航海气象与海洋学基础模块一--航海气象基础课件

模块一模块一 航海气象基础航海气象基础Basic Knowledge of MeteorologyBasic Knowledge of Meteorology 学习与训练总目标学习与训练总目标掌握气象要素的定义、分类和原理掌握气象要素的定义、分类和原理掌握气象要素在实际中的表现形式掌握气象要素在实际中的表现形式了解气象要素与天气的关系了解气象要素与天气的关系掌握气象要素观测的基本方法掌握气象要素观测的基本方法模块导学模块导学 航海气象（航海气象（Maritime MeteorologyMaritime Meteorology）是为航海服务的）是为航海服务的应用气象知识。学习航海气象的目的在于充分利用有利的应用气象知识。学习航海气象的目的在于充分利用有利的天气和水文条件，避离或克服不利的气象和水文条件，使天气和水文条件，避离或克服不利的气象和水文条件，使船舶航行安全、省时、经济，使客船旅客舒适，并将因灾船舶航行安全、省时、经济，使客船旅客舒适，并将因灾害性天气造成的损失减小到最低限度。害性天气造成的损失减小到最低限度。中国明代中国明代张一厚所著的中国沿海航路指南张一厚所著的中国沿海航路指南海道经海道经一书，专辑有海上天气歌谣，按征兆预测天气演变，阐明一书，专辑有海上天气歌谣，按征兆预测天气演变，阐明气候的特点和规律，影响至今。气候的特点和规律，影响至今。1805 1805年，年，英国人蒲福根据海面征象拟定风力等级，自英国人蒲福根据海面征象拟定风力等级，自0 0到到1212共分共分1313个等级，称为个等级，称为“蒲福风级蒲福风级”。1847 1847年年18521852年，美国人年，美国人M.M.莫利根据远洋船舶所记录莫利根据远洋船舶所记录风和流的资料，绘制成风和流的资料，绘制成北大西洋风和海流图北大西洋风和海流图，使船舶，使船舶横越北大西洋的时间大为缩短，开现代航路图的先河。横越北大西洋的时间大为缩短，开现代航路图的先河。1857 1857年，荷兰气象学家白贝罗发现根据风向判断高压年，荷兰气象学家白贝罗发现根据风向判断高压和低压的中心方位的法则，被称为白贝罗定律。和低压的中心方位的法则，被称为白贝罗定律。航海气象学将航海气象学将大气、气温、气压、湿度、风、大气、气温、气压、湿度、风、云、雾、能见度云、雾、能见度等统称为气象要素等统称为气象要素（Meteorological ElementsMeteorological Elements），气象要素是表征），气象要素是表征大气状态的物理量或物理现象。大气状态的物理量或物理现象。海洋表层水温、海海洋表层水温、海浪、海流、海冰浪、海流、海冰等都是水文要素，但也可以被看成等都是水文要素，但也可以被看成是广义的气象要素。是广义的气象要素。天气天气（WeatherWeather）是一定区域在较短时间内各）是一定区域在较短时间内各种气象要素的综合表现。种气象要素的综合表现。气候气候（ClimateClimate）是某一）是某一区域各种气象要素的多年平均特征，其中包括极值。区域各种气象要素的多年平均特征，其中包括极值。天气表示大气运动的瞬时状态，而气候表示长时间天气表示大气运动的瞬时状态，而气候表示长时间统计平均的结果。统计平均的结果。思考题：思考题：1.1.为什么要学习航海气象知识？为什么要学习航海气象知识？2.2.天气和气候的区别是什么？天气和气候的区别是什么？子模块一子模块一大大气气Atmosphere 学习与训练子目标学习与训练子目标掌握影响天气气候变化的主要大气成分及杂质掌握影响天气气候变化的主要大气成分及杂质的作用的作用掌握大气的垂直结构掌握大气的垂直结构了解大气各层的特征了解大气各层的特征重要知识重要知识重要知识重要知识 一、大气成分：一、大气成分：主要由多种气体、水汽和悬浮的杂质构成。主要由多种气体、水汽和悬浮的杂质构成。1.1.干洁空气（干洁空气（Dry airDry air）:（除水汽和杂质以外的气体）（除水汽和杂质以外的气体）气体主要成分气体主要成分:氮（氮（78.09%78.09%）、氧）、氧(20.95%(20.95%）、氩（）、氩（0.93%0.93%）；）；气体次要成分气体次要成分:二氧化碳（二氧化碳（0.030.03）、氢、氖、氦、氪、氙、氡、）、氢、氖、氦、氪、氙、氡、臭氧等稀有气体（不超过臭氧等稀有气体（不超过0.010.01）。）。2.2.水汽（水汽（VapourVapour）大气成分唯一相变的成分。大气成分唯一相变的成分。气温、气压相同时，干空气的气温、气压相同时，干空气的密度大于湿空气的密度；气压相同时，密度大于湿空气的密度；气压相同时，干冷空气的密度比暖湿干冷空气的密度比暖湿空气大得多。空气大得多。3.3.杂质（杂质（ImpuritiesImpurities）大气中的杂质除水滴、冰晶等水汽凝结物之外，还包括大量尘大气中的杂质除水滴、冰晶等水汽凝结物之外，还包括大量尘埃、烟粒、细菌、病毒、植物花粉，以及海洋上飞溅在空中的埃、烟粒、细菌、病毒、植物花粉，以及海洋上飞溅在空中的浪花蒸发后留下的微小盐粒等。大气中的固体杂质有利于水汽浪花蒸发后留下的微小盐粒等。大气中的固体杂质有利于水汽的凝结，称为凝结核。的凝结，称为凝结核。大气中的易变成分的作用大气中的易变成分的作用 1.1.1.1.二氧化碳二氧化碳二氧化碳二氧化碳:平均含量平均含量0.03%0.03%，二氧化碳能强烈地吸收和放射，二氧化碳能强烈地吸收和放射长波辐射。长波辐射。2.2.2.2.臭氧臭氧臭氧臭氧：主要存在于主要存在于20-4020-40公里气层中，又称臭氧层。臭氧是公里气层中，又称臭氧层。臭氧是吸收太阳紫外线的唯一大气成分。吸收太阳紫外线的唯一大气成分。3.3.3.3.水汽水汽水汽水汽：水汽能强烈地吸收和放出长波辐射，并在相变过程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。大气中水汽含量范围在中吸收和放出潜热能。