天气预报15天

云和降水是我们在日常天气举报中最关心的问题。那末， 它们是怎样形成的呢？怎样做云和降水的预报呢？这是我们必须了解和掌握的问题。

1，云的形成

简单地说，天上的云是地面上的水汽上升到空中后，遇冷凝聚而成的。它们或者是由水滴组成,或者是由冰晶组成， 或者是水滴、冰晶混合而成。人们把云中的水滴和冰晶称为云滴。云滴十分细小，其半径一般只有一毫米的千分之一到 千分之一点五之间，小的还不足一毫米的千分之一：这样小的云滴，下沉速度十分缓慢（据计算，一般的云滴每小时下沉 距离仅半米〉。如果在下沉过程中遇到了上升气流（通常上升 气流每小时可达十米〉则更难下降了。于是云滴悬浮于空中， 无数的云滴集合在一起，有的像鸟雀的羽毛，有的似起伏的 群山，千恣万态，随风荡漾，所以要形成云，空气中必须含有足够的水汽，并使水汽发生凝聚,在—定的条件下，当大 气中的本汽超过了空气中所能容纳的最大水汽含量时，便有多余的水汽凝结成水滴，或真接凝华成冰晶。这个空气所能容纳的最大水汽含量，便是空气的饱和水汽含量。这就是说， 要使空气中的水汽发生凝聚，必须首先使空气中的水汽达到并超过饱和水汽含量。曾经进行了多次实验证明：即使空气中的水汽达到或超过了饱和水汽含量，水汽也不一定会发生凝聚。只有当空气中存在一定数量的潮湿的或吸湿性的质粒时，水汽才会开始凝结。这些潮湿的或吸湿性的质粒，是水 汽凝结的核心，叫做凝结核。有人曾指出，假如没有凝结核， 则只有当实际的水汽含量达到饱和水汽含量的7—8倍时， 才可能发生凝结，这在大气中几乎是不可能的。而有了凝结核，则当实际水汽含量为饱和水汽含量的1.2—1.1倍时，就 能发生凝结，有时甚至水汽含量并不饱和，也能发生凝结。 由此可知，要形成云，必须具备三个条件，即充足的水汽; 水汽要达到并超过饱和；存在凝结核。下面简要谈谈这三方面的问题。

（1）大气中水汽的来源

大气中的水汽是从江河湖海，土壤及植物的表面蒸发而来的。但是在陆地上，当地蒸发出来的水汽，常不能在当地 上空凝结下降，而是随气流输送到其它地方。同时蒸发强的 地方，常是日光充足，降水少的地方；而降水量大的地方，云多日照少，蒸发反而不易进行。此外据估计，陆地蒸发所能 引起的降水量，仅为陆地总降水量的14%，这就是说，陆地上蒸发出来的水汽,不能补偿陆地降水量的-要。由此可见, 大陆上降水所需的水汽，主要来自面积宽广權个地球表面, 洋面面积占71%，大陆面积占29%〉，水汽丰富的洋面。

就我国大陆而言，降水所需要的水汽，主要是通过西南气 流，由南海和孟加拉湾输送而来的。我们以后还会谈到，在高空气压槽的前部，盛行这种暖温的西南气流。此外，偏东气流 也能将位于我国东部海洋上的水汽带到我国大陆。这种偏东气流,主要存在于副热带高压的西南侧,和北上台风的北侧。

（2）凝结核

大气中的凝结核是相当丰富的。海洋上，涛天的海浪中溅出来的飞沫，经蒸发便有质粒留在空中；燃烧煤时，便有烟粒飞入大气;刮风时地面上的灰尘；火山爆发时火山尘都能进入大气，作为凝结核。由于大气中的凝结核总是存在的，因此在做天气预报时，并不考虑凝结核这一项。 使水汽达到饱和的方式 物理学告诉我们,要使一个封闭容器中的水汽达到饱和， 可以通过下面三个途径。一是在容器中不断的加入水汽。二是增加水汽的压力。显然这两种途径，在大气中是不可能实现的。使水汽达到饱和的第三个途径，就是降低容器中的温度。因为饱和水汽含量与温度有关。温度高，饱和水汽含量大；温度低，饱和水汽含量小。这谦是说：对于等量的水汽来说，温度高，不易饱和；温度低，容易饱和。

在大气中可以通过辐射、平流、绝热三种方式使大气冷 却。辐射冷却和平流冷却，一般只能形成近地面的雾，很难 形成浓厚的云和降水。因此,对于大气中的水汽凝结而言―冷却的主要方式是空气作垂直上升运动时的绝热冷却。

上面我们分别叙述了形成云的三个条件，指出：从天气预报的角度看，云的形成主要应从两方面来考虑，一个是 有无水汽的输入及输入量的多少，另一个是水汽能不能达到 饱和，从而发生凝结。这后面一个条件又归结为：空气能不 能发生垂直上升运动。 、

