大气

1. 大气 地球的引力作用使地球周围积聚了约二、三千公里厚的完整空气层，称为大气。也叫大气圈。大气是一种混合物，由干洁空气、水汽和各种悬浮的固态杂质微粒组成。干洁空气主要成分是氮、氧、氩等，约占干洁空气总量的 99.97％以上，其次有二氧化碳、臭氧等多种气体。大气中的氧和氮是地球上一切生物呼吸和制造营养的源泉，是维持生命必不可少的。臭氧和二氧化碳含量虽少，但作用很大。臭氧可以在高空大量吸收太阳紫外线，保护地面生物免受强烈紫外线的伤害，而透射到地面上的少量紫外线却可以起到杀菌治病的作用。二氧化碳可以吸收和发射长波辐射，对大气和地面温度的调节产生重要影响。大气中的水汽和尘埃含量甚微，然而它们却是成云致雨，导至天气现象千变万化的重要因素。可以说，地球上没有大气， 就不会有生命。大气根据温度、成分、荷电等物理性质，并考虑大气垂直运动状况，可将大气划分成对流层、平流层、中间层、暖层、散逸层等五个层次。

2. 大气圈 即“大气”

3. 对流层 最靠近地面的一层大气，其下界是地面，上界则随纬度和

季节等因素而变化，其平均高度在低纬地区为 17—18 公里；中纬地区为 10

—12 公里；极地附近为 8—9 公里。通常夏季对流层上界的高度大于冬季。对流层厚度虽然不大，但却集中了大约 75％的大气质量和 90％以上的水汽质量，因此大气中的主要天气现象，如云、雾、降水等都发生在这一层。对流层空气的增温主要是依靠吸收地球表面的热量，从而形成气温随高度升高而降低的显著特点，平均递减情况大约为高度每增加 100 米气温降低 0.65℃， 高山常年积雪和高空云层多为冰晶组成就是证明。另外，对流层内空气有规则的垂直运动和无规则的乱流运动相当强烈，因此，对上下层水汽、尘埃及热量的交换混合，对水汽凝结、能见度变化也都有很大影响。对流层以上为平流层，在两层的交界处有一个过渡层，称为对流层顶。在那里，温度变得随高度升高，而降低缓慢，甚至不变，使上升的水汽、尘埃多在此处聚集， 大气透明度变得很坏。

1. 平流层 自对流层顶向上到 55 公里左右的大气层。其特点是：

1. 在平流层中空气的垂直混合运动显著减弱，特别是上半部，几乎没有垂直气流，整个气层比较平稳，非常有利于飞行。

2. 平流层的下半部温度基本上是不变的（随高度升高温度不变的气层叫等温层）或随高度增加略有上升；上半部的温度则随高度的增加而显著升高（温度随高度增加而升高的气层叫逆温层）。平流层顶部的温度可增至 0

℃左右，这主要是与该层内臭氧直接吸收太阳紫外辐射有密切联系。在平流层内，高 20—25 公里处臭氧含量最多。臭氧分布的上限至平流层顶，高度愈高大气获得的热量愈多。温度也就愈高。

1. 平流层内水汽、尘埃含量甚微，很少出现云，大气透明度良好。中高纬地区在晨昏时分偶可见到由细小冰晶组成的焕发奇异色彩的珠母云。

1. 中间层 亦称中层或中圈。其位置在平流层顶到 85 公里左右的范围内。该层的最大特点是，温度随高度增加而迅速降低，其顶部温度可降至

-83℃—-113℃左右。中间层内由于下暖上冷也有相当强烈的对流运动和乱流混合现象，故又有高空对流层之称。高纬地区黄昏来临时，在中间层顶附近

常可观测到具有特异的银白色夜光云，在落日余光的辉映下色泽微青十分明亮，这是水汽凝结物的光学现象。

另外，中间层内还进行着强烈的光化学反应，这些反映与大气的电离过程以及太阳辐射的变化过程有着密切联系。

1. 暖层 又称热层、电离层或热圈。自中间层顶部到 800 公里高度左右的范围称之。该层有两大特点：其一，温度随高度的增加而迅速升高，据人造卫星探测，在 300 公里高度上，可达 1000℃以上。其二，该层空气处于高度的电离状态。这是由于空气在强烈的太阳紫外辐射和宇宙射线的共同作用下形成的，所以该层又叫电离层。据探测，在暖层各高度上空气电离的程度是不均匀的。其中最强的是 E 层和 F 层。E 层约在 100—120 公里高度上； F 层约在 200—400 公里高度上，在夏季的白天还分裂成 F1、F2 两层。此外， 在 80 公里高度上还有一个只在白天出现的 D 层。电离层受太阳活动的影响很大，白天增强，夜间减弱。电离层能反射无线电波，使无线电波绕地球曲面进行远距离的传播。因此正确理解和掌握电离层的变化规律，是无线电通讯中必须考虑的一个因素。

2. 散逸层 也叫外层。暖层顶以上的大气层统称之。它是大气的最高层，是大气圈和星际空间的过渡带。这层空气的温度也随高度增加而升高。该层内由于温度很高，空气极其稀薄，地球引力又很小，以致某些高速运动的空气分子可以挣脱地球引力的束缚、克服其他大气质点的阻碍而散逸到宇宙空间去。散逸层的上界也就是大气的上界，究竟有多高？据实测，大气密度是随高度增加而减小的，在 700—800 公里高度处气体分子之间的距离可达几百米远，这种情况已超过了实验室中可能获得的最高真空。若继续向上， 空气更为稀薄，直至到达“星际空间”时仍然不是绝对真空，就是说大气和星际空间并不存在一个截然界面。气象上常把“极光”出现的最大高度（1000

—1200 公里），作为大气上界。近代卫星探测资料表明，把大气上界定为 2000

—3000 公里则更加接近实际。

1. 磁层 在太阳风的影响下，地球磁场被局限在一定范围内，这个范围称为磁层。磁层由于受太阳风的推斥，使地球磁场所发生的磁力线向后弯曲，向背着太阳的方向延伸，在空间可以拖曳到相当几百甚至上千个地球半径的长度，好象彗星一样。地球外层的磁层开始于地表以上 600—1000 公里处。起着保护地球上的生物免受各种宇宙射线和带电粒子袭击的作用。

2. 辐射带 根据空间探测资料发现，在大气圈外侧，环绕着运动着的高能带电粒子带，这个带电粒子带被约束在地球磁层之中，沿着磁力线作螺旋运动，同时不断地辐射出电磁波，辐射带因此而得名。辐射带又分为内辐射带、外辐射带和第三辐射带。内辐射带约离地面一千公里，厚约五千公里， 带内为一千万到一亿电子伏特的高能质子。外辐射带离地面约一万二千公里，厚约六千公里，截面和内辐射带一样都呈新月形，带内电子能量为 1 兆电子伏特。第三辐射带离地面五万公里，带内电子能量较低。这些辐射带和磁层一样，能保护地球上的生物免受各种宇宙射线和带电粒子的袭击。这个带是美国物理学家范·艾伦测定的，所以也叫范·艾伦辐射带。

3. 臭氧层 在平流层中，由于太阳紫外线的强烈作用，使大气中的氧分子离解为氧原子（O2→O+O），然后，氧原子又和其他氧分子组合在一起（O+O2

→O3）形成了臭氧。臭氧在大气中的含量极其微少，而且随着高度而变化。

在距地 20—25 公里的高度处达到最大值，称之为臭氧层。臭氧层对太阳紫外线辐射的吸收极为强烈，这种作用不仅使高空大气的温度在平流层中迅速升高，同时还保护地面上的生物，避免受到过多紫外线辐射的伤害。而透过大气层到达地面的少量紫外辐射，对人类和各种生物却可以起到杀菌治病作用。

1. 气象要素 大气的物理现象和物理过程是用许多物理量来表示的，综合各物理量的特征便能描述出大气的各种状况。这些物理量统称为气象要素。例如，表示空气性质的压强、温度和湿度；表示空气运动状况的风向、风速；表示大气物理现象的雨、雪、雷、电等。气象要素选择得愈多， 就愈能详细地表达大气状况。天气预报、人工降水、人工消雹就是在掌握了气象要素观测资料的基础上实现的。

2. 辐射 自然界中一切物体，在其温度高于零度的情况下，都要时刻不停地以电磁波的形式向外传递能量，这种传递能量的方式称为辐射。以这种方式传递的能量，称为辐射能，也简称辐射。所以“辐射”既是指电磁波传递能量的方式，又是指以此方式所传递的能量。

平时我们所讨论的是太阳、地面和大气的辐射，它们的电磁波波长范围约在 0.15—120μm 之间。太阳辐射的主要波长范围大约是 0.15—4μm；地面辐射和大气辐射的主要波长范围约是 3—120μm。习惯上把太阳辐射称为短波辐射，而把地球表面及大气的辐射称为长波辐射。理论和实践证明：物体的温度愈高，则辐射波长愈短；物体的温度愈低，则辐射波长愈长。辐射强度常常用“垂直方向上单位时间内通过单位面积的辐射能”来表示。单位是卡/厘米 ²·分。

1. 太阳辐射 太阳是一个巨大的炽热的气体恒星球，表面温度约为

6000°K，中心温度高达二千万度左右。它时刻不停地以电磁波的形式向宇宙空间放射能量，其中辐射到地球的部分称为太阳辐射。太阳放射到地面的能量仅占其全部放射能量的二十亿分之一。然而，这部分辐射能却是地球表面及大气热量的主要源泉。其他星体（如月亮及行星）射来之辐射能，其量甚微，仅占太阳辐射能的万分之一，可以忽略不计，至于地心内部的热量就几乎不起作用了。据估计，地球表面每年从太阳获得的总能量比目前全世界各种能源产生的能量总和还要大两万倍。可以说，太阳是一个取之不尽，用之不竭又没有污染危险的巨大能源。

太阳辐射的主要波长范围在 0.15—4 微米（μm），其中波长在 0.4—0.76

微米之间的是可见的光；波长小于 0.4 微米的是紫外线，大于 0.76 微米是红外线，紫外线和红外线，都属于肉眼无法分辨的不可见光部分。

1. 太阳辐射强度 指垂直于太阳直射光线的每平方厘米黑色表面上在一分钟内吸收全部投射于其上的太阳辐射能后所获得的热量（以卡为单位）。它表示太阳辐射能量的大小。

影响太阳辐射强度最主要的因素是日地距离、太阳高度角和大气透明度。实际观测结果证明，冬季辐射强度大于夏季；中午辐射强度大于早晚； 澄朗天空辐射强度大于混浊天空。同样道理，海拔高的地区太阳辐射强度也总是比较大的。

1. 太阳常数 在大气上界，当太阳位于日地平均距离时，垂直于太阳光线的单位面积上，在单位时间内所获得的太阳辐射能量称为太阳常数。通常用 S0 表示，其值约为 1.98 卡/厘米 ²·分。

太阳常数并不是永恒不变的，据长年观测，也有微小的变动，这种变动是与太阳表面的复杂物理过程，特别是与太阳黑子的活动相关。太阳表层为高温下运动剧烈的气体，其中形成的涡旋即称为太阳黑子。黑子的温度实测为 4500 度左右，较其四周太阳表层温度低。因此，太阳黑子的多寡与太阳辐射强度关系密切。黑子数目的增加表示太阳有更多能量由深层发射出来，故最初太阳辐射强度也增加，但是当黑子数量增加到一定程度时，因黑子本身温度较低，反而会使太阳辐射强度逐渐减小。

1. 散射辐射 太阳辐射在大气中遇到空气分子或微小的质点时，当这些质点的直径小于组成太阳辐射的电磁波波长时，太阳辐射中的一部分能量就以电磁波的形式从该质点向四面八方传播出去，这种现象称为散射。通过散射形式传播的能量称为散射辐射。散射只改变了辐射的传播方向，使一部分太阳辐射不能到达地面。散射过程中微小质点并不吸收太阳辐射而增加自身的内能。理论和实践表明，辐射波长愈短，散射愈强。在可见光中，紫光和蓝光的波长最短，因此散射也最强。平时，我们在晴朗天气里所见到的蔚蓝色天空，实际是大气中微小质点对紫光、蓝光强烈散射的结果。散射只对于微小质点适用，如果大气中质点的直径接近或超过了辐射光的波长，则产生漫射现象，当入射光是白光时，漫射后仍是白光。这就是雾天或空气混浊时的天空常呈灰白色的原因。

2. 地面辐射 地球表面一方面吸收太阳辐射，同时也按本身的温度向外放出辐射，这种由地面向外放出的辐射能量称为地面辐射。

地面的平均温度约为 300°K，由于它的温度远远低于太阳的表面温度， 因此，地面的辐射能力也远比太阳小得多，辐射的波长也较长，属长波辐射。

地面辐射能力大小与地面性质和温度密切相关，其中雪面的辐射比其他自然表面强；白天地面辐射比夜间强。

地面辐射是对流层大气，特别是近地层空气温度变化的主要源泉。

1. 大气逆辐射 大气凭借自身的温度向外辐射能量，其方向既有向上的，也有向下的。大气辐射中向下的部分，称为大气逆辐射。它属于长波辐射。

地面辐射被大气吸收，同时大气逆辐射也能被地面吸收，这就使地面以长波形式辐射所损耗的热量得到一定的补偿（特别是大气中云层较厚或水汽含量较多时），即大气对地面起到了保温作用。这种作用类似花房中玻璃窗的保暖作用，故常称为大气的温室效应。据估计，如果没有大气，地表平均温度应为-23℃，左右，而实际地表平均温度是 15℃左右。也就是说，大气花房效应使地表平均温度提高了将近 38℃。

