云降水物理学

云降水物理学

第一章、云雾形成的物理基础

1、掌握水汽达到饱和的条件

增加水汽和降温

2、了解大气中主要降温过程

一、绝热降温（冷却）：

设一湿空气块，在它达到饱和以前绝热上升100米，温度大约降低0.98℃(干绝热递减率) 露点温度大约降低0.15～0.20℃，比气温降低慢得多。

所以只要空气上升得足够高，空气温度最终会降低到等于其露点温度，这时湿空气达到饱和，这个高度称为抬升凝结高度，再上升冷却就会发生水汽凝结，从而形成云。

由于凝结释放潜热，含云湿空气的温度上升冷却率(湿绝热递减率)就要变小，变小的程度视空气温度和湿度、气压等状态而异。

在空气暖湿的情况下，它大约是干绝热递减率的一半多一些(0.6℃/100米左右)。在气温很低（水汽很少）的场合，例如在对流层上部或高纬度地区，这两种递减率相差不大。上升绝热膨胀冷却：

（1）热力性：对流抬升：积状云

（2）动力性：地形抬升：层状云、上坡雾锋面抬升，多形成层状云重力波（开尔文-赫姆霍兹波）：波状云

（3）热力+动力：低空辐合：ICTZ

热力、动力两者可以互相转化，如热力上升的云可因上空稳定层阻挡而平衍为稳定性云，动力抬升的云可因潜热释放而产生对流。

二、非绝热降温：

（1）辐射降温：单纯由辐射冷却形成的云很少

在云层形成后，由于云体的长波辐射很强，云顶强烈冷却，可使云层加厚，并在地面长波辐射使云底增暖的联合作用下使云层内形成不稳定层结而使云变形，层状云系中夜间有时会激发对流云活动，一些强对流风暴系统夜间常常加强或猛烈发展与云顶辐射冷却效应有关。

此外，辐射冷却可形成辐射雾、露、霜

（2）（等压）水平混合降温：两空气团作水平混合，不会都是降温的其中较暖的一部分空气因混合而降温

考虑两个同质量、未饱和的气块，温度分别为-10oC与10oC，混合比分别为 1.6g/kg、7.6g/kg。混合之后，温度变为0oC，混合比变为4.6g/kg。0oC时的饱和混合比为3.8g/kg。因此，两气块混合之后，变为过饱和。就可能发生凝结，形成云。此种云的水滴不大，不太可能产生降水。

（3）垂直混合降温：湍流运动所产生的各种物理量通量使大气属性重新分布。

例如比湿的高度分布将变得均匀化，温度层结趋向于干绝热递减率（中性）。

这种过程在合适的条件下将导致乱流层上部降温增湿，这种过程有利于云雾在逆温层底（乱流层顶）形成。与此相反，气层的下部将变得暖而干。

（4）相变降温：末饱和空气等压地移经云雾滴或雪花的空间，或流经水面或积有冰雪的地面时à一方面吸收蒸发的水汽，增大湿度，另一方面一部分热量被转化为潜热而消耗，使温度下降。

因相变而消耗热量从而降温的现象，称为“相变降温”

降温量：T-Tw

（5）平流降温：暖空气平流过程中经过冷下垫面，暖空气本身发生的降温现象

用平流产生的空气个别变化表示

三、小结

在实际大气过程中，往往有几种降温机制共同起作用。

在不同的云雾物理过程中，都有某种降温机制起着主要作用。

一般讲，使空气过到饱和的过程中，降温作用比增加水汽更重要，降温作用中又以上升膨胀降温最为重要。

3、理解克劳修斯—克拉珀龙方程的物理意义

克拉珀龙方程的物理意义在于：揭示任意质量的某种理想气体处于任一平衡态时，它的3个状态参数量p、V、T跟气体质量m之间的定量关系规律。

可见，1mol的理想气体状态方程pV=RT和定质量的理想状态方程都可以看作是克拉珀龙方程的特例。

4、掌握凝结高度的概念

凝结高度：水汽因饱和而发生凝结处的距地高度

起始凝结高度：气块上升冷却，水汽开始凝结的高度

继续凝结高度：起始凝结高度以上，继续发生凝结的距地高度

习惯上将起始凝结高度称为“凝结高度”

