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楼主: 兜风客

[心得交流] 认识天空 2008-05-05 更新至第四章

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 楼主| 发表于 2007-7-5 15:25 | 显示全部楼层
第二章(7)
      在图中MALR右边我们标注了绝对稳定区域,一定量上升中的空气的减温率在这一范围中时,即使发生了凝聚,此空气也趋向于回到原温度。DALR左边的区域,为绝对不稳定情况,随之自然产生上升气流。这一区域的减温率如前所述为超绝热。如此的超绝热减温率在自然界中持续时间不会长,徐非大太阳天很贴近地面时,因为热气流向上时把热量开发掉,同时减温率也受到改变。
      水蒸气上升与大气热交换的整个过程 对气侯形成是非常重要的,因为水蒸气凝聚每形成一吨水,几乎2百万BTU潜热释放入大气。此能量就是雷暴,陆地龙卷风,飓风以及其它强大风灾的主要成因。我们可以把水蒸气看作大气中的能量传输者,它使热量不平衡形成,继而气侯又来修正此平衡,水是伟大的调节者。
      标准大气
      随着时空的延伸,科学工作者通过对大气的充分测量探测分析,以经能准确定义标准大气,这对飞行人员来说是一个光辉标志,因为从此高度表可以标定了,在一个给定海拔的点,特定的标准温度和准气压也就得出了。通过实际温度计和波美表(气压表)的续数,把校正值输入飞行员的高度表,就可以相应点的准确海拔。
      附录1,给出了标准大气的一系列数据,注意每个随海跋变化的温度值是SLR。我们还会注意到每上升1000英尺(300米)密度下降3%,随之带来每上升1000英尺1.5%的飞行速度增加。
      但是,我们知道,SLR是一个平均值,在正实飞行环境中,减温率更倾向于DALR,其中关系如下:
      密度,海拔和空速
      海拔(密度高度)

      当然的,标准大气仅仅是一咱幻想。真正的天空并非如此理想。如果某一地区比标准大气热或冷一定数值,我们的高度表读数相应的也会偏高或偏低。如果某一地区湿度变大或变小,以及高压或低压气团进入,这一地区的气压将会随之变动,也会影响到我们的高度表,这些偏差可以通过起飞前校正高度表来得到修正,告别要注意的是长时间间隔以及长距离飞行所造成的偏差。以下有一个粗略的原则可以借鉴。
      密度改变
      海拔变化300英尺,相应密度变化1%,相当于气压变化0.3英寸汞柱或10兆帕,温度变化5F(2.8℃或水蒸气压力变化0.8英寸27兆帕。)
      然而,当你沿飞行路线向着低压区行进,你经过的每一兆帕气压变化高度表都偏高30英尺,如果向着高压区行进,高度表就偏低30英尺。高度表实质上是一个气压表,用以间接测出海拔高度。所有高度表都设置了温度影响的补偿,因而温度变化不影响其读数。其实气压变化也影响不了什么,我们还有目测可观察地面,不会完全盲目依赖高度表。
      密度海拔真正能成为一个障碍的时候,无非是在起飞和着陆过程中对我们的影响。当空气热,潮湿,气压低时,起飞作用和降落时的空速就增加,高海拔对失速度影响更为明显,附录1详细列举了密度海拔以及这些关系的细则。
      我们感知的风
      气候影响我们日常生活特别是我们飞行活动的一个重要方面就是风,大气几乎没有静止的时候,但我们能明确感知的最你低风速每小时只行进几英里。风以有带来各种各样的变化,诸如远距离间湿度的变化,并且在气侯中扮演一个重要角色。由于它也是飞行环境中不可缺少的一个要素,我们将用两章来研究它,在此,我们只是简单介绍其成因及命名。
      风仅仅因为气压不平衡特别是水平方向气压不平衡造成。这种气压不平衡本身由于相邻地区温差或者上下空气循环使局部空气堆积所至。由于日照的不均造成温差以及气流循环造成不同范围的压差最终导至了风的形成,我们能有翱翔的气候条件得感谢太阳。
      风通常由其来向而定名。例如:北风从北边吹来,西南风从西南边吹来等等。(见图17)
      就象山地风由山上吹来一样,山谷风由山谷底部向上吹来,海风由海上吹向陆地,大陆风由陆地吹来,更专业一点,标准说法用度来表示风的方向,用节(海里/每小时)来表示其速度,北风定为360度,东风90度,南风180度,西风270度,西南风225度,见图17所示。节基于海里,相当于1.15mph(1.15英里/小时)或1.85km/小时,注意,罗盘所指并非真正北极因为地球磁场并排与地球纵轴线重合。地球磁场北方与真正北方的角差称为磁公差。地球表面风向根据罗盘读数给出,高空风向根据真实方位确定。
A  NORTH  WIND 北风
A  SOUTHWEST WIND 西南风

