空中水与大气压力-- 新疆气象手册（4）第1篇1章4-5节

4 大气水分和水分循环

4．1 大气中水相变化

大气中含有水分是大气之所以活跃多变、充满生机活力的重要体现。大气中水分有三种形态：气态（水汽）、液态（水）、固态（冰），称为水的三相。当温度下降，水汽冷却为水时称为凝结，直接转变为冰，称为凝华，同时，两者都将释放大量潜热；水分子从液态水表面变为水汽的汽化现象称为蒸发。蒸发时水必须吸收热量；液态水冷却达到冰点时就凝固成冰，同时，放出热量；当温度上升高于冰点时，冰即可转变为水，称为溶化，冰还可不经过溶化直接转变为水汽，称为升华，冰溶化和升华都要吸收热量。这种水相的相互转化就称为水相变化，而水相变化必然伴随热量的收支。

应该指出，大气中水汽是水分三相中的主体，而它又基本上集中在对流层内，该层大气的温度不但永远低于水的沸点温度，甚至还低于水的冰点温度，因此，对流层大气中没有水的沸腾现象，最常见的是水汽凝结（凝华）和地面水和冰的蒸发与升华对大气中水汽的补给。

4．2 大气湿度

表示大气中水汽含量多少的物理量称大气湿度，通常表示为：

4．2．1 水气压和饱和水气压

水汽和其它气体一样，也有压力。大气中水汽产生的那部分压力称为水汽压，用e表示。在温度一定情况下，单位体积中的水汽量有一定限度，如果水汽含量达到此限度，空气就是饱和状态，饱和空气水汽压用E表示，也叫最大水汽压，如果水汽超过这个限度，就开始凝结。实验和理论都可证明，饱和水汽压随温度的升高而迅速增大。

4．2．2 相对湿度

指的是空气中的实际水汽压与同温度下饱和水汽压的比值（用百分数表示），即相对湿度f =(e/E)×100%。它直接反映空气距离饱和的相对程度。

4．2．3 饱和差

饱和差d = E-e，这表示实际空气距离饱和的绝对差值。在研究水面蒸发时常用到d，它能反映水分子的蒸发能力。

4．2．4 比湿

在同一团湿空气中，水汽的质量m_w与该团空气总质量（干空气质量m_d加上水汽质量m_w）的比值，称比湿，用q表示。q=m_w/(m_w+m_d)

4．2．5 绝对湿度

单位体积空气中所含的水汽量，也就是空气中的水汽密度，称为绝对湿度a。它不便直接测量。

4．2．6 露点和温度露点差

在空气中水汽含量不变、使空气冷却到饱和时的温度，称露点温度，简称露点，用T_d表示。空气中水汽含量愈高，露点愈高。在实际大气中，空气经常处于未饱和状态，露点温度比气温要低，即T_d＜T。根据温度露点差（T−T_d），可以大致判断空气距离饱和的程度。

上述表示大气湿度的物理量：水汽压、比湿、绝对湿度、露点基本上表示空气中水汽含量的多少；而相对湿度、饱和差、温度露点差则表示空气距离饱和的程度。

4．3 大气水分的数量

空气有时干有时湿，说明空气的水分的数量在变化。但是就全球而言，空气中含有的水分总量却是基本不变化的。全球平均含水量大约相当于25mm深的水柱。把它与地球的面积相乘得到129000×10⁸m³，水的密度是1t/m³，于是地球大气中含有的水汽总量是1.29×10¹³ t。它仅是大气总质量（5.27×10¹⁵t）的0.25%。（张学文）

4．4 蒸发过程

大气中的水分经常处于没有饱和的状态，于是无论是海洋还是陆地都缓慢进行着水分从下垫面“蒸发”而进入大气的物理过程。自然界中蒸发现象颇为复杂，影响蒸发速度的主要因子有：水源；热源；饱和差；风速与湍流扩散强度。

