降水

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世界各地不同月份的日均降水量變化
(基於1961年至1990年的數據)
丹麥晚夏的一場暴風雨

降水是指在大氣中冷凝的水汽以不同方式下降到地球表面的天氣現象。大氣中的水汽幾乎全部集中於對流層中,溫度越高,大氣可以容納的水汽含量就越多,反之就越少。一定溫度下,當空氣不可容納更多的水汽時,稱為飽和空氣。當飽和空氣中的水汽和溫度相匹配時,不會出現水汽凝結現象,但當空氣達到過飽和狀態時,則會產生多餘的水汽並發生水汽凝結。

過飽和空氣的形成主要是由於空氣的上升運動,造成氣溫下降,形成過飽和水汽;加上吸濕性較強的凝結核的作用,水汽凝結成雲,來自雲中的雲滴,冰晶體積太小,不能克服空氣的阻力和上升氣流的頂托,從而懸浮在空中。當雲繼續上升冷卻,或者雲外不斷有水汽輸入雲中,使雲滴不斷地增大,以致於上升氣流再也頂不住時候,才能從雲中降落下來,形成等降水天氣。

空氣飽和的過程[編輯]

空氣包含水分,並以每公斤乾空氣一克作為量度單位,但現在大多普遍以相對濕度的形式表達,例如百份之五十。空氣的溫度取決空氣本身可以容納多少水分才達至飽和,而暖的空氣比冷的空氣可以容納更多的水分。亦由於空氣有如此特性,冷卻空氣可以使其飽和。而露點溫度則為使既定的空氣份量達到水分飽和所需的溫度。當然,增加空氣中的水分也可以使空氣飽和。

冷卻機制[編輯]

  • 上升(日間強烈受熱,對流,地形)
  • 接觸性冷卻(暖空氣流過冷的海面)
  • 輻射冷卻(晚上地面輻射大量流失於太空)
  • 蒸發冷卻(水由液態轉為氣態,空氣溫度下降)

增加水分[編輯]

  • 太大的雲層有助雨的形成,而水從上面降下。
  • 在日間有強烈蒸發發生於水面。

降水的形成[編輯]

冷凝和合併乃水的循環中不可或缺的部分

冷凝[編輯]

降水由溫暖而潮濕的空氣所組成。當空氣冷卻時,水蒸氣開始變成凝結核,逐漸地成為雲朵。當水點變得夠大的時候,有兩個過程的發生會可以導致降水。

合併[編輯]

伯傑龍–芬德森過程[編輯]

成因類型[編輯]

鋒面雨[編輯]

鋒面上空氣緩慢上升(以每秒厘米的速度計算),在冷氣團一側形成層狀降水。又稱氣旋雨梅雨。 氣旋雨又包括熱帶氣旋雨和溫帶氣旋雨。在台灣地區,一次熱帶氣旋(颱風)雨常可降落數百公釐的雨量,造成水災。溫帶氣旋中的暖氣流沿冷氣流表面(鋒面)上升而冷凝成雨,包括冷鋒雨和暖鋒雨。冷、暖氣流的勢力若相近,則鋒面在同一地帶徘徊或滯留而產生梅雨,中國長江流域、台灣和韓國及日本中南部均有梅雨現象,以其適當梅子成熟,故名。又因此段期間氣候潮溼,物品最易發霉,故又稱「霉雨」。

對流雲降水

對流雨[編輯]

如果下墊面高溫潮濕,近地面空氣強烈受熱,引起空氣的對流運動,濕熱空氣在上升過程中,隨氣溫的下降,形成對流雲而降水,比如積雨雲濃積雲,條件一定時即可降水。特點是強度大,歷時短,範圍小,還常伴有暴風,雷電,故又稱熱雷雨雷陣雨,台灣稱西北雨。在熱帶雨林氣候區和夏季的亞熱帶季風氣候區多見。

地形雨

地形雨[編輯]

英語:orographic rain,暖溼氣流遇到山地,沿坡上升,水汽凝結,積雲降雨;故迎風坡(windward slope)的雨量隨高度增加而遞增,但山地很高時,超過某一高度後,又逐漸減少,當暖濕空氣沿山地爬升到最高點後,降完雨水形成乾冷空氣,之後再沿著山地下降,由於乾空氣每下降100m氣溫會上升1°C,因此就在背風坡形成焚風。印度阿薩密省之乞拉朋吉(Cherrapunji),因位在孟加拉灣的夏季季風北上的通路山坡上,故成為世界雨量最多之區,年達12,000公釐,即地形性降雨之佳例。盛行東北季風期間,台灣東北部位在雪山山脈和中央山脈的迎風坡,多地形雨;西南部位在背風坡,雨水甚少。

熱帶氣旋(颱風)

颱風雨[編輯]

氣旋中心附近氣流上升,引起水汽凝結而形成降水,稱為颱風雨。常見的有熱帶氣旋溫帶氣旋帶來的降水。(註:氣旋雨是鋒面雨的別稱而不是指颱風雨,此部份較容易搞混。)

降雨特徵[編輯]

大小與形狀[編輯]

當大氣層中的水分粒子凝結成小水點,雨因而便會形成。雨水可以是任何形狀,不過直經約為9毫米。

強度與長短[編輯]

通常強度與降雨時間的長短成反比,換句話說,高強度的暴風雨很可能會持續較短的時間,而低強度的暴風雨會持續比較長的時間。

強度與面積[編輯]

強度與水滴大小[編輯]

高強度的暴風雨比低強度的暴風雨有更大的水滴大小。

降雨量度[編輯]

重現期[編輯]

泛濫頻率[編輯]

十年一遇的風暴[編輯]

百年一遇的風暴[編輯]

降水之最[編輯]

  • 世界上年降水降最多的地方:乞拉朋吉(又譯「乞拉朋齊」)

參見[編輯]

參考資料[編輯]

外部連結[編輯]