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作上升运动的空气上升到足够高度时，其中的水汽会由于冷却而凝结或凝华在凝结核（如灰尘、盐粒或燃烧物产生的颗粒）上而形成云。云与飞行关系密切，有的云能给飞行带来困难和危险，有的云则能被利用作低气象训练飞行。

云的分类通常依据云底高和云的外形特征进行划分。按云底高可以把云分为低云、中云和高云；按云的外形特征可以把云分为层状云、波状云和积状云。如果将云底高和外形特征结合起来就可以将云分为如表7-1所列的3族10层29类。

对流形成的云统称为积状云。淡积云是由于对流发展初期强度较弱而形成的。淡积云的外貌特征是个体小、孤立分散、底部平坦、顶部呈圆弧突起，这与对流的特征相吻合。晴朗的天空中出现的稀疏的淡积云称为晴天积云，说明存在一层薄薄的不稳定气层。

浓积云与淡积云相似，只是垂直发展更旺盛。云顶呈花椰菜状凸起，云的色调在顶部一般为明亮的白色，底部为灰色。云块高大的浓积云其厚度可达4 000～5 000米，浓积云常常发展成雷暴。

积雨云形成在极不稳定的空气中，垂直对流发展强烈，云体巨大。强烈发展的对流可使云顶向上伸展到很高的高空，其厚度可达5 000～14 000米，有时由于高空强风的作用，会使云顶向下风方向倒伏，状如飞扬的马鬃，形成鬃状云顶（鬃状积雨云）；有时云顶向上急剧伸展至对流层顶附近，受到阻挡而向周围平展开，形成砧状云顶（砧状积雨云）。积雨云通常称之为雷暴云，许多危害飞行的天气与积雨云有关。积状云的云高（云底距地面的高度）一般都在2 000米以下，称为低云。

层状云是由空气的系统性上升运动形成的。云内气流平稳，几乎没有乱流。层状云的共同特点是范围广阔、结构均匀呈幕状。系统性垂直运动可分别出现在各个不同的高度上，形成不同的层状云。

形成于低空（云高在2 000米以下）的层状云一般云体较厚，水分含量大，颜色阴暗，常伴有阴雨天气，称为雨层云。形成于中空（云高在2 000～6 000米）的层状云，云体一般要薄一些，颜色比较明亮，呈灰色到灰白色，有时伴有降水，称为高层云。形成于高空（6 000米以上）的层状云是层状云中最薄的，呈白色，有时很透明，对飞行影响较小。这类层状云基本上由冰晶构成，由于冰晶对阳光的折射和散射，有时云体看上去呈纤维结构，其称为卷云，云体均匀分布呈幕状的称为卷层云。透过卷层云看太阳或月亮，有时能看到其周围由云层折射出的光环，即日晕和月晕。

波状云是指由大气波动或大气乱流形成的云。大气波动和大气乱流中都包含有上升运动，再加上足够的水汽，就能形成云。

大气波动可出现在不同的高度上，由于波动的特点，在波峰处形成云。在波谷处云很少或没有云，这样云层看起来就像起伏的波浪，由云块、云片或云条组成。当波动出现在低空时，形成的波状云由于距地面较近，在地面观测看，云块显得大而松散，呈灰色，这类波状云成为层积云。当中空出现大气波动时，形成的波状云叫高积云。由于出现高度比层积云高，空气中水汽含量一般要少些，云体相对要薄一些。从地面上看，构成高积云的云块、云条或云片呈灰白色，显得光滑，体积较小。大气波动出现在高空时，形成的波状云从地面看是由白色鳞片状的小云块组成，像微风吹过水面泛起的涟漪，这种波状云称为卷积云。

由大气乱流形成的云也属于波状云。当低空逆温层下有较强的乱流发展时，由于乱流混合作用，使混合层上部水汽增多，同时乱流上升运动引起空气温度下降，从而在逆温层下形成层云。层云高度很低，也可由乱流将雾抬升而形成，从云下看仍然像雾，外形呈幕状像层积云，但从其形成原因来看，属于波状云。由于乱流强度的不同，层云云顶可以是平坦的，也可呈波浪状起伏。通常乱流较强时，层云云顶起伏不平，云底高度较高，云下能见度较好；而乱流较弱时，层云云顶平坦，云底高度较低，云下能见度差。层云消散时，分裂形成碎层云。碎层云云体薄而破碎，形状极不规则，从地面看移动较快。当有降水云层存在时，降水使云下空气湿度增加，如有乱流发展形成上升运动，则可在降水云层下形成破碎的云块、云片，这种云形状极不规则，随风漂移，且云高很低，成为碎雨云。

