气象学多媒体讲义-第二章
卫星气象学讲义 第二章 卫星的运动和气象卫星
云图、云迹风、高垂直分辨率T、 P、Q廓线、云参数、OLR、SST、地表 特征、闪电分布
METEOSAT
MSG
主
自旋、3通道可见、
要
红外成像仪
自旋、12通道可 见红外成像仪
功 能
云图、云迹风、OLR、 SST、云参数
云图、云迹风、OLR、SST 云参数、地表特征
GOES 卫星
METEOSAT 卫星
第二章 卫星的运动和气象卫星
第一节 卫星的运动规律
一、卫星的运动方程
设想：① 地球、均质、理想球体，质心就是地心； ② 卫星—地球的距离≫卫星本身的大小，质点； ③ 卫星质量/地球质量，忽略卫星的质量； ➃ 忽略其它天体。
取地心为原点，地心指卫星近地点为极轴方向的平面极座 标系，根据引力定律可得到卫星在空间运动的方程组
面间的（升段）夹角。
升交点赤径（）：卫星由南半球飞
春分点 方向
往北半球那一段轨道称为轨道的升段；卫
星由北半球飞往南半球那一段轨道称为轨
道的降段；把轨道的升段与赤道的交点称
升交点。轨道的降段与赤道的交点称降交
点。升交点的位置用赤径表示。
偏心率（e）； 轨道半长轴（a）；
N’
D
r
A
B
倾角
F
轨道平面
NOAA-K 卫星
极轨业务气象卫星（续1）
发射国家
现状
未来发 展
中国
主 要 功 能
FY-1C、D
FY-3
10 通 道 可 见 光 、 红 外 扫 描 辐 射仪
可见红外线成像仪、高分辨 率红外分光计、微波成像仪、 微波辐射仪、、紫外臭氧探 测器、中分辨率成像光谱辐 射仪
2.5天气预报 课件
你知道世界气象日是几月几号吗？
“世界气象日”又称“国际气象日”是世界气象组织成立的纪念日， 时间在每年的3月23日。世界气象组织为了纪念世界气象组织的成 立和《国际气象组织公约》生效日（1950年3月23日）而设立的。 每年的“世界气象日”都确定一个主题，要求各成员国在这一天举 行庆祝活动，并广泛宣传气象工作的重要作用。
天刚拂晓，鸡鸭急着出笼，这是空气沉闷，气压低的缘故， 马上要下大雨了。
冷锋位于内蒙古上空，受冷锋云系的 影响，内蒙古大部分地区以阴雨天为 主。
台风位于台湾省以东洋面。
东北和华北的大部分，及我国东部、 中部、南部各省受高压影响，天气晴 好。
三、制作天气预报
现在的天气预报除了地面观测站收集的信息以外，还有大量用气象 卫星、气象雷达、气象探测火箭、气象探测气球、海洋气象数据自 动收集装置、自动遥感和遥测装置等收集的各种气象信息。气象工 作者利用计算机来处理这些上千万个天气信息数据，模拟天气变化， 从而准确地预报天气。
过境前 过境时
气温高、 出现较大风、 气压低 雨、雪天气
气温低、 多连续性降水 气压高
过境后
气温下降、气压 上升，天气转好
气温上升、 气压 下降，天气转晴
（4）台风系统：
台风是一种破坏力很强的灾害性天气系统
a、大风：近中心最大风力在12级或12级以 上。 b、暴雨：台风是最强的暴雨天气系统之一 。
c、风暴潮：一般台风能使沿岸海水产生上涨。
d、有害：形成狂风暴雨，吹到大树建筑物，危及人们生命和财产 安全，造成经济损失。 e、有利：缓解旱情，缓和高温。 f、易发地区及时间：我国东部沿海地区，夏季 。
4、常见的天气系统对天气的影响
a、高压系统、低压系统影响的范围较大。 在我国，大部分气压系统逐渐向东移动，有些 气压系统（如副热带高压）的位置比较稳定。
成信工动力气象学讲义02大气能量学
大气的运动需要外界提供能量，因此，从能量学的观点来揭示和了解大气环流运动的规律无疑有重要意义。