大气中水汽含量范围在0 04 4，具有固、，具有固、气、液三态变化，它也是造成云、雨、雪、雾等天气现象的主要气、液三态变化，它也是造成云、雨、雪、雾等天气现象的主要物质条件。物质条件。4.4.4.4.杂质杂质杂质杂质：悬浮在空气中的固体或液体微粒，主要包括尘埃、：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。大气杂质还射作用。在水汽相变过程中，杂质可以作为凝结核。大气杂质还有削弱太阳辐射、阻挡地面辐射、保持地面温度的作用。有削弱太阳辐射、阻挡地面辐射、保持地面温度的作用。二、大气的垂直分层二、大气的垂直分层 根据世界气象组织的建议，通常根据气温和水汽的垂直根据世界气象组织的建议，通常根据气温和水汽的垂直 分布、大气的扰动程度和电离现象等不同特点，自下而上将分布、大气的扰动程度和电离现象等不同特点，自下而上将大气划分为大气划分为对流层、平流层、中间层、热层（暖层）和散逸对流层、平流层、中间层、热层（暖层）和散逸层层5 5个层次个层次 1.1.对对流流层层（TroposphereTroposphere）：对对流流层层的的平平均均高高度度为为10km10km左左右右，它它的的下下界界为为地地表表面面，上上界界随随纬纬度度和和季季节节的的不不同同而而有有变变化化，低低纬纬度度17km17km18km18km，中中纬纬度度平平均均10km10km12km12km，高高纬纬度度6km6km8km8km，夏夏季季比比冬冬季季高高些些。夏夏季季对对流流层层的的厚厚度度比比冬冬季季高高。对对流流层层集集中中了了大大气气质质量量的的8080和和全全部部水水汽汽，与与人人类类关关系系最最为为密密切切，大大气气中中几几乎乎所所有有的的物物理理和和化化学学过过程程都都发发生生在在该该层层。对流层具有三个主要特征。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对流层中三个主要特征对流层中三个主要特征 气温随高度而降低。平均幅度气温随高度而降低。平均幅度为为-0.65/100m-0.65/100m。即即 0.65/100m 0.65/100m 称称为对为对流层中气温垂直递减率。流层中气温垂直递减率。具有强烈的对流和湍流运动。具有强烈的对流和湍流运动。是引起大气上下层动量、热量、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。能量和水汽等交换的主要方式。气象要素沿水平方向分布不均气象要素沿水平方向分布不均匀。如温度、湿度等。匀。如温度、湿度等。根据大气运动的不同特征通常将对流层分为：根据大气运动的不同特征通常将对流层分为：摩擦层摩擦层(friction layer)(friction layer)：摩擦层又称边界层，从地面到：摩擦层又称边界层，从地面到 1 11.5Km1.5Km高度。其厚度夏季高于冬季，白天高于夜间，大风和高度。其厚度夏季高于冬季，白天高于夜间，大风和扰动强烈的天气高于平稳天气。湍流输送是该层的基本运动特扰动强烈的天气高于平稳天气。湍流输送是该层的基本运动特点，多涡动，各种气象要素都有明显的日变化。该层水汽、杂点，多涡动，各种气象要素都有明显的日变化。该层水汽、杂子含量多，因而低云、雾、霾、浮尘等出现频繁。子含量多，因而低云、雾、霾、浮尘等出现频繁。自由大气自由大气(free atmosphere)(free atmosphere)：摩擦层以上称自由大气。：摩擦层以上称自由大气。摩擦作用忽略不计，大气运动规律比较简单和清楚。尤其是处摩擦作用忽略不计，大气运动规律比较简单和清楚。尤其是处于对流层中部于对流层中部5.5km5.5km的气流状况，可以代表整个对流层空气的基的气流状况，可以代表整个对流层空气的基本运动趋势，因此是考虑天气预报时备受关注的主要气层。本运动趋势，因此是考虑天气预报时备受关注的主要气层。对流层顶对流层顶：厚度约为：厚度约为1 12Km2Km，温度随高度呈等温或逆温状态。，温度随高度呈等温或逆温状态。2.2.平流层平流层（StratosphereStratosphere）：厚度：自对流层顶到大约）：厚度：自对流层顶到大约55Km55Km。特点：空气主要是水平运动垂直运动弱；水汽含量少；。特点：空气主要是水平运动垂直运动弱；水汽含量少；（3 3）气温随高度升高而递增（最初等温，到）气温随高度升高而递增（最初等温，到202045Km45Km气温突气温突增，主要是臭氧吸收太阳紫外线所致）；（增，主要是臭氧吸收太阳紫外线所致）；（4 4）气层稳定利于）气层稳定利于飞机飞行。飞机飞行。3.3.中间层中间层（MesosphereMesosphere）：厚度：自平流层顶到）：厚度：自平流层顶到85Km85Km左右。左右。特点：（特点：（1 1）温度随高度升高迅速下降；（）温度随高度升高迅速下降；（2 2）大约在）大约在65 km65 km处是处是电离层电离层D D，白天出现，夜间消失。，白天出现，夜间消失。4.4.热层热层（ThermosphereThermosphere）：厚度：）：厚度：85-800Km85-800Km。又叫电离层。又叫电离层。5.5.散逸层散逸层（ExosphereExosphere）:厚度：厚度：800Km800Km以上。地球大气向以上。地球大气向宇宙空间逸散的过渡区域。宇宙空间逸散的过渡区域。三、大气污染三、大气污染l大气污染大气污染：二氧化碳的逐年增多将导致地球变：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。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、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。污染大气，对人类造成极大危害。