1.气象要素

null 第一章 气象要素及其观测 第一章 气象要素及其观测第一节 大气和海洋概况 第二节 气温和海温 第三节 大气压 第四节 空气的水平运动--风 第五节 空气的垂直运动和大气稳定度 第六节 大气环流 第七节 大气湿度和海水盐度 第八节 云与降水 第九节 海洋上的雾 第十节 海面能见度和海水透明度 第十一节 船舶海洋水文气象观测与编报几个重要的专业术语几个重要的专业术语大气（Atmosphere） 包围地球表面的整个大气层。 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几个重要的专业术语气象要素（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。 海洋要素（Marine elements） 反映海洋状态的物理量或物理现象。如海温、盐度、海浪、海流和海冰等。 第一节 大气和海洋概况 第一节 大气和海洋概况一、大气成分：主要由多种气体、水汽和悬浮的杂质构成。 干空气（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:二氧化碳（0.03％）、氢、氖、氦、氪、氙、氡、臭氧等稀有气体（ 0.01％）。大 气 成 分大 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 excel标准偏差excel标准偏差函数exl标准差函数国标检验抽样标准表免费下载红头文件格式标准下载 密度为1293g• m-3,大气的总质量为5.3ⅹ 1021g，约为地球质量的百万分之一。 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。 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，若没有臭氧层，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。大气中的易变成分大气中的易变成分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。 城市大气质量监测报告中空气污染物种类:总悬浮颗粒物、二氧化硫和氮氧化物等二、大气的垂直结构二、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对流层中三个主要特征⑴ 气温随高度而降低。平均幅度为-0.65℃/100m。 即 γ＝0.65℃/100m 称γ为对流层中气温垂直递减率。 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。摩擦层与自由大气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： 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。 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。 对流层顶：厚度约为1-2Km，温度随高度呈等温或逆温状态。大气的垂直高度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，最高达到1000-1200Km作为大气的物理上界。由卫星探测的大气上界为2000-3000Km。三、海 洋 概 况三、海 洋 概 况洋 (Ocean)：面积广，约占海洋总面积的89%，洋的深度大、水色高、透明度大，水文要素相对比较稳定，季节变化小，有独自的潮波和强大的洋流系统。(P6) 海 (Sea): 海湾 (Gulf、Bay): 洋或海的一部分延伸入大陆，其深度和宽度逐渐减小的水域称为湾。湾内潮差大。 海峡 (Strait、Channel): 海洋中相邻海区之间宽度较窄的水道称为海峡。海峡的特点是流急、速大、多涡旋。 海洋概况海洋概况海：大洋靠近大陆边缘部分，海的面积只占海洋总面积的11%，一般深度浅，水色低（浑浊），透明度小，季节变化显著。没有独立的海流系统和潮波系统，多数受大洋影响，我国东南海岸面临四海。 渤海：为我国的内陆海，自老铁山经庙岛与蓬莱角联线，分割黄海，面积约9万7千平方公里，平均水深18米。 黄海：北起鸭绿江口，南从长江口北岸至济州岛与东海分开，面积42万平方公里，平均水深44米。 东海：南自南澳岛与台湾岛的鹅銮鼻分隔南海，面积75万平方公里，平均水深349米。 南海：南靠加里曼丹岛，东临菲律宾，西接印支半岛，面积350多万平方公里，平均深度1000米以上。 我国拥有300万平方公里的海洋国土和约1.9万公里的海岸线。 四、大气和海洋污染四、大气和海洋污染大气污染：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141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2005年2月16日正式生效。 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 气温和海温 第二节 气温和海温 气温（Air Temperature） 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。因此，了解气温的变化规律，对天气形势和气象要素的预报都十分重要。 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。一、温 标一、温 标温标：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： 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二、太阳、地面和大气辐射二、太阳、地面和大气辐射辐射的基本特性 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。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。太阳、地面和大气辐射太阳、地面和大气辐射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。三、空气的增热和冷却三、空气的增热和冷却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： 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。null2.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。 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。null2.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。 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。null4.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。 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。null6. 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。null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。 以上均为非绝热过程。 四、气温的日年变化 四、气温的日年变化大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。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 temperature气温的日变化 diurnal variation of temperature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。 