2.大气中的垂直运动

在大气中，佢使空气作垂直上升运动的原因，不外是动 力原因和热力原因两类。

所谓动力原因，就是由空气的水平运动而引起的空气垂 直上升运动。例如在地面低压区内，气流从四周不断地流向 中心，低压中心集聚的空气不可能通过地表钻入地下，于是便产生了空气的上升运动，因空气是连续的流体，伴随上升运动的同时，必有下沉运动区出现，这叫做辐合抬升。又如，冷暖空气相遇，它们之间形成一个倾斜的交界面, 冷空气重，像楔子一样，插入暖空气之下，或是由于冷空气 的抬举，或是由于暖空气的主动滑升，在冷暖空气的交界面上，便产生了暖空气的上升运动。这叫做锋面抬升。 再如在起伏地形条件下，若有空气的水平运动，则在山的迎风坡，气流由于山脉的阻挡而上升，当然在山脉的背风坡，便有气流的下沉运动。这叫做地形抬升。

所谓热力原因，就是由于地面的温度差异而引起的热对淹上升运动。例如：白天水面温度比相邻的陆面温度低，位于陆地上方的空气比位于水面上方的空气热,因而密度小、重量轻，作垂直上升运动，而位于水面上方的空气,因温度低， 密度大，作’垂直下沉运动。夜间则相反，水面温度比陆面温度嵩，水面上空气作上升运动，陆面上空气作下沉运动。其它如白天城市工厂区暖于城郊农田，沙土地暖于附近的粘土地，因而也会产生局地的热对流运动。不过由于白天地表面热力羞异比夜间显著，因而这种热力对流运动白天比夜间强， 夏季比冬季强。

3.降水的形成

由于云滴十分微小，下降速度十分缓慢，并受上升气流的顶托而漂浮于空中。雨滴要比云滴大得多。普通的降雨，雨滴半径在0.3-2.0毫米之间，比云滴大150—2000倍之多。阵南，雨滴半径可达1.5—3.5毫米。至于冰雹则更大了，小的 、如黄豆、蚕豆，大的像核桃、鸡蛋，甚至有篮球那么大的。 可见在云中不断的发生着云滴增长成雨滴的过程。兩滴是怎么增长的呢?

云中的雨滴主要是靠着蒸发凝结和机械碰撞的作罕逐渐增大的，前者如大、小水滴共存于云中，则小水滴蒸发，大水滴凝结增大；又如冰晶和过冷却水滴共存于云中，则水滴蒸发，冰晶凝结增大。后者如云中存在空气的乱流运动，则导致大、小水滴的相碰合并；又如雨滴在下落过程中，大雨滴下降速度快于小水滴，于是大水滴赶上小水滴，增大到一 定程度时，上升气流终于不能支撑，雨滴便降落地面。

降落到地面上的雨滴的大小与上升气流的强弱有关。如上升气流弱，则上升气流对雨滴的顶托力小，那些较小的雨 滴便能降落。如上升气流强，小雨滴在下落时易被上升气流 重新带到云中，雨滴获得了继续增长的机会，上升气流越强， 这种机会也越多，雨滴也就越大。云的厚度与上升气流的强 弱关系也极大，上升气流越强，所能形成的云也越厚，有利 于大雨滴的形成。当然雨滴的大小，由多种因素决定，但上 升气流的强弱，确是一个重要的原因。例如由斜升运动形成 的雨层云，一般为普通的连续性降水，这种云垂直厚度大约在 3 — 6公里左右,需要+几个小时到几天的时间才能形成。 形成这种云只要有1 一 10厘米/秒的上升速度就够了。而由强 烈对流所形成的积雨云，是一种产生雷雨、冰雹的云，雨滴 是很大的。这种云厚度可达5 — 10公里,有的厚达十几公里, 只需几十分钟到1 ― 2小时就能形成。非有1 ― 10米/秒，甚 至15米/秒的上升气流，不能形成这种云。可见积雨云中的上升气流速度，比一般云中上升气流的速度大100倍。

 4.大气稳定度

大气稳定度是大气性质的一种表征，它是衡量大气中上升运动能否继续发展的一种标尺。如能促进空气上升运动的，则称为大气处于不稳定状态。如能抑制空气上升运动的，则 称为大气处于稳定状态。判断大气是否稳定，要看大气中空气温度随高度变化的实际情况。如空气温度随高度降低得很快，高度增高100米，气温下降超过1.0℃，则将促进上升运 动的继续发展，我们说这时的大气是不稳定的。如气温随高度的增加下降得很慢，高度增高100米,气温下降不足0.5℃， 则将抑制上升运动的发展，这时的大气是稳定的。若介于这两者之间，高度每增100米，气温下降在0.5—1.0℃之间， 则能促进饱和湿空气的上升运动，但抑制未饱和湿空气的上升运动。所以称此种大气为条件性不稳定，即视大气中水汽含量是否达到了饱和而定。

锋面抬举、地形抬举和热对流所能造成的空气上升运动， 有一定的限度，它们能否发展成强烈的上升运动，形成高耸 的积雨云，出现雷雨、暴雨、冰雹等强对流天气，要看大气 是否稳定。不稳定的大气，提供了空气作强烈上升运动时所需要的能量。

综上所述，预之降水时,我们要抓住两个重要的条件，即水汽来源和上升运动，在夏季则还要考虑大气是否稳定。