航海气象与海洋学第一章--气象要素及其观测课件.ppt

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1、航海气象与海洋学第一章 气象要素及其观测,第一节 大气和海洋概况一、大气的成分 1大气 下垫面：与大气底部接触的较大范围各种不同地貌的地球表面：海；冰；沙漠；高原。大气上界：只在大气中才有的极光现象出现的最大高度。数值约为1 000km。2大气的成分 干洁空气、水汽和杂质3个部分。1）干洁空气主要成分是氮、氧、氩，它们占干空气总容积的百分数分别为7809，2095，093，三者之和为9997。干洁空气的次要成分为,二氧化碳(占003)以及氢、氖、氦、氪、氙、氡、臭氧等稀有气体(它们的总含量不超过001)。除二氧化碳和臭氧等易变成分外，干洁空气中各主要气体的浓度几乎是恒定的。把90km以下的干洁

2、空气作为分子量为28966（摩尔）的单一成分理想气体处理。干洁空气状态方程P=dRdT2）水汽；(形成天气现象的主要原因）大量凝结潜热释放是热带气旋的主要成因。3)杂质二、大气的垂直结构 1对流层 2平流层,3中间层 4热层热层的另一个特点是该层大气由于受强烈的太阳紫外辐射和宇宙射线的作用而处于高度电离状态，因此该层又称为屯离层。5散逸层高速运动的大气质点可以挣脱地球引力的束缚，克服周围其他大气质点的阻碍，逃逸到宇宙空间中去与太阳大气联结起来，散逸层由此而得名。三、海洋的划分1洋2.海,内陆海边缘海3.海湾4.海峡四、大气和海洋污染1.大气污染2.海洋污染,第二节 气温和海温,一、温标摄氏温标

3、()和绝对温标(K或开)，分别以0，100和273K，373K表示水的冰点和沸点。t=T-273 绝对温标多用于理论计算，摄氏温标多用于实际业务工作和日常生活中。英语国家习惯上常使用华氏温标(0F)，有时还用来标绘航海气候图。其冰点温度和沸点温度分别为320F和2120F。,T=5/9(th-32)Th=9/5t+32二、太阳、地面和大气的辐射 1辐射的基本特性物体的温度越高，放射能力越强，辐射出的波长越短；反之，温度越低，放射能力越弱，辐射出的波长越长。2太阳辐射、地面辐射和大气辐射太阳辐射的主要波长范围为0154um，地面和大气辐射的波长范围约为3120um。气象学中习惯上将太阳辐射称为短

4、波辐射，而将地面辐射和大气辐射称为长波辐射。,3，地一气系统的热收支 云层与粉尘吸收了太阳总辐射的19，地球表面吸收51，剩下的30则被陆面、海面、云层和大气反射回宇宙。大气受热的主要直接热源不是太阳直接辐射，而是地球表面，它主要靠吸收地面放射的几乎全部波长的长波辐射来维持其一定温度。三、空气的增热和冷却 1热传导 2对流与平流 对流(Convection)有热力对流和动力对流之分。铅直运动部分为对流，水平运动部分为平流。,平流运动的范围要大得多，持续时间也长得多。平流的含义是指某物理量的水平输送，如温度平流、湿度平流等。3乱流空气的无规则运动。空气微团的无规则运动，称为乱流或湍流。4水相变化

5、（凝结和蒸发：放吸热）5辐射地面和大气之间主要是通过辐射进行热量交换的。,四、气温的日、年变化 1气温的日变化 最低气温出现在接近日出前。陆地上夏季1415时，冬季1314时达到最高值，一昼夜内最高气温与最低气温之差值，称为气温的日较差。气温的日较差随着纬度的增高而减小。中纬度地区的气温日较差还有明显的季节性变化，夏季大，平均为1015；冬季小，为35，海洋上气温日较差比陆地小很多，只有大陆上的110120。一般来说，日较差自沿海向内陆逐渐增大，沙漠上的气温日变化最大；海洋上气温的日较差略大于洋面水温的日较差，仅为115，海洋上最高气温出现的时刻比大陆上早，,在中午12时30分左右。海拔越高，

