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

34楼 杨柳说：
好了，目前全部的气象科普已经发布完毕，请阅读。
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杨柳

33楼 杨柳说：
?大气科学超话 【气压场科普】受这可恶的疫情影响，博主已经5天没出门了，天天宅在家很无聊，再加上今天的天气情况比较平静，该下雨的下雨，该放晴的放晴，没啥细说的，还不如多给大家做做气象科普。今天给朋友们科普一下气压场吧。

气压分类:（1）低气压：由闭合等压线构成的，中心气压比周围低，形如盆地。
（2）低压槽(Trough)：由低压向外延伸出来的狭长区域，或由一组未闭合的等压线向气压较高的一方凸出的部分称为低压槽，简称槽，类似山谷。

（3）高气压：由闭合等压线构成的，中心气压比周围高的区域，形如山丘。
（4）高压脊(Ridge)：由高压向外延伸出来的狭长区域，或由一组未闭合的等压线向气压较低的一方凸出的部分称为高压脊，简称脊，类似山脊。
（5）鞍型区(Col)：相对并相邻的两个高压和两个低压组成的中间区域，称为鞍型区，简称鞍。在鞍型区，气压梯度几乎等于零。

（6）两个低压之间的狭长区域称为高压带；两个高压之间的狭长地带称为低压带。
（7）在气象学中规定，垂直于等压线，沿气压减小的方向，单位距离内气压减小的数值称为水平气压梯度；水平气压梯度是一个矢量，其方向与等压线垂直，指向气压减小的一方。等压线弯曲较大处，水平气压梯度较小；而等压线较平直处，水平气压梯度较大。

（8）当水平温度分布不均匀时，温度高的地方单位气压高度差较大，因此上空等压面之间的距离增大；而温度低的地方单位气压高度差较小，因此上空各等压面之间的距离缩小。
（9）温压场对称的浅薄系统（冷高压、热低压）；温压场对称的深厚系统（热高压、冷低压）。

（10）温压场不对称的系统：高压中心轴线向暖区倾斜，低压中心轴线向冷区倾斜。在中、高纬度地区，温度场不对称的低压总是东暖西冷，不对称的高压总是东冷西暖，因此，在北半球高、低压中心轴线通常都是随高度分别向西南和西北倾斜。在南半球高、低压中心轴线通常都是随高度分别向西北和西南倾斜。?大气科学超话 【睡前科普——臭氧】臭氧是什么？空气中的氧，最基本的存在形式是氧原子（O），两个氧原子结合到一起就成了氧气（O2），三个氧原子结合到一起就成了臭氧（O3），所以臭氧并不是什么神秘或是特殊的东西，它就是氧的三种同素异形体之一，从存在形式上可以理解为氧气的不同形态，或是多了一个氧原子的氧气。

一般来讲，臭氧主要分布在对流层和平流层，在这两个不同的层面上，臭氧形成的机理有所不同，其造成的危害也有所差别。平流层臭氧是如何形成的，它有什么重要作用

当大气中的氧气分子受到短波紫外线照射时，一部分氧气分子会分解为氧原子，氧原子的不稳定属性让它很容易与周围的分子发生反应，如与氢气（H2）反应就生成了水（H2O），与氧气（O2）反应就生成了臭氧（O3）。当臭氧形成以后，由于其比重比氧气大（多了一个氧原子），因此会逐渐下降。

在下降的过程中，由于温度不断升高（绝大多数情况下，气温随高度升高而降低，越接近地面温度越高），再加上长波辐射的作用，一部分臭氧（O3）又重新还原为氧（O）和氧气（O2）。

在大气层中一定的高度（一般是20-25千米），氧气和臭氧会达到一个动态平衡，从而形成一个比较稳定的臭氧分布层，这一大气层中的臭氧含量约占高空大气层中臭氧含量的90％，而其他10％的臭氧分布在更高的25-50千米，我们一般把臭氧含量较高的20-50千米的大气层称为臭氧层。

造成臭氧层空洞最主要的原因是氟氯碳化合物（CFCs，俗称氟利昂，空调制冷剂）和含溴化合物哈龙（Halons，灭火剂原料）与臭氧发生反应，破坏臭氧层。

人类释放的CFCs和Halons分子都比空气分子重，但由于这些物质在对流层是化学惰性和稳定的，基本无法通过化学反应消除，可以存在很长时间。在这段时间里，这些物质通过扩散，基本会在全球范围内的对流层达到一种均匀分布的状态，而对流层顶的高度各个地方并不相同，并且会随着纬度和季节的变化而发生变化。一般来讲，赤道附近最高（约18千米），两极附近最低（约8千米），在两者之间的副热带地区会产生不连续现象，从而形成对流层顶缺口。

在这个缺口处，上下层的空气混合运动非常强烈，CFCs和Halons便会通过这种方式进入平流层，风又将它们从低纬度地区向高纬度地区输送，在平流层内混合均匀。平流层接收到强烈的紫外线照射使CFCs和Halons本来稳定的化学性质变得活跃，其分子会发生解离，从而释放出高活性的、原子态的氯和溴的自由基，它们很容易与臭氧分子发生化学反应，从而破坏臭氧层。

非常可怕的是，根据估算，一个氯原子自由基可以破坏104-105个臭氧分子，而一个溴原子自由基对臭氧分子的破坏能力是氯原子的30～60倍，而且两者同时存在时，其对臭氧分子的破坏力呈指数级增加。所以即使进入大气中的CFCs和Halons量很少，也会对臭氧层产生巨大的破坏力。

太阳光中存在对生物生存有害的紫外线，而在一般情况下，作为地球的“保护伞”和“防护罩”，平流层中的臭氧几乎吸收了所有对生物有害的紫外线，所以如果臭氧层被破坏，将会严重影响大气环境及人类和其他生物的生存。对人类来说，过度的阳光照射会引起皮肤病，过量的紫外线照射被认为是导致白内障的主要原因，免疫系统也会因为照射过多的紫外线而出现问题。紫外线的增强还会导致农作物减产，影响植物的光合作用等。

对流层臭氧是如何形成的，有哪些危害？对流层臭氧和平流层臭氧的形成机理有所不同。在对流层中，人类活动排放的氮氧化合物、非甲烷总烃（NMHC，通常是指除甲烷以外的所有可挥发的碳氢化合物）和一氧化碳（CO）等污染物，经光化学反应可以在低层大气中产生二次污染物臭氧（O3），并进一步引发城市光化学的二次污染。

随着工业的发展和人类活动的不断增强，氮氧化合物、非甲烷总烃和一氧化碳这些能够通过反应，在对流层中生成臭氧的物质的排放量会越来越多，从而导致对流层臭氧对人类环境和人体健康影响越来越大。

对流层臭氧对人体健康的影响主要体现在对呼吸道的强烈刺激，损害肺功能，对有支气管疾病和哮喘的人尤其明显；暴露在一定浓度的臭氧环境下的植物叶片在很短的时间内就会出现点彩状和青铜色伤斑；臭氧对衣物、建筑材料等物质也会有破坏作用，如使纺织物褪色，加速橡胶和塑料的老化。

除了对人体和生物健康的威胁和影响外，臭氧作为对流层大气中非常重要的氧化剂之一，能够直接或间接地参与几乎所有的大气光化学过程，比如可以促进二氧化硫（SO2）的氧化过程，从而间接地催生酸雨污染；比如可以促进细微颗粒物的生成和长大，造成气溶胶颗粒物污染。

1995年起，联合国大会把每年的9月16日作为国际保护臭氧日。2007年9月召开的议定书第19次缔约方大会达成了“在2030年之前全球范围内彻底停止生产和使用主要消耗臭氧层物质”的协定，这对进一步保护对流层臭氧，避免造成更大范围的臭氧层空洞具有非常重要的现实意义。?大气科学超话 【睡前科普——温室效应】温室效应是指透射阳光的密闭空间由于与外界缺乏热交换而形成的保温效应，就是太阳短波辐射可以透过大气射入地面，而地面增暖后放出的长波辐射却被大气中的二氧化碳等物质所吸收，从而产生大气变暖的效应。大气中的二氧化碳就像一层厚厚的玻璃，使地球变成了一个大暖房。据估计，如果没有大气，地表平均温度就会下降到-23℃，而实际地表平均温度为15℃，这就是说温室效应使地表温度提高38℃。

大气能使太阳短波辐射到达地面，但地表向外放出的长波热辐天然气燃烧产生的二氧化碳，远远超过了过去的水平。而另一方面，由于对森林乱砍乱伐，大量农田建成城市和工厂，破坏了植被，减少了将二氧化碳转化为有机物的条件。再加上地表水域逐渐缩小，降水量大大降低，减少了吸收溶解二氧化碳的条件，破坏了二氧化碳生成与转化的动态平衡，就使大气中的二氧化碳含量逐年增加。

在空气中，氮和氧所占的比例是最高的，它们都可以透过可见光与红外辐射。但是二氧化碳就不行，它不能透过红外辐射。所以二氧化碳可以防止地表热量辐射到太空中，具有调节地球气温的功能。如果没有二氧化碳，地球的年平均气温会比目前降低20℃。但是，二氧化碳含量过高，就会使地球仿佛捂在一口锅里，温度逐渐升高，就形成“温室效应”。形成温室效应的气体，除二氧化碳外，还有其他气体。其中二氧化碳约占75％、氯氟代烷约占15%-20％，此外还有甲烷、一氧化氮等30多种。

如果二氧化碳含量比现在增加一倍，全球气温将升高3-5 ℃，两极地区可能升高10℃，气候将明显变暖。气温升高，将导致某些地区雨量增加，某些地区出现干旱，飓风力量增强，出现频率也将提高，自然灾害加剧。更令人担忧的是，由于气温升高，将使两极地区冰川融化，海平面升高，许多沿海城市、岛屿或低洼地区将面临海水上涨的威胁，甚至被海水吞没。20世纪60年代末，非洲下撒哈拉牧区曾发生持续6年的干旱。由于缺少粮食和牧草，牲畜被宰杀，饥饿致死者超过150万人。

这是“温室效应” 给人类带来灾害的典型事例。因此，必须有效地控制二氧化碳含量增加，控制人口增长，科学使用燃料，加强植树造林，绿化大地，防止温室效应给全球带来的巨大灾难。

科学家预测，今后大气中二氧化碳每增加1倍，全球平均气温将上升1.5-4.5℃，而两极地区的气温升幅要比平均值高3倍左右。因此，气温升高不可避免地使极地冰层部分融解，引起海平面上升。海平面上升对人类社会的影响是十分严重的。如果海平面升高1m，直接受影响的土地约5×106 平方千米，人口约10亿，耕地约占世界耕地总量的1/3。

一部分沿海城市可能要迁入内地，大部分沿海平原将发生盐渍化或沼泽化，不适于粮食生产。同时，对江河中下游地带也将造成灾害。当海水入侵后，会造成江水水位抬高，泥沙淤积加速，洪水威胁加剧，使江河下游的环境急剧恶化。温室效应和全球气候变暖已经引起了世界各国的普遍关注，减少二氧化碳的排放已经成为大势所趋。
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杨柳

32楼 杨柳说：
?大气科学超话 【气象科普——什么是下沉气流】我们在地理和气象上都听说过下沉气流，比如焚风效应，高压反气旋内部盛行下沉气流、台风外侧的下沉增温（被网友们戏称为“吹空调外机”）等等。那究竟什么是下沉气流呢？接下来具体来说:

定义——大气层结不稳定引起的对流，对流运动发生过程中，有和周围环境大气发生热量、动量、质量（含水汽）的交换，因而改变了环境大气的状态。在大气主要表现为高压地带气流和低压地带气流相互循环流动，促使地球环境干湿变化四季交替。

分类:①积云外下沉气流——积云的对流环流是由云内上升气流和云外下沉气流组成的，上升空气从不稳定层结中获取能量，这些能量不全用于加强上升运动，还有一部分用于维持下沉气流。云外补充下沉气流是上升气流的一种阻力。普通积云对流的云外下沉运动的出现，使对流运动的发展受到不利的影响。

在中低纬度，对流云附近和云块之间的晴空，有一明显的干下沉气流区，一般来说，在云的中上部，云外的下沉气流速度约为云内主要上升气流速度的20%-50%，在紧邻上升空气边界的地方，下沉气流最强，离开上升气流而逐渐减弱。一般认为下沉空气绝热压缩会导致对流云周围的晴空区中出现异常增温。

对流云中上升气流和对流云外下沉气流的循环说明，在对流云周围可以有更大范围的晴空下沉气流存在，并且这一过程所引起的低层水汽辐合，也是促使对流云群进一步维持加强的机制。

②强风暴中的下沉气流——强风暴天气系统的中尺度环流有一个明显的特征：中尺度环流的准二维剖面上是一支有边界层开始倾斜上升直到对流层顶的暖湿气流，另一支中控干冷空气的下沉气流。这支干冷的下沉气流与云中饱和空气混合后，使云中雨滴蒸发冷却，有蒸发冷却的下沉气流具有维持强风暴系统的作用，有可能使强对流组织化，因而常观测到新的对流单体在下沉气流前方形成。普通积云对流的云外下沉气流和强风暴中的下沉气流对对流运动的发展起着不同的作用。?大气科学超话 【气旋-反气旋科普】气旋也可叫低压气旋，气旋中心气压值低于四周，气旋底层气流辐合上升，高层辐散。低压气旋由于低空气流作辐合抬升运动常形成云雨天气。

