气象：阴晴冷暖早知道(txt+pdf+epub+mobi电子书下载)

作者：秦赟

出版社：安徽科学技术出版社

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气象：阴晴冷暖早知道试读：

前言

科学是人类进步的第一推动力，而科学知识的普及则是实现这一推动的必由之路。在新的时代，社会的进步、科技的发展、人们生活水平的不断提高，为我们青少年的科普教育提供了新的契机。抓住这个契机，大力普及科学知识，传播科学精神，提高青少年的科学素质，是我们全社会的重要课题。

科学教育，是提高青少年素质的重要因素，是现代教育的核心，这不仅能使青少年获得生活和未来所需的知识与技能，更重要的是能使青少年获得科学思想、科学精神、科学态度及科学方法的熏陶和培养。

科学教育，让广大青少年树立这样一个牢固的信念：科学总是在寻求、发现和了解世界的新现象，研究和掌握新规律，它是创造性的，它又是在不懈地追求真理，需要我们不断地努力奋斗。

在新的世纪，随着高科技领域新技术的不断发展，为我们的科普教育提供了一个广阔的天地。纵观人类文明史的发展，科学技术的每一次重大突破，都会引起生产力的深刻变革和人类社会的巨大进步。随着科学技术日益渗透于经济发展和社会生活的各个领域，成为推动现代社会发展的最活跃因素，并且是现代社会进步的决定性力量。发达国家经济的增长点、现代化的战争、通讯传媒事业的日益发达，处处都体现出高科技的威力，同时也迅速地改变着人们的传统观念，使得人们对于科学知识充满了强烈渴求。

对迅猛发展的高新科学技术知识的普及，不仅可以使青少年了解当今科技发展的现状，而且可以使之从小树立崇高的理想：学好科学知识，长大为人类文明作出自己应有的贡献。

为此，我们特别编辑了这套丛书。这些内容主要精选现代前沿科技的各个项目或领域，介绍其研究过程、科学原理、发展方向和应用前景等，使青少年站在当今科技的新起点寻找未来科学技术的契入点和突破口，不断追求新兴的未来科学技术。

本套青少年科普知识读物综合了中外最新科技的研究成果，具有很强的科学性、知识性、前沿性、可读性和系统性，是青少年了解科技、增长知识、开阔视野、提高素质、激发探索和启迪智慧的良好科谱读物，也是各级图书馆珍藏的最佳版本。

太阳

太阳，天气的创作者，在太阳系中心已经熊熊燃烧了几十亿年。在它的核心，温度高达27，000，000°F（15，000，000℃）。无数氢核相互碰撞聚合，形成氦核并产生巨大的能量，其中的大部分以每27分钟6×10卡路里热量的速度从太阳中被释放出来。

太阳释放的总能量中，地球仅仅得到其中的大约20亿分之一，部分原因是两个星体相距大约93，000，000英里（150，000，000千米），部分是因为地球表面积比较小。剩余的能量则散失在宇宙中。那些到达地球的能量，尽管很少，但足够加热地球，它维持了生命的繁荣，并为大气提供能量，形成我们所知道的天气。

地球吸收不同波长的太阳光谱。一些是来自可见光的短波能量。一些是植物通过光合作用生长所必需的紫外线能量。这种能量一旦被吸收，一部分就会被地表和在其上的所有物体反射回大气并进入太空。对太阳能的反射能力被称为反射率。

太阳怎样使地球变热

红外波长的辐射使地球变热。光能被地球吸收，然后以长波的红外辐射形式进入大气，在那幅它被云、二氧化碳（CO）和其他微量2气体吸收。之后大气把其中一部分能量辐射向太空，一部分返射回地表，逐渐形成热量。这个自然的加热过程被称为温室效应。

地球不断运行着以平衡自身的温度，其散失与吸收的热量终将平衡。

白天地球吸收热量比散失的多，在晚上它继续放射热量，在这个过程当中地表渐渐冷却下来。从太阳吸收的能量大约有21%以这种方式散失。

大约有27%的到达地球的太阳能以传导或对流的形式传播开来。传导是当物体被加热时，物体里相对移动快的分子把能量直接传送给另一个分子的过程。土地和水就以这种方式慢慢地传播它们的热量。对流是在液体或气体里，通过分子运动进行的热量传播，也是云形成的一种方式。空气被地表加热，所以它的分子运动速度较快，传播得更远，占据更多的空间。比较温暖的轻空气上升得较高，并分散直到冷却至它的凝固点——云就形成了。

地球运动

地球是一颗赤道微凸两极略扁的行星。它以每秒18.5英里（29.8千米）的速度绕太阳公转。公转轨道长583，820，580英里（193，568，147千米）。这样，地球公转一周需要365天5小时48分46秒。公转轨道是椭圆形而非圆形，太阳正位于轨道中心附近，因此，北半球在1月份比7月份更接近太阳。然而，北半球在1月份却是最冷的时期。很明显，这种椭圆形的轨道结构并不是形成各种季节的决定因素。

地球在公转的同时，还绕地轴自西向东自转。地轴是一条假想的穿过南北两极点的直线。自转周期为24小时——运行一天。赤道（行星上最宽的部分）上的任何一处都是以每小时2.4万英里（39，000千米）的速度转动，这种转动速度在向两极方向上不断减弱，直到两极点线速度为零。

地轴并不垂直于它椭圆形的平面：它形成一个23.5度的倾斜角。正是由于这一角度及运转轨道，使地表的不同部分朝向太阳，形成季节的变换。

依据加热地表的太阳能能量多少，地球呈现出不同季节。除了地球两极点与太阳等距离时的春分、秋分两点外，始终是一个极点偏向太阳，另一个极点远离太阳。当北极偏向太阳时，北半球受太阳光照射更直接，每天日照更长。热能积聚的结果就形成了我们所说的夏季。与此同时，南半球正值冬天：南极偏离太阳，所受太阳光照射时间短，以低角度照射的太阳光线强度减弱。

如果地轴没有倾斜将会怎样呢？如果轴线平行于地球椭圆表面，那么长达一周白昼的最热的夏季将出现在两极；假设地轴垂直于椭圆轨道表面，赤道处得到的光线会更强烈，并伴随纬度的升高而减弱，除两极外所有的地方昼夜平分，并且不会产生季节性的变化。

无论何时，地球上一半是白昼，一半是黑夜。偏向太阳的极点每年至少在一次的自转中受到24小时照射。然而由于地球的形状、地轴的倾斜以及地表凹凸不平的影响，使得在任何一个季节里，高纬度地带都会因光线入射角过低，而很难甚至得不到一点热量。另一方面，热带地区因太阳光线终年直接照射而吸收或多或少的持续太阳能。

