空氣濕度是說明大氣干濕程度的物理量，它取決于空氣中水汽含量的多少?？諝庵械乃饕獊碜院Ｑ蟆⒑?、河流及潮濕土壤的蒸發(fā)，或來自植物的蒸騰。由于它本身的分子擴(kuò)散和空氣的運(yùn)動傳遞而散布于大氣之中。在一定條件下，水汽又凝結(jié)，出現(xiàn)云、霧等許多天氣現(xiàn)象，并以雨、雪等降水物返回陸地和水面。地球上的水分就是通過蒸發(fā)、凝結(jié)和降水等物理過程構(gòu)成了水分循環(huán)。因此，地球上水分循環(huán)過程對地-氣系統(tǒng)的熱量平衡和天氣變化起著非常重要的作用。

一、空氣濕度

空氣濕度是表示大氣中水汽量多少的物理量。大氣濕度狀況與云、霧、降水等關(guān)系密切。大氣濕度常用下述物理量表示。

1.水汽壓和飽和水汽壓

大氣壓力是大氣中各種氣體壓力的總和。水汽和其他氣體一樣，也有壓力。大氣中的水汽所產(chǎn)生的壓力稱水汽壓（e）。它的單位和氣壓一樣，也用百帕（hPa）表示。顯然，大氣中水汽含量越多，水汽壓越大；水汽含量越少，水汽壓越小。

在溫度一定情況下，單位體積空氣中的水汽量有一定限度，如果水汽含量達(dá)到此限度，空氣就呈飽和狀態(tài)，這時的空氣，稱飽和空氣。飽和空氣的水汽壓（E）稱飽和水汽壓，也叫最大水汽壓，因?yàn)槌^這個限度，水汽就要開始凝結(jié)。實(shí)驗(yàn)和理論都可證明，飽和水汽壓隨溫度的升高而增大。在不同的溫度條件下，飽和水汽壓的數(shù)值是不同的。純水面（平面）上的飽和水汽壓僅與溫度有關(guān)，可用馬格努斯經(jīng)驗(yàn)式計(jì)算，即

式中：E0是氣溫時純水面上的飽和水汽壓，E0＝6.1hPa；t是蒸發(fā)面的溫度，單位℃，氣象學(xué)上用氣溫代替；a和b是與蒸發(fā)面性質(zhì)有關(guān)的兩個常數(shù)，水面上a＝7.5，b＝235；冰面上a＝9.5，b＝265。由上式可見，溫度升高，飽和水汽壓按指數(shù)律增大，同溫度下，冰面上的飽和水汽壓小于水面上的飽和水汽壓（表1-4）。

表1-4　不同溫度下的飽和水汽壓（hPa）

2.相對濕度

相對濕度（f）就是空氣中的實(shí)際水汽壓與同溫度下的飽和水汽壓的比值（用百分?jǐn)?shù)表示），即

相對濕度的大小反映了空氣離飽和的程度。當(dāng)空氣飽和時，e＝E，f＝100%，未飽和時，e＜E，f＜100%；過飽和時，e＞E，f＞100%。

相對濕度與水汽壓、溫度有關(guān)。在一定溫度下，即飽和水汽壓為定值時，相對濕度僅與水汽壓有關(guān)，水汽壓大，相對濕度也大；反之，水汽壓小，相對濕度也小。在水汽壓一定的情況下，相對濕度僅與溫度有關(guān)，溫度高，相對濕度?。粶囟鹊?，相對濕度大。

3.飽和差

在一定溫度下，飽和水汽壓與實(shí)際空氣中水汽壓之差稱飽和差（d）。即d＝E-e，d表示實(shí)際空氣距離飽和的程度。飽和差大，說明空氣中水汽含量少，空氣干燥；當(dāng)空氣飽和時，f＝100%，e＝E，則d＝0。在研究水面蒸發(fā)時常用到d，它能反映水分子的蒸發(fā)能力。

4.比濕

在一團(tuán)濕空氣中，水汽的質(zhì)量與該團(tuán)空氣總質(zhì)量（水汽質(zhì)量加上干空氣質(zhì)量）的比值，稱比濕（q）。其單位是g／g，即表示每一克濕空氣中含有多少克的水汽。也有用每千克質(zhì)量濕空氣中所含水汽質(zhì)量的克數(shù)表示的，即g／kg。

式中：mw為該團(tuán)濕空氣中水汽的質(zhì)量；md為該團(tuán)濕空氣中干空氣的質(zhì)量。據(jù)此公式和氣體狀態(tài)方程可導(dǎo)出

注意式中氣壓（P）和水汽壓（e）須采用相同單位（hPa）。

由上式知，對于某一團(tuán)空氣而言，只要其中水汽質(zhì)量和干空氣質(zhì)量保持不變，不論發(fā)生膨脹或壓縮，體積如何變化，其比濕都保持不變。因此在討論空氣的垂直運(yùn)動時，通常用比濕來表示空氣的濕度。

5.水汽混合比

一團(tuán)濕空氣中，水汽質(zhì)量與干空氣質(zhì)量的比值稱水汽混合比（γ）即：（單位：g／g）

據(jù)其定義和氣體狀態(tài)方程可導(dǎo)出

6.露點(diǎn)

在氣壓不變、水汽含量無增減情況下，未飽和空氣冷卻降溫而達(dá)到飽和狀態(tài)時，其溫度稱為露點(diǎn)溫度，簡稱露點(diǎn)（td），單位為℃。雖然露點(diǎn)是一溫度值，它卻反映了空氣中的水汽含量。露點(diǎn)溫度對應(yīng)的飽和水汽壓即為實(shí)際水汽壓，露點(diǎn)和實(shí)際水汽壓有如下關(guān)系式。