l全球全球149149个国家和地区签署的旨在遏制全球气个国家和地区签署的旨在遏制全球气候变暖的候变暖的京都议定书京都议定书于于20052005年年2 2月月1616日正日正式生效。式生效。子模块二子模块二气气温温AirTemperature 学习与训练子目标学习与训练子目标掌握气温温标、空气增热和冷却方式掌握气温温标、空气增热和冷却方式掌握气温的日、年变化掌握气温的日、年变化了解气温的水平分布了解气温的水平分布 一、气温的定义和温标一、气温的定义和温标 1.1.气温气温（Air TemperatureAir Temperature）是大气的重要状态参数之一，）是大气的重要状态参数之一，是天气预报的直接对象。是天气预报的直接对象。气温是表示空气冷热程度的物理量。空气的冷热程度，实气温是表示空气冷热程度的物理量。空气的冷热程度，实质上是反映空气分子运动的平均动能。当空气获得热量时，其质上是反映空气分子运动的平均动能。当空气获得热量时，其分子运动的平均速度增大，平均动能增加，气温升高。反之当分子运动的平均速度增大，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，平均动能随之减空气失去热量时，其分子运动平均速度减小，平均动能随之减少，气温就降低。气温可以通过温度表或温度计直接测得。少，气温就降低。气温可以通过温度表或温度计直接测得。重要知识重要知识 2 2温标：温标：温度的数值表示法称温标。常用的温标有温度的数值表示法称温标。常用的温标有3 3种。种。摄氏温标摄氏温标 ：把水的冰点温度定为：把水的冰点温度定为00，沸点为，沸点为100100，多数非英语国家使用。多数非英语国家使用。华氏温标华氏温标 ：水的冰点温度定为：水的冰点温度定为3232 F F，沸点，沸点212212 F F。一些英语国家多使用。一些英语国家多使用。摄氏与华氏的关系：摄氏与华氏的关系：绝对温标绝对温标(K(K氏温标氏温标)K)K：水的冰点温度定为：水的冰点温度定为273K273K，沸点为，沸点为373K373K（由英国物理学家（由英国物理学家KelvinKelvin提出）。多用于理论计算。提出）。多用于理论计算。关系：关系：T T273273t t二、太阳、地面和大气辐射二、太阳、地面和大气辐射 1.1.辐射辐射 在自然界中凡温度高于绝对零度的物体均发出电磁波，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电磁波按其波长分为射线、射线、X X射线、可见光、红外线和无射线、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，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，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。身的温度增高。2.2.太阳辐射、地面辐射和大气辐射太阳辐射、地面辐射和大气辐射 太阳表面温度约为太阳表面温度约为6000K6000K，辐射波长，辐射波长0.150.154m4m，太阳，太阳是短波辐射。是短波辐射。地面和大气的温度约为地面和大气的温度约为300K300K，放出长波辐射，放出长波辐射4 4120m120m，称长波辐射。，称长波辐射。太阳辐射是地球和大气的唯一能量来源。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、地面和大气辐射太阳、地面和大气辐射太阳、地面和大气辐射 3.3.地球大气系统的热收支平衡地球大气系统的热收支平衡 若若将将太太阳阳对对地地球球大大气气系系统统的的辐辐射射作作为为100100份份，其其中中地地球球大大气气系系统统反反射射和和散散射射占占3030份份，大大气气吸吸收收占占1919份份，地地球球表表面面吸吸收收5151份份。地地球球表表面面通通过过长长波波辐辐射射（2121份份）、热热传传导导（7 7份份）和和水水汽汽相相变变（2323份份）等等过过程程释释放放能能量量，大大气气在在吸吸收收太太阳阳短短波波辐辐射射和和地地面面长长波波辐辐射射的的同同时时又又放放出出长长波波辐辐射射（1919份份），最最终终向向外外层层空空间间的的辐辐射射总总量量也也为为100100份份，使使地地球大气系统的温度保持恒定。球大气系统的温度保持恒定。大大气气受受热热的的主主要要直直接接热热源源是是地地球球表表面面,而不是太阳辐射。而不是太阳辐射。三、空气增热和冷却方式三、空气增热和冷却方式 空气的增热和冷却主要是空气的增热和冷却主要是非绝热非绝热过程引起的，过程引起的，受下垫面的影响很大。受下垫面的影响很大。下垫面下垫面是泛指不同性质的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地球表面。下垫面与空气之间的热量交换途径有以下几种：以下几种：1.1.热传导热传导（ConductionConduction）：空气与下垫面之）：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。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。明显，故通常不予考虑。2.2.对流对流（Convection)Convection)：一般将垂直运动称对：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暖空气上升冷空气下沉称热热不均引起有规则的暖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。流，如空气遇山爬升等。3.3.平平流流（Advection)Advection)：水水平平运运动动称称平平流流。平平流流是是大大气气中中最最重重要要的的热热量量传传输输方方式式，范范围围大大，持持续续时时间间长长。