气象学名词解释

气象在地球大气中每时每刻都在发生着风、云、雨、雪、雷电、旱涝、寒暑等等各种各样的自然现象，这 些现象统称为大气现象，简称为气象。气象学气象学是研究大气中各种现象（包括各种物理的、化学的以及人类活动对大气的影响）的成因和 演变规律及如何利用这些规律为人类服务的科学。农业气象学农业气象学是研究农业生产与气象条件相互作用及其规律的一门科学，是把农业生产对象与 天气气候联系在一起的科学体系，是农业科学和气象科学相互渗透而形成的边缘学科，也是应用气象学的 一个分支学科。农业气象要素对农业生物的生命活动、农业生产过程及其环境有直接或间接影响的气象要素，称为农业 气象要素。大气由于地球引力场的作用，地球周围聚集着一层深厚的大气，称为地球大气，简称大气。包括悬浮其中 的固态和液态微粒在内的混合物，由干洁大气、水汽、悬浮在大气中的固态、液态微粒等三部分组成。 干洁大气大气中除去水汽和悬浮在大气中的固态、液态微粒以外的整个混合气体，称为干洁大气。大气臭氧层大气中的臭氧主要集中在1050km高度的大气层中，我们称之为大气臭氧层，地球大气中臭 氧的90%都集中在大气臭氧层。大气气溶胶粒子将悬浮在大气中沉降速率很小、尺度在10-100卩m之间的固态和液态微粒称为气溶胶 粒子。气溶胶粒子是低层大气的重要组成部分，其含量随时间、空间以及天气条件而变化。大气杂质我们通常将实际大气中的气溶胶粒子和大气污染物统称为大气杂质。对流层根据大气温度随高度的分布特点，并考虑大气铅直运动的状况，可以将整个地球大气层分为五层， 自地球表面向上依次为对流层、平流层、中间层、热成层和散逸层。对流层是地球大气的最低层，其底部 直接与下垫面接触，受地面影响最大，其厚度随地理纬度、季节而有所变化，低纬度地区的平均厚度为17 18km，中纬度地区的平均厚度为1012km,高纬度地区的平均厚度为89km，并且夏季时的厚度大于冬季。 对流层是天气变化最复杂的层次，又被称为天气层。对流层下层对流层的下层又被称为摩擦层、行星边界层，是指自地面到12km高度的气层。贴地层贴地层是指从地面到2m高度的气层。近地层近地层是指从地面到50100m高度的气层。对流层中层对流层的中层是指自摩擦层顶到6km高度的气层。自由大气层对流层中层及以上的大气层受地表下垫面的摩擦影响很小，在研究大气运动时通常可以忽略 地面摩擦力的影响，因此我们通常将摩擦层以上的大气层称为自由大气层。对流层上层对流层的上层是指自6km高度到对流层顶的气层。对流层顶对流层顶是对流层和平流层之间的过渡层，厚度为数百米到一、二公里。平流层平流层是指从对流层顶向上到50km高度的大气层。平流层大气的对流运动十分微弱，空气以水平 运动为主。中间层中间层是指从平流层顶向上到85km高度的大气层。中间层大气存在强烈的铅直运动，又称为高空 对流层。热成层 热成层又被称为热层、暖层，是指从中间层顶向上到 500km 高度左右的大气层。由于大气在太阳 紫外辐射和宇宙高能粒子作用下，空气处在高度电离状态，又称为电离层。散逸层 散逸层又被称为外逸层，是指自热成层顶向上到大气上界的大气层。散逸层是地球大气圈与行星 际空间的过渡地带，空气极其稀薄。中性层 根据大气的电离特性，可以将地球大气层分为三层，自地球表面向上依次为中性层、电离层和磁 层，中性层是指自地表向上至 60km 左右的大气层。电离层电离层一般是指60km以上至5001000km左右的大气层。不兹层磁层是指5001000km以上至地球磁场边缘的大气层。下垫面 地球大气层的底界是地球表面，称为下垫面。大气上界 采用一定的标准，给地球大气层划定一个大致的上界面，即大气上界。习惯上通常以极光出现 的最大高度作为大气上界，高度为10001200km ；如以大气密度接近行星际空间的气体密度的高度作为大 气上界，则高度约为20003000km；如以地球磁层顶作为大气上界，则朝太阳一侧高度约为30000 65000km,背太阳一侧可延伸到约1000个地球半径处。气体的状态方程 我们将描述气体质量、体积、温度和压强之间关系的数学表达式称为气体的状态方程。 气象要素 我们将表明大气物理状态、物理现象以及某些对大气物理过程和物理状态有显著影响的物理量， 统称为气象要素。即气象要素就是表征大气状态和特征的各种物理量和物理现象的统称。能见度 能见度是指视力正常的人，能够看到和辨认的目标物的最大距离。天气现象 天气现象是指发生在大气中、地面上的一些物理现象，它包括降水现象、地面凝结现象、视程 障碍现象、雷电现象和其它现象等，这些现象都是在一定的天气条件下产生的。霞光 霞光按出现的时间分为朝霞和晚霞，是指日出和日落时，天空尤其是在太阳附近的天空和云层所呈现 的色彩缤纷的光学现象。暮曙光 日出前和日落后，太阳处于地平线以下，地面不能接受到太阳直射光，但太阳光可以投射到高层 大气，再以散射光的形式到达地面，使地面具有一定的照度。日出前称为曙光，日落后称为暮光，曙光和 暮光统称为曙暮光，又称薄明、晨昏蒙影。民用曙暮光的下限为太阳圆面中心位于地平线以下 6，而航 海曙暮光和天文曙暮光分别为 12和 18。蒙气差 蒙气即行星大气，由于大气折射，来自天体的光线进入大气时的真实天顶角与人们在地面所看到 的视天顶角有所不同，对于这种角度上的差异我们称之为蒙气差。海市蜃楼 当大气出现强烈的温度梯度，大气密度出现反常分布时，由于大气对光线的显著折射作用，与 地面实物相比，人们看到的物象会发生位置、距离、大小、形状上的改变，并出现时隐时现、忽近忽远、 上下颠倒、左右反向、互相重叠、一物数象等现象，我们将这种奇景幻象称为海市蜃楼。海市蜃楼多发生 在海面、湖面和沙漠地区，可分为上现蜃景、下现蜃景和侧现蜃景。