 |
 |
 |
|
第一版块：气象“博士”基础教程 ◆概念篇： 大气层--气象变化万千的舞台
大气是包围地球的空气的总称。它同阳光和水一样是地球上一切生命赖以生存的重要物质之一。它象一件厚实的“外衣”，保护着地球上的所有生物。我们生活在大气圈中，却看不见大气，也摸不着它，但它却无时无刻不在变化，无时无刻不在证明它的存在。有时蔚蓝天空阳光明媚，有时乌云滚滚狂风暴雨；有时风和日暖，有时地冻天寒；更有雨过天晴七彩虹霞，海市蜃楼极光天幕；还有那蓝色冰雪黑色闪电。大自然展示出一幕幕变化万千的景象，也使人间演绎出一幕幕悲喜剧。你想知道这是为什么吗？让我们一起来了解认识大气吧。 1.1 大气中都有什么？ 从人造地球卫星上看地球，大气好象是蒙在地球表面上的一层浅蓝色面纱。它是气态的物质，里面含有的氧、氮、氩占大气总体积的99.96%，还有氖、氦、氪、氙、氢、氨等微量气体。二氧化碳、二氧化硫、水汽、臭氧等在大气中所占比例虽很小，却是可变的。大气中还有许多云滴、雾滴、冰晶、尘埃、花粉等被称为气溶胶的悬浮颗粒。
氧与臭氧这对氧氏兄弟，是大气中非常重要的气体成分。氧是人类和动植物呼吸、维持生命必不可少的气体，它的作用自不待言。臭氧在大气中含量虽少，作用却不小。它是大气中唯一能吸收大量来自太阳紫外线辐射的气体，是地球生命的“保护伞”。 氮是大气中含量最多的成分，在常温下是不活泼的，人和动物不能直接利用它，但植物的生长却离不开它。空中闪电能把大气中的氧和氮结合成一氧化氮，然后被雨水吸收并在土壤中成为硝酸盐。氮肥是植物生长过程中最重要的三种要素棗氮、磷、钾之一。 水汽，在大气中的含量也很少，而且主要集中在2-3公里以下的大气层中。水汽量虽然少，却是天气变化的主要角色。云和雾，没有水汽就不能形成；雨和雪没有水汽也不能形成；霜和露等凝结现象，没有水汽同样不会出现。可见，水汽在天气变化的舞台上的作用是何等重要。水汽还有一个特点，即由于蒸发和凝结，要吸收和放出潜热。它又能够强烈地吸收和放出长波辐射，对地面和空气的温度也有一定影响。 1.2 大气有多重？ 大气，虽然看不见也摸不到，但现在我们都知道它是有重量的。可是你也许不会想象得到大气层的整个质量有5.3×1015吨之巨！也就是说，如果用一个巨大的天平来称量大气层的质量的话，一端放上大气层，那么另一端就要放上一个直径100千米的大铜球，或者是放上5座喜马拉雅山！ 1.2.1第一次证明空气有重量的试验 在古代，虽然古希腊的一些哲学家，如柏拉图等已经假定空气是有重量的，可是他们无法称出这个重量，因而人们一直认为空气是没有重量的。到了17世纪，伟大的科学家伽里略做了试验，证明了空气是有重量的。 最早的试验很简单，伽里略用气泵向一个大玻璃杯打足气，也就是用加压的办法使瓶中多装一些空气。这时，用天平称称它的重量，记下来。然后，把瓶口打开，那些多装的空气跑了出来，这时再称称重量。结果，瓶子变轻了。这是为什么呢?伽里略认为，这是打进去的空气又跑出来的缘故。很显然减轻的重量应当为跑出来的空气的重量。 接着，伽里略又做了一个试验，想找出空气的比重。他找一个装满空气、又不让空气漏掉的圆筒，然后把水灌进圆筒，使水占有圆筒四分之三的容积。换句话说，把圆筒的空气压缩到原来体积的四分之一。设放进圆筒的水重l千克，但圆筒称了后，重量却超过了水重加上原来圆筒的重量。这超过的重量恰是圆筒内被水压缩的那四分之三容积的空气重。这时只要将这个超出数除以水重就得出了空气的比重。伽里略计算的结果，空气的重量只有水重的四百分之一，即0.0025克/每立方厘米，但这个数字是不准确的，因为后来人们用精确的试验测定，在接近地面的空气层里，l立方厘米的空气重0.00129克。 1.3大气层有多厚棗天有多高？ 天到底有多高呢？人类一直在孜孜以求，探索着这个问题： 1794年，法国的孟特格菲兄弟俩成功地释放了人类第一个热气球，热气球载着两名勇敢者飞上天空。这个热气球上升了900多米。 [图WT1.3] 1892年，科学家设计出带有仪器的无人乘坐的气球，这样就能升得更高。 20世纪30年代，科学家设计出能保持地球表面空气压力和温度的密封舱，人类得以进入更高的大气层。 1938年，被命名为“探险者2号”的气球上升到21千米的高空。 1960年，载人气球已能上升到34.5千米，而不载人气球已能到达40-50米的高空。 再后来，飞机、火箭、人造地球卫星的发明，使人们对大气层有了更科学的认识。
