航海气象与海洋学全

1、 第一章 气象学基础知识第一节 大气概况第二节 气温第三节 气压第四节 空气水平运动-风第五节 大气环流第六节 大气湿度第八节 云和降水第九节 雾和能见度第十节 船舶海洋水文气象观察航海气象与海洋学全第1页第一节 大气概况基本概念和知识点：大气成份；大气污染；大气垂直结构。重点：大气中易变成份及其作用；对流层主要特征；摩擦层和自由大气。航海气象与海洋学全第2页 大气概况一、大气成份：主要由各种气体(氮、氧、氩、二氧化碳和臭氧等)、水汽和悬浮杂质组成。干空气（Dry air）:除水汽和杂质以外混合气体。干空气主要成份:氮（78.09%）、氧(20.95%）、氩（0.93%）三项约占总体积99.9

2、7% 。次要成份:二氧化碳（0.03）、氢、氖、氦、氪、氙、氡、臭氧等稀有气体（ 0.01）。航海气象与海洋学全第3页大气是可压缩气体，大气密度随高度增加而快速降低。观察表明，10公里以内集中了大气质量75%，35公里以下则达99%，近地面空气标准密度为1.293kg/m-3,大气总质量为5.3 1018 kg，约为地球质量百万分之一。其中影响天气、气候改变主要大气易变成份为二氧化碳、臭氧和水汽。航海气象与海洋学全第4页大气中易变成份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。臭氧是吸收太阳紫外线唯一大气成份航海气

3、象与海洋学全第5页大气中易变成份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。湿空气在同一气压和温度下，只有干空气密度62.2。大气中水汽含量范围在04，它也是造成云、雨、雪、雾等天气现象主要物质条件。4.杂质：悬浮在空气中固体或液体微粒，主要包含尘埃、烟粒、细菌、病毒、花粉和微小盐粒等。它们主要集中在大气低层，影响能见度，能吸收部分太阳辐射，并对太阳辐射含有散射作用。在水汽相变过程中，杂质能够作为凝结核。航海气象与海洋学全第6页大气污染大气污染：二氧化碳逐年增多将造成地球变暖并引发全球天气和气候异常改变。造成极冰融化、海面上升、一些陆地和港口将被淹没。另外，大气中

4、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141个国家和地域签署意在遏制全球气候变暖京都议定书于年2月16日正式生效。12月718日192个国家在丹麦首都哥本哈根召开联合国气候改变框架条约第次缔约方会议，意在遏制全球气候变暖，温家宝总理出席会议。航海气象与海洋学全第7页二、大气垂直结构大气上界大气上界高度，经常因科学家们依据和目标不一样而结果相差很大，所以要准确划定 大气层上界高度并为众人公认，一直是科学研究一个难题。 普通以物理现象发生最高高度为上界。极光发生在高纬度不一样高度上，最高到达1000-1200Km称为大气物理上界。由卫星

5、探测大气上界为-3000Km。航海气象与海洋学全第8页大气垂直分层依据气温、水汽垂直分布、大气扰动程度和电离现象等不一样等特点，自下而上将大气分为五个层次。（P5）1. 对流层（Troposphere）：下界为地面，上界随纬度和季节改变，平均厚度10-12km。通常在高纬为6-8km，中纬度10-12km，低纬度17-18km。夏季对流层厚度比冬季高。对流层集中了大气质量80和全部水汽，与人类关系最为亲密，大气中几乎全部物理和化学过程都发生在该层。对流层含有三个主要特征。航海气象与海洋学全第9页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

6、为对流层中气温垂直递减率。 含有强烈对流和湍流运动。是引发大气上下层动量、热量、能量和水汽等交换主要方式。 气象要素沿水平方向分布不均匀。如温度、湿度等。航海气象与海洋学全第10页依据大气运动不一样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 1-1.5km高度。其厚度夏季高于冬季，白天高于夜间，大风和扰动强烈天气高于平稳天气。湍流输送是该层基本运动特点，多涡动，各种气象要素都有显著日改变。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

7、简单和清楚。自由大气基本运动形式是层流，气流多波状系统。对流层顶：厚度约为1-2km，温度随高度呈等温或逆温状态。航海气象与海洋学全第11页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；水汽含量少；气温随高度升高而递增（2040km气温突增，形成臭氧层）；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：气温随高度快速下降；又称高空对流层。4. 热层（Thermosphere）：厚度：85-800km。特点：气温随高度快速增加；空气处于高度电离状态，又叫电离层。 5. 逸散层（Exospher