1. 地面有效辐射 地面辐射和地面吸收的大气逆辐射之差，称为地面有效辐射，简称有效辐射。有效辐射的波长范围属于红外线部分，所以又称作“净红外辐射”。

影响有效辐射的主要因素有：地面温度、空气温度、空气湿度和云的状况。一般说来，地温愈高、气温愈低、空气湿度愈小和云愈少时，有效辐射愈强。此外，有效辐射还与海拔高度有关。海拔愈高、大气透明度愈好，则有效辐射也愈强。地面有效辐射的作用在白天还不很显著，但在夜间，由于没有太阳辐射，有效辐射便很明显，气象上常常以此作为预报地面最低温度， 霜、雾等天气的重要依据。

1. 辐射平衡 亦称“辐射差额”。是指地面吸收的总辐射与地面向外

放出的总辐射之差值。

影响地面辐射平衡（差额）的因子主要有：纬度、季节、昼夜和云况等。辐射差额的一般变化规律是：低纬为正，高纬为负；夏季为正，冬季为负； 白天为正，夜间为负。另外，天空云量的多少对辐射平衡影响很大，云量愈多，辐射差额愈小，反之亦然。

研究辐射平衡对分析和了解各个地区的气候情况是非常重要的。

1. 潜热输送 地球表面的水分在蒸发（升华）时，要吸收下垫面的热量，并把这部分热量潜藏在蒸发（升华）出的水汽中，称为潜热。当水汽在空气中受冷而凝结（凝华）时，又会把这部分潜热释放出来，从而提高空气的温度。相反，空气中的水汽如果在下垫面上发生凝结（凝华）时，会把潜热释放出来，提高下垫面的温度。这种地表面和大气层之间以潜热形式进行热量交换的方式称为潜热输送。实践证明，从下垫面蒸发出的水分远多于空气中的水汽在地面凝结出的水分，因此，潜热输送的结果，大多是地面失去热量，大气获得热量。同样道理，在大气层中云滴的蒸发（升华）要吸收周围空气热量；水汽凝结（凝华）会把清热释放给周围空气，所以，潜热输送也是空气之间交换热量的方式之一。

2. 湍流输送 当地球表面在小范围内轻微受热不均或空气流经粗糙的下垫面时，常常造成小规模的、不太强的、无规则的空气运动，称为乱流， 也叫湍流。湍流能使空气在各个方向上得到充分混合，也使热量得到交换。这种热量交换方式称为湍流输送。湍流的规模虽然较小，也不旺盛，而且一般只发生在离地约一公里以下的气层内，但是，它出现得经常而又普遍，因此是地面与空气及低层大气之间热量交换的重要方式。

3. 日照 指太阳照射时间的长短，常以可照时数和日照时数来表征。可照时数是指，太阳中心从出现在一地的东方地平线到进入西方地平线，其直射光线在无地物、云、雾等任何遮蔽的条件下，照射到地面所经历的时间。太阳在一地实际照射地面的时数，则称为日照时数，也叫实照时数。地球上不同地区的日照多少，主要受纬度、季节、天气、地形等条件影响。地处西藏高原的拉萨市，年日照时数为 3005 小时左右，有“日光城”之称；同纬度

的宁波，年日照时数约为 2087 小时、重庆则仅为 1188 小时。为了描述一个地区的日照特征，常常使用日照百分率来说明。

日照百分率 = 某段时间日照时数 × 100%

该段时间可照时数

日照百分率可以表明一个地区的日照条件，如果日照百分率小，则表明光照不足，对农业生产不利，容易产生病虫害等。

1. 气温 用来表示大气冷热程度的物理量。它是描述大气状态的重要

参数之一。平时我们所说的气温是指距离地面 1.5 米高度处的空气温度，因为这一高度既基本脱离了地面温度振幅大、变化剧烈的影响，又是人类生产活动的一般范围。为了防止测温仪器受到太阳直接辐射和外界风沙、降水的影响，保证测得空气的真实温度，通常把仪器安置在特制的四面通风的百叶箱里。测定气温经常使用到的温标主要有三种，即摄氏（℃）、华氏（°F） 和绝对温标（亦称开氏°K）。温标的分划情况如表：

温标之间的换算关系如下：

5

t = 9 (°F − 32)

F = 9 t + 32

5

T=273.15+t≈273+t

式中 t 为℃，T 为°K，F 为°F

1. 气温日变化 气温（指在百叶箱内测定的空气温度）在每一天里周期性的、有规律的升高和降低，称为气温日变化。观测表明，陆地上一天中气温有一个最高值和一个最低值。在正常情况下，最低气温总是出现在日出前后；最高气温总是出现在 13—14 时（冬季）或 14—15 时（夏季）。我们称最高气温与最低气温之间的差值为“较差”，亦叫“振幅”。

气温的日变化规律，主要是由太阳辐射在地表面上有规律的日变化引起的，同时也受纬度、季节、地形、下垫面性质、天气状况和海拔高度等因素的影响。所以，气温的日较差是低纬地区大于高纬地区；夏季大于冬季；凹地（如盆地、山谷）大于凸地（如小丘、山顶）；陆地大于海洋；晴天大于阴天；高原大于海拔低的平原。

气温的这种周期性的日变化规律，有时会因为特殊天气的影响而遭到破坏，例如，雷雨天气或强冷空气的活动，可使气温最低值反而出现在午后。 321 气温年变化 气温在每一年里周期性、有规律地升高和降低，称为

气温的年变化。地球上绝大部分地区，气温在一年中有一个最高值和一个最低值。由于太阳辐射在一年中是周期性变化的，因此在北半球中、高纬度大陆上每年里最高气温和最低气温分别出现在七月份和一月份；由于海陆性质不同，海洋上每年的最高、高低气温的出现则要落后一个月左右（八月与二月）。南半球恰好相反。

影响气温年变化的因素主要是纬度、地形、下垫面性质、天气及海拔高度等，其中除了纬度以外，其他因素对气温年变化的影响与对气温日变化的影响一致。因为在一年中，太阳直接辐射在低纬地区的变化甚小，而在高纬地区变化极大，所以形成了气温年较差低纬小于高纬的状况。

1. 最高气温 某一时段内出现的空气温度最高值称最高气温。时段常以日、候、旬、月、年等为准来划分。测定最高气温使用的仪器为最高温度表，它是一种特殊构造的专用测温仪器。一般情况下，在北半球陆地上每日的最高气温总是出现在午后两点钟前后，一年的最高气温总是出现在七月份前后。

2. 最低气温 某一时段内空气温度出现的最低值称最低气温。其时段常以日、候、旬、月、年来划分。测定仪器是以酒精为测温液的一种构造特殊的专用温度表。一般情况下，北半球陆地上每日的最低气温总是出现在日出前后；每年的最低气温总是出现在一月份前后。

3. 气温较差 亦称气温振幅。指一日内或一年内最高气温与最低气温

的差值。一日的最高气温与最低气温的差值称日较差或日振幅；一年的最高气温与最低气温的差值称年较差或年振幅。气温较差是辨别每个地区气候类型的重要标志之一。例如，日较差及年较差都很大的地区属于大陆性气候； 相反，则属于海洋性气候。

1. 年较差 亦称年振幅。指各种气象要素在一年内最高值与最低值之间的差值。如气温年较差、地温年较差、气压年较差、湿度年较差等。各种要素的年较差是描述和反映一个地区气候类型的重要依据之一，根据年较差的变化常常可以做为预测气候异常情况出现的先兆。

2. 日较差 亦称日振幅。指各种气象要素在一日内最高值与最低值之间的差值。如气温日较差、地温日较差、气压日较差、湿度日较差等。各种日较差是反映和描述一个地区气候情况的重要特征之一，根据日较差的变化情况可以预测一个地区天气的变化趋势。

3. 平均温度 泛指空气温度在某一时段内，多次观测记录所求取的算数平均值。其统计指标可分为：日平均温度、候平均温度、旬平均温度、月平均温度、年平均温度等多种。

平均温度是描述一个地区气候概况的重要指标之一，不仅计算简单，而且意义明确，它常被广泛采用。例如：某个地区夏季是炎热还是凉爽？冬季是温和还是严寒？都必须用平均温度作为重要依据。

1. 日平均温 即日平均温度。它是候、旬、月、年平均气温统计的基础，是确定其他温度指标的基本资料。从理论上讲，日平均温度是全日各瞬间温度的平均值。实际上，真正要得到这样的平均值是非常困难的。因此， 在日常应用中常采取自记仪器每小时测定一次空气温度，然后利用每日 24 次观测的数据计算出平均值作为日平均温度。

有时由于条件所限，也可采用 2 时、8 时、14 时、20 时四次定时观测的温度数据，求取其平均值来代替日平均温度。实践证明，这样算出的日平均温度值误差也很小。

1. 候平均温 以五天为一个统计时段所计算出的平均温度称为候平

均温度。每月分为 6 候，由于有些月份的天数不是 5 的倍数，因此有些候是

跨月的。全年 365 天共分 73 候，从 1 月 1 日到 1 月 5 日称第一候，其余类推。候平均温度在农业上具有重要的实际意义，它是用于研究农作物热状况

的重要指标，为了能很好的掌握和估计作物生长过程与热状况的关系，必须要了解各地的候平均温度。另外，用候平均温度作标准，可以划分四季的起止。

附：在候的划分方法上，有时也可把一年分成 72 候，每月固定分成 6

候。其中每月 26 日到月底，无论是几天，均作一个候计。

1. 月平均温 全月各日的日平均温度的算术平均值称为月平均温度。月平均温度是气候学上的重要温度指标，它可以描绘出某一地区热状况的一般特征，常被广泛采用。

2. 年平均温 全年各日的日平均温度的算术平均值称为年平均温度。实际上，年平均温度常用月平均温度来计算，方法是：把一年中各月的平均温度累加在一起再除以 12。这样计算非常简便，而且计算结果误差不大。

年平均温度的实际价值同月平均温度

1. 热赤道 在地球各经线上平均最高气温的各点连线称为热赤道。热

赤道不在赤道上，而在赤道之北。这是因为北半球的陆地面积较海洋面积大得多、吸收太阳辐射亦多，增温强烈的缘故。热赤道的位置冬季在北纬 4— 10°左右；夏季在北纬 20°左右。

1. 水平气温梯度 亦称“水平温度梯度”，简称“温度梯度”。是指在水平方向上，单位距离内温度的变化值。它表示了温度在水平方向上变化快慢的程度。

2. 气温直减率 表示空气温度在铅直方向上随高度升高而降低的数

值。常用每升高 100 米，空气温度降低的数值来表示。在大气对流层中，温度随高度升高而降低，一般情况下气温直减率平均值取 0.65℃/100 米。实际上，对流层内各个高度上的气温直减率变化是很大的，而且愈接近地面数值愈大，实际探测表明在离地面 1.5—2 米以下的空气层，数值竟可达每百米变化百度以上；从地面到 2 公里高处气温直减率平均约为 0.3—0.4℃/100 米； 对流层中层（2—6 公里）气温直减率平均为 0.5—0.6℃/100 米；在对流层上层平均为 0.65—0.75℃/100 米。

气温直减率在不同纬度地区、不同季节、不同天气条件下也有所变化。

1. 垂直温度梯度 即“气温直减率”。

2. 逆温 大气中，在某一高度范围内会出现气温随高度增加而升高， 形成下冷上暖的现象，这种现象称为逆温。气温随高度而逆增的空气层，叫作逆温层。逆温层能阻止空气的垂直上升运动，使低层的灰尘杂质微粒不容易扩散到较高空间去，以至大气透明度很差。

3. 等温线 把各个地区在同一时间内测到的温度资料，按照统一的格式填写在特制的地图上，这种图叫温度分布图。在温度分布图上，把温度相同的点连成平滑曲线称作等温线。绘有等温线的地图叫等温线图。

等温线图能够清楚地表示出某一地理区域内温度的分布状况，为研究地球表面的热状况提供可靠的资料。

1. 气温变化曲线 用坐标方法把某一时段内连续测到的温度，点绘在图纸上用平滑曲线连结起来，称为气温变化曲线。气温变化曲线可以直观地表示出一个地区在一年、一月或一天内气温的变化情况，还可以迅速判断最高气温（曲线上凸的顶点）、最低气温（曲线下凹的最低点）的出现时间和温度值，计算温度较差，为分析某个地区的气候状况提供依据。

