风从哪里来?—-滑翔伞气象知识

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1、风的形成

 

A、风怎样吹起?

B、气压怎样作用于风

C、热极生风

 

2、 奇妙的风

 

A、阵风

B、旋风

C、海陆风

D、山谷风

E、焚风

 

3、看风识天气

 

4、关于风的问答

 

A、为什么我国沿海地区夏季多东南风,冬季多西北风?

B、为什么印度半岛沿海夏季经常吹特别强大的西南风?

C、大风侵袭前,为什么海面会出现短暂的平静?

D、冬季紧刮西北风后为什么天气容易放晴?

E、为什么午后的风速一般较大?

 

 

 

 

风怎样吹起?

 

大气为什么会运动?是什么力量驱使它运动的呢?原因是错综复杂的。水平的风,垂直的升降气流,不规则的乱流运动,都各有其复杂的成因。这里先就风的成因谈起吧。

 

自从十七世纪出现了气压表,指出空气有重量因而有压力这个事实以后,为人们寻找风的奥秘提供了开窍的钥匙。十九世纪初,有人根据各地气压与风的观测资料,画出了第一张气压与风的分布图。这种图不仅显示了风从气压高的区域吹向气压低的区域,而且还指明了风的行进路线并不直接从高气压区吹向低气压区,而是一个向右偏斜的角度。

 

一百多年来,人们抓住气压与风的关系这一条从实践中得来的线索,进一步深入探究,总结出一套比较完整的关于风的理论。风朝什么地方吹?为什么风有时候刮起来特别迅猛有劲,而有时候却懒散无力,销声匿迹?这完全是由气压高低、气温冷暖等大气内部矛盾运动的客观规律在支配着的。人们不仅用这种规律来解释风的起因,而且还用这些规律来预测风的行踪。

 

气压怎样作用于风

 

 

风为什么从高气压区吹向低气压区?为什么在吹向低气压区的同时会向右偏斜?又为什么风力有时迅猛且强劲,而有时却非常微弱?要弄清这些问题,得先了解一些关于气压分布的知识。

 

 

左图是一张某一时刻的海平面气压分图。图中画着一条条曲曲弯弯的等压线,顾名思义就可知道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A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想象: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。

 

 

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。这和地形分布图上地形等高线的疏密分布表示坡度的平陡也有相似之处。如图所示,地形等高线愈是稀疏,表示那里地势比较平坦,而在地形等高线非常密集的地方,那里一定是个陡坡。如果在斜坡上造起每级高度相等的石阶梯,每一石级相当于一条地形等高线,那么石阶梯的坡度愈大,石级的间隔距离便愈短,地形等高线愈密集,而平坦的石阶梯坡度则相应的地形等高线必愈疏。既然气压分布图上的等压线可以比喻为地形分布图上的等高线,那么气压梯度也就好比石阶梯的坡度了,大概梯度这个名称就是这样比喻出来的吧。

 

 

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,风产生了, 气压梯度怎么会产生能推动空气运动的力量呢?这可以拿江河中水流来打比方。水从高处流向低处,是因为高处的水和低处的水存在着水位差(右下图),从而使上下游同一水平面上的两点A和B之间发生了重力差异,上游A处所受水柱重力显然要大于下游B处。于是便产生从上游压向下游的旁压力,水就在这种旁压力的作用下顺着倾斜河床从上游流向下游,从高处流向低处。两地间水位差愈大,A、B间的重力差异也愈大,水就流得愈快。

 

 

在空气的“海洋”里也有“水位差”―气压差,即两地间存在着气压梯度。计量水位差单位用米,而计量气压差则用毫巴为单位。两把尺子不一样,但水和空气都是流体,又都有重量,水平方向上两地的水或空气如果存在重力的差异,就都会产生由重力大的地方指向重力小的地方的旁压力(如下图)。从这个意义上看,情况又都相像:水受到旁压力的作用从高处流向低处,水位差愈大,流速愈快;而空气也在旁压力的推动下,从气压高处流向气压低处,两地间气压差愈大,也即气压梯度愈大,空气流得也愈快,风刮得愈起劲。

 

 

人们把在空气的“海洋”里,由于存在气压梯度而产生这种旁压力称为气压梯度力(如下图),气压梯度力是由于大气压力不均匀而作用在空气质点上的压力,其方向由高压指向低压,垂直于等压面,也可以分解成水平气压梯度力和垂直气压梯度力。显然,它的大小和气压梯度成正比。

 

 

