航海气象学与海洋学课件（精品）

1、单击此处编辑母版标题样式单击此处编辑母版文本样式第二级第三级第四级第五级*航海气象学与海洋学*气象学与海洋学主要是研究发生在大气和海洋中的各种物理现象的本质及其开展演变规律的学科。研究对象：三种介质大气、海洋、地壳，两个界面水气界面、水地界面*航海气象学与海洋学是专门研究大气、海水的运动变化规律以及海-气相互作用在航海活动中应用的学科。是气象学与海洋学的分科。*一个优秀的航海者必须懂得如何避离不利天气和尽可能利用有利天气，选择最正确天气航线，从而掌握海上航行的主动权。 第一章 气象学根底知识1 大气概况2 气温3 气压4 空气水平运动-风5 大气环流6 大气湿度7 空气的垂直运动和大气稳定度8

2、 云和降水9 雾和能见度10 船舶海洋水文气象观测几个重要的专业术语大气Atmosphere包围地球外表的整个大气层。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。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。几个重要的专业术语气象要素Meteorologyelements)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(雨、雪、霜、雷暴、霾、龙卷、露点、冰雹)。海洋要素Marine elements反映海洋状态的物理量或物理现象。

3、如海温、盐度、海浪、海流和海冰等。第一节 大 气一、大气的组成：大气成分：主要由多种气体、水汽和悬浮的杂质构成。干洁空气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%、二氧化碳等。稀有气体：氢、氖、氦、氪、氙、氡、臭氧等。大 气 成 分大气是可压缩气体，大气密度随高度增加而迅速减少。观测说明，10公里以内集中了75%的大气质量，35公里以下那么达99%，近地面空气标准密度为1293g m-3,大气的总质量为5.3 1021g 。其中影响天气、气候变化的主要大气成分为二氧化碳、臭氧和水汽。大气中的易变成分1. 二氧化碳carbon dioxide:

4、平均含量0.03%,假设到达，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。大气中的易变成分2. 臭氧ozone：主要存在于20-40公里气层中，又称臭氧层Ozonsphere。臭氧是吸收太阳紫外线的唯一大气成分，假设没有臭氧层，人类和动物、植物将受到紫外线的伤害。大气中的易变成分3.水汽vapour：含水汽的空气叫作湿空气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。大气中水汽含量范围在04，具有固、气、液三态，是常温下发

5、生相变的唯一大气成分，它也是造成云、雨、雪、雾等天气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。*湿空气的密度为干空气密度与水汽密度二者之和，因水汽密度比干空气密度小，两者之比为，因此，水汽的存在使实际大气的密度变小大气中的易变成分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，能吸收局部太阳辐射，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。二、大气的垂直结构根据气温、水汽的垂直分布、大气扰动程度和电离现象等不同等特点，自下而上

6、将大气分为五个层次。P51. 对流层Troposphere：下界为地面，上界随纬度和季节变化，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。对流层中三个主要特征 气温随高度而降低。平均幅度为-0.65/100m。 即 0.65/100m 称为气温垂直递减率。 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。 气象要素沿水平方向分布不均匀。如温度、湿度等。 摩擦层与自

7、由大气根据大气运动的不同特征通常将对流层分为：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。湍流输送是该层的根本运动特点。自由大气(free atmosphere) ：自由大气的根本运动形式是波动，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。对流层顶：厚度约为1-2Km，温度随高度呈等温或逆温状态。大 气 的 垂 直 分 层2. 平流层Stratosphere：厚度：自对流层顶到大约55Km左右。 特点： 空气的垂直运动比较弱，主要是水平运动。 水汽含量少。 气温随高度递增最初等温，到20-25Km气温突增

8、，主要是臭氧吸收太阳紫外线。 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： 温度随高度迅速下降无臭氧，有强烈垂直运动。 大约在65Km处是电离层，白天强，夜间弱。大气的垂直分层4. 热层Thermosphere：厚度：85-800Km。 特点： 气温随高度迅速增加。 空气高度电离，又称电离层。电离层的程度也有差异，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

9、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，但最高到达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。极光第二节 气 温 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：温度的数值表示法称温标。常用的温标有三种。 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。 华氏温标 ：水的冰点温度定为32F，沸点212F。一些英语国

10、家多使用。 摄氏与华氏的关系： 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： K273C 5换算成华氏温度和绝对温度分别为： A. 41F、278K B. 37、273K C. 41F、273K D. 37F、278K 太阳、地面和大气辐射1辐射的根本特性在自然界中凡温度高于绝对零度的物体均发出电磁波，电磁波按其波长分为射线、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