1.4 大气层的划分 大气层随与地表面的高度不同，其内含的成份、物理、化学特征不同，科学家为了研究揭开大气的秘密，把整个大气层根据其温度变化、成分、电磁特性随高度分布的不同而分成若干层次。 按温度变化科学家将大气层分为5层： 对流层：从地面到大约10～16千米处（极地大约8～9千米，赤道15～18千米），是大气层的最底层。这一层集中了约整个大气的四分之三的质量和几乎全部的水汽量。大气的对流在这一层十分发达，气温随高度的下升而均匀下降，平均每上升100米降低0.6℃，在11千米附近温度下降到-55℃。在这层里，大气的活动异常激烈，或者上升，或者下降，甚至还会翻滚。正是由于这些不断变化着的大气运动，形成了多种多样复杂的天气变化，风、云、雨、雪、雾、露、雷、雹也多发生在这个层次里，因而也有人称这层为气象层。 这层的顶部叫对流层顶，这里气温不再随高度上升而降低，而是基本不变，是一个很稳定的层次，对流层里的天气影响不到这儿来。这里经常晴空万里，能见度极高，空气平稳，非常适宜喷气客气的飞行。 平流层：从对流层顶向上到55千米高空附近。。这一层是地球大气中臭氧集中的地方，尤其是在其下部，即在15～25千米高度上臭氧浓度最大，因而这一层又称臭氧层。由于臭氧层能大量吸收太阳辐射热而使空气温度大大升高，所以这一层的最大特点是温度随高度的上升而升高，到顶部温度增大到最大值。 平流层虽然水汽极少，天气现象比较少见，但随着气象火箭和卫星的发射，发现这一层的气流等的变化与对流层中天气变化有着密切联系，相互影响。 中层：从平流层顶向上，也就是从55千米到80千米这个范围被命名为中层大气，简称中层。在这里，温度随高度而下降，大约在80千米左右达到最低点，约为-90℃。 热层：从中层大气向上到500千米左右的范围。之所以叫热层，是因为这层中的空气分子和离子直接吸收太阳紫外辐射能量，因而运动速度很快，和高温气体一样。这里空气极其稀薄，尽管热层顶的气温可达1000℃（太阳比较宁静时）～2000℃（太阳活动剧烈时），但实际上却根本不会感到热。 逃逸层：500千米以上是外大气层，这一层顶也就是地球大气层的顶。在这里地球的引力很小。再加上空气又特别稀薄，气体分子互相碰撞的机会很小，因此空气分子就像一颗颗微小的导弹一样高速地飞来飞去，一旦向上飞去，就会进入碰撞机会极小的区域，最后它将告别地球进入星际空间，所以外大气层被称为逃逸层。这一层温度极高，但近于等温。这里的空气也处于高度电离状态。 除了按温度分层外，根据大气的电磁特性，还可以将大气划分为中性层、电离层和磁层。中性层是指地面到60千米高度，这里大气各成分多处于中性，即非电离状态；在60千米～500千米的大气层称为电离层。500千米以上的称为磁层。 电离层：在这里，由于太阳辐射的影响，大气物质开始电离。根据电离层电子的浓度及对电磁波反向的不同效果，又可划分为D层（大约在60～90千米高度）、E层（约110千米高度）、F1层（约160千米高度）、F2层（300千米高度），以及更高的G层等。根据气象火箭和人造卫星的观测，大约在离地300在远距离无线电通信方面起着很重要的作用。无线电波借助于在地面和电离层之间的多次反射而传播，实现了远距离的无线电通信。人们形容电离层为一面反射电波的镜子”。 不过，电离层反射的只是普通的无线电广播采用的波段，对于波长较短的无线电波则起不到反射作用。电视机采用的恰恰是波长较短的无线电波，这就是电视机为什么收看不到远处电视台节目的原因。为了能收看到大洋彼岸的电视节目，科学家利用在赤道上空36000千米高度的静止地球卫星来传播电视信号，使生动的电视画面越过大洋或大陆，送到千家万户的电视机中。 我们还有这样的感觉，有些广播电台的广播在较远的地方白天收不到，而到晚上就能收到。这是因为D层往往在白天形成，夜间消散，它在白天起到衰减无线电波传播的作用。 磁层：在大气科学中有时还500千米以上的大气层称为磁层。因为在这里，地球磁场对大气的运动起着决定性的作用。