现在不难明白风怎样吹起的道理,空气的流动原来是由气压梯度力推动起来的,风刮的猛烈还是微弱也是由气压梯度力的大小来决定的。

 

热极生风

 

 

风为什么吹起?又为什么从高气压斜穿等压线吹向低气压的原因我们在前面基本上已经揭开了。风是由气压分布的差异所引起的,但引起各地气压差异的原因又是什么呢?这里先从“热极生风”说起吧。

 

从字面上看,“热极生风”的意思是说:一个地方热得太厉害,不久便会产生大风。夏天雷雨大风之前,空气往往热得出奇;而在冬天天气回暖,热得反常的时候,不久也会有冷空气大风来临。

 

热与冷是相比较而存在的,这个地区热得反常了,与别的地区一比较,就会比出冷来了。如果那里原来受冷空气控制,那两个区域之间冷热的差异就更大了。

 

 

在一定条件下各种矛盾运动都可以互相转化。冷热的矛盾也可以转化为气压高低的矛盾:热空气发生膨胀,引起该区空气密度减小,结果使得单位面积上承受的空气柱重量也减小,也就是说,那里的气压降低了;相反的,一个地区冷下来的结果会引起那里气压的升高。可见,两地间如果发生了冷热的差异,就会相应地引起气压的差异,冷热差异越大,气压差异也越大。

 

两地间气压差加大,气压梯度力就会增加,风也越刮越有劲。迅猛异常的雷雨大风和冷空气大风,就是因为雷雨地区、冷空气地区与暖区之间发生了很大的温度差,从而引起很大的气压差和很大的气压梯度力而产生的。这样,冷和热的矛盾运动,通过气压高低的矛盾,最后又转化为风的矛盾运动、热运动转化成为风的机械运动。

 

 

然而,这种矛盾运动的转化过程还没有完结:风刮起来以后,川流不息到处奔走,它从南方刮到北方,又从北方刮到南方,从暖的地区刮到冷的地区(气象上称为暖平流,常用高空等压面图上等高线与等温线迭加在一起来进行分析),又从冷的地区刮到暖的地区(气象上称为冷平流),使冷暖空气来来往往,这样风就很自然地成为传送热量的角色。它每走一步就会引起经过之处温度的改变,从而也使各地之间的温度差异发生变化。于是风的机械运动终于又转化为冷与热的矛盾运动。然后,冷与热的矛盾运动又可通过气压高低的矛盾转化为风的机械运动……这种转化过程,一次次地循环,没完没了。

 

阵 风

 

我们平常所说的风其实就是指空气在水平方向上的流动。据观测,在离地面约1500米以上的高空,那里的空气被称为自由大气,空气的流动速度几乎不变(高山地区除外),因此风呈现出一种稳定而均匀的状态。但是在离地面1000米或1500米之内,尤其是接近地面的空气,其流动速度时小时大,因而使风变得忽儿大,忽儿小,吹在人身上有一阵阵的感觉,这就是阵风。

 

一般6级以下的风不会引起大的危害。6级或6级以上的风多阵风,才有一定的危害。气象广播时,经常报告阵风6-7级或8-9级等,是表示在有风的过程中,阵风可能达到的最大级数。

 

为什么会刮阵风呢?

 

 

阵风的产生是空气扰动的结果。我们知道,流体在运动中,流过固体表面时,会遇到来自固体表面的阻力,使流体的流速减慢。空气是流体的一种,当空气流经地面时,由于地面对空气发生了阻力,低层风速减小,而上层不变,这就使空气发生扰动。它不仅前进,且会下降。有时在空气流经的方向上,因为有丘陵、建筑物和森林等障碍物阻挡而产生回流,这就会造成许多不规则的涡旋(见上图)。这种涡旋会使空气流动速度产生变化。当涡旋的流动方向与总的空气流动方向一致时,就会加大风速;相反,则会减小风速,所以风速时大时小;当涡旋与空气流动方向一致而加大风速时,会产生瞬时极大风速,这就是阵风。

 

一般来说,阵风的风速要比平均风速大百分之五十或更高。平均风速愈大,地表面愈粗糙,阵风风速超过平均风速的百分率就越大。一次阵风到达最大风速后,约过l一2秒钟,风速就会小于平均风速的一半,然后再出现另一次最大风速。这样,地面上所吹的风就是一阵阵的了。

 