图17—风向
 楼主| 发表于 2007-7-5 15:28 | 显示全部楼层
第二章(8)
      科里奥利效应

      我们要探讨的最后一项是科里奥利效应。此效应于理解相距甚远的地区间气候差异很重要。科里奥利效应使得地球北半球的运动物体趋向于转向右边,南半球的运动物体趋向于转向左边,此效应在两极最为明显,赤道外降为零。
      产生科里奥利效应的原因在于运动物体下方自转的地球。这不是真正意义上的作用力,但地球的转动与物体重力的相互作用,形成了自由运动物体右转的幻觉,长距离的空气流动以及洋流都受到科里奥利效应对其作射向作调整才能准确命中目标,为了更形象解释此效应,请看图18,我们看到一物体从转动的圆盘中央射出,随着它向盘边缘的移动,对于盘外边的观测者来说,它趋向于保持原运动方向见18A,但是,对于圆盘上的观察者来说,由于观察者同时运动离开物体,此物体看上去就画了一个右偏的运动曲线,见图中18b。
ROTATING  DISCS 转动的盘
ROTATION 转动
OBJEOT  APPEARS  TO FOLLOW A CURVED  PATH  TO  OBSERVER  物体显示出一条弧线朝向观察者
INITIAL  MOMENTUM 初始动量
ACTUAL  PATH  实际路径
APPARENT  PARTH  显示的路径
图18---科里奥利效应
 楼主| 发表于 2007-7-5 15:30 | 显示全部楼层
当物体由转盘边缘向中心运动的情形里,见图18c,有一个箭头指向的动量使得运动物体在这间上保持原运动方向的同时绕盘心转动。这种运动的加合所形成的路径见图18d,这对于圆盘上的观测者来说还是形成一个右偏的曲线。
      不难看出,由地球北极向下看,球面就好似转动的圆盘,真实世界中从北极到赤道,在三维的方向上都存在科里奥利效应,只不过原理一样而已。
      科里奥利效应形成了压力系统周围的环流,(见第四章)以及我们随后将看到的关于风的诸多行为 。在此我们再重申一下要点:
      科里奥利效应
      使得北半球风转向右边,南半球风转向左边
      小结
      现在我们掌握了一些在大或小范围曲控制着大气的基本原则 。飞行人员须要避来或利用由这些物理现象综合形成的天气气候,因此,花精力研究这些理论是必须的。我们进行空中冒险时将不断遇到诸如大气稳定性,气压或热量差异以及科里奥利效应等现象。
      接下来的诸章节中,我们将分部分着重讨论实际天气情况,然后还要进而学习飞行过程中遇到的直接影响大气品质的一些细小环节。
发表于 2007-7-7 22:38 | 显示全部楼层
原帖由 dandy 于 2007-5-30 14:22 发表
尽量满足。公制单位这事我与豆瓣商量,叫他校对时顺便换算一下。译文时既要忠实于原文,我又力争语言优美一点,故而习惯一气呵成,中途最好不打岔。

佩服!又做了一亻好事!
发表于 2007-7-14 22:49 | 显示全部楼层
如果制作成视频就更好了.视频教课材料哪里有啊  象气象学材料
发表于 2007-8-8 21:46 | 显示全部楼层
绝对有用的好帖子,菜鸟,老鸟都受用~!顶~!
 楼主| 发表于 2007-8-13 14:24 | 显示全部楼层

第三章(1)