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）气温的年变化 annual variation of temperature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：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 五、海平面平均气温的分布特点 五、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。 ① 夏半球的等温线比较稀疏，冬半球较密集 ② 夏季大陆为热源，海洋为冷源。冬季相反 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。“寒极”和“热赤道”“寒极”和“热赤道”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”(Cold Pole)。 ⑤ 近赤道附近存在一个高温带,1月和7月的平均气温均高于25℃，称这个高温带为“热赤道”(Heat Equator)。它随季节偏向夏半球,在10N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）。null冬季海平面平均气温分布null夏季海平面平均气温分布六、气温的垂直递减率六、气温的垂直递减率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γ表示 ： γ = 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γ＞0。当γ=0时表示等温。当γ＜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。 七、厄尔尼诺现象和拉尼娜现象七、厄尔尼诺现象和拉尼娜现象厄尔尼诺（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。 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。 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。八、气温和水温对人体的影响八、气温和水温对人体的影响研究指出，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。水温对人体的影响水温对人体的影响在水中，人体生理零度比在大气中高的多。当水温低于29 ℃时，人体皮肤有冷感；29~37 ℃时有温感；高于37 ℃时有热感。在大洋中平均水温高于28 ℃的区域只占海洋总面积的6%，热带某些海域水温最高只有29-30 ℃。可以说几乎整个大洋海水的温度对人体来说都有冷感。 落水者当体温从37 ℃降到32 ℃的过程中，人体出现剧烈颤抖，体温从32 ℃降到30 ℃的过程中进入昏迷状态而不省人事；当体温降到30 ℃以下时，因心脏衰竭而导致死亡。 水温对落水者存活时间有明显的影响，水温越高，存活时间越长。水温为0 ℃时，落水者只能坚持15min；水温为10 ℃时，存活的时间为2.5-3.0h；水温为15-20 ℃时，存活时间可达10余小时。 第三节 大 气 压 (Atmosphere Pressure) 第三节 大 气 压 (Atmosphere Pressure)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。null一、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1013.25hPa(百帕)(hecto-pascal)。 Ｐ＝w/s＝ρghs/s＝ρgh （大气压强 公式 小学单位换算公式大全免费下载公式下载行测公式大全下载excel公式下载逻辑回归公式下载 ） 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。 1hPa=3/4mmHg 1mmHg=4/3hPa 1mb=1hPa 二、气压随高度的变化二、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。船用压高公式船用压高公式单位气压高度差：h = -dz/dp = 1/ρg (代入状态方程) h = 8000（1+αt）/P 当温度为0℃，气压为1000hpa时，h = 8m/hPa。 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。海平面气压=本站气压＋高度订正。三、海平面气压场的基本形式三、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。 2. 高压（High Pressure）:由闭合等压线围成,中心气压比周围高的系统。海平面气压场的基本形式海平面气压场的基本形式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)。海平面气压场的基本形式海平面气压场的基本形式4. 高压脊和脊线H（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)。HH海平面气压场的基本形式海平面气压场的基本形式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。四、水平气压梯度 (pressure gradient)四、水平气压梯度 (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-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 n.mile 五、气压系统随高度的变化 五、气压系统随高度的变化温压场对称的系统：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)。暖高压冷低压冷高压暖低压null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。中心轴线随高度倾斜六、气压的日、年变化六、气压的日、年变化日变化：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。气压的日变化null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。七、 等压线和等高面七、 等压线和等高面地表面气压的分布情况称为气压场。气压在空间分布称为空间气压场,海平面上的气压分布称为海平面气压场。气压相等的各点的连线，称为等压线。将同一时刻各个气象台、站所观测到的海平面气压值填在一张海平面高度的地图上，然后用平滑的曲线把气压相等的点连结起来，就可用等压线的不同形式表示海平面的气压分布状况，这种图称为等高面图。等高面图上绘制的等压线等 高 面 图（地面图）等 高 面 图（地面图）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Z=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，既等高面图。 通常所说的地面图。等高线和等压面等高线和等压面在空间的每一点都有一个气压值，如果把气压值相同的点连接起来，就形成一个等压面。由于同一高度上各地的气压不等，气压在空间的分布，就象山丘一样起伏不平。在同一高度上，气压比四周高的地方，等压面上凸，而且气压愈高的地方等压面上凸的愈厉害；气压比周围低的地方，等压面凹，而且气压愈低，等压面下凹的愈厉害。因此，等压面的起伏形势和该面附近等高面上气压的分布形势相对应。等压面图 (高空图)等压面图 (高空图)等高线和等压面空间气压场的情况一般用等压面图表示, 通常高空图就是等压面图。 如850hPa、700hPa、500hPa等压面图等。 在等压面图上分析等高线来表明高度场的特征，相当于等高面上分析等压线。null在等压面图上等高线的高值中心在邻近等高面上对应着为高压中心，低值中心在邻近等高面上对应着为低压中心。等压面图上等高线的高值区称为高压，等压面图上等高线的低值区称为低压。 