夏天,当北方有一股较强的冷空气到来时,由于地面太阳辐射增温,特别是中午到下午这段时间,地面温度增高较多,造成高空与地面温度差加大。同时,如果当地上空空气比以前潮湿,就有利于积雨云(即下雷雨的云)的发展,当积雨云发展到强盛阶段,高空的大雨滴就开始下降,速度愈降愈快,高空冷气流也随着下降。雨滴在下降途中有一部分被低空较高的温度蒸发掉,在雨滴被蒸发时,必然吸收周围的热量。因此,高空下降的冷气流愈变愈冷,而地面的温度较高,这样温差更大,气压差也就更大。强烈的冷气流从高空猛烈地冲下来,于是造成强烈的阵风。

 

在一天之内,尤其是夏天中午前后,空气对流旺盛,风的阵性增大;到了夜晚,空气对流减弱,风的阵性就不如白天显著。在一年里,春季风的阵性大,冬季风的阵性小。阵风时间虽短,但对海上生产或航行船只的影响却很大。因此在发布天气预报时,常常要把阵风大小及时地告诉渔民和船员。

 

旋 风

 

 

旋风是打转转的空气涡旋,是由地面挟带灰尘向空中飞舞的涡旋,这种涡旋正是我们平常看到的旋风,它是空气在流动中造成的一种自然现象,可是风为什么会打转转呢?

 

我们知道,当空气围绕地面上象树木、丘陵、建筑物等不平的地方流动时、或者空气和地面发生摩擦时,要急速地改变它的前进方向,于是就会产生随气流一同移动的涡旋,这就刮起了旋风。但是,这种旋风很少,也很小。

 

旋风形成的最主要原因,是当某个地方被太阳晒得很热时,这里的空气就会膨胀起来,一部分空气被挤得上升,到高空后温度又逐渐降低,开始向四周流动,最后下沉到地面附近。这时,受热地区的空气减少了,气压也降低了,而四周的温度较低,空气密度较大,加上受热的这部分空气从空中落下来,所以空气增多,气压显著加大。这样,空气就要从四周气压高的地方,向中心气压低的地方流来,跟水往低处流一样。但是,由于空气是在地球上流动,而地球又是时刻不停地从西向东旋转,那么空气在流动过程中就要受地球转动的影响,逐渐向右偏去(原来的北风偏转成东北风,南风偏转成西南风,西风偏转成西北风,东风偏转成东南风)。于是从四周吹来的较冷空气,就围绕着受热的低气压区旋转起来,成为一个和钟表时针转动方向相反的空气涡旋,这就形成了旋风。

 

这种旋风的中心,由于暖空气不断上升,加上四周的空气不断旋转,所以很容易把地面上的尘土、树叶、纸屑等卷到空中,并随空气的流动而旋转飞舞。如果旋风的势力较强,有时会把地面上的一些小动物,如小蛇、小虫等卷到空中去,在尘沙弥漫中随风前往。

 

一般小旋风的高度不太大,当它受到地面的摩擦或房屋、树木等的阻挡时,就渐渐消散变成普通的风。

 

也许有人还会问:既然地面受热就容易起旋风,那夏天比春天还热,为什么夏天旋风少而春天旋风多呢?这是原因夏天天气虽然很热,但是地面的草木青青,土地湿润,气温相差不大,所以夏天很少刮旋风。可是,在春天,树叶还没有全长出来,草也刚发芽,庄稼地是一片光光的,处处没遮没挡,这就容易晒热,使地面上空气的温度变化较大,就容易刮旋风。

 

旋风能挟带灰尘、乱纸向空中飞舞,当然也能把地面的热量、水汽等带到空中,所以,它造成了空气的热量、水汽等的垂直混合,使空气中热量和水汽等的垂直分布均匀。但在地面附近旋风很小,垂直交换作用不大,因此在紧贴地面气层中形成了特殊的小气候。

 

海陆风

 

 

在海滨地区,只要天气晴朗,白天风总是从海上吹向陆地;到夜里,风则从陆地吹向海上。从海上吹向陆地的风,叫做海风(左上图);从陆地吹向海上的风,称为陆风(右上图)。气象上常把两者合称为海陆风。

 

海陆风和季风一样,都是因为海陆分布影响所形成的周期性的风。不过海陆风是以昼夜为周期,而季风的风向却随季节变化,同时海陆风范围也比季风小。那么海陆风是如何形成的呢?

