气象科普。

杨柳

楼主 杨柳说：
每天一篇气象科普让你收获满满的气象知识。
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杨柳

沙发 杨柳说：
?大气科学超话 #科学科普#【睡前科普——寒潮硬科普】寒潮是冬季的一种灾害性天气，是指来自高纬度地区的寒冷空气，在特定的天气形势下迅速加强并向中低纬度地区侵入，造成沿途地区大范围剧烈降温、大风和雨雪天气！影响东亚的寒潮源地主要来自于北极地区，一般在西伯利亚一带堆积加强。

一般气象上把大气对流层，分成几个关键层，地面层（大致1000百帕），850百帕（约1500米低空），700百帕（约3000米低空），500百帕（约5500米中空），200百帕（约12000米高空），其中500百帕很关键，就如同人的中枢神经系统，能大致看出未来的天气形势。

500百帕作为对流层的中间层，是一个平均高度，作为引导层，因此这个层次是个很关键的层次，基本决定了天气的大体形态分布，以及低层系统的移动方向和强度变化。

一般槽前脊后多阴雨，槽后脊前主晴天。一般东边是低压槽，西边是高压脊，这就是500百帕形势场，这样对流层中层的气流就形成从高往低流的西北气流，引导地面层的冷高压东移南下。

所以寒潮爆发，要看两个关键问题，第一个是500百帕槽脊形势，能先出现阻塞形势或者横槽，如同建立大坝，让低空到地面冷空气能堆积起来，地面形成庞大的西伯利亚冷高压，第二个看500百帕形势后期如何演变，出现明显的偏北气流，好比开闸放水，引导地面堆积的冷空气南下爆发。

一般地面的冷高压处于对流层中层高压脊和低压槽/极涡之间区域的下部，也就是从低空到高空，系统是倾斜的，并不是垂直的。所以地面的冷高压是个浅薄系统，到了高空就不明显了，这就是为何在500百帕形势场，看不到西伯利亚冷高压的原因。

延伸拓展——不同高度系统的冷暖属性。在对流层中上层，高压是暖性的，低压是冷性的。比如夏季最常见的副热带高压就是暖性高压，控制哪里，哪里容易高温。而东北冷涡就是个著名的冷性低压。到了地面层，低压是暖性的，高压是冷性的，西伯利亚高压，就是地面冷高压。而春季和夏季，大陆尤其沙漠地区升温很快时，就容易形成热低压。?大气科学超话 #科学科普#【睡前科普——冰雹的自述】我的个头大如斗？直径5毫米以上的固态降水，这是气象规范中对我的描述。把我放在你的手心里，你会发现，我的身体由透明与不透明的冰层相间交替组成。你想轻易捏扁我，并不容易；你懒得看我把我扔掉，我会触地反弹。

好多人知道我的体型并不大，但是文字记载中关于我的体型的说法还真不少。《后汉书》记载，延光二年，河西雹如斗。清朝咸丰八年农历七月十九日，河北定州冰雹，大者如碗。1972年4月，我国东部地区出现冰雹，有冰雹最大直径达20厘米。

但纵观国内外的气象观测发现，我的直径不到3厘米者占80％以上，甚至达到90％以上。纬度、海拔高度和地理条件不同，我的大小会略有差异。多年统计资料显示，在甘肃，80％的冰雹直径不到2厘米；在新疆，直径小于3厘米的占98％。

为什么个头大的我并不多呢？事实上，儿时的我生长在一个“温室里”，位于云体内上升气流的上方，这里温度适宜，有着充沛的水汽。在这里，我可以不停地上下“翻跟斗”，储备能量，渐渐长大。一旦我往上蹦的速度低于往下落的速度，就会偏离上升气流区，从空中迅速降落到地面。由于上升速度本身就不大，加之在从3000米以上高空坠落的过程中，环境空气温度较高，我的表层冰水会融化蒸发，体型自然而然难以发育得过大。

至于文字记载中“雹如斗”一说，大约是文学手法的应用，也许是我在降落的过程中发生了以下可能：凑巧我身陷低洼地段不得已冻结成“复合体”，并非从天而降就长得这般结实；或者是因为近地面温度过低，我在扎堆儿取暖时被冻结成“大冰块”。

我会走直线还会蛤蟆跳？走进田间地头，很多百姓常会听到“雹打一条线”、“降雹蛤蟆跳”等说法。对于一次降雹过程的空间变化，这样的说法，并非没有道理。长期以来，人们观测发现，我降临的地方像带子一样。人们经常说，“雹打一条线”。

为什么我会在一个狭长的地带现身呢？这要从积雨云说起。能够孕育我的积雨云单体直径一般只有一二十千米，而其上升气流区直径更小。积雨云单体的持续时间多为1小时左右，移速每小时20公里至40公里。因此，孕育我的积雨云经过的区域，会出现一条狭长的“雹击带”。

这条带子宽不足5公里，长约二三十公里。带子宽度越大，其长度也越长。这说明生我养我的积雨云对流发展旺盛，体积庞大，持续时间长。在这条带子内，我的降临就像阵雨的出现一样是间歇性的、阵性的，我所路过的区域是跳跃式一片一片的区域。当然，这也可能是积雨云单体生下我后迅速消散，而后另一个积雨云迅速发展，又开始新的孕育我的过程，有点像蛤蟆跳过的区域。久而久之，有了“降雹蛤蟆跳”之说。

别管我走不走直线、会不会蛤蟆跳，见到我你还是躲着点好。树上长大的梨子、果子遇上我，我会一下子砸伤其表皮，再狠狠鼓捣，砸烂果肉，最终他们只能体无完肤地躺在地上。我的出现，曾使美国肯迪尼发射中心准备发射的“亚特兰蒂斯”号航天飞机的主燃料箱和机翼“长出”数百个“小麻子”，最终导致航天飞机延迟升空。

我和人类一样爱游山玩水？好多人都爱好游山玩水，我也有这样的爱好。幅员辽阔的中国大地，地形错综复杂，到处都有我的足迹。不过，分析国内外有关我的踪迹可以发现，对我深恶痛绝的地方多是山区，那里沟沟坎坎，多属于“河谷类型”。

山谷和河谷，是我最爱去的地方，是我成长的温床。我喜欢在多条山谷交集处、山谷与河谷交汇处及山谷狭窄处游荡；喜欢在喇叭口形的河谷地带“吹喇叭”；喜欢在三面环山、一面开口的背风马蹄形地区凑热闹；喜欢山间盆地，生活在那的人总能牢牢地记住我，我通常“上山轻，下山重”，“逢山加强过山猛”。

当然，也有例外。在一些深幽峡谷地区，或由于下沉逆温强烈，或冷空气很难侵入，反而很难见到我。像西藏东南隅、四川西南部、云南横断山脉的一些峡谷地区。

一般而言，江面温度低于陆面温度，承载我的云体在过江时由于下垫面温度降低，对流活动减弱，自然我会消失。于是，便有了“冰雹不过江”之说。这种说法在国内外很普遍。在欧洲的波兰有“冰雹云不过维斯瓦河”之说，在我国江苏北部有“冰雹不过射阳河，过河也减弱”之说。?大气科学超话 #科学科普#【睡前科普——高空槽】槽，在许多人的印象中，是一种长方形或正方形的盛东西的器具，如酒槽、水槽、马槽等。在气象学中，有着高空槽这一说法。人们或许会感到奇怪，大气是无色透明的气体，高空哪儿来的槽呢？这个问题还得从天气图说起。

气象学家为了描述大气的变化和预报未来的天气，发明了天气图。在天气图的底图上，不但填有各城市、观测站的位置及主要的河流、湖泊、山脉等地理标志，还标有从天气图上分析出来的天气系统，比如高气压、低气压、高空槽、低压槽等。我们每天通过电视、广播、报纸、微信、微博等渠道收听、收看到的天气预报就是预报员根据这些天气系统，再综合各种预报产品得出的结果。

那高空槽在天气图上是什么“模样”呢？在天气图上，高空槽是从低气压区域中延伸出来的狭长区域，槽中的气压值较两侧的气压低，类似于地形中的山谷——两边高中间低。因此被命名为槽。低压槽的开口向北，一般为南北向或东北西南向。当高空槽自西向东移近时，由于高空槽前为偏南气流，会带来大量的暖湿空气。

通过长期的积累、总结、提炼，气象专家总结出很多规律，比如高气压和高压脊的出现，往往与晴好天气相连，而低气压和低压槽的靠近，则常会带来云和降水。正如我国的一些大家，如白居易因为经常住在“香山寺”而给自己取别名“香山居士”一样，低压槽由于出现在高空，人们就习惯称它为高空槽。

单独的一个槽对天气过程的影响不会太大，主要还是看整个系统的配合，如低层切变、地面冷锋等。天气预报有雨或晴，雨量量级有多大，要综合各种因素考虑。就像一个医生看病，能治疗到哪个程度，不仅要看这个病人得的什么病，还要看这个病的轻重程度以及他个人的体质、环境等，这也是天气预报难报的原因之一。

拓展——高空槽类型。高空槽常与高空温度槽相配合，温度槽和高空槽位置不同时，出现三种不同形式的高空槽，即后倾槽、垂直槽和前倾槽。

①后倾槽。当温度槽落后于高空槽时，低压槽线随高度升高逐渐向与其移动方向相反的方向倾斜，即向冷区倾斜，这种情况叫后倾槽。后倾槽随着温度槽位置的前移，平流作用加强，高空槽将继续加深发展，槽前广阔范围内盛行辐合上升气流，如果水汽充沛，将产生稳定性云系和降水。

②垂直槽。当温度槽与高空槽重合时，低压槽线垂直，称为垂直槽。当高空槽发展到最盛阶段，天气也发展到最强盛。

③前倾槽。当温度槽超前于高空槽时，高空槽线随高度升高向前倾斜，称前倾槽。前倾槽的槽后冷空气将置于槽前暖空气之上，导致低槽很快消失，产生不稳定云系和阵性降水。
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杨柳

板凳 杨柳说：
?大气科学超话 #科学科普#【睡前科普——水蒸汽】水蒸气——又称水汽或蒸汽，是水（化学式: H2O）的气体形式。当水达到沸点时，水就变成水蒸气。在海平面一标准大气压下，水的沸点为99.974°C或212°F（华氏度）或373.15K。当水在沸点以下时，水也可以缓慢地蒸发成水蒸气。而在极低压环境下（小于0.006大气压），冰会直接升华变水蒸气。水蒸气可能会造成温室效应，是一种温室气体。

此外，水蒸气不是能源，也不是二次能源，更不是再生能源，水蒸气只是水以气态方式存在的一种表现。气态水是大气很小但重要的组成部分。大约有99.99%是在对流层中。冷凝水蒸气到液体或冰的阶段主要由云，雨，雪，和其他沉淀物完成，而所有这些也是最重要的天气要素。

雾和云的形成，通过缩合周围云凝结核。若是在缺乏核的状态，凝结只能发生在更低的温度上。在持续凝结或沉积后，云滴或雪花形成，并促成它们达到了临界质量。

平流层的水蒸气平均停留时间是10天左右。水的补充、降水、蒸发，是海洋，湖泊，河流和植物蒸腾及其他生物和地质过程作用的结果。
测量水蒸气浓度表示为特定的湿度或相对湿度。如果降水立即凝结，那么在整个地球表面，年全球平均水蒸气只会带来约25毫米的降水。然而，年平均降水量约1米，这表明在水在空气中快速周转。

虽然火山排放的气体差距很大，但是，水蒸气始终是最常见的火山气体，通常火山喷发有超过60%的排放量为水蒸气。

变化形态: ①雨——水在常温下，会慢慢地变为水蒸气飞散到空中，这种现象就叫蒸发。地上的水变成了水蒸气， 这些水蒸气在天上形成了云；如果水蒸气凝结成较大的水滴，水滴就会落下来形成降水。

②白气——大量水蒸气在空气中凝结时，常呈现一团"白气”状，“白气”常被误认为水蒸气。 使沸腾的水变成的水蒸气在空气中受冷，便可通过比较“白气”和水蒸气的颜色、形态、 发生部位的不同，可以知道“白气”不是水蒸气，而是水蒸气凝结成的小水滴飘浮在空气中。一般我们称“白气”为“雾”。

基本组态——水（H2O）是由氢和氧两种元素组成的无机物，在常温常压下为无色无味的透明液体。在自然界，纯水是非常罕见的，水通常多是酸、碱、盐等物质的溶液，习惯上仍然把这种水溶液称为水。纯水可以用铂或石英器皿经过几次蒸馏取得，当然，这也是相对意义上纯水，不可能绝对没有杂质。水是一种可以在液态、气态和固态之间转化的物质。固态的水称为冰；气态叫水蒸气。水汽温度高于374.2℃时，气态水便不能通过加压转化为液态水。

从热物理学上讲，水蒸气: 指特定空间的水全部以气的形式存在，当然这必须满足一定的物理条件。水蒸汽：指特定空间的水存在形态是气或液二相，其中液相可以是“雾”状分散形式存在，也可以是大量液滴聚集形式存在，当然这也必须满足一定的物理条件。在实际应用中，接触到的大多数指的是“水蒸汽”。

蒸发现象——只发生在液体表面的汽化过程。蒸发在任何温度下都能发生。蒸发过程吸收热量，蒸发致冷。影响蒸发快慢的因素: 温度、湿度、液体的表面积、液体表面上的空气流动等。

水由液态或固态转变成气态，逸入大气中的过程称为蒸发。指水在常温下接触空气，变为水蒸气。而蒸发量是指在一定时段内，水分经蒸发而散布到空中的量。通常用蒸发掉的水层厚度的毫米数表示，水面或土壤的水分蒸发量，分别用不同的蒸发器测定。一般温度越高、湿度越小、风速越大、气压越低、则蒸发量就越大；反之蒸发量就越小。

土壤蒸发量和和水面蒸发量的测定，在农业生产和水文工作上非常重要。雨量稀少、地下水源及流入径流水量不多的地区，如蒸发量很大，极易发生干旱。而且在任何温度下都可以蒸发。从微观上看，蒸发就是液体分子从液面离去的过程。由于液体中的分子都在不停地作无规则运动，它们的平均动能的大小是跟液体本身的温度相适应的。

由于分子的无规则运动和相互碰撞，在任何时刻总有一些分子具有比平均动能还大的动能。这些具有足够大动能的分子，如处于液面附近，其动能大于飞出时克服液体内分子间的引力所需的功时，这些分子就能脱离液面而向外飞出，变成这种液体的汽，这就是蒸发现象。飞出去的分子在和其他分子碰撞后，有可能再回到液面上或进入液体内部。

如果飞出的分子多于飞回的，液体就在蒸发。在蒸发过程中，比平均动能大的分子飞出液面，而留存液体内部的分子所具有的平均动能变小了。所以在蒸发过程中，如外界不给液体补充能量，液体的温度就会下降。?大气科学超话 #科学科普#【睡前科普——常见气象术语的自述】本文均采用第一人称“我”。①局部地区雷阵雨，局部地区冰雹……局部地区怎么那么惨，幸好我没住在局部地区。”局部地区——目前没有标准具体定义我是什么，但从字面理解应该不难。

我的兄弟“区域性降水”是有标准的，以暴雨为例，从我国600多个国家基准站来说，如果某地周围连续5个站点出现暴雨，便可称作区域性暴雨。如果大片区域降水量低于50毫米，只是个别站点出现50毫米以上降水，便是我——局地暴雨。局地降雨主要是突出某一个地区的降雨比较强。

另外，我也表达了预报的不确定性，比如暴雨常伴随对流天气，但由于预报技术的限制，由对流系统造成的局地强降水天气是较难预报的；如果降雨范围很小，比如同在一个城市，一部分地区有雨，另一部分地区却没有下雨，无法明确指出一个相对准确而完整的有雨区域，故通过文字描述该预报结论时，可以用我来快速科学地表达。

②“分散性降雨是个啥？怎么跟局部地区一样抽象？我出门还带不带伞？”分散性降雨——在预报员口中，我更是经常出现。就空间分布来说，我不是连续、成片的，我更多地用来表达降雨在空间分布上的不均匀性。而局地降雨用于表示区域范围小的降雨天气。

我经常出现在强对流天气中，常伴随有短时强降水、冰雹、大风等。目前的预报技术很难搞清我具体会落在哪里，所以大家出门还是带伞为好。

③“持续性降水和过程性降水，谁更厉害？”持续性降水——当然是我更厉害！我的持续时间更长，通常是一轮一轮地来，经常会造成次生灾害，对农业的影响也较大。像2008年雨雪冰冻灾害就是我造成的，那次我包含了连续的四轮过程性降雪。其实，一轮降雪没那么长时间，而一轮轮地来，持续时间长，影响范围也就更大、强度也更强。当然，我的哥们儿“过程性降水”，如果强度大也会造成较大影响，但他一般只在一个地方持续一两天的时间。

④“为啥预报只有32℃，我却有进了蒸锅的感觉，气象台的数据准确吗？”体感温度——我是温度这个大家庭的一员，是指每个人和外界接触感受的温度，多方面因素都会对我产生影响，比如湿度、风、个人穿着、日照等。网上也有给我做统计的，但由于我受影响的因素太多，客观性并不是那么好。

而通常预报中的气温指的是温度计置于百叶箱中所测空气温度，而百叶箱设置在空旷地带草坪上，离地间隔1.5米，且周围无树木和高大建筑物遮挡。这样的气象记录受外界其他因素影响小，较为客观，有利于统计分析和预报工作的进行。

在特别炎热的中午，柏油马路上测得的温度可能50℃以上，但在通风、不直射、离地有距离的百叶箱中肯定测不到这样的温度。另外，在温度这个大家庭中，海温和地温也经常出现在预报中。需要注意的是，海表温度和地表温度分别指表面海温与地温，而非表面的空气温度。

⑤“说好的大雨呢？我明明没看到倾盆大雨，为何气象台还说今天降水量已达到大雨级别？”大雨——我在预报中是个累计雨量，并不是短时的降雨量。24小时累计降雨量为25毫米至50毫米的雨就是我。比如某地白天的累计降雨量达到了小到中雨，个别站点达到了我的级别，而且夜间还有降雨。而“倾盆大雨”那种感受是形容短时强降雨的，它是强对流天气中的一种，小时雨强超过20毫米。

人们常会被关于我的新闻误导，我也感到委屈。其实，我的出现不一定会有多大的影响，有时我出现在很局部的地区。在这种情况下，地方气象台也要发布预报预警，那么“局部地区”以外的人感受到的降雨情况也就跟预期的不太一样。

⑥“今天出门时候也没收到暴雨预警啊，到了下午开始降雨才收到，这预警还有啥用？”气象灾害预警——一般来说，中央气象台至少会提前12小时或24小时将我发出。我分为暴雨、台风、寒潮等16种预警，每一类又分为不同级别。