北半球低压气旋呈逆时针旋转，南半球反之。北半球气旋东部吹偏南风，西部吹偏北风，南半球反之。

比较典型的低压气旋比如夏季常登陆我国的台风（热带气旋），常给我国西南和江淮地区带来暴雨的西南低涡和江淮气旋，常在夏季给我国东北地区带来雷阵雨的东北冷涡等。

而反气旋亦可叫高压反气旋，其性质跟低压气旋截然不同。高压反气旋中心气压值高于四周。北半球高压反气旋顺时针旋转，南半球反之。高压反气旋东部吹偏北风，西部吹偏南风，南半球反之。

高压反气旋底层气流向水平方向辐散，垂直方向盛行下沉气流，气流在下降过程中不断受热，导致水汽不易凝结，因此在高压反气旋控制的地区常形成晴朗天气。

而高压反气旋在冬夏季节的特点则完全不一样。冬季由于陆地降温比海洋快，因此常在高纬度陆地形成冷高压，比如蒙古-西伯利亚冷高压就是东亚冷空气的主要源地，冷高压中心气压值越高冷空气实力就越强，易形成寒潮天气！

而夏季由于海洋升温比陆地慢，因此海洋上常形成高压反气旋，比如夏季常导致我国中东部地区高温和伏旱的西太平洋副热带高压。

但需注意的是，在副热带高压西侧常常是低层暖湿气流输送和辐合上升运动区，常制造雷阵雨天气，并且副高推动我国锋面雨带季节性移动，对我国的天气有着重要影响！
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杨柳

31楼 杨柳说：
?大气科学超话 #科学科普#【太阳入射角与地球温度的关系】决定地球温度高低差异，根源是到达地表的太阳辐射量。我们眼见的事实，中午太阳高度角大，影子短，日出日落时，太阳高度角低，影子长。这说明太阳高度角由大变小时，从直射变斜射时，光散布的面积变大了，这意味着同样的光照在单位面积分布的热量就少了。

而且如果光是斜射，经过大气层的路径会长，大气对太阳辐射的衰减作用就更多，到达地表的辐射就更少了。因此太阳高度角是影响太阳光照的一个很重要因素，远比日地距离变化影响大。实际生活经验，北半球夏至时即使是在远日点（日地距离大），但因为太阳直射北半球，高度角高，因此气温高于冬至时的近日点。

计算公式——到达地表的直接太阳辐射量=太阳常数×(日地平均距离/日地距离)的平方 ×sinh×大气透明系数，其中h为太阳高度角。因为太阳常数相对固定，日地平均距离和日地距离比值也变化较小，太阳高度角的正弦函数，可以从0-1变化，因此这一项影响会比日地距离影响大。?大气科学超话 #科学科普#【为何夏季体感温度比实际气温更高】在炎炎夏日，往往朋友们会觉得自己的身上很热，但看天气预报，气温似乎又没这么热，这是为什么了？关于这个问题，应该和光照（热辐射的传热）、湿度和风（体表的散热）有关系。另外我们还得知道，天气预报中的气温≠实际体感温度。

我们得先明白传热有三个基本的方式——热传导、热对流、热辐射。在接触面上，通过分子运动，相对高温物体会把热量传导给相对低温物体，这就是热传导，最常见就是冬天手里的暖宝，把热量手把手传过来。对于热传导，两个物体的温差越大，传热就越快，反之就慢。

回到这问题，当夏季气温较高，30多度，接近体表温度时，体表向空气传热过程会变慢。此外人的散热和汗液蒸发有关，当湿度小、风大的时候，体表汗液蒸发速度快，散热就会更快一些，相反当夏季气温较高，湿度较大，风速小的时候，散热就慢，因此会感觉热。

另一个就是光照的加热，这个属于热辐射——不用接触，采用电磁波的方式将热能向外散发的传热方式。夏季晴朗时，太阳光直接打在皮肤上，通过热辐射，就会被加热，感觉会比气温高——因为太阳加热大气，过程更多，热量损失多。

首先热辐射加热了地表面，然后地表面通过热传导，加热紧贴地面的空气，之后紧贴地面的空气通过热对流方式，将热量传导给更高空的空气。因此，经过不断传递，距离地面一定距离的空气温度，因为热量被层层盘剥，就会相对低，不如光照直接打到皮肤上，感觉的那么热（晴朗的夏季午后，空气温度30℃时，地表温度一般都可以超过50℃）。?大气科学超话 #科学科普#【低涡科普】低涡是夏季影响我国重要的天气系统之一，夏季我国大部分暴雨天气都是由低涡系统引起。那么低涡究竟是什么东西？它是如何影响天气的，主要影响我国的低涡有哪些？下面就来分别科普一下。

低涡概念：低涡范围较小，一般只有几百千米。它存在和发展时，在地面图上可诱导出低压或使锋面气旋发展加强。低涡区内有较强的空气上升运动，为降水提供有利条件，如水汽充沛，大气又呈不稳定状态，则低涡常产生暴雨。

低涡形成后大多在原地减弱、消失，只引起源地和附近地区的天气变化。而有的低涡随低槽或高空引导气流东移，并不断得到加强和发展，雨区扩大，降水增强，往往形成暴雨，成为影响我国江淮流域甚至华北地区的天气系统。

低涡有两种：一种是尺度较小的短波系统，多存在离地面2-3公里的低空。如西南涡、西北涡、高原涡等，它们东移后，对我国东部广大地区降水都有影响。

另一种是尺度较大的长波系统，从低空到高空都有表现，是比较深厚的系统，如东北冷涡、华北冷涡等。受东北冷涡影响的地区，常出现强对流天气，如冰雹、暴雨等。

对我国天气影响较大的低涡可分为两类： 一类是在青藏高原特殊地形作用下产生的次天气尺度涡旋， 如产生于四川西南部的西南涡和青海湖附近的西北涡；另一类是从高空西风槽中切断出来的冷性涡旋。如华北冷涡及东北冷涡。

西南涡直径一般在300-500公里左右。 由于高原南缘的地形曲率及边界层内的摩擦作用。 在高原东南部有利于气旋性涡旋形成。 同时在青藏高原的热力影响以及高原东侧西风气流的背风坡作用下使得气旋性涡旋加强。西南涡的形成与发展还与一定的环流型式有关。其源地集中在青藏高原东南部、 高原中部及四川盆地三个地区， 以高原东南部出现最多。

西南涡在全年各月都能出现， 以5-6月最多， 4月和9月次之， 但各年的差别很大。 西南涡形成后只有一半左右能够移出和发展， 其移动受高层气流的引导， 一般沿切变线或辐合带方向移动。路径以自西向东或自西南向东北最多，西南涡的结构和性质与温带气旋有明显不同， 西南涡的低空辐合及上升运动常位于低涡的东南部。

云系结构东西方向不对称。 西南涡在源地时，可产生阴雨天气，但范围不大；若发展东移并与低槽冷锋或切变线等相结合时， 往往出现暴雨甚至大暴雨天气。

西北涡的源地多在柴达木盆地， 其次为青海东南部、 甘肃南部和四川北部等地区。西北涡常生成于高空槽前，形成时绝大多数是暖性的， 1-2天后便自行消失。 冷空气从西北方向侵入低涡时才能发展东移， 其移动方向与中高层西风槽的活动有关。

西北涡是我国北方地区夏季降雨的重要天气系统之一。 西北地区年降雨量远比其他地区为少。 但当有低涡经过时， 也可造成暴雨甚至大暴雨。

华北及东北冷涡一般在700百帕以上才有明显表现， 在300百帕上最强，它们的水平和垂直范围比西南涡、 西北涡要大些。 在我国春末夏初常有冷涡活动， 东北地区以5、 6月间最为常见， 东北冷涡一般可维持3天以上， 有时长达6-7天。 在低涡中可以产生强烈的对流天气，往往带来冰雹、暴雨及阴雨等灾害性天气。
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杨柳

30楼 杨柳说：
?大气科学超话 【睡前科普——台风命名（上）】人们对台风的命名始于20世纪初，据说，首次给台风命名的是20世纪早期的澳大利亚预报员克里门兰格，他把热带气旋取名为他不喜欢的政治人物。直到1997年11月25日至12月1日，在香港举行的世界气象组织（简称WMO）台风委员会第30次会议决定，西北太平洋和南海的热带气旋采用具有亚洲风格的名字命名，并决定从2000年1月1日起开始使用新的命名方法。

西北太平洋地区是世界上台风（热带气旋）活动最频繁的地区，每年登陆我国就有六、七个之多。台风的编号也就是热带气旋的编号。人们之所以要对热带气旋进行编号，一方面是因为一个热带气旋常持续一周以上，在大洋上同时可能出现几个热带气旋，有了序号，就不会混淆。另一方面是由于对热带气旋的命名、定义、分类方法以及对中心位置的测定，因不同国家、不同方法互有差异，即使同一个国家，在不同的气象台之间也不完全一样，因而，常常引起各种误会，造成了使用上的混乱。

在有国际统一的命名规则以前，有关国家和地区对出没这里的热带风暴叫法不一，同一台风往往有几个称呼。我国按其发生的区域和时间先后进行四码编号，前两位为年份，后两位为顺序号。设在日本东京的世界气象组织属下的亚太区域专业气象台的台风中心，则以进入东经180度、赤道以北的先后顺序编号。美国关岛海军联合台风警报中心则用英美国家的人名命名，国际传媒在报道中也常用关岛的命名。还有一些国家或地区对影响本区的台风自行取名。

台风命名法——国际上统一的命名方法是由台风周边国家和地区共同事先制定的一个命名表，然后按顺序年复一年地循环重复使用。命名表共有140个名字，分别由WMO所属的亚太地区的柬埔寨、中国、朝鲜、 香港、日本、老挝、澳门、马来西亚、密克罗尼西亚、菲律宾、韩国、泰国、美国以及越南14个成员国和地区提供，以便于各国人民防台抗灾、加强国际区域合作。

这套由14个成员提出的140个台风名称中，每个国家和地区提出10个名字。中国提出的10个是：龙王、（孙）悟空、玉兔、海燕、风神、海神、杜鹃、电母、海马和海棠。

按每个成员国英文名称的字母顺序依次排列。按顺序循环使用。即西北太平洋和南海热带气旋命名表。同时。保留原有热带气旋的编号。 具体而言，每个名字不超过9个字母；容易发音；在各成员语言中没有不好的意义；不会给各成员带来任何困难；不是商业机构的名字；选取的名字应得到全体成员的认可，如有任何一成员反对，这个名称就不能用作台风命名。

有趣的是，目前所使用的西太平洋台风的名称依然很少有灾难的含义，大多具有文雅、和平之意，如茉莉、玫瑰、珍珠、莲花、彩云等等，似乎与台风灾害不大协调。

如果某个热带气旋给台风委员会成员造成了特别严重的损失，该成员可申请将该热带气旋使用的名字从命名表中删去，并将该热带气旋使用的名字永远命名给该热带气旋，其它热带气旋（台风）不再使用这个名字。这样，就必须要补充一个新名字加入命名表。?大气科学超话 【睡前科普——风暴潮】风暴潮或称暴潮是由热带气旋、温带气旋、冷锋的强风作用和气压骤变等强烈的天气系统引起的海面异常升降现象，又称“风暴增水”、“风暴海啸”、“气象海啸”或“风潮”。在中国历史文献中又多称为“海溢”、“海侵”、“海啸”，及“大海潮”等，把风暴潮灾害称为“潮灾”。

风暴潮的空间范围一般由几十公里至上千公里，时间尺度或周期为1-100小时，介于地震海啸和低频天文潮波之间。但有时风暴潮影响区域随大气扰动因子的移动而移动，因而有时一次风暴潮过程可影响一两千千米的海岸区域，影响时间多达数天之久。

成因——风暴潮是发生在海洋沿岸的一种严重自然灾害，这种灾害主要是由大风和高潮水位共同引起的，使局部地区猛烈增水，酿成重大灾害。风暴潮会使受到影响的海区的潮位大大地超过正常潮位。如果风暴潮恰好与影响海区天文潮位高潮相重叠，就会使水位暴涨，海水涌进内陆。风暴潮的高度与台风或低气压中心气压低于外围的气压差成正比，中心气压每降低1百帕，海面约上升1厘米。

风暴潮能否成灾，在很大程度上取决于其最大风暴潮位是否与天文潮高潮相叠，尤其是与天文大潮期的高潮相叠。当然，也取决于受灾地区的地理位置、海岸形状、岸上及海底地形，尤其是滨海地区的社会及经济（承灾体）情况。如果最大风暴潮位恰与天文大潮的高潮相叠，则会导致发生特大潮灾。当然，如果风暴潮位非常高，虽然未遇天文大潮或高潮，也会造成严重潮灾。

形成条件——形成风暴潮一般有三个条件: 一是有利的地形，即海岸线或海湾地形呈喇叭口状，海滩平缓，使海浪直抵湾顶，不易向四周扩散。

二是持续的刮向岸的大风，由于强风或气压骤变等强烈的天气系统对海面作用，导致海水急剧升降。

三是逢农历初一、十五的天文大潮，它是形成风暴潮的主体。当天文大潮与持续的向岸大风遭遇时，就形成了破坏性的风暴潮。

分类——国内外学者较多按照诱发风暴潮的大气扰动特性，把风暴潮分为由热带气旋所引起的台风风暴潮（或称热带风暴风暴潮，在北美称为飓风风暴潮，在印度洋沿岸称为热带气旋风暴潮）和由温带气旋等温带天气系统所引起的温带风暴潮两大类。

台风风暴潮——多见于夏秋季节。其特点是：来势猛、速度快、强度大、破坏力强。凡是有台风影响的海洋国家、沿海地区均有台风风暴潮发生。温带风暴潮——多发生于春秋季节，夏季也时有发生。其特点是: 增水过程比较平缓，增水高度低于台风风暴潮。主要发生在中纬度沿海地区，以欧洲北海沿岸、美国东海岸以及中国北方海区沿岸为多。