§1大气能量的主要形式§2铅直气柱中各种能量的比较§3能量方程与能量守恒§4大气中的能量转换事实§5大尺度大气运动的能量循环过程重点：大气中能量的主要形式，动能方程，能量转换事实与能量循环。
§1大气中能量的主要形式设E 表示单位质量空气的某种能量，则任意体积空气的能量E *＝(取质量积分)。
Ed τρτ⎰1基本（独立）形式1）内能：I=(2.1）v C T(2.1)’*v I C Td τρτ=⎰2）（重力）位能：（单位质量空气）（2.2）gz Φ=（2.3）*gzd τρτΦ=⎰3）动能：（2.4）()22221122K V u v w ==++ （2.5）2*12K V d τρτ=⎰ 以后的动能多指水平动能:(2.6）()2221122h h K V u v ==+4)潜热能：（q ：比湿，L ：相变潜热）（2.7）H L q=⋅5）压（力）能：（2.8）/ρ==J p RT2常见的组合形式1）全位能：(2.9）v P I C T gz=+Φ=+2）显热能（感热能，焓）：（2.10）v p h C T RT C T =+=3）温湿能（湿焓）：（2.11）h p E C T Lq=+4）静力能：(2.12）p E C T gz Lqσ=++干静力能：（2.13）d p E C T gz =+5）总能量：（2.14）221122t v p p E C T gz V Lq C T gz Lq V ρ=++++=+++干空气总能量：（2.15）212td p E C T gz V =++图2.1地球－大气系统的能量收支与平衡3有效位能(APE,Available Potential Energy)大气能量的诊断计算表明维持大气运动所需的动能来源为：太阳辐射能全位能有效（可用）位能动能→→→大气通过吸收太阳辐射而使其全位能增加，再由全位能转变成动能。
气象学 第二章
sinh sin sin cos cos cos
– 例：计算广州(φ=23°8′N)1月15日 (δ=－21°17′)正午时(ω=0)的太阳高度角。 将已知条件代入上式有： sin h=0.71427 h= 45°35′ – 中午是时太阳高度角的计算： h= δ- φ+90° (太阳在天顶以南) h= φ - δ +90° (太阳在天顶以北)
– 地平坐标：地面一点的铅直线与天球相交于天 顶和天底，地平圈与天顶轴垂直，通过天顶和 天底而与地平圈垂直的大圈为地平经圈，与地 平圈平行的小圈称为地平纬圈，地平纬圈与地 平圈间的角距为地平纬度。通过南点的地平经 圈为起算点，向西计算(顺时针)的角距为地平经 度。地平坐标就是用地平纬度(高度角)和地平经 度(方位角)决定天体位置的坐标。 – 赤道坐标：以地球中心为天球中心，地轴延长 线与天球相交，交点称为天极，与天轴垂直的 大圈为天球赤道，通过天极而与天球赤道相垂 直的大圈称为时圈或赤经圈，与天球赤道相平 行的小圈称为赤纬圈，赤纬圈与天球赤道的角 距为赤纬，向北为正，向南为负，通过天顶和 天底的时圈为子午圈。
普朗克定律
– 绝对黑体放射能量在光谱中的分布可由此定 律得出，它指出了绝对黑体的放射能力 ε0(λ,T)随波长和温度而变的关系。 – 在温度T时，黑体表面单位面积所放射的波 长介于λ到λ+ d λ之间能量为：
C1 0 (, T)d 5
1 e
C2 T
d 1
– 其中C1=2πhc2，C2=hc/k，c=3×108m· -1为光速， s h=6.63×10-34J· s为普朗克常数，k=1.38×10-23J· -1 为 K 波尔兹曼常数，即C1=3.74×10-16W· 2，C2=1.438×10m 2m· K – 该定律指出了放射能量最大值的波长随着温度的增加而 移向波长较短的区域，而且放射的总能量随着温度增加 而增大