磁层在太阳风的作用下发生一系列变化：向着太阳的一面被压缩了，而在背着太阳的一面形成了一个类似于慧星一样的长尾巴棗磁尾。向着太阳的一端距地心约十几个地球半径，即70000～80000千米，它的尾长(背着太阳一端)约l00个地球半径，即600多万千米。 太阳风是太阳向外抛出的稳定粒子流。它与磁层之间的边界即为磁层顶，顶以外即为星际空间。因此也有人认为磁层顶才是大气圈的顶。 1.5 气压、气温、大气湿度 气压：大气压力的产生是地球引力作用的结果，由于地球引力，大气被“吸”向地球，因而产生了压力，靠近地面处大气压力最大。气象科学上的气压，是指单位面积上所受大气柱的重量(大气压强)，也就是大气柱在单位面积上所施加的压力。 气压的单位有毫米和毫巴两种：以水银柱高度来表示气压高低的单位，用毫米(mm)。例如气压为760毫米，就是表示当时的大气压强与760毫米高度水银柱所产生的压强相等。另一种是天气预报广播中经常听见的毫巴(mb)。它是用单位面积上所受大气柱压力大小来表示气压高低的单位。1毫巴＝1000达因／平方厘米(1巴＝1000毫巴)。因此，1毫巴就表示在l平方厘米面积上受到l000达因的力。气压为760毫米时相当于1013.25毫巴，这个气压值称为一个标准大气压。 气压是随大气高度而变化的。海拔愈高，大气压力愈小；两地的海拔相差愈悬殊，其气压差也愈大。 大气柱的重量还受到密度变化的影响，空气的密度愈大，也就是单位体积内空气的质量愈多，其所产生的大气压力也愈大。 由于大气的质量愈近地面愈密集，愈向高空愈稀薄，所以气压随高度的变化值也是愈靠近地面愈大。例如在低层，每上升100米，气压便降低约10毫巴；在5～6公里的高空，每上升100米，气压降低约7毫巴；而到9～10公里的高空，每上升100米，气压便只降低约5毫巴了。 气压无时无刻不在变化。在通常情况下，每天早晨气压上升，到下午气压下降；每年冬季气压最高，夏季气压最低。但有时候，如在一次寒潮影响时，气压会很快升高，冷空气一过，气压又慢慢降低。 气温：大气也有冷和热。物体的冷热程度用一个数量来表示，就是温度。大气的温度就称气温。气象上日常指的气温是用约1.5米高度上百叶箱里的空气温度来表示，单位用摄氏(℃)，也可用华氏(。F)或用绝对温度(。K)表示。 气温也是无时无刻不在变化的。我们在日常生活中都有这样的感觉：一天中的最低温度一般在早晨，以后逐渐上升，到下午2点钟左右，是一日中温度最高的时候，然后气温又下降，到夜里继续下降，在次日早晨前后温度又出现最低。 气温这样有规律的变化是和太阳有密切关系的。太阳是一个炽热的球体，它不断地向四周辐射能量。其辐射面的温度约有6000。K左右。太阳辐射是一种短波辐射，它的能量十分巨大，投射到地球上来的能量仅占太阳辐射全部能量的二十亿分之一。据计算，在大气上界与阳光成垂直的平面上，每平方厘米的面积上每分钟所得到的太阳辐射的热量为1.90卡（不考虑大气层对太阳辐射的吸收、反射、散射等影响)。而来自月亮等天体的辐射能量是极少的。从地球内部传向地表的热量，每平方厘米地面上，全年总共才54卡。所以，大气中发生的各种物理过程和天气现象，都是直接和间接地依靠来自太阳辐射能量而进行的。 太阳辐射是产生各种复杂的天气现象的根本原因，也是气温变化的根本原因。太阳辐射中午直射地面，地面一方面吸收太阳的短波辐射而得热，一方面又放出长波辐射而失热。得失相抵，午后净得热量最多，温度升得最高；次日清晨损失热量最多，温度降得最低。在一年中，冬天气温低，夏天气温高，当然也是太阳辐射变化而造成的。 大气的湿度：在大气的成分中我们了解到大气中含有水汽。湿度就是用来表示大气中水汽含量的多少或大气潮湿的程度。表示湿度的大小有许多方法，例如用水汽压、绝对湿度、相对湿度、露点来表示。 水汽混合在大气之中，因此通常所称的大气压力，实际上是纯净的干空气压力和水汽压力之和。水汽压是气压的一部分。大气中水汽含量愈多，水汽压也就愈大。空气所容纳的水汽，在一定温度下是有限度的。如果达到这个限度，多余的水汽就会发生凝结而变为液体，或凝华变为固体。这个限度就称为该温度时的最大水汽含量。此时的水汽压称为该温度时的饱和水汽压，这时的空气称为饱和空气。 