1、 http:/航海气象与海洋学讲义陈登俊编目 录第一章 大气概况第二章 气温和湿度第三章 气压第四章 风第五章 大气稳定度第六章 云和雾第七章 海温和海冰第八章 海浪第十章 大气环流第十一章 海流第十二章 水文气象要素的气候分布第十三章 天气图基础知识第十四章 气团和锋第十五章 锋面气旋和中小尺度系统第十六章 冷高压和副热带高压第十七章 西风带高空天气系统第十八章 热带气旋和其它热带天气系统第十九章 天气预报原理和简易预报方法第二十章 气象报告和气象传真图的识读与应用第二十一章 船舶气象导航第一章 大气概况第一节 大气的组成一、干洁空气（Dry Air）1、主要成分：氮气（N2） 、氧气（O2
2、） ，二者占空气总容积的 992、次要成分：二氧化碳（CO2 ） 、臭氧（O3 ） 、氢气、惰性气体，体积比不足 13、易变成分：（质量易变）二氧化碳（CO2） 、臭氧（O3）4、对气温有影响的成分：二氧化碳（CO2）吸收和放射长波辐射，产生温室效应臭氧（O3）吸收紫外线5、干洁空气的分子量：28.966二、水汽（Vapour）1、来源：地表的蒸发2、水平分布：海洋多于陆地，沙漠最少3、垂直分布：低空多于高空，随高度升高水汽含量迅速减少4、特点：1) 在自然条件下，水汽是大气中唯一能发生相态变化的气体，是天气演变的主角。2) 具有吸收和放射长波辐射的性能，加上在水相变化中伴有凝结潜热的吸收或释
3、放，对气温产生影响。http:/5、湿空气（Wet Air）：含有水汽的空气三、杂质1、杂质：悬浮在大气中的固体或液体颗粒，又称为气溶胶粒子，包括水汽凝结物（水滴、冰晶） 、微小盐粒等2、对大气的影响：使能见度降低；作为水汽凝结的凝结核3、城市污染监测的主要成分：总悬浮颗粒物，二氧化硫、氮氧化物第二节 大气的垂直结构一、大气的垂直范围和垂直分层1、空气密度：标准状况下，近地面附近干空气的密度为 1293g/m32、大气上界：大气与星际空间的分界面，通常以“极光 ”出现的最大高度 1000km 作为大气上界的高度3、垂直分层：1) 分层依据：气温和水汽的垂直分布、大气的扰动程度和电离现象等2)
4、分层：自地面向高空，大气分为对流层、平流层、中间层、热层、散逸层3) 平流层：空气以水平运动为主，且水汽极少，类似对流层中的云很难生成4) 热层：又称电离层，对远程无线电通讯具有重要意义二、对流层（Troposphere ）的主要特征1、对流层的厚度：平均 10km；在赤道最厚，向两极减小；夏季厚，冬季薄云、雨、雾、雪等主要天气现象发生在该层，是气象学研究的重点层次2、三个主要特点：1) 气温随高度的升高而降低，每升高 100m，气温平均下降 0.65，该值称为平均气温（垂）直（递）减率，用表示，即0.65/ 100m。实测的气温直减率以 表示。通常，气温随高度升高而降低，0有时，气温随高度升
5、高而升高， 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 Tmin3）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
6、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 10N 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 60N 以北的挪威、瑞典 1 月气温比同纬度的亚洲及北美东岸高 1015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
7、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http:/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，空气过饱和。2、相对湿度(Relative Humidity，用 f 表示) f=e100%/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。水汽含量多，对应的 td 就高；
