位置以及主要的河流、湖泊、山脉等地理标志。气象科技人员，根据天气分析原 理和方法进行分析，从而揭示主要的天气系统，天气现象的分布特征和相互的关系。 是目前气象部门分析和预报天气的一种重要工具。 天气图分地面天气图及高空天 气图主要层次如850百帕、700百帕、500百帕、300百帕、200百帕等天气图，同一 时刻上、下层次配合，可了解天气系统的三度空间结构，根据需要可选用不同范围的 天气图，在我国通常用欧亚范围的天气图，有时也用北半球范围，或低纬度（30°N ─30°S）图或某一省，地区范围的小图作辅助分析用。
副热带高压
是指存在于副热带地区一般指南、北纬20—40°之间广大地区．的深厚的暖性高气 压系统，它是全球大气环流的一个重要成员。副热带高压的水平范围可达数千公里，几 乎占了全球面积的1/5—1/4。它们在对流层中，低部约500hpa．表现明显。在北半球主 要有三个中心。即太平洋副热带高压，大西洋副热带高压，北非副热带高压。对我国有 重要影响的是太平洋副热带高压的西侧，习惯上称西太平洋副高。
西太平洋副高随季节变化而有季节性移动。在春季高压脊线还在北纬15°以南。到 5月北移到15°N左右。6月上旬到7月上旬则北移到20—25°N左右。7月上、中旬—8 月初脊线到达30°N左右。9月上旬后脊线又南撤25°N左右。10月上旬以后即南撤至2 0°N以南，转入 冬季副高即全部退到海上，对我国影响就明显减少。
由于副高的季节性变动，其西北侧一方面可从洋面上输送大量水汽，另一方面与北 方冷空气交汇，可形成大范围降雨天气并有大暴雨出现。所以，西太平洋副高活动又与 我国汛期有密切关系，如4—5月份的华南的前汛期，6—7月份的江淮地区的梅雨。以 及7—8月份的华北、东北的雨季，都与副高季节性活动有密切关系。但当受到西太平洋 副高控制时，由于高压内有下沉气流，天气晴好。往往形成干旱。如长江流域梅雨过后 出现的伏旱就是受西太平洋副高控制造成的。因此，副热带高压的活动对我国及全球天 气气候有十分重要的影响。 天气
是指某一地区、在某一时段内由各种气象要素所综合体现的大气状态，大气中发 生的阴、晴、风、雨、雷、电、雾、霜、雪等等都是天气现象，它们的产生都与天气 系统的活动有密切的关系，天气与人类的生活、社会、经济活动有十分密切的关系。
天气系统
是指具有一定的温度、气压或风等气象要素空间结构特征的大气运动系统。如有 的以空间气压分布为特征组成高压、低压、高压脊、低压槽等。有的则以风的分布特 征来分，如气旋，反气旋，切变线等。有的又以温度分布特征来确定，如锋。还有则 的以某些天气特征来分，如雷暴，热带云团等。通常构成天气系统的气压，风，温度 及气象要素之间都有一定的配置关系。大气中各种天气系统的空间范围是不同的，水 平尺度可从几公里到1—2千公里。其生命史也不同，从几小时到几天都有。 气团
是指在水平方向上大气的物理属性主要指温度、湿度和稳定度．对比较均匀的大块 空气块。其水平尺度达到几百至几千公里，垂直尺度约几公里到十几公里。气团的形成 必须
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具有范围大，性质均匀的下垫面，还须有合适的环流条件。气团的分类，若按形成 的地理位置分，则有极地气团（又可分为极地大陆气团和极地海洋气团）。热带气团（ 又可分为热带海洋气团和热带大陆气团）。此外，还有中纬度气团它们主要来自极地或 热带的变性气团。若按热力分类，则可分为冷气团和暖气团。
活动于我国的主要气团，随季节而有变化。冬季以极地大陆气团为主，我国南方部 分地区则会受热带海洋气团影响?夏季主要受热带海洋和热带大陆气团影响，在我国北 方则仍会受极地大陆气团影响。春、秋季则主要有变性极地大陆气团和热带海洋气团。 锋面
也称为锋面。是指分隔冷、暖两种不同性质气团之间的狭窄的过渡带。这个过渡带 自地面向高空冷气团一侧倾斜。过渡带在近地面的宽度只有几十公里，到高层可达到20 0─400公里。锋的长度一般可有几百公里到几千公里，垂直方向可伸展十多公里。在 这一过渡带里温度变化特别大。
