4.2 降水类型及影响因素
4.2.1 降水类型
4.2.1.1 按气流上升冷却的原因分
由气象学关于降水形成的物理机制可知，气流上升产生动力冷却而凝结，是形成降水的先决条件，而水汽含量的大小及动力冷却程度，则决定着降水量和降水强度的大小。根据气流上升冷却的原因，可把降水划分为以下4种类型。
1.气旋雨
气旋是中心气压低于四周的大气漩涡。在北半球，气旋内的空气作逆时针旋转，并向中心辐合，引起大规模的上升运动，水汽因动力冷却而导致的降雨，称为气旋雨。按热力学性质分类，气旋可分为温带气旋和热带气旋两类，相应产生的降水称为温带气旋雨和热带气旋雨。
图4.6 理想气旋示意图
（1）温带气旋雨。温带地区的气旋多由锋面波动而产生，称为锋面气旋，如图4.6所示。自气旋中心向前伸展出一条暖锋，向后伸展出一条冷锋。冷暖锋之间是暖气团，其上是冷气团。气旋是气流辐合上升系统，锋面上气流上升更为强烈，往往产生云、雨，甚至造成暴雨、大风天气。一个发展成熟的锋面气旋天气为：气旋前方是暖锋云系和连续性降水天气，气旋后方是狭窄的冷锋云系和降水天气，气旋中部是暖气团天气，有云层或毛毛雨。
（2）热带气旋雨。热带气旋指发生在低纬度海洋上的强大而深厚的气旋性漩涡。气象部门根据热带气旋地面中心附近风速的大小，将其分为四类：近中心最大风力6～8级为热带低压；8～9级为热带风暴；10～11级为强热带风暴；大于12级为台风。一个发展成熟的台风，其低空风场的水平结构可分为三个区域，如图4.7所示。自台风边缘向内到最大风速区边缘为外圈，风速向中心急增，风力在6级以上，半径约为200～300km；从最大风速区外缘向内到台风眼壁为中圈，是台风中对流和风雨最强烈的区域，半径约为100km；内圈为台风眼区，风速迅速减小或静风，半径约为5～30km。台风大多产生在对流性云团中，由于上升气流不断加强，云区常可发展为宽几十公里，高10km的垂直云墙。云墙外有几条螺旋状积雨云带向中心汇合，螺旋状云带外面往往是由塔状对流云组成的外辐合云带。台风眼区由于有气流下沉，多晴空无云。台风区内水汽充沛，气流上升强烈，往往造成大量降雨，强度很大，分布不均匀。台风登陆后若受地形和冷空气的影响，往往使暴雨加剧，导致洪水泛滥。
图4.7 台风天气模式示意图［1］
2.对流雨
因地表局部受热，气温向上递减速率过大，大气稳定性降低，下层空气膨胀上升与上层空气形成对流运动。上升的空气形成动力冷却而致雨称为对流雨。因对流上升速度快，形成的云多为垂直发展的积状云，降雨强度大，历时短，雨区较小。
图4.8 地形对气流影响示意图
3.地形雨
空气在运移过程中，遇山脉的阻挡，气流被迫沿迎风坡上升，由于动力冷却而成云致雨称为地形雨。此外，山脉的形状对降雨也有影响，如喇叭口、马蹄形的地形，若它们的开口朝向气流来向，则易使气流辐合上升，产生较大的降雨，如图4.8所示。地形雨的降雨特性，因空气本身的温湿特性，运行速度以及地形特点而异，差别较大。
4.锋面雨
两个温湿特性不同的气团相遇时，在其接触区由于性质不同来不及混合而形成一个不连续面，称为锋面。所谓不连续面实际上是一个过渡带，所以又称锋区。锋面与地面的交线称为锋线，习惯上把锋线简称为锋。锋面的长度从几百公里到几千公里不等，伸展高度，低的离地1～2km，高的可达10km以上。由于冷暖空气密度不同，暖空气总是位于冷空气上方。在地转偏向力的作用下，锋面向冷空气一侧倾斜，冷气团总是楔入暖气团下部，暖空气沿锋面上升。由于锋面两侧温度、湿度、气压等气象要素有明显差别，因此，锋面附近常伴有云、雨、大风等天气现象。锋面活动产生的降水统称为锋面雨。