11、放射的辐射能并转变为内能而使本身的温度增高。太阳外表温度约为6000K放出短波辐射4m)。地面和大气温度约为300K放出长波辐射(3120m)。太阳辐射是地球和大气的唯一能量来源。太阳、地面和大气辐射假设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，地球外表吸收51份。地球外表通过长波辐射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。地球外表净辐射收支随纬度变化地球外表接收到的太阳辐射随纬度是不均匀的，而地球外表

12、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。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外表。下垫面与空气之间的热量交换途径有以下几种：1 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。空气增热和冷却方式2 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

13、，夜间辐射冷却。3 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。空气增热和冷却方式4 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那么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。5 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

14、。空气增热和冷却方式6 乱流：又称湍流Turbulence，是空气不规那么的运动。乱流是摩擦层中热量、能量和水汽交换的主要方式。空气增热和冷却方式综上所知，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。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。气温的日变化 diurnal variation of t

15、emperature日变化:一天中气温有一个最高温度和最低温度。陆地上最高气温夏季出现在1415点，冬季出现在1314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12小时。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、下垫面性质、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，日较差大气温的年变化 annual variation of temperature年变化：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

16、：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； 海拔低海拔高海平面平均气温的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。 夏半球的等温线比较稀疏，冬半球较密集 夏季大陆为热源，海洋为冷源。冬季相反 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。海平面平均气温分布特点 在南半球不管冬夏，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(Cold Pole

17、)。 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(Heat Equator)10N左右。它随季节偏向北半球。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对流层中气温的垂直分布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表示 ： 式中： T 表示高度增加 Z 时，相应的气温变化量。 Z 的单位通常取100m.负号表示气温随高度增加而减小。通常0。当=0时表示等温。当0时表示逆温，既在某一气层中，气温随高度增加而增加。 = 0.65/100m气温对人体的影响研究指出，

18、人体对周围温度的感觉与介质是大气还是水有关。在大气中，气温为2829 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，2528 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。1. 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，

19、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。第三节、气压 气 压 (Pressure)2. 气压的定义和单位气压：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，等于百帕(hectopascal)。 w/sghs/sgh 大气压强公式：气压 ：水银密度; ：水银柱高度; ：重力加速度; ：水银柱截面积; ghs 水银柱重量。(1b=1000mb) 1mb=1hPa 1hPa=3/4mmHg 1mmHg=4/3hPa 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

20、，气压减小。在海平面上气压最大约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。大气静力方程为了表达气压随高度变化的定量关系。假设：大气处于静止状态。 -p=w=Zsg=gZs dP=-gdZ dP/dZ=-g公式说明：在静力平衡下，气压随高度的变化主要取决于空气密度。船用压高公式单位气压高度差：h=80001+t/P其中2 , =1/273 ,t气温，P-气压*海平面气压=本站气压高度订正- 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。* h=8m/hPa适用于摩

21、擦层中01000m大气层气压的日变化(diurnal variation of pressure)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。最高和最低与气温的变化有关，日变化低纬大于高纬。 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(1)， 夏季气压低(7)，年较差大。 海洋型：冬季气压低(2)， 夏季气压高(8)，年较差小。高山型：同海洋型一样， 但两者的成因不同。气压的年变化(annual variation of p

22、ressure)海平面气压场的根本形式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。海平面气压场的根本形式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局部，简称槽。在低压槽中各条等压线曲率最大处的连线，称槽线(Trough- Line)。海平面气压场的根本形式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局部，简称脊，脊中曲率最大点的连线称脊线(R

23、ighe Line)。海平面气压场的根本形式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。气压梯度 (pressure gradient)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-P/n。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，-P/n愈大，风力愈大。单位：百帕/赤道度。 1赤道度气压系

24、统随高度的变化1. 温压场对称的系统：温压场对称是指温度中心与气压中心根本重合。浅薄系统是指气压系统的强度随高度增加而减弱，即上下空的上下压中心不一致。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，即上下空的上下压中心一致。这种系统有暖高压warm high和冷低压 (cold low)。暖高压冷低压冷高压暖低压气压系统随高度的变化2. 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。*高压：、

25、东冷西暖；2、中心轴向暖空气一方偏； 3 ：北半球中心轴偏向SW，南半球中心轴偏向NW*低压：、东暖西冷；2、中心轴向冷空气一方偏； 3 ：北半球中心轴偏向NW，南半球中心轴偏向SW第四节、空气水平运动-风一、风的概述*风的定义: 空气相对于下垫面的水平运动，称为风。它是矢量，有大小和方向。风向：风向是指风的来向，常用16个方位或度数(0360)来表示。风速：风速是指单位时间内空气在水平方向上的位移。单位有：m/s、Km/h、n mile/h、Kn(节)等。它们的关系： ； 1m/s2Kn 风力：根据风对地面或海面的影响程度又划出风力等级。目前国际上采用的风力等级从012共13个等级，参见?风