按照热力学分类方法，若冷气团主动推动暖气团，则称为冷锋。反之称为暖锋。若 冷暖气团相当，则称为准静止锋。若冷锋追上暖锋，则会形成锢囚锋。由于锋是冷暖气 团交界地区，空气活动十分活跃，可以形成一系列的云、雨、大风、降水等天气。在我 国一年四季都有锋的活动，其中冷锋活动最为经常，且能在全国广大地区出现。在春夏 之交，往往会有准静止锋活动。锋的活动常经历着生成，加强，消亡的过程。一般历史 3-5天左右。
温带气旋
是指生成和活动于中高纬温带地区的低气压系统。从气压场看，是中心气压低于四周， 并有闭合等压线的低压系统。从风场看，在北半球低压区内，风绕低压中心作逆时针旋 转。气象上将这种风逆时针旋转系统称为气旋。温带气旋往往由冷、暖气团组成并伴随 有冷、暖锋活动。这种温带气旋也称为锋面气旋。
温带气旋的平均直径约1000公里左右，有的可达2—3千公里，并大体呈园形。其 生命史可有初生波动阶段，发展成熟阶段，锢囚消亡阶段。在我国活动的温带气旋主要 有： 北方气旋，包括蒙古气旋，东北低压，黄河气旋。南方气旋包括：
江淮气旋，东海气旋等。温带气旋的活动往往带来风雨天气。如东北低压，蒙古气 旋，往往在当地造成大风雪天气，而南方气旋在初夏，可造成暴雨，大风等激烈的天气 现象。
温带反气旋
是指生成和活动于中高纬、温带地区的高气压系统。从气压场看是中心气压高于四 周，并有闭合等压线的高压系统。从风场看，在北半球高压区内，风绕高压中心作顺时 针旋转。因此也称为反气旋。温带反气旋一般生成在高纬地区并由冷气团组成，在合适 的大气环流引导下，向南或东南移动。影响中、低纬地区，成为一次冷空气活动。有时 可达到寒潮强度。所以，也称冷性反气旋。
温带反气旋的水平范围一般达几千公里，有时可占据我国大部地区。其生命史大体 分为：
初生阶段，发展阶段和消亡阶段。温带反气旋从高纬向东南移动时，其前部由于与 暖气团相交，常常形成冷锋。所以，常有云系或风、雨天气。但当冷锋过境，受温带反 气旋控制时，特别在反气旋中心附近，则主要是晴好天气。冬季常会形成霜冻。
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切变线
是指一条近于东西向的风向不连续线，线的两侧风存在明显的气旋性切变。根据风 场的切变型式大体分为：
冷锋式切变，即偏北风和西南风的切变；暖锋式切变，即东南风和西南风的切变， 准静止锋式切变即偏东风和偏西风的切变。切变线一般主要出现在中、低空即3000米 和1500左右的空中．。在我国东部地区常会出现和维持准静止锋式的切变线。
如初夏在江淮流域到长江以南的江淮切变线。夏季即会在华北地区出现切变线。由 于切变线是一种风的不连续线，往往会使空气辐合上升。所以，常能形成云雨天气。是 造成夏半年我国降水的一个重要天气系统。
大气环流
是指大范围大气运动状态。就水平尺度而言，有某一大地区如欧亚地区．，某半球 或全球范围的大气运动状态。就时间尺度而言，有某时刻的，也可以有一天或几天，一 月或一季，半年或全年的平均大气运动状态。从垂直尺度而言，可以有对流层，平流层 或整个大气圈的大气运动状态。了解大气环流的特征及其转换规律，对于提高和改进天 气预报准确率和研究气候变化有重要意义。
从全球平均的纬向环流看，在对流层里，最基本的特征是：大气大体上沿纬圈方向 绕地球运行，在低纬地区常盛行东风，称为东风带，又称为信风带北半球为东北信风 ，南半球为东南信风．。中纬度地区则盛行西风，称为西风带。其所跨的纬度比东风带 宽。西风强度随纬度增加。最大风出现在30°—40°上空的200百帕附近，称为行星西 风 急流。在极地附近，低层存在较浅薄的弱东风，称为极地东风带。
从全球径向环流看，在南北方向及垂直方向上的平均运动构成三个经圈环流：1． 低纬度的正环流，即哈得来环流。在近赤道地区空气受热上升，在高层向北运行逐渐转 为偏西风，在30°N左右有一股气流下沉，在低层又分为两支，一支向南回到近赤道， 另一支北移。2．中纬度形成一个逆环流或称间接环流，费雷尔环流．。3．极区正环流， 即极地下沉而在60°N附近为上升，从而形成一个正环流，但较弱，在中纬地区与低纬 区之间，则常有极锋活动。
