1、風的形成
A、風怎樣吹起?
B、氣壓怎樣作用於風
C、熱極生風
2、 奇妙的風
A、陣風
B、旋風
C、海陸風
D、山谷風
E、焚風
3、看風識天氣
4、關於風的問答
A、為什麼我國沿海地區夏季多東南風，冬季多西北風？
B、為什麼印度半島沿海夏季經常吹特別強大的西南風？
C、大風侵襲前，為什麼海面會出現短暫的平靜？
D、冬季緊刮西北風後為什麼天氣容易放晴？
E、為什麼午後的風速一般較大？
風的形成
風怎樣吹起?
大氣為什麼會運動？是什麼力量驅使它運動的呢？原因是錯綜複雜的。水平的風，垂直的升降氣流，不規則的亂流運動，都各有其複雜的成因。這裏先就風的成因談起吧。
自從十七世紀出現了氣壓錶，指出空氣有重量因而有壓力這個事實以後，為人們尋找風的奧秘提供了開竅的鑰匙。十九世紀初，有人根據各地氣壓與風的觀測資料，畫出了第一張氣壓與風的分佈圖。這種圖不僅顯示了風從氣壓高的區域吹向氣壓低的區域，而且還指明了風的行進路線並不直接從高氣壓區吹向低氣壓區，而是一個向右偏斜的角度。
一百多年來，人們抓住氣壓與風的關係這一條從實踐中得來的線索，進一步深入探究，總結出一套比較完整的關於風的理論。風朝什麼地方吹？為什麼風有時候刮起來特別迅猛有勁，而有時候卻懶散無力，銷聲匿跡？這完全是由氣壓高低、氣溫冷暖等大氣內部矛盾運動的客觀規律在支配著的。人們不僅用這種規律來解釋風的起因，而且還用這些規律來預測風的行蹤。
氣壓怎樣作用於風
風為什麼從高氣壓區吹向低氣壓區？為什麼在吹向低氣壓區的同時會向右偏斜？又為什麼風力有時迅猛且強勁，而有時卻非常微弱？要弄清這些問題，得先瞭解一些關於氣壓分佈的知識。
左圖是一張某一時刻的海平面氣壓分圖。圖中畫著一條條曲曲彎彎的等壓線，顧名思義就可知道凡是同一條等壓線經過之處，那裏的海平面氣壓都是相等的。在等壓線閉合起來的地區，如果氣壓高於周圍，就稱?高氣壓（圖中A處）；若氣壓低於周圍，則稱?低氣壓（圖中D處）。而從高氣壓伸展出來的部分稱?高壓脊（圖中B處），從低氣壓伸展出來的部分稱?低壓槽（圖中C處）。這種氣壓分佈圖和表示地勢起伏的地形分佈圖十分想象：高氣壓和低氣壓好比山峰和穀底，高壓脊和低壓槽猶如山脊和山坳，而等壓線就象表示海拔高度的地形等高線。
等壓線的分佈有疏有密，這種等壓線的疏密程度表示了單位距離內氣壓差的大小，稱?氣壓梯度，等壓線愈密集，表示氣壓梯度愈大。這和地形分佈圖上地形等高線的疏密分佈表示坡度的平陡也有相似之處。如圖所示，地形等高線愈是稀疏，表示那裏地勢比較平坦，而在地形等高線非常密集的地方，那裏一定是個陡坡。如果在斜坡上造起每級高度相等的石階梯，每一石級相當於一條地形等高線，那?石階梯的坡度愈大，石級的間隔距離便愈短，地形等高線愈密集，而平坦的石階梯坡度則相應的地形等高線必愈疏。既然氣壓分佈圖上的等壓線可以比喻?地形分佈圖上的等高線，那?氣壓梯度也就好比石階梯的坡度了，大概梯度這個名稱就是這樣比喻出來的吧。
各地的氣壓如果發生了高低的差異，也就是說兩地之間存在氣壓梯度的話，氣壓梯度就會把兩地間的空氣從氣壓高的一邊推向氣壓低的一邊，於是空氣流動起來，風便生了， 氣壓梯度怎麼會產生能推動空氣運動的力量呢？這可以拿江河中水流來打比方。水從高處流向低處，是因為高處的水和低處的水存在著水位差（右下圖），從而使上下游同一水平面上的兩點A和B之間發生了重力差異，上游A處所受水柱重力顯然要大於下游B處。於是便?生從上游壓向下游的旁壓力，水就在這種旁壓力的作用下順著傾斜河床從上游流向下游，從高處流向低處。兩地間水位差愈大，A、B間的重力差異也愈大，水就流得愈快。