26、力等级表? 风力等级表 (Beaufort Scale of Force)风的阵性、日年变化和随高度变化1. 阵性：在摩擦层中，由于湍流作用，风表现为忽大忽小的阵性。实际上风的阵性就是小尺度的湍涡迭加在大型流场上造成的结果。因此在测风时，要求取其平均值。一日内阵性最强在午后，一年中阵性最强在夏季。2. 日年变化：通常在近地面午后风速大，夜间清晨风速小。风的日变化幅度，晴天比阴天大，夏季比冬季大，陆地比海洋大。年变化因地而异。3.风随高度变化：在气压场不随高度变化的前提下，风随高度的变化主要取决于摩擦力随高度的变化。在摩擦层中，风速随高度增大，风向逐渐右偏北半球，进入自由大气，趋于地转风。二、作

27、用于大气的力和运动方程*作用在空气微团上的力重力(gravity)；大小为2，方向向下，指向地心。水平气压梯度力(pressure gradient force): 由于作用在单位质量空气上的压力在水平方向上分布不均匀，引起气压梯度力。大小为： ； 方向：垂直等压线从高压指向低压。 (1) Gn与成反比， Gn与气压梯度 成正比。 (2) 一定时， 大，等压线密集， Gn大。 (3) 一定时，大，空气浓密，Gn小。 (4) 假设 =0, 两地没有气压差 Gn=0 无风。Gn是使空气产生水平运动的原动力。水平地转偏向力(deflection force of earth rotation) 由于

28、地球自转,作用在运动物体上产生使运动物体发生偏转的力，称地转偏向力，又称可科利奥里力(Coriolis force)或科氏力。大小为：An=2Vsin =7.29210-5/s :地转角速度 V:风速 :纬度方向：北半球，恒垂直于物体运动方向的右侧90度，南半球相反.讨论：(1) An是物体相对于地球运动才产生的，静止物体不受其作用。(2) 地转偏向力是虚拟力， 只改变物体的运动方向，不改变速度。(3) 在北半球A恒垂直于物体运动的右方，南半球相反。(4) A 与sin成正比，两极最大，赤道上为零 。惯性离心力 指物体在作曲线运动时产生的一种虚拟力。 大小：与向心力相等 。 表达式：C = V

29、2/r 方向：与向心力相反。 r为曲率半径摩擦力 运动物体受下垫面摩擦作用所产生的力。 表达式： R= -k V 方向与运动物体相反。 地转风风速公式1Vg与水平气压梯度成正比，即等压线密集，Vg大。2Vg与空气密度成反比，气压梯度一定时，高空的Vg大于低空的Vg。3Vg与纬度的正弦成反比，低纬Vg大于高纬Vg。4赤道及其附近不遵守地转风原那么。地转风(Geostrophic Wind) 当水平气压梯度力和水平地转偏向力到达平衡时，空气沿等压线等压面作无磨擦的直线运动，称地转风。即： 风压定律 (Buysballots law)在北半球自由大气中，风沿等压线吹，背风而立，高压在右，低压在左。在

30、南半球自由大气中，风沿等压线吹，背风而立，高压在左，低压在右。它明确地揭示了气压场与风场之间的关系。地转风速计算方法 在海图上，取一个纬距 n111Km=60 n mile，当P=1hPa，=1293g/m3，=7.2910-5s-1； 那么： m/s当P1hPa时， m/s等压面上的地转风 令 坐标转换 静力方程：于是： 定义 为位势高度和位势高度差那么： 梯度风 (Gradient Wind)定义: 在自由大气中，当水平气压梯度力、地转偏向力和惯性离心力到达平衡时，空气沿等压线作水平、无摩擦、等速作曲线运动。在自由大气中，空气的水平圆周运动称为梯度风Gradient Wind。梯度风可以看

31、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。即: 低压气旋中的梯度风在北半球在低压区气旋中风绕中心逆时针方向吹，气压梯度力沿半径指向中心，地转偏向力和惯性离心力都沿半径指向外缘。三力平衡时 即 或低压气旋中的梯度风 那么式中 Vc 表示低压中的梯度风速，解这个以 Vc 为未知数的一元二次方程，得：根号前应取正号才有意义。高压反气旋中的梯度风根号前应取负号才有意义。气压梯度和梯度风的大小受反气旋曲率限制。曲率愈大r愈小，气压梯度愈小，梯度风也小。反之相反。气旋和反气旋的梯度风公式：即高压中 此为高压梯度风速的极限值梯度风的讨论最大水平气压梯度的分布，高压边缘较大，越近中心