绝对湿度：是大气中水汽的密度，即每一立方米大气中所含水汽的质量(克数)。 相对湿度：是大气中实有水汽压与当时温度下饱和水汽压的百分比，也是表示湿度大小的一个量。当相对湿度达100%时，称饱和状态。 露点：气温愈低，饱和水汽压就愈小。所以对于含有一定量水汽的空气，在气压不变的情况下降低温度，使饱和水汽压降至与当时实际的水汽压相等时的温度，称为露点温度，简称露点。露点是一种假想的温度，单位与温度相同，可是它的作用却是用来表示空气的湿度。 由气温与露点的比较中，可以了解相对湿度的大小，两者相差愈大，相对湿度愈小，相差愈小，则相对湿度愈大；若温度与露点相等，就是空气已达饱和，相对湿度为100%。露点还可以反映绝对湿度或水汽压的大小。因为露点温度的大小与当时气温无关，而与当时空气中实际水汽含量有关，绝对湿度或水汽压愈大，露点也就愈高。所以露点在气象上的用途很广。 1.5.1 最早测定大气压力的试验 最早测定大气压力的是17世纪意大利科学家托里拆利，他是伽利略的学生。他当时用一根上端封闭、长约1米的直玻璃管，在里面装满水银，用塞子堵住下面的管口，然后把管子倒立放在水银槽里，当塞子拔掉后，管内的水银面就开始下降，但到了水银柱液面距离水银槽液面大约760毫米时，水银柱就不再下降了。 管内的水银为什么没有全部流到水银槽里呢?托里拆利认为这是因为大气有一定的压力，把水银柱“顶住”了。也就是说这时大气压力的大小正好和水银柱的重量相等，所以水银柱能停在一定的位置上。 世界上第一个“气压表”就是根据这样的原理做成的。现代的水银气压表同它没有本质的区别。 大气运动的奥秘 2.1 永不停息的大气运动 和世界上的所有物质一样，大气也永远处在无休无止的运动之中。 风是人们最熟悉的一种大气运动形式。虽然谁也看不见风，但当深山林涛怒吼，海上波浪汹涌，田间麦浪翻滚，旌旗迎风飘扬的时候，人们听其声音，察其迹象，不仅可知其存在，而且还可辨其方向，判其大小。 风只是反映了空气的水平运动。而空气除了水平运动，还有垂直运动棗上升运动和下降运动。有时候，虽然风平浪静，天空里却冒起朵朵白云，白云越长越高，似塔又似山。这说明那里的空气是在蒸腾直上的，是空气的上升运动把水汽带到高空凝结成云；而在云消雨散的时候，那里又往往存在着下降运动。空气铅直向上的运动称为上升气流，铅直向下的运动称为下沉气流。上升气流和下沉气流又统称为对流。 我们说大气运动是有水平方向和垂直方向的，这是对大块空气来说的。实际上，对于小块空气来说，它们的运动从来就不遵循什么水平的方向或垂直的方向。它们的运动极不规则，杂乱无章，因此人们便称它们为乱流运动。田野里雾汽弥漫，烟囱口炊烟缭绕，墙角旁落叶回旋，公路上尘沙飞扬，从这些物质的运动中我们都可以洞察乱流运动的存在。 大气有水平运动、垂直运动、乱流运动，但基本上是水平运动，这是大气运动的一个重要特征。 2.2 风 2.2.1 风是什么？ 风就是空气的水平运动。它是一个矢量，既有大小棗风速，又有方向棗风向。 风速：指单位时间内空气移动的水平距离。风速大小也可用风力等级来表示。我国唐朝李淳风把风分为人级，这可能是世界上最早的风力等级。目前把风分成十三级。最早提出十三级分法的是英国海军将领蒲福，因此，现在的风力等级表又称为蒲福风力等级表。
风向：指风的来向。如空气自东而来称为东风，空气自北而来称为北风。在我们日常生活中，风向用东、南、西、北、东北、东南、西南和西北八个方位就够了，在气象观测中风向通常用十六方位表示。 2.2.2 风是怎样产生的? 我们知道，任何物体要运动，一定要有力的作用，正如一辆马车要有马来拉才会运动一样。是什么在推动空气的水平运动，形成风呢？ 气压梯度 高压脊 低压槽 地球上同一高度上的不同地点，气压一般是不相等的。有的地方气压高，有的地方气压低。通过一张海平面气压分布图，我们能很清楚地看到这一点。 在这张图上，有一条条曲曲弯弯的等压线。顾名思义，凡是同一条等压线经过之处，那里的海平面气压都是相等的。在等压线闭合起来的地区，如果气压高于周围，就称为高气压(图中G处)，若气压低于周围，则称为低气压(图中D处)。而从高气压伸展出来的部分称为高压脊(图中B处)，从低气压伸展出来的部分称为低压槽(图中C处)。