1、第二讲（4-6/36KS；4-5节）第四节 大气湿度4.1 湿度的定义和表示方法 4.1.1湿度的定义 大气湿度（Atmospheric Humidity），简称湿度， 是用来表示大气中水汽含量的多潮湿程度的物理量。 S1：在对流层内，湿度水平方向分布不均匀。,4.1.2湿度的表示方法 湿度的表示方法很多，航海常用下列五种。 1绝对湿度a 单位容积空气中含有的水汽质量称为绝对湿度（Ah。lute Humidity）。 S2：在大气层中，通常绝对湿度随高度的增加而迅速减少。 2水汽压e 大气中由于水汽的存在所引起的那一部分压强称为水汽压（Vapor Pressure）。 其单位与大气压相同，用
2、hPa表示。 大气中的水汽越多，e越大；反之，水汽越少，e越小。它表示空气中含有水汽的多少。 饱和空气的水汽压称为饱和水汽压通常以E表示。 在一定的温度条件下，一定体积空气中所能容纳的水 汽分子的数量有一个最大限度，超过这个限度时多余的水汽就会发生凝结或凝华现象。 S4、S13：饱和水汽压表示空气容纳水汽的能力，其能力大小取决于温度的高低 【记忆：生活常识】,*,3相对湿度ff=e/E100% 实际水汽压e与同温度下对应的饱和水汽压E之比称为相对湿度（Relative Humidity）。 式中 S5、S8、S11、S17：f 的大小表示空气距离饱和的程度。当f100时，表示未饱和，并且f越小
3、表示距离饱和的程度越远，f越大表示距离饱和的程度越近；当f=100时，表示饱和；当f100表示过饱和。 4露点td 当空气中的水汽含量不变且气压一定时，降低温度，使空气刚好达到饱和时的温度称为露点温度(Dew-point Temperature），简称露点，其单位与气温相同。显然，露点时的E就是当时实际空气的e。在气压一定时，露点的高低只与空气中的水汽含量有关。 S6：水汽含量越多，露点越高；反之，水汽含量越少，露点就越低。因此， S12：露点也是反映水汽含量的物理量。,5气温露点差ttd 在天气分析中，还常利用气温露点差表示空气的饱和程度。 S7、S10、S15、S19：当ttd0时，表示空
4、气未饱和。其差值越大，表示空气距离饱和的程度越远； 差值越小，空气距离饱和的程度就越近；当ttd=0时，表t饱和；当 ttd0时，表示过饱和。 S27、S28：一般而言，只要舱内温度（T）与外界空气的露点（Td）处于T Td时，可以实施通风； T Td时不可以通风。 S3、S18：直接表示空气中水汽含量多少的物理量，除绝对湿度外，还有水汽压和露点。 S20：当海面上f80时也会起雾，这是因为空气中含有大量盐份。,4.2 湿度的日、年变化 4.2.1 绝对湿度的日、年变化 S14：空气绝对湿度a的大小首先取决于温度。温度高时，自然条件下的蒸发快，a就大；反之，温度低，蒸发慢，a就小。绝对湿度的日
5、变化出现两种不同的类型。 第一种类型：a的日变化与温度的日变化一致，一日之中有一个高值和一个低值。高值出现在中午或午后气温最高的时候，低值出现在清晨，其日变化振幅随温度日变化振幅的增加而增大。这种类型主要出现在海洋、沿海和岛屿上。 第二种类型：一日之中a出现2个极大值和2个极小值。这种类型出现在大陆上乱流较强的季节里，是温度和乱流两个因子日变化共同作用的结果。 绝对湿度的年变化与气温的年变化趋势一致。因为夏季下垫面蒸发的水分比冬季多，所以极大值出现在蒸发强的7、8月（南半球为1、2月），最低值则出现在蒸发弱的1、2月（为7、8月）。,4.2.2 相对湿度的日、年变化 一日（年）之中f也有一个极
6、大值和一个极小值。 S22：但其分布却与温度的日变化呈反位相。即白天小，夜间大，最大值出现在日出前，最小值出现在午后。 日出后，温度逐渐升高，下垫面蒸发出来的水汽增多，e增大，但随着温度的升高，e增加不如E增加得快，因此，这一比值相应减小， S16：这就是f白天随着温度升高变小的原因； 日落后，温度逐渐下降，e和E都随之减小，但 E的减小比e更快，因此夜间 f反而增大。 S9：在晴朗无风的夜晚，若空气中水汽含量不变，则相对湿度增大。 S23：通常内地较干燥且e变化不大的地区，绝对湿度a和相对湿度f的年变化规律是：夏天a大f小；冬天a小f大 【记忆：凭生活经验】 二、水汽压与绝对湿度的关系 近地