8、e）: 厚度： 热层顶以上。可高达3000km，地球大气向宇宙空间逸散过渡区域。航海气象与海洋学全第12页第二节 气温基本概念和知识点：气温概念；太阳、地面和大气辐射；空气增热和冷却方式；气温随时间改变；气温空间分布。重点：惯用温标及其换算；气温日年改变；气温空间分布；气温垂直递减率。航海气象与海洋学全第13页一、气温定义和温标气温（Air Temperature）是大气主要状态参数之一，是天气预报直接对象。气温分布和改变与气压场、风场、大气稳定度以及云、雾、降水等天气现象亲密相关。1. 定义：气温是表示空气冷热程度物理量。空气冷热程度，实质上是反应空气分子运动平均动能。当空气取得热量时，其分

9、子运动平均速度增大，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，平均动能随之降低，气温就降低。气温能够经过温度表或温度计直接测得。航海气象与海洋学全第14页温 标2温标：温度数值表示法称温标。惯用温标有三种。 摄氏温标 ：把水冰点温度定为0，沸点为100，多数非英语国家使用。 华氏温标 ：水冰点温度定为32F，沸点212F。一些英语国家多使用。 摄氏与华氏关系： 绝对温标(K氏温标) K：水冰点温度定为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 或 T =t+273航海气象与海洋学全第15页二、太阳、地面和大气辐射

10、辐射基本特征自然界中凡温度高于绝对零度物体均以电磁波（辐射）方式进行能量交换。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温度降低，同时又因吸收其它物体放射辐射能并转变为内能而使本身温度增高。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唯一能量起源。航海气象与海洋学全第16页太阳、地面和大气辐射若将太阳对地球大气系统辐射作为100个单位，其中地气系统反射和散射占30%，大气吸收占19%，地表吸收

11、51%。地球表面经过长波辐射占21%、热传导占7%、水汽相变占23%等过程释放能量。使地球大气系统温度保持恒定。大气受热主要直接热源是地球表面。航海气象与海洋学全第17页三、空气增热和冷却方式空气增热和冷却受下垫面影响很大。下垫面是泛指不一样性质地球表面。下垫面与空气之间热量交换路径有以下几个：1. 热传导（Conduction）：空气与下垫面之间，经过分子热传导过程交换热量，又称感热。地面和大气都是不良热导体。仅在贴近地面几厘米以内显著，故通常不予考虑。航海气象与海洋学全第18页2.辐射（Radiation）：地气系统热量交换主要方式。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

12、增温，夜间辐射冷却。3.水相改变：水有液态、气态和固态之间改变。液体水蒸发，吸收热量；水汽凝结放出热量。普通下垫面水蒸发，吸收热量；上空水凝结放出热量。从而经过水相改变将下垫面热量传给上层大气。航海气象与海洋学全第19页4.对流（Convection) ：普通将垂直运动称对流，对流分热力对流和动力对流。因为空气受热不均引发有规则暖湿空气上升、干冷空气下沉，称热力对流。因为动力作用造成对流运动称动力对流，如空气遇山爬升等。5.平流（Advection)：某种物理量水平输送称平流。它是大气中异地间热量传输最主要方式，范围大，连续时间长。如温度平流、湿度平流等。“南风暖、北风寒、东风湿、西风干”。航

13、海气象与海洋学全第20页6.湍流：又称乱流（Turbulence），是空气不规则运动。湍流是摩擦层中热量、能量和水汽交换主要方式。航海气象与海洋学全第21页综上所知，空气与下垫面之间热量交换是经过各种路径进行。通常，地面与大气之间热量交换以辐射为主，乱流和水相改变次之；各地空气之间热量交换以平流为主。上下层空气之间热量交换以对流和乱流为主。以上均为非绝热过程。空气增热和冷却主要是非绝热过程引发。航海气象与海洋学全第22页四、气温随时间改变大气热量主要来自下垫面，所以气温含有与下垫面温度类似周期性改变。如冬寒夏暖、午热晨凉反应了气温日、年改变普通规律。航海气象与海洋学全第23页1.气温日改变 d

