①稳定度、云的发展与降水.ppt

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1、气象岗前培训,稳定度、云的发展与降水,本章主要内容,大气稳定度 绝热过程：干绝热过程，湿绝热过程 云的发展 降水,大部份云是由于空气块上升而冷却，从而产生凝结。 空气块为什么会上升？ 为什么它们在某些地方上升而在另一些地方不上升？ 为什么云会有各种不同的形状？ 回答这些问题要从了解大气的稳定度开始。,空气团,热力学: 研究系统的热状态 空气团将作为一个系统 空气团 有别于围绕它的环境的一定体积的空气，在外力的作用下可以膨胀，压缩和移动，但不与大气作质量和能量的交换。 绝热过程 与环境没有能量交换的过程。,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,绝热过程中，由理想气体定律

2、(pV=nRT)知道： 空气团抬升膨胀变冷 空气团下沉压缩变暖,气块周围的大气称为气块的环境，或称环境大气。 环境大气的状态，包括它的气压、温度和露点随高度的分布是已知的，而且在以后的讨论中假设是不变的。 环境大气中的温度或露点随高度的分布是通过测量得到的，称为层结曲线。,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，当它被移动离开了原来的位置时，它自动会回到原来的位置，大气就是稳定的。相反，气块会继续向它被移动的方向运动，大气就是不稳定的。,浮力,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,稳定度与浮力有关 空

3、气团密度小于环境空气:浮力为正，上升（暖）,浮力温度,空气团,环境,干、湿绝热过程,假如气块被向上抬升，由于周围环境压力下降，气块将要膨胀(气球皮只阻挡气块和周围环境大气的物质交换，不妨碍它的膨胀)。膨胀使气块的温度将要下降。 如果气块和周围没有热量交换，是绝热的。而且在开始时，温度下降得不多，气块还没有达到饱和，也没有水滴凝结出来，这个过程被称为是干绝热过程； 如果抬升高度比较大，气块降温很多，达到饱和，再继续抬升，就会有云滴凝结出来。这时称为湿绝热过程。,干绝热递减率 Dry Adiabatic Lapse Rate（DALR）,在干绝热的条件下，气块每抬升一公里，温度下降100C。称为干

4、绝热温度递减率。 气块是由于膨胀而对外做功，因此消耗了它的内能，表现为温度的下降。 相反，如果气块下沉，那么气块将被压缩而增温。增温的速率也是每公里100C。 实际上这两种过程是可逆的。,如果在不断抬升降温的过程中，气块达到了飽和。再降温，云滴就要凝结出来了。 凝结过程会放出凝结热，部份地抵消了由于气块对外做功所消耗的能量；另外凝结出的液态水的热容量较大。因此气块温度的下降就減慢了。 抬升单位高度温度的递减率称为湿绝热递减率，其值可从每公里100C逐渐减小到3 - 40C，视凝结出水份的多少而定。,湿绝热递减率 Moist Adiabatic Lapse Rate（MALR）,温度递减率,干绝

5、热递减率 湿绝热递减率 环境递减率 实际测量的递减率 在对流层大气，通常 6.5 C /km,10C/km,6C/km,如果湿绝热过程中所凝结出来的水都不离开气块，随着气块一起运动，那么称它是绝热的就是真的。如果这块气块下沉重新回到原来出发的位置，那么所有的水也重新蒸发掉，把曾经释放的凝结热又消耗掉，气块可以完全回到它本来的状态。 如果湿绝热过程中凝结出来的水立即离开气块，可以设想是下雨掉了。这时再称过程是绝热的实际上是不对的了。因为掉了的雨水带走（或带来）了一定的热能，过程是非绝热的。在气象上称为是假绝热过程。 如果气块在抬升时是做假绝热过程，当它再下沉回到出发位置时，它的温度就会高于原来的

6、温度。 假绝热过程是不可逆的。,假绝热过程,Lift Condensation,Temperature (C),Altitude (m),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。 与此对应，露点温度也要下降。一般每公里下降20C。 而未饱和空气每上升100m，温度下降约1，因此气温露点差的减小速度约0.8/100m,状态曲线,现在我们将注意力集中在那块气块。 假设从地面开始。气块的气压、温度、露点都和周围相同。 由于某种原因，气块被抬升。我们可以把气块抬升过程中各个高度上的温度点成曲线，称为状态曲线。,在上升曲