⑴水源。 没有水源就不可能有蒸发，因此开阔水域、雪面、冰面或潮湿土壤、植物是产生蒸发的基本条件。在沙漠中，蒸发潜力很大，但实际蒸发量非常少，因几乎无水可供蒸发。

⑵热源。 蒸发必须消耗热量，在蒸发过程中如果没有热量供给，蒸发面就会逐步冷却，从而使蒸发面上的水汽压减低，于是蒸发减缓或逐渐停止。因此蒸发速度在很大程度上决定于热量的供给。

⑶饱和差。 在其他因素相同的情况下，蒸发速度与饱和差成正比。严格说此处的饱和水汽压应由蒸发面的温度算出，但通常以一定的气温下的饱和水汽压代替。

⑷风速与湍流扩散。 无风时，蒸发面上的水汽单靠分子扩散，水汽压减小得慢，饱和差小，因而蒸发缓慢。有风时，湍流加强，蒸发面上的水汽随风和湍流迅速散布到广大的空间，蒸发面上水汽压减小增快，饱和差增大，蒸发加快。

除上述基本因子外，大陆上的蒸发还应考虑到土壤的结构、湿度、植被的特征等。海洋上的蒸发还应考虑水中的盐分。

在影响蒸发的因子中，蒸发面的温度（热量）通常是影响蒸发能力起决定作用的因子。由于蒸发面（陆面及水面）的温度有年、日变化，所以蒸发量也有年、日变化。全球的平均情况是每年大约从下垫面（海洋、陆地、冰原）蒸发的水层的深度为1m。

4．5 空气湿度随时间的变化

影响蒸发的诸多因子随时间均有强弱的变化，因而近地层的湿度也表现出明显的日、年变化的规律。由绝对湿度和相对湿度两种方法表示的大气湿度随时间具有不同的变化特色。其中，相对湿度可以直接测得，它的变化规律较易为人们所掌握。

相对湿度的日变化主要决定于气温。气温增高时，虽然蒸发加快，水汽压增大，但饱和水汽压增大得更快，反使相对湿度减小；温度降低时则相反，相对湿度增大。因此，相对湿度的日变化与温度日变化相反，其最高值基本上出现在清晨温度最低时，最低值出现在午后温度最高时。

相对湿度的年变化一般表现为冬季最大，夏季最小。某些季风盛行地区，由于夏季盛行风来自于海洋，水汽丰沛，冬季盛行风来自于内陆，水汽稀少，相对湿度反而夏季大，冬季小。

大气湿度这种有规律的年、日变化的特征有时会因天气变化等因素而遭破坏。由于各地空气中水汽含量不一样，当空气从湿区流到干区时（称为湿平流），引起所经地区湿度的增加。当空气从干区流到湿区时（称为干平流），引起所经之处的湿度减小。

4．6 大气中水汽的凝结

下垫面不断有水分蒸发变成水汽进入大气，这些水汽的去路就是在大气中再凝结变成云，进而变成雨雪再落到地面（海面）。大气中水汽凝结或凝华的一般条件是：一是有凝结核或凝华核的存在；二是大气中水汽要达到饱和或过饱和状态。

理论上在大气中水汽压只要达到或超过饱和，水汽就会发生凝结，但在实验室里却发现，在纯净的空气中，水汽过饱和达到相对湿度为300%～400%，也不会发生凝结。这是因为作不规则运动的水汽分子之间引力很小，通过相互之间的碰撞不易相互结合为液态或固态水。只有在巨大的过饱和条件下，纯净的空气才能凝结。然而巨大的过饱和在自然界是不存在的。大气中存在着大量的吸湿性微粒物质，它们比水汽分子大得多，对水分子吸引力也大，从而有利于水汽分子在其表面上的聚集，使其成为水汽凝结的核心。这种大气中能促使水汽凝结的微粒，叫凝结核，其半径一般为10⁻⁷～10⁻³cm，而且半径越大，吸湿性越好的核周围越易产生凝结。凝结核的存在是大气产生凝结的重要条件之一。