14、iurnal variation of temperature日改变:一天中气温有一个最低温度和最高温度。陆地上最低气温出现在日出前，最高气温夏季出现在1415点，冬季出现在1314点。海洋上最高值滞后陆地12小时。气温日较差：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、海拨高度及天气情况相关。普通有：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）航海气象与海洋学全第24页2.气温年改变 annual variation of temperature年改变：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

15、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。它与下热面性质、纬度和海拔等相关。高纬低纬； 陆上海上； 海拔低海拔高航海气象与海洋学全第25页五、气温空间分布1.气温水平分布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，北半球因为海陆分布不均匀，等温线不与纬圈平行。 夏半球等温线比较稀疏，冬半球较密集冬季北半球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缘故。北半球冬季大洋西部从低纬向东北方向伸出

16、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。航海气象与海洋学全第26页7月海平面平均气温分布1月海平面平均气温分布湾流黑潮温度脊航海气象与海洋学全第27页“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域，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)。 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）。航海气象与海洋学全第28页2.

17、气温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，对应气温改变量。 Z 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。 航海气象与海洋学全第29页气温对人体影响研究指出，人体对周围温度感觉与介质是大气还是水相关。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。人体皮肤对气温感觉是：低于25 有冷感，2528 时有温感，高于29 时有热感。人体感温还与风速相关，风速越大，感温越低，风速约在33

18、kn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，对裸露肌肤作用相当于-12 时温度；一样风速，当气温为-5 时，对裸露肌肤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。航海气象与海洋学全第30页一、气压概述1.气压与天气气压与天气之间有着亲密关系，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。 第三节 气 压 (Atmosphere Pressure)航海气象与海洋学全第31页2.气压定义和单位气压：指单位截面积上大气柱重量称大气压强，简称气压。在标准

19、情况下（即气温为0，纬度为45海平面上），760mm水银柱高大气压称一个标准大气压，相当于1013.25hPa(百帕)(hecto-pascal)。 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。1hPa=3/4mmHg 1mmHg=4/3hPa 1mb=1hPa 航海气象与海洋学全第32页二、气压改变1.影响气压改变原因热力原因：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。动力原因：包含水平气流辐合和辐散、空气密度改变和空气垂直运动。水平运动：气流水平辐合时，

20、空气聚积，造成气压上升；水平辐散时，空气离散，造成气压下降。 航海气象与海洋学全第33页垂直运动：当空气有垂直运动而气柱内质量没有外流时，其总质量没有改变，地面气压不会发生改变。但气柱中质量上下传输，可造成气柱中某一层次空气质量改变，从而引发气压改变。图中位于 A、B、C三地上空某一高度上a、b、c三点气压，在空气没有垂直运动时，空气质量不变，则Pa不变；在空气有上升运动时，上层空气质量增多，Pb变大；在空气有下沉运动时，上层空气质量降低，Pc变小。空气垂直运动和气压改变关系不变变大变小航海气象与海洋学全第34页水平气流辐合、辐散与垂直运动关系大气中气压改变往往是几个情况综合作用结果，它们之间

21、是相互联络、相互制约、相互赔偿。上层有水平气流辐合、下层有水平气流辐散区域必定会有空气从上层向下层赔偿，从而出现空气下沉运动。反之，则会出现空气上升运动。同理，在出现空气垂直运动区域也会在上层和下层出现水平气流辐合和辐散。水平气流辐合、辐散与垂直运动关系航海气象与海洋学全第35页2.气压随高度改变依据气压定义，伴随高度增加，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高度。气压与高度对应关系航海气象与海洋学全第36页大气静力方程为了表示气压随高度改变定量关系。假设：大气处于静止状态。 -p=w=Zsg=gZs

22、 p = -gZ p/Z = -g (静力方程)公式说明：在静力平衡下，气压随高度改变主要取决于空气密度。航海气象与海洋学全第37页单位气压高度差单位气压高度差：h=-Z/p=1/g=RT/Pg其中：g=9.8m/s2 ,R=287m2/s2 ,T=273(1+t), 代人 h 8000（1+t/273）/P 当温度为0，气压为1000hpa时，h=8m/hPa。h与t成正比，与P成反比。不一样气压、气温条件下单位气压高度差航海气象与海洋学全第38页气压订正P0=P1+H/h 其中：P0海平面气压，P1本站气压，H 驾驶台距海面高度，海平面气压=本站气压（经刻度、温度和补充订正）+高度订正航海

