凱里一中為什麼有那麼多的人掉頭髮?

Jul23

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雲是降水的基礎,是地球上水分迴圈的中間環節,並且雲的發生發展總伴隨著能量的交換。雲的形狀千變萬化,一定的雲狀常伴隨著一定的天氣出現,因而云對於天氣變化具有一定的指示意義。
(一)雲的形成條件和分類
大氣中,凝結的重要條件是,要有凝結核的存在,及空氣達到過飽和。對於雲的形成來說,其過飽和主要是由空氣垂直上升所進行的絕熱冷卻引起的。上升運動的形式和規模不同,形成的雲的狀態、高度、厚度也不同。大氣的上升運動主要有如下四種方式:
1.熱力對流
指地表受熱不均和大氣層結不穩定引起的對流上升運動。由對流運動所形成的雲多屬積狀雲。
2.動力抬升
指暖溼氣流受鋒面、輻合氣流的作用所引起的大範圍上升運動。這種運動形成的雲主要是層狀雲。
3.大氣波動
指大氣流經不平的地面或在逆溫層以下所產生的波狀運動。由大氣波動產生的雲主要屬於波狀雲。
4.地形抬升
指大氣執行中遇地形阻擋,被迫抬升而產生的上升運動。這種運動形成的雲既有積狀雲,有波狀雲和層狀雲,通常稱之為地形雲。
儘管雲的形態千差萬別,但其形成總有一定的規律。根據雲的形成高度並結合其形態,國分類法將雲分為4族10屬。我國於1972年出版的《中國雲圖》將雲分成3族11屬(表3·3,詳見《氣學與氣候學實習》第五章)。
(二)各種雲的形成
1.積狀雲的形成
積狀雲是垂直髮展的雲塊,主要包括淡積雲、濃積雲和積雨雲。積狀雲多形成於夏季午後,具孤立分散、雲底平坦和頂部凸起的外貌形態。
積狀雲的形成總是與不穩定大氣中的對流上升運動相聯絡。有對流能否形成積雲,除了取決於凝結的條件外,還取決於對流上升所能達到的高度。如果對流上升所能達到的最大高度(對流上限)高於凝結高度,則積狀雲形成,否則就不會形成積狀雲。對流愈強,對流上限高於凝結高度的差值就愈大,積狀雲厚度就愈大。對流上升區的水平範圍廣大,則積狀雲的水平範圍也就愈大。
淡積雲、濃積雲和積雨雲是積狀雲發展的不同階段。氣團內部熱力對流所產生的積狀雲最為典型。夏半年,地面受到太陽強烈輻射,地溫很高,進一步加熱了近地面氣層。由於地表的不均一性,有的地方空氣加熱得厲害些,有的地方空氣溼一些,因而貼地氣層中就生成了大大小小與周圍溫度、溼度及密度稍有不同的氣塊(熱泡)。這些氣塊內部溫度較高,受周圍空氣的浮力作用而隨風飄浮,不斷生消。較大的氣塊上升的高度較大,當到達凝結高度以上,就形成了對流單體,再逐步發展,就形成孤立、分散、底部平坦、頂部凸起的淡積雲。由於空氣運動是連續的,相互補償的,上升部分的空氣因冷卻,水汽凝結成雲,而云體周圍有空氣下沉補充,下沉空氣絕熱增溫快,不會形成雲。所以積狀雲是分散的,雲塊間露出藍天。對於一定的地區,在同一時間裡,空氣溫、溼度的水平分佈近於一致,其凝結高度基本相同,因而積雲底部平坦。
如果對流上限稍高於凝結高度,則一般只形成淡積雲。由於雲頂一般在0℃等溫線高度以下,所以雲體由水滴組成,雲內上升氣流的速度不大,一般不超過5m/s,雲中湍流也較弱。在淡積雲出現的高度上,如果有強風和較強的湍流時,淡積雲的雲體會變得破碎,這種雲叫碎積雲。