大气

我们的气候形成于包围在地球周围的多层的大气结构之中。大气层的厚度为600英里（996千米）。与地球7928英里（12，759千米）长的直径相比，大气就像对着台球呼一口气所形成的薄雾一样。然而，在地球和对人体有害的太空之间，也幸好有这一层薄薄的大气层。大气层吸纳着我们生命所必需的氧气、水汽，防止地球被太阳发出的紫外线烤干。大气层也保护着地球，防止它遭受流星雨的袭击。每年，有数十万吨的宇宙碎片以某一角度进入大气层，但其中许多碎片都在大气层中跳跃（就像打水漂时，在水面上飞行的石头一样）。而另外一些则在大气层中烧毁了。月球，正是由于没有大气的保护，不断遭受宇宙碎片的袭击，形成了坑坑洼洼的表面。

地球的大气层由五大层构成，层与层之间有些有明显的界限或过渡层。大气没有外边缘——只是向外逐渐变薄，直到距地表3100英里（5000千米）的地方，再向外则是真空了。以此为边界向内延伸便是外逸层，它主要是由氢原子组成。

大气中原子间由于离得很远，所以很难相互碰撞，甚至在绕地球一周之后也不会碰到其他原子。这些原子以惊人的速度运动，温度高达4500°F（2500℃）。

贴近地表处，大气密度增大，气压随各大气层气体的增多而升高。在外逸层之下是电离层。

在电离层的底部，两气体分子之间的距离超过0.5英里（0.8千米）。接下来便是中间层，由氦原子和氧原子组成。在这一层中，如果没有特殊的设备仍无法呼吸。

接下来是平流层。平流层含有能吸收来自太阳紫外线的臭氧层。在这一层中，不时的会出现一些高耸的云层，由于对流作用使得这一层很平静，适合于飞机飞行。

平流层通过对流层顶过渡到对流层。这一层顶距两极点5英里（8千米），距赤道则增厚到10英里（16千米）。99%的气体分子都集中在最低的19英里（31千米）范围内。在这个范围内，气体分子几乎每移动1/300万英寸（0.000008厘米），就要和另一分子碰撞，这些气体分子有氧分子、氮分子以及水汽，二氧化碳和其他一些气体。这些分子相互碰撞时所产生的能量不断地进行传递，从而产生了气流——风的来源，这正是全球的气候模式的根本原因。

各种天气的形成

在太阳开始散发光芒之后不久，太阳系的九大行星就产生了，每颗行星都被某种特定的大气环绕着。虽然这些大气产生于相同的基本元素，但不同的运行轨道和时间的推移产生了很大的差异。包围着水星的氦气层包含太少的分子以至于不能形成某种气候。最外层的行星是小冥王星，然而当它运行到离太阳较近时，它就有一个由氮和甲烷组成的薄薄的大气层。然而当它运行到离太阳较远时，它的大气层却是一层静态的，不能形成气候的霜冻薄层。

气体巨人上的天气

被如此称谓的气体巨人——木星、土星、海王星和天王星——它们的大气主要由氢和氦组成的。木星的大气或许延伸到了它的核心（大约43，000英里即69，000千米深）——虽然在大约600英里（1000千米）的深度，氢气压缩变成液态。越往深处气体变得越密集以致像金属一样。在晴朗的夜晚，能够看见木星上被称为大红斑的台风覆盖了三倍于地球面积的地区。在太阳系的强风行星：土星和海王星上，旋转的台风也是如此猛烈——每小时1200英里（1900千米）。天王星，完全倾斜到一边，有20年长的季节：当温度达到-300°F（-184℃）的大面积的寒冷的风暴爆发时，标志着春天的融化开始了。

陆地上的天气

金星和火星上有我们所认知的天气。因为金星的轴线几乎不倾斜，它缺少季节变化：它在任何时候都是炎热的。大气有95%是二氧化碳，通过温室效应加热着金星地表，平均温度达到885°F（457℃）。

金星的地表气压是90标准大气压（91，192毫巴），而地球地表气压为1标准大气压（1013毫巴），猛烈的东风以每小时200英里（322千米）的速度绕着金星运行，使那里狂风大作。光线透过厚厚的硫酸云层倾泻出来，使金星在夜空中闪闪发光。

火星大气中含有95%的二氧化碳，但是它有一个相对小的引力。它的大部分原始气体已经被太阳风吹散了。火星平均地表压力是0.008标准大气压（8毫巴）。气压低，加之极度的干燥，就阻止了水的形成积聚。这意味着火星几乎没有云，薄薄的大气还使火星对于太阳的热量相当敏感：例如，赤道的温度全年在-193°F至+72°F（-125℃至+22℃）之间变动。冰层覆盖了火星的两极，它们的融化和冻结受到火星与太阳远近距离的影响，也受到速度为每小时125英里（200千米）的风的影响，它产生了强大的尘埃云，阻挡了太阳光，使冰层的融化慢下来。这些灰尘风暴时常侵袭着整个星体。

天气的创造者

即使在南极洲——地球上最干燥的地方，空气中也含有水分。如果空气是完全干燥的，将会有更多的从地表辐射的热量散失在太空中。值得地球上的生命庆幸的是，空气包含能很好地吸收能量的水汽。更值得庆幸的是，空气中的水汽能够持续不断地得到补充。在不断的循环中，水从陆地和海洋蒸发并聚集成云。然后产生雨、雪或其他形式的降水，其整个过程都是自我循环的。

空气有施加压力的重量。空气越多，重量越大，压力越强。空气的深度——大气层厚度，依据地球的地势而变化。在山巅处空气就比较少，因此大气压就比山谷中气压低。

气压还受温度的影响，温度的高低标志着分子运动的程度。空气分子不停地彼此来回运动，周围的任一分子都可能会碰巧与之相撞。这种撞击继而产生热量。因此气压越强一也就是说，有更多的分子彼此相互碰撞，空气温度就高。此外，运动的分子数量越多，为其所占据的空间就越大。所以，对于给定的同体积的暖空气和冷空气，前者含有的分子数量要少于后者。暖空气较小的密度意味着它比较轻，相对于密度较大，较重的易于下沉的冷空气而言更易于上升。

大气中的水分子在三种状态之间不停地来回转化：气态、液态和固态。雨从云中降落意味着更多的水分子脱离气态并形成小水滴（凝结），相对于水分子从小水滴状态进入气体状态（蒸发）。

这两个过程，凝结和蒸发，在我们周围空气中时时刻刻都在进行着，但因温度不同，进行的速度也会有所不同。例如，在一个晴朗无云阳光灿烂的日子里，热量会加速蒸发的速度，防止空气中的小水滴存活太久。所以，返回水汽的水分子比以小水滴形式存在的水分子要多。空气冷却，蒸发的速度会下降直至蒸发的水分子少于凝结的水分子：在这一点上，我们说空气饱和，水汽通常会凝结成小微滴，形成云、薄雾和浓雾。

