气象要素

第一章海洋气象要素
第一节大气概述一.几个重要的专业术语 1.大气（Atmosphere）：包围地球表面的整个大气层。

2.气象要素（Meteorology elements）：反映大气状态的物理量或物理现
象，主要有：气温、气压、风、湿度、云、能见度和天气现象P40。

3.天气(Weather)：指一定区域在较短时间内各种气象要素的综合表现。

天气表
示大气运动的瞬时状态。

4.气候 (Climate)：指某一区域天气的多年平均特征，其中包括各种气象要素
的多年平均及极值。

气候表示长时间的统计平均结果.
二、大气成分
1.大气主要成分：大气主要由多种气体（干空气）、水汽和悬浮的杂质构成。

（1）干空气（Dry air）:（除水汽和杂质以外的空气）主要成分为氮（78.09%）、氧(20.95%)、氩（0.93%）、二氧化碳（0.03％）。

稀有气体：氢、氖、氦、氪、氙、氡、臭氧等。

（2）大气是可压缩气体，大气密度随高度增加而迅速减少。

观测表明，10公里以内集中了75%的大气质量，35公里以下则达99%，近地面空气标准密度为 1.293千克/立方米。

影响天气气候变化的主要大气成分为二氧化碳、臭氧和水汽。

2.大气中的易变成分
（1）二氧化碳（carbon dioxide）:平均含量0.03%,若达到0.2-0.6％，就对人体有害。

二氧化碳能强烈地吸收和放射长波辐射，•对地面和大气的温度
分布有重要影响，类似温室效应，直接影响气候变迁。

含量城市多于农
村，夏季多于冬季，室内多于室外。

（2）臭氧（ozone）：主要存在于20-40公里气层中，又称臭（ Ozonsphere）。

臭氧是吸收太阳紫外线的唯一大气成分，若没有臭氧层，人类和动
物、•植物将受到紫外线的伤害。

（3）水汽（vapour）：含水汽的空气叫做湿空气（wet air）。

空气中的水汽含量随纬度、时间、地点而变化。

湿空气在同一气压和温度下，只有干空气密度
的62.2％。

大气中水汽含量范围在0～4％，具有固、气、液三态，是常温下
发生相变的唯一大气成分，它也是造成云、雨、雪、雾等现象的主要物质条件。

水汽能强烈地吸收和放出长波辐射，并在相变过程中吸收和放出潜热能，对地面和空气的温度影响很大。

（4）杂质：悬浮在空气中的固体或液体微粒，主要包括尘埃、烟粒、细菌、病毒、花粉和微小盐粒等。

它们主要集中在大气的低层，影响能见度，能吸收部分辐射，并对太阳辐射具有散射作用。

在水汽相变过程中，杂质可以作为凝结核。

三.大气的垂直分层根据气温、水汽的垂直分布、大气扰动和电离现象等要素的变化规律，可将大气分为五个层次。

1.对流层（Troposphere）：
下界为地面，上界随度和季节变化，平均厚度10-12公里。

通常在高纬为6-8Km，中纬度10-12Km，低纬度17-18Km。

夏季对流层的厚度比冬季高。

对流层集中了大气质量的80％和全部水汽，与人类关系最为密切，大气中几乎所有的物理和化学过程都发生在该层。

对流层具有三个主要特征。

⑴气温随高度而降低。

平均幅度为-0.65℃/100m。

即γ＝0.65℃/100m 称γ为
气温垂直递减率。

⑵具有强烈的对流和湍流运动。

是引起大气上下层动量、热量、能量和水汽等
交换的主要方式。

⑶气象要素沿水平方向分布不均匀。

如温度、湿度等。

2.平流层（Stratosphere）：
厚度：自对流层顶到大约55Km左右。

特点：
①空气的垂直运动比较弱，主要是水平运动。

②水汽含量少。

③气温随高度递增（最初等温，到20-25Km气温突增，主要是臭氧吸收太阳紫
外线）。

④气层稳定利于飞机飞行。

3.中间层（Mesosphere）：
厚度：自平流层顶到85Km左右。

特点：
①温度随高度迅速下降（无臭氧，有强烈垂直运动）。