7、面气温的变化范围通常在十40一 40之间，当e以mmHg为单位表示时，在数值上可以代替绝对湿度。,4.3 大气中水汽的凝结 4.3.1 大气中水汽的分布 通常海洋多于陆地，森林多于沙漠。蒸发量与气温有密切关系。 绝对湿度白天大于夜间，夏季大于冬季，低纬大于高纬。例如，在赤道地区 e的平均值约为 25 hPa，中纬地区约为 10 hPa，两极地区约为25 hPa。 大气中90的水汽含量集中在从地面到 3 km高之间的大气中。在通常情况下，绝对湿度随高度的增加迅速减小，在 2 km高度处，已不足地面的 1/2，到5km高度处，则已减小到地面的l/10左右。 S24、S25、S26、S29、S30、
8、S32、S33：通常季风地区绝对湿度a和相对湿度f的年变化规律是： af夏天大；冬天小；低纬地区多于高纬地区。高空少于低空。,五、饱和水汽压与温度的关系 对于一定的蒸发表面（水面或冰面），它的饱和水汽压惟一决定于温度，温度越高，所对应的饱和水汽压越大。当温度较高时在迅速增大。从表中可以看出，气温越高，空气所能容纳的水汽量越大；反之，气温越低，空气所能容纳的水汽量越少。 S34：海面上蒸发量的大小主要取决于：海面空气的饱和差与海面上风的大小。 温度（）051015203040饱和水汽压（hPa）6.18.712.317.123.442.574.1 当t0时，冰面上与过冷水面上的饱和水汽压是不同的
9、，前者比后者要小。 S21：水面和冰面的饱和水汽压关系是：水面大于冰面。,4.3.2 增加大气中水汽的途径 S31：空气中水汽的主要来源于下垫面的蒸发。 对某一地区而言，水汽的平流输送是增加水汽含量的重要途径。 4.3.3 大气中水汽凝结的一般条件 1水汽凝结的条件 S35、S36、S37、S38、S39、S40、S41：使未饱和空气达到饱和有两个途径： 一是降低温度，二是增加水汽。 2大气中的冷却过程 大气中存在着多种冷却过程，主要有接触冷却、辐射冷却、平流冷却、乱流冷却和绝热冷却。 绝热上升是形成云的主要冷却过程，平流冷却和辐射冷却则是形成雾的主要冷却过程。,第五节 空气的水平运动一风 5
10、.1 风的定义，风向、风速、风力的定义和单位 空气相对于地面或海底的水平运动称为风（Wind）。风是矢量，既有大小又有方向。 1风速 S4：风速（Wind Speed）是单位时间内空气在水平方向上移动的距离，常用单位有米秒和节（kn），两者的关系是：1m/s约等于2kn。,2风力 目前，国际上采用的风力等级是英国人蒲福(Francis Beaufort)1808年拟定的，故又称“蒲福风级”(Beaufort Wind Scale)，从012共分13个等级。 3风向 S1、S2、 S3：风向(Wind Direction)是指风的来向，常用16方位或方位度数(0360)表示，前者多用于天气图（陆
11、）上，后者多用于海洋上或高空风。 【16方位记忆方法】 1.单位数直接记忆，如东、南、西、北（E、S、W、N）；2.双位数现读右再读左，如东北、西南（NE、NW）；3.三位数先读左再后两位一起读，如南西南、北东北（SSW、NNE） 4风压 风吹过障碍物时，在与风垂直的方向上单位面积所受到的压力称为风压(Wind Pressure)。 风压与风速之间的关系可用下式表示 P=0。065V2,二、风速脉动性质和风的日、年变化 1风速脉动性质 观测风时常常觉察到风向摇摆不定，风速一阵大一阵小，这种现象称为风速脉动（Wind VeLocity Fluctuation）或风的阵性。 风的脉动性在摩擦层中表
12、现得最经常和最显著。随着高度的增加，脉动逐渐减弱，一般到23km高度以上就不明显了。 S7：一日之中，由于午后乱流最强，因此脉动性最明显。一年之中夏季较明显，陆地上比海洋上明显，山区最明显。 2风的日、年变化 S5、S6、S8：风的日变化规律：通常在近地面层白天风速大，夜间风速小。风的日变化幅度，晴天比阴天大，夏天比冬天大，陆地比海洋大。,风级风 名相当风速海面状况海面浪高（m）海面征象风压（kgmZ）中数（ms）一般最高knops0 0 无风Calm10020平如镜子Calmglassy海面像镜子一样平静（无浪）00 004l 1 软风Light airl30、31。51微波Calmripp
13、led01of海面有波纹，但还没有白色波顶00090 2252 2 轻风Light breeze46互、6332小波STlxx3thwavelets0203波浪纹虽小。但已明显，波顶透明像玻璃，但不碎0 25610893 3 微风Gentle reeze7川34544小浪Wavelets0610波较大，波顶开始分裂，泡沫有光，间断见到白色波浪1。1562。9164 4 和风Moderate breeze111655797轻浪Sight1015小浪，波长较大，往前卷的白碎浪较多，有间断的呼啸声3。0256。2415 5 清风Fresh breeze17-21810 78中浪Moderate202