这种气压分布图和表示地势起伏的地形分布图十分相象：高气压和低气压好比山峰和谷底，高压脊和低压槽犹如山脊和山坳，而等压线就象表示海拔高度的地形等高线。 从图中我们还可以看到，等压线的分布有疏有密，这种等压线的疏密程度表示了单位距离内气压差的大小，称为气压梯度。等压线愈密集，表示气压梯度愈大。等压线愈稀疏，表示气压梯度愈小。气象上，把因气压梯度的存在而作用在单位质量(1千克)空气块上的力，称为水平气压梯度力。 就好比水总是从高处流向低处，是因为高处的水和低处的水存在着水位差，各地的气压如果发生了高低的差异，也就是说两地之间存在气压梯度的话，气压梯度力就会把两地间的空气从气压高的一边推向气压低的一边，于是空气流动起来，风就产生了。 气压梯度力是推动空气运动的主要力量，风刮得猛烈还是微弱也是由气压梯度力的大小来决定的。 地转偏向力和风的偏向 风在气压梯度力的作用下吹起来了。可是出人意料，风一旦起步行走，却并不朝着气压梯度力所指的方向从高压一边直接迈向低压一边，而是不断地偏转它的方向：在北半球向右偏转，在南半球则向左偏转。 地转偏向力：这个名称的本身就已告诉我们：促使风向发生偏转的力量原来是因为地球自转而引起的。 在日夜不停地旋转着的地球上，受到地转偏向力作用的不仅是风，一切相对于地面运动着的物体都会受到它的作用，不过因为地转偏向力和物体受到的其他力比较起来极为渺小，不为人们觉察罢了。尽管如此，在经历了漫长的岁月以后，地转偏向力还是在地球上某些地方留下了它的痕迹。比如，沿着水流的方向，在北半球，河流的右岸往往比左岸陡峭；在南半球，河流的左岸比右岸陡峭；这是地转偏向力存在的一个见证。这种水流对左右岸冲刷作用的差异是微不足道的，但河里的水日夜奔流，一千年，一万年，一亿年，终于显现出来了。 地球自转为什么会产生偏向力呢？让我们来做一个示意性实验。 准备一个圆盘，把圆盘的中心固定起来，使它能转动，再准备一支笔，一把直尺。 将圆盘固定，不转动。把直尺放在圆盘的任意位置。然后用铅笔紧靠直尺的边沿在圆盘上划直线。这时候笔尖在圆盘上留下的痕迹AB当然是一条直线。 这说明在不转动的圆盘上，运动着的笔尖完全遵循你手用力的方向前进，没有偏向力来干扰。 现在以逆时针的方向把圆盘转动起来，而使直尺仍保持原来的位置固定不动，让铅笔尖紧挨着直尺边沿前进，前进的方向，上下左右各个方向都可试一试，这回情况就与静止的圆盘不同了： 当笔尖从直尺边沿的起跑点A跑至B处时，圆盘己转动了一个角度，圆盘上笔尖留下的起跑点A转到了A'的位置，结果笔尖在圆盘上留下的痕迹A'B便不是直线，而是一条不断向右偏转着的曲线。 如果以顺时针方向来转动圆盘，那么笔尖在圆盘上留下的足迹是一条不断向左偏转的曲线。 对直尺来说，笔尖的运动始终呈直线状态，因为它始终没有离开直尺的边沿。但是对转动着的圆盘来说，笔尖的运动明明是曲线运动。这就是偏向力在起作用！ 地球一刻不停地自转着，人们脚下踩着的大地就好象是一只转动着的大圆盘。你从北极上空往下望，这只大圆盘以逆时针方向在运转；你再从南极上空往下望，大圆盘运转的方向则是顺时针的。走在这只大圆盘上的空气棗风，之所以发生偏向，就是由于风与转动着的地面发生了相对运动，地转偏向力将风拉向一侧。而如果是在赤道上，由于地转偏向力为零，风向不会偏转。 地转偏向力与风向是垂直的，在北半球指向风向的右侧，而在南半球指向风向的左侧。由于它只说明了空气和转动着的地面之间存在相对运动，而并不是作用于空气的实有的力，因此只能使风向偏转，而不能使风起动，也不能使已经起动的风改变速率。风的起动和快慢，都取决于气压梯度力。如果气压梯度力等于零，风无从产生，也就谈不上与地面之间的相对运动，地转偏向力也不复存在。而有了气压梯度力，也必然会相应地产生风，从而也产生地转偏向力，而且风愈大，产生的地转偏向力也愈大。 风在气压梯度力作用下被推向低气压一侧，但当风一旦起步向前，地转偏向力立刻产生，并把风向拉向右边（指北半球）。风在气压梯度力的持续推动下加快速度，越吹越大，地转偏向力也跟着加大，使劲地拉着风向右偏转。由于地转偏向力的方向与风向时刻保持垂直，于是在拉转风向的同时，地转偏向力本身也不断向右偏转，也就是越来越转到气压梯度力的反方向去。