三、湿度的日、年变化 1、相对湿度的日、年变化 1)相对 度的日变化 f的日变化主要决定于气温。 白天，t升高，©增大，但E以更快速度增大，f减小 夜间，t降低，e减小，但E以更快速度减小，增大 因此，「在一日中有一个最高值，出现在日出前，有一个最低值，出现在午后 f日变化 气温日变化位相相反 2)相对湿度的年变化 季风区：「的极大值出现在夏季，极小值出现在冬季。 内陆全年干燥地区：f夏季小，冬季大。 2、绝对湿度的日、年变化 1)绝对湿度的日变化 在海洋、沿海及岛屿处，绝对湿度一日中有一个高值，出现在午后：一个低值，出现在清晨 2)绝对湿度的年变化 主要由气温的年变化决定。夏季出现a的最高值（北半球为7、8月，南半球为1、2月）：冬 委出现a的最低值（北半球1、2月，南半球为7、8月）。 四、大气中水汽的凝结 使空气达到饱和主要有两种途径 1)增加水汽含虽 通过蒸发过程或暖湿平流实现。 在海洋上，海面蒸发量的大小取决于海面上空气的饱和差Ew-©)和风速的大小。 2)冷却村程 不断降低气温至露点，使空气达到饱和 大气中主要的冷却过程有绝热冷却、辐射冷却、平流冷却及乱流冷却等 云、雨主要是空气上升中绝热冷却而产生的，平流雾则主要由平流冷却而形成。 第四节 气压 第一小节 气压的定义、单位及时空变化 、气压的定义和单位 大气压强(Air Pressure)) 一简称气压，在重力方向上，单位截面上垂直大气柱的重量，单 位“百帕(hPa)”、“mb”、“mmHg 1标准大气压P0一一标准情况下（气温0℃、纬度45°），海平面上，760mmHg高的大气 压 P0=101325hPa hPa、mb和nmHg两单位之间有如下关系 I hPa=Imb=3mmHg/4 I mmHg=4 hPa/3=4mb/3 二、气压随高度的变化 1、变化规律 气压随高度的升高而降低，近地面下降快，高空下降慢。 海平面：气压10O0hPa 150米： 850hP 3000米：700hPa 5500米：500hPa 在近地面层空气中，高度每升高10米，气压降低值约为1.31P或高度每上升8米，气压 降低1hPa),用该数据将船台高度测出的气压订正为海平面气压。 2、单位高度气压差△P/△Z=一Pg
三、湿度的日、年变化 1、相对湿度的日、年变化 1）相对湿度的日变化 f 的日变化主要决定于气温。 白天，t 升高，e 增大，但 E 以更快速度增大，f 减小 夜间，t 降低，e 减小，但 E 以更快速度减小，f 增大。 因此，f 在一日中有一个最高值，出现在日出前，有一个最低值，出现在午后。 f 日变化与气温日变化位相相反。 2) 相对湿度的年变化 季风区: f 的极大值出现在夏季，极小值出现在冬季。 内陆全年干燥地区: f 夏季小，冬季大。 2、绝对湿度的日、年变化 1）绝对湿度的日变化 在海洋、沿海及岛屿处，绝对湿度一日中有一个高值，出现在午后；一个低值，出现在清晨。 2) 绝对湿度的年变化 主要由气温的年变化决定。夏季出现 a 的最高值(北半球为 7、8 月，南半球为 1、2 月)；冬 季出现 a 的最低值(北半球 1、2 月，南半球为 7、8 月)。 四、大气中水汽的凝结 使空气达到饱和主要有两种途径: 1）增加水汽含量 通过蒸发过程或暖湿平流实现。 在海洋上，海面蒸发量的大小取决于海面上空气的饱和差(Ew-e)和风速的大小。 2）冷却过程 不断降低气温至露点，使空气达到饱和。 大气中主要的冷却过程有绝热冷却、辐射冷却、平流冷却及乱流冷却等。 云、雨主要是空气上升中绝热冷却而产生的，平流雾则主要由平流冷却而形成。 