由上式看出，露點(diǎn)愈高，水汽壓愈大；露點(diǎn)低，水汽壓小。

空氣經(jīng)常處于未飽和狀態(tài)，所以露點(diǎn)常常低于氣溫，只有空氣呈飽和狀態(tài)時，露點(diǎn)等于氣溫。氣溫與露點(diǎn)之差為溫度露點(diǎn)差，兩者的差值如同相對濕度一樣，反映了空氣的飽和程度：差值為正，說明空氣處于未飽和狀態(tài)，差值愈大，空氣愈干燥；差值為零，空氣飽和；差值為負(fù)，則空氣處于過飽和狀態(tài)。

7.絕對濕度

單位容積的濕空氣中含有的水汽質(zhì)量，稱為絕對濕度（a），單位是千克／米3（kg／m3）。絕對濕度就是空氣中的水汽密度。

如果絕對濕度的單位取g／m3，e的單位取mm，那么兩者有如下的關(guān)系：

式中：T是以絕對溫度K表示的氣溫。

由上式可知，當(dāng)氣溫等于16℃（289K）時，在數(shù)值上有a＝e。在一般溫度下，當(dāng)要求不很精確時，常常以mm為單位的水汽壓值視作絕對濕度，必須注意兩者的單位不同。

上述各種表示濕度的物理量：水汽壓、比濕、水汽混合比、露點(diǎn)、絕對濕度基本上表示空氣中水汽含量的多寡。而相對濕度、飽和差、溫度露點(diǎn)差則表示空氣距離飽和的程度。

二、相對濕度的日變化和年變化

1.相對濕度的日變化

晴天情況下，相對濕度的日變化特點(diǎn)是：最高值出現(xiàn)在清晨，最低值出現(xiàn)在午后（圖1-24）。相對濕度的最高值與最低值出現(xiàn)的時間與氣溫相反。溫度升高時，雖然蒸發(fā)加強(qiáng)，近地面層大氣中的水汽含量增加，水汽壓增大一些，但午后亂流強(qiáng)，低層大氣中的水汽常被帶到高空，導(dǎo)致近地面層大氣中的水汽含量增加不多。可是隨溫度增加時，飽和水汽壓按指數(shù)律增大得很多，這樣相對濕度反而減小。反之，溫度降低時，相對濕度增大?？梢?，在相對濕度的日變化中，氣溫是影響相對濕度的主導(dǎo)因子。

圖1-24　相對濕度日變化

必須指出，在陰天或多云天氣下，上述相對濕度的日變化規(guī)律常被破壞。

2.相對濕度的年變化

一般來說，冬季相對濕度最大，夏季最小，它與氣溫的年變化相反。但是我國在季風(fēng)氣候區(qū)內(nèi)，相對濕度的年變化與氣溫的年變化大體一致，夏季氣溫最高時，相對濕度最大，冬季或春季，相對濕度最?。▓D1-25）。其原因是，夏季我國大陸上的盛行氣團(tuán)來自海洋，帶來充沛的水汽，水汽壓大；冬季盛行氣團(tuán)來自干燥的內(nèi)陸，水汽極少，水汽壓?。淮杭練鉁鼗厣?，相對濕度低。

圖1-25　相對濕度年變化

三、水相變化

在自然界中，常有由一種或數(shù)種處于不同物態(tài)的物質(zhì)所組成的系統(tǒng)。在幾個或幾組彼此性質(zhì)不同的均勻部分所組成的系統(tǒng)中，每一個均勻部分叫做系統(tǒng)的一個相。例如水的三種形態(tài)：氣態(tài)（水汽）、液態(tài)（水）和固態(tài)（冰），稱為水的三相。由于物質(zhì)從氣態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)橐簯B(tài)的必要條件之一是溫度必須低于它本身的臨界溫度，而水的臨界溫度為tk＝374K，大氣中的水汽基本集中在對流層和平流層內(nèi)，該處大氣的溫度不但永遠(yuǎn)低于水汽的臨界溫度，而且還常低于水的凍結(jié)溫度，因此水汽是大氣中唯一能由一種相轉(zhuǎn)變?yōu)榱硪环N相的成分。這種水相的相互轉(zhuǎn)化就稱為水相變化。

1.水相變化的物理過程

從分子運(yùn)動論看，水相變化是水的各相之間分子交換的過程。例如，在水和水汽兩相共存的系統(tǒng)中，水分子在不停地運(yùn)動著。在水的表面層，動能超過脫離液面所需的功的水分子，有可能克服周圍水分子對它的吸引而跑出水面，成為水汽分子，進(jìn)入液面上方的空間。同時，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，運(yùn)動方向不斷改變，其中有些向水面飛去而重新落回水中。單位時間內(nèi)跑出水面的水分子數(shù)正比于具有大速度的水分子數(shù)，也就是說，該數(shù)與溫度成正比。溫度越高，速度大的水分子就越多，因此，單位時間內(nèi)跑出水面的水分子也越多。落回水中的水汽分子數(shù)則與系統(tǒng)中水汽的濃度有關(guān)。水汽濃度越大，單位時間內(nèi)落回水中的水汽分子也越多。

起初，系統(tǒng)中的水汽濃度不大，單位時間內(nèi)跑出水面的水分子比落回水中的水汽分子多，系統(tǒng)中的水就有一部分變成了水汽，這就是蒸發(fā)過程。

蒸發(fā)的結(jié)果使系統(tǒng)內(nèi)的水汽濃度加大，水汽壓也就增大了，這時分子碰撞的機(jī)會增多，落回水面的水汽分子也就增多。如果這樣繼續(xù)下去，就有可能在同一時間內(nèi)，跑出水面的水分子與落回水中的水汽分子恰好相等，系統(tǒng)內(nèi)的水量和水汽分子含量都不再改變，即水和水汽之間達(dá)到了兩相平衡，這種平衡叫做動態(tài)平衡（因?yàn)檫@時仍有水分子跑出水面和水汽分子落回水中，只不過進(jìn)出水面的分子數(shù)相等而已）。動態(tài)平衡時的水汽稱為飽和水汽，當(dāng)時的水汽壓稱為飽和水汽壓。

2.水相變化的判據(jù)