各省份发布的预警信号有时提前12小时至24小时，但面对局地突发性的强对流天气，发布我的时效就会稍微差一些。有时灾害性天气已经发生才将我发布，主要是考虑灾害天气的影响仍将持续一段时间。在这种情况下，我的发布还是很有意义的，可以提醒大家做好相应的防护措施。

另外，我更重要的作用是给政府及相关部门决策提供帮助，比如防御山洪地质灾害以及城市内涝等，都需要我提醒国土资源部门、水利部门等相关单位采取措施，而他们也会根据我的级别部署相应的应急方案，保卫人民群众生命财产安全。
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杨柳

地板 杨柳说：
#科学科普#【睡前科普——气候分类（上）】气候分类是气候地理分布的综合归纳方法。为了探索气候形成原因与利用气侯资源，必须将全球各种气候状况进行归纳分类。气候带与气侯型的划分是气候分类的早期阶段，分类是进一步将相似的气候分成若干层次的大区。 因学科观点、研究对象和目的或生产上的要求不同，有多种气候分类，概括起来，主要有：成因分类、经验分类、成因与经验相结合的分类。

影响因素——指影响气候状态。决定各地气候物理条件的因素。这种物理条件主要是指决定地球上各地位置的地理诸要素，如纬度、高度、海陆分布、相对海陆的位置、地形等等。此外，海流、稳定性的高、低气压的位置、盛行风也可作为气候因素。气候是常年变化的，引起这种变化的原因和物理条件，有时候也叫作气候因素。在这时候，黄道倾斜，大气的组成，地壳变动，水陆分布，海流等也构成气候因素。这些因素的相互作用过程，就是一个地区形成过程。

全球主要气候类型——我国气候学家以斯查勒成因气候分类法为基础，加以适当修改，将全球气候分为三个纬度带和一个高地气候，在各纬度带中又分为若干个气候型。

低纬度气候——低纬度的气候主要受赤道气团和热带气团所控制。影响气候的主要环流系统有赤道辐合带、瓦克环流、信风、赤道西风、热带气旋和副热带高压。全年地气系统的辐射差额是入超的，因此气温全年皆高，最冷月平均气温在15-18℃以上，全年水分可能蒸散量在130cm以上。本带可分为5个气候型，其中热带干旱与半干旱气候型又可划分为3个亚型。

①赤道多雨气候——分布于赤道及其南、北纬5-10度以内，宽窄不一，主要分布在非洲扎伊尔河流域、南美亚马孙河流域和亚洲与大洋洲间的从苏门答腊岛到伊里安岛一带。这里全年正午太阳高度都很大，因此长夏无冬，各月平均气温在25-28℃，年平均气温在26℃左右。气温年较差一般小于3℃，日较差可达6-12℃。由于全年皆在赤道气团控制下，风力微弱，以辐合上升气流为主，多雷阵雨，因此全年多雨，无干季，年降水量在2000mm以上，最少月在60mm以上。但降水量的年际变化很大，这与赤道辐合带位置的变动有关。

②热带海洋性气候——分布在南北纬10-25度信风带大陆东岸及热带海洋中的若干岛屿上。这里正当迎风海岸，全年盛行热带海洋气团，气候具有海洋性，最热月平均气温在28℃左右，最冷月平均气温在18-25℃之间，气温年较差、日较差皆小。由于东风（信风）带来湿热的海洋气团，所以除对流雨、热带气旋雨外，还多地形雨，降水量充沛。年降水量在1000mm以上，一般以5-10月较集中，无明显变化。

③热带干湿季气候——大致分布在南北半球5-25度之间。这里当正午太阳高度较小时，位于信风带下，受热带大陆气团控制，盛行下沉气流，是为干季。当正午太阳高度较大时，赤道辐合带移来，有潮湿的辐合上升气流，是为雨季。一年中至少有1-2个月为干季。湿季中蒸散量小于降水量。全年降水量在750-1600mm左右，降水变率很大。全年高温，最冷月平均气温在16-18℃以上，干季之末，雨季之前，气温最高，是为热季。

④热带季风气候——分布在北纬10度到北回归线附近的亚洲大陆东南部，如中国台湾南部、雷州半岛和海南岛，中南半岛，印度半岛大部，菲律宾，澳大利亚北部沿海等地。这里热带季风发达，一年中风向的季节变化明显。在热带大陆气团控制时，降水稀少。而当赤道气团控制时，降水丰沛，又有大量的热带气旋雨，年降水量多，一般在1500-2000mm，集中在 6-10月（北半球）。全年高温，年平均气温在20℃以上，年较差在3-10℃左右，春秋极短。

⑤热带干旱与半干旱气候——分布在副热带及信风带的大陆中心和大陆西岸。在南、北半球各约以回归线为中心向南北伸展，平均位置大致在南北纬15-30度之间。因干旱程度和气候特征不同，可分为热带干旱气候（5a）、热带（西岸）多雾干旱气候和热带半干旱气候（5c）三个亚型。5a，5c是热带大陆气团的源地，气温年较差、日较差都大，有极端最高气温。

5a终年受副热带高压下沉气流控制，因此降水量极少。5c位于5a的外缘，大半年时间受副热带高压控制而干燥少雨，在太阳高度大的季节，赤道低压槽移来，有对流雨，因此出现一短暂的雨季。5b位于热带大陆西岸，有冷洋流经过，终年受海洋副热带高压下沉气流影响，多雾而少雨，降水量极小，但气温较凉，气温年较差、日较差皆小。

高纬度气候——高纬度气候带盛行极地气团和冰洋气团。冰洋锋上有气旋活动。这里地气系统的辐射差额为负值，所以气温低，无真正的夏季。空气中水汽含量少，降水量小，但蒸发弱，年可能蒸散量小于52.5cm。本带可分为三个气候型。

①副极地大陆性气侯——分布在北纬50或北纬55度到北纬65度的地区。这里年可能蒸散量在35cm到52.5cm之间。冬季长，一年中至少有9个月为冬季。冬季黑夜时间长，正午太阳高度小，在欧亚大陆中部和偏东地区又为冷高压中心，风小、云少，地面辐射冷却剧烈，大陆性最强，冬温极低。

夏季白昼时间长，7月平均气温在15℃以上，气温年较差特大。全年降水量甚少，集中于暖季降落，冬雪较少，但蒸发弱，融化慢，每年有5-7个月的积雪覆盖，积雪厚度在600-700mm左右，土壤冻结现象严重。由于暖季温度适中，又有一定降水量，适宜针叶林生长。

②极地苔原气候——分布在北美洲和欧亚大陆的北部边缘、格陵兰沿海的一部分和北冰洋中的若干岛屿中。在南半球则分布在马尔维纳斯群岛（福克兰群岛）、南设得兰群岛和南奥克尼群岛等地。年可能蒸散量小于35cm。全年皆冬，一年中只有1-4个月月平均气温在0-10℃左右。其纬度位置已接近或位于极圈以内，所以极昼、极夜现象已很明显。

在极夜期间气温很低，但邻近海洋比副极地大陆性气候稍高。最冷月平均气温在-20~-40℃之间。最热月平均气温在1-5℃左右。在7，8月份，夜间气温仍可降到0℃以下。在冰洋锋上有一定降水，一般年降水量在200-300mm左右。在内陆地区尚不足200 mm，大都为干雪，暖季为雨或湿雪。由于风速大，常形成雪雾，能见度不佳，地面积雪面积不大。自然植被只有苔藓、地衣及小灌木等，构成了苔原景观。

③极地冰原气候——分布在格陵兰、南极大陆和北冰洋的若干岛屿上。这里是冰洋气团和南极气团的源地，全年严寒，各月平均气温皆在0℃以下，具有全球的最低年平均气温。一年中有长时期的极昼、极夜现象。全年降水量小于250mm，皆为干雪，不会融化，长期累积形成很厚的冰原。长年大风，寒风夹雪，能见度恶劣。#科学科普#【睡前科普——气候分类（下）】纬度气候——这里是热带气团和极地气团相互角逐的地带。影响气候的主要环流系统有极锋、盛行西风、温带气旋和反气旋、副热带高压和热带气旋等。该地带一年中辐射能收支差额的变化比较大，因此四季分明，最冷月的平均气温在15-18℃以下，有4-12个月平均气温在10℃以上。全年可能蒸散量在130-52.5cm之间。天气的非周期性变化和降水的季节变化都很显著。再加上北半球中纬度地带大陆面积较大，受海陆的热力对比和高耸庞大地形的影响，使得本带气候更加错综复杂。本带共分8个气候型。

①副热带干旱与半干旱气候——分布在热带干旱气候向高纬度的一侧，约在南北纬25-35度的大陆西岸和内陆地区。它是在副热带高压下沉气流和信风带背岸风的作用下形成的。因干旱程度不同可分为干旱6a与半干旱6b两亚型。 6a副热带干旱气候具有少云、少雨、日照强和夏季气温特高等特征。但凉季气温比5a型低，气温年较差较5a型大，达20℃以上。凉季有少量气旋雨，土壤蓄水量略大于5a型。6b副热带半干旱气候位于6a区外缘。夏季气温比6a型低，冬季降水量比6a型稍多。

②副热带季风气候——分布于副热带亚欧大陆东岸，约以北纬30度为中心，向南北各伸展5度左右。这里是热带海洋气团与极地大陆气团交绥角逐的地带，夏秋季节又受热带气旋活动的影响，因此夏热湿、冬温干，最热月平均气温在22℃以上，最冷月平均气温在0-15℃左右，气温年较差约在15-25℃左右。降水量在750-1000mm以上。夏雨较集中，无明显干季。四季分明，无霜期长。

③副热带湿润气候——分布于南北美洲、非洲和澳大利亚大陆副热带东岸，约为南北纬20-35度。冬季受极地大陆气团影响，夏季受海洋高压西缘流来的潮湿海洋气团的控制。由于所处大陆面积小，未形成季风气候。冬夏温差比季风区小，降水的季节分配比季风区均匀。

④副热带夏干气候（地中海气候）——分布于南北纬30-40度之间的大陆西岸。这里受副热带高压季节移动的影响，在夏季正位于副高中心范围之内或在其东缘，气流是下沉的，因此干燥少雨，日照强烈。冬季副高移向较低纬度，这里受西风带控制，锋面、气旋活动频繁，带来大量降水。

全年降水量在300-1000mm左右。冬季气温比较暖和，最冷月平均气温在4-10℃左右。因夏温不同，分为两个亚型。9a凉夏型，贴近冷洋流海岸，夏季凉爽多雾，少雨，最热月平均气温在22℃以下，最冷月平均气温在10℃以上。9b暖夏型，离海岸较远，夏季干热，最热月平均气温在22℃以上，冬季温和湿润，气温年较差稍大。

⑤温带海洋性气候——分布在大陆西岸约40-60度的地带。这里终年盛行西风，受温带海洋气团控制，沿岸有暖洋流经过。冬暖夏凉，最冷月平均气温在0℃以上，最热月平均气温在22℃以下，气温年较差小，约在6-14℃左右。全年湿润有雨，冬季较多。年降水量750-1000mm左右，迎风山地可达2000mm以上。

⑥温带季风气候——分布在亚欧大陆东岸约35-55度的地带。这里冬季盛行偏北风，寒冷干燥，最冷月平均气温在0℃以下，南北气温差别大。夏季盛行东南风，温暖湿润，最热月平均气温在20℃以上，南北温差小。气温年较差比较大，全年降水量集中于夏季，降水分布由南向北，由沿海向内陆减少。天气的非周期性变化显著，冬季寒潮爆发时，气温在24小时内可下降10度甚至20多度。

⑦温带大陆性湿润气候——分布在亚欧大陆温带海洋性气候区的东侧，北美西经100度以东的温带的地区。冬季受极地大陆气团控制而寒冷，有少量气旋性降水。夏季受热带海洋气团的侵入，降水量较多，但不像季风区那样高度集中。这里季节鲜明，天气变化剧烈。

⑧温带干旱与半干旱气候——分布在北纬35-50度的亚洲和北美洲大陆中心部分。由于距离海洋较远或受山地屏障，受不到海洋气团的影响，终年都在大陆气团的控制下，因此气候干燥，夏热冬寒，气温年较差很大。因干旱程度不同可分为温带干旱气候（13a）和温带半干旱气候（13b）两个亚型。

高地气候——在高地地带随着高度的增加，气候诸要素也随着发生变化，导致高山气候具有明显的垂直地带性。为了区分因高度影响和因纬度等因素影响的气候，也因为高山气候仅限于局部范围，所以高地气候单列为一大类而没有包括在低地分类系统内。 高山气候具有明显的垂直地带性，这种垂直地带性又因高山所在地的纬度和区域气候条件而有所不同，其特征如下:

①山地垂直气候带的分异因所在地的纬度和山地本身的高差而异在低纬山地，山麓为赤道或热带气候，随着海拔的增加，地表热量和水分条件逐渐变化，垂直气候带依次发生。这种变化类似于低地随纬度的增加而发生的变化。如果山地的纬度较高，气候垂直带的分异就减少。如果山地的高差较小，气候垂直带的分异也就较小。

②山地垂直气候带具有所在地大气候类型的“烙印”例如，赤道山地从山麓到山顶都具有全年季节变化不明显的特征。珠穆朗玛峰和长白山都具有季风气候特色。

③湿润气候区山地垂直气候的分异主要以热量条件为垂直差异的决定因素 而干旱、半干旱气候区，山地垂直气候的分异，与热量和湿润状况都有密切关系。这种地区的干燥度都是山麓大，随着海拔的增高，干燥度逐渐减小。

④同一山地还因坡向、坡度及地形起伏、凹凸、显隐等局地条件不同，气候的垂直变化各不相同山坡暖带、山谷冷湖即为一例。山地气候确有“十里不同天”之变。⑤山地的垂直气候带与随纬度而异的水平气候带在成因和特征上都有所不同。
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杨柳

5楼 杨柳说：
?大气科学超话 #科学科普#【睡前科普——锋面】锋是冷暖气团之间的狭窄、倾斜过渡地带。因为不同气团之间的温度和湿度有相当大的差别，而且这种差别可以扩展到整个对流层，当性质不同的两个气团，在移动过程中相遇时，它们之间就会出现一个交界面，叫做锋面。锋面与地面相交而成的线，叫做锋线。一般把锋面和锋线统称为锋。所谓锋，也可理解为两种不同性质的气团的交锋。

由于锋两侧的气团性质上有很大差异，所以锋附近空气运动活跃，在锋中有强烈的升降运动，气流极不稳定，常造成剧烈的天气变化。因此，锋是重要的天气系统之一。分隔冷、暖两种不同性质气团之间的狭窄的过渡带。这个过渡带自地面向高空冷气团一侧倾斜。过渡带在近地面的宽度只有几十公里，到高层可达到200-400公里。锋的长度一般可有几百公里到几千公里，垂直方向可伸展十多公里。在这一过渡带里温度变化特别大。

按照热力学分类方法，若冷气团主动推动暖气团，则称为冷锋。反之称为暖锋。若冷暖气团相当，则称为准准静止锋。若冷锋追上暖锋，则会形成锢囚锋。冷锋、暖锋和准静止锋已在以前的科普文中写过，这里不再细讲，下一段介绍一下锢囚锋。

锢囚锋——是暖气团、较冷气团和更冷气团（三个性质不同的气团）相遇时先后构成的两个锋面，然后其中一个锋面追上另一个锋面，即形成锢囚。由于锋是冷暖气团交界地区，空气活动十分活跃，可以形成一系列的云、雨、大风、降水等天气。在中国一年四季都有锋的活动，其中冷锋活动最为经常，且能在全国广大地区出现。在春夏之交，往往会有准静止锋活动。锋的活动常经历着生成，加强，消亡的过程。一般历时3-5天左右。现象随时间的变化过程。

两个性质不同的气团之间有狭窄而又倾斜的过渡带，带内气象要素和天气变化剧烈，气象上称此过渡带为锋面，与地面交界线称为锋线，锋面上方为暖气团，下方为冷气团。

特征——锋是三维空间的天气系统。它并不是一个几何面，而是一个不太规则的倾斜面。它的下面是冷空气，上面是暖空气。由于冷空气比暖空气重，因而，它们的交接地带就是一个倾斜的交接地区。这个交接地区靠近暖气团一侧的界面叫锋的上界，靠近冷气团一侧的界面叫锋的下界。

上界和下界的水平距离称为锋的宽度。它在近地面层中宽约数十公里，在高层可达200-400公里。而这个宽度与其水平长度相比(长达数百-数千公里)是很小的。因此，人们常把它近似地看成一个面，称为锋面。锋面与空中某一平面相交的区域称为锋区（上界和下界之间的区域）。

锋是两种性质不同的气团相互作用的过渡带，因而锋两侧的温度、湿度、稳定度以及风、云、气压等气象要素具有明显差异，可以把锋看成是大气中气象要素的不连续面。

①锋面有坡度: 锋面在空间向冷区倾斜，具有一定坡度。锋在空间呈倾斜状态是锋的一个重要特征。锋面坡度的形成和保持是地球偏向力作用的结果。一般锋面的坡度约在1/50-1/200之间，由于锋面坡度很小，锋面所遮掩的地区必然很大。如坡度为1/100，锋线长为1000公里、高为10公里的锋，其掩盖的面积可达100万平方公里；由于有坡度，可使暖空气沿倾斜面上升，为云雨天气的形成提供有利条件。

②气象要素有突变: 气团内部的温、湿、压等气象要素的差异很小，而锋两侧的气象要素的差异很大。

锋生和锋消——锋生指锋的生成或加强的过程；锋消指锋的消失或减弱的过程。当某些物理过程使空气的水平温度梯度沿着一条线附近迅速加大时，可以说这条线附近有锋生。反之，即为锋消。

按运动学观点，水平运动、铅直运动和非绝热过程，都可造成锋生或锋消，其中尤以水平运动最为有效。有温湿特性不同的气流辐合时容易出现锋生；如果气流辐散则容易出现锋消。如下图所示的变形流场较有利于锋生，它不仅能使等温线沿流出轴密集，而且还能使等温线旋转，渐趋与流出轴平行。

这种单纯的变形场，相当于气压场上十字形交叉对称排列的两个低压和两个高压之间的鞍形场。但更有利于锋生的气压场，是两个低压槽都比较深的鞍形场，实际的锋生都在低压槽的槽线附近。

当水平变形场使等温线沿着流出轴密集时，水平温度梯度增大，这是由暖空气一侧增温，冷空气一侧降温造成的。在增温的地区，高层升压，低层降压；在降温的地区则相反。因此在高层产生了附加的指向冷空气的气压梯度力，使空气由暖区流向冷区，反之，在低层则由冷区流向暖区，这使高层和低层的锋生进一步加强。