由于在地球的不同地带会产生性质互异的气团，这些气团之间常存在锋面，称为行星锋带，其位置和强弱随时间而变。在4种主要气团（冰洋气团、极地气团、热带气团和赤道气团）之间，存在3种主要的行星锋带：极锋、副热带锋和赤道锋。其中，极锋和副热带锋的活动对我国的天气及降水影响最大。它们南进北退，决定着各地雨季的起始和终止。赤道锋两侧的气团都是高温高湿的海洋气团，一般锋的温湿特征不明显，只有锋的辐合，故称为赤道辐合带，亦称为热带辐合带。影响我国东南沿海的热带风暴和台风，多发生在热带辐合带上。
锋面随冷暖气团的移动而移动。若按运动学观点分类，可分为冷锋、暖锋、静止锋和锢囚锋。
（1）冷锋。冷气团起主导作用，推动锋面向暖气团一侧移动，这种锋称为冷锋，如图4.9（a）所示。根据移动的快慢，冷锋又分为两类：移动慢的称为第一型锋或缓行冷锋；移动快的称为第二型冷锋，或急行冷锋。这两种冷锋天气有明显的差异。缓行冷锋锋面坡度小，约为1/100，移动缓慢，锋后冷空气迫使暖空气沿锋面稳定滑升，雨区出现在锋后，多为稳定性降水，雨区稍窄，在300km以内。如果锋前暖空气不稳定，在地面锋线附近也常出现积雨云和雷阵雨天气。急行冷锋坡度较大，约为1/40～1/80，锋后冷空气移动较快，迫使暖空气产生强烈的上升运动。因此，急行冷锋过境时，往往乌云翻滚，狂风大作，电闪雷鸣，大雨倾盆。降雨强度大，历时较短，雨区窄，一般仅数10km。
（2）暖锋。暖气团起主导作用，推动锋面向冷气团一侧移动，这种锋称为暖锋。暖锋锋面坡度较小，约为1/50，暖空气沿锋面缓慢上升，在上升过程中发生绝热冷却，水汽凝结致雨，如图4.9（b）所示。暖锋的雨区出现在锋线前，宽度在300～400km，沿锋线分布较广。降雨强度不大，但历时较长。在夏季，当暖气团不稳定时，也可出现积雨云和雷阵雨天气。
（3）静止锋。冷暖气团势均力敌，在某一地区停滞少动或来回摆动的锋称为准静止锋，简称静止锋，如图4.9（c）所示。静止锋坡度小，约为1/200，有时甚至小到1/300，沿锋面上滑的暖空气可以一直伸展到距离地面锋线很远的地方，所以云、雨区范围很广。降雨强度小，但持续时间长，可达10天或半月，甚至一个月。
（4）锢囚锋。当3种热力性质不同的气团相遇，如冷锋追上暖锋，或两条冷锋相遇，暖空气被抬离地面，锢囚在高空，称为锢囚锋，如图4.9（d）所示。由于锢囚锋是两条移动的锋相遇合并而成，所以它不仅保留了原来锋面的降水特性，而且锢囚后暖空气被抬升到锢囚点以上，上升运动进一步发展，使云层变厚，降水量增加，雨区扩大。
4.2.1.2 其他分类方法
除了上述按动力冷却条件对降水进行分类外，实用上还有按雨量大小、强度及过程特征进行分类的方法。这种分类一般将降水分为暴雨、暴雨型淫雨和淫雨3类。
图4.9 锋面雨类型示意图
（a）冷锋；（b）暖锋；（c）静止锋；（d）锢囚锋
1.暴雨
1日降水量超过50mm，或12小时降水超过30mm的降雨称为暴雨。暴雨主要由对流作用形成，具有强度大、历时短、笼罩面积不大的特点。
2.暴雨型淫雨
暴雨型淫雨的特点是历时较长，往往长达数昼夜；降雨强度变化剧烈，平均强度不大，个别时段内的降雨强度可能很大。暴雨型淫雨一般由冷暖气团交锋所致常常是造成大面积洪涝灾害的主要原因。
3.淫雨
淫雨是指历时很长、强度较小、降雨时断时续、且空气湿度较大的一种降雨，一般也是冷暖气团交锋所致。
4.2.2 影响因素