②大约在65Km处是电离层，白天强，夜间弱。

4.热层（Thermosphere）：
厚度：85-800Km。

特点：①气温随高度迅速增加。

②空气高度电离，•又称电离层。

•电离层的程度也有差别，比较强的为E
层（100-120Km）和F层（200-240Km），反射无线电波，对通信有重要意义。

5.逸散层（Exosphere）:
厚度：800Km以上。

特点：气温也随高度增加，大气质点摆脱地球引力的束缚，向星际空间散逸。

※大气的垂直高度（大气上界）：大气很难定出上界，一般以物理现象发生的最高高度为上界。

极光发生在高纬度不同高度上，但最高达到1000-1200Km作为大气的物理上界.•但由卫星探测的大气上界为2000-3000Km。

四. 摩擦层与自由大气根据大气运动的不同特征通常将对流层分为：
1.摩擦层(friction layer) ：摩擦层又称边界层，从地面到1Km高度，其厚度夏
季高于冬季，白天高于夜间。

湍流输送是该层的基本运动特点。

2.自由大气(free atmosphere) ：自由大气的基本运动形式是波动，地面摩擦作用
减小，可忽略不计，这样大气的运动显得比较简单和清楚。

3.对流层顶：厚度约为1-2Km，温度随高度呈等温或逆温状态。

五.大气和海洋污染1.大气污染：二氧化碳的逐年增多将导致地球变暖并引起全球天气和气候的异常变化。

导致极冰融化、海面上升、一些陆地和港口将被淹没。

另外，大气中
的粉尘、二氧化硫、一氧化碳、一氧化氮、硫化氢、碳氢化合物和氨等。

严重
污染大气，对人类造成极大危害。

2.海洋污染：污染途经是降水、江河经流、大气环流、涨落潮、污水排放、海上
采油采矿和船舶排污。

其污染具有污染源广、持续性强、扩散范围大、危害严
重等特点。

必须严格遵守《防止船舶污染海洋的国际公约》。

否则，制裁是相当严厉的。

第二节气温（Air Temperature）
一、气温概述
气温是大气的重要状态参数之一，是天气预报的直接对象。

气温的分布和变化与气压场、风场、大气稳定度以及云、雾、降水等天气现象密切相关。

1.定义：气温是表示空气冷热程度的物理量。

可以通过温度表或温度计直接测得。

2.温标及其换算：温度的数值表示法称温标。

常用的温标有三种。

①摄氏温
标℃：把水的冰点温度定为0℃，沸点为100℃，多数非英语国家使用。

②华氏温标°Ｆ：水的冰点温度定为32°F，沸点212°F。

一些英语国家多使用。

摄氏与华氏的关系： C=5/9(F-32) F=9/5 C+32
③绝对温标(K氏温标) K：水的冰点温度定为273K，沸点为373K（由英国物理
学家Kelvin提出）。

多用于理论计算。

关系： K＝273＋C
3.控制气温变化的因子：
①太阳、地面和大气辐射：
辐射的基本特性在自然界中凡高于绝对零度的物体均发出电磁波，电磁波按其波长分为γ射线、X射线、可见光、红外线和无线电波。

温度高，辐射强，多为短波；温度低，辐射弱，多为长波。

不同波长的辐射具有不同的吸收，反射和透射特性。

物体因放射辐射消耗内能而使本身的温度降低，同时又因吸收其它
物体放射的辐射能并转变为内能而使本身的温度增高。

太阳（表面温度约为6000K）放出短波辐射（0.15～4μm）。

地面和大气（温度约为300K）放出长波辐射(3～120μm)。

太阳辐射是地球和大气的唯一能量来源。

若将太阳对地球大气系统的辐射作为100份，其中地球大气系统反射和散射占30份，大气吸收占19份，地球表面吸收51份。

地球表面通过长波辐射（21份）、热传导（7份）和水汽相变（23份）等过程释放能量，大气在吸收太阳短波辐射和地面长波辐射的同时又放出长波辐射（19份），最终向外层空间的辐射总量也为100份，使地球大气系统的温度保持恒定。