第四节 气压 第一小节 气压的定义、单位及时空变化 一、气压的定义和单位 大气压强(Air Pressure) ――简称气压，在重力方向上，单位截面上垂直大气柱的重量，单 位“百帕(hPa)”、“mb”、“mmHg” 1 标准大气压 P0――标准情况下（气温 O℃、纬度 45°），海平面上，760mmHg 高的大气 压 P0＝l013.25hPa hPa、mb 和 mmHg 两单位之间有如下关系: 1 hPa＝1mb=3mmHg/4 或 1 mmHg＝4 hPa/3＝4mb/3 二、气压随高度的变化 1、变化规律 气压随高度的升高而降低，近地面下降快，高空下降慢。 海平面：气压 1000 hPa 1500 米：850 hPa 3000 米：700 hPa 5500 米：500 hPa 在近地面层空气中，高度每升高 10 米，气压降低值约为 1.31hPa(或高度每上升 8 米，气压 降低 1hPa)，用该数据将船台高度测出的气压订正为海平面气压。 2、单位高度气压差ΔP/ΔZ＝－ρg
由大气静力方程得出：单位高度气压差与空气密度成正比，低空密度大，单位高度气压差大， 气压变化快：高空密度小，单位高度气压差小，气压变化慢。 低空密度大，h小，气压变化快：高空密度小，h大，气压变化慢。 在水平方向上，密度主要受气温影响，暖区气温高，密度小，h大：冷区气温低，密度大， h小 、气压随时间的变化 气压的周期性变化 1、日变化 一昼夜，地面气压具有两高值：在10时（最高）和22时 两低值：16时（最低）和04时 较差随纬度变化：低纬最大，中纬较小 2 年变化 陆型：冬季最高：夏季最低 海洋型：夏季最高：冬季最低 年较差，陆地大，海洋小：中纬大，低纬小。 第二小节 海平面气压场的基本型式 、空间等压面和等压线 等压面一一空间由气压相等的点所组成的曲面 等压面上凸的地区，其气压比四周高：等压面下凹的地区，其气压比四周低 等压线一一用海平面去截海平面附近的一组等压面，在海平面上得到的一组截线，不同截线 上气压不相等，而同一条截线上，每一点的气压值相等，这些截线称为等压线(sb) 二 海平面气压场的基本型式 I、低气压(Low pressure:Depression) 一一由闭合等压线构成的中心气压比四周低的区域，其空间等压面形状下凹，如盆地。 2、低压槽(Trough) 一由低压向外延伸出来的狭长区域，或一组未闭合的等压线向气压较高一方凸出的部分， 简称。 槽线(Trough line©)一一在低压槽中，各条等压线曲率最大处的连线。 3、高气压(High pressure) 一一由闭合等压线构成的中心气压比四周高的区域，其空间等压面形状上凸，如山丘。 4、高压脊(Ridge) 由高压向外延伸出来的狭长区域，或一组未闭合的等压线向气压较低一方凸起的部分， 简称脊 脊线(Ridge line)一一在高压脊中，各条等压线曲率最大处的连线。 5、鞍型区(Col 一一相对并相邻的两高压和两低压组成的中间区域，简称鞍，其空间等压面的形状类似马鞍。 鞍型区内气压分布技均匀， 又有匀压区之称，主要天气特征是风小。 6、高压带 一相邻两低压之间的过渡区域 7、低压带 一一相邻两高压之间的过渡区域