同时，为了补偿暖空气的一侧产生了上升运动，冷空气一侧则下沉，在锋面附近产生了铅直环流。这种环流使低层冷锋后部的风速加大，锋前暖湿气流的凝结过程加快，因此锋生能使锋面附近的云雨天气加剧。在中层由于暖空气中水汽大量凝结而释放潜热，锋生也得到进一步加强。锋消的动力效应与之相反，因而锋消区云雨天气消散，天气转好。?大气科学超话 #科学科普#【睡前科普——云海】云海是一种的自然景观，云海是山岳风景的重要景观之一，所谓云海，是指在一定的条件下形成的云层。并且云顶高度低于山顶高度，人们站在山顶俯视，看到的是一片壮阔的云的海洋！那么云海是怎样形成的呢？下面具体来看:

云海的形成，对大气地面-低空附近的水汽，低层的气流垂直运动，以及地形因素有着很高的要求。简单说，需要有形成云的水汽和动力条件，但云还不能过分向上伸展。

一般是雨后初晴的山区，相对容易见到云海。雨后满足地面到低空大气比较潮湿，有充足水汽。而且降雨过后，一般是处于高空槽后，对流层总体为下沉气流，利于天气晴朗。

在光照加热作用下，地表因为加热，容易出现浅薄的上升运动，使得水汽抬升，遇冷凝结成云，但湍流上升一般升到边界层顶（1000多米，有时能到2000多米）就升不动了，这时前面提到的高空槽后的下沉气流开始起作用，云不能向上升，只能水平铺展开，人在山顶或山坡高处观察，看到的就是云海。

如果处于半山腰处，看到的就是云雾，所谓的云里雾里。当然如果水汽上升起始位置高于山顶，并在更高的高度凝结成云，那么我们在山顶和山坡上抬头看到的就是阴天或下雨了。但我们如果在很高的飞机上，看到的下面就是云海。所以云的高度以及和人的相对位置，决定了我们看到的云到底是怎样。

前面说的雨后初晴，主要涉及水汽和垂直运动，没说地形，为何是山区多见？一个是因为平原地区，降水系统过境后，通常底层有干冷空气入驻，空气会变干燥，水汽没了，山区地形可以暂时阻挡冷空气，山谷里面更容易保留湿空气。

另一个原因，山区有山谷风作用——太阳出来后，山坡比谷底更早被加热，山坡空气受热膨胀，密度变小，利于中午前后谷底的气流补偿进来，形成向上抬升，增加了上升动力，这样就容易使得前面提到的水汽和动力条件得到满足，云海就很容易形成了！
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杨柳

6楼 杨柳说：
?大气科学超话 #科学科普#【睡前科普——雨层云】雨层云属低云族，英文简写为Ns，是一种低而厚很均匀的降水云层，呈暗灰色。水平分布范围很广，遮蔽全部天空，不能看出日月位置。雨层云是锋面等大型天气系统侵入时，由于暖湿空气受到冷空气缓慢抬升发生绝热冷却凝结而成的，由水滴或水滴和冰晶构成，常产生连续性雨雪。即使不降水，也常有雨雪幡下垂，使得云底很乱，看不出明显的边界。雨层云下常有移速较快，支离破碎的云块，称碎雨云。

特征——雨层云云底很低、漫无定形，云体均匀成幕状，云层很厚，一般厚度为4000-5000米，能遮蔽日、月，呈暗灰色，云底经常出现碎雨云。雨层云覆盖范围很大，常布满天空。
雨层云是锋面云系中最靠近锋线附近的云层，它的厚度最大，云低高度一般在1200米以下，云顶高一般为6000-7000米，有时可达10000米以上。云厚常达4000-5000米。雨层云笼罩在空中，意味着4小时之内会有降雨，通常会持续几个小时。

组成结构——雨层云云层的中下部由水滴和过冷水滴组成，多数为冰水混合的混合云。北方和高原地区的雨层云中部由过冷水滴、冰晶和雪晶组成。雨层云的结构很不均匀，有时有大片稀薄的云层，甚至有大片完全无云的夹层。雨层云中有时夹着一些云体浓厚、扰动强烈的对流区域积雨云。

形成原因——雨层云常出现在暖锋云系中，也有时出现在其它天气系统中，它是由潮湿空气系统滑升，绝热冷却而形成的。常由高层云加厚、云底降低蜕变而成，有时也可能直接由蔽光高积云、蔽光层积云演变而成。雨层云常出现连续性降雨。北方冬季降雪，而高原地区夏季常出现降雪。农谚“天上灰布悬，雨丝定连绵”是指雨层云降水。

与相似的云类辨别——雨层云与层积云的区分
: 雨层云下面有大量碎雨云时，易误认为层积云。通过碎雨云的缝隙看雨层云的云底，没有块状个体，云层颜色阴暗，看不出日月位置，且常降连续性雨或雪。层积云云底呈块状结构，云层透光程度差别较大，薄的部分有时可看出日月的位置，常降间歇性雨或雪。

雨层云与积雨云的区分: 当积雨云布满天空，云底模糊且无雷暴、降水时，易误认为雨层云。一般可根据降水性质、云底情况来判断：当有阵性降水，云底混乱，或有雷电、冰雹等天气现象，以及气象要素突变，则为积雨云。积雨云的云层厚度差异很大，天空时明时暗，云底常呈暗黑色。 雨层云的云层厚度比较一致，天空亮度均一。

雨层云与蔽光高层云的区分: 雨层云易与厚的蔽光高层云混淆。两者的差异在于，雨层云比蔽光高层云更阴暗而均匀，且各部分均蔽光， 常有连续性降水，且降水强度较强。蔽光高层云产生的降水多为间歇性降水，有时也可产生连续性降水，但降水量强度较弱。

雨层云与层云的区分: 层云的外表很象雨层云，但它们之间仍有明显的区别：层云低于雨层云，有时可以掩盖高大建筑物体的上部，但雨层云不会有这种现象。从云层结构和产生的降水现象来看，层云只能降毛毛雨或米雪，且降水量很小，而雨层云降连续性雨或雪，且降水量较大。

另外，在雨层云下部常有雨雪幡和碎雨云，而层云没有。层云出现前大气层结一般比较稳定，经常有雾，层云往往是由雾抬升而成，在内陆地区有很强的局地性。而雨层云多出现在冷、暖锋面附近不稳定大气层结中，为主要的降水云层。由于层云与雨层云的厚度不同，透光情况亦不同，薄的层云有时可见日月轮廓，但雨层云不能透光。?大气科学超话 #科学科普#【睡前科普——积雨云】雷雨、冰雹是人们所熟知的强对流天气。是什么让雷雨、冰雹有这么大的威力呢？这全靠天空中那个无人的“加工厂”——积雨云。

大家或许都有这样的经历。在一个晴朗而燥热的日子，蔚蓝色的天空中悠然地飘浮着一朵朵白云。随着太阳升得越来越高，四周的空气让你感到闷热，白云不知不觉地变大了，变得像一座座奇怪的峰峦。

慢慢地，云彩下部变暗了，太阳也不见了，灰暗的乌云变得越来越大，大半个天空被掩盖了。突然，一道夺目的闪电穿过厚厚的乌云，接着一声雷响，大滴的雨点落了下来，重重地砸在地上，雨点越来越密、越来越快，雷鸣电闪之中，大雨倾盆——雷雨来了。

看到这里，大家就明白了，我们经常见到的乌云，就是指的积雨云。为什么积雨云有带来雷雨、冰雹的“本领”呢？这和积雨云的构造有关。积雨云体积通常相当庞大，一块积雨云就是暴雨区中的一个降水单体，虽然每块单体水平范围只有1千米至20千米，但它们排列起来，可形成100千米至200千米宽的雨带。

积雨云内上升气流非常强烈，垂直速度可达20米/秒至30米/秒，最大可达60米/秒，比台风的风速还要大。在如此强烈的上升气流中，水滴不断增大，含水量也明显增大，局部地区每立方米可达10多克。如果水汽供应十分充足并源源不断，那么，这种剧烈的上升气流也就托不住不断增大的水滴，于是便会落下形成暴雨。

另一方面，积雨云不断地扩大着，从它的顶部向两边扩散开去。云所承受的压力虽然使它越升越高，但是在某一时刻这种状态也会结束，它再没有力气向上扩张得更大了。这时，它开始向两边铺展开去，数不清的小水滴和小冰粒在周围呼啸着飞来飞去。

每个小颗粒都带有一个电荷——不是一个正电荷，就是一个负电荷。这片云变得越来越庞大，带有正电荷的水滴更喜欢云的上层，而带有负电荷的则喜欢云的下层。而积雨云每分每秒都在长大，小水滴以极快的速度增多。同时，云内的电压也越升越高。到了一定时候，它们就必须向外释放，闪电就这样产生了。

由积雨云引起的雷雨、冰雹、大风常常毁坏建筑物，引起火灾，使输电线路中断，阻碍飞机飞行，干扰无线电机接收电讯等。但它也有好的一面——积雨云中蕴藏着丰富的水资源。如果以每立方米的积雨云平均含水2.5克计算，一块半径为5千米的积雨云中，含水总量就达130万立方米，相当于一座小型水库的蓄水量。如能充分利用，对改善干旱有很大的帮助。?大气科学超话 #科学科普#【睡前科普——狭管效应】当气流由开阔地带流入地形构成的峡谷时，由于空气质量不能大量堆积，于是加速流过峡谷，风速增大。当流出峡谷时，空气流速又会减缓。这种地形峡谷对气流的影响；称为“狭管效应”。由狭管效应而增大的风，称为峡谷风或穿堂风。

液体在管中流动，经过狭窄处时流速加快。气流在地面流经狭窄地形时类似液体在管中的流动，流速也会加快，并因气体具有可压缩性，密度也会增大。地球上山地的许多风口和许多地方出现的地形雨都与气流经过狭窄地形密切相关。

形成条件——①自然的峡谷地形可对风速产生影响，引发狭管效应。②就像峡谷里的风总比平原风猛烈一样，城市高楼间的狭窄地带风力也特强，易造成灾害。一些楼间窄地的瞬间风力就大大超过七级，以至于行驶的汽车都会打晃。城市“峡谷风”是各大城市面临的新问题，有关国际组织已将其列入大都市面临的20种新的城市灾害中。

气象部门测试显示，在城市刮起六七级大风时，狭管效应能使通过高楼之间的瞬间风力达到12级，广告牌和一些院墙很难抵御。“狭管效应”的威力大小，与一个城市高层建筑的数量、间距、建筑物的位置有着密切关联。高层建筑物越多、体积越大、间距越近，出现“狭管效应”的机会越大，反之则越小。

原理——风在空中受凹凸不平的地表阻挡，风的流向和流速也会发生变化。城市中那些高大的建筑物，如众多的机械搅拌棒，搅动着城市上空的风。 实际上被搅动的风在城市上空并不是平稳的流动，它毫无规则，起伏不定，科学家把这种气流的运动叫做湍流。这种湍流现象只有到达一定的高度，大约是在1000-2000米的上空，才能摆脱地形和建筑物的影响，还原成平稳状态的流动，融入到大气的洪流之中。

以建筑物屋顶为界限，由屋顶向上到积云中部叫城市边界层，属于气象科学中的“中尺度”气候，城市生活中散发的各种热力与风的相互影响，加速了湍流的混合，这样就使得上下层物质和能量交换频繁。

建筑物屋顶以下到地面叫城市覆盖层，是气象科学中“小尺度”气候，它与建筑物密度、高度、几何形状、门窗朝向、街道宽度和走向、绿化面积、空气中污染物浓度等许多人为因素关系很大。“小尺度”气候中还可以细分为建筑物气候、城市街道峡谷气候、商业区气候、住宅气候和工业区气候等等。

风遇到高层建筑时会改变方向，下沉的风受楼与楼的阻挡，通道变窄，气流穿过时受到挤压，当降到行人的高度就会形成涡流风、穿堂风和角流风三个大风区。 道路两旁高低错落的建筑物构成了街道峡谷，这些风往往都汇合在街道峡谷里，出现乱流涡旋风和升降气流，这就是通常所说的街道风，对于这样的街道风只有保证一定的街道宽度，增加足够的绿化带作为防风隔断，才能减少街道乱流涡旋风和升降气流对人的侵害。

实际上街道风与街道的走向密切相关，当风向与街道走向相一致时，街道峡谷犹如变窄的通道，风受到不同方向的挤压，加速穿过街区，这样街区的“狭管效应”就制造出强风。如果街道的宽度比较窄的话，风大时，强大的乱流涡旋风再加上升降气流就形成了街道风暴，殃及行人。
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汉阳兵工厂

7楼 汉阳兵工厂说：回复沙发杨柳
说到这个寒潮是体会比较深的，特别是秋冬交季的时候，小时候早上出去上学时气温还可以，衣服穿得很单薄，到了下午的时候突然变天了，寒潮来了，回家的路上冻得像孙子一样，清鼻涕直流，整个人冷得哆嗦个不停。
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杨柳

8楼 杨柳说：回7楼汉阳兵工厂
是的，它的降温是非常快的。有时候一小时能降个7　8度。特别是以下雪和下雨，那体感更冷了。这还不是最恐怖的，恐怖的事，当雪融化的时候。就是在北方。雪融化会吸收空气中的热量，气温就会再次下降，体感的温度就会更冷。
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汉阳兵工厂

9楼 汉阳兵工厂说：回复8楼杨柳
对的，俗话说：下雪不冷化雪冷就是这个道理。
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杨柳

10楼 杨柳说：
#科学科普#【睡前科普——厄尔尼诺现象】厄尔尼诺现象的由来——“厄尔尼诺”一词来源于西班牙语，原意为“圣婴”。19世纪初，在南美洲的厄瓜多尔和秘鲁等西班牙语系的国家，渔民们发现，每隔几年，从10月至第二年的3月便会出现一股沿海岸南移的暖流，使表层海水温度明显升高。

南美洲的太平洋东岸本来盛行的是秘鲁寒流，随着寒流移动的鱼群使秘鲁渔场成为世界四大渔场之一，但这股暖流一出现，性喜冷水的鱼类就会大量死亡，使渔民们遭受灭顶之灾。由于这种现象最严重时往往在圣诞节前后，于是遭受天灾而又无可奈何的渔民将其称为上帝之子——圣婴。

其出现频率并不规则，但平均约每4年发生一次。基本上，如果现象持续期少于五个月，会称为厄尔尼诺情况；如果持续期是五个月或以上，便会称为厄尔尼诺事件。

正常情况下，热带太平洋区域的季风洋流是从美洲走向亚洲，使太平洋表面保持温暖，给印尼周围带来热带降雨。但这种模式每2-7年被打乱一次，使风向和洋流发生逆转，太平洋表层的热流就转而向东走向美洲，随之便带走了热带降雨，使地球出现大面积干旱，这就是“厄尔尼诺现象”。

后来，在科学上此词语用于表示在秘鲁和厄瓜多尔附近几千公里的东太平洋海面温度的异常增暖现象。当这种现象发生时，大范围的海水温度可比常年高出3-6摄氏度。太平洋广大水域的水温升高，改变了传统的赤道洋流和东南信风，导致全球性的气候反常。

定义标准——厄尔尼诺事件是指赤道中、东太平洋海表大范围持续异常偏暖的现象，其评判标准在国际上还存在一定差别。一般将NINO3区海温距平指数连续6个月达到0.5°C以上定义为一次厄尔尼诺事件，美国则将NINO3.4区海温距平的3个月滑动平均值达到0.5°C以上定义为一次厄尔尼诺事件。

为更加充分地反映赤道中、东太平洋的整体状况，目前，中国气象局国家气候中心在业务上主要以NINO综合区（NINO1+2+3+4区）的海温距平指数作为判定厄尔尼诺事件的依据，指标如下：NINO综合区海温距平指数持续6个月以上≥0.5°C（过程中间可有单个月份未达指标）为一次厄尔尼诺事件；若该区指数持续5个月≥0.5°C，且5个月的指数之和≥4.0°C，也定义为一次厄尔尼诺事件。

成因——东南信风减弱。当南半球赤道附近吹的东南信风减弱后，太平洋地区的冷水上泛会减少或停止，从而形成大范围海水温度异常增暖，传统赤道洋流和大气环流发生异常，导致太平洋沿岸一些地区迎来反常降水，另一些地方则干旱严重。

在正常状况下，北半球赤道附近吹东北信风，南半球赤道附近吹东南信风。信风带动海水自东向西流动，分别形成北赤道暖流和南赤道暖流。从赤道东太平洋流出的海水，靠下层上升涌流补充，从而使这一地区下层冷水上泛，水温低于四周，形成东西部海温差。

但是，一旦东南信风减弱，就会造成太平洋地区的冷水上泛减少或停止，海水温度就升高，形成大范围的海水温度异常增暖。而突然增强的这股暖流沿着厄瓜多尔海岸南侵，使海水温度剧升，冷水鱼群因而大量死亡，海鸟因找不到食物而纷纷离去，渔场顿时失去生机，使沿岸国家遭到巨大损失。

地球自转——研究发现，厄尔尼诺事件的发生与地球自转速度变化有关，自二十世纪50年代以来，地球自转速度破坏了过去10年尺度的平均加速度分布，一反常态呈4-5年的波动变化，一些较强的厄尔尼诺年平均发生在地球自转速度发生重大转折年里，特别是自转变慢的年份。

地球自转速率短期变化与赤道东太平洋海温变化呈反相关，即地球自转速率短期加速时，赤道东太平洋海温降低；反之，地球自转速率短期减慢时，赤道东太平洋海温升高。这表明，地球自转减慢可能是形成厄尔尼诺现象的主要原因。

当地球自转减速时，“刹车效应”使赤道带大气和海水获得一个向东惯性，赤道洋流和信风减弱，西太平洋暖水向东流动，东太平洋冷水上翻受阻，因暖水堆积而发生海水增温、海面抬高的厄尔尼诺现象。

影响——最为确定的影响是，厄尔尼诺事件导致全球降水量比正常年份明显增多。这导致太平洋中东部及南美太平洋沿岸国家洪涝灾害频繁，同时印度、印度尼西亚、澳大利亚一带则严重干旱，世界多种农作物将受影响。

比如1997年至1998年的厄尔尼诺现象，太平洋东部至中部水面温度比正常高出约3至4℃，令长江出现大水，华南地区有持续暴雨，东南亚地区发生大规模的森林大火。这次厄尔尼诺现象紧接1990-1994年发生，频密程度罕见，但规模较小。中国西南五省的旱情也是由厄尔尼诺现象所引起的。

2005年大西洋飓风季就出现罕见四个最高强度的五级飓风，依序分别是：飓风艾蜜莉、飓风卡特里娜、飓风瑞塔、飓风威尔玛，并且造成北美洲和中美洲人员惨重伤亡和房屋财产损失。其中，飓风威尔玛更是有记录以来其中一个最强的北大西洋飓风。

2007年大西洋飓风季又出现两个一样最高强度的五级飓风分别是：飓风狄恩和飓风费理克斯。另外，厄尔尼诺现象有时也会反促成西北太平洋台风数目偏少，但威力超强特殊情形发生。例如：1998年太平洋台风季的台风谢柏 （1998年）以及2010年太平洋台风季的超强台风鮎鱼 （2010年）。