如如南南风风暖暖、北北风风寒寒、东东风风湿湿、西西风风干干。平平流流是是指指某某种种物物理理量量的的水水平平输输送送，如如温温度度平平流流、湿度平流等。湿度平流等。4.4.乱流或湍流乱流或湍流（TurbulenceTurbulence）：是空气不规则的）：是空气不规则的运动。湍流是摩擦层中热量、能量和水汽交换的主运动。湍流是摩擦层中热量、能量和水汽交换的主要方式。要方式。5.5.水水相相变变化化：水水有有液液态态、气气态态和和固固态态之之间间的的变变化化。液液体体水水蒸蒸发发，吸吸收收热热量量；水水汽汽凝凝结结放放出出热热量量。一一般般下下垫垫面面水水蒸蒸发发，吸吸收收热热量量；上上空空水水凝凝结结放放出出热热量量。从从而而通通过过水水相相变变化将下垫面的热量传给上层大气。化将下垫面的热量传给上层大气。6.6.辐射辐射（RadiationRadiation）：地气系统热量交换的主要方式。）：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。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。如白天辐射增温，夜间辐射冷却。l综上所知，空气与下垫面之间的热量交换是通过多种综上所知，空气与下垫面之间的热量交换是通过多种途径进行的。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；和水相变化次之；各地空气之间的热量交换以平流为主。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。上、下层空气之间的热量交换以对流和乱流为主。t以上均为以上均为非绝热过程非绝热过程。四、气温的日、年变化四、气温的日、年变化大气底层空气的热量主要来自下垫面，所以气大气底层空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，越靠近地温具有与下垫面温度类似的周期性变化，越靠近地面的气层，这种变化越显著。如冬寒夏暖、午热晨面的气层，这种变化越显著。如冬寒夏暖、午热晨凉反映了气温日、年变化的一般规律。凉反映了气温日、年变化的一般规律。1.1.气温的日变化气温的日变化 Diurnal Variation of TemperatureDiurnal Variation of TemperatureDiurnal Variation of TemperatureDiurnal Variation of Temperaturel日变化日变化:一天中气温有一个最低温度和最高温度。陆地上一天中气温有一个最低温度和最高温度。陆地上最高值气温夏季出现在最高值气温夏季出现在14141515点，冬季出现在点，冬季出现在13131414点。点。海洋上最高值气温出现在中午海洋上最高值气温出现在中午12:3012:30左右。海洋上和陆地上左右。海洋上和陆地上出现的出现的最低气温均接近日出前后。最低气温均接近日出前后。l气温的日较差：气温的日较差：一日中最高气温与最低气温之差。其大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。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。（吐鲁番海拔阴天；低海拨高海拨。（吐鲁番海拔-154m-154m，日较差大），日较差大）2.2.气温的年变化气温的年变化 Annual Variation of TemperatureAnnual Variation of TemperatureAnnual Variation of TemperatureAnnual Variation of Temperaturel年变化：年变化：一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。陆地：陆地：北半球北半球:最高在七月份最高在七月份,最低在一月份。最低在一月份。南半球南半球:最高在一月份最高在一月份,最低在七月份。最低在七月份。海洋：海洋：最高与最低值的月份均比陆地滞后一个月最高与最低值的月份均比陆地滞后一个月.l年较差：年较差：一年中月平均最高气温与月平均最低气温之差。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。它与下热面的性质、纬度和海拔等有关。高纬低纬；高纬低纬；陆上海上；陆上海上；海拔低海拔高海拔低海拔高3 3气温的非周期性变化气温的非周期性变化l某地气温除了由太阳辐射而引起的某地气温除了由太阳辐射而引起的周期性变化周期性变化外，还外，还有大气的运动引起的有大气的运动引起的非周期性变化非周期性变化。例如。例如3 3月以后，我月以后，我国江南正是春暖花开的时节，却常常因为冷空气的活国江南正是春暖花开的时节，却常常因为冷空气的活动而有突然转冷的现象。秋季，正是秋高气爽的时候，动而有突然转冷的现象。秋季，正是秋高气爽的时候，往往也会因为暖空气的来临而突然回暖。往往也会因为暖空气的来临而突然回暖。l实际气温的变化，就是这两个方面共同作用的结果。实际气温的变化，就是这两个方面共同作用的结果。如果前者的作用大，则气温呈周期性变化；相反，就如果前者的作用大，则气温呈周期性变化；相反，就呈非周期性变化。但从总的趋势来看，气温日、年变呈非周期性变化。但从总的趋势来看，气温日、年变化的周期性还是主要的。化的周期性还是主要的。五、气温的垂直分布五、气温的垂直分布l在对流层中气温随高度上升而降低在对流层中气温随高度上升而降低,气温随高度递减的快气温随高度递减的快慢可用慢可用气温垂直递减率气温垂直递减率表示表示 ：=0.65/100m=0.65/100ml式中：式中：T T 表示高度增加表示高度增加 Z Z 时，相应的气温变化量。