上现蜃景 上现蜃景常出现在海面、湖面上，当出现强烈逆温时，温度随高度增加而升高，空气密度随着 高度的增加而急剧减小，光线在折射的过程中向密度大的方向显著弯曲，从而使地面实物的景象向上抬升 而显示在空中，形成上现蜃景。下现蜃景 下现蜃景常出现在沙漠地区，由于太阳暴晒而出现强烈增温时，近地层出现上冷下热的剧烈温 度梯度，高层空气的密度反而比低层要大，光线在折射的过程中向密度大的方向显著弯曲，从而使地上实 物的景象下降到地面之下，形成下现蜃景，下现蜃景通常为倒象。侧现蜃景 当大气出现显著的水平温度梯度，空气密度在水平方向上显著不均匀时，大气折射会使物象出 现在实物的侧面方向，形成侧现蜃景。虹 当人们背向太阳观看远处的雨幕或雾幕时，常会看到以对日点为圆心、角半径约为42、宽度约为 2 的彩色光弧，称为虹，即主虹，其色彩依次排列，外红内紫。霓 在主虹外侧看到的角半径约为 52的彩色同心光弧，称为霓，又称副虹或二级虹，其宽度约为主虹的 两倍，色彩排列次序与主虹相反，内红外紫，但亮度比较弱。晕 当大气中有由冰晶构成的云或雾遮挡日光或月光时，由于冰晶对日、月光线的折射和反射作用，在日、 月周围常会形成彩色的光环，有时还会出现彩色或白色的光点、光弧和光柱，我们将这些现象统称为晕， 对其中明亮的光点又称为幻日或假日。晕有 22晕、46晕、近幻日、远幻日、近幻日环、环天顶弧、环 地平弧、内晕珥、日柱、反假日等多种形式，其中最常见的是22晕。22晕又被称为内晕，其角半径为 22，色彩排列为内红外紫。46晕又被称为外晕，较少出现，其角半径为46，色彩排列与内晕相同但 不明显，往往只能看到白色的光环。华 当天空有较薄的云层时，在日、月周围常会出现色彩排列为红外内紫的彩色光环，称为华。发展完善的华，其角半径可达10，通常将最靠近日、月的光环称为华盖，其角半径通常5。毕旭甫光环飘浮的火山灰尘通过衍射在日、月周围形成角半径约为22的类似于华的彩色光环，称为毕 旭甫光环。宝光环 当人们背向太阳，有时会从云、雾所构成的背景上看到自己影子的周围出现彩色光环，称为宝光 环。宝光环的色彩排列为外红内紫，有时光环可达五层之多，在距彩色光环一定间隔的最外缘，有时还可 看到较大的白色光环。由于宝光环是出现在太阳的对面，故又被称为反日华，通常将最靠近自己影子的光 环称为华盖。在我国峨嵋山等地常可看到，被称为峨嵋宝光，在德国哈茨山脉布罗肯峰附近也常看到，被 称为布罗肯宝光。夜天光夜天光是指由于气辉、星际物质及地球大气散射的星光等因素，在无月晴朗的夜空呈现出的暗弱 弥漫的辉光。气辉 气辉是指地球高层大气由于光化学过程而产生的的微弱辉光。 极光极光是指由于来自太阳的高能粒子流使高层大气分子或原子被激发或电离，在靠近地磁极的高纬度地 区上空出现的带状、幕状、弧状或放射状的辉光。地光 地光是由于地震而产生的一种低层大气发光现象。扰动天气电场 大气电场随时随地都在变化，其显著的变化通常与天气的变化密切相关，尤其是与云、雾、 降水等天气现象会使大气电场的强度和方向出现明显的不规则变化，此时的大气电场称为扰动天气电场。天电 天电是指大气中放电过程所引起的脉冲电磁辐射，最常见的现象就是闪电，此外还有雷暴放电、尘暴 放电和电晕放电等，有时也将某些人工放电过程如核爆炸引起的大气放电等也包括在内。闪电 闪电是积雨云云中、云间或云地之间发生放电时激发空气强烈闪光，并伴有雷声的物理过程。我们将 云内放电和云际放电形成的闪电称为云闪，而将云地间放电形成的闪电称为地闪。闪电的形状多种多样， 可分为线状闪电、带状闪电、片状闪电、联珠状闪电和球状闪电，其中最常见的是形如树枝状的线状闪电 次声波 频率低于 15Hz 的声波称为次声波。超声波 频率高于 20000Hz 的声波称为超声波。大气次声波大气次声波是指大气中频率低于15Hz的不可闻声波，又称声重力波，其传播由空气压缩力和 重力共同参与作用。雷声雷声是伴随闪电出现的大气发声现象，其声强的峰值频率为4125Hz。雷声的形成机制，主要是由 于在强烈的闪电放电时，闪电通道上的空气介质由于强电场击穿而发生导电，大量的正负电荷瞬间中和， 产生大量热量，气温骤升至1500020000C，气压骤升至10100个大气压，高压闪电通道急剧膨胀，形 成向四周传播的激震波，激震波会在较短距离内衰减退化为声波，从而形成雷声。辐射 物体以电磁波或粒子流形式向周围传递或交换能量的方式称为辐射。辐射能 物体以电磁波或粒子流形式向周围传递交换的能量称为辐射能。电磁波谱 把各种不同辐射波的波长（或频率）从小到大依次排列成一个谱，这个谱叫电磁波谱。黑体 对于投射到该物体上所有波长的辐射都能全部吸收，则该物体称为绝对黑体。灰体 对于投射到该物体上所有波长的辐射都能，其吸收率不随波长而变，则该物体称为灰体。辐射通量辐射通量是单位时间内通过任意面积上的辐射能量，单位为J S-1 或 W。 辐射通量密度辐射通量密度是单位面积上的辐射通量，即单位时间内通过单位面积的辐射能量，单位为 Js-1 m-2或 m-2。常把辐射通量密度称为辐射强度、辐射能力或放射能力，把入射辐射通量密度称为辐 照度。光通量光通量是单位时间通过任意面积上的光能，单位为流明（Lm）。光通量密度光通量密度是单位面积上的光通量，又称照度，单位是Lx。太阳辐射 太阳时刻不停地向周围空间放射出巨大的能量，称为太阳辐射能，简称太阳辐射。 太阳辐射强度 单位时间内投射于单位面积上的太阳辐射能量，称为太阳辐射强度，亦称太阳辐射通量密 度，其单位采用Wm-2。太阳常数在地球大气上界，日地平均距离（约为1.496X108km）上投射到垂直于太阳光线平面上的太阳 辐射强度称为太阳常数，目前我国采用的太阳常数值为1382W m-2。太阳光量常数大气上界，太阳辐射产生的平均光照强度为1.35 X 105 Lx1.4X105Lx,称太阳光量常数。 太阳高度角太阳高度角是太阳光线与地表水平面之间的最小夹角，在090。