气团

在同一温度、压力和温度下含有或多或少的空气分子的巨大实体称为气团。气团非常大，通常覆盖数万平方千米的面积。它们控制了其形成和途径地区的天气特征。大陆气团比较干燥，海洋气团则比较潮湿，极地气团比较寒冷，热带气团则比较温暖。一个气团或许以一种类型开始，而慢慢变成另一种类型。在前页的地图上描绘出了地球上的最显著的主要气团。

气压系统

在气象图上，被标有一个“高”字的气团比周围的气团有一个较高的地面气压。低压气团则在气团相互磨擦和混合的空白处被找到（记住，“高”和“低”就如同“热”和“冷”，是相对的词）。一般说来，气团不是很容易就可以相互混合的。当密度差异很大的气团相遇时，它们之间的低压区通常发展成为极不稳定的区域，使气团间的过渡变得剧烈起来，形成狭窄的多雨地带，称为锋。

高压和低压受制于高空急流，而急流的形成又始于高压和低压。在地表，空气运动得相对比较慢，由于科里奥利效应呈圆周运动。

巨大的半永久性的低压气团和高压气团产生并引导移动的气压系统。在一定地区它们对天气的影响占主导地位，它们的位置和强度随着季节的变迁而变化。在7月份这些气压系统的位置，而此时正值印度雨季。然而在1月份一个称作“阿留申”的低压区沿着阿拉斯加沿岸移动，在夏季则消失，再次引起亚洲

风

尽管空气看不见，虚无缥缈，但它却时时刻刻的存在着，它吹拂我们的脸颊，使旗帜飘扬，使船帆涨满，使云飘过天空。有时它却发出狂啸，就像在华盛顿山上，在那儿，1934年4月12日，山顶阵阵狂风，以每时233英里（373千米）的速度被载人世界纪录。

当空气在旋转着的地球上空移动时，它就被称为风。地球的运动不是风产生的原因。大气自身与地球相伴，并围绕着地球旋转。是气压使空气处于运动状态。气压不均衡地分布在地球周围。为达到全球均衡，空气从高压地区移向空气密度较小的低压地区。这个运动以各种各样的形式体现，从夏季的和风到大陆季风，诸如印度季风。

气象学家通过标出压力绘制大气图。联接等压点的线称为等压线。它们形成类似地势图上等高线的同心圆或光滑的曲线，而且正如等高线表示河流流过地面的快慢一样，等压线则表示了风吹动的强弱。等压线越密，压力梯度越大，风速就越大。

在地势图上，河流从高地向低地直接穿过海拔线。但是在等压线图上，空气并不直接穿过等压线，因为地球旋转影响着风从高压吹向低压。

当空气环绕着旋转的地球表面远距离移动时，它最初的向东的动量在地表开始改变。设想空气移向北极：当空气接近极点时，在那儿地球转动为零，风更加缓慢地向东越过大片土地。结果是，这股空气继续保持它相对地表转向东的动量。这样，即使空气以相当直的路线越过纬线向极地方向移动，相对于向东旋转的地球，它看起来也是向东转向越过经线。

一个叫做古斯塔·加斯佩德·科里奥利的法国人在1835年最先用数学方法来描述这种效应，所以气象学家用他的姓氏命名此种效应。在北半球，科里奥利效应使风向右偏离其原始的路线；在南半球，这种效应使风向左偏离。风速越快，产生的偏离越大。于是，在北半球，空气移向低压中心并向右弯曲，形成了一个逆时针方向的气旋式气流。从高压地区或从反气旋移动出来的空气，也向右弯曲，形成了一个顺时针方向的旋风。在南半球，则正相反。

科里奥利效应在极地最显著，逐渐变弱直到在赤道处完全消失，在那儿，地球的转动达到最高点。这就是为什么飓风和台风只能仅仅使云形成在5纬度以上的地区。

然而，地球的旋转对个别的雷暴和龙卷风产生的影响是极小的——它们的半径太小了——地球的旋转使飓风产生了很小的转动。科里奥利效应不仅仅对风产生了影响，任何一个环绕地表的远距离的运动都会公平地受到大气捉弄。例如，在第一次世界大战期间，德国军队用它引以自豪的射程为70英里（113千米）的大炮轰击巴黎时，就受到了科里奥利效应的严重影响。使他们懊恼的是，他们发现他们的炮弹远远地向右偏离目标。直到那时为止，他们从来没有担心科里奥利效应，因为，他们从来没有这样远距离地开火。

甚至连能够把球从场地一边抛向另一边的篮球运动员，也不得不因为科里奥利效应的影响来调整自己的投球达半英寸（1.3厘米）。在另一方面，与当今许多书本上教授的相关内容相反的是，从洗涤槽排出的水不受这种效应的影响。如果在澳大利亚，水以顺时针方向旋转而下，这仅仅是因为水槽的形状或者水龙头喷射的角度。科里奥利效应，只在这种情况下，没有足够的时间来影响水的运动。

在大气高处，在环绕地球的气流中，科里奥利效应是一个重要的因素。在大约180，000英尺（5500米）和更高处，空气没有与大山、树林和丘陵的磨擦，它能不断地增强力量并达到惊人的速度。当气压差不断地把这些柔和的风推向低压地区时，空气就会受科里奥利效应的影响而转向，最终沿着等压线和低压附近吹动。在任何地方，这种现象都没有在地球气压梯度最大的地方效果明显：形成风速很大的急流。

巨风

急流在对流层顶部环绕着地球，决定着风暴的路径。了解它们的速度和力量对提前几天预测天气是很关键的。气象学家在二战期间对这些柔和的风的存在第一次有了一些了解，当轰炸机驾驶员穿过日本向西飞时，报导了高空处奇怪的现象。在30，000英尺（9100千米）高空附近，他们遇到了始料不及的湍流。当机组人员向地面望下去时，他们发现他们竟然几乎没有靠近目标。

阻碍了轰炸机路线的高空风是一条风速集中的带状气流，出现在中纬度地区。它们通常有几百英里长，速度可达每小时200英里（322千米）。那些位于极地的急流是地表冷热空气相遇时形成的，在更高处产生了一个明显的气压梯度。这种现象发生是因为较冷的向极地方向运动的空气分子在地表被更紧密地压缩，在高空处仅留下少量的空气分子。少量的空气分子意味着更稀薄的大气和更低的气压。因此在赤道边界一侧的高空暖气流抵达极地方向的低压地区后，暖空气转向东形成急流核。极地的急流来回环绕着越过纬线。它那惊人的速度意味着一个小小的加速或减速都能影响下面的天气。在急流加速的地方，上空的空气大面积地辐散，以致产生一个相对低压的地区，空气辐合，地表风不断地汇集；在急流减速的地方，空气堆积，气压下降，并抑制上升的气流。