7、线最初阶段，气块按干绝热递減率降温。同时气块的露点温度也按每公里20C的速率递减。到某个高度上，这两根直线相交了，表示气块温度己达到露点温度，即气块达到飽和。再上升，水汽就凝结出来了，进入到湿绝热过程。 这两条直线相交的高度称为抬升凝结高度(LCL)，一般也就是云底高度。,在凝结高度以上，气块温度按湿绝热递减率下降。 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。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，上升曲线逐漸向干绝热递减率靠拢。,稳定度的确定,现在我们要讨论上升气块和周围环境空气之间的关系。 环境空气的层结曲线是由测量得到的。 作为一种平均状

8、态，标准大气采用在对流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，一天中不同时刻，层结曲线也会有变化，尤其在近地层变化最大。,不稳定大气,如果环境大气的温度递减率(ELR)超过干绝热递减率(DALR)。 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续上升。 这种大气被称为不稳定大气。,不稳定空气,空气团比空气暖 持续上升 ELRDALR,绝对不稳定空气,空气团比环境暖 继续上升 ELRDALR,ELR = 11C,条件不稳定空气,干时，稳定 ELRDALR 气团达到饱和时不稳定,ELR = 7C,条件不稳定空气,饱和时，气团冷却得慢 DALR

9、 ELR MALR,ELR = 7C,稳定大气,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6.50C），而气块上升时气块温度按干绝热递减率，每公里減低100C。这样，当外力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，这时大气是稳定的。,稳定条件,稳定空气 DALR ELR,ELR = 4C,绝对稳定空气,绝对稳定空气 ELR MALR 中性稳定度 MALR ELR DALR,ELR = 4C,造成稳定的条件,下沉逆温 夜间,自由对流高度LFC Level of Free Conve

10、ction,LFC,LCL,-,+,ln(p0/p),T,q0,层结曲线,温度对数压力图,在讨论大气稳定度和大气对流时，广泛地应用温度对数压力图，也称绝热图表（Adiabatic Charts)。 橫坐标是温度。 纵座标是高度，但因为高度和压力的对数成正比，故纵坐标标为压力的对数。,标准大气对流层中气压随高度的变化,图中有三组等值线分别为： 干绝热线 湿绝热线 等飽和比湿线,影响ELR的因子,通常环境温度递减率是(ELR)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 各种影响 1. 地表（热源和冷源）通过低层大气的加热和冷却 2. 冷暖平流 3. 不同ELR气团

11、的平流,低层大气的加热和冷却,大气从底部加热 ELR 中午最陡； 晴天最大； 夜间最小 逆温,Evolution of a typical boundary layer,How the elevated pollutants affect on surface air quality?,不稳定空气抬升的限制,不稳定的空气不能永远抬升 制动机制 1. 升入稳定层结 2. 挾卷,不稳定,稳定,逆温: 极端稳定空气,1. 辐射逆温 辐射雾,2. 锋面逆温 足够冷冰雹和冻雨,3. （地形逆温）谷底逆温 4. 暖平流逆温 5. 湍流混合逆温,6. 下沉逆温,稳定度总结,绝热递减率 DALR/MALR/E

12、LR 露点递减率 各种条件 稳定/绝对稳定 不稳定/绝对不稳定 条件不稳定/中性,大气稳定度的变化,在一天的不同时刻，由于各高度上空气温度的变化，大气稳定度是会变的。 如果低层大气增温，高层大气降温，层结就朝不稳定的方向改变； 如果低层降温，高层增温，层结就朝稳定的方向变。 请注意，这里只讲往那一个方向变，不一定就是稳定或不稳定的了。,大气增温和降温,造成大气增温的原因有： 太阳加热（尤其在地面）； 水平风带来的暖空气（暖平流）； 空气流经暖的下垫面。 造成大气降温的原因： 辐射冷却； 水平风带来的冷空气（冷平流）； 空气流经冷的下垫面。,不稳定的原因,上部冷却 风 /冷平流 云的辐射冷却 下