等级——依国内外风暴潮专家的意见，一般把风暴潮灾害划分为四个等级，即特大潮灾、严重潮灾、较大潮灾和轻度潮灾。

易发地区——全球有8个热带气旋（即台风或飓风）多发区，位于温带气旋附近的地区也都容易受到风暴潮的侵袭。西北太平洋是台风最易生成的海区，全球台风有1/3左右是发生在这个海区，强度也是最大的；中国大陆位于太平洋西岸，是台风和气旋活动的频繁地区。

因此，中国也是世界上多风暴潮的国家和地区之一，中国风暴潮的高度一般为1米，最大有数米。从历史资料看，几乎每隔三四年就会发生一次特大的风暴潮灾。北美的墨西哥湾、印度洋的孟加拉湾沿岸、大西洋北海沿岸以及日本南岸的风暴潮是世界著称的。?大气科学超话 【睡前科普——低空急流】存在于对流层下部（600百帕层以下）距地面1000-4000米的一支低空的强风带，称为急流， 在北半球风向偏南。 中心风速一般大于12米/秒，最大可达30米/秒。20世纪50年代初,在北美落基山东侧首次发现，以后在东亚及西欧等地又陆续观测到。其中以落基山的低空急流最为强大而稳定。

低空急流与暴雨、飑线、龙卷风、雷暴等剧烈天气有密切关系。为了与对流层上部（400hpa层面以上）的（高空）急流区分，因此用低空急流与之相对。定义标准——日常天气分析中，常用700及850百帕等压层面代表对流层中低层面。在这两个层面上，极大风速≥25kt（在国内的定义则是12m/s）的强风速带，可以认为是低空急流。

特征——低空急流的流程长短不一，长的可达数千公里,短的仅有数百公里,北半球的低空急流一般为偏南或西南气流，出现在副热带高压的西侧或北侧边缘。当有台风在副热带高压西南侧发生和发展时，也可出现东南向的低空急流。

低空急流的风速，有明显的超地转特征，即实际风速大于地转风速，一般超过20％，在强风速中心附近往往超过一倍以上。低空急流区域水平温度分布比较均匀。低空急流的左侧为主要上升运动区，右侧为下沉运动区，在急流附近构成一铅直环流。落基山低空急流的强度还具有明显的日变化，清晨最强，下午最弱。

形成——一般认为，落基山低空急流的形成和地形有关。从大西洋上副热带高压南侧吹来的低空偏东气流，受墨西哥高原的阻挡而折向,沿落基山东侧向北运动,再因科里奥利力随纬度的变化，遂形成落基山低压急流。索马里低空急流的形成与此类似，是越赤道气流受东非高原及科里奥利力的共同作用使气流偏转而成的。

东亚低空急流则常是在副热带高压西侧或北侧有低压槽、切变线或低涡逼近时形成的。当产生暴雨后，急流左侧水汽凝结释放潜热，对低空急流也有加强作用。此外，在暴雨区由于对流使高空气流的动量下传，也能形成尺度较小的低空急流。

作用——低空急流的气流多来自热带洋面上，因此它往往起着输送低空大气的热量、水汽和动量的作用。当它将暖湿空气向北输送到较干较冷空气的下方时，就形成了对流性不稳定的层结，在低空急流左侧上升运动的触发下，容易产生暴雨、冰雹等对流性降水，甚至出现龙卷天气。

在中国，发现台风登陆后出现的持续性暴雨，也多和东南风低空急流不断输送水汽有关。中国和日本的暴雨大都出现在低空急流轴线左侧 200公里之内。低空急流的下方及右侧暴雨极少。北美中西部的夜雷雨、冰雹都和低空急流有关系。在20世纪60年代末期发现的北非东岸的越赤道气流，也是低空急流的一种，它同印度季风的强弱有密切的关系。低空急流除和夏季强降水有关外，和冬季的强降水也有密切的关联。

与暴雨的关系——两者是相互促进的正反馈的关系。低空急流的存在，有利于暴雨的发生；暴雨的发生又促进了急流的形成和维持。低空急流为暴雨区提供水汽的水平输送。另外，在急流左侧湿舌（因上次暴雨所形成）的前部，上空有较大的湿度平流，使这里低空湿度迅速增加，造成大气层上干下湿，形成对流不稳定。又由于暴雨区上空潜热释放增温，前方产生温度梯度，从而产生暖平流的上升运动，使对流不稳定的气层抬升。不稳定能量的释放，产生了更强烈的上升运动和低层的辐合。

这样一来，新的暴雨区在上次暴雨区的前方生成，并在新的暴雨区中形成新的湿度中心和低层辐合中心。低层辐合所对应的地转偏差，又促使了低空急流的加强和维持；低空急流的维持又促使更新的暴雨区在新的暴雨区前生成，如此正反馈，直到暴雨发生的条件消失时（如有大范围下沉运动出现，或水汽来源被切断），暴雨消失，低空急流随之减弱消失。 暴雨常产生于低空急流的左前方。

举例——西南低空急流的形成:西北太平洋副高西北边缘的西南气流中，在低层右侧为副高辐散区，左侧常为切变线或低涡的辐合区。这种散度场的布局，促使空气由高压区流向低压区，产生地转偏差。若在切变线和低涡上有暴雨产生，则暴雨低层的强烈辐合，使由高压流向低压的气流加速运动；另一方面，暴雨区中有大量潜热释放，使空气柱增暖而低层减压，造成暴雨与副高之间的气压梯度加大，促成西南低空急流形成。

华南低空急流——主要有两类，①:副高增强及其西侧低值系统发展，其主要特点是，副高稳定维持，甚至稍有加强西进。在其西侧的我国西南地区有热低压、低槽或切变线发展或移近华南地区。

4-6月，副高第一次北跳前，在其西侧往往有较强的暖平流。当西南地区处于高空槽前时，在暖平流和正涡度平流的作用下，低空容易出现低涡或低槽等低值系统，使气压梯度加大，风速加大，从而形成低空急流。进而，低空急流与逼近的南支槽配合，往往造成华南的暴雨甚至特大暴雨天气。

②:西南夏季风加强，在南海季风或热带季风爆发之后，华南上空低空急流的强弱常常与夏季风的变化有关。在季风加强时，强风中心会向北推进影响华南。
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杨柳

29楼 杨柳说：
?大气科学超话 #科学科普#【睡前科普——解析与台风相关的一些气象名词】①　何为“台风倒槽”？台风倒槽是天气图上的一种天气形势。一般来说，从等压线或流线场来看，台风是近似圆形的，没有一处特别凸出。台风登陆后，在其北部有时会出现明显的偏南风与偏北风切变，低压区会向北凸出。台风倒槽就是台风外区向北凸出的低压槽。但是，并不是每个台风都伴随这样的形势，台风倒槽主要出现在陆地和沿海，与地形、远距离的冷空气有关。

台风带来的暴雨常常集中在这种倒槽附近，因为台风倒槽也是一个狭窄的辐合带，就如平时我们所说的切变线、锋面，此处空气上升运动比较强。台风本身水汽就很充足，倒槽附近辐合比周围强，暴雨往往集中于此。

②台风中心气压和亮温意味着什么？若台风中心气压下降快，说明台风增强、发展得比较快。一般来说，台风较弱或没有台风时，海平面气压相对较高，而且比较均匀。当出现台风时，台风中心气压相对周围而言是最低的，中心气压也可表示台风的强度。

在衡量台风强度的指标中，风力比较容易理解，公众对以中心气压表示台风强度的直观感受并不深。单从气压的角度来说，较低的气压对环境和人们的日常生活不会造成太大影响。实际上，最后造成较大影响的还是与风力有关。

风力的大小和气压有很大关系：台风中心气压越低，和台风边缘的气压差值也越大，而风是从气压较高处向较低处运动，就好像水从高处流向低处一样，高低差越大，水流越快。因此台风中心气压越低，意味着在台风范围内气压梯度越大，相应的风力也越大。

云顶亮温是气象卫星红外探测通道获取的云顶及无云或少云区地球表面的向外辐射，是生成云图的一种定量资料，反映了云顶的高度。亮温越低，云顶高度越高，这说明有很强的垂直运动将云顶上去，即对流活动旺盛，这间接反映了台风活动的强度。

③何为“回南风”？一般来说，在台风登陆前，受台风影响的沿海地区处于台风的前部，会先遭遇偏北风的影响；而在台风登陆后，受台风影响的沿海地区处于台风的后部，风向转为偏南风。该偏南风即为“回南风”。

台风时常光顾福建省，当地有“台风回南，风停见阳”的说法。这个说法在某些情况下比较准确，但并不是风向一转为南风，台风的影响就立刻结束。实际上，可能存在台风眼过境，随后带来很强的偏南风的情况。因此，“回南风”的持续时间不仅与台风的半径、尺度、强度有关，还取决于台风的移动速度、大气环境场等因素。?大气科学超话 #科学科普#【睡前科普——东风波】东风波是指热带地区低空信风和高空东风气流中由东向西移动的一种波状扰动，属热带天气系统，其具体表现为副热带高压偏向低纬一侧的东风气流在自东向西运动时，常存在的一个槽或气旋性曲率最大区，因其呈波状形式自东向西移动并活动在东风气流中，故泛称为东风波。

东风波所经过的地方一般伴有降水和坏天气，中国夏秋季东南沿海一带常受来自太平洋的东风波影响。东风波的发展，往往可促使台风的发生，它是热带地区研究得较早和较多的天气系统之一。

夏季，随着西太平洋副热带高压的北抬，并逐渐形成稳定的东西带状，在其南侧的东风气流中，常有一些天气尺度的波动西移，即东风波。东风波是副热带高压南侧东北信风带中的波动，在气压场上是一个东北-西南向的倒槽，槽前（西）为东北风，槽后（东）为东南风。波长一般为1000-2000公里，长者达4000-5000公里。东风波比较深厚，在500百帕以上对流层高层也很明显，移动速度约为21千米/小时。根据统计，东风波中约有25%可能发展成为台风。

地域特点——大西洋西部的东风波。大西洋西部对流层低层信风中的东风波，最早人们认为是在加勒比海地区发生的。1945年，有科学家首次总结出一个模型。这类东风波水平波长约2000-4000公里，平均以每小时20公里的速度向西移动，最大强度出现于700-500百帕等压面之间。波的轴线随高度向东倾斜，波轴后方的东南气流中，有低空气流辐合，而且有上升运动，常出现坏天气。

在波轴前方的东北气流中，有低空气流辐散，而且有下沉气流，天气晴朗。到60年代，通过卫星云图的分析，人们发现大西洋西部的东风波（如加勒比海东风波），有许多起源于非洲西部。西非的东风波在自东向西横越大西洋时，可以发展而产生飓风，也可改变结构。通过1974年大西洋热带试验的观测，发现西非东风波水平波长约2500公里，移速每天5-7个经度，一个波动经过一个地点约需经历3-4天。

西非东风波的最大气旋式涡度出现于650百帕的等压面上，在300百帕等压面以上，为反气旋式急流，其最大的涡度出现在200百帕等压面上。西非的东风波和加勒比海东风波不同，波轴随高度向西倾斜，最大上升气流经常出现于离波轴不远的前方（西侧）700百帕等压面上，上升速度平均约1-2厘米/秒，在上升气流区出现坏天气和降水。

西太平洋东风波——大多发生于西太平洋东部，平均波长约2000公里，每天约以7个经度的速度西移。这种东风波直接发展成台风的次数并不多，但当它向西移经热带辐合带北侧时，常促使热带辐合带内发生台风。根据1971年里德的研究结果，西太平洋东部的东风波向上可扩展到300百帕的高度，在850百帕高度上，经向风力最强，振幅为6米/秒。

在300百帕等压面以上，为反气旋式环流。最大上升运动发生于波槽附近，该处的低空气流辐合，在400百帕等压面以上辐散，波槽附近低空是冷性的（中心温度比周围低），在500百帕等压面以上，变为暖性。从卫星云图可以看到，东风波的云系常为倒逗点状涡旋云系。

在西太平洋东部地区，东风波波轴一般是随高度向东倾斜的。当它向西移到西太平洋西部时，波轴逐渐变为随高度向西倾斜，与此同时，坏天气区也随之移向波前。一般认为，这种变化主要是由基本气流铅直切变的变化而引起的。在东部地区，低空为东风,高空常为西风；而在西部地区，低空常为西风（或弱东风），高空为东风（或强东风）。

流层上部东风波——在低空季风盛行区（如西太平洋西部地区），经常发生一种只存在于高空东风气流中的东风波，一般在400-200百帕间最清楚。由于东风随高度加强，波轴一般也随高度向西倾斜。高空东风波产生的坏天气并不强烈，一般发生于波前。这类高空东风波可以影响中国华南及南海地区。

描述——在热带对流层中层或低层的东风带中，常常可以看到一些波状的天气系统自东向西移动，这些系统称为热带东风波。据分析，这种波动的最大振幅有时出现在对流层的高层，有时出现在对流层的低层。其起源可以是高层对流层的一个冷性低压或中纬度低槽向赤道方向伸展的反映，也可以是低纬度的气旋向极地方向发展引起的弯曲。

人们发现北半球夏季在大部分热带地区有东风波的活动，如西非、东大西洋、加勒比海、东太平洋、西太平洋、东南亚和印度等地区。东风波的波长平均为3000km，周期约为3至6天，其移动速度为18至43km/h。