虽然我们对于急流是怎样发挥作用的了解是相当有限的，但气象学家研究地表怎样影响空气已有很长一段时间了。

追溯至1735年，一个叫乔治·哈得来的英国律师十分详细地描述了它们之间的联系。他论证说，热空气在赤道上升，而冷空气在极地下降。赤道的空气上升到大气高处，远离赤道大约30纬度冷却。在那里下沉并沿地表辐散开来。

空气不断下沉至30纬度左右形成了半永久性的高压区。其中之一百慕大高压区有时几乎有半个美国那么大，通常控制大西洋台风。在北太平洋上方一个更大的半永久性高压区随着季节的变化而迁移，就像急流在夏季移向极地，在冬季转向赤道一样，对极地空气的扩散和收缩作出相应反应。在夏季，在最北处的太平洋高压试图阻止风暴到达美国西海岸；高压系在冬季向南方撤退，通常为大陆的持续的降雨打开了阀门。

风和洋流

风对波浪的形成有很大的影响，但是它们也驾驭着世界上的海洋洋流。例如，当空气顺时针方向在太平洋高压周围运动时，它会沿着加利福尼亚海岸南下。沿岸的北风使水向南移动，但是受科里奥利效应的影响，近海的水会转向西。结果是深海的冰冷的营养丰富的水连续上升——有利于鱼的生息繁殖，但对游泳者来说是很糟糕的。这股冷洋流还产生了经常出现在旧金山海湾近海雾带。

在冬天，急流有时是形成在半永久性的副热带上空，并向极地方向发展，它把湿空气带进像南欧或美国海湾这样的地区。在热带高压地区，空气受科里奥利效应影响转向西，形成一股持续的风。这股风最初被命名为“贸易风”，是因为它曾经影响那些横越大西洋和太平洋向西方寻求财富的探索者和商人。“信风”完成了哈得来环流圈的环流。它们在部分雷雨地区的赤道附近辐合，被称为赤道低压槽或ITCZ（热带辐合带）。在这儿，空气上升到对流层顶部，又一次经过哈得来环流圈的环流。哈得来环流圈，像所有的风一样，根据气压的变化有不同的反应。但是在热带地区和中纬度地区之间变化，它显示了风的特性：对从太阳吸收的热量进行再分配。每天海岸线上的微风也在进行着小规模的热量再分配。在晚上或在黎明，海洋比陆地温暖，空气吹向海面。作为回应，仅在海面上方几千英尺或更低处，空气返回陆地，完成循环。当空气在陆地上方以很强的力量上升时，风的传送会转向，当空气像在白天被烘烤一样迅速地变暖，到下午，在地表，陆风已经变为海风，空气在高处转变方向来进行自我补充。

有时风使它们自己的温度产生了异常。许多有着恶劣影响的暖风沿着山坡下滑。当在大盆地形成高压时，例如，南加利福尼亚的东部，温暖干燥的空气被迫穿过洛杉矶盆地附近的山脉。当它上升时，它会稍微冷却下来，然后，它会沿着背风坡快速下沉，形成圣安娜风。当它到达低海拔地区时，会再一次被压缩而加热升温。最终的温度，有时接近100°F（38℃），比在背风坡处最初温度要高得多。

圣安娜风有时会使火势蔓延，产生灾难性的影响。类似的沿斜坡下沉的西风在1995年扇燃了奥吉兰伯克利山火，夺去了25条人命，烧毁了成千上万所房子。另一场于热的下坡风，阿尔卑斯焚风，因为火灾而以“GOTH”（意为哥特人，暗指野蛮）命名。与之有密切联系的能够使雪融化的风是奇努克风，沿着落基山的东斜坡下滑。1943年在南达科他，奇努克风在两分钟内使温度升至44°F（27℃）。许多正在驾车的人们遇到突如其来的热流突然转向摔进沟里，因为突然结冻的防风玻璃上的厚雾使他们看不清事物。

在最近几年，一些风不断侵扰人们。古罗马时期人们几乎不用担心那不勒斯西罗科风，但是现在由于小山丘的树木已被伐光，风的流动不被阻碍，它通常把那些令人讨厌的热空气带向低海拔地区。而且它被指责为引发疾病的罪魁祸首，其症状有情绪低落、困倦、过敏和严重的周期性偏头痛。以色列的沙拉尔风被认为能引起类似的病态；一些科学家相信它影响了内分泌的平衡。一股干燥的下滑的风，法国的罗纳大山谷的密史脱拉风，实际上是一股冷空气，它有时以每小时接近100英里（160千米）的速度向里昂湾狂啸而去。

云

云彩是空中的城堡——有时，又是花椰菜，是风中飘舞的少女的长发，是旋转的飞盘，或是毛绒绒的绵羊。尽管它们的形状千变万化，然而物质构成却是相同的——都是

水和冰

大气中的所有空气都含水。但是水通常是看不见的，直到空气冷却到饱和状态，或者有更多的水分加入。气流上升是发生此种情形的最普通方式。在晴朗的天气中，一个地区会很好的吸收太阳光线，致使当地气温比周围地区高出1～2°F。一个被称为热气流的隐形的气泡开始膨胀并上升。最终，它的空气饱和并开始凝结。一朵积云便诞生了。

积云有一个扁平的底部，它是饱和状态形成的标志，潮湿的条件一下，大约在3000英尺（900米）高，但是，在干旱的沙漠地区，有时不超过15，000英尺（4600米）。气象学者通过测量大气温度和湿度的剖面图，来预测哪里处于饱和状态，哪里就有云出现。如果在高处的大气相对较暖和，上升的热气流就永远不会远离地表，天空仍会保持晴朗。

云还会从其他方面揭示上升的气流特征。例如，在冷热气团交汇的地方，互撞的气团会根据密度的不同而自动分类。暖气团会向上滑。如果遇到的是冷锋，这种上升会相对加剧，导致大量的云朵堆积，如果遇到的是暖锋，这种上升则较缓，可能仅仅40英尺/英里（12米/千米），结果导致大片大片斜坡云的产生，称为卷云，它出现在锋前大约30，000英尺（9000米）处。

山也能抬升气流。一些山脉常年云雾环绕，在那里，气流在迎风的斜坡上爬升。少数情况下，高耸的山峰，像珠穆朗玛峰，竟然将气流压向四周，使之终年环绕着整座山脉。

气流顺山势下滑的同时，下风向低压吮吸着下风向的那一面顺坡上升的气流；形成了一种萦绕山峦飘动迂回的流云。

然而，尽管云通常是流动的；大多数山间的云却是保持静止的，而且即使在变也是缓慢地改变着形状。然而那并不意味着空气不在流动，它恰恰是在云层间流动。虽然强风通常裹携着积云、使之远离其生成热点，但越过山峦的气流在大气中通常呈静态模式。在云头的另一端空气下沉并且渐渐晴朗，但是新的空气会以相同的模式进入并凝结，这是由于山脉的作用。