实际上大气中能否产生凝结，还取决于空气是否达到过饱和。使空气达到过饱和的途径有二：一是通过蒸发，增加空气中的水汽，使水汽压大于饱和水汽压；二是通过冷却作用，减小饱和水汽压，使其小于当时的实际水汽压。当然也可是二者的共同作用。因此促使水汽达到过饱和状态的过程有：

⑴暖水面蒸发。 当冷空气流经暖水面时，由于水面温度比气温高，暖水面上的饱和水汽压比空气的饱和水汽压大得多，通过蒸发可使空气达到过饱和，并产生凝结。秋冬季的早晨，水面上腾起的蒸发雾就是这样形成的。

⑵空气的冷却。 空气冷却自然使饱和水汽压减小，从而使空气达到过饱和。大气的冷却方式主要有：绝热膨胀冷却；辐射冷却；平流冷却；混合冷却。

在上述两大类过程中，冷却通常是主要的。对于形成雾来说，由于凝结出现在贴近地面的气层中，因此辐射冷却、平流冷却是主要的；对形成云来说，由于凝结是在一定高度上，因而绝热膨胀冷却就成为主要的了。

4．7 云的形成和分类  

水汽的凝结既可产生于空气中，也可产生于地表或物质上。前者有云和雾，后者有露、霜、雾凇和雨凇等。其中，云是人们最熟悉的天气现象，是降水的基础，是地球上水分循环的中间环节，并且云的发生发展总伴随着能量的交换。通俗地说，云是由饱和水汽、液体和固体水凝物粒子组成而悬浮于对流层中的混合体。

空气垂直上升运动引起的绝热冷却，使含有凝结核的空气达到过饱和状态，从而凝结形成云。上升运动的形成和规模不同，形成的云的状态、高度、厚度也不同。大气的上升运动主要有如下几种方式：

⑴热力对流。 即地表受热不均和“大气层结不稳定”引起的对流上升运动。由对流运动所形成的云多属积状云。

⑵动力抬升。 指暖湿气流受“锋面”（天气系统一节中将详述）、辐合气流的作用所引起的大范围上升运动。这种运动形成的云主要是层状云。

⑶大气波动。 指大气经不平的地面或在逆温层以下所产生的波状运动。由大气波动产生的云主要属于波状云。

⑷地形抬升。 指大气运行中遇地形阻挡，被迫抬升而产生的上升运动。这种运动形成的云既有积状云，也有波状云和层状云，通称为地形云。

尽管云的形态千差万别，但其形成总有一定规律。根据云的形成高度并结合其形态，将云分成3族11属（见表）。

 云的分类

（引自参考文献3，第70页）

其中积状云是垂直发展的云块，多形成于夏季午后，总是与不稳定大气中的对流上升运动相联系，具有孤立分散、云底平坦和顶部凸起的外貌形态；层状云是均匀水平幕状的云层，常具有较大的水平范围，是由空气大规模的系统性上升运动而产生的，主要是锋面上的上升运动引起的；波状云是波浪起伏的云层，当空气存在波动时，波峰处空气上升，波谷处空气下沉，空气上升处由于绝热冷却而形成云，空气下沉处则无云形成。

4．8 特殊形状的云

除上述几种云型外，还有一些特殊形状的云，如堡状、絮状、悬球状、荚状等，它们的出现往往有助于预测天气的变化趋势，主要是预兆将会产生降水。

4．8．1 堡状云

底部水平，顶部则是并列着突起的小云塔，形状像远方的城堡，故称堡状云。这种云的形成，常常是在波状云的基础上通过逆温层下湍流作用发展起来的。常见的堡状云有堡状高积云和堡状层积云。