在空氣的"海洋"裏也有"水位差"─氣壓差，即兩地間存在著氣壓梯度。計量水位差單位用米，而計量氣壓差則用毫巴為單位。兩把尺子不一樣，但水和空氣都是流體，又都有重量，水平方向上兩地的水或空氣如果存在重力的差異，就都會產生由重力大的地方指向重力小的地方的旁壓力（如下圖）。從這個意義上看，情況又都相像：水受到旁壓力的作用從高處流向低處，水位差愈大，流速愈快；而空氣也在旁壓力的推動下，從氣壓高處流向氣壓低處，兩地間氣壓差愈大，也即氣壓梯度愈大，空氣流得也愈快，風刮得愈起勁。
人們把在空氣的"海洋"裏，由於存在氣壓梯度而產生這種旁壓力稱為氣壓梯度力（如下圖），氣壓梯度力是由於大氣壓力不均勻而作用在空氣質點上的壓力，其方向由高壓指向低壓，垂直於等壓面，也可以分解成水平氣壓梯度力和垂直氣壓梯度力。顯然，它的大小和氣壓梯度成正比。
現在不難明白風怎樣吹起的道理，空氣的流動原來是由氣壓梯度力推動起來的，風刮的猛烈還是微弱也是由氣壓梯度力的大小來決定的。
熱極生風
風為什麼吹起？又為什麼從高氣壓斜穿等壓線吹向低氣壓的原因我們在前面基本上已經揭開了。風是由氣壓分佈的差異所引起的，但引起各地氣壓差異的原因又是什麼呢？這裏先從"熱極生風"說起吧。
從字面上看，"熱極生風"的意思是說：一個地方熱得太厲害，不久便會產生大風。夏天雷雨大風之前，空氣往往熱得出奇；而在冬天天氣回暖，熱得反常的時候，不久也會有冷空氣大風來臨。
熱與冷是相比較而存在的，這個地區熱得反常了，與別的地區一比較，就會比出冷來了。如果那裏原來受冷空氣控制，那兩個區域之間冷熱的差異就更大了。
在一定條件下各種矛盾運動都可以互相轉化。冷熱的矛盾也可以轉化為氣壓高低的矛盾：熱空氣發生膨脹，引起該區空氣密度減小，結果使得單位面積上承受的空氣柱重量也減小，也就是說，那裏的氣壓降低了；相反的，一個地區冷下來的結果會引起那裏氣壓的升高。可見，兩地間如果發生了冷熱的差異，就會相應地引起氣壓的差異，冷熱差異越大，氣壓差異也越大。
兩地間氣壓差加大，氣壓梯度力就會增加，風也越刮越有勁。迅猛異常的雷雨大風和冷空氣大風，就是因?雷雨地區、冷空氣地區與暖區之間發生了很大的溫度差，從而引起很大的氣壓差和很大的氣壓梯度力而?生的。這樣，冷和熱的矛盾運動，通過氣壓高低的矛盾，最後又轉化?風的矛盾運動、熱運動轉化成?風的機械運動。
然而，這種矛盾運動的轉化過程還沒有完結：風刮起來以後，川流不息到處奔走，它從南方刮到北方，又從北方刮到南方，從暖的地區刮到冷的地區（氣象上稱?暖平流，常用高空等壓面圖上等高線與等溫線?加在一起來進行分析），又從冷的地區刮到暖的地區（氣象上稱?冷平流），使冷暖空氣來來往往，這樣風就很自然地成?傳送熱量的角色。它每走一步就會引起經過之處溫度的改變，從而也使各地之間的溫度差異發生變化。於是風的機械運動終於又轉化?冷與熱的矛盾運動。然後，冷與熱的矛盾運動又可通過氣壓高低的矛盾轉化?風的機械運動……這種轉化過程，一次次地迴圈，沒完沒了。
陣 風
我們平常所說的風其實就是指空氣在水平方向上的流動。據觀測，在離地面約1500米以上的高空，那裏的空氣被稱?自由大氣，空氣的流動速度幾乎不變(高山地區除外)，因此風呈現出一種穩定而均勻的狀態。但是在離地面1000米或1500米之內，尤其是接近地面的空氣，其流動速度時小時大，因而使風變得忽兒大，忽兒小，吹在人身上有一陣陣的感覺，這就是陣風。
一般6級以下的風不會引起大的危害。6級或6級以上的風多陣風，才有一定的危害。氣象廣播時，經常報告陣風6-7級或8-9級等，是表示在有風的過程中，陣風可能達到的最大級數。
為什麼會刮陣風呢?