23、气象与海洋学全第39页3.气压随时间改变日改变(diurnal variation of pressure) ：气压日改变以12h为周期，一日内有两个高值和两个低值。最高值：早晨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。最高和最低与气温改变相关，日较差低纬高纬。气压日改变航海气象与海洋学全第40页气压年改变(annual variation of pressure) : 气压年改变随纬度增大而增大，在中高纬度最显著，概括为以下几个类型：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：最高值出现在夏季，最低

24、值出现在冬季。航海气象与海洋学全第41页1. 高压（High Pressure）:由闭合等压线围成,中心气压比周围高系统。空间等压面向上凸起，形似山丘。三、海平面气压场基本形式航海气象与海洋学全第42页2. 低压（Low Pressure，Depression）：由闭合等压线围成，中心气压比周围低系统。空间等压面向下凹，形如盆地。航海气象与海洋学全第43页3.低压槽和槽线（Trough）：由低压向外延伸出来狭长区域，或一组未闭合等压线向气压较高一方凸出部分，简称槽。在低压槽中各条等压线曲率最大处连线，称槽线(Trough- Line)。空间等压面类似山谷。槽线航海气象与海洋学全第44页4.高压

25、脊和脊线（Ridge）：由高压向外延伸出来狭长区域，或一组未闭合等压线向气压较低一方凸出部分，简称脊，脊中曲率最大点连线称脊线(Righe Line)。空间等压面类似山脊。脊线航海气象与海洋学全第45页5. 鞍形区：相对两高压和两低压组成中间区域，简称鞍。6. 低压带 ：两高压之间狭长区域。7. 高压带：两低压之间狭长区域。鞍形区航海气象与海洋学全第46页四、气压梯度 (pressure gradient)定义：在水平方向上单位距离内气压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。其物理意义表示了因为空间水平气压分布不均匀而作用在单位体积空气上力。大小：取决于

26、等压线疏密程度。等压线愈密，-P/n愈大，气压梯度越大，风力愈大，反之亦然。单位：百帕/赤道度。 1赤道度111 Km60 eP4P3P2P1P1P2101210081004100010041000HHLL气压梯度航海气象与海洋学全第47页 五、气压系统随高度改变温压场对称系统：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强度随高度增加而减弱，即高低空高低压中心不一致。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强度随高度增加不变或增强，即高低空高低压中心一致。这种系统有暖高压（warm high）和冷低压 (cold low

27、)。暖高压冷低压冷高压暖低压航海气象与海洋学全第48页温压场不对称系统：温压场不对称是指温度中心与气压中心不重合。在中高纬度地域，不对称低压总是东暖西冷，低压中心轴线向冷区倾斜；不对称高压总是东冷西暖，高压中心轴线向暖区倾斜。中心轴线随高度倾斜航海气象与海洋学全第49页基本概念和知识点：风概念；作用于空气质点上力；自由大气中平衡运动；摩擦层中大气运动；地形对风影响。重点：风表示方法；各种力表示方法及其物理意义；地转风；梯度风；摩擦层中风；风压定律。 第四节 空气水平运动-风航海气象与海洋学全第50页风 （Wind)一、概述定义: 空气相对于下垫面水平运动，称为风（Wind) 。它是矢量，有大小

28、和方向。风速(Wind Speed)：风速是指单位时间内空气在水平方向上位移。单位有：m/s、Km/h、n mile/h、Kn(节)等。换算关系： 1Km/h=0.28m/s ； 1m/s=3.6Km/h ； 1Kn=1.852Km/h0.5m/s ； 1m/s2Kn航海气象与海洋学全第51页风向（Wind Direction）：风向是指风来向，惯用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。风力(Wind Force)：依据风对地面或海面影响程度又划出风力等级。国际上采取风力等级从012共13个

29、等级（Beaufort Scale of Wind Force）。我国现采取从017共18个等级。参见P19风力等级表。风压(Wind Pressure)：风压是指与风向垂直单位面积所受压力。近似表示为: P=0.0625V2。航海气象与海洋学全第52页风阵性和日、年改变阵性：在摩擦层中，因为湍流作用，风表现为忽大忽小阵性。实际上风阵性就是小尺度湍涡迭加在大型流场上造成结果。所以在测风时，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。日改变：通常在近地面午后风速大，夜间清晨风速小。风日改变幅度，晴天比阴天大，夏季比冬季大，陆地比海洋大。年改变：因地而异。航海气象与海洋学全第53页

