第一章--海洋水文气象要素课件

,单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,第一章 海洋水文气象要素,1 大气和海洋概况,2 气温和海温,3 大气压,4 风和浪,5 大气湿度和海水盐度,6 云和降水,7 海面能见度和海水透明度,8 船舶海洋水文气象观测,第一章 海洋水文气象要素1 大气和海洋概况,1,几个重要的专业术语,大气（Atmosphere）,：,包围地球表面的整个大气层。,气象要素（Meteorologyelements),：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。,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。,几个重要的专业术语大气（Atmosphere）：包围地球表面,2,几个重要的专业术语,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.,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。,几个重要的专业术语气候 (Climate)：指某一区域天气的,3,大 气 成 分,大气,：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空气）主要成分为氮（78.09%）、氧(20.95%）、氩（0.93%）、二氧化碳（0.03）。,稀有气体：氢、氖、氦、氪、氙、氡、臭氧等。,大 气 成 分大气：主要由多种气体、水汽和悬浮的杂质构成。,4,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%，近地面空气标准密度为1.293千克/立方米。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 成 分大气是可压缩气体，大气密度随高度增加而迅速减少,5,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。含量城市多于农村，夏季多于冬季，室内多于室外。,大气中的易变成分1. 二氧化碳（carbon dioxide,6,大气中的易变成分,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2. 臭氧（ozone）：主要存在于20-4,7,大气中的易变成分,3.,水汽（vapour）,：,含水汽的空气叫做湿空气（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04，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3.水汽（vapour）：含水汽的空气叫做湿,8,大气中的易变成成分,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。,大气中的易变成成分4.杂质：悬浮在空气中的固体或液体微粒，主,9,大气的垂直分层,根据气温、水汽的垂直分布、大气扰动和电离现象等要素的变化规律，可以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。,大气的垂直分层根据气温、水汽的垂直分布、大气扰动和电离现象等,10,对流层中三个主要特征,气温随高度而降低,。平均幅度为-0.65/100m。,即 0.65/100m 称为气温垂直递减率。,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。,气象要素沿水平方向分布不均匀,。如温度、湿度等。,对流层中三个主要特征 气温随高度而降低。平均幅度为-0.,11,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。,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：,12,大气的垂直分层,2.,平流层（Stratosphere）,：厚度：自对流层顶到大约55Km左右；特点： 空气的垂直运动比较弱，主要是水平运动。 水汽含量少。 气温随高度递增（最初等温，到20-25Km气温突增，主要是臭氧吸收太阳紫外线）。 气层稳定利于飞机飞行。,3.,中间层（Mesosphere）,：厚度：自平流层顶到85Km左右特点： 温度随高度迅速下降（无臭氧，有强烈垂直运动）。 大约在65Km处是电离层，白天强，夜间弱。,大气的垂直分层2. 平流层（Stratosphere）：厚度,13,大气的垂直分层,4.,热层（Thermosphere）,：厚度：85-800Km。特点： 气温随高度迅速增加。 空气高度电离，又称电离层。电离层的程度也有差别，比较强的为E层（100-120Km）和F层（200-240Km)，反射无线电波，对通信有重要意义。,5.,逸散层（Exosphere）,: 厚度： 800Km以上。,特点：气温也随高度增加，大气质点摆脱地球引力的束缚，向星际空间散逸。,大气的垂直分层4. 热层（Thermosphere）：厚度：,14,大气的垂直分层,按着大气的化学成分来划分。这种划分是以距海平面90公里的高度为界限的。,均质层:,在90公里高度以下，大气是均匀地混合的，组成大气的各种成分相对比例不随高度而变化，这一层称均质层。,非均质层:,在90公里高度以上，组成大气的各种成分的相对比例，是随高度的升高而发生变化的，比较轻的气体如氧原子、氦原子、氢原子等越来越多，大气就不再是均匀的混合了，因此，把这一层叫做非均质层。,大气的垂直分层按着大气的化学成分来划分。这种划分是以距海平面,15,大气的垂直分层,按着大气被电离的状态来划分，可分为：,非电离层,：在海平面以上60公里以内的大气，基本上没有被电离处于中性状态，所以这一层叫非电离层。,电离层,：在60公里以上至1000公里的高度，这一层大气在太阳紫外线的作用下，大气成分开始电离，形成大量的正、负离子和自由电子，故这一层叫做电离层。,大气的垂直分层按着大气被电离的状态来划分，可分为：,16,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，但最高达到1000-1200Km作为大气的物理上界.但由卫星探测的大气上界为2000-3000Km。,极光,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,17,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。,海洋概况洋 (Ocean)：面积广，约占海洋总面积的89%，,18,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，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，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1.9万公里的海岸线。,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1,19,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。,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。,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,20,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。