时，相应的气温变化量。Z Z 的单位通常取的单位通常取100m.100m.负号表示气温随高度增加而减小。负号表示气温随高度增加而减小。通常通常0 0。当。当=0=0时表示时表示等温等温。当。当0 0时表示时表示逆温逆温。逆。逆温既在某一气层中，气温随高度增加而升高。温既在某一气层中，气温随高度增加而升高。六、海平面平均气温的分布六、海平面平均气温的分布 l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。圈平行，北半球由于海陆分布不均匀，等温线不与纬圈平行。t夏半球的等温线比较稀疏，冬半球较密集夏半球的等温线比较稀疏，冬半球较密集t冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大冬季北半球的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的缘故。陆温度比海洋温度低，夏季大陆温度比海洋温度高的缘故。t北半球冬季大洋西部从低纬向东北方向伸出一个暖脊直达北半球冬季大洋西部从低纬向东北方向伸出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。大洋东部中高纬海域。这是两个强大暖流黑潮、湾流所致。1月海平面平均气温分布月海平面平均气温分布温度脊温度脊温度脊温度脊湾流湾流黑潮黑潮7月海平面平均气温分布月海平面平均气温分布“寒极寒极”和和 “热赤道热赤道”t 在南半球不论冬夏，最低气温均出现在南极地区，而在南半球不论冬夏，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，称为科扬斯克）和格陵兰，称为“寒极寒极”(Cold Pole)(Cold Pole)。t 近赤道附近存在一个高温带近赤道附近存在一个高温带,1,1月和月和7 7月平均气温均高月平均气温均高于于2525，称这个高温带称为称这个高温带称为“热赤道热赤道”(Heat Equator)(Heat Equator)。平均在平均在1010 N N左右。全球平均气温为左右。全球平均气温为14.3 14.3 ，极端最高，极端最高气温气温63（索马里），极端最低气温（索马里），极端最低气温-94（南极附近）（南极附近）。七、海陆热力性质差异及其对气温变化的影响七、海陆热力性质差异及其对气温变化的影响 海面和陆面是两种热属性很不相同的下垫面，如果吸收海面和陆面是两种热属性很不相同的下垫面，如果吸收同样的热量，海面温度与陆面温度的变化有很大不同，海面同样的热量，海面温度与陆面温度的变化有很大不同，海面变化缓和，陆面变化剧烈，这是因为：变化缓和，陆面变化剧烈，这是因为：1.1.海水的容积热容量大约为土壤容积热容量的海水的容积热容量大约为土壤容积热容量的2 2倍、约倍、约为空气容积热容量的为空气容积热容量的31003100倍。倍。因此，在热量收支相同的情况因此，在热量收支相同的情况下，水面温度变化比土壤温度小很多。下，水面温度变化比土壤温度小很多。2.2.水具有流动性。水具有流动性。通过对流和乱流向较深层次传播，还通过对流和乱流向较深层次传播，还有水平方向的流动，热量向较大的范围传播。有水平方向的流动，热量向较大的范围传播。3.3.太阳辐射穿透陆地只限于表面太阳辐射穿透陆地只限于表面1 1个薄层，在海洋上太个薄层，在海洋上太阳辐射却可达几十米深。阳辐射却可达几十米深。同样多的太阳辐射在海洋中被分配同样多的太阳辐射在海洋中被分配在相当深的水层中，但引起水层温度升高不会太大；而大陆在相当深的水层中，但引起水层温度升高不会太大；而大陆上太阳辐射集中在浅层，能引起温度较大幅度升高。上太阳辐射集中在浅层，能引起温度较大幅度升高。子模块三子模块三 气气 压压AtmospherePressure 学习与训练子目标学习与训练子目标掌握气压的定义及单位、单位气压高度差及船掌握气压的定义及单位、单位气压高度差及船用压高公式用压高公式熟悉气压随高度变化的特点及气压梯度熟悉气压随高度变化的特点及气压梯度掌握海平面气压场的基本型式、气压的日年变掌握海平面气压场的基本型式、气压的日年变化规律化规律了解等高面和等压面的相关知识了解等高面和等压面的相关知识 重要知识重要知识一、气压的定义和单位一、气压的定义和单位 1.1.气压的定义气压的定义 气压是气压是指单位截面积上大气柱的重量称大气压强，简称气指单位截面积上大气柱的重量称大气压强，简称气压压,有时也称其为大气压（有时也称其为大气压（Air PressureAir Pressure），一般用），一般用P P来表示。来表示。在标准情况下（即气温为在标准情况下（即气温为00，纬度为，纬度为4545的海平面上），的海平面上），760mm760mm水银柱高的大气压称一个标准大气压，等于水银柱高的大气压称一个标准大气压，等于1013.25hPa(1013.25hPa(百帕百帕)。w/sw/sghs/sghs/sghgh （大气压强公式）（大气压强公式）：气压：气压 ：水银密度：水银密度;：水银柱高度：水银柱高度;：重力加速度：重力加速度;：水银柱截面积：水银柱截面积;ghsghs 水银柱重量。水银柱重量。2.2.气压的单位气压的单位 在国际单位制中，气象采用在国际单位制中，气象采用“百帕百帕”（hPahPa）作）作为气压单位。如：为气压单位。如：lhPalhPa=100Pa=100Pa或用或用1 1百帕百帕=100=100帕表示。帕表示。1 1个标准大气压用个标准大气压用P0=1P0=1013.25hPa013.25hPa表示。表示。hPahPa和和mmHgmmHg（毫米水银汞柱）单位之间的关系如（毫米水银汞柱）单位之间的关系如下：下：1hPa=3/4mmHg 1mmHg=4/3hPa 1hPa=3/4mmHg 1mmHg=4/3hPa 现在国际上许多国家仍然继续使用毫巴（现在国际上许多国家仍然继续使用毫巴（mbmb或或MBMB）作为气压单位，这气象传真图上也可见到。