夏季，当西太平洋地区的带状副热带高压脊线位于北纬30度至北纬35度时，在其南侧的北纬20度至北纬25度的东风气流中，有时可以看到东风波云系。它通常移向西南方向进入中国南海东北部，有时影响中国闽南和广东沿海，造成暴雨或大暴雨。较强的东风波具有较完整的螺旋云系，而较弱的东风波则只表现为一团小范围的云区。?大气科学超话 【睡前科普——地转偏向力】当物体相对与地球表面运动时会受到一个叫地转偏向力的力的影响而改变方向，但地转偏向力并不是一个真正的力，而是一种惯性力。地转偏向力对航天，航空来说是一种不可忽视的力，地转偏向力在极地最显著，向赤道方向逐渐减弱直到消失在赤道处，而且在日常生活中地转偏向力很小，是可以忽略不计的。

偏向力介绍——在实践中，从绝对空间的角度描述地球上的海水或大气的运动极为不便。而从与地球同步转动的空间的角度加以描述，则方便得多。因此，若将绝对空间的运动方程式改写成与地球同步运动的空间坐标系的运动方程式。在这一加速度作用下，单位质量的物体所受的力就叫作地球自转偏向力。

该偏向力与地球运动方向成直角，作用于地球上。2mvωsinφ称为科氏参数，是纬度的函数。在论述小规模运动时，可将其视为不变的常数。

公式——①: F=2mvⅹω（矢量式），其中F为科里奥利力（即地转偏向力)，v为物体的速度，ω为地球自转的角速度。注意: 公式中速度与角速度是矢量积。②: F=2mvⅹsingθ（数量式），其中F，v，ω同上，θ为物体未运动前所在的纬度。

产生原因——地转偏向力是由于地球自转而使地球表面运动物体受到与其运动方向相垂直的力。全称地球自转偏向力。地转偏向力不会改变地球表面运动物体的速率（速度的大小），但可以改变运动物体的方向。地转偏向力对季风环流、气团运行、气旋（台风）与反气旋（冷空气）的运移路径、洋流与河流的运动方向以及其它许多自然现象有着明显的影响，例如，北半球河流多有冲刷右岸的倾向，高纬度地区河流上浮运的木材多向右岸集中等。

由于除南北两极外，各纬度的角速度都一样，从北向南飞的时候，南边的圈大，即越向南纬线越长，所以线速度大，所以在北边的时候具有的一个小的线速度与南边的线速度相比就显的慢了，所以其就由于惯性表现出往右偏。向北也一样，由快的地方到慢的地方，速度“超前”了，前进方向上也就向右偏了。

对于导弹和风的影响——地转偏向力使北半球南方吹向北方的风向东偏转，北方吹向南方的风向西偏转 ，南半球则相反。导弹也是如此。对于洲际导弹此类超远程导弹而言，根据地转偏向力的大小和方向将发射方向精确调斜是没有多大意义的，最后导弹多少都会偏离目标，这时就需要卫星来调整导弹方向了。

台风的形成——如果我们从卫星云图上面看的话，所有在北半球的台风都是逆时针旋转的，这就是地转偏向力玩的把戏。台风结构的形成需要地转偏向力，所以台风一般只能形成在5纬度以上的地区，而通常不能形成于赤道附近。

对于洋流和气候的影响——地转偏向力对于洋流的影响和风类似，一般暖流的走向是从低纬度地区走向高纬度地区，而寒流的走向是从高纬度地区走向低纬度地区，暖流的走向除了会受到陆地的阻隔而改变以外，还会受到地转偏向力的影响使得北半球的洋流向东偏，寒流向西偏。例如英国坐落在大西洋的大概东北方的方向使得英国常年温暖湿润。
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杨柳

28楼 杨柳说：
?大气科学超话 #科学科普#【热带气旋结构硬科普】①风眼——风眼是位于热带气旋旋转中心（通常也为几何中心）的相对平静区域。风眼内可能无云或由低云和中云填充，是热带气旋近地面气压的最低点。风眼内的风速显著低于外围区域，通常不超过24km/h，很少或无雨，其内部盛行下沉气流，靠近眼墙的边缘区域为气旋性涡度的上升气流。风眼内部和上方大气的位势温度要高于其周围环境。

风眼尺寸的常见取值在50km左右，随高度升高而增长，且北半球热带气旋的风眼直径通常小于南半球热带气旋。风眼大小的极端的例子包括1960年台风卡门的370km和2005年飓风威尔玛的3.7km。热带气旋的强度对风眼直径敏感，给定相同的热力和动力学条件，风眼直径小的热带气旋具有更高的最大潜在强度。

随着热带气旋生命阶段的变化，风眼的几何特征会发生改变。快速增强的热带气旋拥有小、清晰且高度对称的风眼，有时被称为“针孔眼（pinhole eye）”、成熟期热带气旋拥有对称的圆形风眼，且风眼被连续的眼墙包围，即“闭合眼”。

处于消亡期或发展不完全的热带气旋具有不规则的风眼，例如眼墙不闭合、形态不对称或残片状的风眼。风眼的动态变化在热带气旋的业务天气预报中可作为参考 。

并非所有的热带气旋都具有成熟期的风眼（闭合眼），按1989至2008年大西洋海域热带气旋的气候统计，60%的飓风个体具有清晰的风眼，且风眼首次出现时，热带气旋中心最大风速的平均值为29.8 m/s，即处于强度略低于1类飓风的阶段。

②眼墙——眼墙是围绕热带气旋风眼形成的塔状直展云系（cumuliform cloud），高度可由海平面伸展至流层顶，对热带海域而言，该高度约为15km。眼墙内包含旺盛的对流活动并在对流层中层形成潜热释放。眼墙也是热带气旋内风速和单位降水率最大的区域，对眼墙的最大风速进行观测可以估计热带气旋的强度。

强度较高的发展期和成熟期热带气旋的眼墙可能包括主眼墙和次级眼墙两部分，该现象通常与眼墙置换有关 。当主眼墙内的对流活动达到一定强度时，靠近眼墙的主雨带内侧会有强对流活动发展并形成新的次级眼墙。次级眼墙会逐渐向风眼方向运动，对原先的眼墙进行置换。

眼墙置换期间，由于原先的眼墙由于脱离了有利于对流形成的区域，因此被孤立和削弱，而次级眼墙尚未发展完全，因此热带气旋会发生暂时性的强度下降。眼墙置换完成后，由新眼墙维持的热带气旋会再次增强。

③螺旋雨带——螺旋雨带是完全发展的成熟期热带气旋具有的结构，在本质上是热带气旋内除眼墙外所有对流系统的总和 。螺旋雨带随气旋中心按正涡度方向旋转，切向速度随高度升高而减小，其内部包含不连续的对流性降水。近地面受螺旋云雨带影响的区域可能出现阵性降水和强风等天气现象，因此在天气预报中，螺旋雨带定义了外围大风区和降水区的位置 。

热带气旋的螺旋雨带通常有“主雨带”、“次级雨带”和“外围雨带”之分。其中主雨带也被称为“内雨带”，是螺旋雨带的主体部分，在气旋的运动过程中几乎与眼墙相对静止，在一些研究中被认为是热带气旋本体和环境的分界。

次级雨带是围绕主雨带旋转的一组对流单体。外雨带可能沿气旋半径被逐步卷入主雨带中，也可能松散地组织在热带气旋周围。外围雨带是热带气旋最外侧的零星出现的对流系统的总和，在一些研究中也被称为“外围中尺度对流系统”。

螺旋雨带具有复杂的中尺度结构，按雷达回波的观测结论，在中低层水平面内，螺旋雨带内侧气流背离气旋中心吹向雨带，且强度随高度升高而增强。螺旋雨带低层是强辐合区，伴随有近地面的外部气流汇入。

辐合区的位置随高度偏离气旋中心且辐合强度随高度减弱，在对流层中上层转变为辐散。在沿气旋中心的剖面内，螺旋雨带包含二级垂直环流，其中上升气流位于雨带内侧（辐合区域）且随高度向外侧倾斜，并可能包含对流性强降水，下沉气流位于上升气流外侧，强度低于上升气流。

螺旋雨带中次级雨带的形成被认为由热带气旋内部涡旋罗斯贝波（vortex Rossby waves）的向外传播有关。螺旋雨带中主雨带的动力学机制尚未完全明确，数值模拟的结果表明，主雨带在确立后，会改变热带气旋的动力结构，并与眼墙的形成和置换有关。

④外围大风区——热带气旋外部，包括外围雨带的所在区域可观测到强风，其覆盖范围被通称为“外围大风区”，按诊断参量可由“强风半径”定义。强风半径是热带气旋的直接天气影响范围，通常与热带气旋本身一样呈现对称形态。在热带气旋登陆时，由于下垫面的影响，强风半径内的风速和其范围会发生变化。?大气科学超话 #科学科普#【睡前科普——冷涡、温带气旋和低空急流都是啥】听说有冷boss跟副高打起来了，这下我们要遭殃了，可能又得去看海了。冷涡——我是“冷性低涡”的简称。主要是指存在于中高纬地区对流层中、上层的冷性闭合低压环流系统，我中心附近的气温明显低于四周。我出现时，大气处于上冷下 暖的不稳定状态，云多为块状和条状，且缝隙大，十分美丽。

不过，真正准确形容我的词应该是: 高冷——我有一种霸道总裁范儿。有时我会南下与“副高”激战，一言不合就下暴雨。有研究表明，京津冀地区除短时强降雨外，强对流天气有一半以上都与我有关。北京地区与我有关的雷暴大风占总雷暴大风天气的近70%。

雷雨的三要素是水汽条件、不稳定层结和抬升条件。而我占了两条，即上冷下暖的不稳定层结和抬升条件，再从南海或者渤海来点水汽，打雷就是妥妥的了。我有时还会带上一帮兄弟姐妹，如冰雹、大风等。

我还有个特点就是手下的冷空气小弟众多，众小弟一股又一股地从北往南冲，这样我的生命史就比较长，一般在2到7天。另外，我移动缓慢，再加上我后部（西侧）不断有小股冷空气南下，受我影响的区域就会有连续数天的阵性降雨天气。

根据我所处的地理位置可以称呼我为蒙古冷涡、华北冷涡和东北冷涡等，其中以东北冷涡最为著名。当我出现在春夏季节的华北、东北上空时，对农牧业生产危害极大。我带来的低温会影响水稻、高粱、玉米、大豆等作物的春播或幼苗的生长发育，从而造成秋粮减产；同时，造成牧区的牧草不能及时返青，牛羊因饲料不足而掉膘。

当然，你也应该看到我“美好”的一面，比如，我过境会使天气变得凉爽，将雾-霾吹走；傍晚雨停后还能看见彩虹。

一年的雨，一天下完了。听说是温带气旋家族里的一个小子造的孽？温带气旋: 我又叫“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形的斜压性气旋。从结构上来看，我是一种冷心系统，即温带气旋的中心气压低于四周，且具有冷中心性质。从尺度上来看，我的尺度一般较热带气旋大，直径从几百公里到3000公里不等，平均直径为1000公里。

根据发源地的不同，有蒙古气旋、黄淮气旋、江淮气旋和东海气旋。我常伴随锋面出现，同一锋面上通常有2至5个我的兄弟，我们自西向东前进，称为“气旋族”。

我主要靠西风带提供的斜压来运行和加强，一年四季都可出现，陆地和海洋上均能生成。我从生成、发展到消亡，整个生命史一般为2到6天，大致分为初生、发展、锢囚、消亡四个阶段。其中，我在锢囚阶段发展至最盛时期。在此阶段，云雨范围最大，风力增大，天气变化最剧烈。

我是造成大范围天气变化的重要天气系统之一，对中高纬度地区的天气变化有重要影响。我常带来多风多雨天气，并伴有暴雨、暴雪或其他强对流天气，有时近地面最大风力可达10级以上。

一提到我，大家很容易联想到热带气旋——台风，那可是我们气旋家族里的“大明星”。我和他的相同点是，我们都是空气漩涡，都是低压系统。从卫星云图上看，我们外观还是有些像的，我有时也会有清晰的“风眼”，而且一样会带来风雨影响。但除此之外，我们在生成区域、尺度大小、带来的天气、影响区域等方面还是存在很多差异的。

暴雨、狂风、闪电，大树都被连根拔。这居然不是台风造成的？低空急流: 很抱歉给大伙儿造成困扰。我虽不是台风，却有胜似台风的本领。

我常来自于热带洋面上，我就像一个勤快的快递小哥，起着向低空大气输送热量、水汽和动量的作用，当我将暖湿空气向北输送到较干较冷空气的下方时，就形成了对流性不稳定结构，产生很强的上升运动，容易产生暴雨、冰雹等对流性降水，风力大时，可达到8级（20米/秒）以上，相当于热带风暴的近中心风力，有时甚至出现龙卷风天气。

我在华南地区一般为西南或偏南气流，多出现在副热带高压的西侧或北侧边缘。每年4月到6月，“副高”第一次北跳前，在其西侧往往有较强的暖平流，在一定的天气条件配合下，低空容易出现类似于漩涡的天气系统，如果再与南支槽配合，往往会造成华南地区暴雨甚至特大暴雨。我的强度具有明显的日变化，清晨最强，下午最弱。
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杨柳

27楼 杨柳说：
?大气科学超话 【睡前科普——为何夏季体感温度比实际气温更高】在炎炎夏日，往往朋友们会觉得自己的身上很热，但看天气预报，气温似乎又没这么热，这是为什么了？关于这个问题，应该和光照（热辐射的传热）、湿度和风（体表的散热）有关系。另外我们还得知道，天气预报中的气温≠实际体感温度。