,1.,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,。,气温和海温气温（Air Temperature）,21,温标,2,温标,：温度的数值表示法称温标。常用的温标有三种。, 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。, 华氏温标,：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：, 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： K273C,温标2温标：温度的数值表示法称温标。常用的温标有三种。,22,太阳、地面和大气辐射,1辐射的基本特性,在自然界中凡高于绝对零度的物体均发出电磁波，电磁波按其波长分为射线、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。不同波长的辐射具有不同的吸收，反射和透射特性。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（0.154m)。地面和大气（温度约为300K）放出长波辐射(3120m)。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1辐射的基本特性,23,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。,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,24,地球表面净辐射收支随纬度变化,地球表面接收到的太阳辐射随纬度是不均匀的，而地球表面放出的长波辐射随纬度变化不大，因此，全年平均而言，赤道热带地区得到热量，极地高纬地区失去热量（如图）。大气和海洋中热量的经向交换，使各纬度带的年平均气温变化保持恒定。,地球表面净辐射收支随纬度变化地球表面接收到的太阳辐射随纬度是,25,空气增热和冷却方式,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。,空气增热和冷却方式空气的增热和冷却主要是非绝热过程引起的，受,26,空气增热和冷却方式,2 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。,空气增热和冷却方式2 辐射（Radiation）：地气系统热,27,空气增热和冷却方式,4 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。,空气增热和冷却方式4 对流（Convection) ：一般将,28,空气增热和冷却方式,6 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。,空气增热和冷却方式6 乱流：又称湍流（Turbulence）,29,空气增热和冷却方式,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。,在非绝热过程中，当空气上升时，膨胀降温；下降时，压缩增温。,空气增热和冷却方式综上所知，空气与下垫面之间的热量交换是通过,30,气 温 的 日 年 变 化,大气的热量主要来自下垫面，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 年 变 化大气的热量主要来自下垫面，气温具有,31,气温的日变化,diurnal variation of temperature,日变化:,一天中气温昼高夜低，有一个最高温度和最低温度。度陆地上最高气温夏季出现在1415点，冬季出现在1314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12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）,气温的日变化 diurnal variation of t,32,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,气温的年变化 annual variation of te,33,海 温,(Sea-water Temperature),海 温：,表示海水冷热程度的物理量称为海水温度，简称海温。海温的高低取决于太阳辐射、海面辐射、蒸发、海流和海水的垂直运动等多种因素。整个海洋的年平均温度变化不大。年平均表层水温太平洋最高为19.1 ，印度洋次之为17.0 ，大西洋最低为16.9 。三大洋平均表层水温为17.7 ，比地面年平均气温14.3 高3 。可见海洋相对陆地是温暖的。,海 温 (Sea-water Temperature),34,我国近海的水温,我国近海由于受大陆影响海温变化较复杂，全年2月份海温最低，8月份最高。,冬季表层水温，渤海0左右，黄海0-10，东海8-20，南海16-26。南北温差较大，同纬度沿岸水温低于外海。,夏季表层水温普遍升高，渤海25-27，黄海25-27，东海28 ，南海28-29。水温分布趋于均匀，南北温差小，同纬度沿岸水温高于外海。,我国近海的水温我国近海由于受大陆影响海温变化较复杂，全年2月,35,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。,厄尔尼诺现象和拉尼娜现象厄尔尼诺（El Nino）是指赤道太,36,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。, 夏半球的等温线比较稀疏，冬半球较密集。, 夏季大陆为热源，海洋为冷源。冬季相反。, 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。,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,37,海平面平均气温分布特点, 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”。, 近赤道存在一个高温带1月和7月的平均气温均高于25,，,称为“热赤道”（10,N左右）。它随季节偏向夏半球。,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）。,海平面平均气温分布特点 在南半球不论冬夏，最低气温均出现在,38,冬季海平面平均气温分布,冬季海平面平均气温分布,39,夏季海平面平均气温分布,夏季海平面平均气温分布,40,对流层中气温的垂直分布,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的直递减率表示 ：,式中： 表示高度增加 时，相应的气温变化量。,的单位通常取100m.负号表示气温随高度增加而减小。通常,0。当=0时表示等温。当,0时表示逆温，既在某一气层中，气温随高度增加而增加。, = 0.65/100m,对流层中气温的垂直分布在对流层中气温随高度上升而降低。气温随,41,气温对人体的影响,研究指出，人体对周围的感觉与介质是大气还是水有关。在大气中，气温为2829 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，2528 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。,气温对人体的影响研究指出，人体对周围的感觉与介质是大气还是水,42,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；2937 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。