6、气温日变化越小，气温的日较差晴天比阴天大。2气温的年变化月平均气温也有1个最高值和个最低值。通常，大陆上最高值出现在7月，海洋上出现在8月；大陆上最低值出现在1月，海洋上则出现在2月。海洋均比大陆滞后1个月左右。气温的年变化幅度称为年较差。气温的年较差随纬度的增加而变大。在赤道附近最小，两极地方最大；海洋上气温年较差小，陆地上则较大，从沿海向内陆气温年较差逐渐增大；海拔高度越高，气温年较差越小。在赤道地区，,气温的年较差很小，但1年中却出现了两个高值和两个低值，它们分别出现在春分、秋分和冬至、夏至前后。五、海平面平均气温的分布,主要特点：夏半球的等温线较稀疏，冬半球的则较密集。在北半球，等温线

7、不大与纬线平行。冬季北大西洋的等温线向北突出十分显著。这是墨西哥湾暖流造成的，位于60N以北的挪威、瑞典，1月平均气温比同纬度的亚洲及北美东岸高1015。在南半球，不论冬夏最低气温都出现在南极地区，而在北半球只有夏季的最低气温出现在极地地区。冬季北半球有2个冷极：1个在西伯利亚；另1个在格陵兰，。地球上最冷的地方是南极,近赤道地区有一最高气温带，1月和7月的平均气温均高于25，这个高温带称为热赤道。热赤道有南北位移，均移向夏半球，其平均位置约在10 0N附近。赤道与极地的温差，无论南北半球，冬季约为夏季的2倍。在纬度相同的情况下，北半球的年较差比南斗球大。六、气温垂直递减率的概念=T/zT的单

8、位通常取100m，负号表示气温随高度增加而减小，在通常情况下，0。当=0时表示等温，当 0时表示逆温。=065100m,七、海水温度1表层海温分布太平洋最高，为191，印度洋次之，170，大西洋最低，为169。三大洋平均表层水温为177，比近地面年平均气温143高3多。全年表层水温2月份最低 全年表层水温8月份最高 2海水温度的垂直分布 3水温的日、年变化八、海陆热力性质差异及其对气温变化的影响海水的容积热容量大约为土壤容积热容量的2倍,水具有流动性。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分配在相当深的水层中，引起水层温度升高不会太大。九、

9、低温对人体的影响,第三节 大气压,一、气压的定义与单位 一、气压的定义与单位 单位截面上大气柱的重量称为大气压强，简称大气压或气压。,W=hS P=hh表示水银柱高度，g表示重力加速度，S表示水银柱截面积，则水银柱的重量气温0C，纬度45，760mm水银柱高度为一标准大气压1hPa=100Pa(1百帕=100hPa）p。l 01325hPa1hpa=3/4mmhg或1mmhg=4/3hpa用毫巴(mb)则lOOkPa1 000hPa，而1b1 000mb，因此，lhPalmb，或1百帕1毫巴。,二、气压随高度的变化随着高度的增加，气柱变短，空气密度变小，气压减小。在地面上气压最大，到大气上界减

10、小为零。,1、大气静力方程p z=-g“负号”表示当z 0时，p 0，即高度增加时，气压是下降的。,2单位气压高度差(h)气压变化1 hPa时所对应的高度差称为单位气压高度差，以h表示。h=-z/p=1/gh的大小表示气压随高度变化的快慢。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。通常，温度高时，空气密度小，h值大；反之，温度低时，空气密度大，h值小，也就是说，在暖的地方，单位气压高度差比冷的地方要大。3船用压高公式 h8000(1+at)/P,P0=P+H/h当气压为1 000 hPa、温度为0时，h值为8mhPa，即高度每增加8m，气压下降1 h

11、Pa。P0=P+H/8三、海平面气压场的基本型式 1低气压 由闭合等压线构成的，中心气压比周围低的区域称为低气压，或低压。2低压槽(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称为低压槽，简称槽。各条等压线曲率最大处的连线，称为槽线.,3高气压(HighPressure)由闭合等压线构成的，中心气压比周围高的区域称为高气压，或高压，其空间等压面向上凸起，形如山丘.4高压脊(Rid8e)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出的部分称为高压脊，简称脊。各条等压线曲率最大处的连线称为脊线。5鞍型区(C01)相对羊相邻的2个高