当风向被拉到转到和气压梯度力的方向成90度的角度时，虽然气压梯度力依旧存在，且和先前一样大小，但在风的方向上有效分力已等于零，因而风不再受力的作用加速，而靠着惯性等速前进。这时候地转偏向力也正好转到了气压梯度力的背后，于是风向也不再偏转。在平衡状态下，风向与等压线保持平行。 摩擦力对风的影响 在气压梯度力的作用下，风吹起来了。它一旦起动起来就开始受到地转偏向力的作用，近似地顺着等压线曲曲弯弯地流动。对于离地1.5公里以下的近地面层大气，风不仅受到气压梯度力和地转偏向力的制约，而且还受到地面摩擦力的干扰。地面摩擦力的影响可达到期1.5公里的高度，因此1.5公里以下的气层就被称为摩擦层，1.5公里以上的大气被称为自由大气。 在摩擦层里，风走在粗糙不平的地表面，受到摩擦力的作用，气压梯度力给它“规定”好的风速不得不减小下来。由于地表粗糙程度不一，摩擦力的大小不同，风速减小的程度也就不同。一般说来，陆面摩擦力比海面大；而在陆面上摩擦力，山地又比平原大，森林又比草原大。 摩擦力不仅会削弱风速，同时也能干扰风向。更重要的是，它能导致气流的辐合、辐散，产生垂直运动。从而对兴云致雨、风暴的形成产生重大影响。 辐合气流和辐散气流又统称为散合气流。散合气流都由一条条平直的流线组合起来，风沿着这种流线行进时，彼此之间的距离时刻在发生变化。在辐合气流内，各条流线或者互相靠拢，或者朝着一个称为辐合点的地方从四面八方汇集拢来，或者朝着一条称为辐合线的界线相对而行等等；在辐散气流里，情况正好相反，流线或者互相分开，或者从一个称为辐散点的地方向四面八方分散开去，或者一对对流线背朝背地向相反方向射出去，等等。 2.2.3 知风向，估风速 我们了解了风与气压的关系，结合蒲福风力等级表，就可以对风的走向和风力的大小作出自己的估测了。 气压与风的关系可以概括为：风速与气压成正比；风向与等压线平行；在北半球，背风而立，高气压在右，低气压在左；南半球则相反。 举例来说，在气压分布图中，北京附近等压线呈西南到东北走向，高气压在东南侧，低气压在西北侧，按前面总结的规律，就可以推测北京吹的是西南风；而上海附近等压线呈东西走向，高气压在北侧，低气压在南侧，按规律应该吹东风。再看上海附近的等压线比北京附近稀疏，因此上升的风应比北京为小。 蒲福风力等级表：
云雾雨雪 气象万千
天空像是一幅巨大的画布。在这美妙、变幻的画布上，丰富多姿、气象万千的云彩无疑是这张画布上最具浪漫色彩的画面。有时黑云滚滚，气势磅礴，壮观万分；有时蓝色天空白云飘，云淡天青。云能反映高空大气的运动情况，有的云还能预示未来天气的变化。因此，有人把云视作“天气的招牌”。 云是什么? 别看云在天上飘来飘去，其实它并不是什么神秘莫测的东西，它是由飘浮在空中的无数小水滴、小冰晶或者由两者混合组成的可见聚合体。 气象观测人员每天都要对云进行观测，要观测云量、云高和云状。云量是指云遮蔽天空的成数。通常把天空划分为十等份，云遮蔽了几份，云量就是几。云高是指云底距地面的高度，而云顶到云底的垂直距离称为云厚。云状一般是指云的外貌。 云的分类 云是一个大家族，联合国世界气象组织（WMO）主要根据云底高度（大体决定了云的厚度）和云状相结合，将云划分为高云、中云和低云三个族和下面的十属二十九类。 高云族 高云族的云底在5000米以上，由冰晶组成。云体呈白色，有蚕丝般的光泽，薄而透明，日月光通过高云时可以出现日、月晕圈。高云气温低，水汽含量很少，因而高云一般不发生降水。根据云的形状，高云还包括卷云、卷层云和卷积云三属。 卷云（Ci）：云体具有纤维状结构，常呈白色，无暗影，有毛丝般的光泽。日出前、日落后常带有黄色或红色，云层较厚时呈灰白色。 [图