地球表面接收到的太阳辐射随纬度是不均匀的，而地球表面放出的长波辐射随纬度变化不大，因此，全年平均而言，赤道热带地区得到热量，极地高纬地区失去热量（如图）。

大气和海洋中热量的经向交换，使各纬度带的年平均气温变化保持恒定。

②空气增热和冷却方式 空气的增热和冷却主要是非绝热过程引起的，受下垫面的
影响很大。

下垫面是泛指不同性质的地球表面。

下垫面与空气之间的热量交换途径有以下几种：A.热传导（Conduction）：空气与下垫面之间，通过分子热传导过程交换热量，又称感热。

空气是热的不良导体。

仅在贴近地面几厘米以内明显，故通常不予考虑。

B.辐射（Radiation）：地气系统热量交换的主要方式。

地面吸收太阳短波辐射，放射出长波辐射加热大气。

如白天辐射增温，夜间辐射冷却。

C.水相变化：水有液态、气态和固态之间的变化。

液体水蒸发，吸收热量；水汽凝
结放出热量。

一般下垫面水蒸发，吸收热量；上空水凝结放出热量。

从而通过水
相变化将下垫面的热量传给上层大气。

D.对流（Convection）：一般将垂直运动称对流，对流又分热力对流和动力对流。

由于空气受热不均引起有规则的热空气上升冷空气下沉称热力对流。

由于动力作用造成的对流运动称动力对流，如空气遇山爬升等。

E.平流（Advection）：水平运动称平流。

平流是大气中最重要的热量传输方式，范围大，持续时间长。

如南风暖、北风寒、东风湿、西风干。

平流是指某种物理量的水平输送，如温度平流、湿度平流等。

F 乱流：又称湍流（Turbulence），是空气不规则的运动。

乱流是摩擦层中热量、能
量和水汽交换的主要方式。

综上所知，空气与下垫面之间的热量交换是通过多种途径进行的。

通常，地面与大气之间的热量交换以辐射为主，乱流和水相变化次之；各地空气之间的热量交换以平流为主；上下层空气之间的热量交换以对流和乱流为主。

在非绝热过程中，当空气上升时，膨胀降温；下降时，压缩增温。

③海陆热力性质差异对气温变化的影响
海面和陆面是两种热属性很不相同的下垫面 , 如果吸收同样的热量 , 海面温度与陆面温度的变化有很大不同 , 海面变化缓和 , 陆面变化剧烈。

这是因为
A.热容量的差异：海水的容积热容量 (1cnf 海水升温 1 ℃所需要的热量 ) 大
约为土壤容积热容量的 2 倍 ( 约为空气容积热容量的 3100 倍)。

因此 , 在热量收支相同的情况下 , 水面温度变化比土壤温度小很多，海面温度的升降不及陆面的一半。

B.物态的差异：海水是液体具有流动性。

通过对流和乱流向较深层次传播 , 还有
水平方向的流动 , 热量向较大的范围传播。

海水是透明的，太阳辐射穿透陆地只限于表面一个薄层 , 在海洋上太阳辐射却可达几十米深 , 因此同样多的太
阳辐射在海洋中分配在相当深的水层中, 引起水层温度升高不会太大；而大陆上太阳辐射却集中在一浅层，能引起温度较大幅度升高。

因此陆面温度比海面温度对太阳辐射敏感得多。

C.蒸发的差异：海水吸收太阳热量之后 , 温度可以增高 , 但是温度愈高,蒸发愈
快，因蒸发要消耗大量的热量 , 所以就限制了海面温度的上升。

陆地虽然也含有水分 , 也发生蒸发作用 , 但它所含的水分远不如海洋充足 , 不容易得到蒸发的调剂作用 ,因此 ,陆面温度的变化显得格外剧烈；另外, 海洋上由于蒸发旺盛 , 使云量增多 , 这样在白天能减弱透达海面的太阳辐射, 在夜间又能避免海面辐射的大量损耗, 使海面温度变化趋于和缓。

由此可知 , 海洋具有很大的热惯性 , 它不仅保持本身温度变化幅度小 , 还使受海洋调节作用的气温变化也缓和。

④厄尔尼诺现象和拉尼娜现象（气温的异常年变化）A.厄尔尼诺（El Nino）是指赤
道太平洋东部和中部海域大范围海水出现异常增温的现象。

这种现象的出现可造成全球天气异常。

厄尔尼诺现象可能是海洋和大气之间不稳定的相互作用引起的。

B.拉尼娜（Lanina）是指赤道附近东太平洋水温反常变化的一种现象。

拉尼娜现
象与厄尔尼诺现象正好相反。

指的是洋流水温反常下降。

C.厄尔尼诺和拉尼娜现象都成为预报全球气候异常的最强信号
第二节气温（Air Temperature）
二.气温的日年变化大气的热量主要来自下垫面，气温具有与下垫面温度类似的周期性变化。