之间变化。 太阳方位角 太阳方位角是太阳光线在水平面上的投影和当地子午线的夹角，表示太阳在天空中的方位。 可照时数 可照时数是不受任何遮蔽时每天从日出到日落的总时数，以小时、分为单位。 实照时数实照时数是地面上用日照计实际测量的日照时数。日照百分率日照百分率是实照时数与可照时数的百分比。光照时间 光照时间是可照时数与曙暮光时间之和。大气质量 大气质量通常用太阳光通过大气路径的长度与大气铅直厚度之比表示，是没有单位的一个数 值。大气透明系数 大气透明系数是透过一个大气质量后的太阳辐射强度与透过前的太阳辐射强度之比。 总辐射 总辐射是指到达地面的太阳辐射能，由直接辐射和散射辐射组成两部分构成。直接辐射 直接辐射强度是指直接来自太阳日盘，以平行光的形式投射到地面的太阳辐射能。 散射辐射 散射辐射强度是指阳光被大气散射后，从天空的各个方向投射到地面的太阳辐射能，也称天 光漫射。地面反射辐射 到达地面的太阳总辐射，大部分被地面吸收，小部分被地面反射，地面反射的太阳辐射称 为地面反射辐射。地面反射率 地面反射率是地面反射的太阳辐射与投射到地面的太阳总辐射的百分比。太阳辐射光谱 太阳辐射能随波长的分布曲线称为太阳辐射光谱。地面辐射 地面向外放射的辐射能，称为地面辐射。大气辐射 大气向外放射的辐射能，称为大气辐射。大气逆辐射 大气辐射有一部分向上进入宇宙空间，有一部分向下到达地面，向下到达地面的大气辐射 称为大气逆辐射。大气温室效应大气中各种微尘和co等成分的存在，犹如温室覆盖的玻璃一样，阻挡了地面向外的辐2射，增强了大气逆辐射，对地面有保温和增温作用，这种现象称为大气温室效应。地面有效辐射 地面辐射与被地面吸收的大气逆辐射之差，称为地面有效辐射，也称净红外辐射或净长 波辐射。地面辐射差额 地面由于吸收太阳辐射和大气逆辐射而获得热量，同时又向外放射长波辐射而损失热 量，地面所吸收的辐射与放出的辐射之差，称为地面辐射差额，也称地面净辐射。生理辐射 能被植物吸收用于光合作用、色素合成、光周期现象和其它生理现象的太阳辐射波谱区，称 生理辐射。光合有效辐射 能使叶绿素分子呈激发状态，并将自身能量消耗在形成有机化合物上的太阳辐射波谱 区，称光合有效辐射。光周期现象 昼夜交替、光暗变换及其时间长短对植物进入发育阶段（开花结果）的影响，称光周期现 象。长日照植物 在植物发育前期，要在较长白昼条件下，才能进入开花结实的植物称为长日照植物。短日照植物 在植物发育前期，要在较短白昼条件下，才能进入开花结实的植物称为短日照植物。 临界日照长度 植物通过光周期而开花结果的光照时间临近界值，称之临界日照长度。光饱和点 在一定光照度范围内，随着光照度的增加，光合效率也相应的增加，但当光照度超过一定的限 度时，光照度即使继续增大，光合效率也不再增加，此时的光照度叫光饱和点，也称饱和光强。光补偿点 植物呼吸作用与光合作用强度相等时的光照度称光补偿点，也称补偿光强。太阳能利用率 单位面积上作物收获物中所储存的能量与同期投射到该单位面积上太阳辐射能（或生理 辐射）的百分比称为太阳能利用率。折能系数 每克干物质燃烧所产生的热量。3温度 温度是表示物体冷热程度的物理量，是物体内部分子平均动能的标志，也是最基本的气象要素之一。热容量在一定过程中，物体温度变化1C所需吸收或放出的热量，称为热容量。容积热容量 单位体积的物质，温度变化1C所需吸收或放出的热量，称为容积热容量，其单位为Jm-3C-i或 Jcm-3 Ct。质量热容量单位质量的物质，温度变化1C所需吸收或放出的热量，称为质量热容量，又称比热容，其单位为Jkg-i C-1或JgTC-i。导热率 导热率是指物体通过分子热传导的方式传递热能，在单位厚度间、保持单位温度差时，其相对的两个面在单位时间内通过单位面积的热流量，其单位是Jcm-i s-i C-i导温率单位容积的物质，通过热传导，由垂直方向获得或失去入（导热率）的热量时，温度升高或降低 的数值称为导温率，也称热扩散率，其单位为m2 s-i或cm 2s-i。传导热交换任何物质都是由处于运动状态的分子组成，物质通过分子碰撞，产生了表现为热量传导的动 能交换，称为分子传导热交换。对流 流体在垂直方向上有规律的升降运动称为对流。平流 流体在水平方向上的流动称为平流。乱流 流体在各方向上的不规则运动称为乱流，也称湍流。潜热交换 物质发生相态变化时所形成的热量交换称为潜热交换。活动面 凡是辐射能、热能和水分交换最活跃，从而能调节邻近气层（或土层）的辐射收支、温度高低或 湿度大小的物质面，都称为活动面，又称作用面。活动层 活动层是指能够调节自身内部及相邻其他物质层的辐射、热量、水分分布的物质层。 温度日较差 温度日较差是一日内最高温度和最低温度之差。温度年较差 温度年较差是一年中最热月平均温度和最冷月平均温度之差。温度绝对年较差 温度绝对年较差是年极端最高温度与最低温度之差。位相 位相是指在周期性变化中最大值和最小值出现的时间。土温日不变层深度 土壤温度的日较差越向深层越小，至一定深度后，日较差为零，该深度称为土温日不 变层深度。土壤年温不变层深度 土壤温度的年变化也随着深度的增加而减小，直到一定深度时年较差为零，该深 度称为年温不变层深度。水温垂直梯度跃变层 在暖季，水表层趋于等温的分布，在等温水层以下，温度随深度而很快降低，称 为水温垂直梯度跃变层，跃变层以下水层，几乎是等温层。气温 空气温度简称气温，是表示空气冷热程度的物理量。 空气的非绝热变化由于空气与外界有热量交换而引起的空气内能的变化，称为非绝热变化。 空气的绝热变化空气与外界没有热量交换，而是由外界压力的变化对空气作功，使空气膨胀或压缩引起 的空气内能的变化，称为绝热变化。