32、越小。曲率小处等压线密集，曲率大处等压线稀疏。纬度越高，空气密度越大，水平气压梯度最大可能值越大。冬季，中高纬陆上高压等压线密。高压边缘风速较大，中心风速小或无风。中高纬度高压风速较大，低纬度高压风速较小梯度风与地转风比较地转风：低压中的梯度风：高压中的梯度风：因此，在水平气压梯度和曲率半径相同时，VaVgVc。实际上低压中的风比高压大，原因是低压中 大，不受限制。摩擦层中的风在地面天气图上，由于地面的摩擦作用，实际风不沿等压线吹，而与等压线存在一个交角，并偏向低压。此时的平衡为:地面实际风比地转风小，方向偏低压一侧。摩擦层中的风压定律在北半球摩擦层中，风斜穿等压线吹，背风而立，高压在右前方，

33、低压在左前方。在南半球高压在左前方，低压在右前方。北半球，高压中的风斜穿等压线以顺时针方向向外辐散，低压中风斜穿等压线以逆时针方向向中心辐合。地面高压气流地面低压气流北 半 球实际风向确实定和风随高的变化地面实际风与等压线的夹角取决于下垫面的粗糙度、大气稳定度和纬度。通常在中纬度陆地上夹角为35-45，海面上为10-20。在陆地上实际风速约为相应地转风速的1/3-1/2，在海上约为地转风速的3/5-2/3。在气压梯度不随高度变化的前提下，风随高度的变化主要取决于摩擦力随高度的变化。在北半球，风速随高度增大，风向逐渐右偏；在南半球，风速随高度增大，风向逐渐左偏。 地形动力作用绕流岬角效应第五节.

34、大气环流大气环流：一般是指具有全球性、大范围空气运行现象，它的水平尺度在数千公里，垂直尺度在十公里以上，时间尺度大于24小时。大气环流反映了大气运动的根本状态和根本特征，是各种不同尺度天气系统活动的根底和背景。同时也是气候形成和演变的重要背景条件。通常认为影响大气环流的主要因子有：太阳辐射、地球自转、海陆分布不均匀等因素影响。通过本章的学习，了解大气环流的根本状态和气压场、风场分布的根本特征。太阳辐射单圈环流假设：地球是静止的，下垫面性质均一。只考虑太阳辐射随纬度的不均匀性，赤道低纬由于空气受热垂直上升，极地高纬冷却下沉，高层空气由赤道流向极地，低层空气由极地流向赤道，从而产生了一个简单的一圈

35、环流，称单圈环流。地球自转三圈环流假设：下垫面性质均一。在太阳辐射随纬度不均匀和地球自转地转偏向力二个因子的作用下，从赤道到极地形成三圈环流，即赤道环流哈德莱环流、极地环流和中间环流费雷尔环流。气压带和风带的分布气压带：赤道低压带，副热带高压带，副极地低压带和极地高压。南北半球对称。风带：赤道无风带，信风带，副热带无风带，西风带和极地东风带。南北半球对称。风 带1. 赤道无风 平均位于南北纬10范围内，特征：对流旺盛、平流微弱、云量多、温高、湿大、多雷雨、风微弱不定向，位置随季节南北移动。2信风带 位于副热带高压带与赤道低压带之间，平均位置在南北纬10-28附近。北半球吹东北信风，南半球吹东南

36、信风。特征：风向常年稳定少变，风力一般34级，天气晴朗，大洋西部降水较多，位置随季节南北移动。3. 副热带无风带 位于信风带和西风带之间，平均位于南北纬30附近。特征：内部多下沉气流，天气晴朗、少云、微风、陆上枯燥、海上潮湿，位置随季节南北移动。 4盛行西风带 位于副热带高压带与副极地低压带之间，在南北纬30-60之间。大气主要自西向东运动，北半球主要为 WSW风，南半球为WNW风。特征：此区域气旋活动频繁，天气十分复杂，常有大风和雷雨，风速较大，南半球在此范围内，除南美尖端外几乎没有陆地，常年盛行强劲的西风，7级以上的大风频率每月可达10天以上，故有“咆哮西风带之称。位置随季节南北移动。 5