30、二、 作用于大气力和运动方程一、作用在空气微团上力重力(gravity)；大小为g9.8m/s2，方向向下，指向地心。水平气压梯度力(pressure gradient force): 因为作用在单位质量空气上压力在水平方向上分布不均匀，引发气压梯度力。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。Gn是使空气产生水平运动原动力。航海气象与海洋学全第54页水平地转偏向力(deflection f

31、orce of earth rotation) 因为地球自转,作用在运动物体上产生使运动物体发生偏转力，称地转偏向力，又称可科利奥里力(Coriolis force)或科氏力。An航海气象与海洋学全第55页大小为：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，静止物体不受其作用。(2) An是虚拟力， 只改变物体运动方向，不改变速度。(3) An在北半球恒垂直于物体运动右方，南半球相反。(4) An与sin成正比，两极最大，赤道上为零 。航海气象与海洋学全第5

32、6页惯性离心力（Centeifugal Force） C 指物体在作曲线运动时产生一个虚拟力。 大小：与向心力相等 。 表示式：C = V2/r 方向：与向心力相反。 r为曲率半径摩擦力（Friction Force） R 运动物体受下垫面摩擦作用所产生力。 表示式： R = -V 方向与运动物体相反。 式中V为物体运动速度；为摩擦系数航海气象与海洋学全第57页总结：气压梯度力、水平地转偏向力、惯性离心力和摩擦力都是在水平方向上作用于空气力，其影响各异。Gn是空气产生运动原动力，其它力在空气运动后才有。A对中高纬度或大尺度空气运动影响较大，低纬赤道附近影响小。C只在空气做曲线运动时在起作用，普

33、通很小，静止或直线运动时为零。R只在摩擦层中起作用，对自由大气中空气运动能够忽略不计。An 、 C和R不能驱动大气运动， 但却能影响大气运动方向和速度。航海气象与海洋学全第58页三、自由大气中经典水平平衡运动1.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到达平衡时(Gn+An=0)，空气沿等压线作无磨擦等速直线运动，称地转风。地转风航海气象与海洋学全第59页地转风风速公式： 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Vg大于 低空Vg。（3）Vg与纬度正弦成反比，低纬Vg

34、大于高纬Vg。（4）赤道及其附近不恪守地转风标准。航海气象与海洋学全第60页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。它明确地揭示了气压场与风场之间关系。风压定律 (Buysballots law)北半球地转风南半球地转风航海气象与海洋学全第61页地转风速计算方法 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）航海气象与海洋学全第62页 2.梯度风 (Gradient Wind)定义: 在自

35、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，空气水平圆周运动称为梯度风（Gradient Wind）。梯度风能够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水平运动。即:航海气象与海洋学全第63页低压（气旋）中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 或低压中梯度风航海气象与海洋学全第64页低压（气旋）中梯度风 则式中 Vc 表示低压中梯度风速，解这个以 Vc 为未知数一元二次方程，得：根号前应取正号才有意义。航海气象

36、与海洋学全第65页高压（反气旋）中梯度风根号前应取负号才有意义。气压梯度和梯度风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。高压中梯度风航海气象与海洋学全第66页气旋和反气旋梯度风公式：气旋反气旋反气旋中此为反气旋梯度风速极限值航海气象与海洋学全第67页梯度风讨论（1）最大水平气压梯度分布，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。（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。梯度风仍恪守风压定律。航海气

37、象与海洋学全第68页梯度风与地转风比较地转风：低压中梯度风：高压中梯度风：所以，在水平气压梯度和曲率半径相同时， VaVgVc实际上低压中风比高压大，原因是低压中 不受限制,风能够很大。航海气象与海洋学全第69页四、摩擦层中风 (Friction Layer Wind)在地面天气图上，因为地面摩擦作用，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。此时平衡为:地面实际风比地转风小，方向偏低压一侧。摩擦层中风摩擦层中风地转风航海气象与海洋学全第70页摩擦层中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。因为摩擦力作用