第三章  来自云的信息
有史以来,云唤起人类无穷想象,它们在高空飘动,变化的外形及多变的行为使你幢憧憬自由向往飞翔。事实上,人们把鸟和云作为自由飘动的典范。
但云并非那么完全自由,因为它们很遵循规律以及热量变化规律,如果我们得到一点云遵循这些规律的知识,我们就能学会通过云获得信息,这此信息飞行人员尤为重要,因为它们预示着如何才安全,示来的情况,不仅仅能滑翔或可以上升翱翔。
云的形式
    云由大大小小微小水珠组成,这些水珠直径从接近饱和状态时的1/2500英寸(0.001CM)直至聚集成最大1/100英寸(0.025cm)。我们可以回忆一下,饱和状态是随着温度不同,空气相对湿度达到100%时的状态,含有一定量蒸汽的空气遇冷会逐渐达到饱和,大气中云的形成主要是由含水份额的空气冷却形成准确的形式是上升。于是我们得到如下观察:
    云的形成(成因)
除了雾是湿空气与地面作用形成的外,所有的云都是由正在上升或已被提升的空气形成。
由于云是上升空气的标志,似乎对于翱翔飞行员来说它都是求之不得的,但事实并非完全如此,广泛展开的云遮住强烈的太阳使得上升气流不会无限制上升,此时一般的云上升温和缓慢,支持飞行活动,我们必须从好坏两个方面来看待云,稍后我们会说明什么是飞行员的敌人,什么是他们的朋友。
使空气上升
有三个主要的原因使空气上升。它们分虽是空气前锋移动,上升的地形和地表加热。让我们分别控讨这三个情况看看它们到底怎样(见图19)
前锋移动——当大团空气移动通过一段明显的距离,它通常会与另外一团不同温度的空气遭遇。随着此空气继续移动,热的轻的空气就要翻到冷的密度大的空气上面,这个上升的热空气在达到露点时就形成云。
由前锋移动形成的上升空气的上升速度一般为每分钟30到300英尺(10到时100米/分钟)。这种上升相对较慢而且渐渐在一个广阔地区无规则扩散形开成层云。
WARM   热                COOL  冷                  FRONTAL  MOVEMENT   前锋移动                  RISING  TERRAIN  上升的地势
HEATING  加热
图19-上升气流的形式

[ 本帖最后由 兜风客 于 2007-8-13 15:02 编辑 ]
 楼主| 发表于 2007-8-13 14:26 | 显示全部楼层

第三章(2)

上升的地形——当空气流过地球表面上升的地形时,不可避免地随之形成上升,这种上升常常在山区形成。例如美国西海岸海边地带,欧洲阿尔卑斯山区上面,从密西西比河谷逐渐升高到美国东部形成的Alleghencg 高地,这些地主经常多云。
加热作用——我们已经指出过地表加热是如何使空气产生不稳定性,继而形成上下的对流,我们在此也会描述包括前锋活动,空气会集等综合因素导致的低气压地区的空气上升。低气压系统能形成范围宽广的层云,而单纯的对流形成的云团相对较小(除雷暴外)。
露点和云的高度
    我们已经学过空气冷却到饱和点时,它就凝聚形成云,这个饱和点(温度)就是露点。因为相对湿度越大,露点温度就越高,露点实质上是相对湿度的一个衡量。露点也可用以说明云的底层或基部,热气流上升后形成云团,此云团缘自于在地面就固定了的相对湿度。我们已经知道空气上升以5.5F/1000英尺(1℃/100米)的减温率准确.但露点降低仅从1F/1000英尺(0.55℃/300米)。所以上升的空气的温度与露点一致时,云就形成了,在图20的实例中我们就能看到如何理解上面的原理。
图中空气在地表的温度是82F,露点的是59.5F。用82F减去59.5F,我们就能得到(地表时)温度与露点相差22.5,用22.5除以4.5得到5,于是我们可以预测(形成)云的底部在距离地表5000英尺高度处。图中我们可以看到空气的温度与露点是如何逐渐趋近,以至于最后于5000英尺高度达到一致。
实际生活中你能通过各种天气预报中得到露点,见第七章。气象人员用干湿温度计测出地表温度,以及饱和状态(湿球泡)时温度,然后查阅高度为变量的相关曲线,就可得出露点。
我们为什么对云的高度如此感兴趣呢?因为云越高,通常可利用的热气流延伸也就越高,自然也就提高了越野翱翔的品质。动力飞行者也想了解云的高度,因为在云上面有比较安静平稳的飞行环境。
DEW POINT  露点                DALR(缩写) 干燥绝热减温率(见第二章)
CLOVD  BASES  DEW  POINT  露点时的云底
    图20-找到云底高度。
 楼主| 发表于 2007-8-13 14:27 | 显示全部楼层

第三章(3)