12、压和2个低压组成的中间区域称为鞍型区，简称鞍。,四、水平气压梯度 垂直于等压线，沿气压减小的方向，单位距离内气压减小的数值称为水平气压梯度，用符号-p/n表示。其中n代表沿水平气压梯度方向前后两点间的距离，,p代表这两点间的气压差，负号表示沿水平气压梯度的方向是减小的。气压梯度是一个矢量，其方向与等压线垂直，指向气压减小的一方。显然，-p/n恒大于零。水平气压梯度的单位是hPam-1。在实际工作中常用hPa赤道度来表示。1个赤道度等于60nmile或大约111km。等压线稀疏的地方，水平气压梯度小；在等压线密集的地方，水平气压梯度大。,2水平气压梯度的计算 通过给定的区域 以赤道度为单位，量出

13、公垂线段的长度。用线段长度去除线段两段的气压差值，即得水平气压梯度的大小。3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。实际大气中水平气压梯度的值是很小的，平均约为1hPa100km，只有垂直气压梯 度-p/z的万分之一。,五、气压系统随高度的变化 1温度场对称的系统 1)暖高压 暖高压随高度的增大而加强。（属深厚系统）2)冷高压 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。（属浅薄系统）3)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。（属浅薄系统）4)冷低压随高度增大 而加强。（属深厚系统）,2温度

14、场不对称的系统高压中心轴线向暖区倾斜。低压中心轴线向冷区倾斜。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。（南半球相反）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以上高度后才转变成高压。因此，它不属于浅薄系统。,六、气压的日、年变化1气压的日变化（与气温变化基本相同）白天的谷值出现在16时，落后于近地层最高气温23h；峰值出现在10时左右，落后于近地层最低气温34h。夜间的第二次谷值和峰值产生的原因，现在众说纷纭，尚无定论。气压日较差随纬度的增高而减小。2气压的

15、年变化 大陆型最高值冬季，最低值夏季年较差较大。,海洋型：与大陆型相反，一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季。年较差比大陆小。冬季上空有空气从海洋流向陆地，夏季则相反。太阳辐射的年变化在高纬地区比低纬区大，因此气压的年较差也随纬度的增高而增大，在中高纬地区年较差最显著。海上气压的年较差较小，越深入内陆年较差越大。七、等高面图和等压面图 常用的有等高面图和等压面图2种方法。前者通常用于地面(海平面)，后者用于高空各层次。1等高面图在空间由气压相等的点所组成的曲面称为等压面。,2等压面图常用的标准等压面图有850 hPa，700 hPa和500 hPa。等高线的水平分布反映了等压面的空间起

16、伏形势，不论等压面上的等高线分布还是邻近等高面上的等压线分布，都同样能反映出该高度附近的气压场形势。500 hPa 5500 m700 hPa 3 000 m850 hPa 1500 m等压面分析等高线等高面分析等压线,将等压面图上等高线的高值区称为高压，将等高线的低值区称为低压。气象上不用几何高度Z，而是用位势高度H来表示的，其单位为位势米。H（位势米）=g/9.8Z(几何米）注意它们的物理意义是不同的。,第四节 空气的水平运动风一、风的定义和单位,1.风速1 Kn0.5m.s-11 m.s-1 2Kn2.风力3.风向：16方位（8方位）或036004.风压：P=0.0625V2 二、风速脉

17、动性质和风的日、年变化 1风速脉动性质一日之中，由于午后乱流最强，因此脉动性最明显。一年之中夏季较明显，陆地上比海洋上明显，山区最明显。2风的日、年变化,白天风速大，夜间风速小。晴天比阴天大，夏天比冬天大，陆地比海洋大。风的年变化因地而异。风速的年变化也不存在普遍规律。三、作用在空气微团上的力1重力：重力对大气水平方向的运动不起作用。2水平气压梯度力Gn水平气压梯度-p/n的物理意义，它代表单位容积空气在气压场中所受的力。Gn=(-1/)p/n3水平地转偏向力AnAn=2vsin,方向与运动方向垂直，偏向运动方向V的右方(在南半球偏向V的左方)地转偏向力的大小与纬度的正弦成正比，当风速相同时，