陣風的產生是空氣擾動的結果。我們知道，流體在運動中，流過固體表面時，會遇到來自固體表面的阻力，使流體的流速減慢。空氣是流體的一種，當空氣流經地面時，由於地面對空氣發生了阻力，低層風速減小，而上層不變，這就使空氣發生擾動。它不僅前進，且會下降。有時在空氣流經的方向上，因?有丘陵、建築物和森林等障礙物阻擋而產生回流，這就會造成許多不規則的渦旋(見上圖）。這種渦旋會使空氣流動速度?生變化。當渦旋的流動方向與總的空氣流動方向一致時，就會加大風速；相反，則會減小風速，所以風速時大時小；當渦旋與空氣流動方向一致而加大風速時，會?生暫態極大風速，這就是陣風。
一般來說，陣風的風速要比平均風速大百分之五十或更高。平均風速愈大，地表面愈粗糙，陣風風速超過平均風速的百分率就越大。一次陣風到達最大風速後，約過l一2秒鐘，風速就會小於平均風速的一半，然後再出現另一次最大風速。這樣，地面上所吹的風就是一陣陣的了。
夏天，當北方有一股較強的冷空氣到來時，由於地面太陽輻射增溫，特別是中午到下午這段時間，地面溫度增高較多，造成高空與地面溫度差加大。同時，如果當地上空空氣比以前潮濕，就有利於積雨雲(即下雷雨的雲)的發展，當積雨雲發展到強盛階段，高空的大雨滴就開始下降，速度愈降愈快，高空冷氣流也隨著下降。雨滴在下降途中有一部分被低空較高的溫度蒸發掉，在雨滴被蒸發時，必然吸收周圍的熱量。因此，高空下降的冷氣流愈變愈冷，而地面的溫度較高，這樣溫差更大，氣壓差也就更大。強烈的冷氣流從高空猛烈地沖下來，於是造成強烈的陣風。
在一天之內，尤其是夏天中午前後，空氣對流旺盛，風的陣性增大；到了夜晚，空氣對流減弱，風的陣性就不如白天顯著。在一年裏，春季風的陣性大，冬季風的陣性小。陣風時間雖短，但對海上生?或航行船隻的影響卻很大。因此在發佈天氣預報時，常常要把陣風大小及時地告訴漁民和船員。
旋 風
旋風是打轉轉的空氣渦旋，是由地面挾帶灰塵向空中飛舞的渦旋，這種渦旋正是我們平常看到的旋風，它是空氣在流動中造成的一種自然現象，可是風為什麼會打轉轉呢?
我們知道，當空氣圍繞地面上象樹木、丘陵、建築物等不平的地方流動時、或者空氣和地面發生摩擦時，要急速地改變它的前進方向，於是就會產生隨氣流一同移動的渦旋，這就刮起了旋風。但是，這種旋風很少，也很小。
旋風形成的最主要原因，是當某個地方被太陽曬得很熱時，這裏的空氣就會膨脹起來，一部分空氣被擠得上升，到高空後溫度又逐漸降低，開始向四周流動，最後下沈到地面附近。這時，受熱地區的空氣減少了，氣壓也降低了，而四周的溫度較低，空氣密度較大，加上受熱的這部分空氣從空中落下來，所以空氣增多，氣壓顯著加大。這樣，空氣就要從四周氣壓高的地方，向中心氣壓低的地方流來，跟水往低處流一樣。但是，由於空氣是在地球上流動，而地球又是時刻不停地從西向東旋轉，那麼空氣在流動過程中就要受地球轉動的影響，逐漸向右偏去(原來的北風偏轉成東北風，南風偏轉成西南風，西風偏轉成西北風，東風偏轉成東南風)。於是從四周吹來的較冷空氣，就圍繞著受熱的低氣壓區旋轉起來，成為一個和鐘錶時針轉動方向相反的空氣渦旋，這就形成了旋風。
這種旋風的中心，由於暖空氣不斷上升，加上四周的空氣不斷旋轉，所以很容易把地面上的塵土、樹葉、紙屑等卷到空中，並隨空氣的流動而旋轉飛舞。如果旋風的勢力較強，有時會把地面上的一些小動物，如小蛇、小蟲等卷到空中去，在塵沙彌漫中隨風前往。
一般小旋風的高度不太大，當它受到地面的摩擦或房屋、樹木等的阻擋時，就漸漸消散變成普通的風。
也許有人還會問：既然地面受熱就容易起旋風，那夏天比春天還熱，?什?夏天旋風少而春天旋風多呢?這是原因夏天天氣雖然很熱，但是地面的草木青青，土地濕潤，氣溫相差不大，所以夏天很少刮旋風。可是，在春天，樹葉還沒有全長出來，草也剛發芽，莊稼地是一片光光的，處處沒遮沒擋，這就容易曬熱，使地面上空氣的溫度變化較大，就容易刮旋風。
旋風能挾帶灰塵、亂紙向空中飛舞，當然也能把地面的熱量、水汽等帶到空中，所以，它造成了空氣的熱量、水汽等的垂直混合，使空氣中熱量和水汽等的垂直分佈均勻。但在地面附近旋風很小，垂直交換作用不大，因此在緊貼地面氣層中形成了特殊的小氣候。
海陸風
在海濱地區，只要天氣晴朗，白天風總是從海上吹向陸地；到夜裏，風則從陸地吹向海上。從海上吹向陸地的風，叫做海風（左上圖）；從陸地吹向海上的風，稱為陸風（右上圖）。氣象上常把兩者合稱為海陸風。