如冬寒夏暖、午热晨凉反映了气温日、年变化的一般规律。

1.日变化: A．最值：一天中气温昼高夜低，有一个最高温度和最低温度。

度陆地上最高气温夏季出现在14～15点，冬季出现在13～14点。

海洋上最高出现在12:30。

陆地上最低气温出现在日出前，海洋上迟后1～2小时。

日最高温度为什么不出现在中午？
夏天很热，但一天当中最热的时候不在太阳光直射的中午，而是在中午后的几小时内，这是人人都能感觉到的。

为什么呢？
这是因为影响空气温度的主要因素，是太阳辐射强度，太阳光热并不能直接使气温升高。

空气中的各种气体直接吸收阳光的热能只有14%左右，而43%左右被地面所吸收。

地面吸收了太阳辐射热量后，再通过辐射、对流、乱流等形式向空气中传导，这种向上输送热量的结果，是使气温增高的主要原因。

所以说，地面温度的升高，主要是吸收太阳辐射能量的结果。

太阳光照射到地面上，晒热了地面，地面吸收的热再放出去烘热空气，空气的温度主要是间接从地面得到的。

虽然夏天的中午，太阳光照射地面最接近直射，地面和空气受热量强，但地面放出的热量，少于太阳所供应的热量，所以此时并非是热的时候。

中午以后，地面温度仍能继续升高，一直等到地面放出的热量等于太阳所供应的热量时，地面温度才能升到最高；
而近地面气温的升高，必须从地面放出的热量得到，这一切都需要时间，因此夏天最热的时候不是中午，而是午后2—3点钟的时候。

同理，太阳下山后，空气和地面都同时失去了太阳光热的供应，因此开始不断地散失热
量，气温也就不断降低，到第二天清晨，这时地面温度下降到最低值。

所以一般在日出前空气
温度最低。

气温的日较差：一日中最高气温与最低气温之差。

其大小与纬度、季
节、下热面性质、海拨高度及天气状况有关。

一般有：低纬＞高纬；陆上＞海上；夏季＞冬季；晴天＞阴天；低海拨＞高海拨。

（吐鲁番海拔-154m，日较差大）2.气温的年变化：
A．年变化最值：一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。

陆地：北半球:最高在七月份,最低在一月份。

南半球:最高在一月份,最低在七月份。

海洋：比陆地迟后一个月,即最高在八月,最低在二月。

年较差：一年中月平均最高气温与月平均最低气温之差。

它与下热面的性质、纬度和海拔等有关。

高纬＞低纬；陆上＞海上；海拔低＞海拔高
三、海平面平均气温的水平分布特点 海平面平均气温从赤道向高纬递减，南半球等温线大约与纬圈平行，北半球由于海陆分布不均匀，等温线不与纬圈平
行。

