航海气象和海洋学基础模块一--航海气象基础-PPT课件

1、 模块一 航海气象基础Basic Knowledge of Meteorology 学习与训练总目标掌握气象要素的定义、分类和原理掌握气象要素在实际中的表现形式了解气象要素与天气的关系掌握气象要素观测的基本方法模块导学 航海气象（Maritime Meteorology）是为航海服务的应用气象知识。学习航海气象的目的在于充分利用有利的天气和水文条件，避离或克服不利的气象和水文条件，使船舶航行安全、省时、经济，使客船旅客舒适，并将因灾害性天气造成的损失减小到最低限度。 中国明代张一厚所著的中国沿海航路指南海道经一书，专辑有海上天气歌谣，按征兆预测天气演变，阐明气候的特点和规律，影响至今。 180

2、5年，英国人蒲福根据海面征象拟定风力等级，自0到12共分13个等级，称为“蒲福风级”。 1847年1852年，美国人M.莫利根据远洋船舶所记录风和流的资料，绘制成北大西洋风和海流图，使船舶横越北大西洋的时间大为缩短，开现代航路图的先河。 1857年，荷兰气象学家白贝罗发现根据风向判断高压和低压的中心方位的法则，被称为白贝罗定律。 航海气象学将大气、气温、气压、湿度、风、云、雾、能见度等统称为气象要素（Meteorological Elements），气象要素是表征大气状态的物理量或物理现象。海洋表层水温、海浪、海流、海冰等都是水文要素，但也可以被看成是广义的气象要素。 天气（Weather）是

3、一定区域在较短时间内各种气象要素的综合表现。气候（Climate）是某一区域各种气象要素的多年平均特征，其中包括极值。天气表示大气运动的瞬时状态，而气候表示长时间统计平均的结果。 思考题： 1.为什么要学习航海气象知识？ 2.天气和气候的区别是什么？ 子模块一 大 气Atmosphere 学习与训练子目标掌握影响天气气候变化的主要大气成分及杂质的作用掌握大气的垂直结构了解大气各层的特征 重要知识 一、大气成分：主要由多种气体、水汽和悬浮的杂质构成。 1.干洁空气（Dry air）:（除水汽和杂质以外的气体） 气体主要成分:氮（78.09%）、氧(20.95%）、氩（0.93%）；气体次要成分:

4、二氧化碳（0.03）、氢、氖、氦、氪、氙、氡、臭氧等稀有气体（不超过0.01）。 2. 水汽（Vapour） 大气成分唯一相变的成分。气温、气压相同时，干空气的密度大于湿空气的密度；气压相同时，干冷空气的密度比暖湿空气大得多。 3. 杂质（Impurities） 大气中的杂质除水滴、冰晶等水汽凝结物之外，还包括大量尘埃、烟粒、细菌、病毒、植物花粉，以及海洋上飞溅在空中的浪花蒸发后留下的微小盐粒等。大气中的固体杂质有利于水汽的凝结，称为凝结核。大气中的易变成分的作用 1.二氧化碳:平均含量0.03%，二氧化碳能强烈地吸收和放射长波辐射。 2.臭氧：主要存在于20-40公里气层中，又称臭氧层。臭氧

5、是吸收太阳紫外线的唯一大气成分。 3.水汽：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。大气中水汽含量范围在04，具有固、气、液三态变化，它也是造成云、雨、雪、雾等天气现象的主要物质条件。 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。大气杂质还有削弱太阳辐射、阻挡地面辐射、保持地面温度的作用。 二、大气的垂直分层 根据世界气象组织的建议，通常根据气温和水汽的垂直 分布、大气的扰动程度和电离现象等不同特点，自下

6、而上将大气划分为对流层、平流层、中间层、热层（暖层）和散逸层5个层次 1. 对流层（Troposphere）：对流层的平均高度为10km左右，它的下界为地表面，上界随纬度和季节的不同而有变化，低纬度17km18km，中纬度平均10km12km，高纬度6km8km，夏季比冬季高些。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 称为对流层中气温垂直递减率。 具有强烈的对流和湍流运动。是引起大气上下

7、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。 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 11.5Km高度。其厚度夏季高于冬季，白天高于夜间，大风和扰动强烈的天气高于平稳天气。湍流输送是该层的基本运动特点，多涡动，各种气象要素都有明显的日变化。该层水汽、杂子含量多，因而低云、雾、霾、浮尘等出现频繁。 自由大气(free atmosphere) ：摩擦层以上称自由大气。摩擦作用忽略不计，大气运动规律比较简单和清楚。尤其是处于对流层中部5.5km的气流状况，可以代表整个对流层空气的基本