假設(shè)N為單位時間內(nèi)跑出水面的水分子數(shù)，n為單位時間內(nèi)落回水中的水汽分子數(shù)，則得到水和水汽兩相變化和平衡的分子物理學(xué)判據(jù)，即

但在氣象工作中不測量N和n，所以不能直接應(yīng)用以上判據(jù)。我們可以通過用水汽的氣體狀態(tài)方程，水汽壓（e）與水汽密度的關(guān)系，即水汽密度大時，e也大，n亦多。用類似關(guān)系來列出另一判據(jù)，即

若Es為某一溫度下對應(yīng)的冰面上的飽和水汽壓，與以上類似也可得到冰和水汽兩相變化和平衡的判據(jù)，即

上面說明了水相變化是可以由實(shí)測的水汽壓值e與同溫度下的飽和水汽壓值E（或Es）之間的比較來判定的。

3.水相變化中的潛熱

在水相的轉(zhuǎn)變過程中，還伴隨著能量的轉(zhuǎn)換。蒸發(fā)過程中，由于具有較大動能的水分子脫出液面，使液面溫度降低。如果保持其溫度不變，必須自外界供給熱量，這部分熱量等于蒸發(fā)潛熱L，L與溫度有如下的關(guān)系

根據(jù)上式，當(dāng)t＝0℃時，L＝2.5×106J／kg。而且L是隨溫度的升高而減小的。不過在溫度變化不大時，L的變化是很小的，所以一般取L為2.5×106J／kg。當(dāng)水汽發(fā)生凝結(jié)時，這部分潛熱又將會全部釋放出來，這就是凝結(jié)潛熱。在同溫度下，凝結(jié)潛熱與蒸發(fā)潛熱相等。

同樣，在冰升華為水汽的過程中也要消耗熱量，該熱量包含兩部分，即由冰融化為水所需消耗的融解潛熱和由水變?yōu)樗柘牡恼舭l(fā)潛熱。融解潛熱為3.34×105J／kg。所以，若以Ls表示升華潛熱，則有

四、蒸發(fā)

氣象學(xué)中蒸發(fā)是指常溫情況下（即溫度低于沸點(diǎn)時），液面上水的汽化現(xiàn)象，即水汽由液面上逸出。海洋、江河、湖泊等水體，以及土壤中的水都在不斷地蒸發(fā)，其水汽進(jìn)入大氣中，隨著空氣的鉛直運(yùn)動和水平運(yùn)動，水汽由地表帶到高空，由水體上空被帶到陸地上空，所以蒸發(fā)是水循環(huán)中的重要環(huán)節(jié)之一。

1.水面蒸發(fā)

實(shí)驗(yàn)指出，水面的蒸發(fā)率與水面上空氣的飽和水汽壓同實(shí)際水汽壓的差成正比，與水面上的氣壓成反比，并隨水面上風(fēng)速的增加而增大（不是正比關(guān)系）。其關(guān)系式如下：

上式是道爾頓蒸發(fā)公式。式中：Ew是水面蒸發(fā)率；E是該水面溫度（常用水面上的氣溫代替）下的飽和水汽壓；e是水面上空的實(shí)際水汽壓；E-e是空氣的飽和差；P是氣壓；C是與風(fēng)速有關(guān)的比例系數(shù)。

從上式可以看出，飽和差（E-e）大，蒸發(fā)率大。飽和差大，表明空氣中還能容納較多的水汽分子才達(dá)到飽和狀態(tài)，而水汽分子來自蒸發(fā)面上水的蒸發(fā)，所以蒸發(fā)率大。反之，飽和差小，蒸發(fā)率也小。

風(fēng)速也影響蒸發(fā)率。靜風(fēng)時，蒸發(fā)面上空的水汽依靠分子擴(kuò)散，十分緩慢。有風(fēng)時，亂流強(qiáng)，風(fēng)帶走了蒸發(fā)面上空的飽和濕空氣，并不斷地輸入不飽和的新鮮空氣，這種空氣能容納的水汽多，加速蒸發(fā)，蒸發(fā)率大。

在靜止空氣中，氣壓也影響水面的蒸發(fā)率。因?yàn)闅鈮旱母叩头从沉丝諝夥肿拥拿芏?，壓?qiáng)大說明水分子掙脫液面時受到的阻力大，抑制蒸發(fā)，蒸發(fā)率小?？諝饬鲃訒r，氣壓與其他氣象因子相比，可忽略不計(jì)。

對純凈水面來說，蒸發(fā)率僅決定于氣象因子，但是自然界中很少出現(xiàn)這種理想情況，如海水中常常溶有鹽分。海水是溶液，溶液中分子間的吸引力比純水分子間的引力大。所以在相同氣象條件下，溶液面的蒸發(fā)率小于純水面的蒸發(fā)率。

2.蒸發(fā)量

蒸發(fā)率難以測定，日常工作中多用蒸發(fā)量。蒸發(fā)量是指一段時間（一日、一月或一年）內(nèi)，由于蒸發(fā)而消耗的水量，以單位面積上失去的水層的厚度計(jì)，單位毫米（mm）。目前，各級氣象臺站使用蒸發(fā)器測定蒸發(fā)量。但蒸發(fā)器所測得的蒸發(fā)量與自然水面的蒸發(fā)量還有一定的誤差。

實(shí)際上下墊面（下墊面是指地球表面，包括陸面、水面和冰雪表面等）蒸發(fā)到大氣中的水分是很能難精確測量和計(jì)算出的。如果下墊面足夠濕潤，水分能持續(xù)并充分地供給蒸發(fā)的需要，這種情況下的蒸發(fā)量稱為最大可能蒸發(fā)量，又稱蒸發(fā)力，單位同蒸發(fā)量。