海陸風和季風一樣，都是因?海陸分佈影響所形成的周期性的風。不過海陸風是以晝夜?周期，而季風的風向卻隨季節變化，同時海陸風範圍也比季風小。那麼海陸風是如何形成的呢？
白天，陸地上空氣增溫迅速，而海面上氣溫變化很小。這樣，溫度低的地方空氣冷而下沈，接近海面上的氣壓就高些；溫度高的地方空氣輕而上浮，陸地上的氣壓便低些。陸地上的空氣上升到一定高度後，它上空的氣壓比海面上空氣壓要高些。因?在下層海面氣壓高於陸地，在上層陸地氣壓又高於海洋，而空氣總是從氣壓高的地區流到氣壓低的地區，所以，就在海陸交界地區出現了範圍不大的垂直環流。陸地上空氣上升，到達一定高度後，從上空流向海洋；在海洋上空，空氣下沈，到達海面後，轉而流向陸地。這支在下層從海面流向陸地，方向差不多垂直海岸的風，便是海風。如上圖給出了海風形成的過程。
夜間，情況變得恰恰相反：陸地上，空氣很快冷卻，氣壓升高；海面降溫比較遲緩(同時深處較溫暖的海水和表面降溫之後的海水可以交流混合)，因此比起陸面來仍要溫暖得多，這時海面是相對的低氣壓區。但到一定高度之後，海面氣壓又高於陸地。因此，在下層的空氣從陸地流向海上，在上層的空氣便從海上流向陸地。在這種情況下，整個垂直環流的流動方向，也變得和前面海風裏的垂直環流完全相反了。在這個完整的垂直環流的下層，從陸地流向海洋，方向大致垂直海岸的氣流，便是陸風。上圖給出了陸風形成的過程。
一般海風比陸風要強。因?白天海陸溫差大，加上陸上氣層較不穩定，所以有利於海風的發展。而夜間，海陸溫差較小，所波及的氣層較薄，陸風也就比較弱些。海風前進的速度，最大可達5-6米/秒，陸風一般只有1-2米/秒。濱海一帶溫差大，海陸風強度也大，隨著遠離海岸，海陸風便逐漸減弱。
海陸風發展得最強烈的地區，是在溫度日變化最大，以及晝夜海陸溫度差最大的地區。所以在氣溫日變化比較大的熱帶地區，全年都可見到海陸風；中緯地區海陸風較弱，而且大多在夏季才出現；高緯地區，只有夏季無雲的日子裏，才可以偶爾見到極弱的海陸風。我國沿海的臺灣省和青島等地，海陸風很明顯，尤其是夏半年，海陸溫差及氣溫日變化增大，所以海陸風較強，出現的次數也較多。而冬半年的海陸風就沒有夏半年突出，出現機會比較少。
海風與陸風的範圍小。以水平範圍來說，海風深入大陸在溫帶約?15-50公里，熱帶最遠不超過100公里，陸風侵入海上最遠20-30公里，近的只有幾公里。以垂直厚度來說，海風在溫帶約?幾百米，熱帶也只有1-2公里；只是上層的反向風常常要更高一些。至於陸風則要比海風淺得多了，最強的陸風，厚度只有200-300米，上部反向風僅伸達800米。在我國臺灣省，海風厚度較大，約?560一700米，陸風?250-340米。
海陸風交替的時間隨地方條件及天氣情況而不同。白天，陸地溫度高於海洋；夜裏，海洋溫度高於陸地。陸地溫度高於海洋的時間，一般?下午2-3時，這時候的海風最強。此後溫度逐漸下降，海風便隨著減弱，約在晚上9-10時，海陸溫差沒有了，海風也就停止了。夜裏，陸地溫度降得快，海洋溫度比陸地下降得慢些，因此，在晚上9-10時以後，陸上變冷了，海上反而暖些。海陸溫差的趨向改變了，海陸風的方向也改變了。從晚上9-10時的一度平靜無風之後，接著微弱的陸風就開始了；這以後，海陸溫差逐漸增大，陸風也越來越強；大約夜裏2-3時左右，溫差最大，這時的陸風也最強。天亮後，陸地漸漸暖起來，海陸溫差越來越小，陸風逐漸，減弱；約在上午9-10時左右，海陸溫差又消失了，陸風隨著終止。
就這樣，隨著海陸晝夜溫差的不斷改變，白天出現的海風，下午2-3時最強，夜間出現的陸風，夜裏2-3時最強；上午9-10時和晚間9-10時，海陸溫度幾乎相同，溫度差別消失，海風和陸風便消失了。
海風和陸風消失的時間，也正是從海風轉?陸風(晚上9-10時)或從陸風轉?海風（上午9-10時）的過渡時間。
海陸風必須在靜穩的天氣條件下才可以看得到，如果有強烈的天氣系統，如颮線、風暴一類的天氣系統出現時，就看不到海陸風的現象了。此外，如果是陰天，陸風吹刮的時間往往拖延很長，而海風出現的時間便一直推後下去，有時甚至遲到12時左右才開始。
海風登陸帶來水汽，使陸地上濕度增大，溫度明顯降低，甚至形成低雲和霧。夏季沿海地區比內陸涼爽，冬季比內陸溫和，這和海風有關。所以海風可以調節沿海地區的氣候。