由大气静力方程得出：单位高度气压差与空气密度成正比，低空密度大，单位高度气压差大， 气压变化快；高空密度小，单位高度气压差小，气压变化慢。 3、单位气压高度差 h＝∣ΔZ/ΔP∣ 单位气压高度差 h 与空气密度成反比。 低空密度大，h 小，气压变化快；高空密度小，h 大，气压变化慢。 在水平方向上，密度主要受气温影响，暖区气温高，密度小，h 大；冷区气温低，密度大， h 小。 三、气压随时间的变化 气压的周期性变化 1、日变化 一昼夜，地面气压具有两高值：在 10 时（最高）和 22 时 两低值：16 时（最低）和 04 时 日较差随纬度变化：低纬最大，中纬较小。 2、年变化 大陆型：冬季最高；夏季最低 海洋型：夏季最高；冬季最低 年较差，陆地大，海洋小；中纬大，低纬小。 第二小节 海平面气压场的基本型式 一、空间等压面和等压线 等压面――空间由气压相等的点所组成的曲面 等压面上凸的地区，其气压比四周高；等压面下凹的地区，其气压比四周低 等压线――用海平面去截海平面附近的一组等压面，在海平面上得到的一组截线，不同截线 上气压不相等，而同一条截线上，每一点的气压值相等，这些截线称为等压线（Isobar）。 二、海平面气压场的基本型式 1、低气压（Low pressure；Depression） ――由闭合等压线构成的中心气压比四周低的区域，其空间等压面形状下凹，如盆地。 2、低压槽（Trough） ――由低压向外延伸出来的狭长区域，或一组未闭合的等压线向气压较高一方凸出的部分， 简称槽。 槽线(Trough line)――在低压槽中，各条等压线曲率最大处的连线。 3、高气压（High pressure） ――由闭合等压线构成的中心气压比四周高的区域，其空间等压面形状上凸，如山丘。 4、高压脊（Ridge） ――由高压向外延伸出来的狭长区域，或一组未闭合的等压线向气压较低一方凸起的部分， 简称脊。 脊线(Ridge line)――在高压脊中，各条等压线曲率最大处的连线。 5、鞍型区(Col) ――相对并相邻的两高压和两低压组成的中间区域，简称鞍，其空间等压面的形状类似马鞍。 鞍型区内气压分布较均匀，又有匀压区之称，主要天气特征是风小。 6、高压带 ――相邻两低压之间的过渡区域 7、低压带 ――相邻两高压之间的过渡区域
上述几种气压场的基本型式，统称为气压系统。 第三小节 气压系统随高度的变化 一、温压场对称的系统 1、暖高压 一一温度场的暖中心与高压中心重合。 随着高度的升高，强度加强，故暖高压属于深厚系统。像副热带高压、阻塞高压都属于深厚 暖性高压系统。 2、冷低压 一温度场的冷中心与低压中心重合。 随着高度的升高，等压面越来越向下凹陷，表明冷低压也是深厚系统。如高空冷涡就属于此 类系统。 3、冷高压 温度场的冷中心与高压中心重合 冷高压的强度随高度升高而明显减弱，到一定高度后可转变为低压。表明冷高压属于浅薄系 统。如冬季北方西伯利亚冷高压就具此结构。 4、热低压 一一温度场的暖中心与低压中心重合 该系统的强度随高度的增加而减弱，到一定高度后，低压消失，甚至转化为高压。热低压属 于浅满系统。 但应注意，热带风暴等级以上的热带气旋，虽属暖性低压，由于其强度强，通常到30OhPa 高度以上才转变成高压，所以它是深厚系统而不是浅薄系统。 、温压场不对称的系统 当地面的高、低压系统中心同温度的冷、暖中心配置不重合时，气压系统的垂直结构就会出 现不对称性 在北半球中高纬度地区，不对称的低压总是东暖西冷：不对称的高压总是东冷西暖，因而， 不对称的高、低压中心轴线通常都随高度升高向西倾斜。 且北半球中高纬度，冷空气一般从西北方向移来，所以低压中心轴线常向西北方向倾斜（南 华成西南方向) 而高压的西南部比较暖，其中心轴线便向西南方向倾斜（南半球西北方向）。 第五节空气的水平运动一一风 第一小节 概述 、风(wind)的定义、单位和表示方法 1、定义- 空气相对海底所作的水平运动，称为风 2、风速一一单位时间内空气在水平方向上移动的距离，单位：ms,kmh,k如（节，nmh)。 1m/s≈2kn. 风级(Beaufort):0-17级 风速与风级的关系：V=0.836B32 风压：P=0.613V2 3、风向一一风的来向，用方位度数(0°~360°)表示，或方位表示 第二小节作用于空气微团上的外力 一、水平气压梯度力Gn