气温垂直梯度 单位高度内气温的变化值，即气温垂直梯度，又称气温直减率干绝热过程 空气是干空气或未饱和的湿空气（没有水汽凝结），与外界之间无热量交换时的状态变化过 程，称为空气的干绝热过程。干绝热直减率 在大气静力平衡条件下（即气块的气压时时都与周围大气的气压处于平衡），干空气和未 饱和湿空气的作干绝热升降运动而引起气块的温度随高度的变化率，称为干绝热直减率。湿绝热过程 饱和湿空气在绝热上升过程中，或含有非气态水分的饱和湿空气在绝热下沉的过程中，因水 分的相变而出现潜热交换，空气的这种绝热变化过程称为湿绝热过程。湿绝热直减率 湿绝热过程中气块的温度变化率，称为湿绝热直减率。大气静力稳定度 大气静力稳定度是指在静力平衡状态的大气中，空气团受到外力因子的扰动后，大气层 结（温度和湿度垂直分布）有使其返回或远离原来平衡位置的趋势或程度。绝对稳定状态 当环境空气的温度直减率小于湿绝热直减率时，必然小于干绝热直减率，不论空气是否达 到饱和，大气总是处于稳定状态，因而称为绝对稳定状态。绝对不稳定状态 当环境空气的温度直减率大于干绝热直减率时，必然大于湿绝热直减率，无论空气是否 达到饱和，大气总处于不稳定状态，因而称为绝对不稳定。条件性不稳定状态 当环境空气的温度直减率介于干绝热直减率和湿绝热直减率之间时，对于饱和空气来 说，大气是处于不稳定状态的，对于未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的，这种情况称为条件性不 稳定状态。逆温 在一定条件下，气温随高度的增高而增加，气温直减率为负值的现象称为逆温，发生逆温的气层称为 逆温层。辐射逆温 夜间由地面、雪面或冰面、云层顶部等辐射冷却造成的逆温，称为辐射逆温。湍流逆温 由于空气的湍流混合而形成的逆温，称为湍流逆温。平流逆温 暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却，愈近地表面的空气降温愈多，而上层 空气受冷地表面的影响小，降温较少，于是产生了逆温现象，这种逆温称为平流逆温。下沉逆温 当某一层空气发生下沉运动时，因气压逐渐增大，使气层向水平方向辐散，其厚度减小，如果 气层下沉过程中是绝热的，而且气层内各部分空气的相对位置不发生改变，这样空气层顶部下沉的距离要 比底部下沉的距离大，其顶部空气的绝热增温要比底部多，当下沉到某一高度，空气顶部的温度高于底部 的温度，而形成逆温，这种因空气下沉而形成的逆温，称为下沉逆温。锋面逆温 冷暖空气相遇时，较轻的暖空气爬到冷空气上方，在界面附近出现逆温，称为锋面逆温。融雪逆温 在积雪地区，因暖空气流经冰、雪表面产生融冰、融雪现象，而冰雪的融化需要从近地面气层 吸收大量的热量，从而使贴近地层的气温较低，形成逆温，这种逆温称为融雪逆温。地形逆温 在山区夜间，由于山上冷空气沿斜坡向下移动到低洼地区并聚积于底部，使原来在洼地底部的 较暖空气被迫抬升形成的逆温，称为地形逆温。三基点温度 生物生命活动都需要在一定温度范围内才能进行，生物的每一生命活动都有其最高温度、最 低温度和最适温度，称为三基点温度，其中维持正常生长发育的最低温度又称生物学零度。五基点温度 在三基点温度与最低、最高致死温度，合称五基点温度。农业界限温度 农业界限温度是指具有普遍意义的，标志着某些物候现象或农事活动的开始、转折或终止 的日平均温度。活动温度 高于生物学下限温度的日平均温度称为活动温度。活动积温 生物某一生育期或全生育期中活动温度的总和，称为活动积温。有效温度 活动温度与生物学下限温度的差值称为有效温度。有效积温 生物某一生育期或全生育期中有效温度的总和，称为有效积温。净效温度 实际温度超过该生育期的最适温度时，净效温度等于最适温度减去生物学下限温度，实际温度 在生物学下限温度与最适温度之间时，净效温度等于有效温度。净效积温 生物在某一发育期或整个生育期中，净效温度的总和，称为净效积温。4空气湿度 空气湿度是表示空气潮湿程度或大气中水汽含量多少的物理量。7水汽压空气中由水汽所产生的分压强称为水汽压，其为单位是Pa或hPa。 饱和空气 在一定温度下，一定体积空气中能容纳的水汽分子数是有一定限度的，如果水汽含量恰好达到 该温度条件下的最大限度，这时的空气称为饱和空气。饱和水汽压 饱和空气中的水汽压称为饱和水汽压。未饱和空气 在一定温度下，一定体积空气中能容纳的水汽分子数是有一定限度的，如果空气中的水汽含 量低于这个限度值，这时的空气称为未饱和空气。过饱和空气 在一定温度下，一定体积空气中能容纳的水汽分子数是有一定限度的，如果空气中水汽含量 超过这个限度值，这时的空气称为过饱和空气。过饱和空气是不稳定的，一般说来，在过饱和空气中，超 出限度的那部分水汽会发生凝结，使之重新回到饱和状态。过冷却水温度在oc以下不结冰的水称为过冷却水，简称过冷水。相对湿度 空气中的实际水汽压与同温下饱和水汽压的百分比值称为相对湿度，用以表示空气潮湿程度。 比湿 在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气的总质量（水汽质量加上干空气的质量）的比值，称为比湿， 即单位质量湿空气中所含有的水汽质量。饱和差 同温下的饱和水汽压和实际水气压之差，称饱和差，反映了空气离饱和的程度。露点温度 在空气中水汽含量不变和气压一定的条件下，通过降低温度而使空气达到饱和时的温度称露点 温度，简称露点，单位为C。从形式看，露点是表示冷热程度的物理量，但实质上是表示湿度状况的一个 特征量。绝对湿度 单位容积空气中所含有的水汽质量， 称为绝对湿度，也就是水汽密度，其单位为g cm-3或gm-3。混合比 包含在同一体积中的水汽质量与该空气团的干空气质量的比值称为混合比。蒸发速率蒸发速率是指单位时间从单位面积上蒸发出的水量，单位是g cm-2 d-i。日烝发量日蒸发量是指一日内因蒸发而损失的水层厚度，单位为mmd-i。