2. 霜期 入秋后第一次出现早霜至第二年春天最后一次出现晚霜之间的整个时段称为霜期。通常用“初终间日数”来表示霜期的长短。在霜期内， 每天都有出现霜的可能。由于我国各地霜期长短差别很大，通常，纬度愈高的地区、海拔愈高的地区霜期愈长。

3. 无霜期 一年中终霜之后至初霜之前的一整段时期。我国各地无霜

期长短不同：南岭以南、台湾、云南南部、四川盆地无霜期均在 300 天以上，

长江中下游地区为 250—275 天，华北地区为 175—225 天，东北北部、内蒙、

新疆北部为 100—150 天左右。总的分布特点是南部无霜期长，北部无霜期短

（青藏高原除外）。无霜期与农作物生长期有密切关系，无霜期长，生长期也长。无霜期长短在农业上是个很重要的热量指标。

1. 生长期 作物生长的时期。生长期一般比无霜期长十至二十天左右。通常以日平均温高于 5℃的持续期作为作物开始生长的时期。因日平均温为 5℃时，早上的最低气温仍可降至 0℃以下，会出现霜冻现象，因此生长期比无霜期长。

2. 积温 植物在某一发育时期或整个生长期内持续高于某种界限温度期间的日平均温度的总和称为积温。积温表示了某段时期里热量累积状况。通过积温的统计，能够合理的安排每个地区的各种农事活动，从而在温度条件上保证作物的稳定成熟。另外，通过积温资料可以了解当地气候情况，并可作为划分各种温度带的重要依据。

3. 活动积温 一年中，日平均温度稳定维持在≥10℃的整个时期是各种植物生长的活跃期。这段时期内，日平均温度的总和称为活动积温。活动积温常用于农业气象预报和农业气候分析。

4. 温度带 以各个地区活动积温的多少为标准，按农业生产所需要的热量指标划分的地带，称为温度带。根据实际状况，我国共划分了寒温带、中温带、暖温带、亚热带、热带和青藏高原区等六个温度带（区）。

温度对生物界的影响是直接的。人和动物能够对温度的变化采取有效的防御或适应性的迁徙，而植物则不成，它的生长、发育以及分布都要受到温度条件的影响和限制。因此，在使用活动积温划分各种温度带的同时，还要参考植被的种类、分布和农业生产的实际效果。

1. 物候 生物的生长、发育过程（如植物的发芽、开花、结实）和活动规律，（动物的迁徙、换毛、冬眠等）与外界气候的关系称为物候。物候现象是自然界的温度、光照、水分等因素对生物影响的综合反映。自古以来， 人类常常根据这些现象作天气预报和安排农事活动。研究物候学对合理掌握农时有重要的意义。

2. 湿度 表示空气中水汽含量多少或表征空气干湿程度的物理量称为湿度。空气的湿度状况是决定云、雾、降水等天气现象的重要因素。空气湿度的大小对人类生产、生活的影响极大。因此，在人类探索大气奥秘、人工控制天气，以及提高工农业产品的质量和数量方面，一直是重要的研究课题。用来表征湿度的方式很多，常用的有绝对湿度、相对湿度、水汽压、饱和差、比湿、混合比、露点温度等。

3. 绝对湿度 单位容积的空气中所含有的水汽质量，称为绝对湿度。单位常用克/厘米 ³ 或克/米 ³。它的优点是能够直观地看出空气中水汽含量， 绝对湿度愈大，表明空气中的水汽愈多。地球上绝对湿度最大的地方在印度洋上。

绝对湿度常通过计算得到，计算公式：a = 289 e 克 / 米³，式中e为

T

水汽压，T 为空气的绝对温度，二者均可从实测中获得。当气温=16℃（即 T=289

°K）时 a=e。由于近地面气温总在+40℃—-40℃之间。即在一般情况下绝对温度的值近似等于水汽压，所以 a≈e。但是，两者在概念上完全不同，单位也不一样，切不可混淆。

1. 相对湿度 空气中的实际水汽压（e）与同温度下的饱和水汽压

（E）之比，并采用百分数表示，称为相对湿度。数学表达式为：r = e ×

E

100％，式中 r 为相对湿度（有时用 f 表示）。相对湿度的大小，直接表示出空气中水汽饱和的程度，当空气中水汽达到饱和时， e=E，r=100％；未饱和时 e＜E，r＜100％；过饱和时 e＞E，r＞100％。实验表明：空气的饱和水汽压（E）只随着温度的变化而改变，当温度一定时，E 的数值也稳定不变，这时空气的相对湿度随着空气中的水汽含量多少而变化，当空气中水汽含量增

多时，水汽压（e）增大，相对湿度随之增大，反之亦然。由于饱和水汽压的大小是随温度升高而增大，随温度降低而减小的，所以，当空气中水汽含量不变时，气温升高后，相对湿度反而减小。可见温度和水汽含量同时影响着空气的相对湿度，其中温度的影响更为显著。

1. 水汽压 空气中，由水汽引起的那部分压强，称为水汽压，通常用e 表示。水汽压是大气压强的一个组成部分。空气中的水汽含量愈多，水汽压就愈大。水汽压的单位用毫巴（mb）或用毫米（mm）水银柱表示。在一定温度下，一定容积的空气中能容纳的水汽含量是有一定限度的，当水汽量未达到这个限度时，称未饱和状态；恰好达到限度时，称饱和状态；超过限度时，叫做过饱和状态。在一定温度下，水汽达到饱和时所具有的压强称饱和水汽压或最大水汽压，通常用 E 表示。当空气的实际水汽压超过饱和水汽压

（e＞E）时，水汽就凝结。例如：云、雾、露、霜等，就是空气中水汽达到过饱和状态时凝结的产物。

1. 饱和水汽压 见“水汽压”。

2. 饱和差 在一定温度条件下，空气的饱和水汽压和实际水汽压的差值，叫做饱和差。其值的大小，表明空气中所含的水汽距离饱和的程度。值愈大，说明空气愈干燥；值愈小，空气愈接近于饱和；当饱和差的值为零时， 说明在此温度条件下的水汽压和饱和水汽压相等，空气处于饱和状态。饱和差通常用 d 表示，数学表达式为：d=E-e。

3. 露点 在空气中，当水汽含量不变，气压一定时，降低气温能使空气逐渐达到饱和，当气温降低到使空气刚好达到饱和时的温度，称为露点温度，简称露点。露点温度的单位与气温相同。露点温度表示了空气的湿度特征。在一定气压下，露点高低只与空气中的水汽含量有关，水汽愈多，露点也愈高。由于空气经常处于未饱和状态，所以露点通常低于气温，只有饱和时露点等于气温。

4. 凝结 指空气中的水汽由气态转化为液态的过程称为凝结。如果空气中的水汽直接由气态转化为固态，则称为凝华。形成凝结或凝华现象的条件主要有三个：（1）空气中的水汽含量不断增加，当增加到空气的实际水汽压超过了空气的饱和水汽压时，便产生凝结或凝华；（2）在等压条件下，当空气温度降低到和露点温度相等或更低时，也会出现凝结或凝华现象；（3） 大气中有足够多的微粒——凝结核或凝华核，使水汽能与它们接触而粘附， 从而产生凝结或凝华现象。在自然界中，这三个条件常同时作用，其中温度的降低多为主要因素。露、霜、雾淞、云、雾等均属凝结或凝华的产物。

5. 凝华 见“凝结”。

6. 凝结核 大气中，能粘附水汽而且能使水汽凝结的微粒统称为凝结

核。凝结核微粒的半径在 10⁵—10⁴ 厘米之间。根据性质，凝结核分为两类：

（1）吸水性很强且能溶解于水的，如氯化钠（NaCl）、三氧化硫（SO3）、一氧化氮（NO）、氯化镁（MgCl2）等；（2）不吸湿，不溶于水，但能被水湿润的，如土壤、矿物微粒和烟尘等。凝结核对汽水的凝结作用很大，十九世纪，人们通过实验得出结论：如果没有凝结核，只有当大气的相对湿度达到 800％时，才可能产生凝结。而在大气中要达到这样大的湿度，根本是不可能的。

1. 绝热过程 在空气块和外界之间不发生热量交换的条件下，当气压增高时，气块因受到压缩而增温；气压降低时，气块因膨胀而降温，这种过

程就称为绝热过程。大气中发生的物理过程，实际上都不是绝热的，但因为空气的导热率很小，在空气上升与下沉的过程中所经历的时间又很短促，使运动着的空气块与周围空气之间的热量交换极其微弱，从而，常常可以把空气在垂直运动过程中的增温、冷却看成是在绝热条件下来实现的。在凝结高度以下，空气块每上升 100 米高，自身温度约降低 1℃；每下沉 100 米则升高 1℃。

1. 凝结高度 未饱和的湿空气在绝热①上升过程中，因膨胀冷却，温

度降低，从而使相对湿度不断增大，当到达一定高度时，相对湿度增大到 100

％，达到饱和状态，空气中的水汽便开始凝结。水汽开始凝结的这个高度称为凝结高度。凝结高度的高低取决于近地空气层的湿度大小。湿度大，凝结高度低；反之，则高。凝结高度的计算公式 h=123（t0—τ0）。式中 h 为凝结高度，t0 为百叶箱温度，τ 0 为近地面空气层的露点温度。利用这一公式也可粗略地计算天空中对流云的云底高度。

1. 露 近地面空气中的水汽在地表或地物（如石头、瓦片、农作物的叶面等）上凝结而成的水滴称作露。傍晚或夜间，地面逐渐冷却，使近地层空气也随之降温，当其温度降到露点以下，即空气中的水汽含量过饱和时， 在地面或地物表面就有露滴生成。最有利于生成露的天气条件是晴朗微风的夜晚。晴朗利于辐射冷却，微风利于新鲜空气补充水汽。观测表明，一夜的露水量相当于 0.1—0.3 毫米降水，一年可达数十毫米，对植物生长很有好处。同时，水汽凝结时放出热量，对植物也有保温作用。

2. 霜 近地面空气中的水汽在地面或地物上直接凝华而成的冰晶，称为霜。霜呈白色，具有疏松的晶体结构。霜的成因与露相似，只是近地层空气的温度必须低于 0℃，这是形成霜与露的主要区别。生成霜的有利条件是晴朗微风的夜晚。夜间晴朗有利于地面或地物辐射降温；微风则可使贴地层空气得到更换，送走已经产生过水汽凝华的较干空气，送来水汽充足的湿润空气，供凝华。无风时，可供凝华的水汽少；风大时，会使上层较暖空气与贴地空气混合，导致近地层空气降温缓慢，均不利于霜的生成。霜的水量少， 对植物没有明显的好处，也没有什么坏处。霜和霜冻不同，霜冻是指农业气象学上的温度突然剧降而引起的植物冻伤、脱水死亡现象。

3. 雾 悬浮在近地层空气中的大量的微小水滴或冰晶构成的一种天气

现象。常使视野模糊。当水平能见度小于 1 公里时称为雾。当大于 1 公里小

于 10 公里时则称轻雾。雾的成因主要是近地面空气层降温增湿引起的。根据降温增湿的程度和形式不同，一般将雾分成：辐射雾、平流雾、蒸发雾、上坡雾、锋面雾等。雾对交通和航运事业很不利。另外，在多雾地区，日照明显减少，对农作物的生长发育影响不良。

1. 雾淞 有雾时，空气中的水汽直接在物体上凝华或过冷却雾滴直接在物体上冻结形成的乳白色冰晶物，称为雾淞。也叫“树挂”。雾淞常呈毛茸茸的针状或表面起伏不平的粒状，大多附在细长的物体或物体的迎风面上，结构松脆，受震容易塌落。在电线上凝附得太多时，可坠断电线，对通讯和高压送电造成不良影响。但是，雾淞融化的水分，对北方越冬作物很有利。雾淞和霜的主要区别是：霜主要形成在晴朗微风的夜间；雾淞则在一天的任何时间均可形成，一般在有雾的阴天形成。霜形成在物体水平表面上；

① 绝热是指和外界不进行热量交换。

而雾淞则形成在物体与地面相垂直的表面上。雾淞，可以在风速很大的条件下形成。

1. 雨淞 有时，过冷却雨滴在温度低于 0℃的地面、地物或树木上， 冻结形成透明的或毛玻璃状的冰层，称为雨淞。雨淞常在初冬或早春（温度为 0—5℃）时出现。密度在 0.5—0.9 克/厘米 ³ 之间。雨淞是我国北方的灾害性天气之一，它的出现常导致通讯线路的中断，妨碍铁路、公路的运输。对农业和畜牧业的危害也很大，它会压死秋播作物，并能使牲畜吃不到草料而大批死亡。

2. 云 悬浮在空中由大量水滴、冰晶或二者的混合体组成的可见聚合体，底部不接触地面。云是由水汽在空中冷却凝结（凝华）所致。按云底的高度，可分为高云、中云、低云三个云族。云的运动可显示气流的移向、移速；云状的演变常常也能表明大气的结构状况和天气的变化。云和雾没有本质上的不同，区别仅在于雾的下界是地面，而云底和地面间有一段距离。