监测——一般认为海水表层温度连续三个月高出平均值0.5摄氏度以上，即可认为是一次厄尔尼诺现象。当前气象学家普遍认为，厄尔尼诺现象的发生对全球不少地区的气候灾害有预兆意义，所以对它的监测已成为气候监测中一项重要的内容。

测量太平洋塔希提岛和澳大利亚达尔文之间每月气压差别的涨落情况，叫作“南方涛动指数”或“南方振荡指数”（SOI），红色线代表月涨落情况，蓝色代表年度平均涨落情况。如果是负值高峰表示太平洋信风强度减弱，太平洋中部和东部变暖，澳大利亚北部降雨减少，发生厄尔尼诺现象。正值高峰则表示信风增强，澳大利亚北部海域温度增高，比往常更潮湿，发生反厄尔尼诺现象。?大气科学超话 【如何确定冷锋科普】冷空气如何定前锋位置？我们通常结合气压、温度、风，有降水时锋面附近可能气温差不多，可以参考气团干湿性质（露水凝结温度）、云图等资料来确认，有时还要考虑地形。

地面等压线密集的区域，特别是冷高压前侧，往往有锋面，从云图看，冷锋后有长长的（大范围）锋面云系，不过有的地区水汽相对少，锋面很窄，因此单看云图定锋面，可能就有偏差。

那么这种情况下我们可以看实况观测，一般冷锋后部为偏北风、气温低，这样根据气温和风向，再结合之前看到的气压场、云图上的大致位置，基本可以把锋面详细位置定出来。通常锋面后部24小时变压为正（升压），锋面前有负变压，或者弱的升压，常伴有锋前增温。

有时候还得考虑地形因素，以贺兰山（南北走向）为例——通常这里锋面不是很直顺，因为贺兰山的地形阻挡。比如内蒙古阿拉善左旗（贺兰山西北侧）和宁夏银川（贺兰山东南侧）气温可能相差了十几度，此时银川在吹东南风，处于冷锋前侧暖区中；而贺兰山西北侧的阿拉善左旗已经处于冷空气的冷区一侧。

最后从云图上也基本可以看出大致锋面的走向，如果冷空气不强，气压场落差不是很大，那么云图上的锋面就不是很典型，气压场上没有特别明显的落差，但变压的差异，以及气温的差异，会在锋面两侧很明显，根据这个来划定，也就很容易了。

总之，确定冷锋，可以先用气压场、云图来找到大致位置，然后再根据气象站的具体观测要素（温度、风、变压、露水凝结温度等），将细节打磨好。
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杨柳

11楼 杨柳说：
?大气科学超话 【睡前科普——对流运动】对流是指流体内部由于各部分温度不同而造成的相对流动，即流体（气体或液体）通过自身各部分的宏观流动实现热量传递的过程。液体或气体中，较热的部分上升， 较冷的部分下降，循环流动，互相掺和，最终使温度趋于均匀。因流体的热导率很小， 通过热传导传递的热量很少， 对流是流体的主要传热方式。

对流可分自然对流和强迫对流两种。自然对流往往自然发生， 是由于浓度差或者温度差引起密度变化而产生的对流。流体内的温度梯度会引起密度梯度变化，若低密度流体在下，高密度流体在上， 则将在重力作用下形成自然对流。强迫对流是由于外力的推动而产生的对流。加大液体或气体的流动速度，能加快对流传热。

大气对流——大气中的一团空气在热力或动力作用下的垂直上升运动。通过大气对流一方面可以产生大气低层与高层之间的热量、动量和水汽的交换，另一方面对流引起的水汽凝结可能产生降水。热力作用下的大气对流主要是指在层结不稳定的大气中，一团空气的密度小于环境空气的密度，因而它所受的浮力大于重力，在阿基米德浮力作用下形成的上升运动。

在夏季经常见到的小范围的、短时的、突发性的和由积雨云形成的降水，常是热力作用下的大气对流所致。动力作用下大气对流主要是指在气流水平辐合或存在地形的条件下所形成的上升运动。在大气中大范围的降水常是锋面及相伴的气流水平辐合抬升作用形成的，而在山脉附近的固定区域产生的降水常是地形强迫抬升所致。一些特殊的地形（如喇叭口状的地形）所形成的大气对流既有地形抬升的作用，也有地形使气流水平辐合的作用。

一方面热力和动力作用可以形成大气对流，另一方面大气对流又可以影响大气的热力和动力结构，这就是大气对流的反馈作用。在大气所处的热带地区，这种反馈作用尤为重要，大气对流形成的水汽凝结加热常是该地区大范围大气运动的重要能源。

对流层——位于大气的最低层，集中了约75%的大气质量和90%以上的水气质量。其下界与地面相接，上界高度随地理纬度和季节而变化。在低纬度地区平均高度为17-18千米，在中纬度地区平均为10-12千米，极地平均为8-9千米。夏季高于冬季。

对流层中，气温随高度升高而降低，平均每上升100米，气温约降低0.65℃。由于受地表影响较大，气象要素（气温、湿度等）的水平分布不均匀。空气有规则的垂直运动和无规则的乱流混合都相当强烈。上下层水气、尘埃、热量发生交换混合。由于90%以上的水气集中在对流层中，所以云、雾、雨、雪等众多天气现象都发生在对流层。

对流层中从地面到 1-2 千米的一层受地面起伏、干湿、冷暖的影响很大，称为摩擦层（或大气边界层）。摩擦层以上受地面状况影响较小，称为自由大气。对流层与其上的平流层之间存在一过渡层，称为对流层顶，厚度约几百米到2千米 。对流层顶附近气温随高度升高变 化的幅度发生突变，或随高度增加温度降低幅度变小，或随高度增加温度保持不变，或随高度增加温度略有增高。对垂直运动有很强的阻挡作用。?大气科学超话 【睡前科普——飑线】飑线天气是由许多雷暴单体排列成带状的狭窄云带，宽度约20至50公里，长度为几十至几百公里，维持时间可达4至18小时，飑线过境处风向急转，风速剧增，气压陡升，气温骤降，常伴有雷暴、暴雨、大风、冰雹和龙卷风等剧烈天气现象。它是一条雷暴或积雨云带。

气象上所谓的飑，是指突然发生的风向突变，风力突增的强风现象。而飑线是指风向和风力发生剧烈变动的天气变化带，沿着飑线可出现雷暴、暴雨、大风、冰雹和龙卷等剧烈的天气现象，它是一条雷暴或积雨云带。飑线的天气现象发生时，通常伴有雷暴、大风、冰雹等过程，能量大，破坏力强，并且预报难度大。

形成原因——飑线是受起伏地形和热力分布不均而产生的动力作用和热力作用的综合结果。它的形成和发展除与天气形势有密切关系外，地方性条件也起着极其重要的作用。它常出现在雷雨云到来之前或冷锋之前，春、夏季节的积雨云里最易发生。

潮湿不稳定气层能助长飑线的强烈发展。当它即将出现时，天气闷热，风向很乱或多偏南风。当强冷空气入侵时，地面冷锋前部的暖气团中，或低压槽附近，大气存在不稳定层结，此时最易形成飑线天气。飑线多发生在傍晚至夜间。

形成过程——飑线是排列成带状的雷暴群。一种范围较小、生命史较短、气压和风的不连续线。其宽度由不及一千米至几千米，最宽至几十千米，长度一般由几十千米至几百千米，维持时间由几小时至十几小时。飑线出现非常突然。

飑线过境时，风向突变，气压涌升、气温急降，同时，狂风、雨雹交加，能造成严重的灾害。北半球温带地区，飑线前多偏南风，线后转偏西或偏北风，飑线后的风速一般为每秒十几米，强时可超过40米/秒。飑线前天气较好，降水区多在飑线后。飑线两侧温差可达10℃以上。

飑线多出现在高空槽后和冷涡的南或西南方；有时出现在高空槽前、副热带高压西北边缘的低空西南暖湿气流里；少数飑线产生于台风前部的倒槽或东风波里。从相应的地面形势看，大部分飑线与锋面活动有关，主要发生在地面冷锋前100-500千米的暖区内。飑线产生于强烈不稳定的气流中，与高空急流也有一定的联系，多发生于急流区或风的铅直切变较大的区域。

主要阶段——飑线从生成到消亡可分为三个阶段: ①初生阶段，一般经历3-5个小时，有6级左右大风，并伴有雷雨。

②: 全盛阶段，历时1-2小时，风向突然改变，风速骤增，常由8级猛增至12级以上，气压急剧上升，温度剧降，短时间会降低10°C以上。这阶段发生的狂风暴雨，破坏力很大。

③: 消散阶段，历时2小时左右，风力减小，雷雨强度降低，气压渐降，气温渐升，天气渐好。

飑线结构模式——中纬度飑线: 中纬度地区的飑线常发生在春夏之交，多出现在地面冷锋前或气旋波的暖区及高空槽后西北气流里的短波槽下方。飑线的低层前部有强流入气流，而后部有强流出气流。在飑线前，约200百帕的高层为出流区。

从低层进入雷暴云体的湿空气，向着逆切变气流方向倾斜上升，然后流出云体，并与云体周围的干下沉气流形成一个后倾的环流图。在雷暴云体后部，从中空卷入的环境空气，形成湿下沉气流向顺切变气流方向倾斜下沉，到达低层流出雷暴区。

热带飑线——热带飑线多发生在台风前沿和东风扰动里。在它的前方，各层相对气流都是流入的；在后方，高层和低层流出，800-500百帕层流入。从飓线前方低层流入的湿空气，通过飑线在高空以云砧形式从后方流出。从前方中层进入飑线的干空气被输送至低层后，又从系统后部流出。飑线常有向不稳定区移动的趋势，但其中雷暴单体的移动，一般与环境大气的对流层中层风向一致。?大气科学超话 【睡前科普——雷暴】雷暴是一种强对流天气，是一种大气中的放电现象，一般伴有阵雨，有时还会出现局部的大风、冰雹等强对流天气。强雷暴天气出现有时还带来灾害，如雷击危及人身安全，家用电器、计算机机房直接遭雷击或感应雷的影响而损坏，有时还引起火灾等。 雷电是一种大气中放电现象，产生于积雨云中，积雨云在形成过程中，某些云团带正电荷，某些云团带负电荷。

它们对大地的静电感应，使地面或建（构）筑物表面产生异性电荷，当电荷积聚到一定程度时，不同电荷云团之间，或云与大地之间的电场强度可以击穿空气（一般为25-30KV/cm），开始游离放电，我们称之为“先导放电”。

云对地的先导放电是云向地面跳跃式逐渐发展的，当到达地面时（地面上的建筑物，架空输电线等），便会产生由地面向云团的逆导主放电。在主放电阶段里，由于异性电荷的剧烈中和，会出现很大的雷电流（一般为几十千安至几百千安），并随之发生强烈的闪电和巨响，这就形成雷电。

发展到一定强度之后产生雷暴的积雨云叫做雷暴云。一个雷暴云叫做一个雷暴单体，其水平尺度约十几公里。多个雷暴单体成群成带地聚集在一起叫做雷暴群或雷暴带。其过程可以分为形成、成熟、消散三个阶段（稍后详解）。

雷暴云是由积雨云单体发展或由多个处于不同发展阶段的积雨云组合而成。雷暴云必须在不稳定的大气层结、充沛水汽和足够的冲击力的条件下才能形成。 它的水平范围约十几公里， 云厚几公里至十几公里， 持续时间几十分钟， 属于小尺度天气系统。

雷暴形成过程——形成雷暴的积雨云发展旺盛，云的上部常有冰晶。冰晶的凇附、水滴的破碎以及空气对流等过程，使云中产生电荷。云中电荷的分布很复杂，但总的说来，云的上部以正电荷为主，云的中、下部以负电荷为主，云的下部前方的强烈上升气流中还有一范围小的正电区。

因此，云的上、下之间形成一个电位差，当电位差大到一定程度后，就产生放电，这就是平常所见得闪电现象，放电过程中，闪道中的温度骤增，使空气体积急剧膨胀，从而产生冲击波，导致强烈的雷鸣。当云层很低时，有时可形成云地间放电，这就是雷击。因此，雷暴是大气不稳定状况的产物，是积雨云及其伴生的各种强烈天气的总称。

雷暴的持续时间一般较短，单个雷暴的生命史一般不超过2小时。我国雷暴是南方多于北方，山区多于平原。多出现在夏季和秋季，冬季只在我国南方偶有出现。雷暴出现的时间多在下午。夜间因云顶辐射冷却，使云层内的温度层结变得不稳定，也可引起雷暴，称为夜雷暴。

雷暴云形成——典型的雷暴云是具有强烈上升气流和下沉气流的积雨云。这种云垂直伸展较高，如高耸陡山，顶部可呈砧或鬃状；底部较暗，时有悬球状结构。单个积雨云的主体水平尺度在几公里到20公里左右。雷暴云的发展与热气团在不稳定环境中的对流抬升有关。

形成阶段——主要是从淡积云向浓积云发展，云的垂直尺度有较大的增长，云中大部分为比较规则的上升气流，一般不会产生雷暴。

成熟阶段——从浓积云发展成积雨云，伴随雷电和降水，云中除了有规则的上升气流外，同时有系统性的下沉气流。

消散阶段——一阵电闪雷鸣狂风暴雨之后，雷雨云就进入消散阶段，云中已被有规则的下沉气流所控制，云体逐渐崩溃。

与这三个发展阶段相应的地面天气情况也各不相同。在开始的形成阶段，暖湿气流缓慢地辐合；在成熟阶段降水造成的冷空气下冲形成一条微尺度冷锋，在下沉空气的前沿线上，气温和风发生突然的改变；在消散阶段，下沉气流的冷堆消散，风也减弱。

高度——尽管雷暴云的高度随地理位置的不同有较大的差异，但一般认为在海拔8-12 km之间。对于夏季雷暴，正电荷区的海拔高度一般为10-16km，而负电荷区的海拔高度为6-10 km。

危害——强对流系统常常带来严重的灾害如雷暴、暴雨、大风、龙卷风、冰雹等。例如，在热带和亚热带地区年降水量的很大部分是由对流性暴雨造成的。在有些地区，强对流系统甚至是引起最严重灾害的天气现象，如美国中西部在强对流系统中发生的龙卷风是最严重的天气灾害。
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杨柳

12楼 杨柳说：
抱歉，这几天比较忙，忘了更新。将漏掉的发上来，?大气科学超话 【气象科普——雷阵雨】雷阵雨（thunder shower）是一种伴随着闪电和雷鸣的阵雨或暴雨的强对流天气现象。因大气处于潮湿不稳定状态时，或因地面受热，或因动力抬升，使对流发展而致。雷阵雨来时，往往会出现狂风大作、雷雨交加的天气现象。大风来时飞沙走石，掀翻屋顶吹倒墙。风雨之中，街上的东西随风起舞，飞到处都是，甚至还会连根拔起大树。

成因——夏季，太阳光直射使地面上的水蒸发得比冬、春、秋都快。贴近地面的空气因温度较高，能够接纳更多的水汽，导致空气的密度减小，空气变轻，变轻了的空气不停地上升。随着海拔高度的增加，温度会逐渐下降（每上升100米，气温降低0.6度），空气也就渐渐凉下来。空气凉了，就无法容纳原先丰沛的水汽，一部分水汽就会凝结成小水滴，天空就会起云。那么，这些小水滴怎么不迅速落下来成为雨呢？

这是因为水滴太小，上升的热气流托住了它们，并把悬浮着的小水滴不停地往更高处推。云就越堆越大越高，这样的云，气象上叫积雨云，其云底离地面约1000米。当积雨云内的小水滴不断碰撞合并成较大的小水滴时开始往下落，而从地面上升的热空气却一个劲往上冲，两者之间摩擦后就带上了电荷。上升的气流带正电荷，下落的水滴带负电荷。随着时间的推移，积雨云的顶部积累了大量的正电荷，底部则积聚许多负电荷。地面因受积雨云底部负电荷的感应，也带上了正电荷。

云中水滴合并增大，直到上升热气流托不住了，就从云中直掉下来。下层的热气流给雨一淋，骤然变冷，不再上冲，转而向地面扑下来。此时，空中的电荷开始放电，并伴随着轰隆隆的雷声。因为电闪以光速30万千米/秒的速度传播，雷声是以331米/秒的声速传播，故人们先看到电光尔后才听到雷响。有时候雷声的时间拖得很长，那是云层、山峰及地面把雷声来回反射所致。

在我国，雷阵雨一年四季均可发生，其中大多集中发生在5-8月份温高湿重的天气中。?大气科学超话 【睡前科普——西南低涡】西南涡（southwest vortex）是西南低涡的简称。在青藏高原及西南地区特殊地形和一定环流型共同作用下，产生于我国西南地区低空的一种浅薄低涡。因气流绕过高原所致，属背风坡涡旋。涡旋半径约200-300km，一般只出现在对流层中下部，有时在 700百帕等压面上只表现为气旋性弯曲的气流，属于中尺度天气系统。

它的初期多为暖性低压；原地少动，冷空气入侵后才出现斜压结构，并在高空气流引导下向偏东方向移动。其源地主要在西藏高原东侧的九龙、巴塘一带和四川盆地。每年5、6月活动最频繁，4月、8月和9月也常出现。当上空有低槽移来叠加在低涡上空时，低涡会随着高空气流向东移动。

当高空槽前有正涡度平流输送到低涡上空，或高空槽有较强冷平流侵入低涡后部时，西南涡会进一步加强。约有半数的西南涡会发展并移出源地。由于路径不同，移出后南可影响浙闽，北可影响东北地区，而江淮流域受到影响最为频繁。东移时常可诱生出南方气旋、黄河气旋等。

西南涡在源地常产生阴雨天气；移出后绝大部分伴有降水，有时常造成所经地区暴雨天气，如1975年8月华北的持续特大暴雨，主要是因西南涡的连续侵入所成造的。4-9月正值我国汛期，西南涡的发展与否，对我国汛期降水有重要影响。

西南涡源地和形成——西南涡源地多集中于三个地区：四川的九龙、巴塘、康定及德钦一带（即北纬28-32度，东经99-102度）。低涡的生成与发展有两个重要条件，其一是高原东侧要有旺盛的偏南气流，使等压面高度因增温降压而不断降低。

其二是要有促使低涡生成的引发条件，例如低槽自西北迅速东移，使南北气流相遇发生强烈辐合。同时高原侧边界的摩擦作用也是极有利的条件，这是由于高原东南方的偏南气流受到高原侧边界的摩擦会产生气旋性切变，高原东北方的偏北气流则产生反气旋性切变，因辐合作用产生低涡。

西南低涡形成与南支气流输送有很大关系，印度季风槽位置偏北，有利于西南低涡生成，这不仅是印度季风槽输送了正涡度，同时还输送了暖湿气流。基于角动量倾向方程，分析表明角动量平流与低涡出现频率关系密切，角动量平流变化是导致低涡逐月出现频率变化的原因之一。