山 谷 風
住在山區的人都熟悉，白天風從山谷吹向山坡，這種風叫穀風；到夜晚，風從山坡吹向山谷，這種風稱山風。山風和穀風總稱為山谷風。
山谷風的形成原理跟海陸風類似。
似。
白天，山坡接受太陽光熱較多，成為一隻小小的"加熱爐"，空氣增溫較多；而山谷上空，同高度上的空氣因離地較遠，增溫較少。於是山坡上的暖空氣不斷上升，並在上層從山坡流向谷地，穀底的空氣則沿山坡向山頂補充，這樣便在山坡與山谷之間形成一個熱力環流。下層風由谷底吹向山坡，稱?穀風(見圖5-41)。到了夜間，山坡上的空氣受山坡輻射冷卻影響，"加熱爐"變成了"冷卻器"，空氣降溫較多；而谷地上空，同高度的空氣因離地面較遠，降溫較少。於是山坡上的冷空氣因密度大，順山坡流入谷地，穀底的空氣因匯合而上升，並從上面向山頂上空流去，形成與白天相反的熱力環流。下層風由山坡吹向谷地，稱下山風(見圖5-42)。
穀風的平均速度約每秒2-4米，有時可達每秒7-10米。穀風通過山隘的時候，風速加大。山風比穀風風速小一些，但在峽谷中，風力加強，有時會吹損谷地中的農作物。谷風所達厚度一般約?穀底以上500-1000米，這一厚度還隨氣層不穩定程度的增加而增大，因此，一天之中，以午後的伸展厚度?最大。山風厚度比較薄，通常只及300米左右。
在晴朗的白天，穀風把溫暖的空氣向山上輸送，使山上氣溫升高，促使山前坡崗區的植物、農作物和果樹早發芽、早開花、早結果、早成熟；冬季可減少寒意。穀風把谷地的水汽帶到上方，使山上空氣濕度增加，谷地的空氣濕度減小，這種現象，在中午幾小時內特別的顯著。如果空氣中有足夠的水汽，夏季穀風常常會凝雲致雨，這對山區樹木和農作物的生長很有利；夜晚，山風把水汽從山上帶入谷地，因而山上的空氣濕度減小，谷地空氣濕度增加。在生長季節裏，山風能降低溫度，對植物體營養物質的積累，塊根、塊莖植物的生長膨大很有好處。
山谷風還可以把清新的空氣輸送到城區和工廠區，把煙塵和漂浮在空氣中的化學物質帶走，有利於改善和保護環境。工廠的建設和佈局要考慮有規律性的風向變化問題。山谷風風向變化有規律，風力也比較穩定，可以當作一種動力資源來研究和利用，發揮其有利方面，控制其不利方面，?社會主義建設服務。
值得重視的是，我國除山地以外，高原和盆地邊緣也可以出現與山谷風類似的風：風向風速有明顯的日變化。出現在青藏高原邊緣的山谷風，特別是與四川盆地相鄰的地區，對青藏高原邊緣一帶的天氣有著很大的影響。在水汽充足的條件下，白天在山坡上空凝雲致雨，夜間在盆地邊緣造成降水。
焚 風
當氣流跨越山脊時，背風面上容易發生一種熱而乾燥的風，名叫焚風。這種風不象山風那樣經常出現，它是在山嶺兩面氣壓不同的條件下發生的。
在山嶺的一側是高氣壓，另一側是低氣壓時，空氣會從高壓區向低壓區移動。在空氣移動途中遇山受阻，被迫上升，氣壓降低，空氣膨脹，溫度也就隨之降低。空氣每上升100米，氣溫就下降0.6°C，當空氣上升到一定高度時，水汽遇冷凝結，形成雨雪落下。空氣到達山脊附近後，變得稀薄乾燥，然後翻過山脊，順坡下降，空氣在下降過程中，重又變得緊密，並出現增溫的現象。空氣每下降l00米，氣溫就會升高1°C。因此，空氣沿著高大的山嶺沈降到山麓的時候，氣溫常會有大幅度的升高。迎風和背風兩面的空氣，即使高度相同，背風面空氣的溫度也總是比迎風面的高。每當背風山坡刮炎熱乾燥的焚風時，迎風山坡卻常常下雨或落雪。
焚風的害處很多。它常常使果木和農作物乾枯，降低產量，使森林和村鎮的火災蔓延並造成損失。十九世紀，阿爾卑斯山北坡幾場著名的大火災，都是發生在焚風盛行時期的。焚風在高山地區可大量融雪，造成上游河谷洪水泛濫；有時能引起雪崩。如果地形適宜，強勁的焚風又可造成局部風災，刮走山間農舍屋頂，吹倒莊稼，拔起樹木，傷害森林，甚至使湖泊水面上的船隻發生事故。
焚風有弊，但是它也有利。由於它能加速冬季積雪的溶化，不用等到明年春天，牛羊就可以在戶外放牧了。焚風還豐富了當地的熱量資源，象羅納河谷上游瑞士的玉米和葡萄，就是靠了焚風的熱量而成熟的；而焚風影響不到的鄰近地區，這些莊稼就難以成熟。
看風識天氣
"東風送濕西風乾，南風吹暖北風寒"。這則諺語流傳在長江中下游一帶，它說明不同的風會帶來冷暖幹濕不同的天氣。