我们得先明白传热有三个基本的方式——热传导、热对流、热辐射。在接触面上，通过分子运动，相对高温物体会把热量传导给相对低温物体，这就是热传导，最常见就是冬天手里的暖宝，把热量手把手传过来。对于热传导，两个物体的温差越大，传热就越快，反之就慢。

回到这问题，当夏季气温较高，30多度，接近体表温度时，体表向空气传热过程会变慢。此外人的散热和汗液蒸发有关，当湿度小、风大的时候，体表汗液蒸发速度快，散热就会更快一些，相反当夏季气温较高，湿度较大，风速小的时候，散热就慢，因此会感觉热。

另一个就是光照的加热，这个属于热辐射——不用接触，采用电磁波的方式将热能向外散发的传热方式。夏季晴朗时，太阳光直接打在皮肤上，通过热辐射，就会被加热，感觉会比气温高——因为太阳加热大气，过程更多，热量损失多。

首先热辐射加热了地表面，然后地表面通过热传导，加热紧贴地面的空气，之后紧贴地面的空气通过热对流方式，将热量传导给更高空的空气。因此，经过不断传递，距离地面一定距离的空气温度，因为热量被层层盘剥，就会相对低，不如光照直接打到皮肤上，感觉的那么热（晴朗的夏季午后，空气温度30℃时，地表温度一般都可以超过50℃）。?大气科学超话 【睡前科普——南北方的冬天有何不同】关于这个问题，不同的人可能有不同的看法，不过大多数人基本上都认同“北方干冷、南方湿冷”这个观点。北方的冬天，因为有暖气，屋里又热又干，通常需要加湿器来增湿，如果不摸些擦脸油，脸上和手的皮肤会干裂；但也因为空气湿度小，冬天洗的衣服，晾在有暖气的屋内，几个小时就干了，出门裹上厚衣服，就能保暖。

南方的冬天，如果是晴天，室外有时比室内还暖和；但如果是阴雨天，气温低于10℃时，体感是明显低于实际气温，穿很多衣服也基本没用（湿冷天气的魔法攻击，穿多少也能打穿）。在湿冷的天气下，冬天衣服一星期都干不了，而且还很容易长冻疮。

导致南北差异的根源还是冬季的环流形势。冬季东亚地区的平均场上，有个深厚的大槽，槽后西北气流把西伯利亚冷空气引导下来，西伯利亚冷空气对应的大陆极地气团，为干冷空气，使得北方气温低，空气干燥。但新疆因为有地中海黑海里海的水汽补充，在天山北麓迎风坡可以出现明显降雪。东北因为有日本海以及黄海水汽补充，也多雪。

西伯利亚冷空气南下过程中，因为地转偏向力作用，从西北风转为东北风，会携带一些东部海区的水汽，而且因为青藏高原的分支绕流作用，西风带在印度北侧-缅甸一带容易形成南支槽，槽前西南暖湿气流把孟加拉湾水汽向我国南方地区输送，和东北气流的冷空气相遇，在冷空气上滑升形成阴雨。这样就导致南方冬季相对湿冷。

但可能有人说，云南华南和川渝贵州江南差异很大，冬季晴多雨少气温高，这是为什么了？因为冷空气被山地挡住，除非冷空气很强才能翻过去，这样山地两侧往往出现巨大的差异，一侧晴朗温暖，另一侧阴冷潮湿。

这其实就是云贵准静止锋和华南准静止锋，在静止锋附近，有时可能只是相差100-200公里，但温差就可能相差20多度！川渝黔一带冬季很难放晴，而华南又很难下雪，故有“蜀犬吠日”和“粤犬吠雪”等成语。?大气科学超话 【睡前科普——西藏、新疆的水汽来自哪里】在解释这个问题前，让我们先了解一下什么是水汽输送。水汽输送主要有大气环流输送和涡动输送两种形式，并具有强烈的地区性特点和季节变化，时而环流输送为主，时而以涡动输送为主。

水汽输送主要集中于对流层的下半部，其中最大输送量出现在近地面层的850—900百帕左右的高度，由此向上或向下，水汽输送量均迅速减小，到500—400百帕以上的高度处，水汽的输送量已很小，以致可以忽略不计。

大气中的水分随着气流从一个地区输送到另一个地区或由低空输送到高空的现象。是水文循环的一个环节。水汽输送分为水平输送和垂直输送两种，前者主要把海洋上的水汽带到陆地，是水汽输送的主要形式。后者由空气的上升运动，把低层的水汽输送到高空，是成云致雨的重要原因。

现在让我们回到核心问题中去。西藏的降水，水汽主要来自于印度洋，而且大量水汽输送和降水主要集中于6-9月，此时正是西南季风最活跃的时候，不过因为青藏高原海拔高，大降水更多集中于高原南侧的印度-尼泊尔一侧（拉萨年降水量438.4毫米，一般不足500毫米，印度东北部乞拉朋齐年降水量有时可以超过1万毫米，是拉萨20倍以上）。

此外，冬春季的南支槽前西南气流，也可以将印度洋（主要阿拉伯海）水汽向高原输送，使得西藏南部出现明显降雪，比如与尼泊尔交界的聂拉木，冬春季的暴雪，一般和强烈发展的南支槽有关。另外，10-11月孟加拉湾有时有热带气旋发展并登陆北上，也会给我国西藏带来明显雨雪。

新疆的降水，水汽来源相对复杂，天山以北的新疆北部地区，主要来自大西洋（地中海/黑海）和北冰洋，天山以南的南疆地区，大西洋和印度洋水汽都有。通常冬半年（10月-4月）的西路冷空气，从大西洋进入欧洲后，再从地中海黑海携带水汽东移，途径里海也有所补充。

到新疆以后，因为天山阻挡，地形抬升，在伊宁-乌鲁木齐一线形成明显降水（雪），因此新疆伊犁的赛里木湖，也被称为大西洋的最后一滴眼泪。夏半年因为西风带北移，这个水汽通道很难到新疆，新疆夏季更多水汽从北冰洋而来。有时冬季南支槽强烈发展且偏西时，也可以把印度洋（阿拉伯海）的水汽输送到南疆一带。?大气科学超话 【睡前科普——卫星云图】卫星云图是由气象卫星自上而下观测到的地球上的云层覆盖和地表面特征的图像。目前接收的云图主要有红外云图、可见光云图及水汽云图等。利用卫星云图可以识别不同的天气系统，确定它们的位置，估计其强度和发展趋势，为天气分析和天气预报提供依据。在海洋、沙漠、高原等缺少气象观测台站的地区，卫星云图所提供的资料，弥补了常规探测资料的不足，对提高预报准确率起了重要作用。

通过卫星云图，我们还可以根据云的运动来反演风，这对海洋上缺少人工观测的地区来说很重要，由此可以作为数值预报初始场资料。另外卫星可以监测对流层中上层的水汽分布，沙尘，雾，霾，地面积雪等现象。此外根据云可以估算降雨，风云四号还增加闪电的监测。另外地面温度也可以大致反演出来。

简单说下云的监测，主要两大类，一个是可见光云图，好比卫星上装了单反照相机，咔咔给地球拍照，优点是拍出来实际的影像，能看清楚云的细节，比如纹理，表面凹凸等，缺点是天黑没太阳光以后就一片漆黑，一天平均有一半时间没法观测。

另一个是红外云图，优点是24小时不间断监测，因为是通过物体温度成像，类似夜视仪，不同温度的物体会发射不同波长的红外线，越是远离地面的云，温度越低，和地表温度差异越大，越容易被反演出来轮廓，但缺点是看不清云的细节结构（夜视仪上能看到人的形状但看不清楚面容，肌肉线条），而且对于特别靠近地面的低云有时和地面区分不好，有时被遗漏，或者隆冬季节有时把西伯利亚极其寒冷的冰雪地面也当做云反演出来，出现不存在的假云。

地表温度，也是同个原理反演出来的，但不如实际地面站观测准确，不过对于人烟稀少鲜有测站的地区来说，这个还是很有价值的。一般红外云图清楚，可见光云图也清楚的云，是向上对流伸展的积云，下方一般都有明显降雨。红外云图清楚，可见光云图不清楚，是比较薄的卷云（高云）。可见光很清楚，红外不清楚是一些比较低的层云，雨层云等（下方是连绵阴雨），冬季冷锋后部的长江流域很多见。?大气科学超话 【毛毛雨科普】我们所说的毛毛雨是指天气现象中的一种降水现象，由直径小于0.5 mm雨滴组成的稠密、细小而十分均匀的液态降水现象。从云中下降雨滴情况不易分辨，看上去似乎随气流飘浮在空中，缓缓下落。迎面有潮湿感，落在干地上不见湿斑，慢慢均匀湿润地面，落在水面无波纹。因毛毛雨滴直径比小雨小，而数量却比小雨大，对光散射作用强，使能见度比小雨时低。

毛毛雨一般出现在很低的层云或浓雾当中，对应低空大气水汽饱和，且大气相对稳定。一般云（雾）滴通过凝结、碰并过程，逐渐长大，然后重力托举不住，缓缓落下（下落速度一般在1米/秒），看似是随着气流漂浮在空中。

出现毛毛雨的时候，没有激烈的对流，因为一旦对流很强，形成的雨滴往往较大，就不是毛毛雨了。所以一般冬春季的南方，暖湿气流在低空冷空气垫上滑升，容易见到毛毛雨，对应为云底高度较低的层云的稳定性降水。

如果云比较高，这样的毛毛雨下落过后中，往往就蒸发了，因此要求毛毛雨，要出现在距离地面很低的层云中，或者在浓雾中水汽过饱和，水汽凝结析出，形成细密的毛毛雨。

毛毛雨的雨滴比一般的雨滴要小，直径大多在0.2-0.5毫米，所以大气科学辞典上给出的定义是稠密、细小而十分均匀的降水。毛毛雨的雨滴数比普通降雨的雨滴要多，也就是雨滴更密，所以出现毛毛雨的时候，能见度一般较差，经常是雨雾混杂的状态。
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杨柳

26楼 杨柳说：
?大气科学超话 【睡前科普——地球两极变化对气候的影响】北极作为全球气候变化的驱动器之一，是全球气候变化最为灵敏的响应器。最近40年，北极增暖速度约为全球平均水平的两倍，这一现象被称为“北极放大”，因而极区被称为气候变化的放大器。更加温暖的寒极改变了地球热机的运行模式，从而影响了整个地球气候系统。

关于造成北极放大的物理过程和机制，被许多人广为接受的一种理论是地表反照率反馈机制。而这种地表反照率的反馈机制是通过海冰来对极区及全球的气候系统产生影响的。简单来说就是海冰的高反照率会将大部分的太阳入射辐射能量反射回大气和太空，减少地球表面吸收的能量，从而保证地球维持适宜的温度。

全球气候变暖在北极地区最直接的体现就是北极海冰总量及覆盖面积的不断减少，近40年，夏季北极海冰范围以每10年3.8％的速度快速减小。通过卫星记录对比发现，北冰洋海冰范围的最低值出现在2012年9月16日，为3.41×106平方千米。

北极海冰减少直接导致表面反照率下降，海洋吸收热量增多，进而加剧海冰的融化。北极海冰的持续减少也导致北极对全球增暖的放大效应越来越明显，这进一步加强了北极与中低纬度之间的联系，导致了极端天气气候事件或是气象灾害的发生更加频繁，这一点在东亚和北美中、东部区域表现得最为突出。

比如2008年年初，我国南方出现的历史上罕见的雨雪冰冻灾害；2008年12月至2009年年初，我国经历的严重的旱灾；2010年秋冬季节，我国华北大部、黄淮及江淮北部降水量普遍较常年同期异常偏少，冬小麦受旱面积超过1亿亩（1亩=0.0666667公顷），导致几十万人畜饮水困难。而秋冬季节北极海冰的异常偏少，造成冬季欧亚大陆容易出现冷冬。到底北极海冰融化如何影响冬季中纬度地区的天气过程变化（尤其是季节内变化过程），包括极端天气事件，是目前很多气象学家关注的焦点问题和研究的热点问题。

与北极相比，南极气温变化存在明显的时空差异。20世纪50年代以来，南极半岛和西南极升温最为显著，其他地区气温变化则相对较小。通过分析长城站和中山站有观测以来20多年的气温观测资料发现，我国长城站四季平均气温呈上升趋势，中山站春、冬季降温明显。

由于气温升高导致的南极冰盖物质融化的加剧会带来两方面后果。一是会使输入到海洋中的淡水持续增加，改变温盐平衡作用（海水的温度和盐度在正常情况下保持一种平衡的状态。当海冰形成时，海水中的部分盐分会析出，导致海洋表层水盐度升高；当海冰融化时，又会释放大量的淡水，这种海水的析盐和淡化过程会对大洋的温盐环流的形成和循环的强度产生影响）。

数值模式的模拟结果预测，未来冰盖的融化将增加全球温度的可变性。年际温度增强的可能性相比于逐渐变暖会导致更广泛或者更频繁的热浪。二是加速海平面上升，而海平面上升被认为是未来气候变化最严重的结果。

南极海冰的变化会对极地气候产生影响，进而影响全球的气候系统，并对我国的气候变化产生影响。人们猜测，在气候不断变暖的情况下，冰盖融化所造成的海平面上升将会加速。由于气候变暖，南极冰盖可能比预期变化得更快更显著，因此预估在未来100年或是更长时间里冰盖的变化都将是一个有挑战和趣味的问题。?大气科学超话 【睡前科普——相对湿度】相对湿度（Relative Humidity ），用RH表示。表示空气中的绝对湿度与同温度和气压下的饱和绝对湿度的比值，得数是一个百分比。(也就是指某湿空气中所含水蒸气的质量与同温度和气压下饱和空气中所含水蒸气的质量之比，这个比值用百分数表示。这个指标在一天中，往往起伏很大，尤其是晴朗、昼夜温差大的时候，白天降到30%，夜间冲上90%。

