，碰并增長就不能再繼續(xù)了，反而要開始蒸發(fā)了。因此要形成大雨滴還需要在云中停留足夠長的時間，這就需要適當?shù)纳仙俣?。典型的層云上升速度小?.1m/s）且薄（500m），一般只能形成毛毛雨；而積云通常伴隨著急速上升的氣流可以形成暴雨。第80頁/共113頁云滴在暖積云中成長為直徑達5mm的雨滴1.云滴在暖云（溫度在冰點以上）中通常依靠碰并過程成長為雨滴。2.在碰并過程中影響雨滴形成的最主要因素為云的含水量，其他重要因素包括：云滴的不同尺寸（需有原始大滴，否則無法啟動碰并過程）；云的厚度及上升速度；云滴的電性。第81頁/共113頁過冷卻水

(super-cooledliquidwater)為什么在低于0℃時仍有液態(tài)水存在？這和前面講的一樣，在沒有凝結核的情況下，甚至在-20℃時，仍有液態(tài)水存在，這種在0℃以下仍能夠存在的液態(tài)水叫做過冷卻水（純凈的冰雖然在0℃時開始融化，但純凈水在0℃以下卻不會結冰）。另外，水滴越小，其結冰的溫度越低，1個直徑25μm的云滴在-36℃才形成冰，1個直徑2μm的云滴在-40℃才能形成冰。一般來說，在-40℃以下溫度，云完全由冰晶組成。第82頁/共113頁冰晶過程對于中高緯度地區(qū)的冷云（溫度低于冰點）的降水形成有重要作用。冰面的飽和水汽壓比水面小在同時存在水滴和冰晶的條件下，空氣中的水汽壓會調整到相對于冰面是過飽和而對水面是不飽和。水滴會不斷蒸發(fā)而冰晶會迅速增長。這就是冰水轉化過程。瑞典科學家Bergeron最先提出這一機制，現(xiàn)被稱為貝吉隆過程。條件：水汽、適當數(shù)量的冰晶、足夠的過冷水完全沒有或冰晶太少，形成不了一定數(shù)量的降水粒子；冰晶數(shù)量太多，誰都長不大也形成不了降水。第83頁/共113頁飽和是蒸發(fā)和凝結達到平衡。液態(tài)水對水分子的吸引較弱，因而蒸發(fā)較強。在零度以下很大的溫度范圍中，水面的飽和水汽壓要高于冰面的飽和水汽壓。在-12C時，差別最大，約0.27hPa。冰面的飽和水汽壓比水面小第84頁/共113頁

通過貝吉龍過程，可以把大量過冷水滴的水集中到少數(shù)幾個冰晶上，讓它們很快增大。大冰晶在下落到暖區(qū)后會溶解成大水滴，通過重力碰并增長為雨滴。高云常常是冰晶的來源。那里溫度很低，冰核的活化率很高，有比較多的冰晶。若云溫度低于-40度，則水滴可以自動的凍結了。冰晶從高云落到中云，那里是混合云，冰晶不多。外來冰晶可以通過貝吉龍過程長大，最后形成降水。一些頂部溫度較高的云中，冰晶的增長（accretion）可能有如下過程：冰晶與過冷滴碰撞凍結形成霰（graupel）。霰破碎形成許多冰粒子，作為新的冰晶通過碰并（Aggregation）繼續(xù)生長。第85頁/共113頁冰晶降水過程的幾種可能情況吸附液態(tài)水滴成為大的冰晶大的冰晶碰撞而破碎成效的冰晶冰晶碰撞站在一起形成雪片第86頁/共113頁基于降水的兩個過程的原理，通過播撒可作為凝結核的粒子促進云滴的增長形成降水。對暖云是直接播撒能形成大滴的物質，如水滴、鹽粉或其它吸濕性物質的粉沫。用過尿素、水泥等。如果在暖云之上還有混合云，而且混合云中有足夠的過冷水，則可以在混合云中增加冰晶，讓它通過貝吉龍過程長大后掉到暖云中變?yōu)榇蟮?。對冷云和混合云的催化是播撒成冰核。可以：在云中制造一個低于-40攝氏度的空間，自然形成大量冰核。如播撒干冰或液氮（Schaefer1946）播撒和冰晶晶體結構相近的物質。最常用的是AgI（Vonnegut,1947）云的催化（cloudseeding）第87頁/共113頁圖示冰晶在液態(tài)水含量較高和較低的云中形成降水的過程第88頁/共113頁雨量筒天氣雷達地面遙感衛(wèi)星遙感降水的測量第89頁/共113頁雨量計