2．云对飞行的影响

云对飞行的影响是多方面的，它与云内气流结构、云滴的动态、云中含水量的大小等有密切关系，归纳起来主要有以下几个方面：

1）云中能见度低，影响目视飞行

飞机在中、低云中飞行时，由于能见度很差，无法看到地标、天地线和障碍物，只能靠仪表来保持飞行高度、航向和飞机姿态。云中飞行可能出现偏航或盲目下降高度，造成飞机撞山，甚至可能造成飞机迷航或其他飞行事故。云滴的物态、大小、浓度、云的含水量都直接关系到云中能见度的恶劣程度；云底过低时对飞机的着陆将造成不利影响，甚至导致飞行事故。

2）云中飞行有时遇到颠簸

由于云是上升气流、乱流和波动使湿空气冷却达到过饱和的产物，飞机在云中或云层附近飞行时，由于气流对流旺盛，飞机将受到气流的影响，造成颠簸。有颠簸时，飞机的各部分结构都要经受忽大忽小的力，如果超过飞机的最大承受力，则飞机的某些部件可能变形甚至损坏。强烈的颠簸可使飞机在瞬间上升或下降数十米甚至数百米，并使飞机左右摇摆，使飞机上的仪表指示不准确，容易造成不良后果。

3）云中飞行容易产生积冰

云滴的物态与云中温度有直接关系。当云体温度大于0℃时，云由水滴组成；云体温度在-15～0℃之间时，云滴大多为冷水滴，少数为冰晶；云体温度在-30～-15℃之间时，云滴由过冷水滴和冰晶共同组成；云体温度低于-30℃时，云滴多为冰晶。云中飞机积冰强弱主要取决于云滴的物态。一般而言，过冷水滴含量越多、体积越大的云中，飞机积冰越强。如果机体表面温度低于0℃，云中的过冷水滴就会在飞机表面冻结并聚积起来，形成飞机积冰。飞机积冰后，影响飞机性能，给操纵飞机带来困难，严重积冰时，若除冰不及时还可能导致发动机停车和飞机推力减小，表7-2为积冰强度对飞行的影响。

4）云中飞行容易产生飞行错觉

飞机在云中飞行时，因看不到天地线，容易将较亮的方向当作天顶，将较暗的方向当作地面，这样，在云的下部飞行时，就会误认为飞机在倒飞；当云中明暗不均匀或在云的边缘部分飞行时，会误认为飞机有俯仰或左右倾斜。飞行员如果处置不当，容易造成飞行事故。

5）低云会影响飞机着陆

低云是危及飞行安全的危险天气之一。在低云遮蔽机场的情况下着陆，如果飞机出云后离地面高度很低，且又未对准跑道，往往来不及修正，容易造成复飞。有时，由于指挥或操作不当，还可能导致飞行事故。

飞行中经常会遇到，有时在很大区域里气象条件变化不大，但有时在很狭窄的范围内，气象条件却有显著变化，这就是气团和锋的影响。

气团是指在水平方向上温度、湿度、稳定度相近而且均匀的大块空气，它的水平尺度可达几千公里。当空气静止或基本静止于某地达几天或更长时，常形成气团。这时气团的温度、湿度特性取决于它下面的地表特性。

分析气团特点、分布及移动规律，就必须对气团分类。分类的方法大多采用地理分类法与热力分类法两种。

气团按其热力特性可分为冷气团与暖气团两大类。凡是气团温度低于流经地区下垫面温度的，叫冷气团；相反，凡是气团温度高于流经地区下垫面温度的，叫暖气团。这里所谓冷、暖均是比较而言，温度低到多少度才是冷气团，温度高到多少度才是暖气团，则没有绝对的数量界限。一般形成在冷源地的气团是冷气团，形成在暖源地的气团是暖气团。两气团相遇，温度低的是冷气团，温度高的是暖气团。

根据气团形成源地的地理位置，对气团进行分类，称为气团的地理分类。按这种分类法，气团可分成北极气团、温带气团、热带气团、赤道气团四大类。由于源地地表性质不同，又将每种气团（赤道气团除外）分为海洋性和大陆性两种。

气团是在源地形成后，离开它的源地移到新的地区，随着下垫面性质以及大范围空气的垂直运动等情况的改变，它的性质也将发生相应的改变。如气团向南移动到较暖的地区时，会逐渐变暖；如向北移动到较冷的地区时，会逐渐变冷。气团在移动过程中的性质变化，叫气团的变性。

气团在下垫面性质比较均匀的地区形成，又因离开源地而变性。气团总是在或快或慢地运动着，它的性质也总是在或多或少地变化着，气团的变性是绝对的，而气团的形成只是在一定条件下获得了相对稳定的性质而已。由于我国大部分地区处于中纬度，冷暖空气交替频繁，缺少气团形成的环流条件，同时地表性质复杂，很少有大范围均匀的下垫面作为气团的源地，活动在我国境内的气团，严格说来都是从其他地区移来的变性气团。