气象学第二章
25
大气对太阳辐射的削弱作用 作用 形式 参与作用的大 气成分 波长范围 作用特点
臭氧（平流层）
吸收 水汽、二氧化碳 （对流层）
紫外线
红外线 各种波长同 样被反射
吸收强烈，有选
择性，大部分可 见光可穿透 无选择性，反 射光呈白色 向四面八方散 射 ，有选择性
反射
云层、尘埃 空气分子、 微小尘埃
散射
7
太阳直射点所在的纬度称为太阳赤纬。
δ
8
特殊日期δ的值： 春分日(21/3)或秋分日(23/9)：δ＝0°
夏至日(22/6)：δ＝23.5°
冬至日(22/12)：δ＝-23.5°（23.5°S）
9
ω的确定 ω是用角度表示的时间，每15°为一小时 正午：ω＝0； 上午：ω＜0； 下午：ω＞0，。 正午时刻h的计算公式
13
光照时间 光照时间＝可照时数＋曙暮光时间 曙暮光 在日出前和日落后，太阳光线在地平线以下
0°～ 6°时，光通过大气散射到地表产生一定的光
照强度，这种光称为曙光和暮光。 一般曙暮光随纬度升高而加长；夏季尤为显著。
14
三、太阳辐射在大气中的减弱
天文辐射
同时间的纬度分布差异 → 天文气候带
同纬度的时间分布差异 → 天文季节
一把伞，减弱了到达地面的太阳辐射，对地面有降温作
用，这种现象称之为大气阳伞效应。
火山喷发形成的阳伞效应
41
五、地面辐射差额(B)
定义 在单位时间内，单位面积地面所吸收的辐射与放出的辐 射之差，称为地面辐射差额(B)。也称地面净辐射。 计算公式 B ＝(S’+ D)(1 –r) - E0
42
影响因素
10
5.6
【2021】气象学原理与气候学第二章.完整资料PPT
高
B
A
C
（3）气象要素（指温度、气压、湿度、风向、风速、
辐射等）的水平分布不均匀
2、平流层（stratosphere）
平流层的主要特征： （1）气温随高度的上升而 升高 （2）空气以水平运动为主 （3）水汽含量极少，大多 数时间天气晴好
3、中间层(meosophere)
特征：气温对高度的增加迅 速降低，气流有强烈的垂直 运动，故又称为高空对流层。 其顶部的气温可降至－ 113℃～－83℃。
为正值，通常以 表示， 即
。 T
Z
0 表示气温随高度的升高而降低；
0 表示气温随温度的升高而升高，这种气层称
为逆温层；
0 表示气温随高度不产生变化，这种气层称为等
温层。
根据温度、成分、电荷等物理性质，同时考虑 大气的垂直运动状况，将大气分为对流层、平 流层、中间层、热层和散逸层五层。
分布： 10～50㎞高度的平流层大气中，极大值在20～30 ㎞ 高度之间。
平流层臭氧的作用： （1）阻挡强紫外辐射到达地面，保护了地球上的生 命。 （2）臭氧层吸收的太阳紫外辐射能量使平流层大气 增温，对平流层的温度场和大气环流起着决定性作用。
对流层内的臭氧是一种大气污染物
（1）是一种强氧化剂，能促进二氧化硫的氧化及氮 氧化物的转化，这些过程是酸雨和光化学烟雾的主要 成因之一；
4、热层（thermosphere）
特征： （1）气温随高度的增加迅 速升高。 （2）空气处于高度电离状 态。
五颜六色的极光
5）散逸层（exosphere ）
大气的最高层，温度 随高度很少变化；大 气粒子经常散逸到宇 宙空间，是大气圈与 星际空间的过渡地带。
第二节 主要的气象要素
气象学第二章辐射讲课文档
λmax=2897/288=10μm
现在十五页，总共九十五页。
基尔霍夫定律 （Kirchhoff）
物体易发射某波段的电磁波，同时也易吸收相同波 段的电磁波 物体对电磁波的吸收是有选择性的，如大气、水、 玻璃、塑料薄膜、雪等。
（大气温室效应原理）