因为相对湿度是空气实际含水量和理论最大含水量的比值。当一个地方没有明显的干空气或湿空气进来时，实际含水量是相对稳定少变的，但是理论最大含水量，这个分母项是会变的。空气温度越高，大气可承载的水汽量越大，这个是重点，请记牢！

因此当下午气温达到最高时，分母项最大，夜间-清晨气温最低时，分母项最小，这样一天中，相对湿度就会经常性的过山车。实际生活中，我们用的吹风机，就是通过加热空气，使得局部的理论最大含水量提升，降低相对湿度，加快头发变干，当然风也会加快水分蒸发。

另一个重要推论就是，因为夜间-清晨气温低，导致相对湿度分母项低，因此空气相对湿度大，更容易达到饱和，出现大雾。因此雨后夜间放晴，或者晴朗的夜间，吹起南风或东风输送水汽，都是很容易见到大雾的形势，但到了白天光照加热，相对湿度分母项上升，相对湿度也就下来，雾就散了。

说了相对湿度，自然还有有指标就是绝对湿度，这个其实就是空气实际含水量，刚才说的分子项，气象上也叫比湿，一般用每千克空气中，有多少克水来表示。这个指标在夏季暴雨时，成为一个重要参考因素，通常出现暴雨前，低空的比湿会增加到14克/千克以上，这个值越高，空气中水汽越多。

现在还有个重要问题。这也是重点可以记下来，我们一般对空气干燥潮湿的感知，是相对湿度，还是绝对湿度？答案是，相对湿度，因为我们对干燥的感知，来自皮肤和鼻腔粘膜水分蒸发的快慢，这个直接和相对湿度挂钩。

因此在南方地区，可能更有感受，川渝贵州以及江南冬季感觉很潮湿，但其实大气的实际含水量少，因此冬季阴雨多，但也很难来场暴雨。华南2-3月回南天，墙上、地上都出水了，但是比起5-6月前汛期暴雨时，绝对湿度还是少了很多，但谁也没法否认回南天时，相对湿度更高。

这也是今天的最后一条博文，虽然今天是周末，但真心觉得累了。凌晨4点看西班牙人和巴萨的加泰德比，武磊绝平巴萨后兴奋了很久！接着就开始分析本轮大范围雨雪天气和追击降雪，一直忙到现在！现在时间不早了，明天又是周一了，又要开始忙碌搬砖了，朋友们都早点休息吧[月亮]?大气科学超话 【睡前科普——积雨云中为什么会产生雷电】其实雷电的形成过程，科学界至今还没有完全定论，目前主要有这样两大公认的起电机制，感应起电和非感应起电。非感应起电，又有不少假说，最重要的一个就是冰晶和霰粒碰撞摩擦起电。一般当冷暖空气相遇时，尤其是高低空温度差异很大时，下暖湿上干冷，就容易形成对流，进而产生积雨云。

在积雨云中，存在着很多的小冰晶或霰粒，这些固体的小粒子在云中相互碰撞摩擦起电。这个电荷量多少，和碰撞的速度正相关，也就是相对运动速度越快（积雨云内的对流越旺盛），分离时带电量越大。

因为春夏季节高低空温差更大，大气更不稳定，垂直运动更强一些，春夏雷电比秋冬季更多发。而且当云中有较高的水汽饱和度时，冰晶和霰粒碰撞分离后，霰粒获得负电荷，冰晶带正电。冰晶比霰粒小，在重力以及气流作用下，正电荷更容易跑到积雨云上层，霰粒带着负电荷跑到云的下层。

感应起电是降水粒子下落过程中，在大气的电场里感生电荷，靠近地面一侧（水滴的下方）为正电荷，下落的水滴与大气里面的带电离子相互作用，将正电荷向上排斥到云顶部，负电荷集中于云底部。感应起电，较好的定性解释了云中正负电荷的分布，但起电量不够大，难以达到闪电放电必需的强电场。

因为云中电荷累积到足够强大时，才能击穿空气，产生放电现象，就是雷电。而且因为击穿空气产生了震动，进而产生了雷声。雷电根据放电的对象，可以分为云与云之间、云与地之间或者云体内部之间。通常导致雷电灾害的是云与地之间的闪电。

最后祝朋友们新年快乐！
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杨柳

25楼 杨柳说：
?大气科学超话 【睡前科普——大气环流】1.大气环流的形成：是指全球性、大范围（水平尺度几千公里以上）的大气运行现象。它不仅决定各地的天气类型，同时还决定各地气候的形成和特点。

2.大气环流的原动力：大气环流是在热力因子和动力因子的共同作用下形成的。这些因子包括太阳辐射不均匀、地球自转、海陆分布和地形差异等，其中太阳辐射不均匀是产生大气环流最基本的因子，也可以说是大气环流的原动力。

3.海陆热力差异：海水热容量比陆地大，热量在海水中混合的厚度比在陆地大。

4.单圈环流：假定地球表面是均一的，即没有海陆之分和地形起伏等现象，同时假定地球不自转（没有动力因子）在这种条件下，地表温度的分布就仅与纬度有关。

5.三圈环流：假定地表是均匀平坦，存在自转；赤道环流圈、中间环流圈、极地环流圈。低纬和高纬的两个环流圈，由于气流流动情况与单圈环流类似，同为暖处上升，冷处下降，称为正环流；中纬的环流圈，气流流动情况与单圈环流不同，为冷处上升，暖处下沉，因此称为反环流。

上述地面气压带和行星风带是假定地表性质均匀的情况下形成的，实际情况因海陆分布、地形起伏而变得非常复杂。全球经常存在着7-8个巨大的高、低压区，通常称之为大气活动中心。

（1）永久性：全年始终都存在的大气活动中心，如赤道低压带、海上副热带高压、南极高压、冰岛低压、阿留申低压和南半球副极地低压带。（除南极高压以外，其它都位于海上）

（2）半永久性：随季节改变的大气活动中心。1月份：西伯利亚高压和北美高压，澳大利亚低压、南美低压和非洲低压；7月份：亚洲低压和北美低压；澳大利亚高压、南美高压和非洲高压。（与1月份季节相反，气压也相反）

（3）北半球的副热带高气压带夏季被大陆的热低压截断，保留在太平洋上的称夏威夷高压（保留在大西洋上的称亚速尔高压），夏威夷高压有时分成东西两个，西面这个为西太平洋副热带高压（简称副高）。

（4）在大西洋上的永久性低压活动中心位于格陵兰半岛（干扰项：冰岛附近）。
（5）影响我国天气和气候的大气活动中心主要有：西伯利亚高压、阿留申低压、西太平洋副高、印度低压。

6.通常，将大范围风向随季节而有规律转变的盛行风称为季风(Monsoons)。季风的成因有：
（1）海陆季风：由海陆之间热力差异引起的风系，随季节有极明显的变化,称海陆季风。海陆温差大地方，海陆季风强盛。发生：热带和副热带之间（赤道附近差异终年都很小+中纬度以上气旋活动频繁，风向变化复杂，季风现象不显著）。

（2）行星季风：由于行星风带随季节移动引起的风向季节性转变而形成的季风。（典型代表南亚季风）行星风带随季节有南北移动的规律，在北半球夏季时向北移动，南半球夏季时向南移动。发生：赤道和热带地区最明显，所以常称之为赤道季风或热带季风。
（3）青藏高原等大地形的作用。

7.世界上季风的范围很广，主要分布在南亚、东亚、东南亚和赤道非洲四个区域。此外，在澳洲也有一些季风。（主要是4个，不包括北美东部）

8.东亚季风主要是海陆热力差异导致，是世界上最强盛的海陆季风。冬季风强于夏季风，来的快。

（1）冬季：渤海、黄海、东海北部、长江口和日本海附近海面多为西北风，东海南部和南海多为东北风；冬季风盛行时：具有低温、干燥和少雨的气候特征；

（2）夏季：在我国东部和日本附近洋面（约50°N以南）吹东南风；在华南沿海、南海和菲律宾附近洋面上多为西南风。夏季风盛行时：表现为高温、潮湿、多雾和多雨的特征。

9. 南亚季风由于行星风带的季节性位移引起的。海陆热力差异和青藏高原大地形也有相当大的影响；是世界上最强盛、影响范围最大的季风。夏季风强于冬季风，来的快。

10.海陆风（Sea and land breeze）：白天，从海洋吹向陆地；夜间，由陆地吹向海洋。低纬地区，一年四季可见；中纬地区，主要在夏季；高纬地区，只有夏季晴朗的日子才能见微弱的海陆风。海陆风出现在大范围气压场比较均匀，等压线比较稀疏的天气形势下，所以海陆风形成的有利条件是反气旋。通常海风比陆风强，海风的水平和垂直厚度比陆风大。海风一般13-15点最强，陆风日出前最强，海陆风交替暂时出现静风，造成低纬傍晚无风时，闷热。

11. 山谷风（Mountain and valley breeze）：白天，谷风从谷底沿山坡吹往山顶，夜间，山风从山顶吹向谷底。谷风一般午后最强，山风一般日出前最强，谷风比山风强些，山谷风在夏季较明显，冬季较弱。

12.我国连云港和秦皇岛，受海陆风和山谷风叠加作用，白天的向岸风（海风+谷风）和夜间的离岸风（陆风+山风）相当显著。

13.冬季，北太平洋和北大西洋的中高纬洋面上，由于永久性阿留申低压和冰岛低压强烈发展，加上锋面气旋活动频繁，大风范围大、频率高，北纬30度以北海域风力≥7级大风频率高达10%-20%，北大西洋大风频率相比北太平洋要高。?大气科学超话 【睡前科普——大气的水平运动-风】1.作用在空气微团上的力:（1）基本力：真正作用于大气的力：重力g+水平气压梯度力Gn+摩擦力R。（2）惯性力：在随地球旋转的坐标系中，观察大气运动时候所表现的力：水平地转偏向力An + 惯性离心力C。

2. 水平气压梯度力Gn：水平气压梯度力是空气产生水平运动的原动力。水平气压梯度力与水平气压梯度方向一致，垂直于等压线，由高压指向低压；水平气压梯度力与水平气压梯度数值成正比，与空气密度成反比。

3. 水平地转偏向力An：水平地转偏向力的大小与风速成正比，与纬度的正弦成正比。赤道上的地转偏向力为0，两级最大。由于地转偏向力恒垂直于物体运动的方向，它只改变物体运动的方向，不能改变物体运动速度的大小。

4. 惯性离心力C：当空气微团作曲线运动时，产生由运动轨迹中心沿曲率半径指向外的力称为惯性离心力。始终与风向垂直，自曲率中心指向外面。只改变物体运动的方向，不能改变物体运动速度的大小。直线远动没有惯性离心力，只存在曲线运动。

5. 摩擦力R：其大小取决于地面粗糙程度。
6. 地转风：在自由大气（忽略摩擦力存在）中，空气的水平匀速直线运动（不存在惯性离心力）称为地转风，以vg表示。地转风是在无摩擦力作用时，水平气压梯度力与水平地转偏向力平衡时产生的风。地转风速与纬度的正弦成反比。当气压梯度相同时，地转风速随纬度的减小而增大，但在赤道附近的低纬地区，地转偏向力很小，无法与气压梯度力平衡。因此，在赤道附近的低纬地区，地转风是不存在的。方向平行于等压线。

7. 梯度风：在自由大气（忽略摩擦力存在）中，空气的水平匀速圆周运动（存在惯性离心力）称为梯度风。在气旋中水平气压梯度不受限制，可以取任何值，实际情况是在低压区，特别是台风中心附近，等压线非常密集，水平气压梯度很大，风速很大。

在高压中心水平气压梯度受限，具有上限值，地面天气图高压内等压线稀疏。高压区梯度最大风速与曲率半径及纬度正弦正比。高压边缘风速大，越往中心风力越小。曲率半径相同时，高纬度梯度风大于低纬度。

根据公式，如果水平气压梯度相同时，高压中的梯度风速最大，低压中的梯度风速最小，即va>vg>vc但是实际情况是低压风速大于高压风速，这是由于低压气压梯度密集，范围比较小，空气运动曲率半径小。

8. 海面实际风速的确定：通常，陆面上风速约为地转风速的1/3～1/2（33%-50%）；海面上风速约为地转风速的3/5～2/3（60%-67%），海面实际风速越为地转风速的65%。

9. 海面实际风向的确定: 通常，空气斜穿等压线从高压吹向低压，风向与等压线之间存在一个夹角，在中纬地区陆地上α约为35°-45°，在海面上α约为10度-20度。浪大时，海面粗糙度增大，交角也会有所增加。

10. 摩擦层风压定律（白贝罗定律）：背风而立：在北半球，高压在右后，低压在左前；在南半球，高压在左后，低压在右前。

11. 焚风：指气流翻过山岭时在背风坡绝热下沉而形成干热的风。在我国的太行山东麓的石家庄、武夷山、欧洲阿尔卑斯山北麓和美国的洛山矶等经常会出现焚风。

12. 布拉风：黑海的诺诚是最为典型和频繁布拉风。
13. 500hPa高空图，沿着弯曲等高线所吹的风接近梯度风。500hPa高空图，沿着平直等高线所吹的风接近地转风。地转风在摩擦层也是沿着等压线吹，实际风是斜穿等压线吹。
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杨柳