8、运动趋势，因此是考虑天气预报时备受关注的主要气层。 对流层顶：厚度约为12Km，温度随高度呈等温或逆温状态。 2. 平流层（Stratosphere）：厚度：自对流层顶到大约55Km。特点：空气主要是水平运动垂直运动弱；水汽含量少；（3）气温随高度升高而递增（最初等温，到2045Km气温突增，主要是臭氧吸收太阳紫外线所致）；（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）温度随高度升高迅速下降；（2）大约在65 km处是电离层D，白天出现，夜间消失。 4. 热层（Thermosphere）：厚度：85-800Km。又叫电离层。 5

9、. 散逸层（Exosphere）: 厚度：800Km以上。地球大气向宇宙空间逸散的过渡区域。三、大气污染大气污染：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。全球149个国家和地区签署的旨在遏制全球气候变暖的京都议定书于2019年2月16日正式生效。子模块二 气 温Air Temperature 学习与训练子目标掌握气温温标、空气增热和冷却方式掌握气温的日、年变化了解气温的水平分布 一、气温的定义和温标 1.气温（Ai

10、r Temperature）是大气的重要状态参数之一，是天气预报的直接对象。 气温是表示空气冷热程度的物理量。空气的冷热程度，实质上是反映空气分子运动的平均动能。当空气获得热量时，其分子运动的平均速度增大，平均动能增加，气温升高。反之当空气失去热量时，其分子运动平均速度减小，平均动能随之减少，气温就降低。气温可以通过温度表或温度计直接测得。重要知识 2温标：温度的数值表示法称温标。常用的温标有3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

11、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： T273t二、太阳、地面和大气辐射 1.辐射 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。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。 2.太阳辐射、地面辐射和大气辐射 太阳表面温度约为6000K，辐射波长0.154m，太阳是短波辐射。 地面和大气的温度约为300K，放出长波辐射4120m，称长波辐射。 太阳辐射是地球和大气的唯

12、一能量来源。太阳、地面和大气辐射 3. 地球大气系统的热收支平衡 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。 大气受热的主要直接热源是地球表面,而不是太阳辐射。三、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

13、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。 2.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暖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。 3.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。 4.乱流或湍流（Turbulen

14、ce）：是空气不规则的运动。湍流是摩擦层中热量、能量和水汽交换的主要方式。5.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。 6.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。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。以上均

15、为非绝热过程。四、气温的日、年变化 大气底层空气的热量主要来自下垫面，所以气温具有与下垫面温度类似的周期性变化，越靠近地面的气层，这种变化越显著。如冬寒夏暖、午热晨凉反映了气温日、年变化的一般规律。 1.气温的日变化 Diurnal Variation of Temperature日变化:一天中气温有一个最低温度和最高温度。陆地上最高值气温夏季出现在1415点，冬季出现在1314点。海洋上最高值气温出现在中午12:30左右。海洋上和陆地上出现的最低气温均接近日出前后。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；

16、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 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：最高与最低值的月份均比陆地滞后一个月.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3气温的非周期性变化某地气温除了由太阳辐射而引起的周期性变化外，还有大气的运动引起的非周期性变化。例如3月以后，我国江南正是春暖花开的时节，却常常因为

17、冷空气的活动而有突然转冷的现象。秋季，正是秋高气爽的时候，往往也会因为暖空气的来临而突然回暖。实际气温的变化，就是这两个方面共同作用的结果。如果前者的作用大，则气温呈周期性变化；相反，就呈非周期性变化。但从总的趋势来看，气温日、年变化的周期性还是主要的。五、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垂直递减率表示 ： = 0.65/100m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。逆温既在某一气层中，气温随高度增加而升高。 六、海平面平均气温的分布 海平

18、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，冬半球较密集冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地，而夏季相反。这是因为在同一纬度上，冬季大陆温度比海洋温度低，夏季大陆温度比海洋温度高的缘故。北半球冬季大洋西部从低纬向东北方向伸出一个暖脊直达大洋东部中高纬海域。这是两个强大暖流黑潮、湾流所致。1月海平面平均气温分布温度脊温度脊湾流黑潮7月海平面平均气温分布“寒极”和 “热赤道” 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