而分层流与地形的相互作用也在一定程度上解释了初夏低涡活跃，盛夏低涡活动减弱的事实。高原东侧边界层摩擦作用普适性地解释了西南低涡为何常出现在高原东侧的西南地区大气边界层内。

发生发展机制——大气环流与地形的相互作用不仅对低涡的形成，而且对其维持都有着重要的影响。凝结潜热释放、低空急流的形成与维持均有利于低涡的发展。高层位涡扰动机制、倾斜涡度发展机制和大气非平衡强迫机制都较好地解释了西南低涡的发生发展。

西南低涡是在特定地区生成的中尺度系统，关于地形和其他因素对西南低涡形成影响已经作了许多研究。凝结潜热释放与大气的对流活动及所带来的降水密切相关。

移动路径——①: 向东南移动经贵州、湖南、江西、福建出海，有时会影响到广西、广东；
②: 沿长江东移入海；
③:  向东北方向移动，经陕西、华北地区出海，有时甚至可进入东北地区。

西南涡在源地，可以产生一些阴雨天气。这种天气有日变化，去雨一般晚上比白天多一些。西南涡移出发展时，常在地面上先有一个小块降水区，随着低涡东移，降水区也东移，并逐渐扩大，降水强度也逐渐增强，往往形成暴雨。

夏半年的西方南涡常用引起强烈的阵雨和暴雨。低涡的东移和发展可以引起地面气旋在原产生，接着低云、降水、雷雨和大风也随着而来。低涡向东北方向移出时，给黄河下游一带带来大片降水区，并能引起气旋的产生，低涡向东南方向移动时，能影响到华南一带天气，由此产生的降水量往往比较大，夏季经常引起雷暴和暴雨。

西南涡沿长江流域一带东移并发展时，雨区将逐渐扩大，一般移到时两湖盆地后，在地面图上常诱生出气旋波，降水量也就大大增加，可以形成暴雨或特大暴雨。不少江淮气旋就是由于西南涡的引起的。通常随着气旋的移动，沿长江流载可形成一个宽200公里的狭长暴雨带，其中有的地方降水量很大，可达到300毫米。

举例——1993 年7月28-30日，四川盆地西南部出现了特大暴雨，峨眉山市24 小时降水量达509.5mm，打破四川40年日降水量极值！2005年7月6-9日四川东部达州市出现了持续大暴雨天气过程，宣汉县累计降雨量达320.9 mm，其乡镇雨量累计达500mm左右，西南低涡长时间稳定在四川盆地东北部是造成这次持续大暴雨天气过程的重要原因。?大气科学超话 【气象科普——南支槽】南支槽是一种天气系统，是低纬度地区活动的低槽，冬季，高空西风槽从青藏高原南侧东移影响我国东部地区，这一类高空西风槽称之为南支西风槽，简称“南支槽”。南支槽也称副热带西风槽，一般是指500百帕南支西风气流上的短波槽，是副热带系统减弱南退、西风带系统建立并维持的产物，它与西风带低压槽东移及受青藏高原大地形阻挡形成的南支系统关系密切。

南支槽前对应有辐合上升运动和降水区，槽后则对应辐散下沉气流，天气晴朗。它往往是我国冬季降水，尤其是南方降水的关键。南支槽一年四季均有出现，尤以冬半年（12月至次年5月）出现最为频繁。夏半年的南支槽无论强度和次数都远小于冬半年，主要是由于夏半年季风活跃，强西风带北缩，西风槽不易南伸到中低纬所致。

在春秋季节，南支西风槽在青藏高原南侧或青藏高原南部活动，往往影响珠峰地区。南支槽大多起源于地中海、里海、阿拉伯海和北非一带，一般东移到孟加拉湾一带时才会影响我国。南支槽是影响我国南方地区的重要天气系统，不仅带来降水，还时常造成暴雨、冰雹、大风等灾害性天气。

冬季的南支槽主要有5个来源，第一类是——原来在地中海到北非的副热带西风槽，沿着副热带急流东移过来。第二类是——由于上游的地中海到北非地区的槽脊发展，引起下游东经70度附近或东经90度附近的小槽发生而产生的。

第三类是——因为中纬度西风槽向南发展，在副热带西风带上的东经70度附近诱生出一个小扰动，随后由于中纬度西风槽沿青藏高原北侧较快地东移，小扰动槽在高原南侧移速较慢，从而发展形成一个独立的南支槽。

第四类是——位置偏南（北纬15-25度）、对流层上传从北非移来或阿拉伯海附近产生的副热带西风槽。在它移过印巴次大陆时，500百帕及以下各层均无反应，只是当其移至中南半岛到南海地区时，才对那里的天气产生影响。

第五类是——西风大槽东移遇青藏高原，因地形阻挡被分为南北两支，北支沿高原北侧快速东移，南支绕高原南侧东移而被称之为南支槽。

南支槽对我国天气有什么影响——南支槽是影响我国南方地区的重要天气系统，不仅带来降水，还时常造成暴雨、冰雹、大风等灾害性天气。例如，2008年南方发生的雨雪冰冻天气也与南支槽活跃有关。南支槽的活动主要影响冬季的水汽输送，由于南支槽位于孟加拉湾地区，槽前西南气流可以将孟加拉湾的暖湿气流输送至我国西南和华南等地区。

在冬季水汽较少的情况下，南支槽可为强降水天气提供水汽来源。当南支槽位置不同时，水汽输送的区域不同，从而导致雨雪天气发生的地区不同。当南支槽偏西时，最大水汽输送异常中心在孟加拉湾北部地区，西部地区处于偏南水汽输送异常区，西藏东部地区和云南西北部地区处于西南水汽输送异常区，对喜马拉雅山脉南麓地区降水水汽输送最为有利。

当南支槽位于中部时，水汽输送异常中心随之东移，最大异常水汽输送带自孟加拉湾东部延伸至西藏东南部、云南一带，西藏西部地区为偏东水汽输送异常，东部为偏南水汽异常，云南、四川南部、贵州等位于水汽输送异常大值带上，在冷空气的配合下产生较大的降水。

当南支槽偏东时，气旋式涡旋中心位于孟加拉湾北部，最大异常水汽输送带自孟加拉湾东南部经中南半岛延伸至云南东南部、贵州到达广西、广东东部和湖南、江西地区。
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杨柳

13楼 杨柳说：
?大气科学超话 【睡前科普——干热风（上）】干热风，又称火风、热风、干风，是一种高温、低湿并伴有一定风力的灾害性天气（尤其是对农业）。其风速在2米/秒或以上，气温在30℃或以上，相对湿度在30%或以下。干热风一般出现在5月初至6月中旬的少雨、高温天气，此时正值华北、西北及黄淮地区小麦抽穗、扬花、灌浆时期，植物蒸腾急速增大，往往导致小麦灌浆不足甚至枯萎死亡。

多发地区——在各地区有干热风、热风、干旱风及热干风等不同称呼。如宁夏银川灌区称热风，山东济宁及徐淮地区称“西南火风”，甘肃河西走廊地区称干热风。中国发生的干热风，一般与东亚大气环流的演变过程密切相关。干热风可分为干旱的高温低湿型和雨后高温猛晴的雨后青枯型两类。发生干热风的主要地区有华北平原干热风区和西北干热风区。

华北平原干热风区——北起长城以南，西至黄土高原，南自秦岭、淮河以北，东至海滨，这一地区亦为中国冬麦主要产区。其中冀、鲁、豫危害最重，沿海地区较轻；苏北、皖北一带干热风危害也颇频繁。

西北干热风区主——要包括河套平原、河西走廊及新疆盆地，是中国春小麦主要产区。一般低洼盆地、沙漠边缘、谷地、山脉背风坡等受害较重，而丘陵薄地、沙地、阳坡地危害轻。同时，随海拔升高，危害程度也逐渐减轻。
在中国，干热风天气从4-8月均可出现，约2-4年出现一次危害严重年。5-7月发生的干热风对小麦危害最大。中国小麦受干热风的危害，东南部早于西北部。危害的轻重程度地区间、年际间均不相同。

危害——在北方主要危害小麦，是北方麦产区的主要农业气象灾害之一。在长江中下游地区，也会使水稻、棉花受到损害。它使植株蒸腾加剧，体内水分平衡失调，叶片光合作用降低；高温又使植株体内物质输送受到破坏及原生蛋白质分解。北方小麦在乳熟中、后期遇干热风，将受严重影响，使粒重减轻产量下降。南方长江中下游水稻在抽穗扬花期遇干热风，会使住头变干、影响授粉；在灌浆成熟期则导致籽粒逼热；棉花会导致蕾铃大量脱落。

一般类型——按发生特点可分3类，①:高温低湿型。表现为大气高温干旱，地面一般刮西南风或偏南风，造成小麦枯熟、瘪粒，是中国北方麦区主要的干热风类型。

②:雨后青枯型。表现为小雨后猛晴，高温低湿，使灌浆中后期的小麦青枯，主要发生于甘肃、宁夏等地。

③:旱风型。表现为空气湿度低,日最高温度不太高,一般在30℃以下，风速较大，风向西北或西南，造成小麦瘪粒，多见于江苏北部、安徽北部等地。

成因——由于各地自然特点不同，干热风成因也不同。每年初夏，中国内陆地区气候炎热，雨水稀少，增温强烈，气压迅速降低，形成一个势力很强的大陆热低压。在这个热低压周围，气压梯度随着气团温度的增加而加大，于是干热的气流就围着热低压旋转起来，形成一股又干又热的风，这就是干热风。

强烈的干热风，对当地小麦、棉花、瓜果可造成危害。气候干燥的蒙古和中国河套以西与新疆、甘肃一带，是经常产生大陆热低压的地区。热低压离开源地后，沿途经过干热的戈壁沙漠，会变得更加干热，干热风也变得更强盛。位于欧亚大陆中心的塔里木盆地，气候极端干旱，强烈冷锋越过天山，帕米尔高原后产生的“焚风”，往往引起本地区大范围的干热风发生。

在黄淮平原，干热风形成的主要原因是以该区域的大气干旱为基础。春末夏初，正是北半球太阳直射角最大的季节，同时又是中国北方雨季来临前天气晴朗、少雨的时期。在干燥气团控制下，这里天晴、干燥、风多，地面增温快（平均最高气温可达25-30°C），凝云致雨的机会少，易形成干热风。

这种干热风，对这一带小麦后期的生长发育不利。在胶东半岛北部，由于受中部山地的影响，再加上夏季刮东南风，那里便成为了背风坡，夏季同样有干热风出现。虽然沿海，但是夏季气温比同纬度的其他沿海地区高很多，降水也较少。

在江淮流域，干热风是在太平洋副热带高压西部的西南气流影响下产生的。太平洋副热带高压是一个深厚的暖性高压系统，自地面到高空都是由暖空气组成的。春夏之际，这个高气压停留在江淮流域上空，以后逐渐向北移动。由于在高压区内，风向是顺时针方向吹的，所以在副热带高压的西部，就吹西南风。

位于副热带高压偏北部和西部地区，受这股西南风的影响，产生干热风天气。初夏时，北方仍有冷高压不断南下，势力减弱，发生变性；当它与副热带高压合并时，势力又得到加强，使晴好天气继续维持，干热风就更加明显。

在长江中下游平原，梅雨结束后天气晴朗干燥，偏南干热风往往伴随“伏旱”同时出现，对双季早稻（或中稻）抽穗扬花不利。每年5月中、下旬至6月上、中旬，东亚大槽强度已明显减弱，主体东移。但在东经120度附近尚有小槽，中亚的高脊继续维持。

同时，由于青藏高原的存在，地形对西风气流的摩擦作用，在其东部的陕、晋、豫交界一带的低空，形成一个反气旋环流。在这个反气旋环流南、北两侧各有一个锋区，对应于地面常有两条锋带，一条在北纬40度以北的中国内蒙古东北，另一条在华南。?大气科学超话 【睡前科普——干热风（下）】干热风指标——各地干热风指标大体相近，但略有不同，不同作物的指标也有差异。高温低湿型的指标一般为——日最高气温大于或等于32℃，14时相对湿度小于或等于30％，14时风速大于或等于2米/秒为轻干热风日；日最高气温大于或等于35℃，14时相对湿度小于或等于25％，14时风速大于或等于3米/秒为重干热风日。雨后青枯型为——小麦成熟前10天内有 1次小雨过程，雨量小于或等于10毫米，雨后猛晴，3天内有1天以上日最高气温大于或等于30℃，相对湿度较低，有1天风速大于或等于3级。

干热风系统类型——干热风系统类型可分为三种。①——西北气流型。欧亚上空为两槽一脊，东海岸为一深槽，华北和西伯利亚平原是一宽广高压脊，乌拉尔山维持低槽。在此类型控制下，黄淮海地区受西北气流控制，上游又有暖平流输送，加上空气湿度小，天气晴朗，太阳辐射强，高空槽线过境后24-36小时即可出现干热风天气，持续3-4天。此类型干热风的几率占42%。

②——高压脊型。欧亚为一脊一槽，东海岸为一深槽，黄淮海至西伯利亚平原受西北气流控制，沿北纬35-40度有一小高压配合温度暖舌东移，至河套后形成华北暖高压脊，产生干热风天气。在此类形势影响下，河套小高压是移动性的，干热风持续时间较短，一般只1-2天,且强度弱。此类型干热风的几率占30%。

③——高压后部型。此类型的天气形势与第二种类型有联系，即高压后部的干热风天气往往是由高压脊内部转至高压脊后部时产生，此时空气湿度尚未来得及增加，而气温高，即出现干热风天气。但随着脊后偏南气流随时间的增长，强度的加大，空气中湿度增加，云层形成，则干热风天气结束。故此类型干热风持续时间短，一般1-2天，强度弱，几率占28%。

干热风影响因素——我国西北地区干热风形成的天气系统，主要是从中亚地区东移过来的高压脊，在青藏高原和西北地区得到发展和加强，其次是青藏高原原地有暖高压脊发展北挺。受高压脊影响的地区，中、低层气柱维持下沉气流，天气晴朗 ，且不断有暖平流输送，导致干热风天气的形成。在多数情况下，西北地区的干热风是由上述两类过程的叠加而形成的。大多发生在二十四节气的芒种前半个月左右，最为严重。

春末夏初雨季到来之前的干旱季节，天气晴朗少云，太阳辐射强，地面增温快，是干热风发生的气候背景。在我国,当极地大陆冷空气南下，进入华北地区时，气流下沉，增温变性，加以地处高压后部，地面吹西南风，就形成华北地区的干热风天气。干热风也可由热带大陆暖空气入侵形成。青藏高原至新疆、内蒙古地区高空为一暖脊,同时副热带高压伸向江南,暖平流较强，地面为一热低压，这些条件使河西地面上空气压形成北高南低形势，就在低压区北部出现又干又热的偏东风，形成河西地区的干热风。

影响干热风的因素除天气、气候条件所决定的干热风强度和持续时间外，地形、土质、作物生育期和生育状况也有很大影响。地形可以加强或削弱干热风的强度。保水能力差的砂质土和土层浅薄的丘陵地，在土壤干旱情况下容易受害。小麦乳熟期以前植株生活力强，受害轻；乳熟中后期受害重；生育前期降水过多，根系分布层浅,或春季干旱植株发育不良时，抗干热风能力差。锈病等植物病害破坏植物组织，加剧植株蒸腾失水，可以加重干热为害。
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杨柳

14楼 杨柳说：
?大气科学超话 #科学科普#【睡前科普——降水概率】曾经有一个笑话，气象局计算降水概率，就是找10个专家来开会，认为明天会下雨的举手，有7个人举手，降水概率就是70%。笑话虽然荒谬，但反映出大众对降水概率这个概念缺少了解。那么，“降水概率预报”的含义究竟是什么呢？  

一个说法，两种概念——降水概率一词，事实上存在两种概念，一是指某地的历史气候降水概率，完全是依据历史气候资料统计计算分析得出的结果；二是在天气预报中预报员依靠各种知识、信息和技能对未来天气进行分析后，对某时间段降水可能性给出的判断，通过降水概率值来表示，也是通常所说的天气概率预报。

这两种概率值的取值区间都是从0%-100%，但其意义是不同的，制作的方法也不一样。气候概率是根据历史资料算出的客观统计值，只要资料区间确定了，结果是唯一的。天气概率预报结果则有较大不确定性，不同的预报员可能会得出不同的概率预报值，影响因素包括资料、技术、知识、方法、经验等多方面。

在这两种概念中，公众所熟悉的“降水概率”即来自天气概率预报。这种预报的出现使天气预报的发布形式发生了重大改变，从“非有即无”转变为“亦有亦无”，从确定性预报转变为非确定性预报。然而，这种预报在我国实行的效果却并不理想。

如今，“降水概率70%”更多地只是成为大众的记忆，在天气预报中，仍使用确定性预报如“今夜到明天白天有小雨”。那么，为何不再以“降水概率”这种不确定的形式发布预报了呢？

我国1995年开始引进天气概率预报，在北京、上海等发达城市进行试点，但结果却都不理想，公众不理解，领导也不满意，先后夭折。究其原因，既有大众的理解和接受问题，也有宣传和知识普及层面问题。

2008年北京奥运会开幕前，中国气象局曾给出一组数据，根据33年历史资料分析，8月8日鸟巢附近降水概率为41%。这里的“降水概率”指的是上文的第一种概念，即历史资料统计，但却仍被不少公众误认为是天气概率预报。此外，也有人认为某地“降水概率70%”就是该地区有70%的地方会下雨，或是降水概率越大雨就下得越大。

还有部分人认为，降水概率就是专家弄出来“忽悠”老百姓的，比如说降水概率50%，那如果下雨了就说报对了一半，如果不下雨就说报对了另一半。这些误读导致了降水概率预报的实际效果不佳。

但天气概率预报也并非一无是处，一些对天气敏感度较高的企业较为欢迎概率预报信息。这或许体现了一种职业素养，他们清楚地了解天气预报不会100%准确，但不准确的信息并不等于是无用的信息——只要你将不确定性的信息一并告知，反倒可以通过专业的手段进行分析处理，做出合理的决策，安排产品生产和布局。

此外，目前在台风路径预报时也会发布概率分布预报，它被公众接受程度还不错，因为以往预报台风路径时，一直设定范围，不会指向唯一地点，公众已习惯并接受这一发布方式。

要通俗还是要严谨？——从客观角度来讲，天气概率预报是一种比较完整的信息，将预报员对预报结果的真正把握性毫无保留地公布出来了，但却带来了理解、接受以及使用上的问题。

这或许是一个难解的矛盾：如果天气预报简单地说“明天下雨”或者“明天不下雨”，公众很容易听懂，但这一描述实际上是不准确、不完整的；可是当天气预报试图更严谨地将明天的降水描述为降水概率时，又有很多人听不懂到底什么意思了。