長江中下游地區東臨海洋，西連大陸，這裏的風東吹西刮、南來北往，擔負著交流寒暖、運送水汽的任務。東風濕、南風暖，暖濕的東南風?雲雨的?生提供了豐富的水汽條件，只要一有上升的機會就會凝雲致雨。所以，有"要問雨遠近，但看東南風"、"白天東南風，夜晚濕布衣"的說法。而西風乾、北風寒，晴天刮西北風，預示著繼續晴冷無雨；雨天刮西北風則預示著幹冷空氣已經壓境，隨著冷空氣層的增厚，空中的雲層升高變薄，不久就會雲消雨散了。所以，諺語說"西北風，開天鎖"。
在溫帶地區，地面上如有兩股對吹的風，它們往往是兩股規模大、範圍廣，溫度、濕度不同的冷氣流和暖氣流。南風運載著暖濕空氣，北風運載著乾冷氣流。在它們相遇的地帶，形成了鋒面。鋒面一帶，暖濕空氣的上升運動最?旺盛。有時暖濕氣流勢力強大，主動北襲，並淩駕於冷氣流之上，向上滑升，冷卻凝雲。這時，天上雲向(暖氣流)與地上風向(冷氣流)相反，"逆風行雲，定有雨淋"。隨著雲層迅猛發展，增厚，便形成範圍廣大、連綿不斷的雲雨了。有時，幹冷空氣的勢力比暖濕氣流強大，它主動出擊，象一把楔子直插空氣下面，把暖濕空氣?舉向上，鋒面一帶便出現雷雨雲帶。在這一帶，雷鳴電閃，風狂雨驟。
鋒面雲雨帶的生消、移動，決定於南北氣流勢力的消長。某地南風勁吹，說明該地處於鋒面雲雨帶以南，這時暖鋒北去，天氣晴暖。但是，"北風不受南風欺","南風吹到底，北風來還禮","南風吹得緊，不久起風雨"。每一次吹南風的過程，雖晴暖一時，卻又預示著北風推動冷鋒南下。所以，一旦"轉了北風就要下"，就會雲湧雨落。而南風刮得愈久，說明暖濕氣流積蓄的力量也愈強，當北方冷空氣一旦南下，愈易出現勢均力敵的拉鋸局面，使鋒面在這一地區南北擺動、徘徊不去，會形成連續陰雨的靜止鋒天氣。因此，有"刮了長東南，半月不會幹"的說法。如果冷空氣勢力特強，南下的冷鋒雲雨往往一掃而過，一下子被推到南方的海洋上；北風愈猛，晴天愈長久。因此，"南風大來是雨天，北風大來是晴天。"
高氣壓和低氣壓的移動，也常常通過颳風而表現出來。高氣壓控制下的晴天，如果不颳風，表明高氣壓系統沒有明顯移動，晴天仍繼續；低氣壓系統影響下的陰雨天，如果無風，表明低氣壓系統也很少移動，因而繼續陰雨。長江中下游地區降水的低氣壓系統多由偏西方移來，所以，一年四季的雨前風向多偏東，而且呈逆時針變化，即風向由東南-東-東北地變化；相反地，如果風向由東南到偏西變化，一般無雨，只有夏季地方性積雨雲出現時才有可能下雨。諺語說："四季東風四季下，只怕東風刮不大"，就說明了低氣壓系統影響前當地的風向。還有"雨後生東風，未來雨更凶"的說法：即雨停後，仍有三、四級的偏東風，這是降雨暫停的徵兆，表明西邊還有低氣壓移來，未來會下更大的雨。
一般說來，在東北風中開始的降雨，下的時間長，雨量也較大。如果在將要下雨或開始下雨時，風向時而東北、時而東南，這叫做"兩風並一舉"；預示著移來的低氣壓系統範圍大、移動慢，未來必有連陰雨。
在雨天，如果風向轉?偏西，天氣大多轉晴。風向越偏西 北方，風力越大，則轉晴越快，晴天維持的時間也較長。有時 西風很小，天氣仍不睛，這就屬於"東風雨，西風晴；西風不晴 必連陰"的情況。如果在偏南或西南風裏轉晴，則往往晴不長，表明下次雨期較近。
有時，偏東風連刮兩三天，天氣仍不變，風反而越刮越緊， 這種情況多在旱天出現；這時氣溫表現?"日暖夜寒"，人們稱 之?"天旱東風緊"、"東風冷要旱"。當低氣壓控制本地時，東風風力不大，午後近地面常有旋風發生，預示近期天旱。"東風 刮，西風扯，若要下雨得半月"。這是說，在一兩天內風向時而偏東、時而偏西，預示中期內沒有強大的天氣系統侵入，不會有降水現象。
值得注意的是，相同的風也不一定會出現相同的天氣。看風識天氣還得看具體條件。
首先要看季節。在夏季，暖氣流強於冷氣流，東南風一吹，鋒面雲雨帶推向北方。這時長江中下游地區在單一的暖氣流控制下，空氣缺乏上升運動的條件，所以有"一年三季東風雨，獨有夏季東風晴"的說法。要是在太平洋副熱帶高壓的穩定控制下，盛行夏季風。夏季風雖然是來自東南海洋，但高氣壓控制下的氣流穩定，天氣晴熱少雨，於是"東南風，燥烘烘"了。如果夏季吹西北風，反而預示下雨，所以有"冬西晴，夏西雨"，"夏雨北風生"的諺語。
在冬半年，冷空氣強於暖空氣，西北風常把鋒面雲雨帶推向南方海洋。這時長江中下游地區在單一的冷空氣控制下，天氣晴朗，正象諺語所說的"秋後西北田裏幹"、"春西北，曬破頭；冬西北，必轉晴。"如果這時刮起東南風，但刮不長，這就是 "南風吹到底，北風來還禮"，預示鋒面雲雨帶影響到本地，天將變陰，"要問雨遠近，但看東南風"。