在1980年圣海伦山火山喷发后，原来在它周围的著名的圆形水晶体状的云被一种不规则的碟状云取代。山峰的外观失去了它原有的对称，也因此改变了它周围空气的流向。

气流并不一定要上升而形成云，当气流侧向运动时，它有时也能改变气温和大气中水分的含量。如众所周知的袭击美国东海岸的“东北大风暴”常携气流向南越过大西洋直扑内陆区域。

冷气流离开陆地流向温暖的墨西哥湾并开始上升，形成层状积云。与此同时，水面空气开始气化成看不见的呈螺旋上升的水汽，在暴风雨来临之前，潮湿的海洋空气到达寒冷的新英格兰海岸，就会凝结成厚厚的，经常是浓密的像雪状的阴云，称为层云。当空气滞留在山谷中（并且在晚上通过散热而冷却）时，层云便会形成。如果空气不流动，甚至连层云也不会形成。那是因为云里包含着气溶胶——一种微小的尘埃、烟花粉或盐的颗粒，被风力形成的小漩涡刮起，并散布开来。气溶胶的直径平均约0.0001英寸（0.000254厘米），小到可以凭借空气分子的正常碰撞，而在大气中自由自在的飘浮。如果没有气溶胶，空气只有达到700%的相对湿度，水汽才会凝结。多亏了气溶胶，使得云的形成不必达到极大的湿度，它在液化过程中起凝结核作用。在海洋上空，每夸脱的空气大约含有100万的云凝结核；在陆地大约500或600万。他们的踪迹随处可见，撒哈拉的尘埃和气泡在加勒比地区帮助云的形成，远在加拿大大西洋海岸也可看到。一小朵云可能仅有一盎司（28克）的气溶胶，但是扩散开来，那已经足够大到容纳其数以兆计的水滴。

云中的水滴并不比气溶胶大很多。一些小到三十个排成一排也不及人的发丝的宽度。液滴降落的速度非常缓慢——可能每小时30英尺（9米）以致于最轻微的空气流动都能够使其受阻。大一点的气溶胶通常能促成冰晶的形成。一朵积云也不得不向上涨浮到1万英尺（3000米）或者更高的高度，才能达到形成冰晶的温度，通常约-4°F（-20℃）。当水汽和水滴在云的顶端变成冰时，积云分明的轮廓会暗淡下来而渐渐模糊不清。这时，云塔会触及射流层面快速流动的空气，同时，结晶体铁砧般以100英里（160千米）的速度沿下风向倾泻而下。

由于上升气流形成的云通常仅能持续15分钟左右，潮湿的空气在上升时，会不同程度地吸收较干空气，直到最终水分都蒸发，气温下降为止，幸免于这一过程并形成铁砧般冰晶的上升气流至此变成了风暴雨——一群反复无常的披着羊皮的气体狼。

露、霜、雾

在一个晴朗的晚上，地面因向上散热而冷却。到了早晨，草叶和其他地面上缀有晶莹的水珠——露，在早晨时，草叶的温度低于露点温度，从而使空气中的水汽液化，直接凝结在植被上，好像是附在一个巨大的气溶胶上一样。一些草坪每年可以通过这种方式，一滴一滴的收集到相当于2英寸（5厘米）深的

雨

当地面冷却到冰点以下，大气中的水汽就会沉积成冰霜。如果玻璃窗达到足够的低温，窗玻璃内壁就会收集室内的水汽，形成纹路清晰的冰花。另外，在一个有霜的天气里，树干的底部可能会形成一个无霜圈。树叶和枝干吸收了下面反射上来的热量，并将其反射回周围的土壤中，从而使地表的温度得以保持，而霜无法在其表面形成。

当空气在散发热量的地面上空经历了一个漫长而又寒冷的夜晚而冷却后，它就会凝结成一种水平流动的层云，气象学称之为辐射雾。这种雾，裹携着其所有在空气中生成的液滴，在距地面半英里（1千米）或者更短的距离内，能见度递减。当轻拂的微风足以带动气流致使空气中的水汽能有效地与寒冷的地面进行热量互换和循环时，如果有太多的风，水汽就会分散。

山谷之间能产生平流雾之类的浓雾，当密度较大的冷空气从山的侧面滑落继而垂悬在山谷或湖泊之上时，此种雾形成。当像这样的雾一旦形成于宽阔的加利福尼亚中部大山谷中，便在山谷上方的相对较温气流之下滞留数日。这种雾的，厚度可达1700英尺（500米），在白天里可能还会出现短暂的上升。只有延长了的强烈的日照才会使地面达到足够温度，使云消散。一种类似的地面空气的冷热转化促进了薄雾的生成，其中的气溶胶浓缩成雾一般的水汽，但是不能达到云彩中液滴的规模。潮湿的气溶胶能分散光线以至于干扰视线，但很少像雾那样使之透明。

并不是所有的雾都代表滞留的空气。雾在某处寒冷的地表上方凝结，然后再移至别处，或者当冷空气经过时，在水面上形成。海洋上的雾通常向内陆流动，尤其是在夏天，当气压笼罩着炎热的大地而引来海风时。这种过程在华盛顿州的失望角造成每年长达2500小时的厚雾，而在纽芬兰和阿根廷则每年长达206天有雾。雨

一场典型的降雨可在每平方英里（2.6平方公里）的面积上降下大约200万加仑（8，000，000升）的水，这样的降雨量约为1英寸（2.5厘米）。据查有些大暴雨可在很小的区域内产生非常大的降雨量。1977年8月1日在内蒙古木多才当下的一场大暴雨，在一小时的时间内降雨量约达16英寸（41厘米），每平方码（0.8平方米）面积上落下了约5亿滴雨。

除了雨滴的体积之外，雨的形成受到最不确定的大气交换过程之一——微粒间交换过程的影响。一个云层中的小水滴必须形成雨滴，通常约1/12英寸（2毫米）大小，才能落到地面。只有一些持续时间较长的云层才能通过凝结产生足够大的雨滴。事实上凝结只是形成雨滴的许多过程之一，在大部分的中纬度地区，雨滴是在含冰水混合物的普通稀薄云层中生成的。水和冰

云团能在温度低达-35°F（-39℃）时含有液态水。当冰晶在小水滴周围形成时，这些小水滴就会失去水分。由于水汽对冰和水的饱和度有细微的差别，使这种条件下的水汽更容易沉淀在冰晶上而不是凝结在水滴上。当冰晶吸收水蒸气不断长大时，失水的空气通过从小水滴中吸收蒸发的水汽来弥补。几分钟后，每个冰晶冻成相当于100万个小水滴那么大，而云中的小水滴却不断缩小直至消失。