网上曾流传过一个笑话，说气象部门是最想讲真话的部门，但总是讲不准。虽是调侃，结合天气概率预报的遭遇，还可以引申一下：气象人员确实很愿意讲真话，但有些真话讲出后，却没人愿意听。要通俗还是要严谨？这正是天气概率预报所折射出来的现实问题。#科学科普# 【睡前科普——雾凇】雾凇俗称树挂，是低温时空气中水汽直接凝华,或过冷雾滴直接冻结在物体上的乳白色冰晶沉积物。雾凇非冰非雪，而是由于雾中无数零摄氏度以下而尚未凝华的水蒸气随风在树枝等物体上不断积聚冻粘的结果，表现为白色不透明的粒状结构沉积物。雾凇形成需要气温很低，而且水汽又很充分，同时能具备这两个形成雾凇的极重要而又相互矛盾的自然条件更是难得。

形成原理——雾凇是一种附着于地面物体（如树枝、电线）迎风面上的白色或乳白色不透明冰层。它也是由过冷水滴凝结而成。过冷水滴（温度低于零度）碰撞到同样低于冻结温度的物体时，便会形成雾凇。当空气中的水蒸气碰上物体马上凝华成固态时便会结成雾凇层或雾凇沉积物。

形成雾凇的苛刻条件首先是，既要求冬季寒冷漫长，又要求空气中有充足的水汽。其次，雾凇的形成要求既天晴少云，又静风，或是风速很小。空中的云像是大地的一床被子，夜间有云时，削弱了向外的长波辐射，使地面气温降低较慢，昼夜温差相对较小，近地面空气中的水汽就不会凝结。

若是掀掉了这床被子，热量就更多地散发出去，使得地面温度降低，为水汽的凝结提供了必要条件。大风是雾凇形成过程中的天敌，它总能把形成过程中结构松散的冰晶吹散，即使簇拥在一起的雾凇也会被吹得无影无踪，微风或静风条件为水汽凝结凝华成雾凇提供保障。一般冬季，晴天与静风或微风天气同时出现的概率并不很大。

另外，在有过冷却雾的时候，特别有利于冰晶在地面物体上增长。这时在电线上、树枝上形成了白色的冰花，叫做“雾凇”。在有雾而温度又高于0°C的时候，雾滴沾附、汇聚在树叶或其他物体上，叫做“雾凝”，这在森林中最常见。

性状特征——雾凇是一种附着于地面物体（如树枝、电线）迎风面上的白色或乳白色不透明冰层。由于雾凇中雾滴与雾滴间空隙很多，因此雾凇呈完全不透明的白色。雾凇轻盈洁白，附着在树木物体上，宛如琼树银花，清秀雅致，这就是树挂（又称雪挂）。

雾凇形状主要有两种。一种是过冷却雾滴碰到冷的地面物体后迅速冻结成粒状的小冰块，叫粒状雾凇（或硬凇），它的结构较为紧密。另一种是由雾滴蒸发时产生的水汽凝华而形成的晶状雾凇（或软凇），结构较松散，稍有震动就会脱落。

观赏——一天中看雾淞的最佳时间是早上，因为雾淞是在早上形成的 ，所以要提早在太阳出来前起来看雾淞，早上5点左右起来，就可以看到松柳凝霜挂雪，随着太阳的慢慢升起，还可以拍到那红色的朝霞洒在白色的雾松上的景色，消失的时间还要看当天的风大不大，如果当天的风大的话，估计9点就开始掉下，运气好没风的时候，就可以维持到11、12点。

环保价值——雾凇是空气的天然清洁工。人们在观赏玉树琼花般的吉林雾凇时，都会感到空气格外清新舒爽、滋润肺腑，这是因为雾凇有净化空气的内在功能。空气中存在着肉眼看不见的大量微粒，其直径大部分在2.5微米以下，约相当于人类头发丝直径的四十分之一，体积很小，重量极轻，悬浮在空气中，危害人的健康。

雾凇是天然的“负氧离子发生器”，在有雾凇时，负氧离子增多。据测，在有雾凇时，吉林松花江畔负氧离子每立方厘米可达上千至数千个，比没有雾凇时的负氧离子可多5倍以上。雾凇是环境的天然“消音器”，雾凇由于具有浓厚、结构疏松、密度小、空隙度高的特点，因此对音波反射率很低，能吸收和容纳大量音波，在形成雾凇的成排密集的树林里感到幽静，就是这个道理。【睡前科普——蝴蝶效应】蝴蝶效应是指一件表面上看来毫无关系、非常微小的事情，可能带来巨大的改变。此效应说明，事物发展的结果，对初始条件具有极为敏感的依赖性，初始条件的极小偏差，将会引起结果的极大差异。

美国气象学家爱德华·诺顿·罗伦兹在1963年的一篇提交纽约科学院的论文中分析了这个效应。“一个气象学家提及，如果这个理论被证明正确，一个海鸥扇动翅膀足以永远改变天气变化。”在以后的演讲和论文中他用了更加有诗意的蝴蝶。对于这个效应最常见的阐述是:“一个蝴蝶在巴西轻拍翅膀，可以导致一个月后德克萨斯州的一场龙卷风。”

蝴蝶效应通常用于天气、股票市场等在一定时段难于预测的比较复杂的系统中。蝴蝶效应在社会学界用来说明：一个坏的微小的机制，如果不加以及时地引导、调节，会给社会带来非常大的危害，称为“龙卷风”或“风暴”；一个好的微小的机制，只要正确指引，经过一段时间的努力，将会产生轰动效应，或称为“革命”。蝴蝶效应在混沌学中也常出现，又被称作非线性。

由来——洛伦兹（美国气象学家）用计算机求解仿真地球大气的13个方程式，意图是利用计算机的高速运算来提高长期天气预报的准确性。在一次科学计算时，洛伦兹对初始输入数据的小数点后第四位进行了四舍五入，把一个中间解0.506取出，提高精度到0.506127再送回，前后计算结果相差很大，前后结果的两条曲线相似性完全消失了。

再次验算发现计算机并没有毛病，洛伦兹发现，由于误差会以指数形式增长，在这种情况下，一个微小的差值随着不断推移造成了巨大的后果。他认为，在大气运动过程中，即使各种偏差和不确定性很小，也有可能在过程中将结果积累起来，经过逐级放大，形成巨大的大气运动。

于是，洛伦兹认定，他发现了新的现象：事物发展的结果，对初始条件具有极为敏感的依赖性，即对初始值的极端不稳定性，称作混沌，又称蝴蝶效应。从此以后，蝴蝶效应之说就不胫而走。

特征——蝴蝶效应是混沌学理论中的一个概念。“差之毫厘，失之千里”是混沌系统的重要特性之一。在混沌系统中，初始条件十分微小的变化经过不断放大，对其结果会造成极其巨大的差别。我们可以用西方流传的一首民谣对此作形象说明。这首民谣说：

丢失一个钉子，坏了一只蹄铁；
坏了一只蹄铁，折了一匹战马；
折了一匹战马，伤了一位骑士；
伤了一位骑士，输了一场战斗；
输了一场战斗，亡了一个帝国。

马蹄铁上一个钉子是否会丢失，本是初始条件十分微小的变化，但其结果却是一个帝国的存亡。这就是在军事和政治领域中的蝴蝶效应。
多米诺效应和蝴蝶效应是近义的，只不过多米诺效应所花费的时间要远远大于蝴蝶效应所需的时间，其余含义兼一致。

影响——蝴蝶效应的初始，就是混沌的，在不准确中产生的，所以什么样的可能都会发生。而作为之后所产生的结果，因为偶然还产生必然，必然之中存在着偶然，事情就是这样进行的。

混沌是非线性的。线性，指量与量之间按比例、成直线的关系，在空间和时间上代表规则和光滑的运动；而非线性是指不按比例、不成直线的关系，代表不规则的运动和突变。如问:两只眼睛的视敏度是一只眼睛的几倍？很容易想到的是两倍，可实际是6-10倍。这就是非线性：1+1不等于2。

激光的生成也是非线性的。当外加电压较小时，激光器犹如普通电灯，光向四面八方散射；而当外加电压达到一定值时，会突然出现一种全新现象：受激源发射出一致的单色光，就是激光。

蝴蝶效应的复杂连锁效应，每天都可能在我们身上发生，如著名心理学家、哲学家威廉·詹姆士所说:“播下一个行动，你将收获一种习惯；播下一种习惯，你将收获一种性格；播下一种性格，你将收获一种命运。”
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杨柳

15楼 杨柳说：
?大气科学超话 【睡前科普——气团（上）】气团形成需要具备两个条件:一是要有大范围性质比较均匀的下垫面，如辽阔的海洋、无垠的大沙漠、冰雪复盖的大陆和极区等等都可成为气团形成的源地。下垫面向空气提供相同的热量和水汽，使其物理性质较均匀，因而下垫面的性质决定着气团属性。在冰雪覆盖的地区往往形成冷而干的气团；在水汽充沛的热带海洋上常常形成暖而湿的气团。

二是还必须有使大范围空气能较长时间停留在均匀的下垫面上的环流条件，以使空气能有充分时间和下垫面交换热量和水汽，取得和下垫面相近的物理特性。例如，亚洲北部西伯利亚和蒙古等地区，冬季经常为移动缓慢的高压所盘据，那里的空气从高压中心向四周流散，使空气性质渐趋一致，形成干、冷的气团，成为我国冷空气的源地；又如我国东南部的广大海洋上，比较稳定的太平洋副热带高压，是形成暖湿热带海洋气团的源地；较长时间静稳无风的地区，如赤道无风带或热低压区域，风力微弱，大块空气也能长期停留，形成高温高湿的赤道气团。

在上述条件下，通过一系列的物理过程（主要有辐射、乱流和对流、蒸发和凝结，以及大范围的垂直运动等），才能将下垫面的热量和水分输送给空气，使空气获得与下垫面性质相适应的比较均匀的物理性质，形成气团。这些过程有的是发生于大气与下垫面之间的，有的是发生于大气内部。

气团在源地形成后，要离开它的源地移到新的地区，随着下垫面性质以及大范围空气的垂直运动等情况的改变，它的性质也将发生相应的改变。例如，气团向南移动到较暖的地区时，会逐渐变暖；而向北移动到较冷的地区时，会逐渐变冷。气团在移动过程中性质的变化，称为气团的变性。

不同气团，其变性的快慢是不同的，即使是同一气团，其变性的快慢还和它所经下垫面性质与气团性质差异的大小有关。一般说来，冷气团移到暖的地区变性较快，在这种情况下，冷气团低层变暖，趋于不稳定，乱流对流容易发展，能很快地将低层的热量传到上层；相反，暖气团移到冷的地区则变冷较慢，因为低层变冷趋于稳定，乱流和对流不易发展，其冷却过程主要靠辐射作用进行。

从大陆移入海洋的气团容易取得蒸发的水汽而变湿，而从海洋移到大陆的气团，则要通过凝结及降水过程才能变干，所以气团的变干过程比较缓慢。冬季影响我国的冷空气，都已不是原来的西伯利亚大陆气团，而是变性了的大陆气团。

气团在下垫面性质比较均匀的地区形成，又因离开源地而变性。气团总是在或快或慢地运动着，它的性质也总是在或多或少地变化着，气团的变性是绝对的，而气团的形成只是在一定条件下获得了相对稳定的性质而已。由于我国大部分地区处于中纬度，冷暖空气交绥频繁，缺少气团形成的环流条件，同时地表性质复杂，很少有大范围均匀的下垫面作为气团的源地，因而活动在我国境内的气团，严格说来都是从其它地区移来的变性气团。?大气科学超话 【睡前科普——气团（下）】为了分析气团的特征、移动规律，常常对地球上的气团进行分类，分类方法主要有地理分类法和热力分类法两种。

（1）地理分类法——根据气团形成源地的地理位置，对气团进行分类，称为气团的地理分类。在地理分类中，按源地的温度性质，将气团分成冰洋气团（北极气团和南极气团）、极地气团、热带气团、赤道气团四大类；按源地的湿度性质，又将气团分为海洋性气团和大陆性气团两种。这样，综合温度和湿度特性，全球大致可分为七种气团。

1、北极大陆气团（简写为cA）——形成于冰雪覆盖的北冰洋。特点是温度低、低层具有强逆温层，气层相当稳定，湿度小。因此其天气是干燥、寒冷、晴朗。
2、南极大陆气团（简写为cAA）——形成于冰雪覆盖的南极大陆。其特点同北极大陆气团。

3、极地大陆气团（简写为cP）——形成于中高纬度的大陆上，如西伯利亚、蒙古、加拿大一带。冬季，气团低层温度很低，有强烈逆温现象，空气层稳定，天气与冰洋气团类似；夏季，受大陆热力状况的影响，空气层不稳定，加上湿度增大，常出现多云天气。

4、极地海洋气团（简写为mP）——形成于南半球中纬度海洋和北太平洋、北大西洋。极地海洋气团多数由极地大陆气团移至海洋上变性而成。冬季因洋面温度高于大陆，气团低层温度升高，湿度增大，气层不稳定，易形成对流云，有时产生降水；夏季与极地大陆气团性质差不多。

5、热带大陆气团（简写为cT）——主要源于副热带沙漠地区，如中亚、西南亚、北非撤哈拉沙漠等地。特征是炎热、干燥，在它长久控制的地区常形成严重的干旱。

6、热带海洋气团（简写为mT）——形成于副热带高压控制的海洋上。特征是温度高，湿度大，低层不稳定，由于高压中部盛行下层气流，中层存在下沉逆温，阻碍了对流的发展，天气以晴为主。

7、赤道海洋气团（简写为mE）——形成于赤道附近的洋面，具有高温高湿的特征,气层很不稳定，多雷暴和阵性降水天气。

（2）热力分类法——热力分类法是根据气团移动时与其所经下垫面的温度对比或两个气团之间的温度对比来划分的。按这种分类法，气团可分为冷气团和暖气团两大类。

1、冷气团（ColdAirMass）——气团温度低于流经地区下垫面温度的，或两个气团相遇时温度较低者，叫冷气团。当冷气团向南移行至另一地区时，不仅会使这个地区变冷，且由于气团底部增暖，气温直减率增大，气层往往趋于不稳定，有利于对流的发展，产生不稳定天气，低层的能见度一般较好。夏季，若冷气团中水汽含量多，常形成积云和积雨云，产生雷阵雨天气。冬、春两季，由于冷气团中湿度较小，常是干冷天气。冷气团内气温、风等气象要素有明显的日变化；夜间低层辐射冷却，在大陆上可形成辐射雾。

2、暖气团(WarmAirMass)——气团温度高于流经地区下垫面温度的，或两个气团相遇时温度较高者，叫暖气团。当暖气团向北移行至另一地区时，不仅会使这个地区变暖，且由于气团底部变冷，气温直减率变小，会使该地上空气层的稳定度增大，对流运动不易发展，产生稳定性天气。因为气层稳定，水汽及尘埃、烟粒等杂质常聚集在低层，所以暖气团中低层的能见度差。如果暖气团中水汽含量多，常形成层云、层积云，并下毛毛雨，有时会出现平流雾。如果暖气团中水汽含量较少，天气就较好。

气团对我国的影响——我国大部分处于中纬度地区，冷、暖气流交汇频繁，缺少气团形成的环流条件；同时，地表性质复杂，没有大范围均匀的下垫面可作气团源地，因而，活动在我国境内的气团，大多是从其他地区移来的变性气团，其中最主要的是极地大陆气团和热带海洋气团。

冬季主要受变性极地大陆气团影响，它的源地在西伯利亚和蒙古，称之为西伯利亚气团。它所控制的地区，天气干冷。此外，来自北太平洋副热带地区的热带海洋气团可影响到华南、华东和云南等地。北极气团也可南下侵袭我国，造成气温急剧下降的强寒潮天气。

夏季，西伯利亚气团在我国长城以北和西北地区活动频繁，我国东部沿海地区主要受变性的热带海洋气团影响。以上两种气团的交汇，是构成我国盛夏南北方区域性降水的主要原因。此外，热带大陆气团常影响我国西部地区，被它持久控制的地区，就会出现严重干旱和酷暑。来自印度洋的赤道气团，可造成长江流域以南地区大量降水。

春季，西伯利亚气团和热带海洋气团两者势力相当，互有进退，因此是锋系及气旋活动最盛的时期。秋季，变性的西伯利亚气团占主要地位，热带海洋气团退居东南海上，我国东部地区在单一的气团控制下，出现全年最宜人的秋高气爽的天气。
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杨柳

16楼 杨柳说：
?大气科学超话 【气象科普——焚风】当潮湿空气越过高山时，常在山的背风坡山麓地带形成一种干燥高温的气流，称作焚风。焚风往往以阵风形式出现，从山上沿山坡向下吹。焚风在迎风坡成云致雨，在背风坡形成干热风的整个过程称为“焚风效应”。

一般来说，空气流动遇山受阻时会出现爬坡或绕流。气流在迎风坡上升时，温度会随之降低。空气上升到一定高度时，水汽遇冷出现凝结，以雨雪形式降落。空气到达山脊附近后，变得干燥，在背风坡一侧顺坡下降，并以干绝热率增温。因此，空气沿着高山峻岭沉降到山麓的时候，气温常有大幅度的升高。焚风强烈时，常常带来一系列灾害。

形成原因——在山区，当气流与山地坡向垂直或夹角较大时，湿气流会翻越山坡，对迎风坡和背风坡的气温和降水产生不同的影响。

①:山地两侧降水差别较大。在迎风坡，湿空气随气流上升而逐渐降温冷却，空气中的水汽逐渐达到饱和状态。当空气中的水汽达过饱和时，水分子便会凝结成云而形成降水，特别是中海拔地段，常形成多雨中心。在一定高度范围内，降水量随海拔升高而增加，这一范围叫最大降水带；其后因水汽减少，降水量也随之逐渐减少。在背风坡，空气顺山坡下沉气温升高，空气中的水汽不易达到饱和状态，故降水较少。

②:山地两侧的气温变化。当空气在沿迎风坡运动时，可以把它看成是在做垂直运动，空气的这种运动过程常常是绝热进行的。在所含水汽达到饱和之前按干绝热直减率（1℃/100m）降温；当空气上升到凝结高度（即达饱和状态）以后，水汽凝结时会释放出一部分潜热，对空气加热，使空气上升时冷却的速度减慢，按湿绝热直减率（0.5-0.6℃/100m）降温，并因发生降水而减少水汽含量。

空气过山后，在背风坡已经成为缺少水汽的干空气，它顺坡下沉基本上是按干绝热直减率（1℃/100m）进行增温的。故气流过山后的温度比山前同一高度的温度高得多，湿度也显著减少。