37、极地东风带 位于南北纬60-90之间，北半球吹ENE风，南半球吹ESE风。 实际海平面平均气压场的根本特征冬季：北半球受四个大范围的气压系统又称大气活动中心控制，它们是阿留申低压，冰岛低压，蒙古高压和北美高压。蒙古高压前部的偏北气流就是亚洲稳定的冬季季风。南半球在南太平洋，南大西洋和南印度洋分别是三个高压中心，在南非，澳大利亚和南美大陆上是热低压组成的低压带。夏季：北半球的大气活动中心有印度低压，北美低压，太平洋副高和大西洋副高，同时冰岛低压和阿留申低压明显减弱，范围大大缩小。南半球大陆上的高压加强伸展，在副热带纬度上，高压带环绕全球。春秋两季属于过渡季节，北半球春季，原有的四个大气活动中心减

38、弱，副热带高压开始增强。1月海平面平均气压场大气活动中心(Atmospheric Center of Action)永久性大气活动中心：指常年存在的大范围气压区。如赤道低压带、海上副热带高压、南极高压、 冰岛低压、阿留申低压和南半球副极地低压带。半永久性大气活动中心：指大范围的气压区随季节改变。如蒙古高压、北美高压、印度低压、北美低压、澳大利亚高压、南美高压、非洲高压、澳大利亚低压、南美低压和非洲低压。影响我国天气和气候的大气活动中心主要有：西伯利亚高压、阿留申低压、西太平洋副高、印度低压。大气活动中心的季节变化必然引起大气环流的季节变化，而大气活动中心的短期变化对大范围的天气造成重大影响，它

39、们是制作天气预报的背景条件。季风环流一、季风季风定义：大范围风向随季节而有规律改变的盛行风。要求盛行风的方向至少改变120，盛行风频率 40。季风的成因Formation of Monsoons：海陆季风(Sea-Land Monsoon)：由海陆之间热力异差引起的风系，随季节有极明显的变化，称海陆季风。行星季风(Plantary Monsoon)：由于行星风带随季节移动而引起的风系变化，典型代表是南亚季风。青藏高原的地形作用：青藏高原在夏季的热源作用和冬季的冷源作用对维持和加强南亚季风起了重要的作用。季风的分布季风主要分布在南亚、东亚、东南亚和赤道非洲四个区域。东亚季风成因: 主要是由于海陆

40、间的热力差异引起的。范围：我国大局部地区，朝鲜半岛和日本附近洋面。冬季风特征：蒙古高压盘踞亚洲大陆，寒潮和冷空气不断爆发南下，高压前缘的偏北风成为东亚的冬季风。我国大部、朝鲜半岛和日本附近洋面吹西北风，东海南部、南海、台湾海峡吹东北风，风力均在5-6级，最大8-9级。夏季风特征：陆地是印度低压亚洲低压，海上是西太平洋副热带高压。我国东部沿海、朝鲜、日本吹东南风；南海、台湾海峡、菲律宾附近洋面吹西南风。风力一般3-4级。季风的天气气候特征：夏季风：高温、潮湿、多阴雨，来临慢； 冬季风：来临快、强度大、大风、干冷等。冬季风大于夏季风。南亚季风成因：主要是南半球东南信风带北移引起的，也有海陆间的热力

41、差异和大地形青藏高原的作用。范围：东非、西南亚、南亚、中印半岛一带，又称印度季风。夏季风特征：由于南半球东南信风越过赤道，在地转偏向力的作用下，变为西南风，迭加上印度低压南侧的西南风。另外还有高原的阻挡作用，印度半岛岬角作用，使西南风强劲。7-8月份风力达8-9级，9-10月份开始减弱。阿拉伯海的风大于孟加拉湾，尤其是索科特拉岛南侧的北印度洋，西南风特别大，是世界上最著名的狂风恶浪海区之一。冬季风特征：行星风带南移，亚洲大陆高压强大，其南部的东北风成为南亚的冬季风。北印度洋吹东北风，风力一般为3-4级，是航海的“黄金季节。季风转换时间：5月冬季风转夏季风；10月夏季风转冬季风。 印 度 洋 航

42、 线其他地区的季风北澳、印尼和伊里安的季风 由于信风带的移动引起。冬季南半球东南风，夏季西北风。西非的季风 夏季西南季风，潮湿多雨；冬季东北季风，枯燥少雨。北美与南美的季风 冬季西北风，夏季西南风。二、局地环流地方性风海陆风：在海岸附近，由于海陆间热力差异的日变化引起的。白天：风从海洋吹向陆地称海风；夜间：风从陆地吹向海洋称陆风。海风陆风，主要出现在中低纬度，气温日较差较大，多在夏季晴朗天气条件下。地方性风山谷风山谷风：在山区，由于山峰山谷的温度差异产生的局地环流。白天：风从山谷吹向山顶称谷风；夜间：风从山顶吹向山谷称山风。谷风山风，如巴山夜雨。在我国海陆风和山谷风均盛行的港口是连云港和秦皇岛