较大的冰晶降落下来并且经常同较慢、较小的冰晶发生碰撞。一连串的反应使原来冰粒的碎片形成新的冰晶。随着他们在较低处融化并变潮湿，这些冰晶便拼在一起形成雪花。当加速到每小时20英里（32千米）时，雪花便融化形成雨滴。

最大的雨滴下降最快，在一个被称作并合的过程中，它并合了其他小水滴（在热带地区以及有时在其他地方，即使云团不含冰晶，这种小水滴的并合也足以产生雨滴）。当直径大到约1/15英寸（0.5厘米）时，空气阻力会把雨滴从紧缩的球形变成类似宽汉堡包的形状。最终空气阻力将大的雨滴扯碎，使之不能变得更大。从来没有云团能下泪珠状的雨滴。

天气预报者并不是总能预测出究竟是下雨还是下雪。高空的雪有时会在一股温暖的气流中融化，只是在地表附近重新凝结，产生叫做雨加雪或冰

雹

风暴云带着多种多样的过冷水滴在大气层的高处集结，当二个被称为软雹的晶体或小

雪

雹胚会层层地变大。在高空的过冷水滴集结的地方，水会慢慢冻结成透明光滑的一层，称为薄冰层。当集结体在低处时，水一接触到冰球立即会冻结，形成白霜，即一个结霜的带有许多条状气泡的表层不透明的物体。科学家们曾打开了一个雹体，并用这种方法数出了25层独立的冰层。

最终，在每小时100英里。（160千米）的速度中，冰雹会达到像葡萄柚和铅锤一样的尺寸。杀伤力可以想象：在德国的慕尼黑，1984年的一场雹暴导致了10亿美元的损失，另一场同样的雹暴则是1995年发生在得克萨斯州的福特沃斯和达拉斯。

最糟糕的雹暴能够降下接近一亿立方英尺（300，000，000立方米）的冰。科学家们对一场雹暴能够产生如此多的冰或像记录中的在1970年降落于堪萨斯的柯非威尔地区的1.67磅（0.76千克）重的冰块，仍持异议。一些雷暴有许多短期的上升气流，能够使冰雹在上空保持长一点时间。但是对于大部分晶体，每运动1/4英寸（0.6厘米）需花费10分钟的时间。形成大冰雹的最好的条件是带有强劲的能够承受重物的上升气流的水分很多的风暴。只有最猛烈的带有每小时40英里（64千米）的上升气流的风暴，才能维持更大尺寸的冰雹。长时期旋转的上升气流，能够把雹胚带到湿空气地带，并使其滞留在那最终快速增长，形成过冷液滴滑落。

肯尼亚的克里罗高地，在维多利亚湖的附近，由于其过度潮湿、空气的易挥发和高空冷却，每年有132天要遭遇冰雹。在美国，雹暴经常出现在春天的平原地区。在夏天，冰雹北移到艾伯塔。在1953年，一场艾伯塔的雹暴使36，000只鸭子死亡；四天后，又一场雹暴杀死了28，000多只鸭子。所有的这些可悲的灾害都缘于水的过冷凝固。雪

没有两片雪花是完全相同的。因而它们每一片都显得十分珍贵，值得让我们在寒冷的冬天里，抓住它们去放在舌头上慢慢品味。但是，大气层实际上制造每一片新雪花都是用相同的冰模，有像工厂一样的精度。雪花之间差别是它们从大气层飘落时产生的。

每一片雪花都是从一颗独立的雪晶开始，它是当水汽凝结在大的空气尘埃或其他的气溶胶上而形成的。尽管在32°F（0℃），一些冰晶就会形成，但只有随着气温的下降大量冰晶形成才会加快。在-31°F（-35℃）生成的冰晶比在-27°F（-33℃）生成的数量多1000倍。在非常寒冷的空气中，水汽含量很少，因此，许多冰晶在形成过程中每一颗仅能获得很少份额的水分。这时生成的冰晶太小，以至于不能生成厚厚的云。它们在地面上被称为“菱形尘埃”，在充满阳光的寒冷的冬天里，它们会产生晕和小型的虹。

用显微镜来观察，会发现每一个冰晶都是一个不同的六角形。冰晶在乱层云含有少量雨水的云中接近凝固点的地方形成——通常以薄的六角形碟子形状出现。在3～10°F（-16～-20℃）的空气中形成的冰晶，会呈树枝状的向前伸展。

冰晶的纤细的手臂可能会在降落时融化或挥发，形成奇特的各种各样的六角星。即使在较冷的温度下雪花也经常是以像铅笔状的柱状晶或三棱镜状的合成物形成开始的。

许多高入天际的卷云，是棱镜状冰晶的摇篮，在大气层中部，悬垂着枝状的雪，被称为垂带。当冰以每小时2英里（3千米）的速度缓降时，它还没走很远，就会直接汽化。除非空气在1000英尺（300米）以下达到冰点的温度，否则雪没有机会能到达地面。在1887年，蒙大拿州的福特堡下了一场15英寸（38厘米）厚的大雪。每一片雪花都是难以置信的100多个冰晶组成的柱状体。

在地面上，可以将雪花堆积在一起用来实现一个好的滑雪方案，或者可以用它们来堆雪人。而在干燥的寒冷的高地或高原上，粉末状的雪十分典型。在科罗拉多，一英尺的雪通常会融化成不足一英寸（2.5厘米）的水，而在大西洋沿岸，则会融化成足足达3英寸（8厘米）的水。在冬天，厚重的、潮湿的雪花也会很快地结合，用不了一小时，便会将灰白的像宝石般的天空的整体性破坏。

冷凝的雾淞和雨淞

雾淞和雨淞俗称“树挂”。在寒冷的冬季，近地面有雾，而且雾内小水滴的温度已在0℃以下时，一些树枝、电线或近地面物体的突出部位，有类似霜一样的乳白色凝结物，这就是雾淞。

雾淞有两种。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，叫粒状雾淞，它的结构较为紧密。另一种是由过冷却雾滴凝华而形成的晶状雾淞，结构较松散，稍有震动就会脱落。

如果在近地面存在一个逆温层，即温度自地面向空中有逐渐递增的趋势，那么当云中的过冷雨滴降至温度低于0℃的地面及树枝、电线等物体上时，会立即冻结成透明或半透明的冰层，使树枝或电线等变成粗粗的冰棍，有时还边滴淌、边冻结，结成一条条长长的冰柱，这就是雨淞。雨淞也叫冰凌、树凝，形成雨淞的雨称为冻雨。

我国大部分地区雨淞都在12月至次年3月出现。雨淞最多的地方是四川的峨眉山，平均每年出现135.2天，最多的年份出现167天。雾淞出现最多的地方是在吉林省的长白山，年平均出现178.9天，最多的年份有187天。