我们的肉眼不能很有效的判断距离,我们对距离的判断主要通过与相关联物体大小的比较来得出。各种厅形怪状大大小小的云却很少提供有关高度和距离的线索。在一定范围内飞行员可凭经验通过比较云随飞行隐退时大小的变化来猜测云的高度,但露点法是测定云高度最可靠的方法。
    云的形成
一但上升空气达到露点并100%饱和,它就即将成云,但有趣的时,它还需要一点别的东西才能生成云,事实上,没有这一点东西的参与,空气就会过饱和和并且对湿度超过100%,这种超辅助作用的东西就是空气中的微粒。
    这种小微粒就称为凝聚核,它使水蒸汽直接受成冰时,就叫升华核,我们都经历过遇冷时眼镜上的水蒸气凝聚现象以及冬天呼气时的凝聚现象。我们也目睹过窗玻璃上升华的作用形成霜(固体←升华→气体)。这些经历与天空中的过程是非常相似的。
凝聚核通常是燃烧后的产物,硫酸滴和盐粒,前二者是污染物及工业副产物,后一种海浪冲击海岸进入空气中的盐。形成水晶的升华核是自然界中的微小晶体,例如灰尘和火山灰,这些升华核微粒相对大一些,所以在高空很少,于是高空会出现超低冷凝温度,这就能解释为何火山喷出火山灰进入高层大气后,高层云保留一段相对长的时间。
 楼主| 发表于 2007-8-13 14:28 | 显示全部楼层

第三章(4)

达到露点时积云的底部
云底部/云顶部
当空气团覆盖一个地区时,它的外形及温度是一致的,其湿度也相对一致,于是,露点在同一高度达到,上升空气形成的云在达到露点的高度都江堰市有一个粗略的云底部(见图20)
上述规律也有例外,即接近地表的空气湿度变化很大的情况,如靠近湖边或沼泽地区,比起低矮陆地上升的空气形成的云来说,高原或山地上升空气形成的云云低高度较大。因为它们都出自近同一个温度,要上升同样的距离才能过到露点,这一点反之适用于空气能温和地,从山谷低到山顶被充分混合的大面积陆地。
有时可以看到小团的云在高处层云下飘动,这是由于一团比周围空气湿度大的气团上升形成的云。在雨天这种低高度的云是由雨下降穿过空气时蒸气吸热使其周围空气冷却达到露点所造成,这个过程有时在地面可看到,那就是很多人喜欢的那种毛毛细雨。
    只要整个地区空气团上升均匀,那么起源于中途上升空气的云的底部最终还是要和其它云底部处于同一高度,当然,云构成各种不同层面也是很普通的现象,这标志着从不同高度起始上升的空气团或是不同的上升过程 。
    云的底部趋于整齐的同时,其顶部高底却千差万别。这是因为没有什么东西可明确限定云中空气上升可达到什么程度,比较强劲的工升气流能穿过云层,把湿气带向空中超过周围的云,即使范围广阔的层云也有其高低不平的顶部,特别在空气处于不稳定状态时,见图21。
  STRING  ORMOLTIPLE                      THERMAL  CLOD强的或多股热气流形成云
  WIDE  THERMAL  CLOUD范围宽广的热气流形成的云
WEAK  THERMAL  CLOUD弱热气流形成的云                LAYER  CLOUD 层云
图21—云的顶部
 楼主| 发表于 2007-8-13 14:30 | 显示全部楼层

第三章(5)

云的寿命
达到饱和形成云的小水滴开始直径平均为1/2500英寸(1/1000cm),它们聚在一起直到明显可见的一大团云,随着凝聚的继续,它们直径增大到最大1/100英寸(1/40cm),这就足以形成毛毛雨滴了。即使直径很大时,这些水滴还是太轻,实际上还是继续悬浮于空中。
    然而,有许多因素限制着云的寿命,一开始,云由单一上升气流形成,并由于与周围空气混合,自己变得干燥。当热气流顶部一开始上升时,只是其边缘与周围空气混合,便水蒸气形成云,它就释放出蒸发时贮存的潜热,加热整个系统,而且使上升气流中心向外围翻动,使之更充分与周围空气混合。见图22。
CREAT  MIXING  大范围的混合              CLOUD  云
MINIMAL  MIXING  小范围的混合            RISING  THERMAL  上升热气流
图22——云与周围空气混合
 楼主| 发表于 2007-8-13 14:31 | 显示全部楼层