3．我国的气团活动及天气特征

由于不同的气团具有不同的温度、湿度和压力等物理特性，在它们控制下的地区，就分别具有不同的天气特点。例如，当冷气团向南移行至另一地区时，不仅会使这个地区变冷，且由于气团底部增暖，使该地区上空气层的稳定度减小，产生不稳定性的天气；当暖气团向北移至另一地区时，不仅会使这个地区变暖，且由于气团底部变冷，会使该地上空气层的稳定度增大，产生稳定性天气（如平流雾、低云和毛毛雨）。但冷、暖气团的天气特征在不同季节、不同地区有相当大的差别。例如，夏季暖空气，若遇外力抬升，可出现阵雨、雷暴等不稳定天气；冬季的冷气团，如果气层稳定，逆温深厚，也可以产生稳定性天气。

我国大部分处于中纬度地区，在我国境内的气团，大多是从其他地区移来的变性气团，其中最主要的是极地大陆气团和热带海洋气团。

冬半年通常受极地大陆气团影响，它的源地在西伯利亚和蒙古，我们称之为西伯利亚气团。这种气团的地面流场特征为很强的冷性反气旋，中低空有下沉逆温，它所控制的地区，天气干冷。当它与热带海洋气团相遇时，在交界处则能构成阴沉多雨的天气，冬季华南常见到这种天气。热带海洋气团可影响到华南、华东和云南等地，其他地区除高空外，它一般影响不到地面。北极气团也可南下侵袭我国，造成气温急剧下降的强寒潮天气。

夏半年，西伯利亚气团在我国长城以北和西北地区活动频繁，它与南方热带海洋气团交汇，是构成我国盛夏南北方区域性降水的主要原因。热带大陆气团常影响我国西部地区，被它持久控制的地区，就会出现严重干旱和酷暑。来自印度洋的赤道气团，可造成长江流域以南地区大量降水。

春季，西伯利亚气团和热带海洋气团两者势均力敌，互有进退，因此是锋系及气旋活动最盛的时期。

秋季，变性的西伯利亚气团占主要地位，热带海洋气团退居东南海上，我国东部地区在单一的气团控制下，出现全年最宜人的秋高气爽的天气。

锋由两种性质不同的气团相接触形成，其水平范围与气团水平尺度相当，长达几百千米到几千千米。锋区是指冷、暖气团间狭窄的过渡地带；锋面与地面的交线称为锋线，锋面和锋线统称锋，如图7-4所示。锋面倾斜的程度，称锋面坡度。

在锋区附近，因为锋的下部是冷气团，上部是暖气团，所以自下而上通过锋区时，出现气温随高度增高而增加的现象，称锋面逆温。

锋的类型和天气

根据锋两侧冷、暖气团移动方向和结构状况，一般把锋分为冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋4种类型。冷锋是冷气团推动着锋面向暖气团一侧移动的锋；冷锋又因移动速度快慢不同，分为一型（慢速）冷锋和二型（快速）冷锋；暖锋是暖气团推动着锋面向冷气团一侧移动的锋；准静止锋是冷、暖气团势力相当或有时冷气团占主导地位，有时暖气团又占主导地位，锋面很少移动或处于来回摆动状态的锋；锢囚锋是当冷锋赶上暖锋，两锋间暖空气被抬离地面锢囚到高空，冷锋后的冷气团与暖锋前的冷气团相接触形成的锋。

暖锋的坡度较小，暖气团在推挤冷气团过程中缓慢沿锋面向上滑行，当升到凝结高度后在锋面上产生广阔的、系统的层状云系。典型云序为：卷云、卷层云、高层云、雨层云，暖锋降水主要发生在雨层云内，多是连续性降水。在我国明显的暖锋出现得较少，大多伴随着气旋出现。春、秋季一般出现在江淮流域和东北地区，夏季多出现在黄河流域。

冷锋根据移动速度的快慢分为两种类型，一型冷锋和二型冷锋。

一型冷锋（缓行冷锋）移动缓慢、锋面坡度较小（在1/100左右）。会产生与暖锋相似的层状云系，只是云系的分布序列与暖锋相反，而且云系和雨区主要位于地面锋后。由于锋面坡度大于暖锋，因而云区和雨区都比暖锋窄些，且多稳定性降水。

二型冷锋（急行冷锋）移动快、坡度大（1/40～1/80）冷锋后的冷气团势力强，移速快，猛烈地冲击着暖空气，使暖空气急速上升，形成范围较窄、沿锋线排列很长的积状云带，产生对流性降水天气。夏季时，空气受热不均，对流旺盛，冷锋移来时常常狂风骤起、乌云满天、暴雨倾盆、雷电交加，气象要素发生剧变。但是，这种天气历时短暂，锋线过后气温急降，天气豁然开朗。

（3）准静止锋天气

同暖锋天气类似，云区和降水区比暖锋更为宽广，降水强度比较小，但持续时间长，可能造成绵绵细雨连日不止的连阴天气。

（4）锢囚锋天气

锢囚锋是由两条移动着的锋合并而成，所以它的天气仍保留着原来两条锋的天气特征。

锋线用彩色粗实线表示，如表7-3所示。一般而言锋线附近天气比较复杂，锋面所到之处大多天气要变化。