其次要看風速。諺語說得好，"東風有雨下，只怕太文雅"，只有"東風晝夜吼"，才能：風狂又雨驟"；只有"東南緊一緊"，才能"下雨快又狠"。冬天和旱天，偏東風要刮兩、三天才能有雨；如果風力達到五、六級，則刮一、兩天就可能下雨。而在初夏和多雨期，只要東南風刮一陣就會下雨。
另外，"風是雨的頭，風狂雨即收"。陣雨前，往往是風打頭陣，先颳風，雨才隨後下降。雨停的時候也是風先增大，然後雨再停，即"狂風遮猛雨"。這種現象都是在積雨雲下發生的。因?積雨雲下快接近雨區時先有風，然後下雨，待風大雨大時，雨區很快就過去了。
第三要注意地方性。必須區別"真風"和"假風"。在一般情況下，風向風速都有各地不同的日變化規律。這種正常的日變化規律，並不反映天氣系統的影響，人們稱?"假風"。只有風向穩定在某個方向，風力逐漸增大，才是能預兆天氣變化的"真風"。一般"真風"要從早刮到晚，從傍晚刮到午夜；特別是夜風，對於預報天氣的晴朗轉折，效果更好。至於地方性的山谷風，也屬於"假風"，不能用來預報天氣轉折。
為什麼我國沿海地區夏季多東南風，冬季多西北風？
我國沿海大部分地區夏季多東南風，冬季多西北風，這種因季節而改變的盛行風向，叫做季風。隨著這種盛行風向的轉變，帶來了明顯不同的天氣和氣候，當冬季風盛行時，氣流從西北方大陸上流過來，這時的空氣是寒冷乾燥，降水很少；當夏季風盛行時，氣流從東南方海洋上流過來，這時的空氣是溫暖潮濕，降水增多。
季風現象在世界上最?明顯的要算亞洲東部和南部，所以我國東南地區就成了強大的季風區。這裏冬季和夏季的風向幾乎是相反的，例如上海1月偏北風(包括西北風，北風和東北風)為62％，也就是觀測100次風向，有62次是偏北風，7月偏南風為57％；廣州1月偏北風為55％，7月偏南風為52％。由冬夏季風引起不同的天氣和氣候特點，最主要而明顯的就是冬季乾燥，夏季多雨。
為什麼我國東南地區季風特別明顯呢？這要從季風形成的原因談起。我們知道，冬季和夏季海陸氣溫是不同的，冬季海洋比陸地暖，夏季海洋比陸地冷。溫度不同了，氣壓也是不同的。冬季大陸上氣溫低些氣壓高些，海洋上氣溫高些氣壓低些；夏季相反，海洋上氣溫低些氣壓高些，大陸上氣溫高些氣壓低些。既然海陸之間發生氣壓差異，空氣就要從氣壓高的地方向氣壓低的地方流動，於是形成了冬夏季海陸之間不同的風向，冬季由陸向海，夏季由海向陸。
海陸間溫度相差越大，氣壓也會相差越大，季風就會越強大。世界各地有些地方季風現象並不顯著，這是因?這些地方海陸間的溫度差異和氣壓差異都不大，被原有的風掩蓋了。亞洲東南部的季風之所以強大是與地理位置和海陸形勢有關的。亞洲是和歐洲連起來的一塊陸地，它與非洲也差不多是連接的。只隔了一個紅海。這一塊巨大陸地的東面和南面又是廣大的海洋，海陸間所?生的溫度和氣壓差異是很大的。冬季大陸上存在著強大的高氣壓，夏季又被強大的低氣壓控制著。這些高氣壓中心和低氣壓中心，都?生在海陸間溫度差異最大的地方。亞洲東南部正是位於這些高低氣壓之間的地帶，冬夏季風也就特別盛行了。
為什麼印度半島沿海夏季經常吹特別強大的西南風？
從我國到亞洲南部地區或北非東岸，輪船要經過北印度洋。照理，海員們設計航線，應採用航程最短的航線。但是，實際上北印度洋的最短航線，海員們只在冬季採用。在夏季，特別是七月初到八月末，海員們設計的航線往往偏離最短航線的南面很多，就是說，輪船要多走許多航程。這是為什麼呢？
因為最短航靠近印度半島大陸的邊緣，這裏夏季西南風特別強大。大風，是海上航行的敵人。在夏季，特別是七月初到八月末，海員們航行到北印度洋時，寧肯放棄靠近大陸的最短航線─北航線，而選取航程較長的航線─南航線。為什麼在印度半島沿海，夏季經常吹特別強大的西南風呢？
這裏有兩個主要的因素：一是因?印度半島位於歐亞兩大陸地的南端，面臨廣大的北印度洋。因此，在印度半島沿海所形成的隨季節而改變方向的季風，也就特別強大。冬季風由陸地吹向海洋，夏季風由海洋吹向陸地；由於地球偏向力的作用，冬季吹強大的東北風，夏季吹強大的西南風；二是因?夏季南半球的東南信風帶隨著太陽的北移越過了赤道，進入了北半球，在地球偏向力的作用下，越過赤道的信風就改變?西南風。這樣，西南季風和南半球信風帶隨著太陽的北移越過了赤道而改變成的西南風，合併起來，就造成了印度半島近海，特別是阿拉伯的東北緣，夏季的西南風特別強大，以致經常達到大風和烈風的程度。從七月初到八月末，西南風風力最大常常發生烈風和暴風雨。一般從五月份起，小機帆船就停止在該海區航行了。至於大型船舶，從七月初到八月末，通過北印度洋時，海員們也都選取航程較長的航線。