24楼 杨柳说：
啊，好久没更新了。有一小段时间我忘了，后来我在寻找资料，现在就把这些东西发给大家吧。请看。
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杨柳

23楼 杨柳说：
?大气科学超话 【云和降水科普】 云(Cloud)是大量的小水滴、小冰晶或者两者的混合物悬浮在空中的可见聚合体。云是在空气饱和后形成的，未饱和湿空气主要通过增加空气水汽含量和降低温度来达到饱和状态；自由大气中，空气冷却过程主要有三种：绝热上升、乱流交换、辐射冷却。绝热冷却是形成云的主要冷却过程。上升运动＋水汽=云的形成；下沉运动=云的消散。

从云形成的物理成因和条件方面，考虑上升运动的不同特点，可以将云分为:
（1）积状云(Cumuliform Cloud)：是孤立、分散、垂直发展的云块，有水平的底和明显圆弧或菜花状结构,分淡积云（Cu)、浓积云和积雨云(Cb)。积状云发展是大气层结
不稳定的标志。发展旺盛的积雨云顶部呈毡状，这是由于对流层顶存在逆温层造成的。

（2）层状云(Stratiform Cloud)：由系统性抬升作用产生，其中以发生在暖锋面上的云系最为典型。层状云是大气层结稳定的标志，其特点是水平范围广、云顶较平坦、形如海面起伏、均匀成层，主要有卷层云Cs / 高层云As / 雨层云Ns / 层云St等。

（3）波状云(Wave Cloud)：大气层结稳定或逆温条件下，由乱流和大气波动形成的云。包括卷积云Cc、高积云Ac或层积云Sc。

4. 按照云底高度分类：（4）高云形成于6000m以上高空。高云族主要包括卷云(Ci，Cirrus)、卷积云(Cc，Cirrocumulus)、卷层云(Cs，Cirrostratus)。

（5）中云于2500m至5000m的高空形成。中云族主要包括高积云(Ac，Altocumulus)、高层云(As，Altostratus)。

（6）低云是在2500m以下的大气中形成。当中包括浓密灰暗的积云(Cu，Cumulus)、层积云(Sc，Stratocumulus，不连续的层云)和浓密灰暗兼带雨的雨层云(Ns，Nimbostratus)。

5. 连续性降水（Ns As)：雨层云和高层云，当暖锋通过时，这类降水最典型。
6. 间歇性降水(Sc As)：层积云和厚薄不均匀的高层云，降水强度时大时小，时降时止，但变化很缓慢，云和其它要素亦无明显变化。
7. 阵性降水 (Cb Cu Sc)：积雨云、浓积云和不稳定的层积云。

8. 我国气象部门（中央气象台）规定的常用24H降水量及降水强度分级情况（单位-毫米）:
24H降水量：小雨（0.1-9.9），中雨（10-24.9），大雨（25-49.9），暴雨（50-99.9），大暴雨（100-249），特大暴雨（≥250）。

24H降雪量：小雪（0.1-2.5），中雪（2.6-4.9），大雪（5-9.9），暴雪（≥10）。?大气科学超话 【寒潮类型科普】从寒潮爆发的前期到爆发的500百帕高空形势演变类型即为寒潮类型。寒潮类型基本可以归为三类，即:小槽东移发展型（经向型）、低槽东移型和横槽型（阻塞高压崩溃）。下面具体来说:

①小槽东移发展型寒潮:新地岛附近有短波槽发展东移，短波槽与极涡相连，因此槽中的冷空气通常很寒冷。小槽的温差场结构使温度槽落后于高度槽，槽线上有冷平流，是一个具有强烈斜压发展的不稳定小槽。还有可能小槽为疏散槽，槽线上有正涡度平流，因此小槽会快速向东南方向发展东移，从而进入寒潮关键区，小槽也将变为大槽，槽后堆积了大量冷空气，当大槽进一步向东南方向发展时，槽后大量冷空气就将东移南下影响我国。

②低槽东移型寒潮:（1）大槽来自冰岛以南的大西洋洋面，槽中的冷空气不是很强，所以东移到西伯利亚寒潮关键区时，只能制造一般强度的冷空气。（2）但在大槽东移过乌拉尔山时，在新地岛出现发展性小槽，小槽在大槽的西北方上游，由于小槽东移速度比大槽快，因此小槽将追上并和大槽合并，小槽将带来强度更强的冷空气，让进入寒潮关键区的大槽突然拥有了强大的冷平流，也让其拥有向南发展的动力。

一部分从寒潮关键区向南，即侵入我国新疆、青海，这就是西路冷空气。另一部分一边向东发移一边向南发展，侵入我国内蒙古西部、河套平原，这就是西北路冷空气，随后冷空气继续东移南下，于是寒潮在我国全面爆发！

③横槽型寒潮:阻塞高压在维持过程中，其下游东南方向将有大横槽发展，横槽中将堆积大量冷空气。当阻塞高压上游有发展性小槽东移袭击阻高时，这时阻塞高压就将崩溃！其下游横槽就将转竖东移形成竖槽，于是槽后大量冷空气就将倾泄南下形成爆发性寒潮天气，并且寒潮通常能南下至纬度很低的地区！

补充:大横槽堆积的强冷空气并不是完全不动的，而是有分裂小槽东移，每一个小槽都将带走一支冷空气东移南下，结果锋区缓慢向南推进，锋区附近越来越冷，形成了每天降温幅度不大，但持续时间很长的降温过程，如果此时有暖湿气流北上与冷空气配合，锋面附近就将出现连续低温雨雪冰冻天气。例如2008年的南方出现的持续性低温雨雪冰冻天气，就是这种冷空气持续南下配合暖湿气流北上所致。?大气科学超话 【高压脊科普】高压脊是水平气压场上等压线向气压较低一方突出的脊状部分。三面气压较低而一面气压较高的天气系统，简称脊，高压脊内气候较弱。常伴有辐散和下沉运动，天气晴好。

高空高压脊线可以分成三类：南北幅度甚大的脊线(尖脊)，中等幅度的脊线(中等脊)，和浅脊，另外还有一些特殊的个例。根据云系的宽度以及云区前部边界的特征，可以判断高空高压脊线振幅大小和脊区宽狭程度。

高压脊是高压向外伸出的狭长部分，或一组未闭合的等压线向气压较低的方突出的部分。在脊中，各等压线弯曲最大处的连线叫脊线。气压沿脊线最高，向两边递减。脊附近的空间等压面，类似山脊。

天气图上的等压线或等高线不闭合而呈V型或倒V型突出的高气压区域。其中等压线或等高线的反气旋(北半球顺时针)曲率为最大值各点的联线称为脊线。高压脊内气流辐散下沉，故一般云雨较少。

高压脊中，等高线或等压线上反气旋性曲率最大的各点联线即为脊线。当高压脊显著向外突出，象棋子一样插入两低压区或两低压槽之间时，图面又称之为高压楔。

在高压脊控制的地区，空气由于受地球自转的作用，不断沿顺时针方向向外流散，在它的上空，就会有空气下沉补充流走的空气。高空空气在向低空流动的过程中，温度逐渐升高，空气中的水汽会云滴就会不断蒸发，同时也使地面的水汽和尘埃不宜上升凝结，所以，在高压中心附近，一般都是晴到少云天气。

高压脊区等压(高)线上反气旋曲率最大的点。脊点的连线称为脊线，脊线所在地区气流有明显辐散和下沉运动，天气晴朗。脊点可作为系统活动的特征量值，如我国预报业务中常分析500hpa或700hpa图上的西太平洋副热带高压外围特征等高线西脊点位置的经度值随时间变化，用以判断副热带高压脊的未来变化趋势。

高空高压脊线可以分成三类：南北幅度甚大的脊线(尖脊)，中等幅度的脊线(中等脊)，和浅脊，另外还有一些特殊的个例。根据云系的宽度以及云区前部边界的特征，可以判断高空高压脊线振幅大小和脊区宽狭程度。在陆地上由于水汽分布的差异，使得在陆面和水面云的分布不同。高空高压脊线位置确定后，就可以确定高空的风向。

南北幅度甚大的脊绕(尖脊)——与尖脊相联的云带比较狭，这是由于槽线到脊线间的距离甚短，因而上升运动区域出现在甚狭的地带。在脊线位置上，垂直运动的符号突然从上升变成下沉。所以脊线所在，也是云区边界所在。

尖脊一般位于云带的前部边界处。在有些情况下，脊线定在云区前部边界前面几个经度处。在尖脊的东面，出现少云或无云区。这是由于在脊前是下沉运动区。

中等幅度的脊线——与中等幅度脊线相联的云区，一般比窄脊里面的云区要宽一些，而且云区前部边界；也不象在尖脊中一样在脊线上突然终止。这类脊线的位置，大致定在云区前部边界到前部边界西面云区中几个经度处。在脊线上垂直速度的符号改变并不急骤，而是逐渐过渡的。因此，在有些情形中，云区会伸到脊线前面，伸过脊线的云一般是卷云。脊线的位置大概就在中云区的前部边界上，而这种中云区常常可以透过卷云看到。如果并没有卷云伸（平流）到脊线上，脊线位置定在中云区前部边界稍后面一些地方。

浅脊——在宽的浅脊上，云区范围是三类脊线中最广的。这是由于从槽线到脊线的范围甚广，上升运动区的范围也很广。云区前部边界上的云在进入逐渐增加的下沉运动区后是缓慢消失的。在浅脊上，由于垂直运动的符号改变是逐渐过渡的，云可以伸过脊线到下游相当长距离处。因此，浅脊的位置定在云区前部边界以西的云区内。在这片宽广的云区中，有时见到一些反气旋性纹线。脊线北部的位置大体上就是由这些纹线所定出的脊线位置。

小脊是Q型阻塞高压。在Q型阻塞形势的大高压脊里面，常常有一些小脊。这些小脊大体上成东西走向，而不象Q型阻高的大高压脊成南北走向的。这些小脊的位置定在云带的前部边界处。这类小脊的云区与前面所讲的尖脊云区相似。平直西风中的小脊。在平直西风气流中，常常迭加有一些小脊。在这些小脊的所在，常常是云带里面云变稀薄的地方。
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杨柳

22楼 杨柳说：
?大气科学超话 【睡前科普——季风槽】季风，指近地面层冬夏季盛行的风向接近相反，且气候特征明显不同的现象；槽，指低压槽；字面理解，季风槽就是因季风活动而形成的低压槽。
从高中地理的气压带和风带说起，赤道低气压带，系南北半球副热带高压之间的气压相对较低的区域，因为出现在赤道附近，称它为赤道低压槽，简称赤道槽。

北半球副热带高压南侧的东北信风与南半球副热带高压北侧的东南信风在赤道附近产生辐合区域，也就是赤道辐合带，或称热带辐合带，也称为赤道锋。赤道辐合带，按其性质又分为信风辐合带和季风辐合带，信风辐合带指东北信风与东南信风的气流汇合的区域，季风辐合带一般是指南半球越赤道的西南季风与东北信风（东南季风）汇合的区域。

季风槽，也就是季风赤道槽、季风辐合带，系由越赤道的西南风与北半球副热带高压南侧的东北信风（东南季风）形成的气压相对低、气流汇合区。在气压场上表现为槽，流场上表现为辐合，风场上表现为切变，这样解释配合图例，对季风槽的定义理解应该没问题了。??

常说的季风槽，是狭义的季风槽 其实，如果认真地去细抠，广义上的季风槽很复杂，全球共有22条与季风有关的槽，当然这包括了很多尺度较小的受地形或洋盆等影响形成的气候型季风槽。那梅雨锋算不算季风槽呢？

广义上在某种程度它也被认为是季风槽，但它是副热带性质的季风槽，也称副热带季风辐合带、梅雨辐合带等，因为在近地层气压场上的特征有时表现不很明显或维持时间短且不稳定，所以很少会在气压场角度去称呼梅雨锋为季风槽。因此，一般只把那些位于海陆交界处并有季节性温度对比变化和降水变化的气候槽才定为季风槽，也就是我们常说的季风槽，都是狭义上具有热带季风性质的季风槽。

季风槽发展明显时，向东可扩展到中南半岛，并与菲律宾一带的近赤道槽连接。这时在我国华南经常出现一西南季风与东南季风的辐合区，有人亦称此辐合区为季风槽。也有人把华南前汛期出现在南海地区的低压槽称为季风槽，此槽一般呈东西向，是华南前汛期降水的主要天气系统。

如按照狭义的定义，季风槽只在每年西南季风活跃时分（4-10月）才会明显出现，并且只存在于北半球北印度洋和西北太平洋西部，而按照广义的定义，从西非的几内亚湾一直到西北太平洋西部，南半球的澳大利亚北部沿海均会出现季风槽（因为这些地区在当地的夏季也有明显的越赤道气流存在）。

在西南季风期，位于印度半岛中部的低气压槽。此槽一般呈东东南-西西北的方向，大致与喜马拉雅山平行，槽线平均位于山南约450km，但在每日天气图上南北位移显著。西南季风的活跃和中断与此槽的位置有密切关系。

季风槽发展明显时，向东可扩展到中南半岛，并与菲律宾一带的近赤道槽连接。这时在我国华南经常出现一西南季风与东南季风的辐合区，有人亦称此辐合区为季风槽。也有人把华南前汛期出现在南海地区的低压槽称为季风槽，此槽一般呈东西向，是华南前汛期降水的主要天气系统。

北半球冬季大陆形成冷高压，当冷空气向南侵袭到达低纬度的时候由于一路长途跋涉早已丧失了原来的干冷性质，当到达南海、菲律宾一带沿海和北印度洋时已经具有了一定的信风性质，形成东北季风。