 

 

 

 

白天,陆地上空气增温迅速,而海面上气温变化很小。这样,温度低的地方空气冷而下沉,接近海面上的气压就高些;温度高的地方空气轻而上浮,陆地上的气压便低些。陆地上的空气上升到一定高度后,它上空的气压比海面上空气压要高些。因为在下层海面气压高于陆地,在上层陆地气压又高于海洋,而空气总是从气压高的地区流到气压低的地区,所以,就在海陆交界地区出现了范围不大的垂直环流。陆地上空气上升,到达一定高度后,从上空流向海洋;在海洋上空,空气下沉,到达海面后,转而流向陆地。这支在下层从海面流向陆地,方向差不多垂直海岸的风,便是海风。如上图给出了海风形成的过程。

 

 

 

 

夜间,情况变得恰恰相反:陆地上,空气很快冷却,气压升高;海面降温比较迟缓(同时深处较温暖的海水和表面降温之后的海水可以交流混合),因此比起陆面来仍要温暖得多,这时海面是相对的低气压区。但到一定高度之后,海面气压又高于陆地。因此,在下层的空气从陆地流向海上,在上层的空气便从海上流向陆地。在这种情况下,整个垂直环流的流动方向,也变得和前面海风里的垂直环流完全相反了。在这个完整的垂直环流的下层,从陆地流向海洋,方向大致垂直海岸的气流,便是陆风。上图给出了陆风形成的过程。

 

一般海风比陆风要强。因为白天海陆温差大,加上陆上气层较不稳定,所以有利于海风的发展。而夜间,海陆温差较小,所波及的气层较薄,陆风也就比较弱些。海风前进的速度,最大可达5-6米/秒,陆风一般只有1-2米/秒。滨海一带温差大,海陆风强度也大,随着远离海岸,海陆风便逐渐减弱。

 

海陆风发展得最强烈的地区,是在温度日变化最大,以及昼夜海陆温度差最大的地区。所以在气温日变化比较大的热带地区,全年都可见到海陆风;中纬地区海陆风较弱,而且大多在夏季才出现;高纬地区,只有夏季无云的日子里,才可以偶尔见到极弱的海陆风。我国沿海的台湾省和青岛等地,海陆风很明显,尤其是夏半年,海陆温差及气温日变化增大,所以海陆风较强,出现的次数也较多。而冬半年的海陆风就没有夏半年突出,出现机会比较少。

 

海风与陆风的范围小。以水平范围来说,海风深入大陆在温带约为15-50公里,热带最远不超过100公里,陆风侵入海上最远20-30公里,近的只有几公里。以垂直厚度来说,海风在温带约为几百米,热带也只有1-2公里;只是上层的反向风常常要更高一些。至于陆风则要比海风浅得多了,最强的陆风,厚度只有200-300米,上部反向风仅伸达800米。在我国台湾省,海风厚度较大,约为560一700米,陆风为250-340米。

海陆风交替的时间随地方条件及天气情况而不同。白天,陆地温度高于海洋;夜里,海洋温度高于陆地。陆地温度高于海洋的时间,一般为下午2-3时,这时候的海风最强。此后温度逐渐下降,海风便随着减弱,约在晚上9-10时,海陆温差没有了,海风也就停止了。夜里,陆地温度降得快,海洋温度比陆地下降得慢些,因此,在晚上9-10时以后,陆上变冷了,海上反而暖些。海陆温差的趋向改变了,海陆风的方向也改变了。从晚上9-10时的一度平静无风之后,接着微弱的陆风就开始了;这以后,海陆温差逐渐增大,陆风也越来越强;大约夜里2-3时左右,温差最大,这时的陆风也最强。天亮后,陆地渐渐暖起来,海陆温差越来越小,陆风逐渐,减弱;约在上午9-10时左右,海陆温差又消失了,陆风随着终止。

 

就这样,随着海陆昼夜温差的不断改变,白天出现的海风,下午2-3时最强,夜间出现的陆风,夜里2-3时最强;上午9-10时和晚间9-10时,海陆温度几乎相同,温度差别消失,海风和陆风便消失了。

 

海风和陆风消失的时间,也正是从海风转为陆风(晚上9-10时)或从陆风转为海风(上午9-10时)的过渡时间。

 

海陆风必须在静稳的天气条件下才可以看得到,如果有强烈的天气系统,如飑线、风暴一类的天气系统出现时,就看不到海陆风的现象了。此外,如果是阴天,陆风吹刮的时间往往拖延很长,而海风出现的时间便一直推后下去,有时甚至迟到12时左右才开始。

 

海风登陆带来水汽,使陆地上湿度增大,温度明显降低,甚至形成低云和雾。夏季沿海地区比内陆凉爽,冬季比内陆温和,这和海风有关。所以海风可以调节沿海地区的气候。

 

山 谷 风

 