第三章(6)

一个单一的团云,从它刚形成一束,继面成团,到最后解散成一片无定形云块,一般要半个小时,即使空气中充满这种云,它们也会生成,维持一段时间,继而消亡,这整个过程是连续的。
    当然,有时云也并非象许多飞行者或郊游者所说的那样很快消散。这种情况常常由于云周围的空气很潮湿,空气和云虽然相互渗透混合,云也不会干燥。事实上,在很多情况下,由热气流抬升而导致的连续湿度交换会使云逐渐迅速的扩散开来,充满整个天空,这种情况被称作过度发展(overdevelopmeng  OD)。OD状况通常使滑翔者很头疼,因为大范围展开的云笼罩大地,遮住太阳,上升气流没有了上升也就不太可能。
    连续增强的上升热气流对云的补充常常使云的寿命超过其通常的30分钟,事实上雷暴(看第六章)就是过度增长的热气流形成的云,它们能延续数个小时。
    云状云也能延续数甚至数天,这是因为其周围没有干燥空气可混合,而且在稳定状态下,没有什么因素促成混合。中有当上升力(前锋或压力系统)起生效或失效时,层云才逐渐消失。
    陈云(老云)
陈云不会(在短时间)内消亡,它们只会逐渐散去,这个逐渐缓缓消退的过程对滑翔飞行员颇具吸引,因为他们可以飞在这种有活力的云下面,一直骑着上升气流到大新的高度新的距离,因此,区分新云和陈云(老云)具有重要的意义。
    一个逐渐消退的云是一个正在干燥的云,在这个干燥过程中小团首先消失,这会改变云的外观,因为不同于大小的团对光的折射不一样,通常,老的云比新云色泽暗黄,这种不同不容易辨别,但经验丰富者可以察觉到,陈云比新云具有较规则柔和的边缘。

雨很使人扫兴,特别对于航行者来说,但众所周知它是生命的源泉,雨当然是由云而来,但大多数云并不形成雨,这是因为水蒸气凝聚时放出的潜热加热了小水滴,并阻止它们继续从水蒸气中继续凝出更多水分子,这样就趋近并达到一个平衡状态,于是云得以完成它的生命循环而不形成雨。
    如果要形成降雨,要么云继续上升,要么更潮湿的空气混合到云中或者这两项同时作用,当这种过程继续时,通过从水滴中升华(这里升华一词指的是固——气的可逆过程)可形成冰晶,或者水滴在云中运动时相互融合形成更大的水滴。这些冰晶或水滴增长到足够大时,重力作用使其掉下,形成降雨或降雪(见图23)
    雨滴直径从1/50英寸(1/20cm)到1/5英寸(1/2cm)大小不等。直径比这还大的水滴在下落过程中由于空气的摩擦作用而撕裂成小块。一块小云的湿度会因降雨而迅速降低。因为形成一个直径1/8英寸的雨沆要会集三千万个直径1/2500英寸的云微粒。毫无疑问,成千上万的雨滴能消灭掉一串串停止增长的云。
雨在下落过程中使周围空气准确,雨滴吸热有被蒸发的趋式,这种作用加之数吨的降雨雨滴的下拉阻力,减弱了上升气流的力量和云的继续形成与增长,而且,降雨在地面的扩散使得地面冷确,这也阻止了热气流的形成。我们将在热气流和雷暴两章中详细讨论这些话题。
WATER  DROPLET  雨滴               WATER  VAPOR  MIGRATES  飘移的水蒸气
ICE  CRYSTALS  冰晶                 ICE  CRYSTAL GROWTH  冰晶的增长PRODUCTION  OF  RAIN  DROPS  BY  COALESCENCE     水滴合并形成雨滴
图23——降雨的形成
 楼主| 发表于 2007-8-13 14:32 | 显示全部楼层

第三章(7)

降雨常常形成可见的垂直的条纹状,这就叫雨幡(见图24)。这是由弧立的云形成降雨而阳光照射使下降的雨清晰可见形成的。
VIRCA  雨幡
图24——雨幡

[ 本帖最后由 兜风客 于 2007-8-13 14:33 编辑 ]
 楼主| 发表于 2007-8-13 14:35 | 显示全部楼层

第三章(8)