14、5中浪，波浪相当大，白碎浪很多，呼啸声不断，间或有浪花溅起6 411 4496,返回,6强风Strong gale222710 813 812大浪Rough3040开始成大浪，波浪白沫飞布海面，呼啸声大作（可能有少数浪花溅起）116641904C7 7疾风Near gale283313 91716巨浪Very rough4055海面像由波浪堆积而成，碎浪的白泡沫开始成纤维状，随风吹散，飞过几个波顶19 3引一29 N巨8 8大风Gale344017 220 719gZ5575中高浪，波良更大，随风吹起的纤维状更明显，呼啸声更大29 5842 859 9烈风Strong gale414720 8
15、24 423狂涛Very l，igh70川0高浪，泡沫纤维更加浓密，海浪卷翻，泡沫可能影响能见度43 2659 5410 10狂风Storm485524 528 4269012 5大高浪，波浪成长形突出，纤维状泡沫更为浓厚，并成片状。海浪颠簸好像桃击，浪花飞起带白色，能见度受影响60 0380 6611 11暴风Violent storm566328 532 6刀非凡现象Phenomenal11516 0特高浪冲小型船在海上有时可能被浪所蔽。波顶边缘被风吹成泡沫，能见度大减812川6 状12 12飓风Hurricane6432 7140空气中充满泡沫和浪花，海面因浪花的飞起成白色状态，能见度剧
16、烈降低川628,返回,5.2 气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力、摩擦力的概念 1重力 g 单位质量空气受到的重力为g方向向下，指向地心。显然，重力对大气水平方向的运动不起作用。 2水平气压梯度力Gn S9、S10：,在水平方向气压分布不均匀时，单位质量空气微团在气压场中 所受到的水平方向的静压力称为水平气压梯度力，是产生风的原动力。用符号Gn表示：Gn =- -P/n）由此可以看出 S11、S12、S13、S14：水平气压梯度力与水平气压梯度方向一致， 垂直于等压线，由高压指向低压，等压线越密集，水平气压梯度力越大。 其大小与水平气压梯度数值成正比；与空气密度成反比。随着高度的增加水平气压梯
17、度力增大。,3水平地转偏向力n 研究地球上大范围流体运动时，必须考虑由于地球自转（非惯性系）而引起的地转偏向力的作用。,下一页,S17、S18、S19：An=2sin S15、S16：其方向北半球指向运动右侧90度，南半球指向运动左侧90度。 只改变方向，不改变速度。,4. 惯性离心力CC=V2/r,5摩擦力R R=-kv 近地层空气中，摩擦力的大小与风速和摩擦系数成正比， 负号表示其方向与风速v的方向相反。,下一页,5.3.1 地转风的定义及形成 S32：在自由大气中，空气的水平直线运动称为地转风, （Geostrophic Wind）以vg示，即 S22、S23、S24 、S25：Gn+A
18、n=0，它们的方向关系在北半球符合右手定律， 南半球符合左手定律； S20、S21：地转风是在无摩擦力作用时（如500hp等压面上，沿等高线吹得风）， 水平气压梯度力与水平地转偏向力平衡时产生的风。,下一页,5.3.2地转风公式的意义 根据地转风的定义，水平气压梯度力与水平地转偏向力大小相等，即S40：,当n=60海里（约1个赤道度或1个维度），=1.293Kg.m-3代入得， S40、S41、S42、S43：Vg=4.78*P/sin，从地面图上查取P=4hP S27、S28、S29 、S30、S31：地转风速与水平气压梯度成正比，即等压线密集的地方,地转风大，等压线稀疏的地方，地转风小。
19、地转风速与空气密度成反比。在气压梯度相同的情况下，越往高空风速越大。,下一页,地转风速与纬度的正弦成反比。 当气压梯度相同时，地转风速随纬度的减小而增大。然而， 在低纬地区因地转偏向力很小，无法与气压梯度力平衡，因此， 在赤道附近的低纬地区，地转风是不存在的。 其方向与等压线平行,下一页,5.3.3 风压定律 S98：地转风的方向是由等压线的走向决定的。在地转平衡的情况下， 风沿着等压线吹。 S33、S34、S35、S36 、S37、S38、S39：背风而立，在北半球，高压在右，低压在左； 在南半球，高压在左，低压在右。这就是著名的风压定律，又称白贝罗定律。,下一页,梯度凤 5.4.1 梯度风