4．8．2 絮状云

云的个体破碎，形状像棉絮团，它常是潮湿气层中的强烈湍流混合作用而形成的，主要为絮状高积云。

4．8．3 悬球状云

是指从云底下垂的云团，多出现在积雨云的底部。有时在高积云、高层云和雨层云的底部也可以见到。它是因云底附近有强烈的上升气流将下降的水滴托住而形成的。

4．8．4 荚状云

云的中间厚、边缘薄、呈豆荚状，故称荚状云。它是由局部上升气流和下降气流相汇合而形成的。常见的是荚状高积云和荚状层积云。

4．9 云的变化

积状云、层状云、波状云和特殊状云的自身是发展变化的，相互之间是能够转化的。例如积状云中，淡积云可以发展到浓积云，最后形成积雨云。积雨云在消散时，可以演变成伪卷云、积云性高积云和积云性层积云。又如，波状云发展时，可以演变成层状云；蔽光高积云可演变为高层云；蔽光层积云可演变为雨层云。再如，层状云消失时，也会演变成波状云，常见的是雨层云消散时，可经高层云演变为高积云或层积云。总之，云的产生、发展和演变是复杂的，对天气演变具有重要意义。

4．10 云的总质量 

云大约占了地球面积的60%。通过计算不同类型的云所占的面积、厚度和含水量，可以知道云里一共有多少水分。计算结果是地球大气中各种云总共含有的水分大约是900×10⁸t。它只是看不见的水汽的数量的0.7%。可见，与水汽比“云中水”的数量几乎是微不足道。一般计算空中水数量时都仅计算气体的水汽而忽略云的含水量。如果把云里所有的水分变成雨或雪，如果按照1000mm/a平均的降水量速度而降落，云的含水量维持不足2h的降水就使天空没有一丝云了。（张学文）

4．11 云和降水的关系

从云中降到下垫面上的液态或固态水，称为降水。降水虽然来自于云，但有云不一定都有降水。这是因为云滴的体积很小，不能克服空气阻力和上升气流的顶托。通常把半径小于100μm（0.1mm）的水滴称为云滴，半径大于100μm的水滴称雨滴，从体积来说，半径1mm的雨滴（标准雨滴）约相当于100万个半径为10μm的云滴（标准云滴）。因此，只有当云滴增长成雨滴能够克服空气阻力和上升气流的顶托，并且在降落至地面的过程中不致被蒸发掉，才能形成降水。

由于云的温度、气流分布等状况的差异，降水具有雨、雪、雹、霰等不同形态。同时，降水还分为连续性和阵性降水。连续性降水历时长，强度具有变化性，主要来自雨层云和高层云。阵性降水历时短，强度大，具有突发性，来自积雨云和浓积云。层积云也可产生降水。

4．12 雨雪的形成过程

形成雨雪的云需要有一定的厚度、云内有较丰富的云水（暖的，冷的，或暖、冷并存），要有适量的大云滴和冰雪晶（即雨胚），还要有足够长的维持时间（即云的生命史）。为达到上述基本条件，就要求云中、云下具有一定范围、能维持一定时间和大小的上升气流，上升气流不停地将低层的暖湿空气向高空抬升冷却，形成较丰富的云水和适量的雨胚。雨胚在0℃以上的气层内凝结成雨滴，和云滴碰并形成降雨；或者雨胚在0℃以下的气层内凝华成雪花，和过冷云滴碰冻形成降雪。

上升气流是十分重要的，它使云有足够的厚度，又控制云中云水量的大小，还对雨胚的数量有相当重要的影响。大面积覆盖的层状云中上升气流速度一般为几厘米/秒到几十厘米/秒，而在有电闪雷鸣的积状云中，上升速度则可达几十厘米/秒。强降水与很强的上升气流支持有关。

4．13 降水过程

蒸发几乎是在地球的任何地方随时都进行着，而任何（同一）时刻的地球表面上大约只有1/10的面积在下雨（降水）。小的降水区可以是1km²，台风对应的降水区超过10×10⁴km²，而锋面、气旋的降水区可以达到100×10⁴km²。与天气系统（台风、气旋、锋面）配合的降水地区一般是随天气系统的移动而移动的。气象台根据天气系统的移动预报降水区域的移动。

各地固然在任何时刻都可以发生降水，平均而言只有1/10的时间出现降水（新疆干旱，比例要低），其他的时间没有降水。在下雨时，多数的情况降水量每天小于20mm，但是少数时段的降水量很大。一日的降水量超过50mm就容易出现灾害。而每小时的降水量超过50mm的情况每年都会在某些局部地区出现。它们自然引发局部的灾害。降水量在面积、时间、强度上有很多分布规律。 （张学文）