13、部加热 太阳辐射加热 暖平流,混合过程改变递减率,对流或者湍流 最终接近 DALR,整层空气的抬升,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。 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，气层的厚度会增加。这意味着气层顶的抬升高度将大于气层底的抬升高度。气层顶的降温幅度大于气层底。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成的不稳定称为整层大气的条件性不稳定,T,Z,整层空气的下沉如何呢？,如果在整层抬升过程中，气层

14、的底部或顶部不在同时达到飽和，事情就复杂了。 因为一达到飽和，那里空气温度的递減率就会大大減小。 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和，温度递減很快。整层大气趋向不稳定。 这种下湿上干气层在抬升后由稳定转化为不稳定称为对流性不稳定。它和许多強风暴天气有关。 如果气层是下干上湿如何呢？ 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，层结就向稳定的方向发展。甚至使不稳定层结变为稳定层结。,湿度不均匀空气层的抬升,总结绝热过程和稳定度,考虑一块孤立气块作绝热抬升，在气块飽和前，温度按干绝热递减率减小（100C/km）；当气块飽和后，温度按湿绝热递減率减小

15、（10 - 30C/km）。 干和湿绝热的冷却速率不同. 湿绝热递减率所以小于干绝热递減率是因为凝结过程放出凝结热。 稳定大气中抬升的气团将比环境空气冷 地面空气冷却、上部加热或者整层下沉，将使得大气变得稳定 稳定大气中一般形成层云,小结,在稳定大气中，气块被抬升后会有自动回到原来位置的趋势，而且会在原位置上下发生波动运动； 在不稳定大气中，气块被抬升后就有继续向抬升方向运动的趋势。 判断大气层是稳定还是不稳定就看这层大气的温度递减率与干绝热或湿绝热递减率之间的关系。 如果大气层温度递減率大于干绝热递减率，气层是绝对不稳定的；如果小于湿绝热递減率，则气层是绝对稳定的；如果介于二者之间，则气层是

16、条件性不稳定的。 若整层气层被抬升，气层的稳定度状況会发生变化。有条件性不稳定或对流不稳定等情況。,云的发展,大部份云的形成都源自空气块（或层）的抬升、膨胀、冷却。 其主要过程有： 地面加热造成的对流运动； 地形造成的抬升； 空气辐合造成的抬升； 锋面系统帶来的抬升运动。,对流和对流云,地面由于受太阳加热不均勻，高温处的空气温度会高于周围空气的温度，因而受到浮力而上升，形成一个热气泡。 热气泡在上升过程中，会和周围环境空气混合，逐渐失去它的特点。到它和周围温度一样了，也就不受浮力了。上升过程也就停止了。 如果地面上继续有热气泡产生，后一个会穿过前一个，它和环境大气的混合会少于前一个。因此它可以

17、达到更高的高度。 这样一个接着一个，在地面热区域的上方会出现一个上升气流柱。在达到凝结高度以后，就出现了积云。,在一个炎热潮湿的夏天中午，滿天都是积云。你可以注意到这些云的底部都有同一个高度，大约在一公里左右。这些云都是由不稳定大气中的对流造成的边界层云。 为了便于讨论，我们用下列简化： 上升气块与周围环境没有混合； 只有一个热气泡产生； 在相对湿度达到100%时即产生云； 云中相对湿度为100%。,云底高度。 云顶高度。 夾卷,地形云和焚风,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。,如果大气是稳定的，在背风坡常常可以出现波动的气流。在水汽条件合适时，在波峰处出现云，波

18、谷处云消散。这就出现荚状云。这种云象驻波一样，观察到的云似乎静止不动，实际上里面的气流，包括云滴都是不断在改换的。,大尺度空气辐合所形成的云,对流层低层大尺度空气的辐合，经常和气旋相联系。 气旋是一个低气压系统。周围的空气向中心辐合，导致中心的空气上升，从而形成云系。 这种系统是和锋面活动相联系的。它们常常造成水平范围几百甚至上千公里的云系。主要是层状云。,云形状的改变,层状云由于顶部辐射冷却，底部辐射增温，可能使这一层大气变得不稳定，在这一层中发生对流。层状的云变为积状的云，如卷积云、高积云等。,高积云或层积云，由于在云生成的层次中风速较大，或者在这一层中风向随高度有改变，可能出现云街，即积