五、凝結(jié)和凝華

凝結(jié)是指大氣中的水汽變?yōu)橐簯B(tài)水的過程；凝華是水汽不經(jīng)歷液態(tài)階段，直接變?yōu)楣虘B(tài)的冰晶。當(dāng)大氣中的水汽含量達(dá)到飽和狀態(tài)，并有凝結(jié)核時，便出現(xiàn)凝結(jié)或凝華現(xiàn)象。因此，大氣中水汽凝結(jié)或凝華的一般條件：一是有凝結(jié)核或凝華核的存在；二是大氣中水汽要達(dá)到飽和或過飽和狀態(tài)。

1.凝結(jié)核

在大氣中，水汽壓只要達(dá)到或超過飽和，水汽就會發(fā)生凝結(jié)，但在實(shí)驗(yàn)室里卻發(fā)現(xiàn)，在純凈的空氣中，水汽過飽和到相對濕度為300%～400%，也不會發(fā)生凝結(jié)。實(shí)驗(yàn)得出，純凈空氣的相對濕度達(dá)到400%～800%，水汽分子才會自身凝結(jié)。實(shí)際大氣中，這樣大的過飽和狀態(tài)是不存在的。這是因?yàn)樽鞑灰?guī)則運(yùn)動的水汽分子之間引力很小，通過相互之間的碰撞不易相互結(jié)合為液態(tài)或固態(tài)水。只有在巨大的過飽和條件下，純凈的空氣才能凝結(jié)。然而巨大的過飽和在自然界是不存在的。大氣中存在著大量的吸濕性微粒物質(zhì)，它們比水汽分子大得多，對水分子吸引力也大，從而有利于水汽分子在其表面上的集聚，使其成為水汽凝結(jié)核心。這種大氣中能促使水汽凝結(jié)的微粒，叫凝結(jié)核，其半徑一般為10-7～10-3cm，而且半徑越大，吸濕性越好的核周圍越易產(chǎn)生凝結(jié)。凝結(jié)核的存在是大氣產(chǎn)生凝結(jié)的重要條件之一。

2.大氣中水汽含量達(dá)到過飽和狀態(tài)的過程

大氣中水汽含量達(dá)到過飽和有兩條途徑：一是在一定溫度下增加空氣中的水汽含量，即水汽壓增大，并出現(xiàn)實(shí)際水汽壓大于該氣溫下的飽和水汽壓，即e＞E。二是大氣中水汽含量不變，空氣冷卻，氣溫降低，飽和水汽壓隨之減小，當(dāng)時實(shí)際水汽壓滿足飽和或過飽和狀態(tài)時，水汽凝結(jié)。大氣中常見的凝結(jié)現(xiàn)象以第二條途徑居多。

顯然，第一條途徑中，必須具有蒸發(fā)源，且蒸發(fā)面的溫度高于氣溫的情況下才有可能出現(xiàn)e＞E。如果冷空氣流經(jīng)暖水面，水面溫度高于氣溫，暖水面蒸發(fā)，水汽分子進(jìn)入冷空氣中，水汽含量增加并達(dá)到過飽和狀態(tài)，出現(xiàn)凝結(jié)現(xiàn)象。秋季和冬季早晨，在江、海、湖泊等大面積水體面上出現(xiàn)的霧（稱蒸發(fā)霧）就屬于這種過程。此外，雨后轉(zhuǎn)晴，地面增熱，土壤蒸發(fā)迅速，亂流弱時也可使貼地層空氣中的水汽含量出現(xiàn)過飽和狀態(tài)。

但是，自然界中以第二條途徑為多，即空氣冷卻到露點(diǎn)以下，空氣呈飽和或過飽和狀態(tài)。大氣中常見的降溫過程有以下幾種：

（1）絕熱冷卻。指空氣在上升過程中，因體積膨脹對外做功而導(dǎo)致空氣本身的冷卻。隨著高度升高，溫度降低，飽和水汽壓減小，空氣至一定高度就會出現(xiàn)過飽和狀態(tài)。這一方式對于云的形成具有重要作用。

（2）輻射冷卻。指在晴朗無風(fēng)的夜間，由于地面的輻射冷卻，導(dǎo)致近地面層空氣的降溫。當(dāng)空氣中溫度降低到露點(diǎn)溫度以下時，水汽壓就會超過飽和水汽壓產(chǎn)生凝結(jié)。輻射霧就是水汽以這種方式凝結(jié)形成的。

（3）平流冷卻。暖濕空氣流經(jīng)冷的下墊面時，將熱量傳遞給冷的地表，造成空氣本身溫度降低。如果暖空氣與冷地面溫度相差較大，暖空氣降溫較多，也可能產(chǎn)生凝結(jié)。

圖1-26　氣團(tuán)水平混合后而產(chǎn)生凝結(jié)

（4）混合冷卻。當(dāng)溫差較大，且接近飽和的兩團(tuán)空氣水平混合后，也可能產(chǎn)生凝結(jié)。由于飽和水汽壓隨溫度的改變呈指數(shù)曲線形式（圖1-26）。就可能使混合后氣團(tuán)的平均水汽壓比混合氣團(tuán)平均溫度下的飽和水汽壓大。圖1-26中A和B分別代表兩個未飽和氣團(tuán)的狀態(tài)，A氣團(tuán)的溫度為t1，水汽壓為e1，飽和水汽壓為E1。B氣團(tuán)的溫度為t2，水汽壓為e2，飽和水汽壓為E2。混合后，空氣的溫度即為原來兩團(tuán)空氣的平均溫度（即橫坐標(biāo)上t1與t2之中點(diǎn)），對應(yīng)的飽和水汽壓為E。由于混合是水平方向進(jìn)行的?；旌虾蟮乃麎篹，即為e1與e2的平均值（即縱坐標(biāo)上e1與e2之中點(diǎn)）。從圖上可以看出，這兩團(tuán)空氣混合后，水汽壓大于飽和水汽壓，即e＞E，可以產(chǎn)生凝結(jié)。例如我國新疆地區(qū)就有因不同氣團(tuán)混合而產(chǎn)生的霧。若兩氣團(tuán)原來的濕度比較小，則混合后也難以發(fā)生凝結(jié)。