根据）作为气压单位，这气象传真图上也可见到。根据巴（巴（b b）的定义：）的定义：1b=100kPa=11b=100kPa=1000hPa000hPa，而，而1b=11b=1000mb000mb，因此，因此，1hPa=1hPa=lmblmb或或1 1百帕百帕=1=1毫巴。毫巴。二、气压的变化二、气压的变化1.1.影响气压变化的因素影响气压变化的因素l热力因素：热力因素：温度高，空气受热膨胀，空气密度变小，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，气压下降；温度低，空气冷却收缩，空气密度变大，气压升高。气压升高。l动力因素：动力因素：包括水平气流的辐合和辐散、空气密度变包括水平气流的辐合和辐散、空气密度变化和空气的垂直运动。气流水平辐合时，空气聚积，化和空气的垂直运动。气流水平辐合时，空气聚积，产生空气的堆积，导致气压上升；水平辐散时，空气产生空气的堆积，导致气压上升；水平辐散时，空气离散，产生空气的扩散，导致气压下降。离散，产生空气的扩散，导致气压下降。根据气压的定义，随着高根据气压的定义，随着高度的增加，气柱变短，空气密度的增加，气柱变短，空气密度变小，气压减小。在海平面度变小，气压减小。在海平面上气压最大（约上气压最大（约1000hPa1000hPa），），到大气上界减为零。下表给出到大气上界减为零。下表给出了气象上所用各标准等压面所了气象上所用各标准等压面所对应的高度。对应的高度。2.气压随高度的变化气压随高度的变化3.3.大气静力方程大气静力方程 为了表达气压随高度变化的定量为了表达气压随高度变化的定量关系。假设：大气处于静止状态。关系。假设：大气处于静止状态。F1-F2=P1S-P2S=-gZS=W(P1-P2)S=-gZS P=-gZ或或P/Z=-g(静力方程静力方程)式式中中“负负号号”表表示示当当Z Z0 0时时，P P0 0，即高度增加时，气压是下降的。，即高度增加时，气压是下降的。公式说明：在静力平衡下，气压随高度公式说明：在静力平衡下，气压随高度的变化主要取决于空气密度。的变化主要取决于空气密度。4.4.单位气压高度差单位气压高度差在铅直气柱中，气压变化在铅直气柱中，气压变化1hPa1hPa时所对应的高度差时所对应的高度差称为单位气压高度差，以称为单位气压高度差，以h h表示，代入静力方程可得：表示，代入静力方程可得：单位气压高度差：单位气压高度差：h=-Z/h=-Z/pp=1/g=1/g h h主要随密度主要随密度r r的改变而改变。的改变而改变。h h的大小表示气压的大小表示气压随高度变化的快慢。在实际大气中，密度总是随高度随高度变化的快慢。在实际大气中，密度总是随高度递减的，因此，高空的递减的，因此，高空的h h比低空的大。在水平方向上，比低空的大。在水平方向上，温度是影响温度是影响h h值的主要因素。温度高时，空气密度小，值的主要因素。温度高时，空气密度小，h h值大；温度低时，空气密度大，值大；温度低时，空气密度大，h h值小。在暖的地方，值小。在暖的地方，单位气压高度差比冷的地方要大。在暖的地方空间等单位气压高度差比冷的地方要大。在暖的地方空间等压面疏散，在冷的地方空间等压面收缩。压面疏散，在冷的地方空间等压面收缩。l海平面气压海平面气压=本站气压（经刻度、温度和补充订正）本站气压（经刻度、温度和补充订正）+高度订正高度订正5.5.船用压高公式船用压高公式 h=-h=-Z/Z/p p=1/=1/g=RT/Pg=8000(1+g=RT/Pg=8000(1+a at)/Pt)/P 式中：式中：g=9.8m/s2g=9.8m/s2，R=287m2/s2R=287m2/s2，T=273(1+T=273(1+a at)t)，a a=1/273=1/273 P P0 0=P=P1 1+H/h+H/h 式中：式中：P P0 0海平面气压，海平面气压，P P1 1本站气压，本站气压，H H船台距海面高度，船台距海面高度，h h单位气压高度差。当温度为单位气压高度差。当温度为00，气压为，气压为1 1000hPa000hPa时，时，h=8m/hPah=8m/hPa。三、海平面气压场的基本形式三、海平面气压场的基本形式 1.1.低压低压（Low PressureLow Pressure，DepressionDepression）：由闭合等压线围成，中心气压比周围低的由闭合等压线围成，中心气压比周围低的系统。空间等压面向下凹，形如盆地。系统。空间等压面向下凹，形如盆地。2.2.高压高压（High PressureHigh Pressure）:由闭合等压线围成由闭合等压线围成,中心中心气压比周围高的系统。空间等压面向上凸起，形似山气压比周围高的系统。空间等压面向上凸起，形似山丘。丘。3.3.低压槽和槽线低压槽和槽线（TroughTrough）：由低压向外延伸出来）：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，称槽线处的连线，称槽线(Trough-Line)(Trough-Line)。空间等压面类似山。空间等压面类似山谷。谷。槽线槽线 4.4.高压脊和脊线高压脊和脊线（RidgeRidge）：）：由高压向外延伸出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凸出的部分，简称脊，脊中曲率最大点的连线称脊线(RigheRighe Line)Line)。空间等压面类似山脊。空间等压面类似山脊。脊线脊线 5.5.鞍形区：鞍形区：相对两高相对两高压和两低压组成的中压和两低压组成的中间区域，简称鞍。间区域，简称鞍。6.6.低压带：低压带：两高压之两高压之间的狭长区域。间的狭长区域。7.7.高压带：高压带：两低压之两低压之间的狭长区域。间的狭长区域。