大气环流的主要成因有以下几方面：一是太阳辐射，这是地球上大气运动能量的来 源，由于地球的自转和公转，地球表面接受太阳辐射能量是不均匀的。热带地区多，而 极区少，从而形成大气的热力环流。二是地球自转，在地球表面运动的大气都会受地转 偏向力作用而发生偏转。三是地球表面海陆分布不均匀。四是大气内部南北之间热量、 动量的相互交换。以上种种因素构成了地球大气环流的平均状态和复杂多变的形态。
大气动力学
是将包围地球的大气作为运动着的流体，应用流体力学的原理和方法来研究大气 的运动。它从分析地球大气受力状况入手，研究这些力与大气运动的关系，从而探索 大气运动的基本规律和机制。根据牛顿第二运动定律，分析大气中受力情况，可知空 气质点主要受气压梯度力（G），地转偏向力（A），重力（g）和摩擦力（F）的作 用。气压梯度力G是由于大气压力不均匀而作用在空气质点上的压力，其方向由高压 指向低压，垂直于等压面，也可以分解成水平气压梯度力和垂直气压梯度力，地转偏 向力A是由于地球自转而产生的柯里奥利力，在北半球，它使运动着空气质点运动方 向发生右偏，在南半球则产生左偏，g
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为重力，指向地球中心 ，F为摩擦力和大气粘 性力。
在地球大气中，大气运动系统的水平尺度是不同的。既有大尺度系统也有中尺度 和小尺度系统，分析各种尺度大气运动系统中空气受力的情况，抓住主要因子，就能 得到大气运动的主要特征，例如大尺度水平运动中，一般遵循地转风原理等等。
地转风
在大尺度自由大气中（不考虑摩擦力的作用），空气质点所受的水平气压梯度力 （G）和水平地转偏向力（A）达到平衡时的匀速直线平衡运动，G=A。地转风的表达 式：Vg=（9.8/f）/（?H/?n）式中f=2ωSinφ是地转参数，－（?H/?n）为高度梯度 （相当于气压梯度）。地转风方向平行于等压线，在北半球，背地转风而立，高压在 右，低压在左，南半球则相反，地转风速度大小与水平气压梯度成正比，即等压线越 密（疏）地转风风速越大（小）。地转风风速还与地球纬度成反比。
在中高纬地区，高空的实际风十分接近地转风，风压关系大体遵循上述地转风原 理，这是中高纬地区在分析天气和预报天气中应遵循的原则。
梯度风
当等压线呈弯曲时，空气质点运动不仅受G和A作用，还要受惯性离心力C．作用。 当此三力达到平衡时的圆周运动时，就称为梯度风。在北半球，高压内G＋C=A。即空 气质点绕中心作顺时针旋转运动，在低压内A+C=G。即空气绕低压中心作逆时针旋转 运动，这就是梯度风原理。
热成风
是指上、下两层等压面上地转风的矢量差称为热成风（Vt）。这是一种与两个气层 间温度分布不均匀有密切关系的。热成风的方向与气层间的平均等温线平行，背热成风 而立，高温区在右侧，低温区在左侧。热成风的大小与气层间的水平温度梯度成正比。 即等温线越密集（疏），热成风就越大（小），这就是热成风原理。
应用热成风原理，可在实际工作中进行天气分析，如根据某站风随高度变化的情况 作温度平流的分析，当风随高度作逆时针方向旋转时，可判断这个气层间有冷平流，当 风随高度作顺时针旋转时，则有暖平流。
地转偏差
是指实际风与地转风的矢量差。我们所说的地转风，梯度风都是一种理论上存在的 风，而不是实际风。实际风与地转风的差异总是存在的，这种差异的存在往往是各种因 素造成的，其中最主要的有，近地层的摩擦作用，这是由于空气运动时与地表面产生摩 擦而出现的，它的方向与空气运动方向相反，又总是使风速减小。 应用热成风原理，可在实际工作中进行天气分析，如根据某站风随高度变化的情况 作温度平流的分析，当风随高度作逆时针方向旋转时互平衡。
考虑了摩擦力后，在低压内就有空气绕中心边作逆时针旋转边向中心辐合。从而产 生上升运动；
在高压内则有空气绕中心边作顺时针旋转边从中心向外辐散，从而产生下沉运动。 在自由大气中，还有许多别的因素，可以造成地转偏差，例如空气运动突然产生加 速运动，或者气压场发生突然变化等等。
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