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图 4.19 云的类型：（a）晴天积云；（b）积雨云；（c）层云；（d）卷云。（［a］© Roger Scott, ［b］© The McGraw-Hill companies, Inc./ BarryBarker, photographer, ［c］© A. Copley / Visuals Unlimited, ［d］© NOAA.）
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相对湿度（relative humidity）是空气中水分含量的百分比量度，以相对于当前温度下所能存在的最大水汽含量的水汽量表示。当空气变暖时，它所含有的水汽量就增加。如果相对湿度是100%，空气就完全被水汽饱和。在炎热的日子，相对湿度为60%意味着空气极端潮湿并且令人非常不适。然而，在一个寒冷日子里60%的读数则表明，虽然空气含有较大数量的水汽，但是水汽在绝对数量上要比一个炎热湿闷日子少得多。这个例子说明，相对湿度只有在我们考虑到空气温度的情况下才有意义。
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早晨地面上的露水意味着夜晚的温度曾经降低到水汽发生凝结的程度（图4.17）。凝结时的临界温度称为露点（dew point）。地球表面形成雾或者多云的天气意味着已经达到露点，相对湿度可能已达100%。
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地理学与生活（插图第11版） [:1705409637]
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降水的类型
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当大量空气上升时，就可能发生降水。降水有三种类型：①对流性降水；②地形性降水；③气旋性或者锋面性降水。
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第一种类型——对流性降水（convectional precipitation）产生于上升、受热和充满水分的空气。空气在上升时变冷，达到露点后发生凝结和降水，如图4.20所示。这是热带和大陆性气候夏季风暴，形成阵雨的典型过程。通常，地面在早晨和午后受热。聚集的热空气开始上升，首先形成积云和积雨云，最终出现闪电、雷鸣和大雨。在风暴移动的过程中，可能在很短的时段内就影响到地面的每个角落。这类对流性风暴常出现在午后或傍晚。
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图 4.20 对流性降水。当充满水分的暖空气上升时，就可发展成积雨云和对流性降水。在云雨系统内下落的颗粒在上部高处的寒冷空气中产生下降气流。
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如果快速上升的气流使空气在云内发生迅速的环流，就会有冰晶在云的顶部附近形成。当这种冰晶增大到足以降落时，含有水分的新的上升气流能迫使它向上倒退，使冰晶增大。这种过程可能反复进行，直到向上气流不能再支撑冰粒，冰粒便以冰雹的形式降落到地面。
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第二种类型——地形性降水（orographic precipitation）。如图4.21所示，地形性降水是由于丘陵或山脉阻挡了富含水分的风，暖空气被迫上升而形成的。这种类型的降水在丘陵或山脉位于海洋或大湖的下风向时最常见。水面上空的饱和空气被吹到岸上，在陆地高起处上升。接着发生空气变冷、水汽凝结和降水过程。山地的迎风坡——朝向盛行风的山坡——接受大量的降水。相背的山坡被称为“背风坡”或者“雨影区”，且毗连的下风区往往异常干旱。越过丘陵和山脉的空气下降和变暖。如我们所见到的，下降的空气并不产生降水，温暖的空气反而从它所越过的地面吸收水分。有时在很短的距离内雨量就有巨大的差别，图4.22华盛顿州地图所描述的就是这种情况。
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图 4.21 地形性降水。地面风在位于其路径上的丘陵或山脉附近上升到较高的高度。如果这种由于地形而上升的空气变得足够冷，就会产生降水。下降的空气在高地屏障的背风坡变得较暖，其保持水分的能力增加，将吸收而不是释放水分。
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图 4.22 华盛顿州1985年11月以英寸为单位的降水。充满水汽的太平洋空气先被迫上升，越过1500—2100米的奥林匹克山，然后下降到皮吉特湾（Puget Sound）低地，再上升到2700—4300米的喀斯喀特山脉（Cascades Mt.），最后下降到华盛顿州东部的哥伦比亚高原。
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资料来源：From Robert N. Wallen, Introduction to Physical Geography. Copyright © 1993. McGraw-Hill Company, Inc., Dubuque, Iowa. All Rights Reserved. Reprinted by permission.
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第三种类型——气旋性降水（cyclonic precipitation）或者锋面性降水（frontal prec-ipitation），通常见于中纬度地区冷、暖气团相遇处。虽然不是频繁出现，但这种类型的降水也发生在热带飓风和台风发源地。为了了解气旋性或者锋面性降水，首先要观察气团的性质和气旋发展的方式。
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气团（air mass）是形成在一个源区上空、温度和湿度特征相似的一大团空气。源区（source region）包括大面积的均一的地面和相对稳定的温度，例如加拿大北部和俄罗斯北中部的寒冷大陆区，以及接近赤道的热带温暖海洋水域。图4.23所示的就是北美的源区。一个气团可以在数天或一周的时间里形成。例如在加拿大北部的秋季，当广大的亚极地景观覆盖着积雪时，寒冷、稠密而干燥的空气就在冰冻的陆地上空形成。
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图 4.24 在此图中，北半球的一个冷锋刚通A城上空，正向B方向运动。不同气团的会合线称为锋线。暖锋正在离开B，向C城运动。风向用箭头表示，气压表示为等压线——相同气压点的连线。等压线表明，最低气压出现在暖锋同冷锋的相交处。
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这种极地大陆气团开始向南方较轻而温暖的空气运动。舌状空气的前缘称为锋（front）。在这种情况下，锋面将干冷的空气同它路径上的其他空气分隔开。如果有一个暖湿气团位于一个极地气团的前方，浓密的冷空气将紧贴地面，并迫使其上部的较轻空气上升。上升的湿空气凝结，从而发生锋面性降水。另一方面，上升的暖空气在冷空气上方的运动将冷空气向后推，再次引起降水。在第一种情况下，当冷空气向暖空气运动时，就形成积雨云，降水时间短而雨量大。当锋面通过时，温度略有下降，天空晴朗，空气明显变得干燥。在第二种情况下，当暖空气运动到冷空气上部时，便形成钢灰色的雨层云，降水稳定而持续时间长。当锋面通过时，地区的空气特征是温暖而闷热。图4.24是对锋面运动的概括。对于作为区域特征的气团将在第13章中进一步讨论。
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