在上述幾種過程中，冷卻通常是主要的。對形成霧來說，由于凝結(jié)出現(xiàn)在貼近地面的氣層中，因此輻射冷卻、平流冷卻是主要的；對形成云來說，由于凝結(jié)是在一定高度上，因而絕熱冷卻就成為主要的了。

六、凝結(jié)物

水汽的凝結(jié)既可產(chǎn)生于空氣中，也可產(chǎn)生于地表或地物上。前者有云和霧，后者有露、霜、霧凇和雨凇等。

（一）露和霜

傍晚或夜間，地面或地物由于輻射冷卻，使貼近地表面的空氣層也隨之降溫，當(dāng)其溫度降到露點(diǎn)以下，即空氣中水汽含量過飽和時，在地面或地物的表面就會有水汽的凝結(jié)。如果此時的露點(diǎn)溫度在0℃以上，在地面或地物上就出現(xiàn)微小的水滴，稱為露。如果露點(diǎn)溫度在0℃以下，則水汽直接在地面或地物上凝華成白色的冰晶，稱為霜。有時已生成的露，由于溫度降至0℃以下，凍結(jié)成冰珠，稱為凍露，實(shí)際上也歸入霜的一類。

形成露和霜的氣象條件是晴朗微風(fēng)的夜晚。夜間晴朗有利于地面或地物迅速輻射冷卻。微風(fēng)可使輻射冷卻在較厚的氣層中充分進(jìn)行，而且可使貼地空氣得到更換，保證有足夠多的水汽供應(yīng)凝結(jié)。無風(fēng)時可供凝結(jié)的水汽不多，風(fēng)速過大時由于湍流太強(qiáng)，使貼地空氣與上層較暖的空氣發(fā)生強(qiáng)烈混合，導(dǎo)致貼地空氣降溫緩慢，均不利于露和霜的生成。對于霜，除輻射冷卻形成外，在冷平流以后或洼地上聚集冷空氣時，都有利于其形成。這種霜稱為平流霜或洼地霜，它們又常因輻射冷卻而加強(qiáng)。因此在洼地與山谷中，產(chǎn)生霜的頻率較大。在水邊平地和森林地帶，產(chǎn)生霜的頻率較小。

露的降水量很少。在溫帶地區(qū)夜間露的降水量約相當(dāng)于0.1～0.3mm的降水層，但在許多熱帶地區(qū)卻很可觀，多露之夜可有相當(dāng)于3mm的降水量，平均約1mm左右。露的量雖有限，但對植物很有利，尤其在干燥地區(qū)和干熱天氣，夜間的露常有維持植物生命的功用。例如，在埃及和阿拉伯沙漠中，雖數(shù)月無雨，植物還可以依靠露水生長發(fā)育。

霜和霜凍是有區(qū)別的。霜是指白色固體凝結(jié)物，霜凍是指在農(nóng)作物生長季節(jié)里，地面和植物表面溫度下降到足以引起農(nóng)作物遭受傷害或者死亡的低溫。有霜時農(nóng)作物不一定遭受霜凍之害。有霜凍時可以有霜出現(xiàn)（白霜），也可以沒有霜出現(xiàn)（黑霜）。因此，我們要預(yù)防的是霜凍而不是霜。霜凍，尤其是早霜凍（或初霜凍）和晚霜凍（或終霜凍）對農(nóng)作物威脅較大，應(yīng)引起重視，并需采取熏煙、澆水、覆蓋等預(yù)防措施。

（二）雨凇

雨凇是降落在地面物體上的過冷卻的毛毛雨滴或小雨滴迅速凍結(jié)而成的毛玻璃狀或透明的緊密冰層，外面光滑或略有隆突。雨凇常在氣溫0～3℃時出現(xiàn)，在垂直面上和水平面上均能生成，但以近地面物體的迎風(fēng)面上為多，如樹干和樹枝上、電線上、柱上以及草上等。在細(xì)長物體（電線、樹枝等）上的各面都可有雨凇粘附。

雨凇的厚度有時可達(dá)幾厘米，能將樹枝和電線壓斷，對交通運(yùn)輸、電訊及農(nóng)林業(yè)生產(chǎn)都有很大影響。如1977年10月26日—29日，從遼寧到河北北部遭受嚴(yán)重的雨凇災(zāi)害。據(jù)河北省塞罕壩機(jī)械林場統(tǒng)計(jì)，全場有38 133.3ha落葉松人工林和楊樺次生林受災(zāi)。受災(zāi)面積占全場有林地面積的52%。受災(zāi)區(qū)大部分樹冠折斷，有的樹桿也折斷。災(zāi)區(qū)的電線上也有7cm長的冰柱。

（三）霧凇

霧凇常見于冬季寒冷且有霧的天氣里。霧凇是形成于樹枝上、電線上或其他地物迎風(fēng)面上的白色疏松的微小冰晶或冰粒。根據(jù)其形成條件和結(jié)構(gòu)可分為以下兩類。

1.晶狀霧凇

晶狀霧凇主要由過冷卻霧滴蒸發(fā)后，再由水汽凝華而成。它往往在有霧、微風(fēng)或靜穩(wěn)以及溫度低于-15℃時出現(xiàn)。由于冰面飽和水汽壓比水面小，因而過冷卻霧滴就不斷蒸發(fā)變?yōu)樗?，凝華在物體表面的冰晶上，使冰晶不斷增長。這種由物體表面冰晶吸附過冷卻霧滴蒸發(fā)出來的水汽而形成的霧凇叫晶狀霧凇。它的晶體與霜類似，結(jié)構(gòu)松散，稍有震動就會脫落。在嚴(yán)寒天氣，有時在無霧情況下，過飽和水汽也可直接在物體表面凝華成晶狀霧凇，但增長較慢。