由于南半球正处夏季，澳大利亚大陆上出现热低压，诱导东北季风越过赤道向澳大利亚北部侵袭。在运动过程中由于地转偏向力的减弱和左转东北季风逐渐变为西北季风，与南半球副高底部的东南信风汇合形成南半球的季风槽，但是强度要远小于北半球季风槽，平均位置也偏于赤道地区。

北半球夏季大陆形成热低压（印度低压），而南半球的澳大利亚大陆由于处于冬季形成冷高压，于是东南季风和南半球副高底部的东南信风叠加北上，由于运动过程中地转偏向力的减弱和右转东南季风逐渐变为西南季风，并与海陆因素形成的西南风汇合形成地球上最强大的季风——西南季风。

西南季风在印度低压的诱导下大举北上，与加强的西太副高/伊朗副高南部的偏东风交汇形成北半球季风槽，由于西南季风强大而且副高位置偏北，使得季风槽平均位置远离赤道，在北纬20度附近。有的年份季风槽在热带气旋的诱导下最北端甚至能越过北纬30度，与中纬度冷空气交汇在东亚地区形成大面积的强降水天气。

由于季风槽属于赤道辐合槽的一种，加上南北半球气流交汇使得槽内水汽充裕，因此很多西太平洋和南海的热带气旋产生于季风槽内的热带云团中。

季风槽一般是连续的，但有时会出现断裂，如季风槽内有热带气旋移动到断裂处往往会令热带气旋发生移动方向的改变，突然北上或者转向等；而且在有的年份适当条件下，南北半球均会出现一条季风槽（双重季风槽），并且在一个半球，在适当的条件下也会出现多条季风槽的现象。?大气科学超话 【霰、米雪、冰雹和冰粒科普】霰:霰是由云中的冰晶与冷却水相碰合并而成，云滴很小与冰晶接触时本身含有的空气还来不及逸出，几乎被冻结，冻结了的云滴还含有很多的气泡，它们之间还存在着空隙，因此霰看起来不像冰粒那样透明坚硬，而是疏松易脆且不透明。霰在下降的过程中接触云滴的机会较多，且不停地转动，所以它常呈圆锥形或球形下降，直径在2-5mm，常降自积雨云或层积云，气层不太稳定。

米雪:和霰相似的还有一种固体降水，叫米雪，它比霰小得多，最大直径不超过1mm，和霰不同的是它落到地上一般不会反弹，也不象霰一样碎裂，米雪来自高度较低的层云，有时候比较浓厚的雾中也能形成米雪降落到地面。米雪有时也被群众称为“米糁”。

冰雹:冰雹多来自对流强烈的积雨云中。冰雹的直径一般在5-50mm范围内，大的可达到几厘米或几十厘米。它在云中的上升气流要比一般雷雨云强，小冰雹是在对流云内由雹胚上下数次和过冷水滴碰并，而增长起来的，当云中的上升气流支托不住时就下降到地面。大冰雹是在具有一支很强的斜升气流、液态水的含量很充沛的雷暴云中产生的（昨晚科普有细说）。

霰的形状和小冰雹有点像，所以大家容易把霰误认为是冰雹，但霰和冰雹最本质的区别是：霰是软的，而冰雹是硬的。今天的降水形式（相态）以雪为主，间或伴有霰，也就是大家看到的“冰粒子”了。

冰粒是由于雪在下降的过程中，如果低空温度较高，部分雪花就可能融化成水滴，遇到强的气流把它重新带到空气中去重新冻结再降到地面，它是透明的丸状或不规则的固态降水，较硬，着硬地一般反跳，若被碰破则只剩下冰壳，直径小于5mm，常降自雨层云、高层云或层积云，气层较稳定。

因为雪花通常形成于3000米左右的高度，雪花在下降过程中如果低空存在一层不太厚的暖层（≥0℃），那么雪花下降过程中将在暖层中由雪变为雨，但暖层又不是很厚，雨滴从暖层出来后，由于低空至近地面又相对较冷（冷层），因此雨滴被凝结成冰粒，从而降到地面。?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。
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杨柳

21楼 杨柳说：
?大气科学超话 【睡前科普——西南季风】西南季风是盛行于南亚和东南亚一带的夏季风，以印度夏季风最为典型。来源于印度洋上的东南信风，穿越赤道后，受地球自转偏向力影响转向西南方向，路经热带海洋，携带大量水汽，为印度半岛和东南亚一带降水的主要来源。经印度半岛、孟加拉湾向东，可影响到中国华南一带；当西南季风发展强盛时，也可深入到长江流域。

形成——亚洲南部的季风，主要是由信风带的季节移动而引起的，但也有海陆热力差异的影响，以印度季风为例，冬季信风带南移，赤道低压移到南半球，亚洲大陆冷高压强大，高压南部的东北风就成为亚洲南部的冬季风。夏季信风带北移，赤道低压移到北半球，再加上大陆热力因子的作用，低压中心出现在印度半岛。而此时正是南半球的冬季，澳大利亚是一个低温高压区，气压梯度由南向北，南来气流跨越赤道后，受北半球地转偏向力的作用，形成西南风，这就是南亚的夏季风。

在季风的影响下，南亚也是冬干夏湿，但是它和东亚季风有一个明显差别，即南亚夏季风比冬季风强。这是因为冬季亚洲南部远离蒙古-西伯利亚高压中心，并有西藏高原的阻挡，再加上印度半岛面积较小，纬度较低，海陆之间的气压梯度较弱，因此冬季风不强。相反，夏季印度半岛气温特别高，是热低压中心所在，它与南半球副高之间的气压梯度大，因此南亚的夏季风强于冬季风。

特点——（1）西南季风水汽输送以纬向为主；
（2）主要盛行风向为西南风，有着明显的雨季干季相互交错的特征；
（3）西南季风属于热带季风，西南季风的主体区域地处北纬0度-30度之间，具有全年温度较高的特点，是一支夏季风势力强大的季风系统，与中高纬环流及其相关联的冷空气活动关系较小。

影响范围——长期以来，东南季风和西南季风的影响区普遍被认为是以红河大断裂为界，分为来自西太平洋北部湾的东南暖湿气流形成的东南季风气候区，以及来自印度洋孟加拉湾的西南暖湿气流形成的西南季风气候区，或者直接以昆明准静止峰的多年平均位置为界，以西为西南季风区，亦为印度热带季风区，以东为东南季风区但在近期的研究中，这一分界线将重新被确认:太平洋和印度洋水汽交汇区位于西至东经97.50度、东至东经142.50度的东亚地区。

夏季印度洋和太平洋水汽交汇区中，太平洋净水汽贡献率向西向北呈逐渐减少的趋势；印度洋净水汽贡献率的空间分异规律较太平洋的复杂，但大致向东向北呈逐渐减少的趋势；其中，位于云南省，极具代表性的、以纵向山系和大河为主体特征的纵向岭谷区的水汽就主要来源于印度洋。研究发现，6月-7月云南区域内印度洋净水汽贡献率远大于太平洋水汽，云南区域主要仍受西南季风的影响。8月时，云南区域内太平洋净水汽贡献率逐步超过印度洋水汽，东南季风的影响逐渐加强。?大气科学超话 【睡前科普——信风】信风（又称贸易风）指的是在低空从副热带高压带吹向赤道低气压带的风。信风（trade wind）在赤道两边的低层大气中，北半球吹东北风，南半球吹东南风。信风带一般分布在南北纬5-25度附近，并仅限于对流层的下层，平均厚度在4000米左右。由于信风是向纬度低、气温高的地带吹送，所以没有水汽凝结条件，属性干燥；世界上有些沙漠和半沙漠，多分布在信风带。

由来——西方古代商人们常借助信风吹送，往来于海上进行贸易，这一点导致Trade wind有时候被译成“贸易风”，但这是望文生义，是不对的。Trade这个词并非现代英语中贸易的意思，而是来自中古英语，相当于path、track的意思。所以，trade wind原意是“在常轨上的风”的意思。

400多年前，当航海探险家麦哲仑带领船队第一次越过南半球的西风带向太平洋驶去的时候，发现一个奇怪的现象:在长达几个月的航程中，大海显得非常顺从人意。开始，海面上一直徐徐吹着东南风，把船一直推向西行。后来，东南风渐渐减弱，大海变得非常平静。最后，船队顺利地到达亚洲的菲律宾群岛。原来，这是信风帮了他们的大忙。 信风对于船只的航行有相当大的影响作用。

信风成因——信风的形成与地球三圈环流有关，太阳长期照射下，赤道受热最多，赤道近地面空气受热上升，在近地面形成赤道低气压带，在高空形成相对高气压，高空高气压向南北两方高空低气压方向移动，由于受到地转偏向力的影响，在南北纬30度附近偏转成与等压线线平行，大气在此处堆积，被迫下沉，在近地面形成副热带高气压带。

此时，赤道低气压带与副热带高气压带之间产生气压差，气流从“副热带高气压带”流向“赤低”。在地转偏向力影响下，北半球副热带高压中的空气向南运行时，空气运行偏向于气压梯度力的右方，形成东北风，即东北信风。南半球反之形成东南信风。在对流层上层盛行与信风方向相反的风，即反信风。信风与反信风在赤道和南北纬20-35度之间构成闭合的垂直环流圈，即哈德莱环流。

由于副热带高压在海洋上表现特别明显，终年存在，在大陆上只冬季存在。故在热带洋面上终年盛行稳定的信风，大陆上的信风稳定性较差，且只发生在冬半年。两个半球的信风在赤道附近汇合，形成热带辐合带。

信风是一个非常稳定的系统，但也有明显的年际变化。有人认为，东太平洋信风崩溃，可能对赤道海温激烈上升有影响，是厄尔尼诺形成的原因。其增强、减弱是有规律的，厄尔尼诺时信风大为减弱，致使赤道地区的纬向瓦克环流也减弱。反厄尔尼诺时，信风增强，瓦克环流增强并向西扩展。

信风周期——南北半球上的信风带会随着季节的变化而发生有规律的南北移动。如北半球太平洋上的东北信风带，每年3月份位于北纬5-25度。到了9月份，整个风带向北移动到北纬10-30度，到第二年3月份，整个风带又退回到北纬5-25度附近 。这样，在信风带活动范围的特定区域内，就会出现信风周期性的变化现象。信风常将海洋的暖湿空气带往陆地，使当地的气候较为温和:

如副热带湿润气候的下半年雨量即来自信风带来的水汽；中美洲、加勒比海诸岛的东部雨量经常多于西部，也是因为信风的影响。由于赤道地区阳光强烈，终年炎热，产生旺盛的上升气流，形成低气压，气流到了高空后便开始往两极扩散。气流到了南北纬30度时，遇到副热带高压便开始沉降，此时空气相当地干燥，因为水汽在赤道附近随着降雨流失。

因为气体是从高压流向低压，在高压带沉降的气流便在低空流回赤道区，在北半球形成北风，在南半球形成南风，但受到地转偏向力的影响，气流吹向西边，才会造成北半球吹东北风、南半球吹东南风的情况。?大气科学超话 【睡前科普——梅雨锋】梅雨锋是位于夏季风北侧的相当位温强梯度带，随季风的进退而进退，在季风气团和其他气团之间的锋面形成的一条具有数千公里长的横贯东亚和西太平洋的雨带。

从气团学说的观点来看, 梅雨锋可以是暖湿的季风气团（或热带海洋气团）与相对比较冷的而干燥的变性的极地气团（或中纬度气团） 之间的锋面, 也可以是与温度更高同时又是非常干燥的大陆暖气团之间的锋面。

梅雨锋是发生在特定的大气环流背景内的现象, 因此它与夏半年北半球行星尺度的大气环流系统有关。同时梅雨锋作为一个水平长度达数千公里的天气系统, 它内部又包含一些尺度更小的中小尺度天气系统。因此, 梅雨锋的水平结构应该是多尺度同时并存的, 高、低空环流相互配合的。

基本特征——广义的梅雨锋应具有以下3 个共同的条件:①梅雨锋具有一条数千公里长的横贯东亚和西太平洋地区的雨带。
②梅雨雨带随季风的进退而进退, 梅雨锋是季风气团和其他气团之间的锋面。
③梅雨锋区是位于夏季风北侧的相当位温强梯度带。
梅雨锋的性质和结构在西南季风的初期和盛期是不相同的, 因此必须对各个阶段的梅雨锋分别进行讨论。

分布特点——高纬度地区:在这种环流条件下，梅雨锋徘徊于江淮流域，并常常伴有西南涡和切变线，在梅雨锋上中尺度系统活跃。不仅维持了梅雨期连续性降水，而且为暴雨提供了充沛的水气。

中纬度地区:对典型梅雨锋结构进行综合分析表明梅雨锋对流层中下层锋面由强假相当位温水平梯度形成；梅雨锋南侧为暖湿气团、北侧为变性气团；梅雨锋南面为西南季风、北面为偏东气流；梅雨锋的上升运动和强降水主要发生在梅雨锋的前沿；梅雨锋上方对流层上半部存在与副热带高空急流相配合的高空副热带锋；对流层上部的高空热带东风与副热带高空西风急流构成了梅雨锋降水的高空辐散流场。

太平洋副热带:根据典型期梅雨锋以及二度梅倾斜型梅雨锋的对流层上、中、下水平环流特征,给出了梅雨锋的多尺度概念模型，主要包括中低纬度系统相互作用、对流层高层的行星尺度的环流系统副热带高空西风急流、高空热带东风急流与南亚高压、对流层中层的副热带高压与北方的短波槽以及对流层低层的行星尺度季风和切变线。
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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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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

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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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

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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