上述几种气压场的基本型式，统称为气压系统。 第三小节 气压系统随高度的变化 一、温压场对称的系统 1、暖高压 ――温度场的暖中心与高压中心重合。 随着高度的升高，强度加强，故暖高压属于深厚系统。像副热带高压、阻塞高压都属于深厚 暖性高压系统。 2、冷低压 ――温度场的冷中心与低压中心重合。 随着高度的升高，等压面越来越向下凹陷，表明冷低压也是深厚系统。如高空冷涡就属于此 类系统。 3、冷高压 ――温度场的冷中心与高压中心重合。 冷高压的强度随高度升高而明显减弱，到一定高度后可转变为低压。表明冷高压属于浅薄系 统。如冬季北方西伯利亚冷高压就具此结构。 4、热低压 ――温度场的暖中心与低压中心重合。 该系统的强度随高度的增加而减弱，到一定高度后，低压消失，甚至转化为高压。热低压属 于浅薄系统。 但应注意，热带风暴等级以上的热带气旋，虽属暖性低压，由于其强度强，通常到 300hPa 高度以上才转变成高压，所以它是深厚系统而不是浅薄系统。 二、温压场不对称的系统 当地面的高、低压系统中心同温度的冷、暖中心配置不重合时，气压系统的垂直结构就会出 现不对称性。 在北半球中高纬度地区，不对称的低压总是东暖西冷；不对称的高压总是东冷西暖， 因而， 不对称的高、低压中心轴线通常都随高度升高向西倾斜。 且北半球中高纬度，冷空气一般从西北方向移来，所以低压中心轴线常向西北方向倾斜（南 半球西南方向）； 而高压的西南部比较暖，其中心轴线便向西南方向倾斜（南半球西北方向）。 第五节 空气的水平运动――风 第一小节 概述 一、风(wind)的定义、单位和表示方法 1、定义――空气相对海底所作的水平运动，称为风。 2、风速――单位时间内空气在水平方向上移动的距离，单位：m/s，km/h，kn（节，nm/h）。 1m/s≈2kn。 风级（Beaufort）：0～17 级 风速与风级的关系：V＝0.836B3/2 风压：P＝0.613V2 3、风向――风的来向，用方位度数（0°～360°）表示，或方位表示。 第二小节 作用于空气微团上的外力 一、水平气压梯度力 Gn
1、水平气压梯度(-△P/△n) 一一垂直干等压线。沿气压减小的方向，单位距离内的气压差 1)大小：在天气图上，等压（高 线越密，水平气压梯度越大： 等压（高）线越疏，水平气压梯度越 单位：hPa/m,或，hPa/赤道度，I赤道度=60nm,约111km。 2)方向：垂直于等压线，由高压指向低压。 2、水平气压梯度力Gn=一△P/(D△n) 1)大小：与水平气压梯度成正比 在天气图上 等压（高）线越密，水平气压梯度力越大： 等压（高）线越疏，水平气压梯度力越小。 与空气密度p成反比，高空p小，Gn增大：低空p大，Gn小。 2)方向：同水平气压梯度。 、水平地转偏向力An 1、大小： An 1)物体相对地表静止时，An=0。 2)V越大，An越大。 3)中=0°，sin中=0，An=0,赤道上没有地转偏向力。 4)中域大（纬度越高），An拔大 2、方向：垂直于运动去向，北半球偏于右手一侧，南半球偏于左手一侧。 只改变运动方向，不改变速度大小。 三、惯性离心力C 1、大小：C=V2r V越大，C裁大：r域小，C裁大 2、方向：沿曲率半径由圆内指向圆外 与切向速度垂直，只改变运动方向，不改变切向速度大小。 