2.粒狀霧凇

粒狀霧凇往往在風(fēng)速較大，氣溫在-2～-7℃時出現(xiàn)。它是由過冷卻的霧滴被風(fēng)吹過，碰到冷的物體表面迅速凍結(jié)而成的。由于凍結(jié)速度很快，因而霧滴仍保持原來的形狀，所以呈粒狀。它的結(jié)構(gòu)緊密，能使電線、樹枝折斷，對交通運(yùn)輸、通訊、輸電線路等有一定影響。

（四）霧

霧是指懸浮于近地面氣層中的大量微小的水滴或冰晶，使水平能見度小于1km的一種天氣現(xiàn)象。如果能見度在1～10km范圍內(nèi)，則稱為輕霧。霧的下界接地。霧中水滴半徑平均為2～5μm。霧多乳白色，但城市和工業(yè)區(qū)出現(xiàn)霧時，也可帶土黃色或灰色。在極寒冷的天氣里（氣溫在-20℃以下），霧中以冰晶為多，可呈暗灰色。

根據(jù)霧形成的天氣條件，可將霧分為氣團(tuán)霧及鋒面霧兩大類。氣團(tuán)霧是在氣團(tuán)內(nèi)形成的，鋒面霧是鋒面活動的產(chǎn)物。根據(jù)氣團(tuán)霧的形成條件，又可將它分為冷卻霧、蒸發(fā)霧及混合霧三種。根據(jù)冷卻過程的不同，冷卻霧又可分為輻射霧、平流霧及上坡霧等。其中最常見的是輻射霧和平流霧。

1.輻射霧

輻射霧是由地面輻射冷卻使貼地氣層變冷而形成的。有利于形成輻射霧的條件是：①空氣中有充足的水汽；②天氣晴朗少云；③風(fēng)力微弱（1～3m／s）；④大氣層結(jié)穩(wěn)定。

輻射霧的厚度隨空氣的冷卻程度及風(fēng)力而定。如只在貼近地面的氣層內(nèi)，溫度降到露點(diǎn)以下，而且風(fēng)力微弱，則形成低霧。低霧的高度在2～100m之間，有時低霧厚度不到2m，薄薄地蒙蔽在地面上，這種霧稱為淺霧。低霧的形成常與近地層的逆溫層有關(guān)，它的上界常與逆溫層的上界一致。低輻射霧常在秋天的黃昏、夜晚或早晨日出之前出現(xiàn)在低洼地區(qū)。在日出前后，濃度達(dá)最大。上午8～10時，由于逆溫層被破壞，低霧即隨之消失。如空氣冷卻作用所及高度增大，輻射霧能伸展到幾百米高。這種輻射霧稱高霧，范圍很廣，能持續(xù)多日不散，僅在白天稍有減弱。輻射霧多出現(xiàn)在高氣壓區(qū)的晴夜，它的出現(xiàn)常表示晴天。例如，冬半年我國大陸上多為高壓控制，夜又較長，特別有利于輻射霧的形成。

輻射霧有明顯的地方性。我國四川盆地是有名的輻射霧區(qū)，其中重慶冬季無云的夜晚或早晨，霧日幾乎占80%，有時還可終日不散，甚至連續(xù)幾天。

城市及其附近，煙粒、塵埃多，凝結(jié)核充沛，因此特別容易形成濃霧（常稱都市霧）。如果機(jī)場位于城市的下風(fēng)方，這種霧就會籠罩機(jī)場，嚴(yán)重地影響飛機(jī)的起飛和著陸。

2.平流霧

平流霧是暖濕空氣流經(jīng)冷的下墊面而逐漸冷卻形成的。海洋上暖而濕的空氣流到冷的大陸上或者冷的海洋面上，都可以形成平流霧。

形成平流霧的有利天氣條件是：①下墊面與暖濕空氣的溫差較大；②暖濕空氣的濕度大；③適宜的風(fēng)向（由暖向冷）和風(fēng)速（2～7m／s）；④層結(jié)較穩(wěn)定。

因?yàn)橹挥信瘽窨諝馀c其流經(jīng)的下墊面之間存在較大溫差時，近地面氣層才能迅速冷卻形成平流逆溫，而這種逆溫起到限制垂直混合和聚集水汽的作用，使整個逆溫層中形成霧。適宜的風(fēng)向和風(fēng)速，不但能源源不斷地送來暖濕空氣，而且能發(fā)展一定強(qiáng)度的湍流，使霧達(dá)到一定的厚度。

平流霧的范圍和厚度一般比輻射霧大，在海洋上四季皆可出現(xiàn)。由于它的生消主要取決于有無暖濕空氣的平流，因此只要有暖濕空氣不斷流來，霧可以持久不消，而且范圍很廣。海霧是平流霧中很重要的一種，有時可持續(xù)很長時間。在我國沿海，以春夏為多霧季節(jié)，這是因?yàn)槠搅餍再|(zhì)的海霧，只當(dāng)夏季風(fēng)盛行時才能到達(dá)陸上。

在陸上，由于平流冷卻和輻射冷卻的共同作用而形成平流輻射霧。此外，還有冷氣流流經(jīng)暖水面時產(chǎn)生的蒸發(fā)霧，穩(wěn)定的空氣沿高地或山坡上升時因絕熱冷卻而形成的上坡霧，以及冷暖性質(zhì)不同的氣團(tuán)交界處形成的鋒面霧等。

3.霧對戶外運(yùn)動及人們生活的危害

霧是地面氣溫下降，飽和水汽在塵埃、微粒、細(xì)菌等凝結(jié)核上凝結(jié)的小水滴，是常見的自然現(xiàn)象。秋冬季由于地表輻射逆溫作用，霧天出現(xiàn)頻繁。說到霧，人們就會想起它對交通出行的危害。大霧天造成的交通事故很多，也很慘重。而且，霧對人類的戶外運(yùn)動危害也是很大的。

首先，霧有較強(qiáng)的吸附性。霧滴在低空飄移時，由于不斷與污染物碰撞，能使污染物積聚，讓霧的有害成分大增。據(jù)測定，霧滴中酸、胺、酚、重金屬微粒、塵埃、病菌含量比通常大氣高出幾十倍。