19、云块成一条条的排列。 如果风向切变适合，还可能形成波浪云（Billow clouds）。,有时候，高积云在垂直方向发展比较旺盛，出现堡垒状的突起，称为堡状高积云。 堡状高积云的出现表示对流层中部大气巳经很不稳定了。如果白天对流层下部的不稳定发展起来，和中部一结合，形成深厚的不稳定层。这样对流发展会很強烈。,混合过程产生层云,在大气边界层顶部，常常存在一个逆温层，形成一个稳定的盖子。 在边界层中常常是下湿上干，但都没有达到飽和。也没有云。 若在边界层中发生垂直的混合，下部的水汽被送到上部並使上部气层达到飽和，上部就会形成层云。,降水（precipitation）,降水类型，降水过程及降水的测量,

20、降水类型： 雨 Rain直径大于 0.5 mm 毛毛雨 Drizzle 滴大小均一/ 直径小于0.5 mm 层云或部分蒸发的雨 雨幡 Virga 阵雨 Shower 雪 Snow 冻雨和冰丸 米雪和雪丸 冰雹 Hail,雨幡,雨幡,雨滴在下落过程中不断蒸发、消失而在云底形成的丝缕条纹状悬垂物。因为悬挂于云底的丝缕条纹状雨滴或冰晶，随云飘荡，形似旗幡，所以得名。但因空气干燥，雨雪未及落地，就在空中蒸发，从而形成空中降水现象。分为雨幡和雪幡两种。雨幡多在积雨云、雨层云、高积云和层积云下出现；雪幡多在卷云下出现。,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,降水状况：雨强、降水时数

21、和雨量,雨强是单位时间中的降水量，常用 mm/小时 或 mm/分钟 来记。它多用于反映瞬间的降水状況。在一次降水过程中，雨强会随时间有很大的改变。 降水时间是指一次连续降水持续的时间，它也可以记为一天中总的下雨时数。 雨量是一天或12小时，6小时中总的降水量，常用 mm/24小时；mm/12小时 或mm/6小时 来表示。 雨量的mm是表示雨水在没有任何损失的情況下应该累积的厚度。因此雨量的观测应当是用一个直上直下的筒来接雨水，然后再量积水的深度。,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。 可以用雨强，也可以用一天中的降水量来定义。 小雨 16mm/h 50-100mm/day

22、 大暴雨 100mm/day,降水过程,云滴的增长 碰并过程 (Collision and Coalescence Process) 冰晶（贝吉龙）过程 ( Ice-Crystal or Bergeron Process),云滴长成雨滴，半径增大了10倍。 云滴越小，表面曲率半径越大，为避免蒸发所需周围空气的相对湿度越大 周围空气过饱和的云滴可以自发凝结生长。相对湿度小于100%时，云滴的凝结生长需借助吸湿性云凝结核。 云滴小而轻，无法落到地面形成降水。若仅靠凝结生长成为足够大的雨滴至少需要几天。,碰并过程发生于暖云（ T -15C） 空气摩擦与粒子表面积和速度有关： f = 4pr2kv2

23、粒子重力和所受阻力相等时 4/3 p r3= 4pr2kv2 达到下落末速v 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

24、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

25、低，1个直径25m的云滴在-36才形成冰，1个直径2m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

26、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

27、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 成为大的冰晶,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,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： 在云中制造一个低于-40摄

28、氏度的空间，自然形成大量冰核。如播撒干冰或液氮（Schaefer 1946） 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,所有正式雨量计仪器的开口直径是8-inch Simple Standard Advanced,雷达Radar,Radar - RAdio Detection And Ranging 利用回波可测量降水距离和强度。,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