8、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tO，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tO，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 gm-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 gm-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
9、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
10、 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。http:/第三章 气压第一节 气压的定义、单位及时空变化一、气压的定义和单位大气压强(Air Pressure) 简称气压，在重力方向上，单位截面上垂直大气柱的重量，单位 “百帕(hP
11、a) ”、 “mb”、“mmHg”1 标准大气压 P0标准情况下（气温 O、纬度 45） ，海平面上，760mmHg 高的大气压P0l013.25hPahPa、 mb 和 mmHg 两单位之间有如下关系:1 hPa1mb=3mmHg/4 或 1 mmHg4 hPa/34mb/3二、气压随高度的变化1、变化规律气压随高度的升高而降低，近地面下降快，高空下降慢。海平面：气压 1000 hPa 1500 米：850 hPa 3000 米： 700 hPa 5500 米：500 hPa在近地面层空气中，高度每升高 10 米，气压降低值约为 1.31hPa(或高度每上升 8 米，气压降低 1hPa)，用
12、该数据将船台高度测出的气压订正为海平面气压。2、单位高度气压差 P/Zg由大气静力方程得出：单位高度气压差与空气密度成正比，低空密度大，单位高度气压差大，气压变化快；高空密度小，单位高度气压差小，气压变化慢。3、单位气压高度差 h Z/P单位气压高度差 h 与空气密度成反比。低空密度大，h 小，气压变化快；高空密度小，h 大，气压变化慢。在水平方向上，密度主要受气温影响，暖区气温高，密度小，h 大；冷区气温低，密度大，h 小。三、气压随时间的变化气压的周期性变化1、日变化一昼夜，地面气压具有两高值：在 10 时（最高）和 22 时两低值：16 时（最低）和 04 时日较差随纬度变化：低纬最大，
13、中纬较小。2、年变化大陆型：冬季最高；夏季最低海洋型：夏季最高；冬季最低年较差，陆地大，海洋小；中纬大，低纬小。第二节 海平面气压场的基本型式一、空间等压面和等压线等压面空间由气压相等的点所组成的曲面等压面上凸的地区，其气压比四周高；等压面下凹的地区，其气压比四周低等压线用海平面去截海平面附近的一组等压面，在海平面上得到的一组截线，不同截线上气压不相等，而同一条截线上，每一点的气压值相等，这些截线称为等压线（Isobar） 。二、海平面气压场的基本型式1、低气压（Low pressure；Depression）由闭合等压线构成的中心气压比四周低的区域，其空间等压面形状下凹，如盆地。2、低压槽（
14、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一方凸出的部分，简称槽。槽线(Trough line)在低压槽中，各条等压线曲率最大处的连线。3、高气压（High pressure）http:/由闭合等压线构成的中心气压比四周高的区域，其空间等压面形状上凸，如山丘。4、高压脊（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一方凸起的部分，简称脊。脊线(Ridge line)在高压脊中，各条等压线曲率最大处的连线。5、鞍型区(Col)相对并相邻的两高压和两低压组成的中间区域，简称鞍，其空间等压面的形状类似马鞍。鞍型区内气压分布较均匀，又有匀压区