20、定义及高低压中梯度风的平衡关系 在自由大气中，空气的水平圆周运动称为梯度风（Gradient Wind）。 S44、S45、S46、S47：梯度风可以看成是水平气压梯度力、 水平地转偏向力和惯性离心力三者平衡时的水平运动。,返回,在北半球低压区,S49、S53、S55：其风向为逆时针方向旋转。,S48、S52、S54：其风向为顺时针方向旋转。,在北半球高压区,低压区梯度风：,高压区梯度风：,5.4.2 梯度风公式的意义 S50、S58、 S64、S66 、S67：最大水平气压梯度的分布是，在高压区（北半球反气旋） 边缘较大（最大可以达到11级）， 在低压（北半球气旋）中心较大。当等压线曲率不均
21、匀时，在曲率较小处， 即等压线平直的地方，等压线较密集； S62、S65：在曲率较大的中心处，即等压线弯曲较大的地方，等压线较稀疏。 纬度越高，空气密度越大，水平气压梯度最大可能值越大。因此， 冬季中高纬在陆上反气旋等压线要密一些。 S51：在500hp的等压面上，沿弯曲等高线所吹的风接近于梯度风。 S61：在高压区（北半球反气旋）边缘风速较大，越向中心部分风速越小， 在中心附近微风或无风，天气晴朗少云。,S125：在开阔洋面上，平直等压线水平气压梯度相等时，在较低纬度未出现大风时， 较高纬度海域一定无大风。 S56：根据梯度风原理，水平气压梯度：在气旋中 没有限值，在反气旋中有限值。 S57
22、、S68：实际上，低压区的风速常比高压去的风速大，其原因是：低压中的水平气压梯度大于 高压中的水平气压梯度。 S59：根据地转风和梯度风原理可知，风速大小与水平气压梯度成正比，那么， 在水平气压梯度相等时，则高压区内风速大。 S60：在水平气压梯度相等时，气旋中的风Vc、反气旋中的风Va和地转风Vg，三者的关系是： Va大于Vg大于Vc,在风力特别强的小尺度系统中，由于空气微团运动轨迹的 曲率半径很小， 地转偏向力比气压梯度力和惯性离心力都小很多，可以略去不计， 此时的平衡运动称为旋衡风（Cyclostrophic Wind）。 例如，龙卷风等天气系统就属于这类运动。 不论是气旋式还是反气旋式
23、旋转的龙卷风都对应着低压， 旋衡风是梯度风的一个特例。,5.5 摩擦层中的风 5.5.1 摩擦力对风的影响 S69、S70、S99、S102、S103、S104、S105、S106、S107、 S108、S109、S110、S111：在摩擦层中，水平气压梯度力、地转偏向力 和摩擦力三者处于平衡状态时 G。A。 R=0 从图中可以看出，在这种情况下，风向与等压线之间存在一个交角a， 相对于等压线来说，空气运动偏向低压一方（南北半球一样）。,5.5.2 摩擦层中的风压定律 S70、S72、S74、S75 、S76、 S77、 S78、S79、S80、S81、S82、S83、S84、S85、S86、
24、 S87、S112、S113、S114、S115、S116、S117、S118、S119： 摩擦层中的风压定律：背风而立，在北半球高压在右后方， 低压在左前方；在南半球高压在左后方，低压在右前方。 S90、S91、S92、S93、S120、S121、S122、S123： 由于摩擦力的作用，在北半球低压区气流绕中心 逆时针方向向中心辐合（底层辐合，高层辐散，并有上升运动）； 高压区的气流绕中心顺时针方向向外辐散（底层辐散，高层辐合， 并有下沉运动）， 南半球则相反。 低压中气流绕中心顺时针方向向中心辐合，高压中气流绕中心 逆时针方向向外辐散。,5.5.3 地面实际风向的确定 在摩擦层中，实际风与
25、等压线间的交角取决于地面粗糙度、大气稳 定度和纬度3个因素。 S73：地面粗糙度越大，稳定度越大，纬度越低时，交角越大；反之， 地面粗糙度越小，稳定度越小， 纬度越高时，交角越小。陆地粗糙度比海面大，因此陆地上的交角比 海面大很多。 S96、S100：通常在中纬地区陆地上交角a约为35一45， 在海面上a约为1020。 3海面实际风速的确定 S94、S95 、S97、S101：通常陆面上的风速（取 1012 m）高度的 风速约地转风1/31/2， 在海面上约为3/52/3。 V0=Vg65% 4风随高度的变化 S88、S89：在这一层中，风速一般随高度的增加而增大，风向则随高度 的增加逐渐向右偏转（北半球）， 当高度在摩擦层下边界至30-50米时，称为近地面层，此时， 风速随高度变化主要与气层是否稳定有关，风向随高度变化不明显。,