4．14 水分循环和水分平衡

地球上存在着大量的各种形态的水体（海水、冰、河水、地下水、水汽等）。其中有一部分水体连续不断地变换地理位置和进行气态、液态、固态三相变化，蒸发和降水就是两个突出的变化过程。地球表层水分的变化过程是循环往复的，它称为水分循环。

水分循环包括的环节：① 在太阳辐射等因素作用下，水分从海陆表面蒸发上升到大气中；② 在热力和动力的作用下，空中的水汽凝结为云在变成降水（雨雪）降落至地球表面（完成空中的水分循环）；③ 一部分降水在当地直接蒸发再返回大气中；④ 一部分降水随地面的坡度汇入河床，形成河水—“地表径流”。多数的地表径流最终是流入海洋，在内陆河流域，它汇入低处形成湖泊或者浇灌农田，最后蒸发返回大气。⑤ 有的降水和河水渗入地下成为地下水。地下水也要再溢出，它们或者再回归河流或者形成沼泽、泉水或者也流入海洋。

从多年的平均情况看，水分循环的各个环节的强度（每年的数量）都要保持合适的比例，如地球的总降水量应当等于总蒸发量（否则大气中就没有水分了）。破坏了这个比例，这个循环就不能在原水平上继续保持下去。所以从多年的平均情况看，水分不仅在循环着，而且各个部分都是出、进的数量基本相等、都是平衡的。即水分在循环的同时要保持大体上的“水分平衡”。 （张学文）

4．15 水分循环的强度和意义

蒸发和降水是水分循环中最重要的基础性环节。全地球平均每年形成的降水量大约是1000mm，即1m深。全球的水分蒸发量也是这个数据（否则无法平衡）。中国的（年）降水量的平均值大约是650mm。年降水量体现了地球上的水分循环的强度。它体现着地球的水资源量，也间接控制了河里的每年的径流量、每年可以开采的地下水水量。

大气里平均持有的水汽的数量大约是25mm，要维持每年1000mm的降水量，大气就要每年补充40次的水汽，即大约10d补充一次。空中的水分循环过程是很勤快的。

水分循环把不同形态的水体都联系在一起，它直接涉及到自然界中一系列物理的、化学的和生物的过程，它联系着每年地球可以形成的生物干物质的数量（农业产量）。水分循环对于人类社会和生产活动有着重要意义。

水分不断地自动地进行着循环，使人类赖以生存的水资源得到不断更新，降水量是一种再生资源。它的数量固然有限，但是我们不必担心它会枯竭。

大规模地引河水灌溉、大规模地超采地下水和跨流域调水都是人类改变水分循环的行为。它改变了水分蒸发的地点，影响了湖泊、湿地、河流的规模甚至生存。人类应当在充分分析这些人工措施对水分循环的影响和权衡利弊的基础上再开展对应的工程。 （张学文）

5 大气压力和它的变化、分布

5．1 大气压力

气体由大量的运动非常快的分子组成，分子对包围它的容器碰撞产生垂直于容器平面作用力，常称为压力。大气给予器壁（瓶子，或者地面）的压力称为大气压力。这个力的大小与面积成正比例。它的大小一般用压强p表示。大气压强p是作用于单位面积上的大气压力。如果作用于1m²上的力是1N（牛顿），就说这个压强是1Pa（帕）。

大气作用在地面上的压强比1Pa大很多，它大约是1013.25hPa（百帕）。一般把这个压力称为一个大气压力。hPa是1Pa的100倍。在气象学里经常用hPa做单位（过去称为毫巴，mb）。一般把1013.25hPa看作是地球海平面上的大气压力（压强）的平均值。1个大气压相当于10m高的水柱的压力，或者76cm高的水银柱的压力。