严重的雨淞会压断树枝、作物、电线，影响交通。如河北承德于1977年10月27—28日出现了一次罕见的雨淞，使60多万棵树折断。

电荷碰撞生雷电

闪电和打雷是大气中的一种放电现象。在人们不知道雷电发生的原因之前，以为天上有“雷公”、“电母”之神，还杜撰了“雷劈孽子”的故事来警告那些忤逆不孝的人。

1752年7月的一天，美国科学家富兰克林冒着生命危险，在雷雨中将一只带有铁丝尖端的丝绸风筝放上了天，结果把天雷引到了地面。这次实验揭开了千百年来的雷电之迷：原来，天上的雷电和我们平时看到的两个物体摩擦生电完全是一回事。

在夏季闷热的午后及傍晚，地面的热空气携带着大量的水气不断上升到天空，形成大块大块的积雨云。积雨云的不同部位聚集着正负两种电荷，这时地面因受到近地面积雨云中的电荷感应，也带上了与云底不同的电荷。我们知道，不同的电荷是会相互吸引的。但是空气的导电性能很差，它阻挡着正负两种电荷的会合。当云层里的电荷越聚越多，达到一定强度时，就会把阻挡它们会合的空气层击穿，打开一条狭窄的通道，强行会合。由于云中的电流很强，通道上的空气就会被烧得炽热，温度比太阳表面还要高好几倍，所以会发出耀眼的白光，这就是闪电。雷声是因为通道上的空气和云滴受热而突然膨胀后发生的巨大声响。闪电和雷声是同时发出的，但由于闪电是光，它的速度（每秒30万公里）要比是声音的雷的速度（每秒340米）快得多，所以我们平时总是先看到闪电，后听到雷声。

雷电可以击毁房屋，造成人畜伤亡，还会引起森林火灾，破坏高压输电线路。雷电更是安全飞行的大敌。如飞机误入雷雨云中，易遭受强烈颠簸，使飞机外壳结冰，甚至遭受直接电击，造成飞行事故。

当然，雷电并不都是坏事。仲夏季节产生雷电的雷雨云往往伴随着降雨，能给农作物提供充分的水分。雷雨将大气中的灰尘、烟雾等污染物冲刷一光，起着净化大气的作用，使雨后的空气变得更加清新。另外，闪电产生的高温，能使空气中氮气和氧气直接化合成二氧化氮，随雨水渗入土壤中变成硝酸盐，它是肥田的上等肥料。

色彩缤纷的虹霓

在炎热的夏天，一阵暴雨过后，有时我们能看见一条七色的彩环横跨南北，悬挂有空中，这就是虹。有时在虹的外侧还能看到第二道虹，光彩比第一道虹稍淡，称为副虹或霓。虹和霓色彩的次序刚好相反。虹的色序是外红内紫，而霓的色序是外紫内红。

我国早在殷代甲骨文中，就有关于虹的记载。古人以为虹是龙在雨后的显形，所以虹字带上了“虫”字旁，并一直沿用至今。其实，虹是飘浮在空中的小水滴反射太阳光而形成的。如果我们在天气晴好的早晨或傍晚，背着太阳站着，然后用嘴向空中喷出一口水，就会看到在那些水珠上面有一条小小的彩虹。而一场大阵雨后的空气中，就飘浮着许多像这样的小水珠，它们就像一个个悬浮在空中的三棱镜，太阳通过它们时，先被分解成红、橙、黄、绿、青、蓝、紫七色光带，然后再反射回来。这时，如果有人站在太阳（在地平线附近）和雨滴形成的“雨幕”之间，就会看到一条色彩缤纷的彩虹。如果太阳经过小水滴的两次折射和反射，那么在虹的外侧就会出现颜色稍淡、排列相反的霓。

虹的色彩鲜艳程度和虹带的宽度与空气中的水滴大小有关。水滴大，虹就鲜艳清晰，比较窄；水滴小，虹就淡，也比较宽，如水滴过小，就可能没有虹。

虹主要出现在夏季，冬季很少见。这是因为夏季多雷阵雨，雨滴也较大。往往一阵雨过后，很快转晴，空中尚飘浮着很多小水珠，经太阳照射后就形成了虹。冬天一般天气干燥，下雨机会少，阵雨就更少，所以冬季较难见到虹。

预兆天气的霞

在日出和日落前后，天际有时被染成红或橙红色的艳丽色彩，这就是霞。出现在早晨的叫朝霞，出现在傍晚的叫晚霞。

霞是怎样产生的呢？日出和日落时分，太阳光要通过较厚的气层才能照射到地平线附近的空中，当阳光通过大气层时，因紫色光和蓝色光波长较短，被散射减旨得到厉害，到达地平线上空时已所剩无几了。余下的光线只有波长较长的红、橙、黄色。这些光线经地平线上空的空气分子、水气和尘埃杂质的散射后，我们就能看到色彩艳丽、美如画卷的彩霞了。

空气中的水气、尘埃杂质越多，彩霞的颜色就越鲜艳。天上如有云块，这些云块也会“染”上艳丽的色彩。

1883年8月23日，印度尼西来的喀拉喀托岛上，发生了一次强烈的火山爆发。喷发出的火山灰渣约有180亿立方，大量细小尘埃升到七八万米的高空，长期弥漫于天空。所以那一年，世界各地看到的彩霞都特别鲜艳美丽，人们称之为“血霞”。

由于霞的颜色和鲜艳程度与大气中水气的含量、尘埃多少有关，因此，霞的色彩与出没对天气变化有指示意义。谚语说：“早霞不出门，晚霞行千里”，就是说早霞预兆雨天，晚霞预示晴天。

空气流动成风

空气流动就成风。空气流动得越快，风就越大。对于大范围的空气来说，它的运动有上下左右区别。气象学上把空气的上下运动叫做垂直运动，也叫做对流，而空气的水平运动就是风。

空气的水平方向流动，是各地气温和气压分布不均匀造成的。空气流动的规律，是从气压高的地方流向气压低的地方，于是就产生了风。高气压和低气压之间的气压差越大，空气流动的速度越快，风也就刮得越大。

人们认识风，必须知识风向和风速。习惯上把风的来向定为风向。如西北风，是指从西北方向吹来的风；东南风即为东南方向吹来的风。风速是指单位时间空气流过的距离。风速根据风力的大小划分为0—12的13个等级。风速和风级的对应关系可用右表表示。

尽管风级划分为12级，但自然界的实际风速有的还要大得多，如龙卷风的风速甚至达到每秒200米以上。

风是天气变化的主要因素，不同的风能产生迥然不同的天气。地球上除了常年不变的信风和随季节变化的季风外，还有台风、龙卷风、海陆风、山谷风、焚风、布拉风、干热风等形形色色的风。