现在十六页，总共九十五页。
• 铁在常温下为黑色，高温下为白色？ • 黑色的路面、墙面等的温度变化 • 红外测温仪、夜视设备、红外感应等
• 冷血动物（蛇等） • 太阳能的利用
现在十七页，总共九十五页。
现在十八页，总共九十五页。
现在十九页，总共九十五页。
2.太阳辐射
2.1 影响太阳辐射的天文因素 2.2 太阳辐射概述 2.3 大气层对太阳辐射的影响 2.4 到达地面的太阳辐射 2.5 植物与太阳辐射的关系
强，但这一区域的太阳辐射很微弱，被吸收后对整个太阳辐射影响不大。
现在四十九页，总共九十五页。
散射作用
又称雷莱散射
辐射遇到大气中的质点，以此为中心向 四面八方散开。只改变方向。
分子散射 类型
高层大气，或天空晴朗 散射质点：分子 散射强度：与波长的四次方
成反比 蓝天、多彩天空的原因
粗粒散射
天空多尘埃、云雾时 散射质点：粒子 散射强度：与波长无关
，对免役系统有一定危害。紫外线作用下 ，皮肤细胞中会产生一些黑色素，黑色素 可吸收紫外线，起到保护作用（白种人与 日光，皮肤癌）。
现在四十三页，总共九十五页。
紫外线指数预报
• 紫外线指数：中午前后到达地面的紫外线对人体可能造 成的损害程度。
• 用0至15表示。夜间为0，最强为15。 1级：0、1、2 2级：3、4
气象学整理最终版上课讲义
气象学整理最终版第一章—引论1、天气与气候的区别与联系、气候系统的概念；答：天气是气候的基础，气候是天气的总结与概括。
一个完整的气候系统应包括对气候形成、分布和变化有直接或间接影响的各个环节，除太阳辐射这个主要能源外，气候系统包括大气圈，水圈，冰雪圈，陆地表面和生物圈等五个子系统。
2、大气的分层：分为几层？各层温度随高度变化的特点及其原因？答：分为五层，分别是对流层，平流层，中间层，热层，散逸层。
对流层：气温随高度增加而降低。
由于对流层主要是从地面得到热量，因此气温随高度增加而降低。
平流层：气温最初保持不变或微有升。
约30KM以上，气温随高度增加而显著升高，在55KM高度达到-3摄氏度。
因为平流层存在着臭氧。
中间层：气温随高度增加而迅速下降。
原因是由于中间层没有臭氧，而氮和氧等气体所能直接吸收的那些波长更短的太阳辐射又大部分被上层大气吸收掉了。
热层：气温随高度增加而迅速增高。
因为波长小于0.175微米的太阳紫外辐射都被该层中的原子氧、氮所吸收的缘故。
散逸层：气温随高度增加很少变化。
因为散逸层距离地心较远，地心引力较小。
3、对流层的三个主要特征是什么？什么是气温直减率？答：三个主要特征是：1、气温随高度增加而降低。
由于对流层主要是从地面得到热量，因此气温随高度增加而降低。
2、垂直对流运动。
由于地表面的不均匀加热，产生垂直对流运动。
对流运动的强度主要随纬度和季节的变化而不同。
一般情况是：低纬较强，高纬较弱；夏季较强，冬季较弱。
因此对流层的厚度从赤道向两极减小。
空气通过对流和湍流运动，高、低层的空气进行交换，使近地面的热量、水汽、杂质等易于向上输送，对成云致雨有重要的作用。
3、气象要素水平分布不均。
由于对流层受地表的影响最大，而地表面有海陆分布、地形起伏等差异，因此在对流层中，温度、湿度等的水平分布是不均匀的。
平均而言，高度每增加100m，气温则下降0.65摄氏度，被称为气温直减率。
4、臭氧的功用及在大气中的分布特点？大气气溶胶的作用？答：臭氧能大量吸收太阳紫外线，使臭氧层变暖，影响大气温度的垂直分布，从而对地球大气环流和气候的形成起着重要的作用。
气象学多媒体讲义