住在山区的人都熟悉,白天风从山谷吹向山坡,这种风叫谷风;到夜晚,风从山坡吹向山谷,这种风称山风。山风和谷风总称为山谷风。

 

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(见图5-41)。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。下层风由山坡吹向谷地,称为山风(见图5-42)。

 

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。

 

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,发挥其有利方面,控制其不利方面,为社会主义建设服务。

 

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。

 

焚 风

 

当气流跨越山脊时,背风面上容易发生一种热而干燥的风,名叫焚风。这种风不象山风那样经常出现,它是在山岭两面气压不同的条件下发生的。

 

 

在山岭的一侧是高气压,另一侧是低气压时,空气会从高压区向低压区移动。在空气移动途中遇山受阻,被迫上升,气压降低,空气膨胀,温度也就随之降低。空气每上升100米,气温就下降0.6°C,当空气上升到一定高度时,水汽遇冷凝结,形成雨雪落下。空气到达山脊附近后,变得稀薄干燥,然后翻过山脊,顺坡下降,空气在下降过程中,重又变得紧密,并出现增温的现象。空气每下降l00米,气温就会升高1°C。因此,空气沿着高大的山岭沉降到山麓的时候,气温常会有大幅度的升高。迎风和背风两面的空气,即使高度相同,背风面空气的温度也总是比迎风面的高。每当背风山坡刮炎热干燥的焚风时,迎风山坡却常常下雨或落雪。

 

焚风的害处很多。它常常使果木和农作物干枯,降低产量,使森林和村镇的火灾蔓延并造成损失。十九世纪,阿尔卑斯山北坡几场著名的大火灾,都是发生在焚风盛行时期的。焚风在高山地区可大量融雪,造成上游河谷洪水泛滥;有时能引起雪崩。如果地形适宜,强劲的焚风又可造成局部风灾,刮走山间农舍屋顶,吹倒庄稼,拔起树木,伤害森林,甚至使湖泊水面上的船只发生事故。

 

焚风有弊,但是它也有利。由于它能加速冬季积雪的溶化,不用等到明年春天,牛羊就可以在户外放牧了。焚风还丰富了当地的热量资源,象罗纳河谷上游瑞士的玉米和葡萄,就是靠了焚风的热量而成熟的;而焚风影响不到的邻近地区,这些庄稼就难以成熟。

 

看风识天气

 

 

“东风送湿西风干,南风吹暖北风寒”。这则谚语流传在长江中下游一带,它说明不同的风会带来冷暖干湿不同的天气。

 

长江中下游地区东临海洋,西连大陆,这里的风东吹西刮、南来北往,担负着交流寒暖、运送水汽的任务。东风湿、南风暖,暖湿的东南风为云雨的产生提供了丰富的水汽条件,只要一有上升的机会就会凝云致雨。所以,有“要问雨远近,但看东南风”、“白天东南风,夜晚湿布衣”的说法。而西风干、北风寒,晴天刮西北风,预示着继续晴冷无雨;雨天刮西北风则预示着干冷空气已经压境,随着冷空气层的增厚,空中的云层升高变薄,不久就会云消雨散了。所以,谚语说“西北风,开天锁”。

 

在温带地区,地面上如有两股对吹的风,它们往往是两股规模大、范围广,温度、湿度不同的冷气流和暖气流。南风运载着暖湿空气,北风运载着干冷气流。在它们相遇的地带,形成了锋面。锋面一带,暖湿空气的上升运动最为旺盛。有时暖湿气流势力强大,主动北袭,并凌驾于冷气流之上,向上滑升,冷却凝云。这时,天上云向(暖气流)与地上风向(冷气流)相反,“逆风行云,定有雨淋”。随着云层迅猛发展,增厚,便形成范围广大、连绵不断的云雨了。有时,干冷空气的势力比暖湿气流强大,它主动出击,象一把楔子直插空气下面,把暖湿空气抬举向上,锋面一带便出现雷雨云带。在这一带,雷鸣电闪,风狂雨骤。

 

锋面云雨带的生消、移动,决定于南北气流势力的消长。某地南风劲吹,说明该地处于锋面云雨带以南,这时暖锋北去,天气晴暖。但是,“北风不受南风欺”,“南风吹到底,北风来还礼”,“南风吹得紧,不久起风雨”。每一次吹南风的过程,虽晴暖一时,却又预示着北风推动冷锋南下。所以,一旦“转了北风就要下”,就会云涌雨落。而南风刮得愈久,说明暖湿气流积蓄的力量也愈强,当北方冷空气一旦南下,愈易出现势均力敌的拉锯局面,使锋面在这一地区南北摆动、徘徊不去,会形成连续阴雨的静止锋天气。因此,有“刮了长东南,半月不会干”的说法。如果冷空气势力特强,南下的冷锋云雨往往一扫而过,一下子被推到南方的海洋上;北风愈猛,晴天愈长久。因此,“南风大来是雨天,北风大来是晴天。”