植物蒸腾植物通过其体表（主要是叶面的气孔）将体内的水分以气态形式蒸发到体外的过程，称为植物 蒸腾。农田蒸散 农田中，植物蒸腾与株间土壤蒸发的总和，称为农田蒸散，它的数值也表示了农田的总耗水量 凝结核 凝结核是指在水汽凝结过程中起凝结核心作用的固态、液态和气态的气溶胶质粒。露和霜当地面或地物表面经辐射冷却，使贴地气层温度下降到露点温度以下时，当露点在0C以上，水汽 凝结成水滴，即为露；露点在0C以下，水汽凝华成疏松结构的白色冰晶，即为霜。雾凇 雾凇是附着于树枝、电线和物体的迎风面上的一种白色疏松的凝结物。雨;松雨凇是在地面、电杆、电线、树枝上形成的光滑而透明的冰层，由过冷却雨滴降落到低于0c的物体 表面冻结而成。雾 当近地气层的温度下降到露点温度以下，空气中的水汽凝结成小水滴或凝华成冰晶，弥漫在空气中，使 水平能见度小于 1km 的现象即为雾。轻雾水平能见度大于lkm、小于10km的雾，称为轻雾或霭。辐射雾 夜间，由于地面辐射冷却，使近地气层温度降低到露点温度以下而形成的雾称为辐射雾。 平流雾 暖湿空气流经冷的下垫面而逐渐冷却，气温降低到露点温度以下而形成的雾，即为平流雾。 平流辐射雾 由于平流和辐射同时作用而形成的雾，称为平流辐射雾或混合雾。云 水汽凝结物悬浮在自由大气中即形成云，可由微小水滴、过冷却水滴、冰晶单独或混合组成，是自由大 气中热力过程和动力过程的外在表现。积状云 暖而有浮力的空气在条件性不稳定的环境中局地上升而形成的云称积状云或对流云，如淡积云、 浓积云、积雨云，其特点是垂直发展强盛，云块呈孤立分散状，底部平坦，顶部凸起。层状云 稳定空气被强迫抬升可形成层状云，如层云、高层云、雨层云，外观呈比较均匀地布满全天的层 状云幕范围广大，抬升速度小，雾的抬升也可成为层状云。波状云由于大气波动式运动而形成波状云，如卷积云、高积云、层积云等，云顶扁平，云块间呈现明显 的云隙。低云 根据云底高度，可将云分成低、中、高三族，云底高度低于 2000m 的为低云。中云根据云底高度，可将云分成低、中、高三族，云底高度在20006000m之间的为中云。高云 根据云底高度，可将云分成低、中、高三族，云底高度高于6000m的为高云。降水 从云中降落到地面的水汽凝结物（固态的或液态的）统称降水，常见的有雨、雪、冰雹等。暖云暖云是指云体处于0C等温线以下的云块。碰并增长 碰并增长是指云滴在大气的上升、下降及乱流混合作用下发生相互碰撞，并合并成较大云滴的 过程。冷云冷云是指云体上部已伸展到0C等温线以上的云。混合云 在冷云中，既有过冷却水，又有冰晶时称为混合云。冰晶云 全部由冰晶组成的，称为冰晶云。冰晶效应 冰晶效应是指在温度低于零度时，由于平冰面的饱和水汽压小于平水面的饱和水汽压，对水面 还未饱和的水汽压来说冰面已达到饱和，此时在水滴和冰晶共存的情况下，水滴将不断蒸发，而冰晶将不 断增长的现象。降水量 降水量是指从大气降水降落到地面后未经蒸发、渗透和径流而在水平面上积聚的水层（或固体降 水融化后）厚度，通常以 mm 为单位。降水强度单位时间内的降水量即为降水强度，通常取lOmin、lh或Id为时间单位。连续性降水 连续性降水是指强度变化小，持续时间长，范围大的降水，多降自雨层云或高层云。 间歇性降水 间歇性降水是指时小时大，时降时止，变化慢的降水，多降自层积云或高层云。阵性降水 骤降骤止，变化很快，天空云层巨变，一般范围小，强度较大的降水，主要降自积雨云。 毛毛状降水 雨滴极小，降水量和强度都很小，持续时间可较长的降水，多降自层云。降水距平 降水距平是指某地实际降水量与同期多年平均降水量之差，又称降水绝对变率，用来表示某时 期内实际降水量与同期的多年平均降水量的偏差程度。降水平均距平 各年降水距平绝对值的平均值，称为降水平均距平或平均绝对变率，表示一个地区降水量 年际变化的平均情况。降水相对变率降水相对变率是指某时期内降水距平与多年平均降水量的百分比。 降水平均相对变率 降水平均距平与多年平均降水量的百分比，称为降水平均相对变率。干燥度 一个地区某时段内水面可能的蒸发量与同期内降水量的比值，称为干燥度或干燥系数。人工降水 人工降水是根据降水形成的原理，采取某些必要的技术措施，对降水形成过程中的某一环节进 行干预，以达到降水到达地面的目的。作物水分利用效率作物水分利用效率是指作物消耗单位重量的水分所能合成干物质的重量。狭义的作物 水分利用效率是指作物蒸腾消耗单位重量的水分所能产生干物质的重量度。作物水分有效利用率 作物水分有效利用率是指农田蒸散（作物蒸腾和土壤蒸发的综合过程）消耗单位 重量的水分所能产生干物质的重量度，反映农田复合系统中作物对水分的利用效率。气压 大气受地球引力场作用而具有重量，地球表面单位面积上所承受的大气柱的重量称为大气压强，简称气压，其单位统一用Pa或hPa,气象上规定以hPa为单位。标准大气压在标准条件（气温为0C时，45 N或45 S的海平面上）下，大气对单位面积上所施加的力 称为一个标准大气压，其数值为 1013.25hPa。静力平衡状态 当空气处于静止状态时，作用在任意一个小的薄空气块上各方向的力是相等的，这在气象 学上称之为静力平衡状态。单位气压高度差单位气压高度差是气压降低1hPa时高度升高的距离，单位为m hPa-i，它是垂直气压 梯度的倒数，在实际工作中，常用单位气压高度差来表示气压随高度增加而降低的快慢程度。等压线 在海拔高度相同的平面上，气压相等的各点的连线称为等压线。等压面 空间气压相等的各点组成的面称为等压面，因为同一高度上各地的气压是不相等的，所以等压面 不是等高面，也不一定是平面，而是类似地形一样起伏不平的曲面。位势高度位势高度是以单位质量的物体从海平面升到某高度时克服重力所作的功，单位是位势米，10位 势米=1 位势什米。