如图： Pa=Pb=Pc， Ha＇=Hb ＇=Hc＇ Ha＞Ha ＇ Hc＜Hc ＇第四节 空气的水平运动--风（Wind)第四节 空气的水平运动--风（Wind)一、风的定义和单位 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： 1Km/h=0.28m/s ； 1m/s=3.6Km/h ； 1Kn=1.852Km/h≈0.5m/s ； 1m/s≈2Knnull风向：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 NWN)或度数(0～360)来表示。 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0～12共13个等级，参见P27《风力等级表》(Beaufort Scale of Wind Force)。 风压：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。二、风的阵性、日年变化和随高度变化二、风的阵性、日年变化和随高度变化阵性：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。 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。 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。三、作用在空气微团上的力三、作用在空气微团上的力重力(gravity)；大小为g≈9.8m/s2，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。Gn表示。 大小为： ； 方向：垂直等压线从高压指向低压。 (1) Gn与ρ成反比， Gn与气压梯度 成正比。 (2) ρ一定时， 大，等压线密集， Gn大。 (3) 一定时，ρ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的原动力。null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(Coriolis force)或科氏力。An 大小为：An=2ωVsinφ ω=7.292×10-5/s ω:地转角速度 V:风速 φ: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) An与sinφ成正比，两极最大，赤道上为零 。null惯性离心力（Centeifugal Force） 指物体在作曲线运动时产生的一种虚拟力。 C = V2/r r为曲率半径 大小：与向心力相等 。 方向：与向心力相反。 摩擦力（Friction Force） 运动物体受下垫面摩擦作用所产生的力。 R= -k V V为物体运动速度；k为摩擦系数 方向与运动物体相反。 null四、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，空气沿等压线（等压面）作无磨擦的直线运动，称地转风。即： （地转风风速公式） （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。null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。风压定律 (Buysballot’s law)null地转风速计算方法 在海图上，取一个纬距 Δn = 60 n mile，当ΔP =1hPa，ρ=1293g/m3，ω=7.29×10-5s-1； 则： m/s 当ΔP≠1hPa时， （m/s）五、梯度风 (Gradient Wind)五、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达到平衡时，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）中的梯度风低压（气旋）中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 即 或低压（气旋）中的梯度风低压（气旋）中的梯度风则 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。null此为高压梯度风速的极限值气旋和反气旋的梯度风公式：低压高压高压中梯度风的讨论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。 梯度风仍遵守风压定律。梯度风与地转风比较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， Va＞Vg＞Vc 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)三、摩擦层中的风 (Friction Layer Wind)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。摩擦层中的风摩擦层中的风地转风null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。摩擦层中的风压定律地面低压气流地面高压气流北 半 球null在摩擦层中，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(35-50 ％)，在海上约为地转风速的3/5-2/3(60-70 ％)。 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。 实际风向的确定和风随高的变化风随高度的变化七、地形动力作用七、地形动力作用绕流和阻挡作用：当气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，如图所示。 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。 null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，如图所示。 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1—2级左右，有中国“好望角”之称。第五节 空气垂直运动和大气稳定度第五节 空气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。由垂直方向的运动方程，状态方程和静力关系可以 证明 住所证明下载场所使用证明下载诊断证明下载住所证明下载爱问住所证明下载爱问 ，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 下沉运动 T′ = T 无对流 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。 null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。一、空气垂直运动null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。若系统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 dQ≈0 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。二、大气稳定度(Atmospheric Stability)干绝热直减率(Dry Adiabatic Lapse Rate)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。 γd = 1℃/100m湿绝热直减率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，γm ＜γd ，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。