船舶海洋气象导第二十一章第一节气象导航概述一、气象导航的概念1、定义船舶气象定线( Ship Weather Routi ng )根据大洋气候资料、准确的长期、中期、短期天气和海况预报，结合船舶性能和装载特点，为船舶选择最佳路线，并在航行中利用不断更新的天气和海况预报修正航线，指导航行，以达到在最短的时间内和损失最小的情况下完成航行的航海技术。
气象导航所推荐的航线称为气象航线 ( Weather Routes )，又称为最佳航线 ( OTSR －Optimum Track Ship Routing )。
2、分类——岸上气象导航(简称岸导)――船舶自行气象导航(简称自导)――船岸结合导航岸导――由岸上成立的专门船舶气象导航机构，为船舶提供优选航线和跟踪导航服务。
自导一一船长根据所能得到的气象和海洋资料，结合本船性能和装载情况，经综合分析自行选择最佳路线。
船岸结合导航一一岸导机构为船长提供初始推荐航线和中期天气、海况预报，最后由船长选定航线；或是岸导机构为船长提供第一阶段航线(从进入公海开始至48h 的这段航线)，并在航行中不断提供气象、海洋方面的预报资料，以后的航线设计由船长完成。
目前，岸导是实施气象导航的最主要方式。
二、气象航线与气候航线的关系1 、气候航线――根据长期的天气和海况资料分析得出的平均特征即气候资料，结合航海经验，总结分析出与各大洋的季节特征相适应的航线，称为气候航线。
2、气候航线的不足――航行在气候航线上的船舶遇到的实际天气和海况有时与平均状况有很大差别，这时沿气候航线航行就达不到预期的效果，甚至会因意外的灾害性天气造成船、货损以及费时等损失；――按气候资料认为是不适宜航行的海域，在某些时候却会出现利于航行的好天气。
3、气象航线的优势――充分考虑了航线上未来的各种天气过程，使船舶可以及时避开危险航行区域和充分利用有利的天气海况条件。
4、两者的关系――由于气象航线对天气和海况预报时效有较高要求，但目前国际上天气海况的中、短期预报较准确，长期预报的准确率还无法满足10 天以上跨洋航线的要求。
气象学与气候学 第二章 大气的热能和温度
黑体的温度与其辐射光谱联系起来了。即使对非黑体，只要知道它们
的温度和吸收率，利用基尔荷夫定律，它们的辐射能力也可以确定。
2006-09-13
6
太阳辐射光谱和太阳常数
• 图2.5太阳辐射光谱是如何绘出的？ • 所以：
太阳表面温度6000K，太阳辐射最强的波长为0.457微米，称短波辐 射，太阳中心为2万多度。 大气约250K，大气辐射称长波辐射 地面约300K，地面辐射称长波辐射
• 这种辐射能量的现象又叫热辐射。热辐射 是传递热量的一种方式，以光速传播，既 不靠介质，也不靠对流。
2006-09-13
2
• 单位时间内通过单位面积的辐射能量称辐 射通量密度（E），单位是W/m2。
• 单位时间内，通过垂直于选定方向上的单 位面积（对球面坐标系，即单位立体角） 的辐射能，称为辐射强度（I）。其单位是 W/m2 或W/sr。
2006-09-13
10
地面对太阳辐射的反射
• 地表对太阳辐射的反射率，决定于地表面的性质和状态。 • 陆地表面对太阳辐射的反射率约为10％—30％。其中深色土
比浅色土反射能力小，粗糙土比平滑土反射能力小，潮湿土 比干燥土反射能力小。 • 雪面的反射率很大，约为60％，洁白的雪面甚至可达90％。 • 水面的反射率随水的平静程度和太阳高度角的大小而变。当 太阳高度角超过60°时，平静水面的反射率为2％，高度角 30°时为6％，10°时为35％，5°时为58％，2°时为79.8 ％，1°时为89.2％。对于波浪起伏的水面来说，其平均反射 率为10％。因此，总的说来水面比陆面反射率稍小一些。
太阳辐射在大气中的减弱
它是波长与温度的函数。