气压梯度力 气压梯度力是由于空间气压分布不均而作用于空气块上的力，其在水平方向上的分力称水平 气压梯度力，即由于水平气压梯度的存在而作用在单位质量空气上的力，方向垂直于等压线，由高压指向 低压，大小与水平方向气压梯度成正比，与空气密度成反比。地转偏向力 因地球自转使空气质点运动方向发生改变的现象，如认为它是受了一种力作用的结果，这个 力称为地转偏向力，水平地转偏向力与运动方向垂直指，在北半球向物体运动方向的右方，在南半球向物 体运动方向的左方，大小与风速及所在纬度的正弦成正比。惯性离心力 当空气作曲线运动时，要受到惯性离心力的作用（如图 5-6 所示），方向与空气运动的方向相 垂直，并自路径曲线的曲率中心指向外缘，大小与空气运动速度的平方成正比，与曲率半径成反比。 摩擦力 空气运动时受到的摩擦力，分为内摩擦力和外摩擦力，内摩擦力是在速度或方向不同空气层之间 的相互牵制力，外摩擦力是下垫面对空气运动的阻力，方向与空气运动的方向相反，大小与风速和地表粗 糙程度有关，风速越大，地面越粗糙，外摩擦力也越大。风 通常将空气的水平运动称为风，风是表示空气运动的物理量，也是具有方向（风向）和速度（风速）的 矢量。风向风向是指风的来向，气象上常用16方位表示。风速风速是指在单位时间内空气水平移动的距离，单位为m st 或 km h-i。自由大气 地面向上 2km 以上的大气，由于不受地面摩擦力的影响，称为自由大气。地转风 地转风是指自由大气中空气的等速直线的水平运动。是气压梯度力和地转偏向力达到相互平衡时 的风。梯度风 在自由大气中，空气质点作曲线运动时受气压梯度力、地转偏向力和惯性离心力的作用，当这三 个力达到平衡时的风，称为梯度风。爱克曼螺线 摩擦层中，在气压场随高度不变的前提条件下，由于摩擦力随高度升高而减小的影响，其风 速随高度升高风速增大，风向右转，若将各高度上风速向量投影在同一水平面上，并把矢量终点用平滑曲 线连起来，这条曲线称为爱克曼螺线。大气环流 大气环流是指大范围的大气运动状态及其随时空的变化过程，是大范围的大气层内具有一定稳 定性的各种气流运动的综合现象。哈得莱环流 赤道地区气温高，气流膨胀上升，至高空向高纬流动，由于地转偏向力作用而发生偏转，至 副热带地区，成为自西向东的纬向环流，并因辐射冷却下沉，至低层分为南、北两支流动，流向赤道的一 支使低纬度的经圈剖面上形成一闭合的环流圈，通常称其为哈得莱环流、信风环流或低纬环流。费雷尔环流 极地地区气温低，气流收缩下沉，在低层向低纬流动，同时副热带地区因辐射冷却下沉的气 流至低层分为南、北两支流动，流向高纬的一支在副极地地区与来自极地的气流相遇，气流抬升至高空分 为南、北两支流动，流向低纬的一支使中纬度的经圈剖面上形成一闭合的环流圈，通常称其为费雷尔环流 或中纬环流。极地环流 极地地区气温低，气流收缩下沉，在低层向低纬流动，同时副极地地区的气流抬升至高空分为 南、北两支流动，流向地的一支使高纬度的经圈剖面上形成一闭合的环流圈，通常称其为极地环流或高纬 环流。急流急流是指风速30m/s以上的狭窄强风带，急流环绕地球自西向东弯曲延伸几千千米，水平宽度约上千 千米，垂直厚度有几百米到十几千米，急流中心强度最大区，称急流轴。温带急流 温带急流也称极锋急流，位于南、北半球中、高纬度地区的上空，与极锋相联系。副热带急流副热带激流又称南支急流，位于200hPa高空副热带高压的北缘，与副热带锋区相联系。 热带东风急流热带东风急流位于副高南缘的150lOOhPa高空，其位置变动在赤道至南北纬20o间。 季风 盛行风向有明显的季节变化，且风向的性质（主要是潮湿程度）和它们所带来的天气现象都有明显差 别的风称为季风。行星温度梯度 假定地球表面各地的物理性质均匀一致，由于太阳辐射量随纬度变化规律的增减，形成了 南北方向受热不均的温度差别，产生了南北方向上的温度梯度，这样的温度梯度叫做行星温度梯度。赤道辐合带 地球的风带分布在赤道附近是一个无风带，在这个地带里，由于空气炎热潮湿，上升气流很 强，气压较低，两侧气压较高地带的气流流向这里汇合，称为赤道辐合带，辐合带中央两种气流的分界线 叫辐合线。局地环流 在小范围的局部地区因空气受热不均匀而产生的环流，称为局地环流，也称地方性风系。海陆风 沿海地区和岛屿上，由于海陆热力性质的不同，一天之中使风向发生有规律的变化。白天，陆地 增温比海洋快，陆地上的气温比海上高，因而形成局地环流，下层风由海洋吹向陆地，称海风，夜间，陆 地降温快，地面冷却。而海面降温慢，海面气温高于陆地，于是产生了与白天相反的热力环流，下层风自 陆地吹向海洋，称为陆风，这种以一天为周期而转换风向的风系，称海陆风。山谷风 在山区白天日出后，山坡受热，空气增温快，而同一高度的山谷上空的空气距地面较远，增温 较慢，于是暖空气沿山坡上升，风由山谷吹向山坡，称谷风，夜间辐射冷却，气温迅速降低，而同一高度 山谷上空的空气冷却较慢，于是山坡上的空气沿山坡下滑，形成与白天相反的热力环流，下层风由山坡吹 向山谷，称山风，这种以一日为周期而转换风向的风系，称山谷风。焚风 焚风是一种翻越高山，沿背风坡向下吹的干热风，当空气翻越高山时，在迎风坡被迫抬升，空气冷却起初按干绝热直减率（loC/100m）降温。空气湿度达到饱和时，按湿绝热直减率（0.5C/100m）降温，水 汽凝结，产生降水，降落在迎风坡上。空气越过山顶后，沿背风坡下降，此时，空气中的水汽含量大为减 少，下降的空气按干绝热直减率增温，以至背风坡气温比迎风坡相同高度上的气温高得多，湿度显著减小 从而形成相对干而热的风，称焚风。峡谷风 当空气由开阔地区进入狭窄谷口时，气流的横切面积减小，由于空气质量不可能在这里堆积，于 是气流加速前进（流体的连续性原理），从而形成强风，称为峡谷风或穿堂风。