其次，霧滴中含有的二氧化硫、硫化氫等物對金屬腐蝕性很大，使外露金屬物件壽命縮短。據(jù)統(tǒng)計(jì)，全球每年被酸霧銹蝕的鋼鐵有上千萬噸。

再次，霧對農(nóng)作物危害也很大，在農(nóng)作物、水果、蔬菜生長過程中粘附上有害霧滴，不僅會使果實(shí)蔬菜長上斑點(diǎn)，而且能促進(jìn)霉菌的生長。某些農(nóng)作物在開花期，若遇上持續(xù)的霧天，可造成1～3成的減產(chǎn)。

最后，由于大氣污染、形成霧的凝結(jié)核性質(zhì)的變化，霧對人體的危害越來越嚴(yán)重，人在呼吸了污染霧后，使鼻炎、咽炎、支氣管炎、肺癌發(fā)病率明顯增多。

為減輕霧對人類的危害，最主要的是控制大氣污染，減少自由大氣中有害凝結(jié)核的數(shù)量。

（五）云

云是懸浮在大氣中的小水滴，或冰晶微粒，或二者混合的可見聚合體，有時還含有一些較大的雨滴和冰雪粒。云和霧的區(qū)別是：云底不接地，且有一定的高度和形狀。云滴的半徑多數(shù)在2～15μm之間，比霧中的水滴大。在云的形成過程中，使空氣中水汽達(dá)到飽和以絕熱冷卻為主，霧則以輻射冷卻和平流冷卻為主。

1.云的分類

云的外貌千變?nèi)f化，使得云的分類十分困難，目前通用的方法是根據(jù)云的特性和形成過程將云區(qū)分歸類的體系。在氣象觀測上最為通用的是世界氣象組織1956年在國際云圖中公布的分類體系。我國以這一分類體系為基礎(chǔ)，根據(jù)云的基本外形將云分成三族十屬（表1-5），再根據(jù)外形特色、排列情況、透光程度、附從云以及是否從其他云演變而來等，進(jìn)一步分為二十九類。其中大多數(shù)與國際形態(tài)學(xué)分類法中的云種相同，少數(shù)則為國際的云屬和云類名稱。我國云的分類中有密卷云和偽卷云，而國際分類中這兩種云統(tǒng)稱為密卷云。又如我國所用云的英文名稱和簡寫字與國際分類略有差別，但對外提供資料時，則須完全執(zhí)行國際分類法的規(guī)定。在分類時，首先根據(jù)云底高度將云分成高云、中云和低云三族，再區(qū)分為十屬。高云云底高度一般在6km以上；中云云底高度一般為2～6km；低云云底高度為0.1～2.0km。

表1-5　云的分類

2.云形成的條件

大氣中凝結(jié)的重要條件是，要有凝結(jié)核的存在，以及空氣達(dá)到過飽和。對于云的形成來說，其過飽和主要是由空氣垂直上升所進(jìn)行的絕熱冷卻引起的。上升運(yùn)動的形式和規(guī)模不同，形成的云的狀態(tài)、高度、厚度也不同。大氣的上升運(yùn)動主要有如下四種方式。

（1）熱力對流：指地表受熱不均和大氣層結(jié)不穩(wěn)定引起的對流上升運(yùn)動。由對流運(yùn)動所形成的云多屬積狀云。

（2）動力抬升：指暖濕氣流受鋒面、輻合氣流的作用所引起的大范圍上升運(yùn)動。這種運(yùn)動形成的云主要是層狀云。

（3）大氣波動：指大氣流經(jīng)不平的地面或在逆溫層以下所產(chǎn)生的波狀運(yùn)動。由大氣波動產(chǎn)生的云主要屬于波狀云。

（4）地形抬升：指大氣運(yùn)行中遇地形阻擋，被迫抬升而產(chǎn)生的上升運(yùn)動。這種運(yùn)動形成的云既有積狀云，有波狀云和層狀云，通常稱之為地形云。

七、降水

降水是指地面上從大氣中獲得的各種形式的降水物，包括從云中下降的液態(tài)水（如雨），或固態(tài)水（如雪、冰雹、霰等），還有地面和近地面氣層中的水汽凝結(jié)物（如露、霜、霧等）。在一定時段內(nèi)，上述各種形式的降水，未經(jīng)蒸發(fā)、滲透、流失，在水平面上積聚的水層厚度（包括固體降水融化后）稱為降水量，以毫米（mm）為單位。我國大部分地區(qū)處于中緯度，露、霜、霧等凝結(jié)物的水量不多，不計(jì)入降水量內(nèi)。

（一）降水的種類

由于云的溫度、氣流分布等狀況的差異，降水具有不同的形態(tài)，如雨、雪、霰、雹。雨：自云體中降落至地面的液體水滴。雪：從混合云中降落到地面的雪花形態(tài)的固體水。霰：從云中降落至地面的不透明的球狀晶體，由過冷卻水滴在冰晶周圍凍結(jié)而成，直徑為2～5mm。雹：是由透明和不透明的冰層相間組成的固體降水，呈球形，常降自積雨云。

同時，降水的性質(zhì)也有差異，可分為連續(xù)性、陣性降水和毛毛雨?duì)罱邓N。連續(xù)性降水：降水持續(xù)時間較長，強(qiáng)度穩(wěn)定少變，降水范圍大，降水主要來自高層云和雨層云。陣性降水：降水開始和結(jié)束都很突然，變化快，強(qiáng)度大，范圍小，降水來自濃積云和積雨云。毛毛狀降水：這種降水的水滴極小，強(qiáng)度很小，雨滴細(xì)如牛毛，俗稱毛毛雨。

降水強(qiáng)度，是指單位時間內(nèi)的降水量，通常時間單位取10分鐘、1小時或1日。按降水強(qiáng)度可劃分為小雨、中雨、大雨、暴雨、大暴雨、特大暴雨；或小雪、中雪、大雪等（表1-6）。