19、“寒极”(Cold Pole)。 近赤道附近存在一个高温带,1月和7月平均气温均高于25，称这个高温带称为“热赤道”(Heat Equator)。平均在10N左右。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）。七、海陆热力性质差异及其对气温变化的影响 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： 1. 海水的容积热容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。 2. 水具有流动性。通过

20、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。 3. 太阳辐射穿透陆地只限于表面1个薄层，在海洋上太阳辐射却可达几十米深。同样多的太阳辐射在海洋中被分配在相当深的水层中，但引起水层温度升高不会太大；而大陆上太阳辐射集中在浅层，能引起温度较大幅度升高。子模块三 气 压Atmosphere Pressure 学习与训练子目标掌握气压的定义及单位、单位气压高度差及船用压高公式熟悉气压随高度变化的特点及气压梯度掌握海平面气压场的基本型式、气压的日年变化规律了解等高面和等压面的相关知识 重要知识一、气压的定义和单位 1.气压的定义 气压是指单位截面积上大气柱的重量称大气压强，简称气

21、压,有时也称其为大气压（Air Pressure），一般用P来表示。 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1013.25hPa(百帕)。 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。 2.气压的单位 在国际单位制中，气象采用“百帕”（hPa）作为气压单位。如：lhPa= 100Pa或用1百帕=100帕表示。1个标准大气压用P0 =1013.25hPa表示。 hPa和mmHg（毫米水银汞柱）单位之间的关系如下： 1hPa=3/4mmHg 1mmHg

22、=4/3hPa 现在国际上许多国家仍然继续使用毫巴（mb或MB）作为气压单位，这气象传真图上也可见到。根据巴（b）的定义：1b=100kPa=1000hPa，而1b=1000mb，因此，1hPa=lmb或1百帕=1毫巴。二、气压的变化1.影响气压变化的因素热力因素：温度高，空气受热膨胀，空气密度变小，气压下降；温度低，空气冷却收缩，空气密度变大，气压升高。动力因素：包括水平气流的辐合和辐散、空气密度变化和空气的垂直运动。气流水平辐合时，空气聚积，产生空气的堆积，导致气压上升；水平辐散时，空气离散，产生空气的扩散，导致气压下降。 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。

23、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。 2.气压随高度的变化3.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。F1-F2 = P1S-P2S = -gZS = W (P1-P2) S =-gZS P =-gZ 或P/Z=-g (静力方程)式中“负号”表示当Z0时，P0，即高度增加时，气压是下降的。 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。4.单位气压高度差 在铅直气柱中，气压变化1hPa时所对应的高度差称为单位气压高度差，以h表示，代入静力方程可得： 单位气压高度差：h=-Z/p=1

24、/g h主要随密度r的改变而改变。h的大小表示气压随高度变化的快慢。在实际大气中，密度总是随高度递减的，因此，高空的h比低空的大。在水平方向上，温度是影响h值的主要因素。温度高时，空气密度小，h值大；温度低时，空气密度大，h值小。在暖的地方，单位气压高度差比冷的地方要大。在暖的地方空间等压面疏散，在冷的地方空间等压面收缩。 海平面气压=本站气压（经刻度、温度和补充订正）+高度订正 5.船用压高公式 h=-Z/p=1/g=RT/Pg =8000 (1+at)/P 式中：g=9.8m/s2，R=287m2/s2，T=273 (1+at)，a=1/273 P0=P1+H/h 式中：P0海平面气压，P

25、1本站气压，H船台距海面高度，h单位气压高度差。当温度为0，气压为1000hPa时，h=8m/hPa。 三、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。空间等压面向下凹，形如盆地。 2.高压（High Pressure）:由闭合等压线围成,中心气压比周围高的系统。空间等压面向上凸起，形似山丘。 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(Trough- Line)。空间等压面类似山谷。槽线 4

26、.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(Righe Line)。空间等压面类似山脊。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。四、气压随时间的变化日变化(diurnal variation of pressure) ：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

27、低纬大于高纬。气压日较差随纬度的增高而减小。 气压的日变化气压的年变化(annual variation of pressure) : 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。 气压的非周期性变化 气压的非周期变化与天气变化密切相关，因此，它是天气预报的重要课题。例如，冬季强冷空气南下时，其所经之地气压明显上升；在夏季受热带气旋的影响时，气压明显下降等。气压的非周期变化的幅度大于周期性日变化的幅度。一般在当天气转变（变坏）后，正常的气压日变化和年变化规律将遭到破坏。 五、水平气压梯度