风对人类既有利也有弊。一年一度的季风给我国大部分地区带来大量的雨水。大风是一种取之不尽、用之不竭的无污染的能源。但大风、台风、龙卷风、干热风等又会给人民生命财产和农业生产带来巨大的威胁。风级、风速对照表

我国北方春、秋短

季节是根据气候寒暖和昼夜长短的变化而来的。谁都知道，春秋季气候温和，夏季炎热而冬季寒冷。如果把一年中每三个月定为一季，那么各季的日数大致相近，只不过相差一两天，这就没有季节长短的问题。但是由于各个地方在地球上的位置不同，有的在南方，有的在北方；有的离海远，有的又近些；有的是平原，有的是高山；有的经常吹这种方向的风，有的又经常吹那种方向的风。这样，在同一时期里，各地的气候也就大大不同。例如，1月份在哈尔滨是冰雪满地，在广州所看到的却是红花绿叶。为了表示各地具有实际气候意义的季节，一般应用温度高低来划分季节。在我国比较通行的是用每候（5天为一候）平均气温10℃为冷与暖的分界温度，22℃为暖与热的分界温度。在10℃以下定为冬季，10～22℃之间定为春秋季，22℃以上定为夏季。根据这样的标准来划分季节，各地的四季长短就不相同了。

我国北方的春季是比较短的，一般不到两个月。例如北京春季是从4月1～5日到5月21～25日，沈阳从4月21～25日到6月10～14日，哈尔滨从4月26～30日到6月20～24日等。可见这一带，当拆了冬季需要的火炉之后，不久就要搭起夏季需要的凉棚了。

既然季节是按照温度来确定，那么温度升降的快慢就可以决定季节的长短。在我国北方，冬季太阳辐射很弱，照射时间又短，并且经常有北方更冷的空气流来，温度很低。自1月最冷的时期过去以后，一方面太阳辐射逐渐加强，另一方面冷空气势力又在不断削弱，于是温度逐步上升，天气也逐步变暖，但降水稀少，空气干燥，到了3月以后，由于太阳辐射进一步的加强和冷空气进一步的减弱，使得地面温度能够迅速升高。所以北方各地一般以3月到4月温度上升的幅度最大，也就是4月比3月有显著的增暖。例如北京3月份的平均温度为4.4℃，这时天气还比较冷，4月为13.2℃，已成为春暖季节了。

在春季期间，这一带降水仍然是不多的，除有些日子起风外，多半是晴天，空气干燥，太阳辐射又在继续加强，地面吸收的热量自然迅速增多，空气温度也跟着扶摇直上，经过不到两个月的春季就开始进入夏季了。例如北京5月平均温度已经达到20.2℃，到了6月就升高到24.2℃了。所以北方春季一般都比较短。

同样道理，自7月最热时期过去以后，太阳辐射逐渐减弱，冷空气势力又在不断增强，于是温度逐步下降，以10月到11月下降的幅度最大。例如北京10月份平均温度为12.5℃，到11月就下降到4.0℃，已是寒冬季节了。

总的说来，我国北方春天和秋天特别短，主要是由于那里的纬度较高，冬季来得早，去得迟的缘故。因为在北半球中纬度地带冬季是比南半球长的。

我国南、北两方差异大

冬天，我国北方地区的最低温度，往往下降到-30～40℃，田野里到处都积着厚厚的雪，而南方地区的温度大都在0℃以上，最低温度也不过摄氏零下几度。到了夏天，北方和南方的温度差异却很小了，这是什么道理呢？

因为地球上气温的高低，决定于地表吸收太阳辐射能的多少和地表热辐射能力的强弱。如果光照强度大，时间长，地面接受太阳辐射的热量就多，同时向空气放出的热量也多，气温就高；反之，气温就低。

我国地处北半球，冬天照到北半球上的太阳光，全是斜射的。由于太阳光射向我国北方和南方的倾斜程度不同，北方比南方倾斜得厉害一些，地面上单位面积所获得的太阳热量比南方少；也就是说，北方比南方的光照强度要小。

从光照时间的长短来看，冬天，一天内光照时间南方比北方长，如冬至前后，我国海南岛海口市的光照时间约为10.9小时，而黑龙江省哈尔滨市只有8.6小时左右。夏天情况正好相反，北方的光照时间比南方长，如夏至前后，哈尔滨白昼长达15.7小时左右，而海口只有13.2小时左右。

另外，在冬季，北方经常受到盛行的偏北气流影响，寒流频频南下，带来了当地纬度远不可能有的寒冷天气；在南方很少有偏北气流盛行，温度仍然较高。而到夏季，南方盛行的东南季风，可以把暖空气源源不断地吹到北方。

由此可见，冬天，我国南方比北方的光照强度大，光照时间又长，盛行的偏北气流影响很小，这就造成北方和南方的温度相差很大；夏天，虽然南方的光照强度比北方大，但是光照时间比北方短，而且盛行的东南季风，可以源源不断地吹到北方，这也就减小了两者的温差。所以夏天我国南北方的温度差异很小，在黑龙江省我们照样可以种水稻。

全球同纬度最冷的国家

我国最北部的冬季是很冷的，你如果在冬季到那里去旅行，就会看到原野上遍地积雪（积雪期长达6～7个月，其中11月到来年3月天天都有积雪），大地一片洁白，好象是到了北极一般。

那么，世界同纬度上的国家是不是也都这么冷呢？

不，不是的。我国冬季恰恰是世界同纬度上最冷的地方。如果把我国1月平均气温和世界同纬度上的国家比一下，那么，我国东北地区要比同纬度平均偏低15～20℃，黄淮地区偏低10～15℃，长江以南偏低6～10℃，就是华南沿海也要偏低5℃上下。我国最北的黑龙江省的一个县城呼玛镇和英国首都伦敦所处的纬度基本相同，但是，呼玛1月平均气温是-28.6℃，而伦敦却高达4.0℃，伦敦不仅没有几米深的冻土和遍地积雪，而且冬草常青，绿水常流，平均气温就像在我国呼玛5000里以南的杭州一般。再比如，我国的天津市和葡萄牙首都里斯本纬度相近，里斯本1月平均气温已近10℃，和我国广东广西北部一样，一派郁郁葱葱的大好春光，而天津的1月气温-4.2℃，只有田里越冬的小麦和公园里的松柏才使大地点缀上斑斑点点的绿色。再说，我国广西的桂林1月平均气温是8.0℃，虽然这里冬季也是青山绿水，景色秀丽，可是每年还有2～3天下雪，9～10天有霜，而同纬度上的美国迈阿密1月平均气温却高达19.9℃，霜雪罕见，海滨的椰子和槟榔树高插蓝天，是一派绮丽的热带风光。

为什么我国冬季成为世界同纬度上最冷的国家呢？

试读结束[说明：试读内容隐藏了图片]

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