當對流上限超過凝結高度許多時,雲體高大,頂部呈花椰菜狀,形成濃積雲。其雲頂伸展至低於0℃的高度,頂部由過冷卻水滴組成,雲中上升氣流強,可達15—20m/s,雲中湍流也強。
如果上升氣流更強,濃積雲雲頂即可更向上伸展,雲頂可伸展至-15℃以下的高空。於是雲頂凍結為冰晶,出現絲縷結構,形成積雨雲。積雨雲頂部,在高空風的吹拂下,向水平方向展開成砧狀,稱為砧狀雲。在順高空風的方向上,雲砧能伸展很遠,因而它的伸展方向,可作為判定積雨雲的移動方向。積雨雲的厚度很大,在中緯度地區為5 000—8 000m,在低緯度地區可達10000m以上。雲中上升下沉氣流的速度都很大,上升氣流常可達20—30m/s,曾觀測到60m/s的上升速度,下沉速度也有10—15m/s。雲中湍流十分強烈。
熱力對流形成的積狀雲具有明顯的日變化。通常,上午多為淡積雲。隨著對流的增強,逐漸發展為濃積雲。下午對流最旺盛,往往可發展為積雨雲。傍晚對流減弱,積雨雲逐漸消散,有時可以演變為偽捲雲、積雲性高積雲和積雲性層積雲。如果到了下午,天空還只是淡積雲,這表明空氣比較穩定,積雲不能再發展長大,天氣較好,所以淡積雲又叫晴天積雲,是連續晴天的預兆。夏天,如果早上很早就出現了濃積雲,則表示空氣已很不穩定,就可能發展為積雨雲。因此,早上有濃積雲是有雷雨的預兆。傍晚層積雲是積狀雲消散後演變成的,說明空氣層結穩定,一到夜間雲就散去,這是連晴的預兆。由此可知,利用熱力對流形成的積雲的日變化特點,有助於直接判斷短期天氣的變化。
2.層狀雲的形成
層狀雲是均勻幕狀的雲層,常具有較大的水平範圍,其中包括卷層雲、捲雲、高層雲及雨層雲。
層狀雲是由於空氣大規模的系統性上升運動而產生的,主要是鋒面上的上升運動引起的。這種系統性的上升運動,通常水平範圍大,上升速度只有0.1—1m/s,因持續時間長,能使空氣上升好幾千米。例如當暖空氣向冷空氣一側移動時,由於二者密度不同,穩定的暖溼空氣沿冷空氣斜坡緩慢滑升,絕熱冷卻,形成層狀雲。雲的底部同冷暖空氣交綏的傾斜面(又稱鋒面)大體吻合,雲頂近似水平。在傾斜面的不同部位,雲厚的差別很大。最前面的是捲雲和卷層雲,其厚度最薄,一般為幾百米至2000m,雲體由冰晶組成。位於中部的是高層雲,其厚度一般為1000—3000m,頂部多為冰晶組成,主體部分多為冰晶與過冷卻水滴共同組成。最後面是雨層雲,其厚度一般為3000—6000m,其頂部為冰晶組成,中部為過冷卻水滴與冰晶共同組成,底部由於溫度高於0℃,故為水滴組成。
從上述的系統性層狀雲形成中可以看到,在降水來臨之前,有些雲可以作為徵兆。如卷層雲,通常出現在層狀雲系的前部,其出現還往往伴隨著日、月暈,因此如看到天空有暈,便知道有卷層雲移來,則未來將有雨層雲移來,天氣可能轉雨。農諺“日暈三更雨,月暈午時風”就是指此徵兆。
3.波狀雲的形成
波狀雲是波浪起伏的雲層,包括卷積雲、高積雲、層積雲。雲中的上升速度可達每秒幾十釐米,僅次於積狀雲中的上升速度。
當空氣存在波動時,波峰處空氣上升,波谷處空氣下沉。
空氣上升處由於絕熱冷卻而形成雲,空氣下沉處則無雲形成。如果在波動形成之前該處已有厚度均勻的層狀雲存在,則在波峰處雲加厚,波谷處雲減薄以至消失,從而形成厚度不大、保持一定間距的平行雲條,呈一列列或一行行的波狀雲。