四、气压随时间的变化四、气压随时间的变化l日变化日变化(diurnal variation of pressure)(diurnal variation of pressure)：气压的日变气压的日变化以化以12h12h为周期，一日内有两个高值和两个低值。为周期，一日内有两个高值和两个低值。t最高值：上午最高值：上午9-109-10时；次高值：晚间时；次高值：晚间21-2221-22时。时。t最低值：下午最低值：下午15-1615-16时；次低值：凌晨时；次低值：凌晨3-43-4时。时。最高和最低与气温的变化有关，日变化低纬大于高纬。最高和最低与气温的变化有关，日变化低纬大于高纬。气压日较差随纬度的增高而减小。气压日较差随纬度的增高而减小。气压的日变化气压的日变化气压的年变化气压的年变化(annual(annual variation of pressure):variation of pressure):t气压的年变化随纬度增气压的年变化随纬度增大而增大，在中高纬度大而增大，在中高纬度最明显，概括为以下几最明显，概括为以下几种类型：种类型：t大陆型：大陆型：冬季气压高，冬季气压高，夏季气压低，年较差大。夏季气压低，年较差大。t海洋型：海洋型：冬季气压低，冬季气压低，夏季气压高，年较差小。夏季气压高，年较差小。气压的非周期性变化气压的非周期性变化气压的非周期变化与天气变化密切相气压的非周期变化与天气变化密切相关，因此，它是天气预报的重要课题。例关，因此，它是天气预报的重要课题。例如，冬季强冷空气南下时，其所经之地气如，冬季强冷空气南下时，其所经之地气压明显上升；在夏季受热带气旋的影响时，压明显上升；在夏季受热带气旋的影响时，气压明显下降等。气压的非周期变化的幅气压明显下降等。气压的非周期变化的幅度大于周期性日变化的幅度。一般在当天度大于周期性日变化的幅度。一般在当天气转变（变坏）后，正常的气压日变化和气转变（变坏）后，正常的气压日变化和年变化规律将遭到破坏。年变化规律将遭到破坏。五、水平气压梯度五、水平气压梯度 (pressure gradient)(pressure gradient)(pressure gradient)(pressure gradient)1.1.水平气压梯度的方向和大小水平气压梯度的方向和大小 在水平方向上单位距离内气压的改变在水平方向上单位距离内气压的改变量称水平气压梯度，用量称水平气压梯度，用-P/-P/nn表示。表示。l方向：方向：垂直于等压线，由高压指向低压。垂直于等压线，由高压指向低压。其物理意义表示了由于空间水平气压分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。布不均匀而作用在单位体积空气上的力。l大小：大小：取决于等压线的疏密程度。等压取决于等压线的疏密程度。等压线愈密，线愈密，-P/-P/nn愈大，风力愈大，反愈大，风力愈大，反之亦然。之亦然。l单位：单位：百帕百帕/赤道度。赤道度。1 1赤道度赤道度=60 n mile=60 n mile111Km111Km 2.2.水平气压梯度的物理意义水平气压梯度的物理意义 水平气压梯度（水平气压梯度（-P/-P/nn）的大小等）的大小等于单位容积空气在气压场中所受到的水平于单位容积空气在气压场中所受到的水平方向的净压力。在实际大气中水平气压梯方向的净压力。在实际大气中水平气压梯度的值是很小的，平均约为度的值是很小的，平均约为1hPa/l00km1hPa/l00km，只有垂直气压梯度（只有垂直气压梯度（-P/-P/nn）的万分之）的万分之一。但它是风的起动力，对大气的运动具一。但它是风的起动力，对大气的运动具有重要的作用。有重要的作用。六、气压系统随高度的变化六、气压系统随高度的变化 （一）温度场对称的系统（一）温度场对称的系统 1.1.暖高压（暖高压（Warm High PressureWarm High Pressure）暖高压中心是暖中心，在高压中心两等压面间的厚暖高压中心是暖中心，在高压中心两等压面间的厚度比周围大时，暖高压随高度的增大而加强。例如，西度比周围大时，暖高压随高度的增大而加强。例如，西太平洋副热带高压和阻塞高压就具有这种特点。太平洋副热带高压和阻塞高压就具有这种特点。2.2.冷高压（冷高压（Cold High PressureCold High Pressure）冷高压中心是冷中心，两等压面间的厚度在高压中冷高压中心是冷中心，两等压面间的厚度在高压中心较薄，而四周则较厚时，冷高压随高度的增加而减弱，心较薄，而四周则较厚时，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。冬季北方冷空气爆发时，到一定高度后反而转变为低压。冬季北方冷空气爆发时，冷高压就具有这种结构。冷高压就具有这种结构。3.3.热低压（热低压（Heat Low PressureHeat Low Pressure）热低压中心是暖中心，两等压面间的厚度在低压中心比热低压中心是暖中心，两等压面间的厚度在低压中心比四周厚时，热低压随高度的增加而减弱，到一定高度后低四周厚时，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。压消失，再向上则转化为高压。4.4.冷低压（冷低压（Cold Low PressureCold Low Pressure）冷低压中心是低温中心，两等压面间的厚度在低压中心冷低压中心是低温中心，两等压面间的厚度在低压中心比四周小时，冷低压随高度增大而加强。高空冷涡属于这比四周小时，冷低压随高度增大而加强。高空冷涡属于这种类型。种类型。特别指出特别指出:台风或其他较强热带气旋虽然也是暖性低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，通常达压，但它在地面上的气压很低，等压面坡度较大，通常达到到300hPa300hPa（9km9km）以上高度后才转变成高压。因此，它不属）以上高度后才转变成高压。