太阳表面温度6000K，太阳辐射最强的波长为0. 太阳辐射光谱和太阳常数
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第二章气温和湿度
气象要素――表征大气状态的物理量或物理现象，如气温、湿度、气压、风、云、能见度、雾、雷暴、雨、雪、冰雹等。
第一节气温
一、气温的定义和单位
1、气温（Air Temperature）：表示空气冷热程度的物理量
2、三种常有温标之间的换算关系：
1) 三种温标对纯水冰点和沸点的定义：
冰点沸点等分
摄氏温标（℃） 0 100 100
华氏温标（℉） 32 212 180
绝对温标（K） 273 373 100
2）三种温标的换算关系
已知X℃，则对应的
华氏温标Y（℉）＝9•X/5＋32
绝对温标Z（K）＝273＋X
若已知Y℉，则对应的
摄氏温标X（℃）＝5×（Y－32）/9
绝对温标Z（K）＝273＋5×（Y－32）/9
二、太阳、地面、大气辐射
太阳辐射：一种短波辐射
地面辐射：一种长波辐射
大气辐射：波长与地面辐射波长几乎相同，也是长波辐射
大气逆辐射：大气辐射是向各个方向的，其中向地面的那一部分，因刚好与地面辐射方向相反，故称之～。
结论：太阳辐射是地球表面和大气唯一的能量来源，但大气受热的主要直接热源是地球表面的长波辐射。
三、空气的增热和冷却
1、气温的非绝热变化
实现气温非绝热变化的方式（物理过程）有：
1）辐射：长波辐射是地面和大气之间交换热量的主要方式。
2）对流与平流：
对流（Convection）——空气在垂直方向上有规则的升降运动，是上、下层空气热量传
递的方式之一。
平流（Advection）——大范围空气的水平运动（风），同时伴有某种物理量的输送，是
不同地区空气交换热量的主要方式。
3）水相变化：蒸发和凝结也可实现地面与大气、空气块与空气块之间交换热量。
4）乱流：又叫湍流（Turbulence），指空气微团的无规则运动。
一般只发生在贴近地面1km以下的摩擦层内。
乱流可使热量、水分和微尘在各个方向上分布趋于均匀5）热传导：通常不予考虑。
2、气温的绝热变化
1）干绝热变化
a. 定义：干空气块或未饱和湿空气块在绝热上升或绝热下降过程中温度的变化
（因没有水汽的增加或减少，故没有凝结潜热的释放或吸收）
空气块绝热上升，体积膨胀，对外作功，消耗自身内能，气温下降
空气块绝热下降，外界压缩气块对气块作功，气块内能增加，气温升高
b. 干绝热直减率：以Υd表示，指在干绝热过程中，气块温度随高度的改变率。
据计算，Υd＝0.98K/100m≈1℃/100m
表明，干空气块或未饱和湿空气块每绝热上升100米，气温下降1℃，每绝热下
降100米，气温上升1℃
c. 干绝热线（Υd线）：因Υd是常数，故Υd线是斜率不变的直线(见图2-2)
2）湿绝热变化
a. 定义：饱和湿空气块在绝热上升或绝热下降过程中温度的变化
(上升中水汽减少，有潜热释放补充内能；下降中水汽增加，要吸收潜热消
耗内能，使气块始终处于饱和)
空气块绝热上升，体积膨胀，气温下降，便有水汽凝结释放潜热，潜热对气块的
加热使上升冷却变缓慢
空气块绝热下降，外界压缩气块，气温升高，有水滴蒸发吸收潜热，使气块的下
降增温作用减弱
b. 湿绝热直减率：以Υm表示，指在湿绝热过程中，气块温度随高度的改变率。
由分析可知，Υm<Υd，即Υm<1℃/100m
表明，饱和湿空气块每绝热上升100米，气温下降不足1℃，每绝热下降100米，
气温上升不足1℃；Υm是变量，通常取0.5或0.6℃/100m。
c. 湿绝热线（Υm线）：Υm是变量，故Υm线是曲线，在温度高度图上，偏于Υd
线的右方(见图2-2)。