3. 云状 云的外形。按云状特征的不同，大体可划分为十个类型

其中高云距地高度均在 5—6 千米以上，完全由冰晶组成；中云在 2.5—

5 千米间高空，属于冰水混合云；低云的高度在 2.5 千米以下，基本是水滴组成的。一般情况下，降水多产生在中低云内。

1. 云量 观测时，将天空分为 10 等分，其中被云遮蔽的份数，即为云量。云量由估计而得。碧空无云，云量为 0；云蔽天空 6 份，云量为 6。高、中、低云共同蔽天的份数，称“总云量”；低云蔽空份数，叫“低云量”。地球表面云量分布很不均匀，赤道附近全年云量最多，南北纬 20°—30°沙漠地区的云量最少。

2. 云图 实际拍摄的各种标准云状照片的图片集称为云图。它是由国家气象局或国际气象组织统一规定的，做为各级气象台站的专业工作者和各有关部门，在观测云状工作中参考使用。在我国出版的“中国云图”中，还拍摄了闪电、龙卷风、冰雹、虹霓、雾、雾淞、雨淞、尘卷风等有关天气现象的图片资料。

3. 降水 从天空云中降落到地面的液态水和固态水的总称。主要有雨、雪、雹等。降水的基本条件是：空中要有充足的水汽，同时有明显的上升运动。水汽在上升过程中，不断地在凝结核上发生凝结，并在升降过程中， 水滴经碰并作用逐渐增大，当水滴的重量大于上升气流顶托力时，就降下来形成降水。降水情况通常用形状（雨、雪、霰、雹）、降落性质（连续性的、阵性的），以及测得的降水量（毫米深度）等来表示。

4. 雨 从云中降落的液体水滴。雨滴直径均大于 0.5 毫米。直径小于

0.5 毫米称毛毛雨。雨滴是无色、透明的，但在降落过程中吸收和掺杂了空气中的尘埃等微粒和各种气体，才使它带有一定的颜色。有时因龙卷风或台风影响而形成各种“奇雨”。如“鱼雨”、“血雨”、“金属雨”、“银币

雨”“谷雨”等。

1. 雪 从云中降落到地面的具有六角形的星状、片状或柱状的固体降水，称为雪。它是由于空气中的水汽，在冰晶微粒上凝华增长形成的。分子论观点认为，冰的分子排列成六角形时，结构最稳定。当冰晶在空气中浮游时，因六个角向外凸出，接触的水汽最多，凝华增长也最快，形成为多彩多姿的雪花。当雪花从云中降落时又经历各种温度条件和水汽条件的气层，造成雪花的形状也就千变万化。据有人分类，雪花形状竟多达一万种以上。降雪对农业非常有利，积雪可以防止越冬作物受到强烈低温的冻害，也可保墒防旱、肥沃土壤、杀死越冬害虫。农谚“麦盖三床被，枕着馒头睡”就是这个道理。

2. 霰 白色不透明的球形或圆锥形固体降水物。它是由过冷却水滴碰

在下降的雪花上冻结而成的。直径约 2—5 毫米，颗粒有弹性，落地时，往往能反跳，易破裂。常在雪前出现。因霰来自对流性强的云中，故霰的下降， 多带阵性。

1. 雹 即冰雹。从强烈的积雨云中降落的，球形、圆锥形或各种形体不规则的固态降水，称作雹。雹核一般不透明。它主要出现于夏季的午后， 山区比平原更为多见。雹是由霰在积雨云中，随着气流多次升降，致使表面反复发生融化或冻结，不断地与云中的雪花或过冷却水滴碰撞增长，形成了透明与不透明交错相间的冰层外壳。当其增大到一定程度，质量大于上升气流时，便以极大的速度降落地面。雹的直径大小差异很大，大者甚至可达数百毫米。每次降雹持续时间并不很长，范围也不大，但是却常常砸毁庄稼， 伤害人畜，是一种强烈的自然灾害天气。雹出现时，总是伴随着猛烈的雷雨天气。冰雹可以采用特制的火箭、高炮、把碘化银发射到积雨云中，化雹为雨，加以消除。

2. 降水量 从天空中降落到地面上的液态或固态（经融化后）水，未经蒸发、渗透、流失而在水平面上积聚的深度，称作降水。通常用雨量器测定，每天定时（8 点和 20 点）观测两次。以毫米（mm）为单位。一个月或一年降水量的总和，称为月或年降水量。根据气候资料中月、年降水量，可以求算出一个地区多年的平均降水量，称为月或年的平均降水量，这两个降水特征值，能够反映该地区降水的基本状况。

3. 年降水量 见“降水量”。

4. 降水强度 单位时间内的降水量。通常以 10 分钟、一小时或一天为单位。雨季或其他灾害性天气（如台风、大暴雨等）出现时，降水强度很大，严重时可造成灾害。降水强度是水利、交通、和建筑工程设计的依据之一。

5. 雨级 我国气象部门根据降水强度，通常将降雨分成四个等级：（1）

小雨：24 小时内雨量等于或小于 10 毫米。（2）中雨：24 小时内雨量在 10

—25 毫米之间。（3）大雨：24 小时内雨量在 25—50 毫米之间。（4）暴雨：

24 小时内雨量在 50 毫米以上。若 24 小时内雨量在 100 毫米以上则为大暴雨。

超过 200 毫米则为特大暴雨。

此外，还可以根据降水状况来划分（1）小雨：下落的雨滴清晰可辨，地面全湿，洼地积水慢。（2）中雨：下落的雨滴连成线状，雨滴四溅，洼地积水较快，有沙沙雨声。（3）大雨：下落的雨滴连成一片，洼地积水很快，有哗哗雨声。（4）暴雨：雨落如注，倾盆而下，洼地积水极快，雨声大，有震

耳之感。

1. 雪量 单位时间内的降雪量。化成水后折合成降水量进行统计。按雪量可把降雪分成小雪、中雪、大雪三个等级。24 小时内降水量等于或小于

2.5 毫米的为小雪；24 小时内降水量在 2.5—5 毫米之间的为中雪；24 小时内降水量在 5 毫米以上的为大雪。

1. 降水变率 是表示某一地区降水量离散程度的一个指标。用某一地区的年平均降水量，除以本地区最高年降水量和最低年降水量的差，所得的商，用百分数表示，就是降水变率。

2. 等降水量线 在填有各地同一时段内降水量的特制地图上，降水量相等地点的连线，称为等降水量线。等降水量线图可表示降水量大小的地理分布。

3. 锋面雨 也称“气旋雨”。由于锋面或气旋活动引起的降水。每当冷、暖气团相遇，形成锋面，暖而湿的空气沿着锋面上升冷却凝结便可形成锋面雨。锋面雨的降水时间长，雨区范围广，是我国降水的主要型式之一。

4. 气旋雨 即“锋面雨”。

5. 对流雨 每当盛夏，或者在热带地区，近地面空气层因局部地区增热而膨胀抬升，引起空气强烈的对流，使空气中的水汽，因高空温度低而冷却凝结并致雨。对流雨降雨范围小，雨时短，但强度较大。这种雨的规律性很强，只要条件适合，几乎每日午后都能发生。

6. 地形雨 暖而湿的气流在遇到高山等地形阻挡，被迫沿山坡抬升， 上升时水汽因冷却而凝结成云，并导致降水。通常在迎风坡降水较多，背风坡降水甚少，形成雨影区。在一定的高度范围内，降水量随高度而增加，这一范围叫最大降水带；其后因水汽减少，降水量也减少。我国西南山地和东南丘陵的地形雨最为显著。我国台湾北端，基隆南侧的火烧寮，它背倚高山， 面迎潮湿的东北季风，地形雨充沛，是我国年降水量最多的地方。从现有的测站资料，世界雨水最多的地方是印度阿萨姆邦哈希（Khasi）丘陵南侧 1313

米高斜坡上的乞拉朋齐（Cherrapunji）和它西边 16 公里 1401 米高的玛辛拉

姆（Mawasynram），多年的年平均雨量曾分别为 10869.2 毫米和 11405.8 毫米。主要是受西南季风影响的地形暴雨造成的。

1. 台风雨 台风是发生在北半球低纬地区海洋上的一种热带气旋。由于气流自四面八方流入气旋中心，气旋中心的空气被迫抬升，空气因上升冷却而成云致雨，称为台风雨。台风雨的强度很大，有破坏力。我国多出现在东南沿海地区的夏秋季节。台风雨可解除或缓和江南地区的伏旱，给农业带来一定好处。

2. 蒸发 液态水转化成水汽的过程。自然界中蒸发的快慢，与蒸发面的温度、性质、形状，空气湿度、风速大小及气压等因素有关。一般情况下， 温度越高，风速越大或气压越低，蒸发越快；反之则慢。固态水（泛指冰面） 直接转化为水汽的过程，称为“升华”。

3. 升华 固态水（泛指冰面）直接转化为水汽的过程，称为升华。

4. 蒸发量 一定时间内液态（或固态）水因蒸发而消耗的水量。以毫

米为单位。气象台、站测定蒸发量，是指盛在 20 厘米直径的蒸发皿中的水面

（或冰面）在 24 小时内因蒸发而降低的深度。计算方法为：蒸发量=原量- 余量。遇到降水天气则用：蒸发量=原量+降水量-余量。

1. 干燥度 某地区的可能蒸发量与该地区降水量（≥10℃期间）之比，

称为该地区的干燥度。也叫干燥指数。我国根据干燥度把全国划分为：湿润地区（干燥度小于 1）、半湿润地区（干燥度 1—1.5）、半干旱地区（干燥度 1.5—4）和干旱地区（干燥度大于 4）四个干湿地区。

1. 干湿地区 见“干燥度”。

2. 雷雨 伴有雷声和闪电的降水现象。多发生在具有强烈对流运动的积雨云中。雷雨的分类有：因近地空气层受热不均而引起旺盛对流的热雷雨； 因冷、暖空气相遇，冷空气移速快，暖湿空气被迫抬升而形成的锋面雷雨； 也有受地形影响，暖湿空气爬坡抬升形成的地形雷雨。强烈的雷雨是形成暴雨、特大暴雨的原因之一。

3. 霞 日出和日落前后，天空及云层上出现的彩色光。早上出现在东边天空或云层上的彩色光称为早霞（或朝霞）；傍晚出现在西方天空或云层上的彩色光称为晚霞（或暮霞）。霞是由接近地平线的阳光，经过大气中的灰尘、水汽和气体分子散射后剩余的彩色光所造成。霞的颜色在很大程度上反映了天空中水汽含量的多少，水汽多时，霞光偏红色；水汽少时，发青发白。所以，霞常常可做为天气变化的一种征兆。民间谚语“朝霞暗红雨凄凄， 晚霞青白行千里”、“青霞白霞，无水烧茶”、“日落胭脂红，不雨就起风” 等就充分的表达了这一含意。

4. 虹 清晨或傍晚，在太阳对面的雨幕背景上，有时可以看到正对太阳中心的对日点周围，出现一条由外向内色泽排列为：红、橙、黄、绿、青、蓝、紫的七色光弧，称为虹。虹是“日照雨”的产物，阳光照射到大水滴上， 经折射、分光、全反射、再折射而形成的。它只在太阳高度角较低的情况下才能形成并且只能出现在太阳的相反方向上。有时在虹的外侧出现一条光影较弱且与虹色序排列相反的光弧，称为“副虹”或“霓”。虹的宽度和雨滴大小有关，雨滴愈大，虹带愈窄，色彩愈鲜明；反之，雨滴小则虹带宽、色泽浅。雨滴过小，则不能成虹。因此，常可用虹的色彩和宽度判断空中雨滴的大小。另外，虹霓的出现和未来天气也有关系。中纬地区，天气系统一般是自西向东移动，因而有“东虹日头，西虹雨”的说法。

5. 霓 也叫“副虹”，见“虹”。

6. 晕 （yùn）也叫“风圈”。出现在太阳或月亮外围巨大的彩色或白色光环，在气象学上叫做晕，也称为“枷”。它是由于光线穿过高云时，被云中的冰晶折射或反射而成的。在太阳外围的叫日晕，色序为内红外紫的彩环；在月亮外围的是月晕，多呈白色。晕主要发生在卷层云上，由于卷层云多出现在气旋前部，紧接着会出现高层云和雨层云，并形成降水。因此晕常常是刮风或下雨的前兆。所谓“日晕三更雨、月晕午时风”就是由此产生的。

7. 华 日、月光线通过中空云层中的小水滴或小冰晶，产生衍射（绕射）①作用，形成的环绕在日、月周围的外红内蓝的较小光环称作“华”。华通常出现在高积云或较高的层积云中，它的半径大小与水滴半径成反比。如果观测到华环由大变小，则说明云滴在增大，是天气变坏的征兆。所以我国有“大圈日头细圈雨”的谚语。

8. 峨眉光 在多雾的山区里，每当早晨或傍晚的时候，在太阳或月亮

① 在冰水混合云层中，水滴起着小孔的作用，冰晶起着光缝的作用。当光的波长与云中水滴的大小接近时， 光线经过水滴（小孔）和冰晶（狭缝）就会绕过小孔或狭缝的边缘向云滴后面传播，这种光线偏折现象称为衍射或绕射。有时也叫巴比涅现象。