 

高气压和低气压的移动,也常常通过刮风而表现出来。高气压控制下的晴天,如果不刮风,表明高气压系统没有明显移动,晴天仍继续;低气压系统影响下的阴雨天,如果无风,表明低气压系统也很少移动,因而继续阴雨。长江中下游地区降水的低气压系统多由偏西方移来,所以,一年四季的雨前风向多偏东,而且呈逆时针变化,即风向由东南-东-东北地变化;相反地,如果风向由东南到偏西变化,一般无雨,只有夏季地方性积雨云出现时才有可能下雨。谚语说:“四季东风四季下,只怕东风刮不大”,就说明了低气压系统影响前当地的风向。还有“雨后生东风,未来雨更凶”的说法:即雨停后,仍有三、四级的偏东风,这是降雨暂停的征兆,表明西边还有低气压移来,未来会下更大的雨。

 

一般说来,在东北风中开始的降雨,下的时间长,雨量也较大。如果在将要下雨或开始下雨时,风向时而东北、时而东南,这叫做“两风并一举”;预示着移来的低气压系统范围大、移动慢,未来必有连阴雨。

 

在雨天,如果风向转为偏西,天气大多转晴。风向越偏西 北方,风力越大,则转晴越快,晴天维持的时间也较长。有时 西风很小,天气仍不睛,这就属于“东风雨,西风晴;西风不晴 必连阴”的情况。如果在偏南或西南风里转晴,则往往晴不长,表明下次雨期较近。

 

有时,偏东风连刮两三天,天气仍不变,风反而越刮越紧, 这种情况多在旱天出现;这时气温表现为“日暖夜寒”,人们称 之为“天旱东风紧”、“东风冷要旱”。当低气压控制本地时,东风风力不大,午后近地面常有旋风发生,预示近期天旱。“东风 刮,西风扯,若要下雨得半月”。这是说,在一两天内风向时而偏东、时而偏西,预示中期内没有强大的天气系统侵入,不会有降水现象。

 

值得注意的是,相同的风也不一定会出现相同的天气。看风识天气还得看具体条件。

 

首先要看季节。在夏季,暖气流强于冷气流,东南风一吹,锋面云雨带推向北方。这时长江中下游地区在单一的暖气流控制下,空气缺乏上升运动的条件,所以有“一年三季东风雨,独有夏季东风晴”的说法。要是在太平洋副热带高压的稳定控制下,盛行夏季风。夏季风虽然是来自东南海洋,但高气压控制下的气流稳定,天气晴热少雨,于是“东南风,燥烘烘”了。如果夏季吹西北风,反而预示下雨,所以有“冬西晴,夏西雨”,“夏雨北风生”的谚语。

 

在冬半年,冷空气强于暖空气,西北风常把锋面云雨带推向南方海洋。这时长江中下游地区在单一的冷空气控制下,天气晴朗,正象谚语所说的“秋后西北田里干”、“春西北,晒破头;冬西北,必转晴。”如果这时刮起东南风,但刮不长,这就是 “南风吹到底,北风来还礼”,预示锋面云雨带影响到本地,天将变阴,“要问雨远近,但看东南风”。

 

其次要看风速。谚语说得好,“东风有雨下,只怕太文雅”,只有“东风昼夜吼”,才能:风狂又雨骤”;只有“东南紧一紧”,才能“下雨快又狠”。冬天和旱天,偏东风要刮两、三天才能有雨;如果风力达到五、六级,则刮一、两天就可能下雨。而在初夏和多雨期,只要东南风刮一阵就会下雨。

 

另外,“风是雨的头,风狂雨即收”。阵雨前,往往是风打头阵,先刮风,雨才随后下降。雨停的时候也是风先增大,然后雨再停,即“狂风遮猛雨”。这种现象都是在积雨云下发生的。因为积雨云下快接近雨区时先有风,然后下雨,待风大雨大时,雨区很快就过去了。

 

第三要注意地方性。必须区别“真风”和“假风”。在一般情况下,风向风速都有各地不同的日变化规律。这种正常的日变化规律,并不反映天气系统的影响,人们称为“假风”。只有风向稳定在某个方向,风力逐渐增大,才是能预兆天气变化的“真风”。一般“真风”要从早刮到晚,从傍晚刮到午夜;特别是夜风,对于预报天气的晴朗转折,效果更好。至于地方性的山谷风,也属于“假风”,不能用来预报天气转折。

 

为什么我国沿海地区夏季多东南风,冬季多西北风?