28、 (pressure gradient)1.水平气压梯度的方向和大小 在水平方向上单位距离内气压的改变量称水平气压梯度，用-P/n表示。方向：垂直于等压线，由高压指向低压。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。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，反之亦然。单位：百帕/赤道度。 1赤道度=60 n mile111Km 2.水平气压梯度的物理意义 水平气压梯度（-P/n）的大小等于单位容积空气在气压场中所受到的水平方向的净压力。在实际大气中水平气压梯度的值是很小的，平均约为1hPa/l00km，只有垂直气压梯度（-P/n）的万分之一。但

29、它是风的起动力，对大气的运动具有重要的作用。 六、气压系统随高度的变化 （一）温度场对称的系统 1. 暖高压（Warm High Pressure） 暖高压中心是暖中心，在高压中心两等压面间的厚度比周围大时，暖高压随高度的增大而加强。例如，西太平洋副热带高压和阻塞高压就具有这种特点。 2. 冷高压（Cold High Pressure） 冷高压中心是冷中心，两等压面间的厚度在高压中心较薄，而四周则较厚时，冷高压随高度的增加而减弱，到一定高度后反而转变为低压。冬季北方冷空气爆发时，冷高压就具有这种结构。 3. 热低压（Heat Low Pressure） 热低压中心是暖中心，两等压面间的厚度在低

30、压中心比四周厚时，热低压随高度的增加而减弱，到一定高度后低压消失，再向上则转化为高压。 4. 冷低压（Cold Low Pressure） 冷低压中心是低温中心，两等压面间的厚度在低压中心比四周小时，冷低压随高度增大而加强。高空冷涡属于这种类型。 特别指出:台风或其他较强热带气旋虽然也是暖性低压，但它在地面上的气压很低，等压面坡度较大，通常达到300hPa（9km）以上高度后才转变成高压。因此，它不属于浅薄系统。 （二）温度场不对称的系统 高 压 低 压 在中高纬地区，不对称的低压总是东暖西冷，不对称的高压总是东冷西暖。因此，高、低压中心轴线通常都随高度分别向西南和西北倾斜。 七、等高面图和等

31、压面图 用平面表示气压场的三度空间分布，最常用的有等高面图和等压面图。前者通常用于地面或海平面，后者用于高空各层次。 1. 等高面：平面 地面图：等高面图，海平面气压场-等压线 2. 等压面：高低起伏的曲面 高空图：等压面图，特定等压面高低起伏-等高线子模块四 风 Wind学习与训练子目标掌握风的定义、风向、风速、风力定义及单位掌握作用在空气微团上的力掌握地转风、梯度风、摩擦层中风的概念及形成原理重要知识 一、风 空气相对于下垫面的水平运动，称为风（Wind) 。风是矢量，有大小和方向，分别用风速和风向来表示。 1.风速(Wind Speed) 风速是指单位时间内空气在水平方向上的位移。单位有

32、：m/s、Km/h、n mile/h、Kn(节)等。 关系： 1Km/h=0.28m/s ； 1m/s=3.6Km/h ； 1Kn=1.852Km/h0.5m/s ；1m/s2Kn 2.风向（Wind Direction） 风向是指风的来向，常用16个方位(E W S N NE SE NW SW NNE ENE ESE SSE SSW WSW WNW NNW)或度数(0360)来表示。 3.风级(Wind Scale) 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。我国现采用18个等级（017） ，参见风力等级表P31 。 4.风压(Wind Pre

33、ssure) 风压是指与风向垂直的单位面积所受的压力。近似表示为: P=0.0625V2 5.风的脉动性（阵性） 在观测风时发现，风速表现为时大时小，风力时强时弱，风向不停变化，这种现象称为风的阵性。主要是由于大气湍流运动的作用，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。一日内阵性最强在午后，一年中阵性最强在夏季。 6.风的日变化、年变化 日变化：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。二、 作用于大气的力和运动方程 1.水平气压梯度力(pressure gradient force) 由于作用在单位

34、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。用Gn表示。 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) 若 =0, 两地没有气压差 Gn=0 无风。 (5) Gn是使空气产生水平运动的原动力。 2.水平地转偏向力(deflection force of earth rotation) 由于地球自转,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，又称可科利奥里力或科氏力。用An表示。 大小为： =7.29210-5/s :地转角速