WT3.1，请加注说明文字：卷云；图 WT3.1aa, 卷层云（Cs）：云体均匀成层，透明或乳白色，透过云层日月轮廓清楚，地物有影，常有晕的现象。 卷积云（Cc）：云块很小，呈白色鳞片状，常成行、成群排列整齐，很象微风吹拂水面而成的小波纹。 中云族 云底高度一般在2500一5000米之间，云的上部一般由冰晶或过冷却水滴(温度在零下而尚未冻结)组成，下部主要是由水滴组成。中云族中按云状分为高层云和高积云两属。阳光和月光通过较薄的高层云和高积云时可以出现月华和日华。 高层云（As）：云体均匀成层，呈灰白色或灰色，布满全天空。厚的高层云可以降雨雪。 高积云（Ac）：云块较小，轮廓分明，在厚薄、形状上有很大差异。薄云块呈白色，能见日月轮廓；厚云块呈灰暗色，日月轮廓无法辨别。常呈扁圆形、瓦块状、鱼鳞片状或水波纹状的密集云条。常成群、成行、成波状沿一个或两上方向整齐地排列。高积云一般不发生降水。 低云族 云底高度通常在2500米以下，包括积云、积雨云、层积云、层云和雨层云五个属，前两属是积状云，后三属是层状云。由于低云厚度很大，因此云的颜色常不再是白色，甚至呈灰黑色。 积云（Cu）：个体明显，底部较平，顶部凸起，云块之间多不相连。云体受光部分洁白光亮，云底较暗。积云由水滴组成，无降水。 积雨云（Cb）：云浓而厚，云体庞大如耸立高山，顶部开始冻结，轮廓模糊，有的有毛丝般纤维结构。积雨云上部有冰晶结构，常发生雷暴、阵性雨或雪、冰雹等，有时还会出现龙卷风。 层云（St）：云体均匀成层，呈灰色，很象雾，云底很低，但不接触地面。 层积云（Sc）：云快一般较大，在厚薄、形状上有很大差异，常呈灰白色或灰色，结构比较松散，薄的云块可辨日月位置，厚的云块比较阴暗。有时零星散布，多数则成群、成行、成波状沿一个或两上方向整齐地排列。 [图 wt3.3c, 可加注说明文字：层积云] 雨层云（Ns）：雨层云是降水云层，水平范围分布很广，云层厚而均匀，能完全遮蔽阳光，通常降连续性雨或雪。 每一种云都有它的特殊性，但又不是一成不变的，在一定的条件下，这一种云可以转化为那一种云，那一种云又可以转化为另一种云。淡积云不断发展变为浓积云、积雨云，而积雨云分崩离析又可以支解为伪卷云、积云性高积云；卷层云降低变为高层云，而高层云降低又变为雨层云。 云的形成 我们已经知道，依据云的厚度、形状、性质等气象学家将天空上的云分为不同的种类，它们形态各异，有的像一簇簇纤白的羽毛，有的像一缕缕轻盈的细丝，在蔚蓝的天幕上，有时候镶嵌着银色的鳞片，有时候却又点缀着一团团白色的棉花。这些不同种类的云的产生和消散，不同种类的云相互之间的演变和转化，都不是无缘无故的，而是在一定的水汽条件和大气运动的条件下进行的。 云的形成要有两个最基本的条件：一是有充分的水汽，二是有使水汽凝结的空气冷却，两个条件缺一不可。 有了大量的水汽，有了空气冷却，水汽还不能凝结形成云，这时还需要另一个促使水汽凝结的条件——凝结核。 如果空气是绝对纯净，没有任何杂质的，水汽分子就无从依附。单个水汽分子之间相互合并的能力在一般气温条件下是很小的，它们相碰后往往又分开。即使聚合起来形成细小的水滴，也因为水汽分子很小，其形成的小水滴也很微小，而迅速被蒸发掉。要使水汽发生凝结，必须还要有使水汽依附、聚集的凝结核。在大气中含有大量的微小粒子，例如盐粒、烟粒、尘埃等，它们在水汽凝结成水滴的过程中起着凝结的核心作用。气象上称这些微小的粒子为凝结核。 凝结核是很小的，它比起云滴(云中水滴或冰晶)、雨滴要小得多。通常，雨滴半径为1毫米，云滴为1／100毫米，而凝结核只有1／10000—l／1000毫米，人的头发丝半径约为5／100毫米。从这些数字可以得出比较直观的印象，即凝结核比人的头发丝还要细得多。 当具备了充足的水汽、使空气冷却的上升运动和凝结核以后，云就水到渠成地形成了。 大气中都有什么？ 大气是气态的物质，含有的氧、氮、氩等占大气总体积的99.96%， 还有氖、氦、氪、氙、氢、氨等微量气体。 大气层是怎么划分的? 大气随着高度的不同，其内含的成份、物理、化学特征不同， 科学家把整个大气圈根据分成若干层次。 大气基本要素与天气现象 气压 气温 湿度 云量与云状 能见度 天气现象
◆气象机理篇: 大气运动 风怎样吹起？ 风向哪里吹？ 极热生风 什么是乱流？乱流是怎么产生的？ 风带
水份循环 水、水汽 降水是怎样产生的？ 降水的形态 特殊的雨 雪、雪花 云与雾棗云为空中之雾，雾为地面之云 多姿的云棗高云、中云、低云、直展云） 特殊的云，特殊的天气6 雾的种类 雾的形成
气候学的基本概念 什么是气候?气候学研究的内容？ 气候有哪些要素?