15、之称，主要天气特征是风小。6、高压带相邻两低压之间的过渡区域7、低压带相邻两高压之间的过渡区域上述几种气压场的基本型式，统称为气压系统。第三节 气压系统随高度的变化一、温压场对称的系统1、暖高压温度场的暖中心与高压中心重合。随着高度的升高，强度加强，故暖高压属于深厚系统。像副热带高压、阻塞高压都属于深厚暖性高压系统。2、冷低压温度场的冷中心与低压中心重合。随着高度的升高，等压面越来越向下凹陷，表明冷低压也是深厚系统。如高空冷涡就属于此类系统。3、冷高压温度场的冷中心与高压中心重合。冷高压的强度随高度升高而明显减弱，到一定高度后可转变为低压。表明冷高压属于浅薄系统。如冬季北方西伯利亚冷高压就具此
16、结构。4、热低压温度场的暖中心与低压中心重合。该系统的强度随高度的增加而减弱，到一定高度后，低压消失，甚至转化为高压。热低压属于浅薄系统。但应注意，热带风暴等级以上的热带气旋，虽属暖性低压，由于其强度强，通常到 300hPa 高度以上才转变成高压，所以它是深厚系统而不是浅薄系统。二、温压场不对称的系统当地面的高、低压系统中心同温度的冷、暖中心配置不重合时，气压系统的垂直结构就会出现不对称性。在北半球中高纬度地区，不对称的低压总是东暖西冷；不对称的高压总是东冷西暖， 因而，不对称的高、低压中心轴线通常都随高度升高向西倾斜。且北半球中高纬度，冷空气一般从西北方向移来，所以低压中心轴线常向西北方向倾
17、斜（南半球西南方向） ；而高压的西南部比较暖，其中心轴线便向西南方向倾斜（南半球西北方向） 。第四章 空气的水平运动风第一节 概述一、风(wind)的定义、单位和表示方法1、定义空气相对海底所作的水平运动，称为风。2、风速单位时间内空气在水平方向上移动的距离，单位：m/s ，km/h，kn （节，nm/h） 。1m/s2kn。风级（Beaufort）：017 级风速与风级的关系：V0.836B3/2风压：P0.613V23、风向风的来向，用方位度数（ 0360）表示，或方位表示。http:/第二节 作用于空气微团上的外力一、水平气压梯度力 Gn1、水平气压梯度（P/n）垂直于等压线，沿气压减小
18、的方向，单位距离内的气压差。1）大小：在天气图上，等压（高）线越密，水平气压梯度越大；等压（高）线越疏，水平气压梯度越小。单位：hPa/m，或，hPa/赤道度，1 赤道度60nm，约 111km。2）方向：垂直于等压线，由高压指向低压。2、水平气压梯度力 GnP/（n ）1）大小：与水平气压梯度成正比，在天气图上，等压（高）线越密，水平气压梯度力越大；等压（高）线越疏，水平气压梯度力越小。与空气密度 成反比，高空 小，Gn 增大；低空 大，Gn 小。2）方向：同水平气压梯度。二、水平地转偏向力 An1、大小：An 2Vsin1) 物体相对地表静止时，An 0 。2） V 越大，An 越大。3）
19、 0 ，sin0，An0 ，赤道上没有地转偏向力。4） 越大（纬度越高） ，An 越大。2、方向：垂直于运动去向，北半球偏于右手一侧，南半球偏于左手一侧。只改变运动方向，不改变速度大小。三、惯性离心力 C1、大小：C V2/rV 越大，C 越大；r 越小，C 越大。2、方向：沿曲率半径由圆内指向圆外，与切向速度垂直，只改变运动方向，不改变切向速度大小。四、摩擦力 R1、大小：R V与摩擦系数 成正比，与风速 V 成正比。有浪海面 比平静海面大。2、方向：与运动方向相反，起到阻力作用。总结：由上述讨论可见，只有水平气压梯度力与初始风速无关，因此，该力是使空气产生运动的直接原动力。当这四个力的合力
20、等于零时，空气静止或作匀速运动，即为平衡运动。在自由大气中，可以忽略摩擦力，简单的平衡运动表现为匀速直线运动（地转风）和匀速圆周运动（梯度风） 。下节即讨论这两种风。第三节 地转风和梯度风（自由大气中的风）一、地转风（Geostrophic Wind）1、定义自由大气中，空气的匀速水平直线运动。2、力的平衡水平气压梯度力与水平地转偏向力平衡。Gn An，方向相反，作用在同一条直线上。3、 Vg 的大小，VgP/ （ 2sinn）1）与水平气压梯度成正比，在天气图上，等压（高）线越密，地转风越大；http:/等压（高）线越疏，地转风越小。2）与空气密度 成反比，高空 小，地转风增大；低空 大，地