43、。地方性风峡谷风峡谷风：当气流从开阔地区吹进峡口时，形成的强风。如台湾海峡、直布罗陀海峡等。“峡管效应地方性风暴布拉风从山地或高原经过低矮隘道向下倾落寒冷而又枯燥的风暴，称布拉风。典型的布拉风出现在黑海的冬季，其破坏力很大，最大平均风速可达40m/s60m/s，气温可迅速降低到-27 ，可造成严重的“船舶积冰。类似现象在土耳其沿海和亚得利亚海均可出现。第六节、大气湿度湿度(Humidity：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以下几种。表示湿度的物理量1绝对湿度(a

44、) ：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。表示湿度的物理量2水汽压 e ：指大气中水汽所引起的那局部压强称水汽压。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。表示湿度的物理量3饱和水汽压 E: 指空气到达饱和时的水汽压。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

45、的多少。表示湿度的物理量4相对湿度 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/E100。 当 f100 未饱和；当 f=100饱和；当f100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。表示湿度的物理量5露点 (Td) ：指空气中水汽含量不变且气压一定时,降低温度使其空气到达饱和时的温度，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。表示湿度的物理量6温度露点差 (T-Td ) ：它的大小反映空气距离饱和的程度。T-Td=0 饱

46、和；T-Td0 未饱和； T-Td愈大，f愈小。另外，假设湿球温度趋于干球温度，说明相对湿度大，一般有雾或降水。 *表示空气距离饱和程度的主要湿度因子因子未饱和饱和过饱和饱和差(E-e)EeE=eE e相对湿度（f=e/E%）f100%f=100%f 100%气温露点差（t-td）ttdt=tdttd干、湿球温度差（t-t）ttt=ttt*干、湿球温度计大气中水汽的分布 大气中的水汽主要来自下垫面的蒸发，水汽的凝结或凝华改变水汽的含量，其分布是不均匀的。垂直分布：绝对湿度随高度的增加而迅速减小。在2公里高度处缺乏地面的1/2，5公里处减到地面1/10，90%的水汽集中在3公里以下的低层大气中。

47、水平分布：绝对湿度的水平分布与气温的水平分布根本一致。它与下垫面性质如海面、陆地、沙漠、冰面等关系密切。赤道地区大，随纬度的增高而递减。湿度的日年变化1. 绝对湿度的日年变化：绝对湿度的日年变化主要取决于温度和湍流作用。绝对湿度的日变化与温度的日变化一样，最高值出现在午后，最低值出现在清晨。绝对湿度的年变化与温度的年变化趋势一致，极大值出现在夏季7月，8月，极小值出现在冬季1月，2月。2. 相对湿度的日年变化：相对湿度的日变化与气温的日变化相反，最大值在清晨，最小值在午后。相对湿度的年变化在季风盛行时，夏季大冬季小，而内陆相反。大气中水汽凝结途径水汽含量不变降低温度:大气存在许多冷却过程可以降

48、低温度，除上升运动中的绝热冷却外，还有辐射冷却、平流冷却、乱流冷却和接触冷却等过程。气温不变增加水汽:增加水汽的途径主要是蒸发，如水面蒸发和云雨滴在下降过程中的蒸发等。蒸发量的大小主要取决于水面上空气的饱和差Ew-e和风速的大小。两者同时作用:假设增加水汽和降低温度同时进行，将加速凝结过程。湿度与货运某些海上运输货物因受潮而遭受货损。货损的原因是货舱“出汗和货物“出汗，前者水滴凝结于舱顶、舱壁，而后者水滴凝结于货物上。一般而言，假设舱内温度低于舱外露点，最好不要通风；假设舱内温度高于舱外露点，有必要开舱通风。第七节、空气的垂直运动和大气稳定度对流: 指热力作用下的暖空气上升冷空气下沉。由垂直方

49、向的运动方程，状态方程和静力关系可以证明，当气块温度T与周围环境温度 T 不同时，就发生垂直运动，即: T T 上升运动特点：水平范围小几公里到几十公里，持续时间短几十分钟到几小时，垂直速度大1-30m/s。通常造成雷雨大风，冰雹和阵性降水等不稳定天气。水平辐散、辐合引起的垂直运动：低层辐散引起下沉运动，低层辐合引起上升运动。高压多为下沉运动，低压多为上升运动。锋面上的垂直运动：指暖空气沿锋面坡度爬升产生上升运动。地形引起的垂直运动：当气流遇到高大地形或山脉时，在迎风坡产生上升运动，在背风坡产生下沉运动。垂直运动中气温的绝热变化气体作功或传递热量都能改变系统的内能。从而引起温度的变化。假设系统