的相反方向，靠近地平线处的云或雾层上的物影周围，常出现彩色光环。如果人体恰好站在日、月与云层雾幕的中间地带，则可以看到自己的身影出现在这种彩色光环内。迷信的人以为这是菩萨显灵，称之为“佛光”。因为这种现象在我国四川省峨嵋山区出现次数较多，所以又称为峨嵋宝光或峨嵋光。由于古时候在德国的布洛根山上看见过这种现象，所以在国外还称作布洛根怪影。峨嵋光的大小与华相仿，色彩也相似，所以又称“反日华”。它是由光线射入雾层后，经过水滴反射、绕射后发生色散形成的。

1. 海市蜃楼 在沙漠里，在海湾上，或是在广阔的陆地和水域上空， 有时在远处涌现树木房屋、街道行人、车马船舶等景象，好象一个热闹的集市，很快又自行消失。古代人们不了解它的成因，以为是神仙住所、蛟龙吐气，故而名为海市蜃楼，亦称蓬莱仙境。海市蜃楼现象形成的主要原因是： 地面强烈增热或强烈辐射冷却，使得近地空气层的密度，上下差异很大，当地面景物的光象在这种疏密不同的空气中传播时，由于光线的反射率、折射率的强烈变化而曲线投影到很远的地方成像。不少的沙漠旅行者或海洋航行者都受到过这种幻影的迷惑。海市蜃楼分为上现蜃景、下现蜃景。

2. 大气压 简称气压。指单位面积上所承受的，从地面到大气层顶整个空气柱的重量叫大气压强，简称气压。表示气压的单位有两种：（1）用水银柱高度表示气压高低，它的单位是毫米（汞柱高）。例如，760 毫米的气压，表示当时的大气压强与 760 毫米高度的水银柱产生的压强相等。（2）用单位面积上所受到空气分子撞击力的大小来表示，叫毫巴（mb）。1 毫巴相当于每平方厘米受到 1000 达因的力，即相当于 1.02 克重的力。一个标准大

气压相当于 760 毫米水银柱高的压力，折合 1013.25 毫巴。毫米和毫巴之间换算关系如下：1 毫米=4/3 毫巴；1 毫巴=3/4 毫米。在地球表面上，气压差异的存在是引起空气运动最重要的因素之一。

1. 气压梯度 在大气层中，单位距离内气压的改变量，称为气压梯度。它是一个向量，其方向是从气压高的地方指向气压低的地方，与等压面垂直。它可以分解为水平气压梯度和垂直气压梯度两个分量。在大气中，水平气压梯度的量值比垂直气压梯度小得多，但是，水平气压梯度的作用却远远超过垂直气压梯度，它是形成空气水平运动最基本的原动力，没有它，空气就不可能产生水平运动。所以气压梯度是进行天气分析的一个极为重要的内容。在天气图上，等压线的疏密即反映着水平气压梯度的大小。等压线密集的地方气压梯度大，反之则小。

2. 气压梯度力 空气由于水平方向存在气压差（即气压梯度）而引起自气压高处流向气压低处的运动。我们称作用在单位质量空气块上的力为气压梯度力。它是使空气产生运动的最根本的起动力。

3. 等压线 在海拔高度相等的地图上，气压值相同的各点的连线，称为等压线。等压线图可以表示，在一定范围内气压高低的分布状况。是天气预报的依据之一。由于地球表面高低不平，地势复杂，因此各地区之间所测得的气压值没有比较的价值，为了能够进行比较，通常经过理论计算，把各地区的气压值都统一换算到海平面高度，以消除海拔高度对气压的影响。

4. 等压面 大气层内，空间气压值相同的各点所组成的面。等压面是一个凹凸不平的曲面，可表示气压的高低分布状况。每一等压面有一定的压强数值。气象上常以 500、700、850 毫巴的等压面作为主要等压面。根据等压面及其与气流运动的关系，可预测天气变化趋势。

5. 气压场 气压的空间分布状况。在平面图上以等压线表示。在天气预报中是分析天气系统活动的重要依据。气压形势的变幻和气压系统位置的大幅度改变，常常预示着重大天气变化和季节性的气候变更。

6. 气压系统 天气图上等压线的各种组合形式，称为气压系统。主要包括高气压（简称高压）、高压脊、低气压（简称低压）、低压槽、鞍形气压场等几种系统。在一张大范围的综合地面天气图上，常可同时出现不同类型的气压系统。在不同的气压系统中，天气状况不同。气压系统的移动与演变是预报天气的重要内容之一。

7. 高压区 简称高压。在等压线分布图上，凡是等压线闭合，中心气压高于四周气压的区域，称为高压区。高压区中延伸出的狭长区域，叫高压脊。高压脊也叫“高压楔”。高压脊不闭合时略呈∪形或∩形，其中间气压高于周围三面，好象地形上的山脊。高压脊中各等压线弯曲最大处的连线叫脊线。高压区或高压脊内气流多为下沉的，故多为晴天。

8. 高压脊 见“高压区”。

9. 脊线 见“高压区”。

10. 低压区 在等压线分布图上，凡等压线闭合，中心气压低于四周气压的区域，叫低压区。简称低压。在低压区内，由于气流要向中心产生辐合运动，因此引起空气的不断抬升，使得低压中心附近，常常维持多云或阴雨的天气。

11. 低压槽 在同一平面等压线分布图上，从低气压向外延伸出来的狭长区域，称为低压槽。低压槽内的气压低于它周围三面的气压，形状呈∨形或∧形。低压槽中各等压线上弯曲最大的各点上的连线，称为槽线。槽内气流辐合上升，故多阴雨天气。

12. 槽线 见“低压槽”。

13. 气旋 低压区的气流自四周向中心流动，由于受地转偏向力影响， 在北半球形成逆时针方向流动的大旋涡；在南半球形成顺时针方向流动的大旋涡，这里的低压又被称为气旋。由于空气从四面八方流入气旋中心，气旋中心空气被迫上升，遇冷凝云致雨。因此气旋过境，云量增多，容易出现阴雨天气。

14. 反气旋 高压区的气流自中心向外流动，在北半球按顺时针方向旋转流出，南半球按逆时针方向旋转流出。高压区这种环流形式与气旋正好相反，故称反气旋。反气旋中心内的高空气流强烈下沉，使云层趋向消散。因此，当反气旋过境时往往出现干燥晴朗的天气。

15. 风 同一水平面上，因气压的差异引起空气在水平方向上的流动， 就是风。风通常用风向和风速（或风级）表示。风能促使干冷和暖湿空气发生交换，是天气变化的重要因素之一。风还是一种自然能源。

16. 风向 风的来向。例如北风，就是风从北方吹来。常以八个或十六个方位表示（见图）。风向变化常显示气流运动特征，有时为天气变化的征兆。例如，在华北地区，盛行西北风的冬春季节，如果突然转为偏东风向， 就会造成大范围的“回流”降雪天气。

17. 风速 单位时间内风的行程。单位为米/秒、公里/时。或海里/小时。风速变化也常常是天气变化的征兆。

18. 风力 风的强度。常以风级表示。

19. 风级 根据风对地面（或海面）物体影响的程度而定出的等级，常

用以估计风力的大小。1805 年英国海军大将蒲福，把风力分成 0—12 级共 13 个等级。现在仍为世界各地所通用。风级表见下页。

1. 地转偏向力 物体在转动着的地球上运动，会产生一种偏离原来运动方向的现象，如在北半球，沿着水流的方向，河岸的右侧往往被冲刷得比左岸陡峭；空气也是如此，当有气压差时，气流并不直接从高压吹向低压， 而是气流在运动中，前进的方向不断地发生偏转，在北半球总是向右偏，人们为了便于对这种现象进行研究而假想了一种力，称为地转偏向力。这种力始终与风向垂直，在北半球永远指向空气前进方向的右方。由于它和风向垂直，因此只能使风向发生偏转，而不能改变风速的大小。没有风，地转偏向力也就不存在了。

2. 地转风 在自由大气中，无摩擦力作用时，空气的水平等速直线运动，叫做地转风。地转风的形成可以这样理解：在等压线是平直的气压场中， 空气块在气压梯度力的作用下，从高压向低压方向运动，只要这种运动一发生，水平地转偏向力就立即产生，在北半球地转偏向力总是垂直于空气的前进方向，并指向右侧。这样，运动着的空气块在气压梯度力和地转偏向力的共同作用下，必然偏离原始运动方向而沿着两种力合力的方向前进。然而， 只要空气仍在前进，地转偏向力立即又要出现在它的右方，使空气再度转向， 再

风力等级表

次沿着合力方向运动。直到地转偏力和气压梯度力的方向恰好相反，大小恰好相等，合力为零时，空气才能稳定地沿着与等压线平行的方向运动， 这时，我们即称它为地转风。因此，在北半球，地转风前进方向的左侧永远是低压区，右侧永远是高压区。

1. 梯度风 自由大气中无摩擦力影响时，在同一高度的弯曲形等压线气压场内，当气压梯度力、地转偏向力和惯性离心力三者平衡时所形成的风， 叫做梯度风。梯度风的风向与等压线相切。与水平气压场的关系也符合风压定律的原则。

2. 海陆风 在近海处，陆地和海面间风向昼夜周期转变的风，称海陆风。白天陆地增温快于海洋，气压相应较低，低层空气自海洋流向陆地，形成海风。夜间陆地冷却快于海洋，气压相应较高，低层空气自陆地流向海洋而形成陆风。低纬地区和夏季因日射强烈，所以海陆风极为显著。

3. 山谷风 山地区域风向昼夜周期变化显著的风。白天，山坡增热强烈，气压减低，空气自山谷沿坡上升，叫做“谷风”；夜间，山坡冷却较快， 气压增高，空气自山上沿坡下滑，叫做“山风”。热带、副热带的干季，山谷风最为显著。这种地方性的变化规律，只有在强大的冷空气侵入时，才可能短时遭到破坏。

4. 焚风 当湿空气越过高山时，常在山的背风坡的山麓地带形成一种干燥高温的气流，称作焚风。空气在沿山坡运动时，可以把它看成是在做垂直运动，空气的这种运动过程常常是绝热进行的，即每上升 100 米温度降低1℃，每下降 100 米温度升高 1℃，当它上升到凝结高度以后，水汽凝结时会释放出一部分潜热，使得空气每上升 100 米降低 1℃改变为降低 0.6℃，这样就为焚风的形成构成了有利条件。例如：有一气流，要翻越一座高度为 4000

米的山脉，假定其越山前温度为 15℃，凝结高度为 1000 米，由于在凝结高度以下空气每上升 100 米降低 1℃，凝结高度以上，每上升 100 米降低 0.6

℃，那么这块空气到达山顶时将会变成-13℃。如果凝结出的水汽完全降落到了山前，在空气翻山后，就成为了干燥的气团。在无水汽的影响下，气流到达山底时，将会因每 100 米升高 1℃而变成 27℃的干热风。我国境内高山峻岭很多，常可见焚风现象。焚风强烈时，能使农作物枯萎，甚至引起森林火灾。

1. 尘卷风 在春夏季午后，天空少云，下垫面强烈增热时，近地面处出现空气涡旋，当其高度达到十米以上，直径大于二米时，称为“尘卷风”。尘卷风出现时间很短，不造成任何破坏性的后果，只把地面上的尘沙、纸片或细小物体卷入低空，送到稍远的地方。

2. 龙卷风 自积雨云底部下垂，具有象鼻状漏斗云的范围小而时间短

的猛烈旋风。平均直径 250 米左右，最大可达 3 千米。中心气压可以低至 200 毫巴以下，风速自每秒几十米—百米以上。若达地面则破坏力极大，人、畜或其他物体常被卷至空中。经过水面，常吸水上升如柱。人们把出现在大陆上的龙卷风，叫陆龙卷；出现在海洋上的龙卷风，叫海龙卷。龙卷风移动速度每小时数十公里，经过的路程，短的几十米，长的超过一百公里。持续时间可自几分钟至几小时不等。它是严重的灾害性天气之一。据记载，1966 年3 月 2 日，在苏北盐城出现的龙卷风，曾把一座二十多吨重的大锅炉腾空卷到五百米以外的地方。

1. 飑 突然发作的持续时间不长的强风现象。飑出现时，气压突增，

风向突变，风速常由 8 米/秒以下骤增至 11 米/秒以上，其他气象要素也有剧烈变化，它常和雷暴、阵雨甚至冰雹、龙卷风相伴出现。飑常常出现在地面冷锋过境前后或低压槽的槽线附近。

1. 飑线 一种范围孝生命史短、天气变化剧烈的气压和风的不连续线，长几十到几百公里不等。多发生在春、夏季急行冷锋前方，也可产生在台风边缘的天气系统上。在高空出现时则称之为切变线。