35、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) An是虚拟力， 只改变物体的运动方向，不改变速度。 (3) An在北半球恒垂直于物体运动的右方，南半球相反。 (4) An与sin成正比，两极最大，赤道上为零 。An = 2Vsin 3.惯性离心力（Centeifugal Force） 物体在作曲线运动时产生的一种虚拟力，用C表示。 大小：与向心力相等 。 表达式： 方向：与向心力相反。 r为曲率半径 4.摩擦力（Friction Force） 运动物体受下垫面摩擦作用所产生的力，

36、用R表示。 表达式： 方向与运动物体相反。 式中V为物体运动速度；为摩擦系数, 它的大小取决于地面粗糙程度。 C = V2/rR = -V三、自由大气中典型的水平平衡运动（一）地转风(Geostrophic Wind)在自由大气中,当水平气压梯度力和水平地转偏向力达到平衡时(Gn+An=0)，空气沿等压线作无磨擦的等速直线运动，称地转风。1.地转风形成过程 在等压线平直分布的情况下，原来静止的微团受水平气压梯度力Gn的作用。它刚一开始运动，水平地转偏向力An立即产生，并迫使它向右偏转（在北半球）。在Gn的作用下，空气运动的速率越来越大，地转偏向力也随着空气速率的增大而增大，并且迫使空气微团向右

37、偏离的程度也越来越大，最后水平地转偏向力增大到与水平气压梯度力大小相等、方向相反，即达到平衡状态。地转风就由此形成。 地转风2. 地转风的风速 Gn+An = 0（1）Vg与水平气压梯度成正比，即等压线密集，Vg大。（2）Vg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。（3）Vg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则。 在北半球自由大气中，风沿等压线吹，测者背风而立，高压在右，低压在左。 在南半球自由大气中，风沿等压线吹，测者背风而立，高压在左，低压在右。 上面就是著名的风压定律，又称白贝罗定律它明确地揭示了气压场与风场之间的关系。 3.

38、地转风的风向北半球地转风南半球地转风4.地转风速计算 在海图上，取一个纬距n=60 n mile，=1293g/m3，=7.2910-5s-1；若取P=1hPa，带入公式则得： m/s 当P1hPa时， （m/s） （二）梯度风 (Gradient Wind) 在自由大气中，等压线常呈闭合形状，在忽略有摩擦力作用的情况下，沿圆形或弯曲等压线运动的空气质点不仅受水平气压梯度力和水平地转偏向力的作用，而且还要受惯性离心力的作用，如果当三力达到平衡时，即变为稳定的运动。因此，在没有摩擦力作用的条件下沿圆形或弯曲等压线稳定的水平运动称为梯度风。 受力表达式:1. 空气质点受力分析 （1）低压（气旋）中

39、的梯度风 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 低压中梯度风低压（气旋）中的梯度风 可得： 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： 注：根号前应取正号才有意义。（2）高压（反气旋）中的梯度风 根号前应取负号才有意义。高压中梯度风此为高压梯度风速的极限值。 2.梯度风的风速讨论在高压区： （1）最大水平气压梯度的分布，高压边缘较大，越近中心越小。曲率小处等压线密集，曲率大处等压线稀疏。 （2）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

40、。 （3）高压边缘风速较大，中心风速小或无风。 （4）中高纬度高压风速较大，低纬度高压风速较小。在低压区： 低压（气旋）中心气压梯度和风速可以任意大。低压（气旋）中心等压线密集，越往外等压线越稀疏。 无论在低压区，还是在高压区所形成的梯度风仍遵守风压定律。 3.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 不受限制,风可以很大。(三)摩擦层中的风 (Friction Layer Wind) 1.受力分析 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

41、，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。摩擦层中的风摩擦层中的风地转风2.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，高压在右后方，低压在左前方。在南半球高压在左后方，低压在右前方。 由于摩擦力的作用，北半球低压中风斜穿等压线以逆时针方向向中心辐合，高压中的风斜穿等压线以顺时针方向向外辐散。 北半球摩擦层中低压和高压的气流 3实际风向的确定 在摩擦层中，地面实际风与等压线的夹角取决于地面的粗糙度、大气稳定度和纬度3个因素。地面粗糙度越大，大气稳定度越大，纬度越低时，交角越大；反之，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。通常在