38、，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气流航海气象与海洋学全第71页在摩擦层中，地面实际风与等压线夹角取决于下垫面粗糙度、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对应地转风速1/3-1/2(35-50 )，在海上约为地转风速3/5-2/3(60-70 )。在气压梯度不随高度改变前提下，风随高度改变主要取决于摩擦力随高度改变。在北半球，风速随高度增大，风向逐步右偏；在南半球，风速随高度增大，风向逐步左偏。 五、实际风确实定和风随高改变风随高度改变地转风地面风航海气象

39、与海洋学全第72页六、地形动力作用对风影响当气流碰到孤立山峰与岛屿时，有绕山峰两侧而过现象，而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，如图所表示。 山脉阻挡作用和绕流，使实际风向与依据大范围气压场确定风向之间可能发生显著偏差，其差值可达900，甚至1800。所以在背风面常形成低压或低压槽。绕流和阻挡作用绕流航海气象与海洋学全第73页岬角效应因陆地（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，风力显著增强，称为岬角效应，如图所表示。如南非好望角，是个令航海者生畏地方，因岬角效应而助长了那里狂风恶浪。我国山东半岛成山头附近海面，偏北风通常比周围要大1

40、2级左右，有中国“好望角”之称。岬角效应航海气象与海洋学全第74页海岸效应 因摩擦作用，当气流沿海岸线方向流动时，假如陆地在气流方向右侧，流线会变密，气流增强；反之，假如陆地在气流方向左侧，流线会变疏，气流减弱。如图所表示。航海气象与海洋学全第75页基本概念和知识点：影响大气环流形成因子；三圈环流；气压带和行星风带；季风环流；局地环流。重点：三圈环流成因；气压带和行星风带分布及特征；大气活动中心；东亚季风；南亚季风；海陆风；山谷风；峡谷风。第五节 大气环流航海气象与海洋学全第76页大气环流（General Circulation） ：一般是指具有全球性、大范围空气运行现象。它水平尺度在数千公里

41、，垂直尺度在十公里以上，时间尺度大于二十四小时。大气环流反应了大气运动基本状态和基本特征，是各种不一样尺度天气系统活动基础。同时也是气候形成和演变主要背景条件。一、影响大气环流主要因子：太阳辐射、地球自转、海陆分布不均匀和高大地形等原因影响。航海气象与海洋学全第77页1.太阳辐射单圈环流假设：地球是静止，下垫面性质均一。只考虑太阳辐射随纬度不均匀性，赤道低纬因为空气受热垂直上升，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一圈环流，称单圈环流。航海气象与海洋学全第78页2.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

42、）二个因子作用下，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）。极地环流赤道环流中间环流极锋航海气象与海洋学全第79页二、气压带和行星风带气压带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(Subtropical High)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。航海气象与海洋学全第80页行星风带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、

43、湿大、多雷雨、风微弱不定向，位置随季节南北移动。赤道无风带航海气象与海洋学全第81页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NE信风，南半球SE信风。特征：风向常年稳定少变，风力普通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

44、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，常年盛行强劲西风，7级以上大风频率每个月可达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，北半球吹NE风，南半球吹SE风。 航海气象与海洋学全第82页三、海平面平均气压场基本特征海陆分布不均匀影响冬季大陆是冷源，轻易形成高压。而海洋是热源，轻易形成低压。夏季相反。高大地形影响高大地形对大气运动能产生动力和热力作用

45、。冬季它是一个冷源，夏季是热源。热力作用使大气产生扰动，所以地形对大气环流状态必定发生主要作用。 冬季：北半球受四个大气压系统（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。蒙古高压前部偏北气流就是亚洲稳定冬季季风。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低压带。航海气象与海洋学全第83页夏季：北半球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显著减弱，范围大大缩小。南半球大陆上高压加强伸展，在副热带纬度上，高压带围绕全球。春秋两季属于过渡季节，北半球春季，原有四个大气活动中

46、心减弱，副热带高压开始增强。航海气象与海洋学全第84页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航海气象与海洋学全第85页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)印度低压航海气象与海洋学全第86页大气活动中心(Atmospheric Center of Action)永久性大气活动中心：指常年存在大范围气压区。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