2. 能见度 视力正常的人在当时的天气条件下，以能将目标物从天空背景中区别出来的最大水平距离（米或公里为单位）。白天选择离观测点不同距离的目标物；夜晚选择观测站周围不同距离上一定亮度的固定灯光目标物。能见度的观测对航海、航空及其他建设和交通运输具有重要意义。当测站四周能见距离不一致时，则以周围视野二分之一以上范围都能看到的距离，做为能见度的标准，称为有效能见度。影响能见度的因素很多，有大气透明度，目标物的大小、形态、色彩以及背景的颜色。在选择能见度目标物时，应使其视角大于 0.5°，并尽量以地平线附近的天空为背景。

3. 沙暴 通称“风沙”、“沙尘暴”。是狂风挟带大量尘沙、干土， 使空气混浊、天色昏黄的现象。主要由于冷空气南下时，大风卷扬尘沙所致。常见于我国北方的春季。有时飑或地面冷锋过境时，骤起的大风也能造成沙尘暴现象。沙尘暴出现时水平能见度，降低到 1 千米以下。

4. 浮尘 大量微小尘粒均匀地飘浮于空中的天气现象。多为远处的尘沙被上层气流传播而来，或沙暴之后尚未下沉的尘沙粒，浮游于空中所致。浮尘使远处景物呈黄褐色或灰黄色，天空呈苍白色或微黄色，太阳则呈惨白色。浮尘出现时能见度在 10 千米以下。地面附近的风力微弱，一般在 4 米/ 秒以下。

5. 霾 （mái）大量的极细小的尘埃、烟粒、盐粒均匀地浮游在空中， 使大气普遍混浊的现象称做霾。出现时，远山、森林等深色物体呈浅蓝色， 太阳、雪山等光亮物体呈淡黄色或桔黄色。霾的浓度，通常随高度而增大（限于逆温层以下），因此有时水平能见度虽好，但垂直能见度很差。

6. 大气环流 大气圈内具有大规模的全球性的大气运动，称为大气环流。它既包括瞬时的运动状况，也包括多年的平均状况，它反映了大气运动的基本状况和变化特征。大气环流既包括全球性的行星风系、大型的季风环流以及局部性的地方性风系（如海陆风、山谷风等），也包括气旋、反气旋、龙卷风、雷雨云等小范围的运动。大气环流是大气中热量交换、水汽输送的重要方式，它可以促进地球上的水热平衡。掌握大气环流的规律是了解各地天气变化和气候形成的基础。

7. 行星风系 不考虑海陆分布及地形的影响，全球范围内近地层盛行风带的总称。它是大气环流的一个组成部分，因高低纬之间受热不均和地转偏向力的影响所致。地球上近地面的气压带和风带可以分为：赤道低气压带

（南北纬 5°之间）、副热带高气压带（南北纬 30°附近）、副极地低气压带（南北纬 60°附近）、极地高气压带（区）（极地附近），共分四类七个气压带；由这种环绕地球的气压带产生的行星风带有赤道无风带（南北纬 5

°之间）：信风带（南北纬 10°—30°之间）、盛行西风带（南北 40°—60

°之间）、极地东风带（环绕极地附近）。这些气压带与风带紧密配合，并随季节南北移动，影响世界上各地的气候。

1. 赤道低压带 赤道至南北纬约 5°之间，因太阳终年直射或接近直射，地面温度高，又处于东北信风和东南信风的辐合地带，空气强烈上升， 地面常年形成低气压。由于这里空气平流作用微弱，风力很小，因此又称“赤道无风带”。

2. 副热带高压带 在南、北半球副热带地区，经常维持着沿纬圈不连续分布的高压带。它是由于赤道地区的上升气流，在高空向南北分流，受地转偏向力的影响，到南北纬 30°附近，大部分空气不再前进而在高空积聚， 并大量下沉而形成的地面高气压带，称为“副热带高压带”。也叫“回归高压带”。由于气流下沉而平流微弱，也叫“副热带无风带”。在副热带高气压影响下，这一地带空气干燥，云雨少见（除我国等季风区域外），多为世界沙漠的分布地区。

3. 副极地低压带 南北纬 60°附近，气压相对较低的地带。因盛行西风与极地东风在这里相遇，冷、暖空气辐合上升，因而近地面地区气压较低。这里气旋和冷暖空气交会活动频繁。

4. 极地高压带（区） 两极地区终年寒冷，冷空气下沉聚集，地面常年为高气压，因此叫极地高压带（区）。

5. 信风 从副热带高气压带吹向赤道低气压带的定向风。在地转偏向力的影响下，北半球的风向向右偏转，形成东北信风；南半球的风向向左偏转，形成东南信风。信风是发生在低纬地区的一种风向稳定，风速少变的风系，因此海员们称它为守信用的风，故名“信风”。在使用帆船进行海外贸易的年代，人们往往利用这种风横渡大洋，故也叫“贸易风”。大约在南北纬 10°—30°之间，常年盛行信风的地带叫“信风带”。南半球为东南信风带，北半球为东北信风带。

6. 信风带 见“信风”。

7. 西风 在近地面中纬地区，自副热带高气压带吹向副极地低气压带的定向风。受地转偏向力的影响，在北半球向右偏，形成西南风和西风；南半球形成西北风和西风。在南、北纬 30°—60°的盛行西风的地带，称为盛行西风带。

8. 盛行西风带 见“西风”。

9. 极地东风带 从极地高气压带流向副极地低气压带的气流，在地转偏向力的影响下，北半球的高纬地区形成东北风，南半球的高纬地区形成东南风，因两者风向都偏东，并环绕极地地区，故称极地东风，简称东风。在高纬盛行极地东风的地带，称为极地东风带。大约位于南、北纬 60°与极地之间。

10. 三圈环流 地球近地面与高空之间所形成的低纬环流、中纬环流和高纬环流的总称。详见“低纬环流”，“中纬环流”，“高纬环流”。它主要是，太阳辐射能量，在地球表面上各个纬度分布不均，以及地转偏向力共同作用的结果。

11. 低纬环流 赤道与南、北纬 30°之间的大气环统系统。在终年炎热的赤道地区，大气受热膨胀上升，到了高空开始分流。以北半球为例，由于气压梯度力指向北极，高空大气流向北极，起初是南风，随后受地转偏向力的影响，逐渐偏转成西南风。到达北纬 30°附近上空，气流偏转成与等压线平行，变成了西风。赤道的空气由于不断流来，在北纬 30°附近上空大量堆积，使得大气质量不断增加而下沉，形成副热带高压带。副热带高压带向赤道低压带吹的定向风，形成东北信风带。这就是赤道与北纬 30°之间形成的一个低纬度环流圈——赤道环流圈。

12. 中纬环流 以北半球为例，近地面，自副热带高压流出的气流，有一部分向北流向副极地低压带，形成西风。到北纬 60°附近与极地吹来的东风相遇，暖而轻的西风气流爬升到冷而重的东风气流之上。两者辐合上升， 上升的气流到了高空又分别流向副热带和极地上空。回到副热带的形成中纬环流圈；回到极地上空的，因极地冷空气密度较大而气流下沉，在极地近地面形成极地高气压带（区）。极地高气压带气流又以极地东风的形式流向北纬 60°附近，（在此形成副极地低压带），同时也形成了高纬环流圈。亦称极地环流圈

13. 高纬环流 见“中纬环流”。

14. 季风环流 在大陆与海洋之间，大范围的、风向随季节而有规律改变的风，称为季风。这种环流形式则叫季风环流。季风的形成主要是由不同性质的下垫面对热力反映差异造成的。冬季大陆上辐射冷却强烈，温度低， 就形成高压，与它相邻的海洋，由于水的热容量大，辐射冷却不如大陆强烈， 相对大陆而言，它的温度高、气压低。夏季则相反，大陆上增温快、温度高、气压低，海洋上相对气压高。因此，地面附近气压梯度的趋势是，冬季从陆地指向海洋，形成风从陆地吹向海洋；夏季气压梯度从海洋指向陆地，形成风从海洋吹向陆地。从而导致了季风环流。

15. 季风 由于大陆和海洋在一年之中增热和冷却程度不同而引起的， 在大陆和海洋之间大范围的，风向随季节而有规律改变的风，称为季风。形成季风最根本的原因，是由于地球表面性质不同，热力反映有所差异引起的。冬季大陆上辐射冷却强烈，温度低空气密度大，就形成高压；与它相邻的海洋，由于水的热容量大，辐射冷却不如大陆强烈，相对而言，它的温度高，

气压低。夏季则出现相反的情况。由此便形成了冬季气压梯度自大陆指向海洋，使风从陆地吹向海洋；夏季气压梯度自海洋指向陆地，造成风从海洋吹向陆地。从而形成了一年内周期性转变的季风环流。季风与海陆风有些类似， 但是季风的影响范围却比海陆风大得多。在季风盛行的地区，常形成特殊的季风天气和季风气候。在夏季风控制时，空气来自暖湿海洋，易形成多云多雨天气；冬季风影响时，则产生晴朗干冷的天气。我国是季风显著的地区， 因此具有夏季多云雨，冬季晴朗干冷的季风气候。

1. 天气 短时间内，风、云、降水、温度和气压等气象要素连续变化的综合状况。也可以说是在气团、锋面等因素的影响下出现的对人类的生产、生活有直接影响的大气物理现象和物理状态，如阴、晴、冷、暖、干、湿等。特点是时间短，变化大。随着生产发展的需要，天气概念的内容日益丰富广泛。起初，由于人类活动仅局限于地表面，天气只是指冷、暖、干、湿、晴、阴、雨、雪、风、霜等；随着人类活动范围扩展至三维空间，天气概念增加了高空风、空中颠簸等新内容；近代，随着高空飞行和宇宙事业的发展，高空气流、平流层的稳定度等也纳入了天气概念的范畴。

2. 天气现象 指在大气中、地面上产生的降水、水汽凝结物（云除外）、冻结物、干质悬浮物、光和电的现象，以及一些风的特征。例如：雨、雪、雹、雾、露、霜、结冰、浮尘、霾、闪电、雷暴、沙尘暴等。

3. 天气系统 冷锋、暖锋、气旋、反气旋、低压槽、高压脊、台风、飑线、龙卷风等，能显示大气中天气变化及其水平或垂直分布的独立的系统。水平范围大的达 1000 公里左右；小的在一公里以内，影响时间一小时至几星期不等。通常把几公里到一、二十公里的天气系统，称为小尺度天气系统； 几十到二、三百公里的天气系统，称为中尺度天气系统；近千公里的天气系统，称为大尺度天气系统。研究和预报各种天气系统的发生、发展及其活动规律，是人类改造和利用自然的重要环节。

4. 天气过程 天气系统发生、发展、消亡及其演变的全部过程，称为“天气过程”。如雷暴云天气过程，一般分为三个阶段：（1）生长阶段。从淡积云发展为浓积云甚至到积雨云；（2）成熟阶段。积雨云发展旺盛，出现各类天气（如闪电、雷暴、降雨或冰雹）；（3）消散阶段。云体逐渐减弱， 各种天气现象趋向消失。

5. 天气形势 泛指在天气图上各种天气系统的分布情况。通过对天气形势的分析，可以掌握未来一定时间内的天气演变趋势。天气形势是制作天气预报、补充预报或了解天气变化趋势的重要依据。

6. 气团 同一时段内，在水平方向上物理属性（温度、湿度和稳定度） 比较均匀；在垂直方向上，各处物理属性分布比较相似的大范围空气团称为气团。在同气团控制下的地区内，天气特点大致相同，气象要素的变化不太剧烈，气团的水平范围可达几百公里到几千公里，常可占据整个大陆或海洋； 它的垂直范围由几公里到十几公里，可以伸展到对流层顶。所以，气团是对流层内水平方向上物理属性比较均一的大块空气。气团是通过大气与下垫面之间的热量和水汽的交换及大气本身热量和水汽的内部调节形成的。因此， 大范围的、性质比较均匀的下垫面和适合的流场等，是形成气团的源地所必备的条件。地球表面上，气团常常在海洋、大沙漠或冰雪覆盖的广大平原上生成。按照地理分类法，根据气团发源地的地区特点，把气团分为冰洋气团、极地气团、热带气团和赤道气团四类；按照热力分类法，根据气团移动时与

所经下垫面之间的温度对比，分为暖气团和冷气团。

1. 暖气团 气团移出源地后，进入新的地区，如果气团的温度高于下垫面的温度，称为暖气团。这种气团使它所经之地变暖，而其本身逐渐变冷， 气层趋于稳定。因此，暖气团通常具有稳定的天气特点。如果暖气团水汽含量多，常形成层云、层积云，并下毛毛雨，小雨（雪），有时还会形成平流雾。冬季，从南方海洋移入我国大陆的暖气团，就出现这种典型天气。如果暖气团中水汽含量很少，则形成晴好天气。

2. 冷气团 气团移出源地后，进入新的地区，如果气团的温度低于下垫面的温度，称为冷气团。这种气团使它所经之地变冷，而其本身逐渐变暖。由于低层迅速增温，形成下暖上冷，很容易发生对流。因此，冷气团具有不稳定的天气特点。夏季，如果冷气团中水汽含量较多，常形成积云和积雨云， 甚至出现阵性降水和雷暴天气。冬季，冷气团水汽含量甚少，只能出现少量淡积云，甚至晴空万里。冷气团中的天气日变化明显，白天地面增温，对流发展，风速增大，午后常出现不稳定性降水；夜间地面降温、气层趋于稳定， 风速减小，清晨前后常形成辐射雾。

