航海气象与海洋学讲义

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（DryAir）1、主要成分：氮气（N2）、氧气（O2），二者占空气总容积的99％2、次要成分：二氧化碳（CO2）、臭氧（O3）、氢气、惰性气体，体积比不足1％3、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放，对气温产生影响。、湿空气（WetAir）：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)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Υ表示。通常，气温随高度升高而降低，Υ0有时，气温随高度升高而升高，Υ0，称为逆温，出现逆温的空气层称为逆温层或，气温随高度升高基本不变，Υ＝0，称为同温，出现同温的空气层称为同温层2)有强烈的对流和乱流运动3)气象要素（如温度、湿度等）在水平方向上分布不均匀3、对流层的垂直分层：1)根据——大气运动的不同特征2)摩擦层：下界——地面，上界——距地面1km高度，必须考虑摩擦力对空气运动的影响，空气运动复杂3)自由大气：下界距地面1km（摩擦层顶），上界——对流层顶，摩擦作用小，可忽略不计。在自由大气中，空气运动规律清楚，常用距地面5500m(500hPa)高处的空气运动表征整个对流层大气的运动趋势。中纬度地区上空盛行西风，风速随高度升高而增大，形成高空急流（风速≥30m/s）。4、对流层顶：厚度约为1～2km的同温甚至逆温层，对发展旺盛的积雨云顶有阻挡作用，是云顶平衍成砧状。第三节大气状态方程一、状态方程1、干空气的状态方程：P=ρdRdT干空气的:P——气压，ρd——密度，Rd——比气体常数，T——气温2、水汽的状态方程：e=aRaT水汽的:e——气压，a——密度(绝对湿度)，Ra——比气体常数，T——气温3、湿空气的状态方程：P=ρwRdTVTV=T(1+0.378e/P)湿空气的:P——气压，ρW——密度，T——气温，TV——虚温二、两个结论：1)气温、气压相同时，干空气的密度大于湿空气的密度2)气压相同时，干冷空气的密度比暖湿空气大得多第二章气温和湿度气象要素――表征大气状态的物理量或物理现象，如气温、湿度、气压、风、云、能见度、雾、雷暴、雨、雪、冰雹等。第一节气温一、气温的定义和单位1、气温（AirTemperature）：表示空气冷热程度的物理量2、三种常有温标之间的换算关系：1)三种温标对纯水冰点和沸点的定义：冰点沸点等分摄氏温标（℃）0100100华氏温标（℉）32212180绝对温标（K）2733731002）三种温标的换算关系已知X℃，则对应的华氏温标Y（℉）＝9?X/5＋32绝对温标Z（K）＝273＋X若已知Y℉，则对应的摄氏温标X（℃）＝5×（Y－32）/9绝对温标Z（K）＝273＋5×（Y－32）/9二、太阳、地面、大气辐射太阳辐射：一种短波辐射地面辐射：一种长波辐射大气辐射：波长与地面辐射波长几乎相同，也是长波辐射大气逆辐射：大气辐射是向各个方向的，其中向地面的那一部分，因刚好与地面辐射方向相反，故称之～。结论：太阳辐射是地球表面和大气唯一的能量来源，但大气受热的主要直接热源是地球表面的长波辐射。三、空气的增热和冷却1、气温的非绝热变化实现气温非绝热变化的方式（物理过程）有：1）辐射：长波辐射是地面和大气之间交换热量的主要方式。2）对流与平流：对流（Convection）——空气在垂直方向上有规则的升降运动，是上、下层空气热量传递的方式之一。平流（Advection）——大范围空气的水平运动（风），同时伴有某种物理量的输送，是不同地区空气交换热量的主要方式。3）水相变化：蒸发和凝结也可实现地面与大气、空气块与空气块之间交换热量。4）乱流：又叫湍流（Turbulence），指空气微团的无规则运动。一般只发生在贴近地面1km以下的摩擦层内。乱流可使热量、水分和微尘在各个方向上分布趋于均匀5）热传导：通常不予考虑。2、气温的绝热变化1）干绝热变化a.定义：干空气块或未饱和湿空气块在绝热上升或绝热下降过程中温度的变化（因没有水汽的增加或减少，故没有凝结潜热的释放或吸收）空气块绝热上升，体积膨胀，对外作功，消耗自身内能，气温下降空气块绝热下降，外界压缩气块对气块作功，气块内能增加，气温升高b.干绝热直减率：以Υd表示，指在干绝热过程中，气块温度随高度的改变率。据计算，Υd＝0.98K/100m≈1℃/100m表明，干空气块或未饱和湿空气块每绝热上升100米，气温下降1℃，每绝热下降100米，气温上升1℃c.干绝热线（Υd线）：因Υd是常数，故Υd线是斜率不变的直线(见图2-2)2）湿绝热变化a.定义：饱和湿空气块在绝热上升或绝热下降过程中温度的变化(上升中水汽减少，有潜热释放补充内能；下降中水汽增加，要吸收潜热消耗内能，使气块始终处于饱和)空气块绝热上升，体积膨胀，气温下降，便有水汽凝结释放潜热，潜热对气块的加热使上升冷却变缓慢空气块绝热下降，外界压缩气块，气温升高，有水滴蒸发吸收潜热，使气块的下降增温作用减弱b.湿绝热直减率：以Υm表示，指在湿绝热过程中，气块温度随高度的改变率。由分析可知，ΥmΥd，即Υm1℃/100m表明，饱和湿空气块每绝热上升100米，气温下降不足1℃，每绝热下降100米，气温上升不足1℃；Υm是变量，通常取0.5或0.6℃/100m。c.湿绝热线（Υm线）：Υm是变量，故Υm线是曲线，在温度高度图上，偏于Υd线的右方(见图2-2)。干绝热线、湿绝热线――――状态曲线四、气温的日、年变化1、日变化1)日变化特点：一天中最高气温（Tmax）：陆地上在13～14时，海洋上在12时30分最低气温（Tmin）：近日出前2）气温日较差：Tmax－Tmin3）影响日较差的因素：下垫面性质：陆地日较差海洋，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10°N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60°N以北的挪威、瑞典1月气温比同纬度的亚洲及北美东岸高10℃～15℃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eE时，空气未饱和；当e=E时，空气正好达到饱和；当eE时，空气过饱和。2、相对湿度(RelativeHumidity，用f表示)f=e×100%/Ef的大小，表示空气距离饱和的程度。当气温一定时若eE，即f100%，则空气未饱和，f值越小，空气距离饱和程度越远若e=E，即f=100%，表示空气饱和若eE，即f100%，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-pointTemperature)，简称露点。单位同气温。水汽含量多，对应的td就高；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g·m-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g·m-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）