凝结高度≠与云底高度凝结高度：水汽饱和区的下界云底高度：可见云体的下界二者不一定重合

分类

实际凝结高度：根据探空资料测得的空中水汽饱和区的下界高度

估计凝结高度：根据地面气象资料推估出的的高空水汽饱和区的下界高度

预报凝结高度：预测得到的末来空中水汽饱和区下界高度

第二章云的宏观特征

1、掌握积状云的宏观特征

（1）一般特征

因不稳定空气的对流形成，其垂直尺度决定于不稳定层的厚度和不稳定度的大小，可与其水平尺度相当。

多由较小的热泡中水汽凝结后不断发展而成，典型水平尺度为3km，发展旺盛的积云在垂直方向可伸展到对流层顶，甚至达到平流层底数公里范围。

伴随雷电并不断产生降水的较大积云被称作积雨云（Cb），积雨云持续时间在1小时以上，或者继续发展，在水平方向伸展到100km甚至更大的范围。其重要性在于强烈的天气过程多与积雨云相伴随，如冰雹、暴雨、大风等。不伴随雷电而由积云产生的降水称为阵雨。（2）对流云中的流场

气流分布随发展阶段而不同。在形成阶段，云中全部为有组织的上升气流，平均垂直速度一般为每秒几米。锋面性积云中最大的上升气流曾观测到有20-30米／秒的。

最大的上升气流一般发生在云的中部，发展早期最大上升气流所出现的位置可稍偏下。随着积云的发展，这个位置将向积云的中上部移动。

（3）对流云中的含水量

淡积云的含水量较小，很少超过0.5g/m3，但有时也会出现较大的值，例如上海地区曾观测到2.31 g/m3。

浓积云的含水量比淡积云大，这是因为它体积庞大，环境空气的稀释作用相对来说比淡积云

的小些。据1963~1965三年间在上海的观测，夏季浓积云的平均含水量为1.31 g/m3，最大值达11.3 g/m3。

积雨云中的含水量很大，个别部位可达20 g/m3左右。

积云中含水量的空间分布是不均匀的。在云顶和云底都比较小，中部有个极大值。在同一高度上，中心部位比边缘部位要大一些。含水量高值中心与上升气流速度的极大值所处的位置是相配合的，因为只有强的上升气流才能支托大水滴和相应的大含水量。

2、掌握气团雷暴的发展阶段及其结构

（1）发展阶段：从淡积云发展到浓积云的过程如前所述，一般历时10-15分钟。

（2）成熟阶段：从浓积云发展到积雨云，云顶一般直抵对流层顶，并产生冻结，形成冰晶化丝缕结构，在对流层顶的阻挡下和高空风切变作用下，云顶呈砧状，通过冷云降水机制形成降水，降水物下落拖曳和蒸发冷却作用使云内产生下沉气流，但冻结层以上仍为上升气流，故云内同时存在上升和下沉气流，此时积云发展最旺盛，可出现雷雨、大风现象，持续15-30分钟。

（3）消散阶段：降水持续，下沉气流范围不断扩大，直至切断维持上升气流的暖湿空气源，造成云体整个下沉。云滴不再增大，降水逐渐停止，残留云体蜕变，蒸发消散。

气团雷暴生命期短、尺度小（几公里至十几公里），降水效率低于20%，雷暴内部存在下沉气流对冲上升暖湿气流的自毁机制，不出现持续强风和冰雹。

3、掌握超级单体的动力结构

由一对上升、下沉气流组成。上升气流由右前侧进入倾斜上升，速度随高度的增加而加大，在中上部达极大值，尔后随高度下降。在高层随高空风拉出云砧。由云后部来的冷空气与降水拖带形成下沉气流。下层气流在近地气层扩展，一部分进入上层气流区下方，在地面附近向右侧扩展开来而形成一条小型冷锋（或飑风锋）。在此冷锋上面，风暴前面的较暖的空气被抬升而形成上升气流。超级单体内持久的上升气流中的空气，似乎比断续的浮生热力泡组成的上升气流更少受到混合和冲淡，因此可以被强烈加速，致使在特别不稳定的层结条件下，云顶可以突破对流层顶而深深插入平流层。

4、掌握层状云的宏观特征

层状云（主要指雨层云Ns、高层云As、卷层云Cs和雨层云下的碎雨云Fn）在水平方向可伸展数百公里，较薄时可能不产生降水，很厚时（如气旋层状云系）可能产生大范围的降雨或降雪。

层状云是稳定气层受大、中尺度的辐合、锋面抬升、地形抬升等造成的垂直上升运动引起的。如果斜升空气层不稳定，便可能形成积状的对流云。

在地面的层云被称为雾。

层状云的形成：锋面抬升、地形抬升、乱流降温、积云平衍

层状云的特征：

第三章云的微物理特征

1、掌握云滴谱表示法及其特征量的计算