表1-6　降水的量級

（二）雨和雪的形成

1.雨的形成

由液態(tài)水滴（包括過冷卻水滴）所組成的云體稱為水成云。水成云內(nèi)如果具備了云滴增大為雨滴的條件，并使雨滴具有一定的下降速度，這時降落下來的就是雨或毛毛雨。由冰晶組成的云體稱為冰成云，而由水滴（主要是過冷卻水滴）和冰晶共同組成的云稱為混合云。從冰成云或混合云中降下的冰晶或雪花，下落到0℃以上的氣層內(nèi)，融化以后也成為雨滴下落到地面，形成降雨。

在雨的形成過程中，大水滴起著重要的作用。當(dāng)水滴半徑增大到2～3mm時，水分子間的引力難以維持這樣大的水滴，在降落途中，就很容易受氣流的沖擊而分裂，通過“連鎖反應(yīng)”，使大水滴下降，小水滴繼續(xù)存在，形成新的大水滴。這是上升氣流較強(qiáng)的水成云和混合云中形成雨的重要原因。

2.雪的形成

在混合云中，由于冰水共存使冰晶不斷凝華增大，成為雪花。當(dāng)云下氣溫低于0℃時，雪花可以一直落到地面而形成降雪。如果云下氣溫高于0℃時，則可能出現(xiàn)雨夾雪。雪花的形狀極多，有星狀、柱狀、片狀等，但基本形狀是六角形。

雪花之所以多呈六角形，花樣繁多，是因?yàn)楸姆肿右粤切螢樽疃?，對于六角形片狀冰晶來說，由于它的面上、邊上和角上的曲率不同，相應(yīng)地具有不同的飽和水汽壓，其中角上的飽和水汽壓最大，邊上次之，平面上最小。在實(shí)有水汽壓相同的情況下，由于冰晶各部分飽和水汽壓不同，其凝華增長的情況也不相同。例如當(dāng)實(shí)有水汽壓僅大于平面的飽和水汽壓時，水汽只在面上凝華，形成的是柱狀雪花。當(dāng)實(shí)有水汽壓大于邊上的飽和水汽壓時，邊上和面上都會發(fā)生凝華。由于凝華的速度還與曲率有關(guān)，曲率大的地方凝華較快，故在冰晶邊上凝華比面上快，多形成片狀雪花。當(dāng)實(shí)有水汽壓大于角上的飽和水汽壓時，雖然面上、邊上、角上都有水汽凝華，但尖角處位置突出，水汽供應(yīng)最充分，凝華增長得最快，故多形成枝狀或星狀雪花。再加上冰晶不停地運(yùn)動，它所處的溫度和濕度條件也不斷變化，這樣就使得冰晶各部分增長的速度不一致，形成多種多樣的雪花。

（三）各類云的降水

不同的云，由于其水平范圍、云高、云厚、云中含水量、云中溫度和升降氣流等情況不同，因而降水的形態(tài)、強(qiáng)度、性質(zhì)也隨之而有差異。

1.層狀云的降水

層狀云一般包括高層云、層積云、雨層云和卷層云。卷層云是冰晶組成的，由于冰面飽和水汽壓小于同溫度下水面飽和水汽壓，使冰晶可以在較小的相對濕度（可以小于100%）情況下增大。但是，因卷層云中含水量較小，云底又高，所以除了在冬季高緯度地區(qū)的卷云可以降微雪以外，卷層云一般是不降水的。

雨層云和高層云經(jīng)常是混合云，所以云滴的凝華增大和沖并增大作用都存在，雨層云和高層云的降水與云厚和云高有密切關(guān)系。云厚時，冰水共存的層次也厚，有利于冰晶的凝華增大，而且云滴在云中沖并增大的路程也長，因此有利于云滴的增大。云底高度低時，云滴離開云體降落到地面的路程短，不容易被蒸發(fā)掉，這就有利于形成降水。所以對雨層云和高層云來說，云愈厚、愈低，降水就愈強(qiáng)。雨層云比高層云的降水大得多，也主要是這個緣故。

由于層狀云云體比較均勻，云中氣流也比較穩(wěn)定，所以層狀云的降水是連續(xù)性的，持續(xù)時間長，降水強(qiáng)度變化小。

2.積狀云的降水

積狀云一般包括淡積云、濃積云和積雨云。

淡積云由于云薄，云中含水量少，而且水滴又小，所以一般不降水。

濃積云是否降水則隨地區(qū)而異。在中高緯度地區(qū)，濃積云很少降水。在低緯度地區(qū)，因?yàn)橛胸S富的水汽和強(qiáng)烈的對流，濃積云的厚度、云中含水量和水滴都較大，雖然云中沒有冰晶存在，但水滴之間沖并作用顯著，故可降較大的陣雨。

積雨云是冰水共存的混合云，云的厚度和云中含水量都很大，云中升降氣流強(qiáng)，因此云滴的凝華增長和沖并作用均很強(qiáng)烈，致使積雨云能降大的陣雨、陣雪，有時還可下冰雹。

積狀云的降水是陣性的。一方面是由于它的云體水平范圍與垂直伸展的尺度差不多，也就是說它的水平范圍小，經(jīng)過一個地方用不了多少時間，因而降水的起止很突然；另一方面是由于積狀云中，升降氣流多變化，上升氣流強(qiáng)時，降水物被“托住”降落不下來。當(dāng)上升氣流減弱或出現(xiàn)下沉氣流時，降水物驟然落下，也使降水具有陣性。

3.波狀云的降水

波狀云由于含水量較小，厚度不均勻，所以降水強(qiáng)度較小，往往時降時停，具有間歇性。層云只能降毛毛雨，層積云可降小的雨、雪和霰。高積云很少降水。但在我國南方地區(qū)，由于水汽比較充沛，層積云也可產(chǎn)生連續(xù)性降水，高積云有時也可產(chǎn)生降水。