干绝热线、湿绝热线――――状态曲线
四、气温的日、年变化
1、日变化
1) 日变化特点：一天中最高气温（Tmax）：陆地上在13～14时，海洋上在12时30分
最低气温（Tmin）：近日出前
2）气温日较差：Tmax－Tmin
3）影响日较差的因素：
下垫面性质：陆地日较差>海洋，沙漠最大
纬度：低纬日较差>高纬
季节：夏季日较差>冬季
天空状况：晴天日较差>阴天
海拔高度：低处日较差>高处
2、年变化
1）年变化特点：
一年中月平均最高气温（Tmax）：北半球，陆地在7月，海洋在8月
南半球，陆地在1月，海洋在2月
最低气温（Tmin）：北半球，陆地在1月，海洋在2月
南半球，陆地在7月，海洋在8月2）气温年较差：月平均Tmax－月平均Tmin
3）影响年较差的因素：
下垫面性质：陆地年较差>海洋，沙漠最大
纬度：高纬年较差>低纬，赤道最小
但赤道上气温有两高，在春分、秋分时，有两低，在冬至、夏至海拔高度：低处年较差>高处
五、海平面平均气温的分布
海平面平均气温的分布特点
1、赤道附近气温最高，向两极逐渐降低，地表的最高气温带在10°N附近
2、等温线大致与纬圈平行，南半球表现明显
北半球差异较大：冬季，大陆等温线凹向赤道，海洋凸向极地，夏季相反。
墨西哥湾流对气温分布的影响：如60°N以北的挪威、瑞典1月气温比同纬度的亚洲及北美东岸高10℃～15℃
对气温分布有影响的高大地形：青藏高原、洛矶山、阿尔卑斯山等
3、地球上的冷极：北半球，冬季两个——西伯利亚、格陵兰；夏季——北极附近
南半球，南极附近，是全球气温最低的地方
第二节湿度
一、湿度的定义和表示方法
1、水汽压（e）
大气中所含水汽引起的分压强，单位――百帕(hPa)或毫米水银柱高(mmHg)
空气中实际水汽含量越多，e值越大；实际水汽含量越少，e值越小。
水汽压的大小直接表示了空气中水汽含量的多少。
饱和空气的水汽压称为饱和水汽压(E)，E是温度的函数，随温度的升高而增大
当e < E时，空气未饱和；当e = E时，空气正好达到饱和；当e >E时，空气过饱和。
2、相对湿度(Relative Humidity，用f表示) f=e×100%/E
f的大小，表示空气距离饱和的程度。
当气温一定时
若e < E，即f < 100%，则空气未饱和，f值越小，空气距离饱和程度越远
若e = E，即f = 100%，表示空气饱和
若e > E，即f > 100%，则空气过饱和
3、露点(td)空气中的水汽含量不变且气压一定时，降低气温，使末饱和空气刚好达到饱和
时的温度称为露点温度(Dew-point Temperature)，简称露点。
单位同气温。
空气中的水汽含量不变且气压一定时，降低气温，使末饱和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。
单位同气温。
水汽含量多，对应的td就高；水汽含量少，对应的td 就低。
常用气温与露点之差⊿t=t-td的大小大致判断空气距离饱和的程度：
若⊿t>O，空气未饱和，⊿t越大，距离饱和越远
若⊿t=O，即气温与露点相等，空气饱和。
若⊿t<O，空气过饱和，自然界中不常见
4、绝对湿度(a)
绝对湿度――单位容积空气中包含的水汽质量，单位g•cm-3或g·m-3。
实际上它代表水汽密度，反映空气中水汽的绝对含量。
空气中的水汽含量越多，绝对湿度越大。
绝对湿度与水汽压成正比，两者间的关系为：
当气温t=16℃ (289K)时，a=e，a的单位g·m-3，e的单位mmHg
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。