四、摩擦力R 1、大小：R=μV 与摩擦系数山成正比，与风速V成正比 有浪海面山比平静海面大。 2、方向：与运动方向相反，起到阻力作用 总结： 由上述讨论可见，只有水平气压梯度力与初始风速无关，因此，该力是使空气产生运动的直 接原动力。 当这四个力的合力等于零时，空气静止或作匀速运动，即为平衡运动。在自由大气中，可以 忽略摩擦力，简单的平衡运动表现为匀速直线运动（地转风）和匀速圆周运动（梯度风）。 下节即讨论这两种风。 第三小节 地转风和梯度风（自由大气中的风） 一、地转风(Geostrophic Wind) 1、定 自由大气中，空气的匀速水平直线运动。 2、力的平衡 一一水平气压梯度力与水平地转偏向力平衡。 Gn=An,方向相反，作用在同一条直线上
1、水平气压梯度（－ΔP/Δn） ――垂直于等压线，沿气压减小的方向，单位距离内的气压差。 1）大小：在天气图上，等压（高）线越密，水平气压梯度越大； 等压（高）线越疏，水平气压梯度越小。 单位：hPa/m，或，hPa/赤道度，1 赤道度＝60nm，约 111km。 2）方向：垂直于等压线，由高压指向低压。 2、水平气压梯度力 Gn＝－ΔP/（ρΔn） 1）大小：与水平气压梯度成正比， 在天气图上，等压（高）线越密，水平气压梯度力越大； 等压（高）线越疏，水平气压梯度力越小。 与空气密度ρ成反比，高空ρ小，Gn 增大；低空ρ大，Gn 小。 2）方向：同水平气压梯度。 二、水平地转偏向力 An 1、大小：An＝2ωVsinφ 1) 物体相对地表静止时，An＝0。 2）V 越大，An 越大。 3）φ＝0°，sinφ＝0，An＝0，赤道上没有地转偏向力。 4）φ越大（纬度越高），An 越大。 2、方向：垂直于运动去向，北半球偏于右手一侧，南半球偏于左手一侧。 只改变运动方向，不改变速度大小。 三、惯性离心力 C 1、大小：C＝V2/r V 越大，C 越大；r 越小，C 越大。 2、方向：沿曲率半径由圆内指向圆外， 与切向速度垂直，只改变运动方向，不改变切向速度大小。 四、摩擦力 R 1、大小：R＝μV 与摩擦系数μ成正比，与风速 V 成正比。 有浪海面μ比平静海面大。 2、方向：与运动方向相反，起到阻力作用。 总结： 由上述讨论可见，只有水平气压梯度力与初始风速无关，因此，该力是使空气产生运动的直 接原动力。 当这四个力的合力等于零时，空气静止或作匀速运动，即为平衡运动。在自由大气中，可以 忽略摩擦力，简单的平衡运动表现为匀速直线运动（地转风）和匀速圆周运动（梯度风）。 下节即讨论这两种风。 第三小节 地转风和梯度风（自由大气中的风） 一、地转风（Geostrophic Wind） 1、定义 ――自由大气中，空气的匀速水平直线运动。 2、力的平衡 ――水平气压梯度力与水平地转偏向力平衡。 Gn＝An，方向相反，作用在同一条直线上
3、Vg的大小，Vg=一△P/(2 p wsin△n) 1)与水平气压梯度成正比，在天气图上，等压（高）线越密，地转风越大 等压（高）线越疏，地转风越小 2)与空气密度p成反比，高空p小，地转风增大：低空p大，地转风小。 3)与sin中成反比，纬度越高，Vg越小： 中=0°（赤道上），Vg趋近无穷，说明地转风不存在。 4、风向 1贝罗风压定律 风沿等压线吹，背风而立，北半球高压在右，低压在左：南半球正好相反。 5、地转风的计算一 公式法：Vg=-AP/(2 p wsin中△n》 将p=1293k/m3和u值代入得 Vg- 4.78△P/(sin中△n) (水平气压梯度单位：hPa赤道度，或hPa/纬距) 梯度风(Gradient 1、定义 一一自由大气中，空气的水平匀速曲线运动。 