气候分类 全球气候带的划分 气候是怎样分类的? 中国的气候区划 影响气候形成和变化的因子有哪些? 天文对气候的影响 地理与气候的关系 季风气候是怎么回事儿 气象应用篇 气候资源 什么是气候资源? (风能 太阳能 降水 日照) 气候资源有哪些用途?
人·城市·气象 气象与城市规划和发展 气象与人体健康 航空与气象 天气与消防 天气与体育 物侯与气候的关系 气象与军事
第二版块：气象观测和气象通讯 ◆气象观测站 气象台站的划分 地面气象站 高空气象观测站 气候站 农业气象站 特种观测站 气象观测站的观测内容 云的观测：阴雨天气云的观测，晴天云的观测，观测云的移动方向 雾的观测：从不同的角度进行观测 风的观测：风的等级，测风高度， 降水的观测： 观测天象 观测物象 几种灾害性天气的观测
◆现代气象观测观测手段 自动气象站 建设和规划中的大众气象网 气象雷达 雷达发明并用于气象观测轶闻 雷达是怎样观测天气的 气象雷达的更新换代 气象卫星 第一颗气象卫星发射升空 地球静止卫星和极轨卫星 气象卫星对森林火灾、水土流失和沙尘暴等灾害的监测 廓线仪 GPS/MET 气象观测编报 气象报的发布、传输和接收 短期天气预报 世界上第一张天气图 什么叫“槽来脊去”？ 天气图的制作过程 每天做几次天气图 中长期天气预报 公共气象服务的必要性 水文气象灾害对百姓生命的威胁 天气预、警报的作用 长期天气预报和短期气候预测的用处 公共气象服务应该以人为本
第四版块：气象研究 灾害性天气机理研究 气候预报是怎么作出来的? 气候监测 气候资料统计分析 气候诊断预报(统计预报 数值模拟) 气候异常 数值模式研究 WMO-世界气象事业发展的旗帜 世界气象组织（WMO）的发展史 WMO主持的业务和研究计划 WWW-世界天气监视网：全球观测系统（GOS）、全球电传通讯系统（GTS）、全球资料处理系统（GDPS） 世界气候研究计划 应用气象计划 大气研究和环境计划 著名气象学家
第六版块：气象灾害和热门话题 气象灾害 气象灾害ABC 气象灾害分为哪些问题？ 气象灾害的危害有那些？ 气象灾害有那些空间特性？ 气象灾害有那些时间特性？
我国的气象灾害 干旱 洪涝 热带风暴 冰冻 局地风暴 连阴雨 热浪 飓风和台风 龙卷风
国内外重大气象灾害有那些 近期我国的沙尘暴 委内瑞拉大水 北欧及澳大利亚飓风 伦敦烟雾和洛杉矶光化学烟雾
有关气象灾害的传说和故事 大禹治水 挪亚方舟 求雨趣话 气象碑
气象灾害是可以防治和利用的 李冰和都江堰 奇特的地方 关云长水淹七军 用冰制敌 可怕的严寒 热门话题 厄尔尼诺与拉尼娜现象 气候变迁与全球变化 地球环境在变暖棗温室效应 大气降水在变酸棗酸雨 生命要素的污染棗大气污染 气象与疾病 天气与气候与经济的可持续发展 臭氧保护层和南极臭氧洞 海洋洋流极其对气候系统的作用 海洋杀手棗赤潮
第七版块：中国气象 历史回顾 我国古代气象科学的形成和发展 《黄帝内经》、《史记》等论著中对气象的认识史 近代气象科学的发展 上海徐家汇观象台 南京北极阁气象研究所 香港皇家天文台 青岛观象台 延安时期的气象事业 陕甘宁边区的气象事业 晋冀鲁豫解放区的气象工作 八路军总部延安气象台
新中国气象事业的发展 初创时期（1949-1956年） 大力建设和调整巩固时期（1957-1965年） “文化大革命”时期（1966-1976年） 改革开放时期（自1977年）
气象台站业务 大气探测发展 四大气象科学实验 气象通讯现代化 气象科研教育硕果累累 南极-海洋包围的陆地冰川 人类征服南极探险中的气象活动 国际地球物理年 南极冰盖-古气候的最真实的记录 南极气象站的分布 南极臭氧洞的发现 南极海冰极其在气候系统中的作用 中国南极长城站和中山站气象站 北极-陆地包围的冰的海洋 北极大气异常与中国天气和气候 北极海冰的季节变化 北极上空的臭氧层 第九版块：气象风光 国内部分 黄山气象站棗晨雾中的美丽一景 青藏高原独具一格的天气棗降雨来临前 千姿百态的云天 鸟岛之夏棗天地共融 新疆天池气象观测台 晨雾棗公园一角 冰雪上舞蹈家棗企鹅 鼎湖山风光 雾淞 气象云图棗从卫星上看到的美丽图画 国外部分 （编译自美国《国家地理杂志》等馆藏和INTEERNET资源）
|
||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||