21、转风小。3）与 sin 成反比，纬度越高，Vg 越小；0（赤道上） ，Vg 趋近无穷，说明地转风不存在。4、风向白贝罗风压定律。风沿等压线吹，背风而立，北半球高压在右，低压在左；南半球正好相反。5、地转风的计算公式法：VgP/ （2 sinn）将 1.293kg/m3 和 值代入得Vg4.78P/（sinn） (水平气压梯度单位：hPa/赤道度，或 hPa/纬距)二、梯度风（Gradient Wind）1、定义自由大气中，空气的水平匀速曲线运动。2、力的平衡水平气压梯度力、水平地转偏向力和惯性离心力达到平衡。高压中（反气旋）：GnC An低压中（气旋）： AnC Gn3、主要结论：1）北半球，
22、高压中的风顺时针旋转，低压中的风逆时针旋转；南半球，高压中的风逆时针旋转，低压中的风顺时针旋转。风向与气压场之间满足白贝罗风压定律。2）梯度风风速与水平气压梯度、纬度的正弦、空气密度和曲率半径有关。3）低压（气旋）区中的水平气压梯度不受限制；高压（反气旋）中的水平气压梯度不能超过某一临界值。4）反气旋区内，边缘风速较大，中心附近微风或者静风；曲率较小（曲率半径大）处，即等压线平直处，等压线密，风速大；曲率较大（曲率半径小）处，即等压线弯曲较大处，等压线疏，风速较小。5）中高纬度反气旋的风速较大，低纬度反气旋内风速较小。6） Va（反气旋中的风） Vg（地转风） Vc（气旋的风）第四节 摩擦层中
23、的风一、摩擦力对风速、风向的影响1、对风速的影响风速减小。陆面上，实际风速/地转风速1/31/2；海面上，实际风速/地转风速3/52/3。海上经验公式：Vo65Vg。2、对风向的影响风去向斜穿等压线偏向低压一侧，与等压线的交角 ，在中高纬陆上，为 3545；海上，10 20。风压定律的修正：背风而立，北半球，高压在右后方，低压在左前方；南半球，高压在左后方，低压在右前方。高气压（反气旋）：北半球，顺时针由中心向外辐散；南半球，逆时针由中心向外辐散。低气压（气旋）：北半球，逆时针由外向中心辐合；http:/南半球，顺时针由外向中心辐合。三、风随高度的变化随高度的升高，风速增大，北半球风向逐渐右偏
24、，南半球逐渐左偏，摩擦层顶处，风速接近地转风，风向接近地转风向。近地面层（30m50m 以下） ，风随高度的变化不明显。第五节 地形的动力作用和地方性风一、地形的动力作用1、狭管效应：当气流从开阔地区进入峡谷地形时，风速加大，风向被迫改变沿峡谷走向的现象。台湾海峡：夏季西南大风；冬季东北大风。2、岬角效应：当气流流经向海中突出的半岛或山脉尽头时，会造成气流辐合、流线密集，使风力大大加强的现象。山东半岛成山头、南美合恩角、南非好望角处风力比周围海域大。第五章 空气的垂直运动和大气稳定度第一节 垂直运动的类型一、热力对流1、定义下垫面受热不均匀引起的垂直运动。 （热力原因）2、特点影响范围小（几公
25、里到几十公里） ；持续时间短（几十分钟到几小时） ；上升速度大（130m/s） ；引起的天气激烈（雷暴云、阵性降水、雷雨大风、冰雹等）二、水平辐散、辐合引起的垂直运动（动力原因 1）地面水平辐合（低压、槽、切变线、辐合式渐近线）引起上升运动地面水平辐散（高压、脊、辐散式渐近线）引起下沉运动三、锋面上的垂直运动（动力原因 2）暖气团受锋面抬升产生上升运动，通常上升速度缓慢，但持续时间可以很长，形成大范围的层状云系和连续性降水。降水区在冷气团一侧。四、地形抬升引起的垂直运动（动力原因 3）在山的迎风坡一侧，气流上升；在背风坡一侧，气流下沉。故云雨区出现在迎风坡一侧。五、动力原因引起的垂直运动的特点通常影响范围大；持续时间长；垂直速度小，对流运动不激烈。第二节 大气稳定度一、大气稳定度(Atmospheric Stability)的概念1、大气层结(Stratification)大气中温度和湿度随高度的分布。层结曲线环境空气温度随高度的变化曲线（变化率） 。2、大气稳定度周围大气使垂直方向上受扰动的气块返回或远离起始位置的趋势和程度。二、大气稳定度的判据1、 md 绝对不稳定无论是干空气块、未饱和湿空气块，还是饱和湿空气块，空气都是不稳定的。