大風侵襲前，?什?海面會出現短暫的平靜？
海面引起大風的原因很多，在北半球，最常見的有低氣壓出海，冷空氣從低壓後部南下。當冷空氣南下時，與南邊的暖空氣有一個交界面，稱?鋒面。在強大的冷空氣南下時，把暖空氣往南推移，鋒也隨之南移。這時鋒前吹的是較弱偏南風，鋒後吹的是強勁的偏北大風。由於受到偏北大風的影響，海面上就引起波浪，而且波浪傳播的方向是與風向一致，自北向南。波浪傳播的速度要比鋒移動的速度快，所以波浪中前部分就跑到鋒的前面去了。而這部分跑到鋒前面的波浪，恰好遇到鋒前較弱的偏南風所引起的波浪，兩股波浪方向相反，互相削弱，以致抵消，所以大風來臨前海面上會再現一段時間的平靜現象。
冬季緊刮西北風後為什麼天氣容易放晴？
冬天，在我國東南部刮的西北風，一般來自我國的北部、蘇聯的西伯利亞和蒙古人民共和國等地區，那些地方在冬季是非常寒冷的。根據歷史氣象資料的記載：西伯利亞的維爾霍揚斯克地方，1955年1月15日的氣溫曾經降低到攝氏零下68度。為什麼這些地帶特別冷呢？主要是這些地區的地面覆蓋著冰雪，冷空氣在冬季盤踞很久，白天接受的太陽光熱比較少，而晚上向空中散發的熱量，卻比白天吸收的熱量要多得多，這種長期熱量收入少、支出多的不平衡現象，就使這些地區蘊藏了大量的冷空氣。氣象工作者稱這些地區?冷空氣的發源地。
冷空氣的特徵是重而乾燥(含水汽少)，由於分量重，於是向地面下沈，構成了廣大的高氣壓帶，並且常常向四方流散。如果這團冷空氣流散的主力是由西北向東南流動，影響我國東南地區時，這就是我們所說的刮西北風了。
冷空氣南下的來勢往往很兇猛，它會將原來停留在我國東南部的暖空氣擠走，並補充進來大量乾燥而寒冷的冷空氣。我們知道，成雲致雨的主要因素是水汽，空氣中水汽多了，就容易下雨；空氣中水汽少了，天就可能變晴。所以在冬天當北方冷空氣南下緊刮西北風後，天容易放晴。農諺說："西風煞雨腳"，也就是這個道理。
為什麼午後的風速一般較大？
我們都有這樣的生活經驗，在一般情況下，早晨的風並不太大，隨著太陽的升高，風也漸漸大起來，午後的風最大，傍晚風又小了下來，夜間的風最小。這種風速的日變化是怎樣形成的呢？
這主要同太陽的照射有密切的關係。空氣流動的速度，往往受到山脈、建築物以及高低不平地面的阻擋、摩擦等影響，所以，近地面的風速通常比高空來得小。白天，太陽透過空氣層照耀著大地，地面吸收大量太陽熱，溫度不斷升高，曬熱了的地面把近地面的空氣逐漸烘熱，這樣被烘熱了的空氣密度小，輕而上升，上層較冷的空氣密度大，重而下沈，形成了空氣的上下對流。由於上層空氣帶著較大的風速下沈到低層，近地面的空氣帶著較小的風速上升到高空，這種上下空氣的交換，就使近地面的風速逐漸增大，高空風速逐漸減小。午後，近地面的空氣最熱，上下熱對流也最厲害，所以風速最大。傍晚，太陽西下，地面溫度降低，熱對流不斷減弱，風也逐漸小了起來。夜間，近地面空氣冷卻，空氣對流停止，風就微弱了。
這種風速白天大，晚上小的規律，是正常天氣條件下常有的現象。如果有寒潮爆發，低氣壓發生、發展，或颱風中心逼近，就會破壞這種規律。
但是，在刮東風的時候，一天內的風速變化，卻是早晚比午後來得大。如諺語中有"東風兩頭大，西風腰裏粗"的說法；這裏的"兩頭"是指早、晚，"腰裏"是指中午，"粗"是風大的意思。這又是什麼原因呢？
由於我國高空的空氣流動方向，大多是自西向東的，也就是說，高空是盛行的偏西風；當地面吹偏東風時，低層氣流和高空氣流運動方向剛好相反，這就促使低層的東風因受高層西風的影響而減速了，近地面的東風也就減弱了。這種風力的削弱，中午最甚；早晚熱對流較弱，東風減弱的程度較中午來得小，所以吹東風時，早晚兩頭的風較大。
當地面吹西風時，高空和低層空氣的流動方向一致向東，隨著上下對流的加強，地面西風逐漸加大，午後最大，傍晚又減小，這也就是西風"腰裏粗"的道理。
爲什麽午後的風速一般較大？
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