①夏半球的等温线比较稀疏，冬半球较密集。

（夏季温差小，冬季温差大）
②夏季大陆为热源，海洋为冷源。

冬季相反。

（海陆热力性质差异）
③冬季北大西洋的等温线向北突出十分显著。

（这是由墨西哥湾流造成的）。

④在
南半球不论冬夏，最低气温均出现在南极地区，而在北半球只有夏季在北极，冬季在西伯利亚东北部（佛科扬斯克）和格陵兰，称为“寒极”。

⑤近赤道存在一个高温带1月和7月的平均气温均高于25 ℃，称为“热赤道”（10°N左右）。

它随季节偏向夏半球。

全球平均气温为14.3 ℃，极端最高气温63 ℃（索马里），极端最低气温-94 ℃（南极附近）。

冬季海平面平均气温分布
夏季海平面平均气温分布冬季海平面平均气温分布
四.对流层中气温的垂直分布1. 在对流层中气温随高度上升而降低。

气温随高
度递减的快慢可用气温的直递减率γ的平均值为γ= 0.65℃/100m。

2.大气中的逆温：通常γ＞0。

当γ=0时表示等温。

当γ＜0时表示逆温，既在某
一气层中，气温随高度增加而增加。

对流层中的温度层结一般是 r>0, 即气温随高度增加而降低。

但有时可能在某一气层内出现 r<0 的现象 , 即气温随高度增加而升高的现象 , 称为逆温 ; 这样的气层称为逆温层。

A.逆温的种类（逆温的形成条件）
根据形成逆温的不同过程，可将逆温分为辐射逆温、平流逆温、下沉逆温、揣流 ( 乱流 ) 逆温和锋面逆温等类型。

它们分别是由地面辐射冷却、
暖空气流到冷的下垫面、空气下沉、低层空气湍流混合、锋面等因素形成
的。

B. 逆温层对天气的影响
逆温层的大气层结为绝对稳定。

逆温层好像一个盖子 , 能有效地抑制对流的发展 , 阻挡水汽和尘埃等向上传送。

当近地面层有逆温时 , 易产生
雾、毛毛雨或低云等天气 ; 当逆温出现在空中某高度时 , 抬升运动引起的
上升气流很难突破它 , 而在其下形成层状云 , 低层的对流云一般也在此处
被阻挡而平衍 , 只有当低层大气极不稳定时 , 才有可能突破逆温层。

由此
可见 , 大气中的逆温层对天气有重要影响。

五.气温对人体的影响1.研究指出，人体对周围的感觉与介质是大气还是水有
关。

在大气中，气温为28~29 ℃时，人体皮肤不感温，这个温度称为生
理零度。

人体皮肤对气温的感觉是：低于25 ℃有冷感，25~28 ℃时有温
感，高于29 ℃时有热感。

人体的感温还与风速有关，风速越大，感温越
低，风速约在33kn时人体感温达最低值。

当气温5 ℃时，3级风时感温在
0 ℃左右；6级风时，对裸露的肌肤的作用相当于-12 ℃时的温度；同样风
速，当气温为-5 ℃时，对裸露的肌肤的作用相当于静风条件下-23.3 ℃，
这时只需1min即可造成冻伤。

湿度也影响人体感温，湿度大感觉温度偏高、闷热。

气压 (Pressure)
一、气压与天气：
气压与天气之间有着密切的关系，有时称气压表为晴雨表。

如高压控制下是，
晴朗、少云、微风好天气；低压控制下是阴雨、大风和低能见度坏天气。

二、气
压的定义和单位1.气压定义：指单位截面积上大气柱的重量称大气压强，简称气压。

在标准情况下（即气温为0℃，纬度为45°的海平面上），760mm水银柱高
的大气压称一个标准大气压，等于1013.25百帕(hectopascal)。

2.气压公式：
Ｐ＝w/s＝ρghs/s＝ρgh （大气压强公式）
Ｐ：气压ρ：水银密度；ｈ：水银柱高度；ｇ：重力加速度；ｓ：水银柱截面
积；ｗ＝ρghs 水银柱重量。

3.单位：1mb=1hPa 1hPa=3/4mmHg 1mmHg=4/3hPa
三、气压的日、年变化(diurnal/annual variation of pressure)1.日变
化：气压的日变化以12h为周期，一日内有两个高值和两个低值。

最高值：上午
9-10时；次高值：晚间21-22时。

最低值：下午15-16时；次低值：凌晨3-4时。

气压的日较差最高和最低与气温的变化有关，日变化低纬大于高纬。

2.年变化：气压的年变化随纬度增大而增大，在中高纬度最明显，概括为以下几
种类型：大陆型：冬季气压高，夏季气压低，年较差大。

海洋型：冬
季气压低，夏季气压高，年较差小。

高山型：同海洋型一样，但两者的成因
不同。

气压 (Pressure)
四、气压随高度的变化、船用压高公式1.气压随高度的变化：根据气压的定
义，随着高度的增加，气柱变短，空气密度变小，气压减小。

在海平面上气压最大（约为1000hPa），到大气上界减为零。

下表给出了气象上所用各标准等压面所对应的高度。

2.船用压高公式：单位气压高度差：h=-dz/dp=1/ρg=RT/Pg=8000（1+αt）/P
其中g=9.8m/s2 , R=287m2/s2 ,T=273(1+αt),α=1/273
P0=P1+H/h P0海平面气压，P1本站气压，H 船台距海面高度，
h气压高度差。