50、与外界没有热量交换，称该系统是绝热的。绝热过程：空气块在垂直运动过程中与外界无热量交换时的状态变化过程，称绝热过程，即 dQ0干绝热过程: 干空气或未饱和湿空气块作垂直升降运动时与周围环境不发生热量交换的变化过程，称干绝热过程。干绝热直减率(Dry Adiabatic Lapse Rate)干绝热直减率: 在干绝热过程中,气块温度随高度的变化率称干绝热直减率。即：因此,在干绝热上升过程中,气块每升高100米温度下降1度,每下降100米温度升高1度。 d = 1/100m湿绝热过程和湿绝热直减率湿绝热过程: 饱和湿空气块作垂直升降运动时与周围环境不发生热量交换的变化过程，称湿绝热过程。湿绝热直减

51、率:(Wet Adiabatic Lapse Rate) 在湿绝热过程中,气块温度随高度的变化率称湿绝热直减率。即：可以证明，m d ，因为在湿绝热过程中，水汽凝结释放潜热使冷却作用变的缓慢。m不是常数，而是随气压和温度变化,其中主要随气温的降低而增大。通常取 m0.6 /100m干绝热线：在干绝热过程中气体状态的变化曲线。 湿绝热线：在湿绝热过程中气体状态的变化曲线。焚 风焚风：是一种干热风，是干湿绝热过程中，在迎风坡和背风坡作用的结果。0m1000m3000mddm大气稳定度(Atmospheric Stability)大气稳定度: 某一气块受到垂直方向的扰动后，大气层结周围大气，使其具有

52、返回或远离其平衡位置的趋势和程度，称大气稳定度，又称大气层结稳定度。以下图分别是稳定平衡，不稳定平衡和随遇平衡。稳定度判别的气块法通常采用“气块法判断大气稳定度。当一气块受外力作用在垂直方向上产生扰动后，周围大气有使它返回起始位置的趋势时，这种大气层结是稳定的；反之，大气有使它继续远离起始位置的趋势时，这种大气层结是不稳定的；假设气块随时与周围大气取得平衡时，这种大气层结是中性的。大气稳定度判据干绝热过程 d 层结稳定 = d 中性 d 层结不稳定湿绝热过程 m 层结稳定 = m 中性 m 层结不稳定干湿混合绝热过程 d 绝对不稳定 m d 条件不稳定 m 绝对稳定大气中的逆温逆温定义：在对流

53、层中，某一时刻某气层温度随高度上升或不变的状态称逆温。逆温所在的气层称逆温层。0或=0 逆温对天气的影响：逆温的存在好象一个盖子，能有效地抑制对流的开展，阻挡水汽和尘埃等向上输送。低层逆温，易发生雾或低云天气。逆温的种类：1辐射逆温：夜间辐射冷却形成的逆温。条件是陆地，晴朗和微风，常伴有辐射雾等；2平流逆温：暖空气流到冷的下垫面陆面或水面上形成的逆温。常伴有平流雾；3下沉逆温：高空空气绝热下沉增温而形成的逆温。多出现在高压区，范围广，晴朗；4乱流逆温：低层空气的乱流混合作用形成的逆温。多发生在摩擦层中部。5锋面逆温：冷暖气团交界的过渡层内形成的逆温。第八节、云和降水一、云的定义定义：云是由大量

54、的小水滴、小冰晶或两者混合物组成的悬浮在空中的可见聚合体。云不仅可以反映当时天气状况，同时也可预示未来天气，“看云识天就是这个道理。云层能阻挡太阳和大气辐射，影响气温和风的日变化；某些云能产生阵性大风、雷雨、冰雹、龙卷等恶劣天气。云的形成条件云的形成条件：水汽条件：充足的水汽使空气到达饱和状态。冷却条件：上升运动促使未饱和的空气绝热上升降温到达饱和状态。凝结核：可以促使水汽在一定温度下凝结长大。 故此， 上升运动水汽条件云形成； 下沉运动云消散。云的物理分类按照大气中上升运动的不同特点，将云分为积状云、层状云和波状云。积状云：由不稳定层结的自由对流开展而形成的云。积状云是大气层结不稳定作用的产