47、非洲低压。影响我国天气和气候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。大气活动中心季节改变必定引发大气环流季节改变，而大气活动中心短期改变对大范围天气造成重大影响，它们是制作天气预报背景条件。航海气象与海洋学全第87页四、 季风环流（Monsoons）季风定义：大范围地域风向随季节而有规律改变盛行风，称为季风。要求盛行风方向最少改变120，盛行风频率 40。1、季风成因（Formation of Monsoons）：海陆季风(Sea-Land Monsoon)：由海陆之间热力异差引发风系随季节有极显著改变，称海陆季风。行星季风(Plantary Monsoon)：因

48、为行星风带随季节移动而引发风系改变，称行星季风。青藏高原地形作用：青藏高原在夏季热源作用和冬季冷源作用对维持和加强南亚季风起了主要作用。航海气象与海洋学全第88页季风分布季风主要分布在东亚、南亚、东南亚和赤道非洲四个区域。航海气象与海洋学全第89页2、东亚季风成因: 主要是因为海陆间热力差异引发。范围：我国大部分地域，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，寒潮和冷空气不停暴发南下，高压前缘偏北风成为东亚冬季风。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。夏季风特征：陆地是印度低压（亚洲低压），海上是西

49、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。风力普通3-4级。季风天气气候特征：夏季风：高温、潮湿、多阴雨，降临慢； 冬季风：大风、降温、干冷,降临快、强度大。冬季风大于夏季风。航海气象与海洋学全第90页3.南亚季风 (印度季风)成因：主要是行星风带季节性位移引发，也有海陆间热力差异和大地形（青藏高原）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：整个北印度洋上吹强劲西南风，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，阿拉伯海风大于孟加拉湾，尤其是索科特拉岛南侧北印度洋，西南风尤其大，是世界上最著名

50、狂风恶浪海区之一。航海气象与海洋学全第91页冬季风特征：行星风带南移，亚洲大陆高压强大，其南部东北风成为南亚冬季风。北印度洋吹东北风，风力普通为3-4级，是航海“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。航海气象与海洋学全第92页3、其它地域季风北澳、印尼和伊里安季风：冬季（南半球）东南风，夏季西北风。因为信风带移动引发。西非季风：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。北美与南美季风：北美冬季西北风，夏季西南风。南美巴西东岸，7月份为东南风，1月份则为东北风或东风。航海气象与海洋学全第93页五、局地环流（地方性风Local wind

51、）1.海陆风(Sea and Land Breeze)在海岸附近，因为海陆间热力差异日改变引发。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。航海气象与海洋学全第94页2.山谷风(Mountain and Valley Breeze) 在山区，因为山峰山谷温度差异产生局地环流。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港口是连云港和秦皇岛。航海气象与海洋学全第95页3.峡谷风当气流从开阔地域吹进峡口时，形成强风。如台湾海峡、直布罗陀海峡等。“峡管效应”航海气

52、象与海洋学全第96页4.布拉风（Bora）从山地或高原经过低矮隘道向下倾落严寒而又干燥风暴，称布拉风。经典布拉风出现在黑海冬季，其破坏力很大，最大平均风速可达40m/s60m/s，气温可快速降低到-27 ，可造成严重“船舶积冰”。类似现象在土耳其沿海和亚得利亚海均可出现。其它地方性风甚多。（见P44表1-7）航海气象与海洋学全第97页第六节 大气湿度基本概念和知识点：湿度概念；湿度表示方法；湿度改变；大气中水汽凝结路径。重点：湿度表示方法；湿度日年改变。航海气象与海洋学全第98页一、湿度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物理量。大气中水汽是形成云、雾

53、和降水等天气现象主要因子，同时对船运货物是否受潮变质有很大影响。通常表示大气湿度物理量有以下几个。航海气象与海洋学全第99页绝对湿度(absolute humidity) a ：单位体积空气中所含水汽质量（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，普通经过查算取得。水汽压（vapour pressure） e ：指大气中水汽所引发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，查算取得。航海气象与海洋学全第1

54、00页饱和水汽压（saturation vapour pressure）E: 指空气到达饱和时水汽压。饱和空气中水汽压是温度函数，即 E=E(T)，伴随温度升高而增大。它表示空气“吞食”水汽能力，不反应空气中水汽含量多少。相对湿度 （relative humidity） f ：指空气中实际水汽压(e)与同温度下饱和水汽压百分比，即：f=e/E100。 当 f100 未饱和；当 f=100饱和；当f100过饱和。它表示空气距离饱和程度，不直接反应空气中水汽含量多少。航海气象与海洋学全第101页露点 (dew point) 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温度，