雷暴下面的雨幡
下降的雨形成流即雨幡的原因是雨滴下降过程中由于空气的干扰使其与另处的雨滴相互靠拢会集。见图25。就象一辆赛车行进中接近前一辆车尾时阻力突然会减少一样,后面的雨滴比前面的落得快,它们后面的追上前面的,合并、分离,一起下落,形成可见的垂直条纹,这些条纹在到达地面前已充分干燥,这并不意味着下沉空气或下沉气流已停止,事实上,许多强径的下沉流在干燥的雨中一直存在因为蒸发作用使大气逐渐冷确,形成局部的高密度下沉空气。
RAIN  DROPS  雨滴
AIR  SWIRLS  空气漩涡
图25——雨形成条纹
 楼主| 发表于 2007-8-13 14:39 | 显示全部楼层

第三章(9)

能见度
能看见要去的地方对飞行员来说尤为重要,通常天气和云能很大程度影响飞行员视力,行说叫“vie”,雾能使能见度降到零因为大量的水滴能把光线有效地散射掉。同样道理,空气中污染物也能散射光线或吸掉一定波长的光线,使天空由通常的蓝色变为棕色,红色和黄色等长波长颜色。空气污染能带给我们深红色的太阳和万花筒般的日落景象。但的确能在我们飞行时毁掉远景,谁知道它会缩短多少飞行的距离啊?
烟雾和湿度是能见度的固有敌人,水蒸气是透明不可见的,但在那些雨量充足炎热潮湿的夏日,空气中充满了早已由凝聚核形成的微小水滴,此时饱和湿度就达到了,这种雾气能从一开始逐渐加强的淡蓝色变成伦敦的那种浓雾,当潮湿的雾气与污染物混合时,就形成我们熟悉的大城市中的烟雾。
能阻止空气向上流动的逆温层会大大降低能见度。因其阻止了垂直方向的雾气或烟雾弥散。稳定状态和很小的风通常使低通常使低能见度加剧,因为,水蒸气、灰尘、污染物在此情况下或多或少不能很好的弥散,除非垂直或水平方向气流活跃起来,图26描述了逆湿层各稳定状态对能见度的影响。
CLEAR  透明(能见)                 INVERSION   LAYER   逆温层
POLLUTION  OR  HAEE IS  CONCENTRATED  NEAR INVERSION   污染物和烟雾聚集在逆湿处
STABLE  CONDITIONS——POLLUTINO OR HALE IS CONCE  NTRATED  NEAR  GROUND  
污染物和烟雾在近地面聚集
图26—— 能见度和稳定状态
 楼主| 发表于 2007-8-31 14:59 | 显示全部楼层
云的类型
    稍微明视和敏感的人都会注意到,云有不同的形状,形式和大注。对一个偶尔抬头观测的人,要区分之看来似乎摸不着头脑。但只要回忆一下中学自然老师所教所授你就会发现这其实简单。
    初分起来,云只有两种形态,即层云各积云,层云是成片的,层叠的云,由广大地区缓慢上升的大面积上升气流形成。这种云遮蔽一大片广阔的天空。使白天变得灰暗,它们通常在稳定状态下形成,通常由上升的空气前锋或大的低压系统周围缓慢上升的空气形成。有些低层层云由低层端流与空气混合时抬升空气达到凝聚条件而形成。
    STRATUS CLOUDS ARE FLAT AND SPREADING.SOME TOPS MAY BE ROUNDED
    层云呈大片状展开,有些头部也呈圆形
    CUMULUS CLOUDS ARE PILED WITH VERTICAL DEVELOPMENT
    积云呈堆积状,垂直方向延伸发展
    图27—两种基本类型的云



[ 本帖最后由 兜风客 于 2007-8-31 15:01 编辑 ]
 楼主| 发表于 2007-8-31 15:14 | 显示全部楼层
积云是叠加或翻滚堆积看上去像棉花团或花椰菜在窜飘动的云,这种云通常在晴天出现,当它们仅遮住1/4或更少的天空时,它们就被说成朗天积云,积云是由单一上升气流或对流带上的潮湿空气形成。这里从图27中两幅照片作为典型来强调这两种不同的云。
    云的主要类型   
    层云——层叠并广泛展开的云,底部规整,它们常常造成阴天,因其在大面积地区遮住了太阳
    积云——孤立的堆积状或顶部不同程度圆钝的云,这种云很小,或发展成雷暴时有巨大的上下延伸范围。
    Spreading  stratus  clouds  with  a few cumuliforms on the right     
    仅右边有少量堆积形式,其余为广泛展开的层状云