例如：有一气流，要翻越一座高度为4000米的山脉，假定其在迎风坡山麓处的温度为15℃，凝结高度为1000米，由于在凝结高度以下空气每上升100米气温降低1℃，故在高度为1000米处的气温为5℃；在凝结高度以上，每上升100米降低0.6℃，那么这团空气到达山顶时气温将会降至-13℃。如果凝结出的水汽完全降落到了山前，在空气翻山后，就成了干燥的气团。在无水汽的影响下，气流按每下降100米气温升高1℃进行，当气流到达山底时，将会变成27℃的干热风。?大气科学超话 【睡前科普——山谷风】山谷风是因山坡和谷地受热不均匀而引起的局地日变化的风系。在基本气流微弱时，山区昼夜间的风向有规律性的变化。白天，太阳辐射导致山坡增温，使和其接触的空气因受热较多而比它周围同高度的空气温度高，空气柱受热膨胀，在水平气压梯度力的作用下，上空空气由山坡水平流向山谷，然后下沉至低层，又由谷地向山坡流动再沿山坡上升，遂形成低层由谷地吹向山坡的谷风和谷风环流。

夜间，山坡上的空气由于山坡辐射冷却而降温较快，谷中同高度上的空气降温较慢，于是形成了与白天相反的环流，即风从山坡吹向谷地的山风和山风环流。由于白天山坡受热所造成的温差，比夜间辐射冷却造成的温差大，因此谷风的风速大于山风。

谷风沿山坡上滑时，常可形成山顶积云，有时甚至出现阵雨。山谷风的特征与山坡的坡度、坡向和山区地形条件等有密切的关系。当山谷深，且坡向朝南时，山谷风最盛。但它的周期，都是一昼夜。

形成原理——山谷风的形成原理跟海陆风类似。白天，山坡接受太阳光热较多，成为一只小小的“加热炉”，空气增温较多；而山谷上空，同高度上的空气因离地较远，增温较少。于是山坡上的暖空气不断上升，并在上层从山坡流向谷地，谷底的空气则沿山坡向山顶补充，这样便在山坡与山谷之间形成一个热力环流。

下层风由谷底吹向山坡，称为谷风。到了夜间，山坡上的空气受山坡辐射冷却影响，“加热炉”变成了“冷却器”，空气降温较多；而谷地上空，同高度的空气因离地面较远，降温较少。于是山坡上的冷空气因密度大，顺山坡流入谷地，谷底的空气因汇合而上升，并从上面向山顶上空流去，形成与白天相反的热力环流。

谷风的平均速度约每秒2-4米，有时可达每秒7-10米。谷风通过山隘的时候，风速加大。山风比谷风风速小一些，但在峡谷中，风力加强，有时会吹损谷地中的农作物。谷风所达厚度一般约为谷底以上500-1000米，这一厚度还随气层不稳定程度的增加而增大，因此，一天之中，以午后的伸展厚度为最大。山风厚度比较薄，通常只及300米左右。

出现时间——谷风一般在日出后2小时-3小时出现，并随着温度的升高风速加大，午后达到最大，然后随着温度降低，风速逐渐减小。日落前1小时至2小时谷风平息，山风代之而起，这样周而复始，使山顶昼夜有风，终年刮风。尤其在夏季，谷风、山风愈加明显。

作用——在晴朗的白天，谷风把温暖的空气向山上输送，使山上气温升高，促使山前坡岗区的植物、农作物和果树早发芽、早开花、早结果、早成熟；冬季可减少寒意。谷风把谷地的水汽带到上方，使山上空气湿度增加，谷地的空气湿度减小，这种现象，在中午几小时内特别的显著。

如果空气中有足够的水汽，夏季谷风常常会凝云致雨，这对山区树木和农作物的生长很有利；夜晚，山风把水汽从山上带入谷地，因而山上的空气湿度减小，谷地空气湿度增加。在生长季节里，山风能降低温度，对植物体营养物质的积累，块根、块茎植物的生长膨大很有好处。

山谷风还可以把清新的空气输送到城区和工厂区，把烟尘和漂浮在空气中的化学物质带走，有利于改善和保护环境。工厂的建设和布局要考虑有规律性的风向变化问题。山谷风风向变化有规律，风力也比较稳定，可以当作一种动力资源来研究和利用。

值得重视的是，我国除山地以外，高原和盆地边缘也可以出现与山谷风类似的风：风向风速有明显的日变化。出现在青藏高原边缘的山谷风，特别是与四川盆地相邻的地区，对青藏高原边缘一带的天气有着很大的影响。在水汽充足的条件下，白天在山坡上空凝云致雨，夜间在盆地边缘造成降水。?大气科学超话 【睡前科普——冷涡】冷涡是指存在于中、高纬度地区对流层中、上层的冷性的闭合低压环流系统，全年各月季均可出现。
大型冷涡水平尺度可达1000km以上，系统深厚，在700百帕上开始明显，在500百帕上最清楚。它的形成多数是由于高空西风槽不断加深，最后槽的南部为暖空气切断所致。这种冷气团与“母体”分离的冷涡，就是切断低压。

云雨天气多在它的东南方。小型冷涡水平尺度约500km，厚度2-3km。如高原涡、西南涡、东北冷涡等。 春、夏季节出现在我国东北和蒙古地区的冷涡常给我国北方地区带来大风、冰雹、暴雨、雷电等强对流天气。由于它的影响范围大而且往往会持续数天，因此所造成的灾害特别严重。

高空冷涡可从数千米的对流层中部一直垂直伸展到10公里的高空，冷涡中的空气柱处于上冷下暖的不稳定状态。所以，常会产生阵雨、雷阵雨甚至雷雨大风或冰雹等不稳定天气，有时，强烈发展的冷涡也会造成较大范围的暴雨天气。由于冷涡后部（西侧）不断有小股冷空气南下，又因冷涡移动比较缓慢，因此，在受高空冷涡影响的区域内将造成连续数天的阵性降雨天气。

东亚地区的高空冷涡常形成于贝加尔湖附近，然后经蒙古国，我国内蒙古和东北地区缓慢东移，常根据其所处地理位置而称为蒙古冷涡、华北冷涡和东北冷涡等，其中以东北冷涡最为著名。

冷涡举例——东北冷涡:我国东北是北半球切断低压三大频发区（南欧、北美、东北亚）之一。东北冷涡作为东亚大气环流的重要天气系统，对东亚天气气候有重要影响，是造成东北地区低温冷害、持续阴雨洪涝、突发性强对流等灾害性天气的重要天气系统。同时，对我国华北、华中、华东的天气也有直接影响。

东北冷涡的老家在北纬35度-60度，东经115度-145度范围内，生成后也集中在东北地区及其附近上空活动。它是从地面到6000米上空的一个冷性气柱，在500百帕天气图上至少能分析出一条闭合等高线，并有冷中心或明显冷槽配合。这个冷性气柱呈逆时针方向且不断旋转，在它旋转的过程中，会有一股股冷空气“甩”出来，产生降水。

由于东北冷涡是个深厚的天气系统，移动缓慢，维持时间比较长，其影响一般为3-5天，甚至更长。俗话说，“东北冷涡性无常”，在东北冷涡的影响下，可能出现低温、连阴雨、冰雹和雷雨大风等强对流天气，造成灾害。 东北冷涡一年四季都可能出现，但夏季出现的几率要明显大于冬季。东北冷涡活动的最大密集带从4月份开始逐渐向南移动，6月份达到最南端，冷涡也达到其活动的最强盛期。

东北冷涡的气候效应——专家研究发现，梅雨期降水量和东北冷涡存在显著的相关关系，东北冷涡越强，梅雨量很可能偏多，东北冷涡越弱，梅雨量很可能偏少。因为在东北冷涡强年，冷涡能够引导北方“干冷”空气南侵，与低层强盛西南暖湿气流在梅雨区北缘交汇，形成“上干下湿”的不稳定层结，在上升运动的触发下，导致梅雨量偏多，而东北冷涡弱年情况正好相反。所以，频繁的东北冷涡活动具有显著的“气候效应”，这种“气候效应”既影响东北地区对流层低层的月平均气温,也影响东亚地区梅雨。

东北冷涡为何易导致局地暴雨—— 由于冷涡是从对流层中高层延伸到低层的冷性涡旋，气团属性相对均一，若没有其他系统的配合不会带来大范围的强降水，但由于东北冷涡高空温度比较低，当低层有加热时（如暖平流、太阳辐射）则会导致层结不稳定，常常发生强对流，产生冰雹、雷暴、局地暴雨等天气。另外，东北冷涡的准静止性，可使这类天气反复发生。 不均匀地形有利于中尺度系统的产生和发展:地形抬升、纬向次级环流和小股弱冷空气共同作用是大暴雨产生的重要原因。

特定的环流形势和充沛水汽条件能够产生区域性暴雨:虽然冷涡暴雨更多的表现为局地强对流天气，但是如果西太平洋副热带高压北进后,低纬天气系统对西风带低值系统降水产生加强作用,同时有充沛的水汽输送，则能够产生区域性大暴雨，冷涡长时间维持则可能出现大范围洪涝，例如1998年松嫩流域大洪水。
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汉阳兵工厂

17楼 汉阳兵工厂说：
谢谢楼主的科普文
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杨柳

18楼 杨柳说：
?大气科学超话 【睡前科普——华西秋雨】每年秋季，我国的华西地区都会迎来连绵降雨，最早8月下旬就会到来，最晚11月下旬结束。这种极具规律出现在华西地区的经常性降水天气，就是我们常说的华西秋雨。这是我国华西地区一种特有的秋季多雨的天气现象，主要出现在四川、重庆、云南、贵州等地，当然，甘肃东南部、陕西南部、湖北西部和湖南西北部也是可能出现华西秋雨的。

华西秋雨的主要降雨时段是出现在9、10两个月。“华西秋雨”的主要特点是雨日多，而另一个特点是以绵绵细雨为主，所以雨日虽多，但雨量却不很大，一般要比夏季少，强度也弱。

平均来讲，华西秋雨的降雨量一般多于春季，仅次于夏季，在水文上则表现为显著的秋汛。秋雨的年际变化较大，有的年份不明显，有的年份则阴雨连绵，持续时间长达一月之久。

华西秋雨是四川盆地的一个显著的气候特色。四川盆地，秋季平均每月的雨日数，大约在13-20天左右，即平均每三天有一天半到两天有雨，较同时期我国其他地区明显为多，但盆地里秋季降水的强度在一年四季里是最小的，也就是说，秋季降水以小雨为主，是典型的绵绵秋雨。

华西秋雨天气的形成无疑是冷暖空气相互作用的结果。每年进入9月以后，华西地区在5500米上空处在西北太平洋副热带高压和伊朗高压之间的低气压区内。西北太平洋副热带高压西侧或西北侧的西南气流将南海和印度洋上的暖湿空气源源不断地输送到这一带地区，使这一带地区具备了比较丰沛的水汽条件。同时随着冷空气不断从高原北侧东移或从我国东部地区向西部地区倒灌，冷暖空气在我国西部地区频频交汇，于是便形成了华西秋雨。

秋季频繁南下的冷空气与滞留在该地区的暖湿空气相遇，使锋面活动加剧而产生较长时间的阴雨，平均来讲，降雨量一般多于春季，仅次于夏季，在水文上则表现为显著的秋汛。当冷空气势力较强时，冷暖空气交汇比较激烈，降雨强度也会随之加大，同样也可造成严重的洪涝灾害。

此外，夜雨率高也是华西秋雨的一个重要特点。唐代诗人李商隐的《夜雨寄北》更是留下了千古绝句：“君问归期未有期，巴山夜雨涨秋池。何当共剪西窗烛，却话巴山夜雨时。” 揭示了华西可观的夜雨率。气象资料显示，华西秋雨现象期间，华西各地区的夜雨量占总雨量的60%至70% 左右，这主要受当地气候和地形的影响。

首先，受副热带高压影响的西部地区正好是四川盆地的巴山一带，西南部的暖湿气流与西风带的冷空气相遇，但云贵高原会对南下的冷空气起到一定的阻碍作用，形成准静止锋。在准静止锋滞留期间，锋面降水集中出现在夜间和清晨，夜雨率也就相应增加了。

除此之外，因为四川盆地地势较低，周围群山环绕，日照时间较短，所以吸收的太阳辐射较少。到了晚上，周围山上冷空气随之下沉，盆地内的暖空气随之上升，在冷暖空气的作用下，盆地云层的上下部之间便形成了温差，导致大气层结构不稳定，夜雨的频率因此增多。

对农业来说，华西秋雨有利也有弊。一方面，夜雨是一种非常宝贵的农业资源，尤其对于日照时间较少的四川盆地，夜间下雨白天晴不仅不会影响当地的日照时长，而且白天的高气温有利于农作物进行光合作用，夜雨导致气温下降，昼夜温差大，又有利于干物质的积累。

另一方面，秋天正是农作物播种栽种的季节，长时间的阴雨绵绵导致气温下降，不利于农作物的生长，还可能导致成熟的秋粮发芽霉变；同时，还会导致不成熟的农作物生长期延长，从而遭受冻害，秋季收成也就大打折扣。蔬菜水果同样会受到秋雨的影响，长时间的光照不足将导致果实甜度不足，颜色暗淡，从而影响果蔬的品质。因此，在秋雨多发的地区，应尽量选择种植中早熟的农作物品种，并及时进行采摘和晾晒。?大气科学超话 【睡前科普——城市风】城市风是指由于城市热岛效应和街道狭谷效应共同作用所形成的大城市所特有的风。现代大、中城市中，因为工业生产和居民生活燃烧释放出大量热量、大气污染物集中以及城市建筑材料和结构的特点等原因，造成城乡间的热岛环流，使得风从周围乡村吹向城市，在系统风微弱的夜间尤为明显。

它对城市风场、对流性天气、降水和干湿分布都有影响，形成市区许多特有的气候特征，并可把郊区工厂排出的大气污染物汇集到市区而使浓度增高。此外，在两侧高楼林立的街道，也可由于屋顶与“狭谷”内受热情况的差异而形成小尺度的“街道风”环流。

当大气环流微弱时，由于城市热岛的存在，引起空气在城市上升，在郊区下沉，在城市与郊区之间形成了小型的热力环境，由此形成的风称为城市风。由于城市风的出现，城区口排出的污染物随上升气流而笼罩在城市上空，并从高空流向郊区，到郊区后下沉，下沉气流又从近地面流向城市中心。

城市风如何形成——①:城市建筑物聚集，高低大小不等，风流动时增加了阻力，因而城市风速一般来说比郊外小；城市减小风速。例如，我国最大城市上海，据多年平均气象资料记载，上海市区年平均风速都在3米/秒以下，其中风速最小的杨浦区和徐汇区仅为2.3-2.4米/秒。而近郊8县一般都在3-4米/秒之间，远郊的祟明、南汇更大于4米/秒。

但具体说来城市减小风速的数值还因风速大小而有不同：大风减小得多而小风减小得少。例如，北京气象台八里庄旧址80年代末期四周开始出现高楼群，结果使风级较高的大风日数大大减少，而风级较低的大风日数则减少不多。气流流经城市，除了风速减小以外，风向也会有所变化。这是因为城区中风速减小时，气流受到的地转偏向力也同时减小，因而会使气流微向左偏。

②:因为城市粗糙的下垫面好比地形复杂的山区一般，街道中以及两幢大楼之间，就像山区中的风口，流线密集，风速加大，可以在本无大风的情况下制造出局地大风来。还有，据风洞实验，在一幢高层建筑物的周围也能出现大风区，即高楼前的涡游流区和绕大楼两侧的角流区。这些地方风速都要比平地风速大30％左右。

这是因为风速是随高度的升高而迅速增大的当高空大风在高层建筑上部受阻而被迫急转直下时，也把高空大风的动量带了下来。如果高楼底层有风道（通楼后），则这个风道口处附近的风速可比平地风速大2倍左右。也就是说，当环境风速为6米/秒时，这时风道附近就可达到18米/秒，也就是8级大风了。城市中因大风刮倒楼顶广告牌，掉下伤人的事件很多，其中不少是因建筑物造成的局地大风。

③:城市还有它自己特有的风系-城市热岛环流。这是因为城市热岛中气流不断上升，从周围农村来的气流便不断流向城市补充。因为它们来自乡村，正像来自北方的风称为北风一样，这种城市热岛环流的地面部分被称为“乡村风”。乡村风的风速一般只有1-2米/秒。上海是个特大城市，只要没有较大的风，而城市热岛又很明显（晴天）时，热岛环流也是很明显的。

例如，据气象资料记载，1980年12月7日上海的热岛很强，此时市区北部的宝钢和闵行在500米以下都吹偏北风，市区南部的龙华从地面到600米都是偏南风，即向市中心辐合。但在高空，宝钢、闵行在700米高度处开始转为南风，龙华则从900米高度开始变为北风，即形成了一个低层向市中心辐合，而高层从市中心向外辐散的完整热岛环流圈。

从安放在市中心的气温自记仪器的自记纸上，常常可以发现气温变化曲线在夜间有一个个好似冷锋过境似的气温陡降现象。这就是冷凉的乡村风入侵城市的见证。从这里也可以知道城市热岛环流不是连续均匀地流动的，而是有明显的阵性。
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杨柳

19楼 杨柳说：
?大气科学超话 【睡前科普——尘卷风】尘卷风是由于地面局部增热不均匀而形成的一种特殊的旋转对流运动，在尘卷风形成的过程中，外围空气通过贴近地面的薄层被地面加热后流向中心部位，外围空气的旋转能量在中心部位得到加强形成尘卷风，尘卷风是一种正常的灾害性天气，其高度一般在20米左右。

出现时间——尘卷风和龙卷风是两种不同的灾害天气，其影响范围和威力都要比龙卷风小得多。尘卷风多出现在夏季午后，太阳辐射特别强烈的时候。强烈的太阳辐射使得地面形成局部小低压，周围空气从高压流向低压，形成旋风。

尘卷风一般不会造成很大的自然灾害，但有时很强烈的尘卷风还是可以带来较小的灾害。而龙卷风则是一种强烈的、小范围的空气涡旋，是在极不稳定天气下由空气强烈对流运动而产生的，一般会由雷暴云底伸展至地面，呈漏斗状，风力可达12级以上，最大可达100米每秒以上，一般伴有雷雨，有时也伴有冰雹。

尘卷风一般发生在晴好天气里，日晒充足、地表干燥，在地表加热不均时，在近地面气层中产生的一种尺度很小的旋风，可以把尘土和一些细小的物体卷扬到空中，形成一个小尘柱。夏日常见的午后小旋风就属于尘卷风。

特点——尘卷风其旋转能量是热泡原来具有的旋转能量的局部集中和一部分势能转化而形成的，其旋转方向是由热对流泡的初始旋转方向所决定。在成熟阶段,尘卷风的详细结构可以粗略地分为4个区域--地面附近的气流汇聚区域、柱状的涡核区域、旋风与地面作用形成的转角风区域以及涡核外部的外围气流区域。

转角区域可以细分为两个子区域——外围的方位角风区域（在该区域，上升气流运动方向与轴线之间有一定的夹角，称为方位角）和中心的下沉停滞气流区域。尘卷风中心的低压和急速的上升气流可使大量沙尘扬起，不同直径的沙尘颗粒在尘卷风的作用下运动轨迹不同，因此卷起不同大小沙尘的尘卷风的外形也是不同的。