55、称为露点温度。单位与气温相同。它表示空气中水汽含量多少，水汽含量多，露点高;水汽含量少,露点低。通常以e为引数查算取得。 温度露点差 (t-td ) ：它大小反应空气距离饱和程度。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，普通有雾或降水。航海气象与海洋学全第102页航海气象与海洋学全第103页航海气象与海洋学全第104页二、大气中水汽分布大气中水汽主要来自下垫面蒸发，水汽凝结或凝华改变水汽含量，其分布是不均匀。垂直分布：绝对湿度随高度增加而快速减小。在2公里高度处不足地面1/2，5公里处减到地面1/10，90%水汽集中在3公里

56、以下低层大气中。水平分布：绝对湿度水平分布与气温水平分布基本一致。它与下垫面性质（如海面、陆地、沙漠、冰面等）关系亲密。赤道地域大，随纬度增高而递减。航海气象与海洋学全第105页三、湿度日年改变水汽压日年改变：日改变与气温一致，最高值出现在午后，最低值在清晨。年改变与气温年改变相同，最高值出现在78月份，最低值出现在12月份。绝对湿度日年改变：日改变与温度日改变一样，最高值出现在午后，最低值出现在清晨。年改变与温度年改变趋势一致，极大值出现在夏季（7月，8月），极小值出现在冬季（1月，2月）。相对湿度日年改变：日改变与气温日改变相反，最大值在清晨，最小值在午后。相对湿度年改变在季风盛行时，夏季

57、大冬季小，而内陆相反。航海气象与海洋学全第106页四、大气中水汽凝结路径水汽含量不变降低温度:大气存在许多冷却过程能够降低温度，除上升运动中绝热冷却外，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:增加水汽路径主要是蒸发，如水面蒸发和云雨滴在下降过程中蒸发等。蒸发量大小主要取决于水面上空气饱和差（Ew-e）和风速大小。饱和差和风速越大时,蒸发量越大。二者同时作用:若增加水汽和降低温度同时进行，将加速凝结过程。航海气象与海洋学全第107页五、湿度与货运一些海上运输货物因受潮而遭受货损。货损原因是货舱“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。普

58、通而言，若舱内温度低于舱外露点，最好不要通风；若舱内温度高于舱外露点，有必要开舱通风。温湿度计航海气象与海洋学全第108页四、大气中逆温逆温定义：在对流层中，某一时刻某气层温度随高度上升或不变状态称逆温。逆温所在气层称逆温层。（0或=0 ）0逆温层ZZ2Z10T=0航海气象与海洋学全第109页逆温种类（1）辐射逆温；（2）平流逆温；（3）下沉逆温；（4）湍流逆温；（5）锋面逆温。逆温对天气影响：逆温存在好象一个盖子，能有效地抑制对流发展，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。航海气象与海洋学全第110页基本概念和知识点：云定义；云形成和分类；降水性质；降水量。重点：云物理分类

59、；各种云特征及伴随天气；云国际缩写符号；降水性质；降水量。第八节 云和降水航海气象与海洋学全第111页一、云 (Cloud)定义：云是由大量小水滴、小冰晶或二者混合物组成悬浮在空中可见聚合体。云不但能够反应当初天气情况，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，影响气温和风日改变；一些云能产生阵性大风、雷雨、冰雹、龙卷等恶劣天气。航海气象与海洋学全第112页云形成条件：水汽条件：充分水汽使空气到达饱和状态。冷却条件：上升运动促使未饱和空气绝热上升降温到达饱和状态。凝结核：能够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。航海气

60、象与海洋学全第113页云物理分类按照大气中上升运动不一样特点，将云分为积状云、层状云和波状云。积状云：由不稳定层结自由对流发展而形成云。积状云是大气层结不稳定作用产物，所以又称对流云。特点：块状，孤立分散，垂直发展云块，底部水平，顶部隆起呈圆弧状，云内不稳定，水平范围小。种类：积云(Cu)、积雨云(Cb)和卷云(Ci)。晴天阵雨雷雨大风冰雹航海气象与海洋学全第114页层 状 云层状云：在稳定大气层结中，由系统性抬升运动而形成云。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)。航海气象与海洋学全第1