因此，它不属于浅薄系统。于浅薄系统。（二）温度场不对称的系统（二）温度场不对称的系统 高高 压压 低低 压压 在中高纬地区，不对称的低压总是东暖西冷，不对称在中高纬地区，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。高度分别向西南和西北倾斜。七、等高面图和等压面图七、等高面图和等压面图 用平面表示气压场的三度空间分布，最常用的用平面表示气压场的三度空间分布，最常用的有等高面图和等压面图。前者通常用于地面或海平有等高面图和等压面图。前者通常用于地面或海平面，后者用于高空各层次。面，后者用于高空各层次。1.1.等高面：平面等高面：平面 地面图：等高面图，海平面气压场地面图：等高面图，海平面气压场-等压线等压线 2.2.等压面：高低起伏的曲面等压面：高低起伏的曲面 高空图：等压面图，特定等压面高低起伏高空图：等压面图，特定等压面高低起伏-等高线等高线子模块四子模块四 风风 WindWind学习与训练子目标学习与训练子目标掌握风的定义、风向、风速、风力定义及单位掌握风的定义、风向、风速、风力定义及单位掌握作用在空气微团上的力掌握作用在空气微团上的力掌握地转风、梯度风、摩擦层中风的概念及形掌握地转风、梯度风、摩擦层中风的概念及形成原理成原理重要知识重要知识 一、风一、风 空气相对于下垫面的水平运动，称为风（空气相对于下垫面的水平运动，称为风（Wind)Wind)。风是矢量，有大小和方向，风是矢量，有大小和方向，分别用风速和风向来表示。分别用风速和风向来表示。1.1.风速风速(Wind Speed)(Wind Speed)风速是指单位时间内空气在水平方向上的位移。单风速是指单位时间内空气在水平方向上的位移。单位有：位有：m/sm/s、Km/hKm/h、n mile/hn mile/h、KnKn(节节)等。等。关系：关系：1Km/h=0.28m/s 1Km/h=0.28m/s；1m/s=3.6Km/h 1m/s=3.6Km/h；1Kn=1.852Km/h0.5m/s 1Kn=1.852Km/h0.5m/s；1m/s2Kn1m/s2Kn 2.2.风向（风向（Wind DirectionWind Direction）风向是指风的来向，常用风向是指风的来向，常用1616个方位个方位(E W S N NE SE(E W S N NE SE NW SW NNE ENE ESE SSE SSW WSW WNW NNW)NW SW NNE ENE ESE SSE SSW WSW WNW NNW)或度数或度数(0(0 360360)来表示。来表示。3.3.风级风级(Wind Scale)(Wind Scale)根据风对地面或海面的影响程度又划出风力等级。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目前国际上采用的风力等级从0 01212共共1313个等级。我国现个等级。我国现采用采用1818个等级（个等级（0 01717），参见，参见风力等级表风力等级表P31P31 。4.4.风压风压(Wind Pressure)(Wind Pressure)风压是指与风向垂直的单位面积所受的压力。近似风压是指与风向垂直的单位面积所受的压力。近似表示为表示为:P=0.0625V:P=0.0625V2 2 5.5.风的脉动性（阵性）风的脉动性（阵性）在观测风时发现，风速表现为时大时小，风力时强在观测风时发现，风速表现为时大时小，风力时强时弱，风向不停变化，这种现象称为风的阵性。主要是时弱，风向不停变化，这种现象称为风的阵性。主要是由于大气湍流运动的作用，实际上风的阵性就是小尺度由于大气湍流运动的作用，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。的湍涡迭加在大型流场上造成的结果。一日内阵性最强一日内阵性最强在午后，一年中阵性最强在夏季。在午后，一年中阵性最强在夏季。6.6.风的日变化、年变化风的日变化、年变化 日变化：通常在近地面午后风速大，夜间清晨风速日变化：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，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。陆地比海洋大。年变化：因地而异。年变化：因地而异。二、二、作用于大气的力和运动方程作用于大气的力和运动方程 1.1.水平气压梯度力水平气压梯度力(pressure gradient force)(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。用均匀，引起气压梯度力。用GnGn表示。表示。大小为：大小为：；方向：方向：垂直等压线从高压指向低垂直等压线从高压指向低压。压。(1)(1)GnGn与与成反比，成反比，GnGn与气压梯度与气压梯度 成正比。成正比。(2)(2)一定时，一定时，大，等压线密集，大，等压线密集，GnGn大。大。(3)(3)一定时，一定时，大，空气浓密，大，空气浓密，GnGn小。小。(4)(4)若若 =0,=0,两地没有气压差两地没有气压差 GnGn=0=0 无风。无风。(5)(5)GnGn是使空气产生水平运动的原动力。是使空气产生水平运动的原动力。2.2.水平地转偏向力水平地转偏向力(deflection force of earth(deflection force of earth rotation)rotation)由于地球自转由于地球自转,作用在运动物体上产生使运动物体发生偏转的力，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，又称可科利奥里力或科氏力。用称地转偏向力，又称可科利奥里力或科氏力。用AnAn表示。表示。大小为：大小为：=7.292 =7.2921010-5-5/s/s :地转