2、力的平衡 一一水平气压梯度力、水平地转偏向力和惯性离心力达到平衡。 高压中（反气旋）：Gn+C=A 低压中（气旋）：An十C=Gn 3、主要结论： 1)北半球，高压中的风顺时针旋转，低压中的风逆时针旋转： 南半球，高压中的风逆时针旋转，低压中的风顺时针旋转。 风向与气压场之 满足白贝罗风压定律。 2)梯度风风速与水平气压梯度、纬度的正弦、空气密度和曲率半径有关。 3)低压（气旋）区中的水平气压梯度不受限制： 高压（反气旋）中的水平气压梯度不能超过某一临界值。 4)反气旋风内，边缘风谏较大，中心附近微风或者静风 曲率较小（曲率半径大）处，即等压线平直处，等压线密 ,风速大 曲率较大（曲率半径小）处，即等压线弯曲较大处 等压线疏，风速较小。 5)中高纬度反气旋的风速较大，低纬度反气旋内风速较小。 6)(反气旋中的风)》Vg(地转风)》Vc(气旋的风) 第四小节 摩擦层中的风 摩擦力对风速、风向的影响 1、对风速的影响 一风速减小。 陆面上，实际风速/地转风速=1/3~12： 海面上，实际风速地转风速=3/5一23 一风去向斜穿等压线偏向低压一侧，与等压线的交角ā， 在中高纬陆上，为35°45°：海上，10°~20°。 风压定律的修正：背风而立
3、Vg 的大小，Vg＝－ΔP/（2ρωsinφΔn） 1）与水平气压梯度成正比，在天气图上，等压（高）线越密，地转风越大； 等压（高）线越疏，地转风越小。 2）与空气密度ρ成反比，高空ρ小，地转风增大；低空ρ大，地转风小。 3）与 sinφ成反比，纬度越高，Vg 越小； φ＝0°（赤道上），Vg 趋近无穷，说明地转风不存在。 4、风向 ――白贝罗风压定律。 风沿等压线吹，背风而立，北半球高压在右，低压在左；南半球正好相反。 5、地转风的计算―― 公式法：Vg＝－ΔP/（2ρωsinφΔn） 将ρ＝1.293kg/m3 和ω值代入得 Vg＝－4.78ΔP/（sinφΔn） (水平气压梯度单位：hPa/赤道度，或 hPa/纬距) 二、梯度风（Gradient Wind） 1、定义 ――自由大气中，空气的水平匀速曲线运动。 2、力的平衡 ――水平气压梯度力、水平地转偏向力和惯性离心力达到平衡。 高压中（反气旋）：Gn＋C＝An 低压中（气旋）： An＋C＝Gn 3、主要结论： 1）北半球，高压中的风顺时针旋转，低压中的风逆时针旋转； 南半球，高压中的风逆时针旋转，低压中的风顺时针旋转。 风向与气压场之间满足白贝罗风压定律。 2）梯度风风速与水平气压梯度、纬度的正弦、空气密度和曲率半径有关。 3）低压（气旋）区中的水平气压梯度不受限制； 高压（反气旋）中的水平气压梯度不能超过某一临界值。 4）反气旋区内，边缘风速较大，中心附近微风或者静风； 曲率较小（曲率半径大）处，即等压线平直处，等压线密，风速大； 曲率较大（曲率半径小）处，即等压线弯曲较大处，等压线疏，风速较小。 5）中高纬度反气旋的风速较大，低纬度反气旋内风速较小。 6）Va（反气旋中的风）〉Vg（地转风）〉Vc（气旋的风） 第四小节 摩擦层中的风 一、摩擦力对风速、风向的影响 1、对风速的影响 ――风速减小。 陆面上，实际风速/地转风速＝1/3～1/2； 海面上，实际风速/地转风速＝3/5～2/3。 海上经验公式：Vo＝65％Vg。 2、对风向的影响 ――风去向斜穿等压线偏向低压一侧，与等压线的交角α， 在中高纬陆上，为 35°～45°；海上，10°～20°。 风压定律的修正：背风而立