当温度为0℃，气压为1000hpa时，h=8m/hPa。

海平面气压=本站气压＋高度订正。

五.水平气压梯度的概念及其表示方法 (pressure gradient)1.水平气压梯度定义：单位距离内气压的改变量称气压梯度。

在水平方向上称水平气压梯度，方向垂直于等压线，由高压指向低压，即-ΔP/Δn。

其物理意义表示了由于空间水平气压分布不均匀而作用在单位体积空气上的力。

通常在地面图上，我国以每隔 2.5hpa分析一条等压线，有些国家间隔4hpa 分析一条等压线。

因此，气压梯度的大小取决于等压线的疏密程度。

等压线愈密，-ΔP/Δn愈大，•风力愈大。

单位：百帕/赤道度。

1赤道度≈111 Km≈60 e
在某高度上用等压线来表明气压场特征的图，如地面图，海拨高度为0。

在地面图上，将各地气象站的本站气压订正到海平面上，分析等压线，就可得到海平面气压场的分布图，即等高面图
六.海平面气压场的基本形式1.低压（Low Pressure，Depression）：由闭合等
压线围成，中心气压比周围低的系统。

2.高压（High Pressure）:由闭合等压线围成,中心气压比周围高的系统。

3.低压槽和槽线（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的一方凸出的部分，简称槽。

在低压槽中各条等压线曲率最大处的连线，称槽线4.高压脊和脊线（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的一方凸出的部分，简称脊，脊中曲率最大点的连线称脊线。

5.鞍形区：相对两高压和两低压组成的中间区域，简称鞍。

6.低压带：两高压之间的狭长区域。

7.高压带：两低压之间的狭长区域。

*七.气压系统随高度的变化
A.温压场对称的系统：温压场对称是指温度中心与气压中心基本重合。

浅薄系统是指气压系统的强度随高度增加而减弱，即高低空的高低压中心不一致。

这种系统有冷高压（cold high）和暖低压 (heat low) 。

深厚系统是指气压系统的强度随高度增加不变或增强，即高低空的高低压中心一致。

这种系统有暖高压（warm high）和冷低压 (cold low)。

冷高压暖低压冷低压暖高压
B.温压场不对称的系统：温压场不对称是指温度中心与气压中心不重合。

在中高纬度地区，不对称的低压总是东暖西冷，低压中心轴线向冷区倾斜；不对称的高
压总是东冷西暖，高压中心轴线向暖区倾斜。

第四节.湿度的定义和表示方法
一.大气湿度的概念和常用湿度物理量;
1、定义：湿度是表示大气中水汽含量多少或空气潮湿程度的物理量。

大气中的水
汽是形成云、雾和降水等天气现象的主要因子，同时对船运货物是否受潮变质有很大的影响。

通常表示大气湿度的物理量有下列几种。

2、大气湿度的物理量：
A.绝对湿度(absolute humidity)a：单位体积空气中所含水汽的质量（实际上
就是水汽密度）。

单位为 g/cm3，g/m3。

它直接表示空气中含水汽的多少，绝对湿度大，水汽含量多，绝对湿度小，水汽含量少。

绝对湿度不能直接测量，一般通过干湿球温度表查算。

B.水汽压（vapour pressure）e：指大气中水汽所引起的那部分压强称水汽压。

单位与气压相同。

它表示空气中水汽含量的多少，水汽压大，水汽含量多，水汽压小，水汽含量少。

水汽压也不能直接测得，通过干湿球温度表查算获得。

饱和水汽压（saturation vapour pressure）E:指空气达到饱和时的水汽压。

饱和空气中的水汽压是温度的函数，即 E=E(T)，随着温度的升高而增大。

它表示空气“吞食”水汽的能力，不反映空气中水汽含量的多少。

C.相对湿度（relative humidity）f：指空气中的实际水汽压(e)与同温度下的
饱和水汽压的百分比，即：f=e/E×100％。

当f＜100％未饱和；当f=100％饱和；当f＞100％过饱和。

因此它表示空气距离饱和的程度，不直接反映空气中水汽含量的多少。

目前，我国有些城市把相对湿度作为日常天气预报的一个指标。

D.露点(dew point)t d：
指空气中水汽含量不变且气压一定时,•降低温度使其空气达到饱和时的温度，称为露点温度。

单位与气温相同。

它表示空气中水汽含量的多少，露点高，水汽含量多；露点低，水汽含量少。

E.温度—露点差 T-Td ：。