影响降雨量及其时空分布的因素主要有地理位置、气旋、台风路径等气象因子，以及地形、森林、水体、人类活动等因素。对影响降雨的因素进行研究，有利于掌握降雨特性，判断降雨资料的合理性和可靠性。
1.地理位置
低纬度地区，气温高，蒸发剧烈，空气中的水汽含量大，故降雨多。地球上大约有2/3的雨量降落在南纬30°到北纬30°之间的地区。以赤道附近为最多，逐渐向两极递减。
沿海地区，因空气中的水汽含量高，一般雨量丰沛。愈向内地雨量愈少，如中国沿海的青岛，年降水量为646mm，向西，至济南减少为621mm，再向西，至西安和兰州，分别减少为566mm和326mm；又如中国华北地区的降水量明显少于华南地区。
2.气旋、台风路径等气象因子
中国的青藏高原使西风环流受阻而分为南北两支，在中国的西南部最易产生波动，从而导致气旋向东移动，并在春夏之间经江淮平原入海，形成梅雨。7、8月间锋面北移，气旋在渭河上游一带形成，经华北平原入海，在气旋经过的地方，雨量较多。
中国的东南沿海还受台风的侵袭产生大量暴雨。台风自东南沿海登陆后，有时可深入到江汉平原，然后北上，再经华北向东入海。台风经常路过的地方雨量较多。
夏季近地面的空气层的对流作用强烈，会导致热雷雨，这在中国南方气温高的地方发生较多。平坦地区的气温比山地高，因此也易发生热雷雨。
3.地形的影响
地形对降雨的直接影响是地形具有强迫气流抬升的作用，从而使降雨量增加，至于增加的程度，则要视空气中水汽含量的多少。研究发现，有些地区的平均年雨量与地面高程有密切关系。
台湾、海南、广东、福建、浙江若干山地高雨区，就是山地抬升作用所造成的。西北地区，由于水汽含量少，即使有山地抬升，降水随高程的增加也不显著。
山地抬升作用与坡度有关，坡度愈陡，降雨增率愈大，但当高程达到某一高度后，雨量即达最大值，不再增加。在山顶，气流又变通畅，阻挡作用减弱，降雨量有减小的趋势。
山脉的缺口和海峡是气流的通道，由于在这些地方有加速作用，水汽难以停留，降雨机会少。如台湾海峡、琼州海峡两侧，雨量减少很多。阴山山脉和贺兰山脉之间的缺口，使鄂尔多斯和陕北高原的雨量减少。
4.森林对降水的影响
森林对降水的影响极为复杂，至今还存在不同的看法，主要有三种：一是森林有助于增加降水量；二是森林对降水的影响不大；三是森林减少降水。此三种观点均有一定的根据，也各有局限性。而且即使是实测资料，也往往要受到地区的典型性、观测条件、观测精度等影响。总的来说，森林对降水的影响肯定存在，至于影响的程度，是增加还是减少，还有待于进一步研究。并且与森林面积、林冠厚度、密度、树种、树龄以及地区气象因子、降水强度、历时等特性有关。
5.水体对降水的影响
陆地上的江河、湖泊、水库等水体对降水的影响，主要是由于水面上方的热力学、动力学条件与陆面上存在差异而引起的。一般来说，水体对降水的影响是减少降水量，减少的程度随季节不同而有差异。但在迎风的库岸地带，当气流自水面吹向陆地时，因地面阻力大，风速减小，加之热力条件不同，容易造成上升运动，促使降水增加。
6.人类活动对降水的影响
人类活动对降水的影响一般是通过改变下垫面条件而间接影响降水，例如，植树造林或大规模砍伐森林、修建水库、灌溉农田、疏干沼泽等，其影响的后果可能会减少降水，也可能会增加降水。
在人工增雨方面，例如，使用飞机、火箭直接行云降雨，或反之驱散雷雨云，消除雷雹等，虽然这些方法早已得到了实际的运用，但迄今由于耗资过多，只对局部地区的降水有些影响。
需要着重指出的是，城市化对降水的影响。这种影响主要表现为城市的增雨作用，但具体的影响程度、增雨量的大小，则视城市的规模、工厂的多少、当地气候湿润的程度等情况而定。