55、物，所以又称对流云。特点：块状，孤立分散，垂直开展的云块，底部水平，顶部隆呈圆弧状，云内不稳定，水平范围小。种类：积云(Cu)、积雨云(Cb)和卷云(Ci)。层 状 云层状云：在稳定大气层结中，由系统性的抬升运动而形成的云。如暖锋抬升作用。特点：均匀成层，呈薄幕状，水平范围大，云顶如云海，云内较稳定。种类：卷层云(Cs)、高层云(As)、雨层云(Ns)、层云(St)。波 状 云波状云：在稳定大气层结中，由大气波动作用所产生的云。常形成在逆温层上下。特点：波浪起伏状的碎云块和云片，云顶常有逆温层，水平范围较大。种类：卷积云(Cc)、高积云(Ac)、层积云(Sc)按云底高度分类假设按云底高度分类：

56、高云云底高5000m: 包括卷云(Ci)、卷层云(Cs)和卷积云(Cc；中云云底高25005000m： 包括高积云(Ac)和高层云(As)；低云云底高2500m：包括层积云(Sc) 、层云(St) 、雨层云(Ns)、 碎雨云Fn、积云(Cu)和积雨云(Cb) 。卷云卷云(Ci) - 呈纤维状结构，通常是白色无暗影，有丝质的光泽。多呈丝条状、羽毛状、钩状、团状和铁砧状。层云层云(St) - 一片平均白色或灰白色无形状，看似雾的云。层云可以下毛毛雨。云底多在 600 米以下，甚至低至 60-90 米。积云积云(Cu) - 常在夏天出現,云顶呈圓拱形而底部平坦垂直向上开展的云。积云的大小变化很大，由

57、晴天的淡积云至下骤雨时庞大的塔状积云。初形成的积云向上开展，消散时那么向平面扩散。积云多是独立一块一块漂浮在空中的，云与云之间常可见到藍天。 二、降水 (Precipitation)降水的种类： 雨、毛毛雨、冻雨雨夹雪、雪、冰雹、冰粒、冰针、霰等。降水的性质：连续性降水：指来自Ns和As的降水，具有持续稳定的性质。如暖锋降水。间歇性降水：指来自Sc和厚薄不均匀的As的降水，降水强度时大时小、时降时止，变化缓慢。阵性降水：指来自Cb和浓积云的降水，降水强度变化很快，骤降骤止，天空时明时暗，持续时间较短，常伴有阵性大风。降雨量等级表 单位：mm 降雪量等级表 (单位：)降水量和降水强度降水包括近地

58、面凝结出的露水未经蒸发、渗透、流失，在水平 面上所积聚的水层深度，称为降水量，以mm为单位表示。单位时间内的降水量，称为降水强度。常用mm/h、mm/d等单位表示。我国气象部门规定的常用降水量分级情况如表所示。*全球降水分布特点全球降水随纬度呈带状分布，其中有三个主要特点：1、在赤道有一个降水最大值，其位置和热赤道一致，略偏在北半球；2、高纬度的降水总量很小；3、在副热带是一个次低值，尽管副热带高压区是 著名的干旱区，但在这一纬度中，大陆东岸的夏 季，降雨量还是相当多的。第九节、雾和能见度雾与航海的关系雾与风暴不同，风暴伴随狂风、暴雨、巨浪吼叫而来。雾那么是静悄悄地来，造成一场混乱后，又静悄悄

59、地离去，是航海的天敌。据世界海事组织统计，有6070的海事与雾有关系。雾不仅影响船舶的航行平安，还影响船舶天、地文的定位。雾中含有许多有毒物质。对人体十分有害。52年伦敦的大雾，造成4800多人死亡。1922年，英邮轮“埃及号在法国沿岸雾中与法破冰船“西奈号相撞，船上的近百名旅客和8000kg黄金,3万公斤白银一同沉入大海，故称“吞金夺银的雾。雾在自然界中可以装点山川，使其呈现千姿百态，在军事上作隐蔽物等。雾的种类、特征、成因和生消条件雾： 由大量小水滴、小冰晶或两者的混合体所组成悬浮在近地面气层中，使水平能见度小于海里的天气现象。轻雾：(Mist) 水平能见度在5海里。浓雾：(Fog) 水平

60、能见度小于海里。雾的形成与云的形成大致类似，但云在空中，雾贴近地面。按其成因雾可分如下几种： 平 流 雾 (Advection Fog)-海雾定义：暖湿空气流经冷的下垫面，导致气温下降，水汽凝结所形成的雾。此雾多形成于冷暖海流交汇处的冷水面一侧。特点： (1) 浓度大，雾滴浓密，能见度恶劣；(2)水平范围广；(3) 垂直厚度大；(4) 持续时间长；(5) 一天中任何时刻均可发生，大洋中无明显的日变化； (6)随风飘移。平流雾形成条件冷的海面和适当的海气温差: (06)。23度最有利；适宜的风场: 要求风力在24级，风向与海水等温线垂直，如我国近海S-SE-E等)；要有充分的水汽：有源源不断的水