42、中纬度陆地上交角为3545，海面上为1020。浪大时，海面粗糙度增大，交角也有所增加。 4. 实际风速的计算 在陆地上实际风速约为相应地转风速的1/31/2（35%50%），在海上约为地转风速的3/52/3（60%70%）。 海上经验公式 V0Vg65% 四、风随高度的变化 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。 风随高度的变化地转风地面风子模块五 大气环流General Circulation学习与训练子目标掌握大气环流的概念及影响大气环流的因素、单圈环流及三圈环流掌握行星风

43、带和气压带、海陆热力性质的差异掌握大气活动中心的概念、海平面平均气压场的冬、夏季特征掌握季风的概念、成因及分布熟悉各类局地环流 重要知识 一、大气环流的概述 1.大气环流的概念 大气环流，一般是指具有世界规模的、大范围的大气运行现象，既包括平均状态，也包括瞬时现象。其水平尺度在数千公里以上，垂直尺度在10km以上，时间尺度在数天以上。 大气环流反映了大气运动的基本状态和基本特征，是各种不同尺度天气系统活动的基础。同时也是气候形成和演变的重要背景条件。 2. 大气环流影响因素 影响因素包括太阳辐射不均匀、地球自转、海陆分布不均匀和地形差异等，其中太阳辐射不均匀是产生大气环流最基本的因子，也可以说

44、是大气环流的原动力。 二、大气环流形式 （一）太阳辐射单圈环流 假设：地球是静止的，地表平坦，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环流，称单圈环流。（二）地球自转三圈环流 假设：地表平坦、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）、中间环流（费雷尔环流）和极地环流。极地环流赤道环流中间环流极锋三圈环流和行星风带极地环流费雷尔环流哈德莱环流二、行星风带和气压带 （一）行星风带 行

45、星风带有赤道无风带，信风带，副热带无风带，西风带和极地东风带。由于南北半球对称，因此，在赤道南北两侧均存在行星风带。 1. 赤道无风（Doldrums） 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（Trades Wind Zone） 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（Horse Latitudes） 位于信风带和西风带之间，平均位于南

46、北纬30附近。 特征：内部多下沉气流，天气晴朗、少云、微风、陆上干燥、海上潮湿，位置随季节南北移动。信风带盛行西风带副热带无风带赤道无风带极地风带 4盛行西风带（Westerlies） 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 SW风，南半球为NW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极地东风带（Polar Easterlies） 位于南北纬60-90之间，北

47、半球吹NE风，南半球吹SE风。 （二）气压带气压带：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。1.赤道低压带（Equatorial Low）平均位于南北纬10范围内，随季节南北移动。2.副热带高压带(Horse Latitudes)平均位于南北纬30附近。3.副极地低压带(Subpolar Low)平均位于南北纬60附近。4.极地高压(Polar High)位于两极附近。三、海平面平均气压场基本特征（一）海平面平均气压场基本特征冬季：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

48、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弱，副热带高压开始增强。1月海平面平均气压场冰岛低压北美高压西伯利亚高压阿留申低压7月海平面平均气压场北大西洋副高(亚速尔高压)北美低压北太平洋副高(夏威夷高压)印度低压（二）大气活动中心1.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

49、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。2.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。3.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。4.大气活动中心的季节变化 它的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，它们是制作天气预报的背景条件。四、 季风环流（Monsoons） （一）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，

50、盛行风频率40，平均合成风速超过3m/s。 （二）季风的成因（Formation of Monsoons）： 1.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。 2.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。 3.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。（三）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。1.东亚季风（1）成因: 主要是由于海陆间的热力差异引起的。（2）范围：我国大部分地区，朝鲜半

51、岛和日本附近洋面。（3）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，最大可达8-9级或以上。冬季风盛行时，我国东部、朝鲜和日本等地具有低温、大风、干冷和少雨的气候特征。 （4）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。夏季风盛行时，为高温、潮湿、多阴雨和多雾的气候特征。 冬季风爆发快，夏季风来得慢，冬季风大于夏季风。东亚季风西伯利亚高压阿

52、留申低压印度低压北太平洋副高2.南亚季风 (印度季风)（1）成因：主要是南半球东南信风带北移引起的，也有海陆间的热力差异和大地形（青藏高原）的作用。（2）范围：东非、西南亚、南亚、中印半岛一带，又称印度季风。（3）夏季风特征：由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，强劲的西南风，7-8月份风力常达8-9级以上，并伴有雷雨。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。（4）冬季风特征：行星风带南移，亚洲大陆高压强大，其南部的