7天气 天气是指一定地区短时间内的大气状况（风、云、雨、雪、冷、暖、晴、阴等）及其变化的总称，是 一定地区短时间内各种气象要素（气压、温度、湿度、风、云、降水、能见度等）综合表现出的大气物理 状态。天气学 天气学就是研究天气变化的基本规律，并利用这些规律来分析历史天气规律、诊断现在天气过程、 预测未来天气趋势从而服务于国民生产和人们生活的一门科学，天气学的研究对象就是各种天气系统和天 气过程，揭示各种天气系统和天气过程的特征及其发生、发展、移动、演变和消亡的规律。天气系统 天气系统是指在气压、风、温度、湿度等主要气象要素的空间分布上，具有一定结构特征并能 产生一定天气的大气运动系统，如气团、锋、气旋、反气旋、高空槽脊、低空切变线等，天气是由天气系 统所造成的，天气系统是各种天气现象的制造者和携带者，天气系统总是处在不断地发生、发展、移动、 演变和消亡的过程中，天气的变化正是由于各种天气系统相互配合、不断变化所造成的，是大气中的各种 动力过程和热力过程综合作用的结果。天气过程 各种天气系统相互配合，随着时间和空间的变化过程称为天气过程，如寒潮天气过程、大型降 水天气过程、台风天气过程、干旱天气过程、对流性天气过程等。尺度 所谓尺度是表征一个系统在空间上的大小，或在时间上持续的长短。大尺度天气系统在Orlanski天气尺度划分标准中，将水平尺度在2000km以上的天气系统称为大尺度天 气系统；在Fujita天气尺度划分标准中，大致将水平尺度在400km以上的天气系统称为大尺度天气系统； 在实际的天气分析中，通常将水平尺度在几百公里到几千公里，生命期在一天以上的天气系统称为大尺度 天气系统，如气旋、反气旋、锋、高空槽脊等。中尺度天气系统在Orlanski天气尺度划分标准中，将水平尺度在2km到2000km之间的天气系统称为中 尺度天气系统，又进一步分为三个等级，水平尺度在200km到2000km之间的称为中-a尺度天气系统，水 平尺度在20km到200km之间的称为中-B尺度天气系统，水平尺度在2km到20km之间的称为中-丫尺度天 气系统；在Fujita天气尺度划分标准中，将水平尺度在4km到400km之间的天气系统称为中尺度天气系统; 在实际的天气分析中，通常将水平尺度在十几公里到二三百公里，生命期在一小时至十几小时的天气系统 称为中尺度天气系统，如雷暴群、飑线等。小尺度天气系统在Orlanski天气尺度划分标准中，将水平尺度小于2km的天气系统称为小尺度天气系 统；在Fujita天气尺度划分标准中，将水平尺度在40m到4km之间的天气系统称为小尺度天气系统，水平 尺度小于40m的天气系统称为微尺度天气系统；在实际的天气分析中，通常将水平尺度在几十米到十几公 里，生命期在几分钟至一小时的天气系统称为小尺度天气系统，如雷暴、龙卷等。气团 气团是指气象要素（主要是温度、湿度和大气稳定度）水平分布比较均匀，垂直分布基本一致的大范 围的空气团。在同一气团控制的区域中，各地天气现象也大致一样，气团的空间尺度一般都很大，其水平 范围可达几千公里，垂直尺度可达几公里到十几公里，通常从地面伸展到对流层顶。气团的变性 大气总是处在不断的运动之中，随着大气环流条件的变化，气团离开源地移动到与源地性质 不同的新的下垫面上时，通过与下垫面之间进行热量和水分的交换，从而使得气团原来的物理属性逐渐发 生改变，这种气团物理属性的变化我们称之为气团的变性。北极气团65 N以北的北极地区是冰雪覆盖的北冰洋，在这个地区形成的气团称为北极气团（冰洋气团）。极地气团 中高纬度广大地区形成的气团称为极地气团，极地气团又分为极地大陆气团（主要在西伯利亚、 蒙古、加拿大和阿拉斯加一带）和极地海洋气团（主要在北太平洋、北大西洋的中纬度海洋上）。热带气团 副热带高压及其以南的广大东北信风区内形成的气团称为热带气团，热带气团又分为热带大陆 气团（主要在北非、西南亚的副热带沙漠地区）和热带海洋气团（主要在副热带高压控制的海洋上）。 赤道气团 赤道地区形成的气团称为赤道气团（赤道海洋气团）冷气团 如果一个气团的温度低于相邻气团，或者气团向较暖的下垫面移动时，则称之为冷气团，暖气团 如果一个气团的温度高于相邻气团，或者向较冷的下垫面移动时，则称之为暖气团。锋区 在大气科学中，一般把冷、暖两种不同性质的气团之间的过渡区称为锋区。锋 由于锋区的宽度与气团的水平尺度相比是很小的，因此通常把锋区看作是一个几何面，称为锋面，锋面 与地面的交线称为锋线。习惯上我们把锋面和锋线统称为锋，并以地面天气图上的锋线来表示锋所处的位 置。锋面天气 我们把锋面附近的云、雨、风等天气，称为锋面天气。冰洋锋 冰洋锋（北极锋）是冰洋气团与极地气团相遇交绥而形成的锋。极锋 极锋是极地气团与热带气团相遇交绥而形成的锋。热带锋 热带锋（副热带锋）是热带气团与赤道气团相遇交绥而形成的锋。冷锋 在锋面的移动过程中，冷气团起主导作用，冷气团推动锋面向暖气团一侧移动，这种锋称为冷锋。第一型冷锋 第一型冷锋又称缓行冷锋，移动速度缓慢，锋面坡度不大，约为1/100，暖空气沿锋面缓慢 向上爬升。第二型冷锋 第二型冷锋又称急行冷锋，移动速度较快，锋面坡度较大，约为1/50，锋前暖空气被迫急剧 上升，产生剧烈的天气变化。干冷锋 冷锋前的暖空气很干燥，水汽含量很少时，地面锋线前后无云或少云，无降水，冷锋过境仅在锋 后出现大风和风沙天气，这种冷锋称为干冷锋。暖锋 在锋面的移动过程中，暖气团起主导作用，暖气团推动锋面向冷气团一侧移动，这种锋面称为暖锋。 准静止锋 当冷暖气团势力相当时，锋面的移动十分能缓慢或在原地来回摆动，这种锋称为准静止锋，简 称静止锋。通常将6 小时内锋面位置变化小于一个纬度的锋定为准静止锋。地形静止锋 当冷锋南下时被山脉或高原所阻挡，而呈现出准静止状态，这种准静止锋称为地形静止锋， 通常根据其所停滞的地理位置分为天山静止锋、昆明静止锋。