 

 

我国沿海大部分地区夏季多东南风,冬季多西北风,这种因季节而改变的盛行风向,叫做季风。随着这种盛行风向的转变,带来了明显不同的天气和气候,当冬季风盛行时,气流从西北方大陆上流过来,这时的空气是寒冷干燥,降水很少;当夏季风盛行时,气流从东南方海洋上流过来,这时的空气是温暖潮湿,降水增多。

 

季风现象在世界上最为明显的要算亚洲东部和南部,所以我国东南地区就成了强大的季风区。这里冬季和夏季的风向几乎是相反的,例如上海1月偏北风(包括西北风,北风和东北风)为62%,也就是观测100次风向,有62次是偏北风,7月偏南风为57%;广州1月偏北风为55%,7月偏南风为52%。由冬夏季风引起不同的天气和气候特点,最主要而明显的就是冬季干燥,夏季多雨。

 

为什么我国东南地区季风特别明显呢?这要从季风形成的原因谈起。我们知道,冬季和夏季海陆气温是不同的,冬季海洋比陆地暖,夏季海洋比陆地冷。温度不同了,气压也是不同的。冬季大陆上气温低些气压高些,海洋上气温高些气压低些;夏季相反,海洋上气温低些气压高些,大陆上气温高些气压低些。既然海陆之间发生气压差异,空气就要从气压高的地方向气压低的地方流动,于是形成了冬夏季海陆之间不同的风向,冬季由陆向海,夏季由海向陆。

 

海陆间温度相差越大,气压也会相差越大,季风就会越强大。世界各地有些地方季风现象并不显著,这是因为这些地方海陆间的温度差异和气压差异都不大,被原有的风掩盖了。亚洲东南部的季风之所以强大是与地理位置和海陆形势有关的。亚洲是和欧洲连起来的一块陆地,它与非洲也差不多是连接的。只隔了一个红海。这一块巨大陆地的东面和南面又是广大的海洋,海陆间所产生的温度和气压差异是很大的。冬季大陆上存在着强大的高气压,夏季又被强大的低气压控制着。这些高气压中心和低气压中心,都产生在海陆间温度差异最大的地方。亚洲东南部正是位于这些高低气压之间的地带,冬夏季风也就特别盛行了。

 

为什么印度半岛沿海夏季经常吹特别强大的西南风?

 

 

从我国到亚洲南部地区或北非东岸,轮船要经过北印度洋。照理,海员们设计航线,应采用航程最短的航线。但是,实际上北印度洋的最短航线,海员们只在冬季采用。在夏季,特别是七月初到八月末,海员们设计的航线往往偏离最短航线的南面很多,就是说,轮船要多走许多航程。这是为什么呢?

 

因为最短航靠近印度半岛大陆的边缘,这里夏季西南风特别强大。大风,是海上航行的敌人。在夏季,特别是七月初到八月末,海员们航行到北印度洋时,宁肯放弃靠近大陆的最短航线─北航线,而选取航程较长的航线─南航线。为什么在印度半岛沿海,夏季经常吹特别强大的西南风呢?

 

这里有两个主要的因素:一是因为印度半岛位于欧亚两大陆地的南端,面临广大的北印度洋。因此,在印度半岛沿海所形成的随季节而改变方向的季风,也就特别强大。冬季风由陆地吹向海洋,夏季风由海洋吹向陆地;由于地球偏向力的作用,冬季吹强大的东北风,夏季吹强大的西南风;二是因为夏季南半球的东南信风带随着太阳的北移越过了赤道,进入了北半球,在地球偏向力的作用下,越过赤道的信风就改变为西南风。这样,西南季风和南半球信风带随着太阳的北移越过了赤道而改变成的西南风,合并起来,就造成了印度半岛近海,特别是阿拉伯的东北缘,夏季的西南风特别强大,以致经常达到大风和烈风的程度。从七月初到八月末,西南风风力最大常常发生烈风和暴风雨。一般从五月份起,小机帆船就停止在该海区航行了。至于大型船舶,从七月初到八月末,通过北印度洋时,海员们也都选取航程较长的航线。

 

大风侵袭前,为什么海面会出现短暂的平静?