与龙卷风的区别——龙卷风是云层中雷暴的产物，往往是在极不稳定的天气状况下由空气强烈对流运动而产生的，伴有雷电、大风、暴雨等，其风力有可能达到12级以上，影响范围小则几百米多则几公里，时间持续可长达十几分钟到几小时，明显的漏斗状云是它的标志。

而尘卷风是指地面受局部强烈增温，在近地面气层中产生的一种尺度很小的旋风，直径通常仅几米，持续时间只有几分钟，以卷起地面沙尘和轻小物体形成旋转的尘柱为特征。

尘卷风一般出现在陆地，多见于草地、沙漠等地方，范围通常很小，破坏力有限。大部分的尘卷风规模很小，在地上卷着树叶和沙尘转上几圈，之后就消失得无影无踪。其实，在夏季的白天，尘卷风的发生概率并不低。尤其在干燥的北方地区，这属于正常天气现象。

而龙卷风是大气中最强烈的漩涡现象，常发生于夏季的雷雨天气，尤以下午至傍晚最为多见，影响范围虽小，但破坏力极大。龙卷风经过之处，常会发生拔起大树、掀翻车辆、摧毁建筑物等现象，它往往使成片庄稼、成万株果木瞬间被毁，令交通中断，房屋倒塌，人畜生命和经济遭受损失。?大气科学超话 【睡前科普——暖锋】是指暖气团主动向冷气团方向移动的峰，暖气团沿冷气团徐徐爬升。暖气团通常伴随多云和降雨天气。因为暖锋移动的速度比冷锋慢，所以可能形成连续性降水或雾。暖风过境后，暖气团占据了原来冷气团的位置，气温上升、气压下降、天气转晴。在中国暖锋常出现于气旋中心的东侧，而且多与冷锋成对出现，暖锋过境时一般除伴有阴雨外，气压也降低，气温将升高。

冷暖气团在移动过程中相遇，会形成一个交界面——锋面，锋面与地面相交的线为锋线，锋面与锋线统称为“锋”。因锋面两侧的温度、湿度、气压、风等天气要素都有明显的差异，所以锋面附近常出现复杂的多变的天气状况。按冷暖气团势力的强弱，把锋分为冷锋和暖锋，它们之间的差异明显。

前进方向不同——冷暖气团相遇时势力的强弱造就了它们前进方向的不同，冷锋为冷气团主动向暖气团前进，暖气团被迫爬升，前进方向与冷气团前进方向一致，而暖锋正好相反，由于暖气团势力强，锋面前进方向与暖气团一致。 代表符号不同 ——冷锋为β三角箭头指同冷气团前进方向。暖锋为半圆箭头指向暖气团前进方向

锋面坡度不同 ——冷锋中由于冷气团势力强劲，推动锋面快速移动，其上的暖气团剧烈抬升，然面坡度大，而暖锋中暖气团缓慢爬升冷气团之上，推动锋面移动速度慢，故锋面坡度较小。

天气变化不同 ——冷锋过境时，常出现刮风、阴天、雨、雪等天气，过境后冷气团取代了暖气团的位置，气温降低，气压升高。天气转晴；“一场秋雨一场寒”，而暖锋过境时，常出现连续性降水的天气，过境后，冷气团的位置被暖气团取代，气温升高，大气压下降，天气转阴，“一场春雨一声暖”。

降水区范围不同——冷锋降水在锋线之后，降水区域比较狭窄（锋后雨）， 暖锋降水在锋线之前，降水区域比较宽广（锋前雨） 。降水特点不同 ——冷锋因移动速度快，强度大，历时短。 暖锋因移动速度慢，强度小，历时长。

暖锋天气模式——暖空气沿锋面缓慢滑升，达到凝结高度后会形成一系列层状云系和大面积降水。锋线附近冷气团内形成层积云和碎层云。暖锋进入某地最先出现卷云，气压开始下降，依次有卷层云、高层云、雨层云侵入天空。

在高层云向雨层云过渡时，伴有碎雨云，产生连续性降水，气压降低很快，风力渐增。地面锋线逼近时，降水更强，能见度变坏，风速显著加大，气压下降更快。 当锋线过境时，则风向由东南急转为西南，气压变化趋于平缓，气温升高，降水减弱、停止。

暖锋云系——层结稳定的暖空气在锋面上缓慢滑升，绝热冷却而形成卷云，卷层云，高层云、雨层云，排列规则，通常称为暖锋云系，云底大体与锋面斜度符合，云顶近于水平。离锋线最远的卷云和卷层云，厚度最薄，由冰晶组成；中部为高层云，厚度逐渐增厚，顶部多为冰晶组成，主体部分为冰晶和过冷却水滴共同组成；靠近锋线的雨层云的厚度最大，其顶部由冰晶组成，中部为过冷却水和冰晶组成，下部由水滴组成。?大气科学超话 【睡前科普——地形雨】地形雨是世界降水形式中的三大降水方式之一。地形雨因为发生在地形的阻挡作用当中而得名。地形雨是湿润气流遇到山脉等高地阻挡时被迫抬升而气温降低形成的降水。当潮湿的气团前进时，遇到高山等地形阻挡，气流被迫缓慢抬升，引起绝热降温，发生凝结，形成云层，随着不断升高，云汽凝结达到饱和而形成的降雨，人们称之为地形雨。

地形雨多降在迎风面的山坡上，背风坡面则因空气下沉引起绝热增温，反使云量消减，降雨减少，即人们据说的焚风效应。地形雨对改变局部小气候有重要影响作用。另外，由于地形雨对地形区两面坡的不同影响，而导致人们对它们的利用开发也不尽相同，导致人文景观呈现明显差异。

世界典型地形雨雨区——地形雨常随着地形高度增高而增加。地形雨如不与对流雨或气旋雨结合，雨势一般不会很强。 在世界上，最多雨的地方，常常发生在山地的迎风坡，称为雨坡；背风坡降水量很少，成为干坡或称为“雨影”地区。如挪威斯堪的那维亚山地西坡迎风，降水量达1000-2000毫米，背风坡只有300毫米。

又如，我国台湾山脉的北、东、南都迎风，降水都比较多，年降雨量2000毫米以上，台北火烧寮达8408毫米，成为我国降水量最多的地方。一到西侧就成为雨影地区，降水量减少到1000毫米左右，夏威夷群岛的考爱岛迎风坡年降水量12040毫米，成为世界年降雨量最多的地方。印度的乞拉朋齐年降水量11418毫米，也是因为位于喜马拉雅山南麓的缘故。

地形雨对植被影响——地形雨对所在地形区的贡献在于对迎风坡产生丰富的降水，从而为植被的生长提供丰富的水源，往往导致迎风坡植被茂盛。由于有了丰富的水源保证，相当的动物资源也很多。比如，我国的长白山区，迎风坡的植被和动物情况与背风坡的情形完全是两个世界。

地形雨对气候的影响——迎风坡上不同的海拔高度降水也有差异。山麓和山顶地带降水少些，因山麓地带气流抬升不够，成云致雨少些，山顶部分空气湿度已经大大降低，云雨少些，山体的中部降水最多。因而导致气候呈现出垂直变化。例如我国的长白山地南侧山坡从山脚到山顶呈现温带到寒带的景观过渡情形，就与地形雨的垂直影响有关。

地形雨对天气的影响——由于湿润气流的浸润性质属性，导致迎风坡气温的日较差和年较差比背风坡的小。因迎风坡多云雾雨天气，白天大气对太阳辐射的削弱作用强，气温不会过度升高，夜晚大气对地面的保温作用强，气温不会过度降低。背风坡反之。

地形雨对人文景观影响——迎风坡由于降水，气温等自然条件优越，因而人口、城镇分布密些，经济发达些。背风坡正好呈现相反的情形。因为背风坡相对干燥，植被较少，更为严重的情形是典型的荒漠区，无法适应和满足人们的生产和生活需要。因而背风坡相对比较荒凉。

另外，如果地形区是海岛山，则略有不同了。因背风坡盛行下沉气流，难成云致雨，降水少。同时大气对太阳辐射的削弱作用弱，太阳辐射强，且大气干燥，蒸发强。正好是海滨盐场的良好地方。同时背风坡海岸还可以作为海上船只的避风港。
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杨柳

20楼 杨柳说：
?大气科学超话 【睡前科普——冷锋】指冷气团主动向暖气团移动形成的锋称为冷锋。冷锋是我国最常见的一种锋，它可以活动于我国各地。但由于冷锋和高空槽的配置，移动快慢等不同，冷锋附近云和降水的分布也有明显的差别，有的主要出现在锋后；有的则主要出现在锋前。

锋面在移动过程中，冷气团起主导作用，推动锋面向暖气团一侧移动。冷锋就是大家常常提到的冷空气前锋，它是南下冷空气的先头部队，是影响我国的最常见的天气系统，冬半年尤甚。

冬季每隔几天就有一股冷空气从我国的西北、华北侵入内陆。冷锋过境时，会伴有偏北风加大，气压升高和温度减低等现象，有时会造成雨雪天气，夏季甚至会造成暴雨，一般情况下冷风过境以后，当地将转受冷高压控制，天气变得晴朗。

冷锋的天气状况大体可分为两种类型:①——冷锋移动较慢，坡度也较小，处于空中700hpa槽前，通常称为第一型冷锋。这一类型的冷锋，由于冷气团一方面向前移动，使得锋前的暖气团一方面向前移动，一方面被迫沿锋面向上滑行，在水汽条件充分时，便在锋上产生了云系和降水。

由于这类冷锋处于高空中槽前，利于空气的上升运动，在锋面未到时，暖气团并非碧空无云，随著冷锋的来临，空气中常先有卷云，卷层云，云层随锋线的接近而逐渐加厚，锋线过时为雨层云，雨区宽度约150-200公里。

②——冷锋移动较快，坡度较大，处于低空中700hpa槽后或槽线附近，常称为第二型冷锋。这类冷锋上面冷平流较强，气流下沉，仅地面锋线附近暖空气被抬升，但锋面坡度大，有较强的气流上升运动。其冬，夏天气状况有明显的不同，夏季暖气团比较湿润，本来就不稳定，加上上空强烈的冷平流，变得更加不稳定。

故锋线附近常形成强烈的积雨云，排列在锋线附近，像一座云堤，冷锋来临时，出现雷暴和阵性降水，但降雨区仅数十公里。冬季，锋前的暖空气位于槽前，气流上升形成卷云，卷层云，高层云，雨层云，在地面锋线附近，有不宽的连续性降水区。降水停止后，常出现大风，人们也称这种锋为乾冷锋。

由于冷锋移动速度有快有慢，因此当冷锋移动较慢时，暖空气上升会较慢且平稳，因此较易出现层状云，同时降雨也较缓和；当冷锋移动较快时，由于暖空气会被冷空气快速抬升，因此往往容易造成浓厚的积雨云，同时下起雷电交加的大风雨。

冷锋过境前——气温较高、天气晴朗、气压较低。过境时——大风、降温、阴雨。冷锋过后——气温下降-气压先降后升-锋后会出现降水-天气转晴。锋面在移动过程中，若暖气团起主导作用，推动锋面向冷空气一侧移动，这种锋面称为暖锋。在中国暖锋常出现于气旋中心的东侧，而且多与冷锋成对出现，暖锋过境时一般除伴有阴雨外，气压也降低，气温将升高。

移动快、坡度大的冷锋。锋后冷空气移动速度远较暖气团为快，它冲击暖气团并迫使产生强烈上升。而在高层，因暖气团移速大于冷空气，出现暖空气沿锋面下滑现象，由于这种锋面处于高空槽后或槽线附近，更加强了锋线附近的上升运动和高空锋区上的下沉运动。夏季，在这种冷锋的地面锋线附近，一般会产生强烈发展的积雨云，出现雷暴、甚至冰雹、飑线等对流性不稳定天气。

而高层锋面上，则往往没有云形成。所以快行冷锋云系呈现出沿着锋线排列的狭长的积状云带，好似一道宽度约有十公里，高达十多公里的云堤。在地面锋线前方也常常出现高层云、高积云、积云。这种冷锋过境时，往往乌云翻滚，狂风大作，电闪雷鸣，大雨倾盆，气象要素发生剧变。

快行冷锋历时短暂，锋线过后，天空豁然晴朗。在冬季，由于暖气团湿度较小，气温不可能发展成强烈不稳定天气，只在锋线前方出现卷云、卷层云、高层云、雨层云等云系。当水汽充足时，地面锋线附近可能有很厚、很低的云层，和宽度不大的连续性降水。

地面锋过境后，云层很快消失，风速增大，并常出现大风。在干旱的季节，空气湿度小，地面干燥、裸露，还会有沙暴天气。这种冷锋天气多出现在我国北方的冬、春季节。?大气科学超话 【气象科普——温带气旋】温带气旋，又称为“温带低气压”或“锋面气旋”，是活跃在温带中高纬度地区的一种近似椭圆型的斜压性气旋。温带气旋伴随着锋面而出现，同一锋面上有时会接连形成2-5个温带气旋，自西向东依次移动前进，称为“气旋族”。温带气旋从生成，发展到消亡整个生命史一般为2-6天。

取温带气旋最外围一条闭合等压线的平均直径作为温带气旋水平范围。气旋的平均尺度约1000km左右，大的可有2000-3000km，小的只有200-300km。温带气旋的强度一般用其中心气压值来表示。气旋中心气压越低，气旋越强。地面气旋的中心气压值一般在970-1010百帕之间。地面反气旋气压一般在1020-1030百帕之间。就平均情况而言，温带气旋的强度随季节有所变化，一般冬季比夏季强。海上温带气旋比陆地强。

由于东亚南北两支锋区的存在及地形的影响，使东亚气旋多发生在南北两个地区，而其生成过程又与典型模式略有不同。蒙古气旋可作为北方气旋的典型，江淮气旋可作为南方气旋的典型，黄河气旋介于两者之间。蒙古气旋一年四季均可出现，但以春秋季为最多。

从地面形势看，其形成过程大致可分三类：暖区低压上、冷锋进人暖倒槽和低压区生成北方气旋，以暖区新生类出现次数最多。一般气旋所具有的天气现象都可以在蒙古气旋中出现，其中比较突出的是大风。发展较强的蒙古气旋，在其任何部位，都可以出现大风。

江淮气旋一年四季皆可形成，但以春季和初夏较多。其形成过程大致可分为两类：静止锋上的波动和倒槽锋生气旋。黄河气旋介于蒙古气旋和江淮气旋之间，形成于黄河流域，其生成的形势，与江淮气旋类似。东移的黄河气旋一般不易发展，当其向东北方移动进入东北时，可以得到发展。另外，在太行山背风侧的华北平原，日本海和巴尔喀什湖附近是气旋发生频数较多的地区。

拓展延伸——在东经110度以西、北纬40度以南，由于青藏高原的存在，大部分地区并无气旋发生。这是因为当对流层中下层西风经过青藏高原时，分为两支，北支在北纬40度以北甘肃一带形成高压或贝加尔湖高压脊。南支西风经高原南侧形成孟加拉湾低槽，槽前西南气流往北侵袭我国。

两支气流在东经110度以东汇合，四川盆地成为高原东侧的死水区，故这一带没有地面气旋生成。但在南支气流的北侧，我国的西南地区，低层常形成一个个低涡，即西南涡，西南涡东移到东经110度以东时，成为诱导地面气旋生成的一个重要原因。

对流层低层、高原北边缘有时接连出现由西往东偏南方向移动的闭合小高压，其直径约为几百到几千米，通常把这种高压称为兰州高压。这些高压是形成江淮切变线的系统之一。江淮切变线经常伴有地面静止锋，在条件合适时亦可能有地面气旋波生成。?大气科学超话 【睡前科普——回南天】回南天是一种天气返潮现象，一般出现在春季的二三月份，“回南天”出现时，空气湿度接近饱和，墙壁甚至地面都会“冒水”。而浓雾则是“回南天”的最具特色的表象。据统计，回南现象严重时可使能见度降至50米。在回南天气中，一些物品或食品很容易受潮，进而霉变腐烂，因此，要适当采取相应的防潮措施。

回南天多出现于华南地区。华南属于典型的海洋性亚热带季风气候，因此每当每年3月至4月时，从南中国海吹来的南风带着和暖而潮湿的空气，与从中国大陆北部来的寒冷气流相遇，形成静止锋，使华南地区的天气阴晴不定、非常潮湿，间中有微雨或大雾。

形成条件——一般说来，回南天的形成需要两个条件:1.有长时间的低温，日平均气象低于12℃至少要持续3天以上。2.有天气突变，长时间低温后要突然变得暖湿。发生回南天的时候，湿度有时高达100%。

回南天跟海雾产生的原理很相似。温暖潮湿的海洋气流，从较暖海面流向经过较凉的海面，空气中的水汽遇冷凝结成雾滴，在空中积聚便形成雾。如果气流经过的海面温差大，则成雾的机会亦较大。

同样地，受冬季寒冷天气影响，墙壁和地板的表里都冷了。如果这时温暖潮湿的空气流过墙壁和地板，空气中的水份遇冷凝结成水滴，附在墙壁和地板上，便好像是墙壁和地板渗出水来了。在夏天，纵然有潮湿的海洋气流，但墙壁和地板的表里不够冷，墙壁和地板还是不会出水。

防范方法——防潮的最重要时段是每天的早晨和晚上关闭窗户，尤其是关闭朝南和东南的窗户。这两段时间的空气湿度较午间更高，若不及时关上门窗，水汽将严重渗透至家居的每个角落。另外，如果觉得门窗紧闭令室内空气无法流通，可在中午时短时间开窗通风。

专用于防潮除湿的干燥剂。最常见的是吸湿盒和除湿包两种类型。以吸水树脂和木炭为制作原料的除湿包则比较适合放置于空间较小的位置，比如衣柜、鞋柜等密闭的空间可以挂一袋除湿包以驱逐湿气。

在转吹北风时打开门窗。80%以上的回南天是由于冷空气南下而消失的。如果天气预报说有冷空气南下时，当地风向转为偏北，就可以放心大开门窗通风了。

安装电地暖用的发热电缆，其实最好是在铺地砖前铺上电地暖发热电缆。这样天气潮湿的时候可以把水分蒸发，还你一个舒适，干爽的居住环境，防止墙纸，柜子，电器发霉生锈，起到杀菌的作用。冬天还可以用来取暖，比空调舒适。又环保，节能，时尚。

防潮除湿还可以借助科技手段，动员家中一切有除湿作用的电器来降低室内的空气湿度。如今，一般家庭使用的空调都有除湿的功能。不过，用空调来调节室内空气湿度的方式见效较慢，一般需要两三个钟头，而且会使室内的人感到寒冷。

若不满意空调的除湿效果，不妨到商场购买专用的除湿机，见效较快但耗电也相对较大。此外，冬天人们用于取暖的暖风机也可以在一定程度上缓解室内湿润的状况，只是暖风机的有效辐射范围小，无法起到立竿见影的除湿效果。
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