大气的一个重要特点是它作用在下垫面上的压力几乎恰好等于这个高度以上大气的总重量，无论这些空气是静止还是做等速度的运动。当空气有铅直方向的加速度时，气压值与单位面积上承受的大气柱重量就有一定的差值。空气的垂直运动加速度一般很小，这种差别可以忽略。 （张学文）

5．2 气压随高度和时间的变化

既然下垫面上的大气压恰好等于这个高度以上的空气的总重量，那么当我们登上山顶时，山顶处的大气压力就仅仅是山顶以上的空气的总重量了。由于减少了山脚到山顶这个高度内的空气柱的重量，山顶的大气压力必然比山下小（到大气最上层大气压力变成了零。所以大气压力总是随高度的增加而减少。在海平面附近，每上升10m气压就减少1.3hPa。我们在快速上升的电梯里感到不舒服就是对气压的变化不适应。百米高的楼顶的气压几乎比地面小了1%。压力随高度而减少的公式称为大气的静力方程（压高公式，见本章第9节）。由于不同高度上的不同密度的空气的流入或者流出，气压随时间也是有变化的。气压变化是气象学的重要主题。

5．3 气压的周期性变化

一个地方的气压有周期变化的成分。明显的是以日为周期和以年为周期的波动。

地面气压的日变化有单峰、双峰和三峰等型式，其中以双峰型最为普遍，其特点是一天中有一个最高值、一个次高值和一个最低值、一个次低值。一般是清晨气压上升，9～10h（地方时间，下同）出现最高值，以后气压下降，到15～16h出现最低值，此后又逐渐升高，到21～22h出现次高值，以后再度下降，到次日3～4h出现次低值。最高、最低值出现的时间和变化幅度随纬度而有区别，热带地区气压日变化最为明显，日较差可达3～5hPa。随着纬度的增高，气压日较差逐渐减小，到纬度50°日较差减至不到1hpa。气压日变化的原因比较复杂，一般认为同气温日变化和大气潮汐密切相关。

气压年变化是以一年为周期的波动。它与气温、纬度、海陆性质、海拔高度等因素有关。在大陆上，一年中气压最高值出现在冬季，最低值出现在夏季，气压年变化值很大，并由低纬向高纬逐渐增大。海洋上一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季，年较差小于同纬度的陆地。高山区一年中气压最高值出现在夏季，而最低值出现在冬季。

5．4 气压的非周期性变化

这是指气压的固定周期的波动以外的变化，它是“气压系统”（详见下一条）移动和演变的结果。通常在中高纬度地区高低气压系统活动频繁。如以24h气压的变化量来比较，高纬度地区可达10hPa，低纬度地区因气团属性比较接近，气压的非周期性变化量很小，一般只有1hPa（台风区除外）。

一个地方的气压变化总是既包含着周期性变化，又包含着非周期性变化，在中高纬度地区气压的非周期性变化比周期性变化明显得多，因而气压变化多带有非周期性特征。通常在低纬度地区气压的周期性特征较为显著。

5．5 地面天气图

气压随高度的增加而减小，又有随时间的变化，那么如何体现地球的不同位置，不同高度的气压的分布？气象学提出了分析同一时刻的海平面上的大气压力的分布图（地面天气图）和等压面的高度分布图（高空天气图）的方法。

在一张地图上，如果把各个气象站的大气压力（先换算为海平面的压力）都标出来，就可以看到有些地区是高压区，另外一些地区是低压。为了体现这种压力在地理上的分布，就把某些压力（如1040hPa）相等的点连成线（称为等压线）。例如把980、1000、1020、1040 hPa这些等压线都分别绘到同一时刻的同一张地图上以后就得到了海平面上的压力分布图（类似有等高线的地形图）。这些等压线的分布可以表现出哪里是高压区或者低压区。这种图称为地面天气图（在一些位置还标出当地的温度、降水量等气象现象）。它在气象预报中普遍应用。 （张学文）

 地面天气图（引自参考文献1，第155页)