锢囚锋 由冷锋赶上暖锋或者两条冷锋迎面相遇叠连而形成的锋称为锢囚锋，在锢囚锋的锢囚过程中，暖 空气被抬离地面，凌驾在上空。 暖式锢囚锋 如果锢囚锋是由两条具有层状云的冷、暖锋锢囚而成，则锢囚锋云系也呈层状，并近似对称 地分布在锢囚锋的两侧，称为暖式锢囚锋。冷式锢囚锋 如果锢囚锋是由一条积状云锋和一条层状云锋锢囚而成，则锢囚锋云系表现为积状云和层状 云相连，称为冷式锢囚锋。气旋 气旋是指在同一高度上中心气压比周围低、占有三度空间的大尺度涡旋。北半球气旋范围内的空气作 逆时针旋转，南半球气旋范围内的空气作顺时针旋转。从气压场的角度来看，气旋的中心气压比周围低， 因此，又被称为低压。温带气旋 温带气旋是指活动在中高纬度地区的气旋，主要有锋面气旋、地方性气旋和锋前热低压。温带 气旋主要活动在冷暖气团接触频繁的温带地区，如亚洲东岸、北美洲和地中海地区，大多为锋面气旋，通 常所讲的温带气旋多是指锋面气旋，它是温带地区产生大范围云系和降水天气的重要天气系统。锋面气旋 锋面气旋是一个呈逆时针方向旋转的涡旋，中心气压最低，自中心向前方伸展出一条暖锋，向 后方伸展出一条冷锋，冷、暖锋以南为暖空气，以北为冷空气。北方气旋北方气旋是指发生在4555 N之间的锋面气旋，并以黑龙江、吉林与内蒙古的交界地区产 生最多，主要有蒙古气旋、东北气旋、黄河气旋和黄海气旋等。南方气旋南方气旋是指发生在2535 N之间，即我国的江淮流域、东海和日本南部海面的广大地区 的锋面气旋，主要有江淮气旋、东海气旋和黄淮气旋。反气旋 反气旋是指在同一高度上中心气压比周围高、占有三度空间的大尺度涡旋。北半球反气旋范围内 的空气作顺时针旋转，南半球反气旋范围内的空气作逆时针旋转。从气压场的角度来看，反气旋的中心气 压比周围高，因此又被称为高压。温带反气旋 温带反气旋主要是指活动在中高纬度地区，如格陵兰、加拿大、西伯利亚和蒙古等地的冷性 反气旋，一般称为冷高压。蒙古高压 影响我国的冷高压主要来自西伯利亚和蒙古地区，我们通常称之为西伯利亚高压或蒙古高压， 是控制和影响我国天气的占主导地位的天气系统。准静止型冷高压 准静止型冷高压的温度场水平分布比较对称，移动缓慢或呈准静止状态，在其控制下有 利于冷空气的积聚、冷却和加强，在冷空气源地较为多见，冬季在西伯利亚和蒙古地区常出现此种冷高压。 移动型冷高压 移动型冷高压的温度场水平分布不对称，移动性强，东移南下，冷锋后的冷高压多为此类 移动性冷高压，是影响我国主要的冷高压。 副热带高压 目前对出现在副热带地区的暖性高压系统，笼统地称为副热带高压，为区别起见，按惯例通 常将出现在对流层中下层的位于大洋上的暖高压称为副热带高压，简称副高，如太平洋副热带高压、大西 洋副热带高压，而将出现在对流层上层的位于高原大陆上的暖高压称为大陆高压或高原高压，如南亚高压、 墨西哥高压。西太平洋副热带高压 影响我国的副热带高压，是太平洋副热带高压位于西北太平洋的部分，称为西太 平洋副热带高压，通常所讲的副高即是指西太平洋副热带高压。副高脊线副高脊线是指西太平洋副热带高压内东、西风的分界线，我国常用500hPa等压面上120 E副 高脊线所处的纬度来表示副高的位置及其南北移动情况。南亚高压 南亚高压是夏季出现在青藏高原及邻近地区上空的对流层上部的大型高压系统，又称青藏高压 或亚洲季风高压，是北半球夏季对流层上部最强大、最稳定的控制性环流系统。西风带槽脊 西风带槽脊可以看成是叠加在西风气流上的波动波谷对应着高空低压槽（高空槽），波峰对 应着高空高压脊（高空脊），高空槽脊一般相伴出现，由于高空槽脊处于西风带中，多为自西向东移动， 因此将槽线以东称为槽前，槽线以西称为槽后，脊线以东称为脊前，脊线以西称为脊后，槽线是低压槽中 等高线曲率最大点的连线，脊线是高压脊中等高线曲率最大点的连线（天气图中一般不分析脊线）。 阻塞高压 在对流层中上层西风带槽脊的发展演变过程中，当高压脊不断北伸，向北加强时，其南部与暖 空气的联系会被冷空气切断，在脊的北部出现闭合的高压环流，形成暖高压中心，称为阻塞高压，在阻塞 高压区域内，西风急流显著减弱。通常把阻塞高压出现后的大范围环流形势称为阻塞形势。切断低压 在对流层中上层西风带槽脊的发展演变过程中，当低压槽不断向南加深时，其北部与冷空气的 联系会被暖空气切断，在槽的南边形成闭合的低压环流，形成冷低压中心，称为切断低压。切变线切变线是指低空（850、700hPa等压面上）风场出现气旋式切变（风向逆时针偏转）的不连续线， 切变线附近的水平气压场的气压梯度较小，有时分析不出等高线，但在风场上却表现出明显的气旋性变化。 在切变线附近，气流辐合上升，多阴雨天气。切变线常与地面静止锋或冷锋相配合，其降水区一般发生在 700hPa 切变线与地面锋线之间。冷锋式切变线冷锋式切变线是由偏北风与西南风（或西风）构成的切变，以偏北风占主导地位，通常自 北向南移动。暖锋式切变线暖锋式切变线是由偏南风与东南风（或东风）构成的切变，以偏南风占主导地位，通常自 南向北移动。准静止式切变线准静止式切变线是由东风与西风构成的切变，很少移动。低涡 低涡是指低空或高空闭合的低压环流，可分为低空低涡和高空冷涡两种，低空低涡是尺度较小的环 流系统，多存在于距地面23km的低空，如西南涡、西北涡、高原涡等，高空冷涡是比较深厚的大尺度的 低压环流系统，从低空到高空都有表现，如东北冷涡、华北冷涡等。西南涡西南涡是指形成于我国四川西部地区，低空700或850hPa等压面上的具有气旋性环流的闭合小低 压，其直径通常在300400km左右，西南涡是我国活动最为频繁、影响最大的一种低涡，是影响我国降水， 尤其是暴雨的一种重要天气系统。低空急流急流是指出现在对流层上部的强而窄的气流带，其中心最大风速大于或等于30m/s，但是在