3. 冰洋气团 亦称北极气团。它形成于终年冰雪覆盖的北极地区。当其来自于未封冻的洋面称为海洋性北极气团；若来自于封冻洋面则称为“大陆性”北极气团。主要特征是寒冷、干燥；低层有强烈逆温层，气层非常稳定；很少有水汽凝结，天气大多晴朗。

4. 极地气团 亦称中纬度气团或极地大陆气团、极地海洋气团。它们分别形成于中（高）纬度的大陆与海洋上。冬季，中纬度大陆气团比中纬度海洋气团冷、干燥且稳定，天气也晴好；夏季，中纬度大陆气团低层温度和湿度都升高，逆温消失，常为多云天气。因此，中纬度大陆气团与海洋气团的天气特征，在冬季差别很大，而夏季差别很小。

5. 热带气团 包括热带大陆气团和热带海洋气团。它们分别形成于副热带的大陆和海洋上。热带大陆气团的特点是热而干、气温垂直递减率大， 天气晴朗。热带海洋气团则是中层常有下沉递温、上干下湿，气层不够稳定。由于逆温层阻止了低层对流的发展和低层的水汽上传，天气较好，在陆地上， 午后可有积云出现。近年来，在北非地区形成的严重干旱，就是由源于撒哈拉沙漠的热带大陆气团引起的。

6. 赤道气团 它形成于赤道的海面上。其特征是湿、热，气层不稳定， 天气闷热，多雷雨。

7. 锋 冷暖气团相遇时，它们中间狭窄而又倾斜的过渡带，称做锋面。锋面与地面的交线，叫锋线。习惯上把锋面和锋线统称为锋。锋面并不是简单的数学平面，而是一个狭窄的、上厚下薄的倾斜的过渡地带，其上界面和下界面之间的过渡区域，称为锋区。由于冷空气的密度大而在锋下，暖空气在锋上。所以锋的两侧，温度、湿度等差别很大，锋面附近常伴有云、雨、大风等天气现象。根据锋面两侧冷暖气团的移动特点，可以把锋分为冷锋、暖锋、锢囚锋和准静止锋四类。

8. 锋线 见“锋”。

9. 锋面 见“锋”。

10. 锋区 见“锋”。

11. 冷锋 冷气团推动暖气团移动时，两气团的分界面，及其与地面的交线统称冷锋。冷空气呈楔形插入暖空气下部，迫使暖空气抬升并后撤。沿

锋面抬升的暖空气，遇冷而成云降雨，称锋面雨。根据冷气团强度和冷锋移动速度，冷锋可分为“缓行冷锋”和“急行冷锋”两种。缓行冷锋因暖空气沿锋面上升比较平稳，多形成层状云，因此冷锋过境时，风速不大，云层增厚，常出现连续性降水。“急行冷锋”过境时，暖空气急剧上升，形成浓积云、积雨云等对流云，云区窄，降水强度大，并常伴有大风，雷暴和冰雹， 而时间较短。锋线一过，即气温立即下降，气压回升，降水停止。冷锋在我国活动范围广，影响大，我国北方地区夏季的暴雨常与“急行冷锋”活动有关。冬春冷锋过后，常有大风或沙暴天气。冬季寒潮，就是冷锋南下引起的灾害性天气。

1. 暖锋 暖气团推动冷气团移动的锋，称为暖锋。在暖锋上，暖气团沿着锋面徐徐爬升，形成冷却凝结，并使云层逐渐加厚以至发生连续性降水。暖锋过境后，气温升高，气压降低，雨过天晴，我国暖锋只见于春季，活动范围小。

2. 准静止锋 当冷暖气团势均力敌；或遇地形阻挡，锋面移动缓慢； 或冷暖气团较长时间徘徊在一个地区，造成阴雨连绵的天气。这种移动幅度很小的锋叫做准静止锋。如初夏我国江淮地区的梅雨天气，就是准静止锋造成的。冬半年的昆明准静止锋，则是南下的冷空气遇到云贵高原阻挡，与停留在当地的已经变暖的原冬季风之间形成的锋面，因锋面位于昆明和贵阳之间而得名。

3. 静止锋 即“准静止锋”。

4. 锢囚锋 气旋区内，暖锋慢，而冷锋后的冷气团前进很快，冷锋追上暖锋而合并。这时地面完全为冷空气所占据，暖空气完全被排挤到上空， 这种作用称为锢囚作用，由此形成了两个寒冷程度不同的冷气团的交界面， 称为“锢囚锋”。有时当冷锋移经山区，其中部因山地阻挡，移速较慢，而两端移速较快，过山后趋于合并，这时的锋，称地形锢囚锋。锢囚锋又分“冷性锢囚锋”，“暖性锢囚锋”两种。我国东北、华北地区的春季常出现锢囚锋。福建武夷山区和西北祁连山一带也常有锢囚锋。锢囚锋过境时，两侧都是降水区。

5. 切变线 相邻两部分空气间形成的风向和风速有显著不连续的交界线。它可以在不同气团或同一气团内形成，也可以在地面或高空出现。气象上多指偏东风和偏西风，在北半球呈反时针方向改变的分界线。切变线在我国江淮地区多有出现。常形成阴雨天气或雷阵雨。

6. 大气活动中心 指影响大范围天气变化和气候变化的常年性或季节性的稳定的高、低压系统。它们分别出现在一定地区，其强度和范围随季节而发生变化。我国主要受四个大气活动中心的影响：夏季受太平洋副热带高气压（夏威夷高压）和印度低气压的影响；冬季受西伯利亚高气压（蒙古高压）和阿留申低气压的影响。我国受西伯利亚高气压和太平洋副热带高气压影响最大。阿留申低气压夏季力量微弱，印度低气压为季节性活动中心。整个北半球的大气活动中心主要有：蒙古高压、加拿大高压、夏威夷高压、亚速尔高压、北极高压、冰岛低压、阿留申低压、印度低压、加拿大低压和赤道低压带等。

7. 副高 副热带高气压的简称。形成于南北纬 30°附近的副热带地区。在北半球，太平洋、大西洋上各有一个高压中心，分别形成北太平洋高压（也称夏威夷高压）和北大西洋高压（也称亚速尔高压）。前者对我国夏

半年的降水影响很大，也就是我国通常说的“副高”。副高是副热带较低纬度最重要的大型天气系统。它的活动不但对中低纬天气的发生、发展有极大作用，且对中高纬环流的演变也有很大影响。

1. 气候锋 指不同性质的气流经常相互作用的地带。这里锋面和气旋活动频繁。在地球上，南北半球分别有冰洋锋（冰洋气团与极地气团之间）、极锋（极地气团和热带气团之间）和热带锋（赤道气团和热带气团之间）三种气候锋带。气候锋的存在、使这些地区的锋面天气特征非常明显，而且稳定少变。

2. 寒潮 指规模较大，来势凶猛、温度很低的冷空气活动，并伴随有

剧烈的降温和大风、霜冻等天气现象。我国国家气象局规定：凡 24 小时内日平均温度剧降 10℃以上，而最低温度又在 5℃以下者，称作寒潮。由于我国幅员辽阔，在不同季节，各地根据地区特点和生产需要，对寒潮标准可以加以适当修订。寒潮的爆发往往引起大范围的风灾和低温冻害，造成国民经济的重大损失，是我国的灾害性天气之一。我国寒潮的冷空气主要来自欧亚大陆北部海洋上的冰洋气团和来自西西伯利亚与蒙古人民共和国一带的大陆气团。在冬半年，我国平均每隔 4—7 天就有一次冷空气活动，但强度达到寒潮

标准的，每年约只有 4—5 次。

1. 霜冻 是指作物表面的温度迅速下降，而造成农作物受冻害的现象。作物受冻后茎叶先成水浸状，然后枯萎、死亡变成灰黑色，故也称“黑霜”。产生霜冻时，有时伴有“霜”出现，但并不一定每次都有霜。霜冻可以用熏烟、灌水、覆盖等方法提高空气或土壤温度，进行防御。另外，还可以采取农学方法，将作物的出苗期与收获期控制在无霜冻的日期内，以避开霜冻引起的危害。

2. 台风 台风是产生在热带海洋面上的强大而深厚的暖性低压系统。

直径通常为 500—1000 公里左右，最大可达 2000 公里，最小仅 160 公里。中

心气压平均在 950 毫巴以下，最低可为 887 毫巴。台风是一种极猛烈的风暴， 除南大西洋外，各大洋都有发生，大洋的西部发生得比较频繁。当低压发展得较强时，在大西洋及东太平洋的称为飓风；在印度洋的称为热带风暴；在西太平洋和我国南海的称为台风。我国规定：凡台风中心附近地面或海面， 最大风力大于 8 级时，就称为台风；风力达到 12 级以上则称为强台风。气象上通用符号表示。在西北太平洋上一年四季均有台风出现，袭击我国的台风常发生在 5—10 月，平均每年约 6 次，其中 7—9 三个月最多。台风所到之处狂风暴雨，往往给人民生命财产造成一定损失。但在盛夏季节，台风降水对农作物生长有一定好处。在台风中心处存在一个风轻云淡的区域称为台风眼。在眼区，风力突然减小，有时甚至风平浪静、云消雨散、温度增高、天空晴朗。

1. 飓风 产生在大西洋海面上的一种热带风暴，性质和太平洋上的台风相似，称为飓风。它有时袭击西印度群岛和墨西哥湾沿岸，风速每小时可达 190 公里，有很大的破坏力。

2. 天气符号 天气图上表示云、风及各种天气现象的符号。常用部分天气符号如下：

3. 阴 我国气象部门规定：凡中、低云的云量占天空视野面积达 8/10 或更多时，称为“阴”。在日常生活中天空云层密布，阳光罕见或者天色阴暗时，亦称阴天。

4. 晴 我国气象部门规定：天空无云或虽有零星云块，但云量小于天空视野面积的 1/10 时，称为晴天。日常生活中，以雨消云散，或有云不太多仍见阳光时，称为“晴”。

5. 气候 某一地区多年的天气平均状况。或者说由太阳辐射、大气环流、地面状况和人类活动等因素的影响，引

起的长期变化的大气物理现象造成的天气平均状况。气候的特征常用多年观测的气象要素的平均值、极端值、变化值来描述。气候条件是发展农业生产必须考虑的一个重要因素。

1. 小气候 在小范围内，由于地形、河流、湖泊、植被、土质或人为

设置的建筑物等影响所形成的特殊气候，称为小气候。其特点是在近地面 2

—3 米的气层内，温度、湿度、风等要素的垂直变化和水平变化均相当强烈。根据外界环境又可分成农田小气候、森林小气候等多种类型。农作物是直接受小气候影响的，所以研究和改造小气候，合理利用小气候，是发展农业生产的重要环节。

1. 海洋性气候 指近海地区受海洋气流调节所形成的气候。特点是： 全年气温变化和缓，冬暖、夏凉气温日较差和年较差都小；一年中气温的最高值和最低值出现的时间较大陆性气候迟（北半球在 8 月和 2 月）；相对湿度大，云雾多，降水较多而且季节分配均匀。西欧等地的温带海洋性气候最为典型。

2. 大陆性气候 远离海洋的内陆地区，受大陆气团影响而形成的气候。气候特征是空气干燥、云雾少、日照充足、冬冷夏热、昼热夜凉，雨量稀少且季节分配不均。气温的日较差、年较差很大，冬季寒冷少雨。我国西北及内蒙古地区的大陆性气候特点很明显。

3. 气候带 是最大的气候区域单位，它大致与纬线相平行，环绕地球呈带状分布。在同一气候带内，气候在某些主要方面具有相近的特性。按照地球上的实际气候状况划分的气候带，称“地理气候带”。这种气候带分类方法很多，有的以气温和降水作基础，有的按气候成因或景观来划分。

4. 热带雨林气候 分布在赤道两侧，包括非洲的刚果盆地和几内亚湾沿岸，亚洲的马来半岛南部及马来群岛大部以及南美洲的亚马孙河流域等地。在赤道低气压带控制下，全年长夏，高温多雨，气温没有季节变化。各月平均气温在 25—28℃之间。气温年较差小，而日较差较大。这里全年湿润， 多对流雨。年降水量在 1000—3000 毫米左右，季节分配均匀。风力微弱。由于一年中太阳两次直射，因此这里有两个气温最高点（在春、秋分稍后几日） 和降水最高点。

5. 热带草原气候 主要分布在非洲、南美洲热带雨林气候带的两侧。澳大利亚大陆的中部热带沙漠外围也有半环状分布。年平均气温 20℃以上， 最冷月气温也在 18℃以上。一年中有明显的干、温两季。夏半年因受赤道低压带影响，湿热多雨；冬半年，受来自大陆的东北信风影响，干旱少雨。年降水量在 1000 毫米左右。由于干湿季节明显，这里的植被是疏林草原，又称萨瓦纳。