53、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”。（5）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 线索科特拉岛韦岛习惯航线 3.其他地区的季风(1)北澳、印尼和伊里安的季风：冬季（南半球）东南风，夏季西北风。由于信风带的移动引起。(2)西非的季风：塞内加尔到塞拉利昂沿岸，夏季西南季风，潮湿多雨；冬季东北季风，干燥少雨。(3)北美季风：在北美东岸和西北大西洋，冬季具有类似季风的西北风，夏季转为盛行的西南风，冬、夏风向转变不甚明显。 (4)南美季风：在南美洲，只有巴西东海岸有较明显的季风，从布立科角到南回归线，7月份为东南风，1月份

54、为东北风或东风。五、局地环流（地方性风,Local wind ）1.海陆风(Sea and Land Breeze) 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。2.山谷风(Mountain and Valley Breeze) 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。在我国海陆风和山谷风均盛行的港口是连云港和秦皇岛。六、地形动力作用和地方性风（一）地形的动力作用 1.绕流和阻挡作用 当气

55、流遇到孤立的山峰与岛屿时，有绕山峰两侧而过的现象，并且在迎风面风速增强，在背风面风速减弱。在背风面还会产生气旋式和反气旋式涡流。 山脉的阻挡作用和绕流，使实际风向与根据大范围气压场确定的风向之间可能发生显著偏差，其差值可达900，甚至1800。因此在背风面常形成低压或低压槽。绕 流 2.岬角效应 因陆地（如山脉尽头或半岛附近）向海中突出造成气流辐合，流线密集，风力明显增强，称为岬角效应， 如南非的好望角，是个令航海者生畏的地方，因岬角效应而助长了那里的狂风恶浪。我国山东半岛的成山头附近海面，偏北风通常比周围要大12级左右，有中国“好望角”之称。岬角效应 3.海岸效应 因摩擦作用，当气流沿海岸线

56、方向流动时，如果陆地在气流方向的右侧，流线会变密，气流增强；反之，如果陆地在气流方向的左侧，流线会变疏，气流减弱。 4.狭管效应 当气流从开阔海面进入喇叭口式地形时，在峡谷中风速明显加大，风向被迫改变为沿峡谷走向吹，称为峡谷风。如我国台湾海峡就是一个狭管效应显著的地区，经常出现东北大风（冬季）或西南大风（夏季）。 （二）地方性风 因特殊地理位置、地形或地表性质等影响而产生的、带有地方性特征的局部范围的风称为地方性风。它常由地形动力作用或地表热力作用引起。常见的地方性风有海陆风、山谷风、峡谷风、焚风、布拉风等。 子模块六 大 气 湿 度Atmospherie Humidity学习与训练子目标掌握

57、大气湿度的定义及表示方法掌握大气湿度的日年变化了解大气中水汽的分布、增加途径及凝结条件 一、湿度的定义和表示方法 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下列几种。重要知识 1.水汽压（vapour pressure） e ： 大气中由于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，查算获得。 2.饱和水汽压（saturation vapour pr

58、essure）E: 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。 3.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。 4.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/E100。 当 f100 未饱和；当 f=100饱和；当f100过饱

59、和。 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。 5.露点 (dew point) td ： 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，水汽含量多，露点高;水汽含量少,露点低。通常以e为引数查算获得。 6.气温露点差 (t-td ) ： 它的大小反映空气距离饱和程度。t-td=0 饱和；t-td0 未饱和； t-td愈大，f愈小。另外，若湿球温度趋于干球温度，说明相对湿度大，一般有雾或降水。二、湿度的日、年变化 1.水汽压的日、年变化 日变化：与气温的一致，最高值出现在午后，最低值在清晨。 年变

60、化：与气温的年变化相似，最高值出现在78月份，最低值出现在12月份。 2.绝对湿度的日年变化 日变化： 绝对湿度的日变化出现两种不同的类型。 第一类：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。主要出现在海洋、沿海和岛屿上。第二类：一日之中a出现两个极大值和两个极小值。主要出现在大陆上乱流较强的季节里。 年变化：与气温的年变化趋势一致。极大值出现在蒸发强的夏季7月、8月（南半球为1月、2月），最小值出现在蒸发弱的冬季1月、2月（南半球为7月、8月）。 3.相对湿度的日年变化 日变化：一日之中f也有一个极大值和一个极小值。但其分