29、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。 冰雹的直径大于5mm，最大是多少，没有一定的说法。 美国记录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。,按尺寸和结构可将冰雹分成三类,1）霰（软雹） 白色、透明，直径大约为6mm的圆球形或锥形的冰粒。它们基本上是由各自冻结的小云滴集合在一起而成的。密度小，与坚硬表面相碰时会破碎（GS）。 2）冰丸（小雹、冰粒） 透明或半透明的冰，直径几个毫米，呈球形、椭球形、锥形或无规则状等。可以是冻

30、结雨滴或霰外面包一层薄冰壳。这层冰可以是捕获小滴冻结而成，或是霰部分融化再冻结而成（PL）。 3）冰雹 直径在5mm以上的冰球、冰块。形状多样，有球形、椭球形、锥形、扁圆、无规则形状等，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。,反映二种不同的增长过程。 透明冰是先有一层液体水，然后再冻结而形成的，这种冰结实，密度大约在0.9g/cm3。 不透明冰是过冷 水滴或冰晶直接碰 上去就冻结了， 其间还留有许多气泡。 比较松软，密度也只有 0.5g/cm3左右。有时 在气泡缝隙中

31、还有未 冻结的水。,冰雹中的透明冰和不透明冰,冰雹的干、湿增长,形成不透明冰的条件是云中温度很低，过冷水和冰晶的含量较少，在冰雹与它们碰并冻结时所释放的热量可以被及时地扩散出去，过冷水和冰晶立即冻结形成了一些空隙，使冰是不透明的。称为干增长。 形成透明冰的条件是云温度比较高，云的含水量比较大，碰并冻结时所释放的热量较大而不能及时被扩散出去，冰雹表面温度升高而形成一层液体水，然后由内向外冻结，形成透明冰。称为湿增长。,当然上面所说云温度的高低也是相对的。实际上冰雹是干增长还是湿增长取决与单位时间碰并冻结上去水量所释放热量是否能被及时扩散出去。 碰并冻结上去水量和云含水量以及冰雹的半径有关，能扩散

32、出去的热量与云的温度以及冰雹的半径有关。因此对一定大小的冰雹，在某一云温度时有一个临界含水量值。 实际含水量大于临界含水量就湿增长；小于临界含水量就干增长。,雪,很多雨实际上是雪，不过它在掉到地面之前已经溶化了。 在夏季，零度层高度大约在3600米，雪花在通过零度层以后有足夠的时间使雪片溶化。 在冬季，零度层高度小于300米，甚至地面温度也低于零度，雪片就直接落到地面了。,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，这是和水冻结时晶体结构有关。 最基本冰晶形状有板状、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关的。,雪量也是一个十分重要的气象量。但它比雨量更难

33、测。 雨量筒的方法无法用来测量雪量，因为雪花常常会粘结在筒口上。也有人设计在筒口加热的雪量计，在下方测量溶化后的水量。但要控制加热系统能及时将雪都溶化，而又不使水份蒸发是很困难的。 气象上经常用积雪深度来反映降雪的多少。如果地面温度低于零度，下来的雪完全不溶化，积雪深度可以反映降雪量。一般积雪深度1cm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，积雪深度就不能反映降雪量了。,其他类型的冰冻降水,冻雨、雨夹雪（sleet） 米雪（Snow Grains） 霰（雪丸）（Snow Pellets）,冻雨Sleet,冻雨 透明的小冰球 D 5mm 融解的雪花或者雨滴在冷表面上冻结形成

34、 如果冷表面很浅，雨滴在达到地面前不冻结，这是冻雨。 如果雪片在溶解成雨滴后又遇见一层温度很低的层次，它们会冻成冻雨，一种硬的圆形冰粒。一般是透明的，直径约5mm。它们着地会反弹，并发出声音。 如果底层空气温度还不够使雨滴冻起来，或冷的层次不够厚，它们会以过冷水的形式达到地面。这时它们会附着在各种物体上，形成闪闪发光的冰挂，很美丽。,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,干绝热过程、湿绝热过程 大气稳定度 抬升凝结高度、对流凝结高度 云的发展 云的种类与大气运动的关系 降水 降水类型,