6. 热带沙漠气候 分布在热带草原气候带的南北两侧，由副热带高气

压带控制的大陆西岸和大陆内部。以非洲北部撒哈拉地区及亚洲西部阿拉伯半岛最为典型。因终年受副热带高气压的下沉气流影响，全年干旱少雨，甚至多年无雨。绝大部分地区，空气异常干燥，可能蒸发量比降水量大 20 倍以上，相对湿度常出现 2％左右的记录。气温日年较差均特别大。云量少，日照多。自然植被缺乏，风蚀地貌显著，属荒漠景观。

1. 热带季风气候 主要出现在亚洲南部的印度半岛及亚洲东南部的中南半岛、菲律宾群岛等地。一年中随着太阳直射点的南北移动和海陆位置的影响，风向有明显的季节变化。以中南半岛为例：每年 10 月至次年 4 月，

盛行东北季风，降水较少，称为旱季。每年 5 月至 9 月，因东南信风北移， 越过赤道后转为西南季风，西南季风掠过印度洋，带来大量降水，称为雨季。这里气温全年暖热，有明显的旱、雨两季（印度半岛还有凉、热、雨三季）。年降水量在 1500 毫米以上。植被为热带季雨林。

1. 地中海式气候 夏季在副热带高气压控制下，气流下沉、炎热、干旱、少雨；冬季副热带高压南移，受西风带控制，温暖多雨。全年降雨量在七、八百毫米左右，主要集中在冬季。分布在南北纬 30°—40°之间的大陆西岸，以地中海地区最为典型，故以地名称之。受气候影响，这里的自然植被为硬叶常缘灌木林。

2. 亚热带季风性湿润气候 分布在亚热带大陆东岸，以我国长江中下游地区最为典型。气温季节变化明显。冬季盛行来自西北大陆的季风，气压高，干燥少雨。夏季因大陆增温快，气压低，吸引了来自海上东南季风， 因而降水较多。初夏多冷暖气团交会的锋面雨，盛夏有对流雨，夏秋之交有台风雨。故整个夏半年降水多。从气温看，冬季各月平均气温均在 0℃以上， 夏季各月平均气温可达 28℃以上。全年降水量 800 毫米以上。自然植被为亚热带常绿阔叶林。这种气候在北美洲东南部及南美洲阿根廷东部地区也有分布。

3. 温带海洋性气候 分布在温带（南北纬 40°—60°）大陆西岸，以西欧为最典型。这里终年受西风影响，一年中气温变化平缓，冬无严寒，夏无酷暑，最冷月平均气温在 0℃以上，最热月平均气温在 22℃以下，气温年较差小。全年降水较多，年降水量在 750—1000 毫米左右。降水季节分配均匀。有的地区云量较多，雾或阴天也较多。自然植被为温带落叶阔叶林。 492 温带大陆性气候 主要分布在北半球的亚欧大陆和北美洲的内陆

地区。气温年较差和日较差都较大。冬季寒冷，夏季炎热。空气干燥，降水量少并集中于夏季。由于干湿情况不同，可分为温带沙漠气候、温带草原气候和温带森林气候三种类型。处于北纬 50°以北的亚欧大陆和北美洲北部的寒温带针叶林气候，也属于温带森林气候的一部分。

1. 温带沙漠气候 分布在温带大陆中心或沿海有高山阻挡的地区。因受不到海洋影响，水汽稀少，气候十分干燥，以中亚和我国西北干旱地区最为典型。这里降水量全年稀少，年降水量一般在 250 毫米以下。蒸发量大。气温变化剧烈，日较差，年较差都大。云量少，相对日照时数多，太阳辐射能强。自然景观为温带荒漠。

2. 温带草原气候 是温带海洋性气候或温带季风气候与温带沙漠气候之间的过渡性气候。分布于亚欧大陆上从黑海沿岸往东，横贯中亚，经蒙古至中国黄河中游、内蒙古、黑龙江、吉林、辽宁西部，连成一条宽带，还有南美洲南部腹地一长条地带。具有明显的大陆性气候，夏热冬寒，气温年、

日较差都较大。年降水量少，在 300 毫米左右，集中于夏季。自然植被为典型的草原。

1. 温带森林气候 亦称温带阔叶林气候，主要出现在美国东部，西

欧、中欧和东欧一带。这里气温季节变化比较明显，年降水量适中，约在 500

—1000 毫米左右。近海地区具有海洋性气候特征：气温年较差小，降水分配较均匀。距海较远地区，大陆性气候逐渐显著，冬寒夏热，气温年较差大， 全年降水不均匀，夏多冬少。自然植被以落叶阔叶林为主。

1. 亚寒带针叶林气候 出现在亚欧大陆和北美洲北部，北纬 50°以北至 55°或 65°左右的地区。它东西延伸成宽广的带状，因纬度较高，故冬季漫长而严寒；暖季短促，气温年较差特别大。降水稀少，集中于夏季，但气温低，蒸发弱，相对湿度却很高。自然植被为针叶林。

2. 温带季风气候 出现在温带大陆东岸，以东亚地区（我国长江以北）最为典型。风向、风力、气温和降水的季节变化明显。冬季风是来自西伯利亚、蒙古的冷高压，刮偏北或偏西北风，风力较强。夏季风来自太平洋， 多刮东南风。气温变化：冬季寒冷（最冷月平均温在 0℃以下），夏季高温

（最热月平均气温在 20℃以上）。降水集中于夏季，年降水量 500 毫米以上。因此冬季寒冷干燥，夏季温暖湿润，干湿和四季分明，是这种气候的特点。这里自然植被以落叶阔叶林和针阔叶混交林为主。

1. 极地气候 终年寒冷的极地地区的气候。有两个类型：分布在亚欧大陆及北美洲最北部北冰洋沿岸地区的，最热月平均温在 0—10℃，部分冰雪短期融解，可有少量降水，苔原植物可以生长的气候，称为“苔原气候”； 分布在南极大陆，格陵兰岛北部以及北冰洋中的岛屿，最热月的平均气温在0℃以下，冰雪终年不化的气候叫做“冰原气候”。

2. 苔原气候 见“极地气候”。

3. 冰原气候 见“极地气候”。

4. 亚热带 气温接近于热带的温带地区。是热带到温带的过渡地带。气温接近于寒带的温带地区称为亚寒带。

5. 亚寒带 见“亚热带”。

6. 高山气候 形成于高山地区的一种特殊的气候类型，是地理位置、地势高低，坡谷方位、山峰分布以及其他地域性条件综合影响的结果。其中， 以地形因素起主要作用。气候特点是：气温随高度而降低；有时谷底出现逆温现象；气温日较差或年较差比平原小。风速随高度而加大。绝对湿度随高度升高而减小；相对湿度随高度升高而增大，故在一定高度范围内，降水随高度而增加。在高山地区气候垂直差异明显。由于地形起伏和坡向不同，同一山地的气候差异很大。有“一山有四季，十里不同天”之说。

7. 垂直气候带 在高山地区，由于气温随高度升高而降低，降水则在一定高度内随高度升高而增加，因此从山麓到山顶的垂直方向上，先后出现类似赤道到两极的气候变化，形成垂直气候带。以温带和热带的高山地区最为明显。其开始与山麓所处的纬度带符合，各带沿垂直方向发展的程度与地带的数量取决于山的高度。

8. 青藏高原高寒气候 我国青藏高原因地势高峻而形成的独特的高寒气候。其特点是：（1）海拔高，气温低，冬寒夏凉，无霜期短。（2）空气稀薄，透明度好，太阳辐射强，日照长，晴天多。（3）昼夜温度日较差大。

（4）降水量较少，但气温低，蒸发量弱。

1. 气候变迁 在漫长的年代中，地球上的气候变化有一定的规律，例如有个时期缓慢地变暖或变冷；有个时期缓慢地变干或变湿，这种变化称为气候变迁。在地球历史上，曾经发生过三次大冰川时期，这三次大冰川之间的时间间隔大约为三亿年左右。在两次大冰川期之间是间冰期。大冰川期气候寒冷，间冰期气候则较温和。在间冰期里气候也是波浪式发展变化的。从我国近两千多年的历史来看，也有过几次变冷和变暖时期。气候变迁的时间尺度，往往是几百年、几千年、几万年、甚至更长。

2. 气候异常 也称为气候反常。是相对气候正常情况而言的。气候正常是指气候的变化接近于多年的平均状况、适合人类的活动和农业生产。气候异常则是破坏了气候变化的多年规律，出现了少见的气候状况，如奇冷、奇热、特大暴雨，严重干旱、狂风不止等，它对人类的活动和各种生产建设及植物生存、成长影响极大。

3. 气候分类法 根据各地气候特征，按其相似和差异情况，划分成各种气候类型。分类的主要依据是热量、水分、风力、风向，也有根据天气型进行划分的。气候分类法很多。从最早的古希腊学者亚里斯多德，一直到十九世纪以后的苏潘、柯本、阿里索夫、斯查勒等都提出过气候的分类法。我国气候学专家竺可桢、涂长望、卢鋈等对我国气候提出过分类法。气候分类可供进行经济规划、特别是农业生产规划时作参考。

4. 柯本气候分类法 德国气候学家柯本以气温和降水两个气候要素

为基础，参照自然植被的分布，在 1918 年提出了把全球气候分成：A.热带多雨带，B.干燥带，C.暖温带，D.冷温带，E 极地带五个气候型和若干个气候副型，这种分类法称为柯本分类法。在柯本分类中 A、 C、 D、 E 带为湿润气候，B 为干旱带。柯本分类法的优点是系统分明，各气候类型有明确的温度或雨量的界限，便于应用。其缺点是只用年平均降水量与年平均温度的经验公式来计算干燥指标，并以此来划分干燥带的方法是不完善的。另外，柯本分类忽视了高地气温、降水的垂直变化与水平纬度地带性的差异。也就是忽视了气候发生、发展和形成过程问题。

1. 斯查勒气候分类法 斯查勒认为天气是气候的基础，而天气的特征、变化又受气团锋面、气旋与反气旋活动的影响，因此，他根据不同性质气团的源地分布及锋的位置，将全球气候分成低纬度气候带、中纬度气候带和高纬度气候带。在这三个带下又分成 12 个不同的气候类型。斯查勒气候分类法的优点是重视气候的形成因素，因此有人认为是“极有效的动力气候分类法”。但其不足之处是对季风气候不够重视。

2. 气象 在不断运动着的大气中，经常产生着各种自然现象，如风、云、雨、雪、雷、电等现象，称之为大气现象，简称气象。至于日、月、星辰等天体所产生的各种天文现象，由于它们已超出大气层的上界，则不属于气象的范围。

3. 气象卫星 一种新型的从空间观测天气的气象站。它通过特制的遥感仪器，提供高分辨率的云图照片，并可以定量观测多种气象要素和大气特征。近年来，随着卫星技术的发展，气象卫星已从单纯的观测天气发展到收集和传递大量气象情报、资料，在气象通信上起着重要的作用。气象卫星能同时观测到地球上广大范围的天气；能在海洋、沙漠，极地等荒无人烟和无气象台站的地区进行空间观测，还能观测到常规气象观测无法解决的许多项目。可以说，气象卫星开辟了气象观测的新纪元。使人们对大气的状态、特

征、结构和演变了解的更为全面和深刻。但是，在可预见的未来，卫星观测仍不能全部代替常规的气象观测，因为卫星观测的精度还赶不上常规气象观测，而且有些要素（如气压）在气象卫星上还无法测定。目前气象卫星有两大类：一种是太阳同步极地轨道卫星，另一种是地球同步气象卫星（准静止气象卫星）。

1. 气象观测 对大气现象进行有目的、有系统的、不间断的观察和测定，称做气象观测。根据观测范围，气象观测可分成高空气象观测和地面气象观测两种。高空气象观测是利用探空仪器、气球和雷达等设备，探测距地面 30 公里以下的大气层在各个不同高度上的气压、温度、湿度、风向、风速的变化情况；地面观测则是指在地面上用目力和设置在地面的仪器设备观测近地层大气的变化。目测主要是依靠观测人员的实际知识和经验，按统一规定的标准，从性质和数量上近似地判定当时大气的物理状态及其变化，如对云、光、电、降水、烟尘、雾、能见度等的观测；器测则是利用各种仪器从数量上精确地测定大气的物理量及其变化，如对温度、湿度、气压、降水量等的观测。气象观测是气象工作的基础，时刻为天气预报，气象情报、气候分析和科学研究提供着重要的依据。

2. 气象台 进行气象观测、积累气象资料、发布天气预报、开展科学研究、负责气象站技术指导等以服务于国防和国民经济建设的气象机构。我国专区以上的地区和省、市、自治区都设有气象台。

3. 气象站 进行气象观测、积累气象资料和为国防及国民经济建设服务的基层气象单位。我国气象站还开展单站天气预报和补充天气预报业务。 516 气象哨 为专业服务的基层气象组织。大多是在专业人员指导下群

众自筹自办的组织。具体任务则因专业需要而不同。