18、随纬度的增高而增大，在两极最大，在赤道等于零。4.惯性离心力C5.摩擦力R四、地转风（自由层）空气的水平直线运动称地转风Vg地转风是无摩擦力作用时，水平气压梯度力与地转偏向力平衡时产生的风。1.地转风形成过程,2地转风的大小和方向 水平气压梯度力与水平地转偏向力大小相等。Vg=-1/2sin*p/n,地转风速与水平气压梯度成正比，即等压线密集的地方，地转风大，等压线稀疏的地方，地转风小。地转风速与空气密度成反比。在气压梯度相同的情况下，越往高空风速越大。地转风速与纬度的正弦成反比。当气压梯度相同时，地转风速随纬度的减小而增大。然而，在低纬地区因地转偏向力很小，无法与气压梯度力平衡，因此，在赤道

19、附近的低纬地区，地转风是不存在的。地转风的方向是由等压线的走向决定的。背风而立，在北半球，高压在右，低压在左；在南半球，高压在左，低压在右。这就是白贝罗定律.3地转风速的计算方法,3地转风速的计算方法1）Vo=4.78/sin m/s结论低纬比高纬大高有：低一定有；低有：高不一定有。2）利用地转风尺在天气图上可以直接量取相邻等压线之间的距离来确定地转风速。,4等压面上的地转风Vg=-g/f*z/nVg=-1/f*/n在等压面上，风沿着等高线吹，风速与等高线梯度成正比，与纬度的正弦成反比。背风而立，在北半球高压在右，低压在左；在南半球则相反，高压在左，低压在右。等压面上的等高线，同时又是等压线和

20、流线。,五、梯度风在自由大气中，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。气旋和反气旋的梯度风速公式,五、梯度风、气旋,反气旋,在气旋中水平气压梯度-P/n的大小不受限制，可以取任何值，所以在低压中可以有很大的风速。反气旋中的水平气压梯度-P/n不能超越某一临界值，否则根号内将出现负值，使算出的Va没有实际意义。反气旋的水平气压梯度有限值。Va的最大值Va=rsin 低压无限值；高压有限值。最大水平气压梯度的分布是，在反气旋边缘较大，越向中心部分越小。当等压线曲率；均匀时，在曲率较小处，即等压线平

21、直的地方，等压线较密集。在曲率较大处，即等压线弯曲较大的地方，等压线较稀疏。,纬度越高，空气密度越大，水平气压梯度最大可能值越大。因此，冬季中高纬在陆上反气旋等压线要密一些。在反气旋边缘风速较大，越向中心部分风速越小，在中心附近微风或无风。在中高纬度反气旋的风速较大，在较低纬度反气旋中风速较小。在风力特别强的小尺度系统中，由于空气微团运动轨迹的曲率半径很小，地转偏向力比气压梯度力和惯性离心力都小很多，可以略去不计，此时的衡运动称为旋衡风。例如，龙卷风等天气系统就属于这类运动。不论气旋式还是反气旋式旋转的龙卷风都对应着低压。这时风沿着圆形的,密集的等压线吹。旋衡风是梯度风的一个特例。因为空 微团

22、运动的曲率半径难以确定，所以广泛使用地转风作为实际风的近似。但对热带气旋尺度 的运动，用梯度风近似比用地转风效果要好。,六、摩擦层中的风 1摩擦力对风向和风速的影响在摩擦层中，水平气压梯度力、地转偏向力和摩擦力三者处于平衡状态时 G n十A n+R=0在摩擦层中的风压定律应表述为：背风而立，在北半球高压在右后方，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，在北半球低压区气流绕中心逆时针方向向中心辐合，高压中气流绕中心顺时针方向向外辐散；在南半球则相反，低压中气流绕中心顺时针方向向中心辐合，高压中气流绕中 心逆时针方向向外辐散。,2海面实际风向的确定实际风与等压线间的交角

23、取决于地面粗糙度、大气稳定度和纬度3个因素。在中纬地 区陆地上。约为350450，在海面上。约为100一200。浪大时，海面粗糙度增大，交角也有所增加。3海面实际风速的确定陆面上的风速(取1012m高度的风速)约为相应地转风速的1312，海面上风速约为相应地转风速的3523。计算海面实际风速u。时，通常可采用下式Vo=Vg*65%,4风随高度的变化 风速一般随高度增加而增大，风向则随高度的增加逐渐向右偏转(北半球)，当高度达到摩擦层顶附近时，风向和风速则逐渐趋近于地转风了.七、地形的动力作用和地方性风 1地形的动力作用1)绕流和阻挡作用 在背风面还会产生气旋式和反气旋式涡流。2)狭管效应 3)