γm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 γm≈0.6 ℃/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。γdγmγdγdnull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。 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；若气块随时与周围大气取得平衡时，这种大气层结是中性的。null大气稳定度判据 γ ＞ γd 绝对不稳定 γ ＜ γm 绝对稳定 γm＜ γ ＜γd 条件性不稳定大气稳定度判据稳定度与天气稳定度与天气当大气稳定时，能有效地抑制对流发展，产生稳定天气现象，如层云、雾、毛毛雨等； 当大气不稳定时，有利对流发展，产生积状云，出现不稳定天气，如阵雨、雷暴、大风、冰雹、龙卷等。 气层上暖下冷起稳定作用，上冷下暖不稳定。下层空气中，夜间冷却为稳定作用，白天增温为不稳定作用。空气气流经较冷表面时起稳定作用，流经较暖表面时起不稳定作用。null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的状态称逆温。逆温所在的气层称逆温层。（γ＜0或γ=0 ）三、大气中的逆温大气中的逆温大气中的逆温逆温对天气的影响：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。 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。 第六节 大气环流（General Circulation）第六节 大气环流（General Circulation）一、大气环流：一般是指具有全球性、大范围空的气运行现象。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。 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。太阳辐射——单圈环流太阳辐射——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环流，称单圈环流。 地球自转——三圈环流地球自转——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）。 null三圈环流和行星风带哈德莱环流极地环流费雷尔环流气压带和风带的分布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 带风 带1. 赤道无风（Doldrums） 平均位于南北纬10º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。风带风带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--28º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3—4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30º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。null4．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--60º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--90º之间，北半球吹NE风，南半球吹SE风。 null 实际海平面平均气压场的基本特征 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。null1月海平面平均气压场null7月海平面平均气压场null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，它们是制作天气预报的背景条件。　大气活动中心(Atmospheric Center of Action）二、季风环流（Monsoons）二、季风环流（Monsoons）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（我国季风）1.东亚季风（我国季风）成因: 主要是由于海陆间的热力差异引起的。 范围：我国大部分地区，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。2.南亚季风 (印度季风)2.南亚季风 (印度季风)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。 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。null 印 度 洋 航 线3.其他地区的季风3.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，干燥少雨。 北美(得克萨斯):冬季北风，夏季南风。 南美(巴西):冬季东北风，夏季东南风。null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。三、局地环流（地方性风）null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，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。地方性风—山谷风null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—峡谷风null从山地或高原经过低矮隘道向下倾落寒冷而又干燥的风暴，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/s—60m/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。 其它地方性风甚多。地方性风—布拉风（Bora）第七节 大气湿度和海水盐度第七节 大气湿度和海水盐度湿度(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下列几种。表示湿度的物理量表示湿度的物理量绝对湿度(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为引数查算<湿度查算表>获得。 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，通过干湿球温度为引数查算<湿度查算表>获得。表示湿度的物理量表示湿度的物理量饱和水汽压（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。 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。表示湿度的物理量表示湿度的物理量露点 (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<露点查算表>获得。 温度—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-Td＞0 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。 e和a的关系 若e的单位为hPa时，则 a = 217e/T 若e的单位为mmHg时，则 a = 289e/T a ≈ e 三、大气中水汽的分布 三、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公里高度处不足地面的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。 水平分布：绝对湿度的水平分布与气温的水平分布基本一致。它与下垫面性质（如海面、陆地、沙漠、冰面等）关系密切。赤道地区大，随纬度的增高而递减。四、湿度的日年变化四、湿度的日年变化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）。 相对湿度