    Cumulus clouds ,note the presence of towering clouids and dissipating  cloud in the top foreguouhd 积云,注意象塔一样堆积起来的云和正前方顶部那些正在消散的云

[ 本帖最后由 兜风客 于 2007-8-31 15:16 编辑 ]
 楼主| 发表于 2007-8-31 15:17 | 显示全部楼层
按高度分类
考虑更多的因素,我们可以按高度来区分云,卷云(cirrus)是高度最高的云,在气候适中时于18000—40000英尺(6-13km)处有小捆状或条纹状冰晶,图28描绘了典型“母马的尾巴”状的卷云形式并阐述了冰晶如何从高风速层落入的低风速层。从而形成束状的形状。明白了这个原理,使我们能判断在此云高度处的风向。
    我们还用前缀cirro-这个词来描述上层大气中的层云和卷云。我还用前缀alto-(拉丁语意为象歌声一样高扬)来描述中等高度的云。对于7000英尺(2km)以下高度的云,没有什么前缀词来形容,下面的图表表示出温和气候下根据高度和类型对云的分类。
Ice  crystal  generation  here  冰晶在这里形成      Faster wind  高速的风
Slower  wind  低速的风
图28-卷云
 楼主| 发表于 2007-8-31 15:19 | 显示全部楼层
云高
40000英尺
(13km)
高层大气云
卷云
卷积云
卷层云
18000英尺
(6km)
中等高度上的云
中高积云
中高层云
雨层云
雨积云
7000英尺
(2km)
低层高度的云
积云
层积云
层云



前缀nimbo—指正在下雨的云,这种云在文类上与其同类型云相当,只不过它的色泽较深。注意,雨积云就是通常所说的积雨云。我们把它放在中等高度的档次中,但实际中,它的高度可以很低。当它形成雷暴时,它的底部可以低到3000英尺(1000m),顶部在75000英尺(25km)。层积云是如此形成的。当热气流形成积云,上升到达一个逆温层时,它就无法现深入上升,于是它展形成层。这种是一种过度发展(od状态),虽然是层云,但它的底部常常起伏不平。
图29示意出各种不同的云以及它们的高度,接下来的图表中列出了它们的性质,缩写,在天气预报中常出现的代号。
边上伴随着高积云的高层云。照片右上角可见一层卷层云。

 楼主| 发表于 2007-8-31 15:23 | 显示全部楼层

云的类型和性质

云名称
此列见原图
成因
高度
外在表现
卷云
ci
热空气上升穿过冷空气(热空气前锋)
通常25000英尺(8km)
束状,窄事状,海马尾巴
卷积云
Cc
Ci_Cu
热空气前锋上面的空气上升形成或者云层间波浪行动造成
20000-25000英尺(6-8km)
象波浪或鱼鳞天,薄片或分割成一个个小细浪的层云
卷层云
Cs
Ci_Si
热空气上升越过冷空气时形成(热前锋)
20000-25000英尺(6-8km)
高处,一片一片的,透明的,在日或月周围会形成晕
中高积云
Ac
热空气前锋升得很高形成,或层云翻滚形成
10000英尺上下(3km)
象积云但厚度低或堆积的层云
中高层云
As
热空气前锋形成或层云受冷形成
10000英尺上下(3km)
叠加的片层,使太阳变得模糊,偶尔有灰色条纹,不形成日晕
雨层云
Ns
由层积云的热前锋或冷确层发展而来
通常低于6500英尺(2km)
比层云暗,潮湿,遮住太阳,常常有明显的雨
长时
下雨
层积云
Sc
Si_Cu
层云过度发展而来
通常低于6500英尺(2km)
灰暗,层开带堆积云,遮住天空
层云
St
热前锋上升或层状空气冷确
低于6500英尺
灰暗,低的片尾,通常覆盖一个地区,底部平整
时不时
有小雨
积云
Cu
小范围对流形成热气流
2000-14000英尺(600-4000m)
象一朵朵的棉花,花椰菜般的上部
积雨云
Cb
Cu_Nb
CuNim
不稳定上升气流或潮湿空气越过山顶遇到冷空气前锋形成也可由热气流上升过分堆积形成
地面到75000英尺范围内25km
暗,高高堆积,上部常形成一个头
大雨
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