一般認為形成波動的原因主要有二:一是由於大氣中存在著空氣密度和氣流速度不同的介面,在此介面上引起波動。二是由於氣流越山而形成的波動(稱地形波或背風波)。在上層風速大、密度小,下層風速小、密度大的介面上產生波動時,由於各高度上的風向、風速常隨時間變化,波動的方向也隨之改變,新產生的波動疊加在原來的波動之上,從而形成棋盤格子般的雲塊。波動氣層甚高時形成卷積雲,較高時形成高積雲,低時形成層積雲。
波狀雲的厚度不大,一般為幾十米到幾百米,有時可達1000—2000m。在它出現時,常表明氣層比較穩定,天氣少變化。諺語“瓦塊雲,晒死人”、“天上鯉魚斑,明天晒穀不用翻”,就是指透光高積雲或透光層積雲出現後,天氣晴好而少變。但是系統性波狀雲,像卷積雲是在捲雲或卷層雲上產生波動後演變成的,所以它和大片層狀雲連在一起,表示將有風雨來臨。“魚鱗天,不雨也風顛”就是指此種預兆。
4.特殊雲狀的形成
除上述幾種雲的形成外,還有一些特殊雲狀,如堡狀、絮狀、懸球狀、莢狀等,它們的出現往往能預測天氣的變化趨勢。因此,瞭解它們的成因和特徵,有助於利用它們判斷未來天氣。
(1)懸球狀雲:是指從雲底下垂的雲團,多出現在積雨雲的底部。有時在高積雲、高層雲和雨層雲的底部也可以見到。
當雲中有大量的水滴時,如果雲底附近有強烈的上升氣流,將下降的水滴托住,便會形成好像懸掛在雲底的雲團,這就是懸球狀雲。
懸球狀雲的出現,通常預兆有降水產生,因為一旦上升氣流減弱,原先被托住的水滴就會降落下來,形成降水。
(2)堡狀雲和絮狀雲:堡狀雲底部水平,頂部則是並列著突起的小云塔,形狀像遠方的城堡。這種雲的形成,常常是在波狀雲的基礎上發展起來的。當波狀雲在逆溫層下形成以後,如果逆溫層不太厚,則逆溫層下湍流發展時,較強的上升氣流就穿過逆溫層,使水汽凝結,形成具有圓弧頂部的雲朵,這就是堡狀雲。常見的堡狀雲有堡狀高積雲和堡狀層積雲。
絮狀雲的個體破碎,形狀像棉絮團,它常是潮溼氣層中的強烈湍流混合作用而形成的,主要為絮狀高積雲。
夏半年如早晨出現堡狀高積雲或絮狀高積雲,表示該高度上氣層不穩定,到了中午,低層對流一發展,上下不穩定氣層結合起來,會產生強烈上升氣流,形成積雨雲,下雷暴雨或冰雹。傍晚對流減弱,如出現堡狀高積雲,表明高空將有不穩定系統逼近,次日可能出現系統性雷暴雨。
(3)莢狀雲:莢狀雲中間厚、邊緣薄,雲塊呈豆莢狀。常見的莢狀雲主要是莢狀高積雲和莢狀層積雲。
莢狀雲是由區域性上升氣流和下降氣流相匯合而形成的。當上升氣流使空氣絕熱冷卻而形成雲時,如果遇到下降氣流的阻擋,其邊緣部分因下降氣流而逐漸變薄,這樣便形成莢狀雲。在山區,氣流受到地形的影響也能形成莢狀雲。
上面介紹了積狀雲、層狀雲、波狀雲和一些特殊雲狀形成的物理過程。但它們並不是孤立的不變的。由於條件的變化,它們可以是發展的或消散的,也可以從這種雲轉化為那種雲。例如積狀雲中,淡積雲可以發展到濃積雲,最後形成積雨雲。積雨雲在消散時,可以演變成偽捲雲、積雲性高積雲和積雲性層積雲。又例如,波狀雲發展時,可以演變成層狀雲(蔽光高積雲可以演變成為高層雲,蔽光層積雲可以演變成為雨層雲)。層狀雲消散時,也會演變成為波狀雲(雨層雲消散時,可演變為高層雲、高積雲或層積雲)。總之,雲的產生、發展和演變是複雜的,也是有規律的。

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