 

 

海面引起大风的原因很多,在北半球,最常见的有低气压出海,冷空气从低压后部南下。当冷空气南下时,与南边的暖空气有一个交界面,称为锋面。在强大的冷空气南下时,把暖空气往南推移,锋也随之南移。这时锋前吹的是较弱偏南风,锋后吹的是强劲的偏北大风。由于受到偏北大风的影响,海面上就引起波浪,而且波浪传播的方向是与风向一致,自北向南。波浪传播的速度要比锋移动的速度快,所以波浪中前部分就跑到锋的前面去了。而这部分跑到锋前面的波浪,恰好遇到锋前较弱的偏南风所引起的波浪,两股波浪方向相反,互相削弱,以致抵消,所以大风来临前海面上会再现一段时间的平静现象。

 

冬季紧刮西北风后为什么天气容易放晴?

 

 

冬天,在我国东南部刮的西北风,一般来自我国的北部、苏联的西伯利亚和蒙古人民共和国等地区,那些地方在冬季是非常寒冷的。根据历史气象资料的记载:西伯利亚的维尔霍扬斯克地方,1955年1月15日的气温曾经降低到摄氏零下68度。为什么这些地带特别冷呢?主要是这些地区的地面覆盖着冰雪,冷空气在冬季盘踞很久,白天接受的太阳光热比较少,而晚上向空中散发的热量,却比白天吸收的热量要多得多,这种长期热量收入少、支出多的不平衡现象,就使这些地区蕴藏了大量的冷空气。气象工作者称这些地区为冷空气的发源地。

 

冷空气的特征是重而干燥(含水汽少),由于分量重,于是向地面下沉,构成了广大的高气压带,并且常常向四方流散。如果这团冷空气流散的主力是由西北向东南流动,影响我国东南地区时,这就是我们所说的刮西北风了。

 

冷空气南下的来势往往很凶猛,它会将原来停留在我国东南部的暖空气挤走,并补充进来大量干燥而寒冷的冷空气。我们知道,成云致雨的主要因素是水汽,空气中水汽多了,就容易下雨;空气中水汽少了,天就可能变晴。所以在冬天当北方冷空气南下紧刮西北风后,天容易放晴。农谚说:“西风煞雨脚”,也就是这个道理。

 

为什么午后的风速一般较大?

 

 

我们都有这样的生活经验,在一般情况下,早晨的风并不太大,随着太阳的升高,风也渐渐大起来,午后的风最大,傍晚风又小了下来,夜间的风最小。这种风速的日变化是怎样形成的呢?

 

这主要同太阳的照射有密切的关系。空气流动的速度,往往受到山脉、建筑物以及高低不平地面的阻挡、摩擦等影响,所以,近地面的风速通常比高空来得小。白天,太阳透过空气层照耀着大地,地面吸收大量太阳热,温度不断升高,晒热了的地面把近地面的空气逐渐烘热,这样被烘热了的空气密度小,轻而上升,上层较冷的空气密度大,重而下沉,形成了空气的上下对流。由于上层空气带着较大的风速下沉到低层,近地面的空气带着较小的风速上升到高空,这种上下空气的交换,就使近地面的风速逐渐增大,高空风速逐渐减小。午后,近地面的空气最热,上下热对流也最厉害,所以风速最大。傍晚,太阳西下,地面温度降低,热对流不断减弱,风也逐渐小了起来。夜间,近地面空气冷却,空气对流停止,风就微弱了。

 

这种风速白天大,晚上小的规律,是正常天气条件下常有的现象。如果有寒潮爆发,低气压发生、发展,或台风中心逼近,就会破坏这种规律。

 

但是,在刮东风的时候,一天内的风速变化,却是早晚比午后来得大。如谚语中有“东风两头大,西风腰里粗”的说法;这里的“两头”是指早、晚,“腰里”是指中午,“粗”是风大的意思。这又是什么原因呢?

 

由于我国高空的空气流动方向,大多是自西向东的,也就是说,高空是盛行的偏西风;当地面吹偏东风时,低层气流和高空气流运动方向刚好相反,这就促使低层的东风因受高层西风的影响而减速了,近地面的东风也就减弱了。这种风力的削弱,中午最甚;早晚热对流较弱,东风减弱的程度较中午来得小,所以吹东风时,早晚两头的风较大。

 

当地面吹西风时,高空和低层空气的流动方向一致向东,随着上下对流的加强,地面西风逐渐加大,午后最大,傍晚又减小,这也就是西风“腰里粗”的道理。

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