5．6 高空（等压面）天气图

地面天气图表示了在海平面上各地的压力的不同。为了体现3km，或者5km等高度上的大气压力的水平分布，气象学采用了另外一种方法。它不去分析等高面上的气压分布，而是分析某压力（如700hPa）相同的面（称为等压面）上的高度的地理分布。

在地理底图上如果标出了各个气象站的某等压面（如500hPa）的高度（根据所谓探空观测换算而得），就可以类似地分析高度相等的点的连线（等高线）。选取某些特定的高度相等的线连起来（如在500hPa图上用5000m、5040m、5080m等40m的等间隔线），就得到了等高线的分布形式图。它就是所谓的高空天气图。

在这种等压面天气图上也有等压面的高度偏高或者偏低的地区。高度偏高（低）的地区对应于压力偏高（低）的地区。所以这种天气图上也体现着高压区低压区。高空图也是气象预报必要的图表。等高面（海平面）上的压力分布图和等压面上的高度分布图都是表示大气压力在水平面上的分布，其含义和表现类似。

通常使用的高空图有半球、欧亚区的850hPa、700hPa、500hPa、300hPa、200hPa、100hPa、150hPa、30hPa等。 几种常用的天气图代表的大致高度见附录。（张学文）

5．7 气压场的基本型式

地面天气图（海平面气压场）上的气压场不是凌乱的，而是有一些基本分布型式（天气系统）：

⑴ 低压 是由闭合等压线构成的低气压区，气压值由中心向外逐渐增高。空间等压面向下凹陷，形似盆地。

⑵ 低压槽 简称槽，是低气压延伸出来的狭长区域。在低压槽中，各等压线弯曲最大处的连线称槽线。气压值沿槽线向两边递增。槽附近的空间等压面类似地形中狭长的山谷，呈下凹形。

⑶ 高压 是由闭合等压线构成的高气压区，气压值由中心向外逐渐降低。空间等压面向上凸起，形似山丘。

⑷ 高压脊 简称脊，是高气压延伸出来的狭长区域。在高压脊中各等压线弯曲最大处的连线称脊线。气压值沿脊线向两边递减。脊附近的空间等压面类似地形中狭长的山脊，呈上凸形。

⑸ 鞍形气压场 简称鞍，是两个高压和两个低压交错分布的中间区域。鞍形区空间的等压面形似马鞍。

高空天气图上的气压系统比海平面气压系统要相对简单，大多呈现出沿纬向的平直或波状等高线，有时也有闭合高、低压系统，如阻塞高压、切断低压（或称切断低涡），见图。

常见的高空等高线型（引自参考文献3，第91页）

5．8 平均气压场的时空分布

每天绘的天气图主要用于气象预报中。而长时段的平均天气图可用于气候分析。在北半球对流层中，中、高层的平均气压形势是存在着大尺度的平均槽、脊。如冬季的140°E附近的东亚大槽、70°～80°W附近的北美大槽和乌拉尔山西部的欧洲浅槽，在三个槽之间并列着三个脊，脊的强度比槽弱得多。夏季时，槽、脊明显减弱，转变成较浅的太平洋槽、北美槽、欧洲西岸槽、贝加尔湖槽以及四个槽之间的四个浅脊。在副热带地区有深厚的高压带，其位置、范围、强度都随季节有变化。

在中高纬的对流层低层，由于地表海陆性质差异和地表起伏不平所引起的热力、动力变化，使气压场沿纬圈的不均匀性更加显著。在月平均海平面气压分布图上主要表现为一个个巨大的高、低压系统，称为大气活动中心。其中北半球海洋上的太平洋高压、大西洋高压、阿留申低压、冰岛低压常年存在，只是强度、范围随季节有变化，称为常年活动中心。而夏季陆地上的南亚低压（印度低压）、北美低压、冬季强大的西伯利亚高压和北美高压等只是季节性存在，称为季节活动中心。活动中心的位置和强弱反映了广大地区大气运动的特点，其活动和变化对其附近甚至全球的大气运动、对高低纬度间、海陆间水分热量交换，对天气、气候形成、演变有重要影响。