24、岬角效应 4)海岸效应 2地方性风,八、涡度和散度的概念1.涡度=v/x-u/y2.散度D=v/x+u/yv/x+u/y=-w/z,第五节空气的垂直运动和大气稳定度 一、空气的垂直运动 1垂直运动与天气 2垂直运动的类型 dw/dt=-1/P/Z-g,1)对流 2)水平辐散、辐合引起的垂直运动3)锋面上的垂直运动4)地形引起的垂直运动 5)乱流引起的垂直运动,二、大气稳定度1垂直运动中气温的绝热变化,通常取m为05100m或06100m。,=-T z表示环境温度随高度的变化率，称为层结曲线,2大气稳定度1)大气稳定度的概念 大气稳定度又称静力稳定度或大气层结稳定度。2)大气稳定度判据,当rrd

25、时，必然rrm，大气层结无论对于干绝热过程还是湿绝热过程都是不稳定的，称为绝对不稳定；当r rd 绝对不稳定（环境温度变化大）r rm 绝对稳定（环境温度变化小）rm r rd条件性不稳定C点所在的高度称为自由对流高度。自由对流高度越低，对流越容易发展；反之，自由对流高度越高，对流越不容易发展。在Tlnp,图上，自由对流高度是指层结曲线与状态曲线初始相交的高度。正区大于负区时，称为真潜不稳定；当负区大于正区时称为假潜不稳定；当气块湿度大时，抬升凝结高度B就低，容易出现正区大于负区的情况。如果湿度小，B高度增大，使负区增大而正区减小，如果空气十分干燥时，可能只有负区而无正区.条件性不稳定情况下对

26、流发展的重要条件之一就是要湿度足够大。夏季气温高、湿度大容易形成真潜不稳定的大气层结，因此，经常出现局部雷雨大风天气。,三、大气中的逆温 1逆温对天气的影响2逆温的种类1)辐射逆温辐射逆温都在半夜后形成，黎明前最强，日出后自下而上逐渐消失。冬季最强。冬季高纬陆地上所形成的逆温很强，白天也不消散厚度可达几公里。2)平流逆温 暖空气与下垫面之间的温差越大，平流逆温越强。平流逆温的厚度虽然不大，水平范围却很广。平流逆温的下部温度露点差较小，常伴有雾或轻雾，这种雾称为平流雾或海雾。,3)下沉逆温 空气下沉压缩增温可以形成逆温，这种逆温称为下沉逆温。下沉逆温多出现在高压区内，范围广，厚度大，一般可达数百

27、米。下沉温的存在使高压区内维持晴朗少云天气。4)乱流逆温 由于低层空气的乱流混合作用而形成的逆温称乱流逆温。5)锋面逆温,第六节 大气环流,第七节 大气湿度和海水盐度,水汽凝结所释放出的大量潜热是台风等风暴系统形成和发展的主要能源，船舶货运与空气湿度也有密切关系。,一、湿度的定义和表示方法1.绝对湿度a 单位容积中含有的水汽质量称为绝对湿度。2.水汽压e 大气中由于水汽的存在所引起的那一部分压强称为水汽压。饱和空气的水汽压称为饱和水汽压，用E表示。,3)相对湿度f 实际水汽压e与同温度下的饱和水汽压E之比称为相对湿度，用百分数表示：f=eE*100%,饱和差 E-e,4.露点td 当空气中的水

28、汽含量不变且气压一定时，降低温度，使空气刚好达到饱和时的温度称为露点温度，简称露点。E=e5.气温露点差t-td 当t-td o时，表示空气未饱和当t-td 0时，表示饱和；当t-td O时，表示过饱和。,二、水汽压与绝对湿度a之间的关系地面气温的变化范围通常在+400C-400Ct=160 a=ea e,三、大气中水汽的分布通常绝对湿度白天大于夜间，夏季大于冬季，低纬大于高纬。绝对湿度随高度的增加迅速减小，上升到2kin高度时，已不足地面的一半，上升到5km高度时，已减小到地面的110左右了,第八节 云和降水有些云出现时，常常伴有狂风、暴雨、冰雹或龙卷等恶劣天气现象。,一、云的形成条件,水汽的流入补充和促使水汽在空中达到饱和凝结的大气环境是形成云的基本条件。上升运动+水汽云形成 下沉运动云消散,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及编报,