所有正式雨量計儀器的開口直徑是8-inchSimple

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Advanced第90頁/共113頁第91頁/共113頁雷達RadarRadar-RAdioDetectionAndRanging利用回波可測量降水距離和強度。上圖為多普勒雷達顯示降水強度；下圖為多普勒雷達顯示的一次一小時降水第92頁/共113頁冰雹冰雹是冰塊，有透明的，不透明的，還有一層層交替的。有的是橢圓形的，大部分是不規(guī)則的。冰雹的直徑大于5mm，最大是多少，沒有一定的說法。美國記錄1970年9月在Coffeyville，Kansas冰雹重量757克，14cm；加拿大1973年8月在Cedoux，Saskatchewan冰雹重量290克，10cm。第93頁/共113頁第94頁/共113頁按尺寸和結構可將冰雹分成三類

1）霰（軟雹）白色、透明，直徑大約為6mm的圓球形或錐形的冰粒。它們基本上是由各自凍結的小云滴集合在一起而成的。密度小，與堅硬表面相碰時會破碎（GS）。

2）冰丸（小雹、冰粒）透明或半透明的冰，直徑幾個毫米，呈球形、橢球形、錐形或無規(guī)則狀等?？梢允莾鼋Y雨滴或霰外面包一層薄冰殼。這層冰可以是捕獲小滴凍結而成，或是霰部分融化再凍結而成（PL）。

3）冰雹直徑在5mm以上的冰球、冰塊。形狀多樣，有球形、橢球形、錐形、扁圓、無規(guī)則形狀等，大小不一（GR）。第95頁/共113頁冰雹產(chǎn)生在發(fā)展旺盛的積雨云中，通過碰并增長形成。冰雹的中心有一個核心，稱為雹胚。它們可能是一個霰顆粒。冰雹就是在它的基礎上通過碰并增長而形成的。第96頁/共113頁反映二種不同的增長過程。透明冰是先有一層液體水，然后再凍結而形成的，這種冰結實，密度大約在0.9g/cm3。不透明冰是過冷水滴或冰晶直接碰上去就凍結了，其間還留有許多氣泡。比較松軟，密度也只有0.5g/cm3左右。有時在氣泡縫隙中還有未凍結的水。冰雹中的透明冰和不透明冰第97頁/共113頁冰雹的干、濕增長形成不透明冰的條件是云中溫度很低，過冷水和冰晶的含量較少，在冰雹與它們碰并凍結時所釋放的熱量可以被及時地擴散出去，過冷水和冰晶立即凍結形成了一些空隙，使冰是不透明的。稱為干增長。形成透明冰的條件是云溫度比較高，云的含水量比較大，碰并凍結時所釋放的熱量較大而不能及時被擴散出去，冰雹表面溫度升高而形成一層液體水，然后由內(nèi)向外凍結，形成透明冰。稱為濕增長。第98頁/共113頁當然上面所說云溫度的高低也是相對的。實際上冰雹是干增長還是濕增長取決與單位時間碰并凍結上去水量所釋放熱量是否能被及時擴散出去。碰并凍結上去水量和云含水量以及冰雹的半徑有關，能擴散出去的熱量與云的溫度以及冰雹的半徑有關。因此對一定大小的冰雹，在某一云溫度時有一個臨界含水量值。實際含水量大于臨界含水量就濕增長；小于臨界含水量就干增長。第99頁/共113頁雪很多雨實際上是雪，不過它在掉到地面之前已經(jīng)溶化了。