,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,43,气 压,(Pressure),1.,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。,气 压 (Pressure)1. 气压与天气,44,气 压,(Pressure),2.,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1013.25百帕(hectopascal)。,w/sghs/sgh,（大气压强公式）,：气压 ：水银密度; ：水银柱高度; ：重力加速度; ：水银柱截面积; ghs 水银柱重量。,1mb=1hPa 1hPa=3/4mmHg 1mmHg=4/3hPa,气 压 (Pressure)2. 气压的定义和单位,45,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（约为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。,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,46,大气静力方程,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。,-p=W=Zsg=gZs,dP=-gdZ,dP/dZ=-g,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。,大气静力方程为了表达气压随高度变化的定量关系。假设：大气处,47,船用压高公式,单位气压高度差：h=-dz/dp=1/g=RT/Pg,=8000（1+t）/P,其中g=9.8m/s,2, R=287m,2,/s,2,T=273(1+t),=1/273,P,0,=P,1,+H/h P,0,海平面气压，P,1,本站气压，H 船台距海面高度，h气压高度差。当温度为0，气压为1000hpa时，h=8m/hPa。海平面气压=本站气压高度订正。,船用压高公式单位气压高度差：h=-dz/dp=1/g=RT,48,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1. 低压（Low Pressure，,49,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。,海平面气压场的基本形式3. 低压槽和槽线（Trough）：由,50,海平面气压场的基本形式,4. 高压脊和脊线,（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。,海平面气压场的基本形式4. 高压脊和脊线（Ridge）：由高,51,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。,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,52,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-P/n。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，-P/n愈大，风力愈大。单位：百帕/赤道度。,1赤道度111 Km60 n.mile,气压梯度 (pressure gradient)定义：单位,53,气压系统随高度的变化,1. 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,气压系统随高度的变化1. 温压场对称的系统：温压场对称是指温,54,气压系统随高度的变化,2.,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。,气压系统随高度的变化2. 温压场不对称的系统：温压场不对称是,55,气压的日变化,(diurnal variation of pressure),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(diurnal variation of p,56,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。,高山型：同海洋型一样，,但两者的成因不同。,气压的年变化,(annual variation of pressure),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,57,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,58,等 高 面 图（,Constant level chart）,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,。,等 高 面 图（Constant level char,59,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,60,等压面图,(constant pressure chart),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图等。如图： Pa=Pb=Pc， Ha=Hb=Hc,HaHa, HcHc,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。在等压面图上等高线的高值区为高压区，等高线的低值区为低压区。,等压面图 (constant pressure chart),61,风,（Wind),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/h0.5m/s ； 1m/s2Kn,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012共13个等级，参见风力等级表。,风 （Wind)风的定义和单位,62,风,风向：风向是指风的来向，常用16个方位或度数(0,360,)来表示。,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=0.0625V,2,。,风风向：风向是指风的来向，常用16个方位或度数(0360,63,风力等级表,风力等级表,64,风的阵性、日年变化和随高度变化,1. 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。,2. 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。,3.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。,风的阵性、日年变化和随高度变化1. 阵性：在摩擦层中，由于湍,65,海浪,（Sea Wave),海浪与海流都是海水运动的重要形式，对船舶航行有很大的影响。大风浪造成航速下降，舵效降低，甚至停止不前；在狂涛巨浪中还会出现“中垂”或“中拱”使船舶结构变形，严重时造成船体断裂，导致重大海难事故。,海浪按其形成原因分为：风浪、涌浪、近岸浪、内波、潮汐波、海啸、风暴潮。,按水深相对波长大小分为：深水波、浅水波。,（后述）,海浪（Sea Wave)海浪与海流都是海水运动的重要形式，对,66,波浪要素,波峰：波面的最高点；,波谷：波面的最低点；,波高H：相邻的波峰与波谷间的垂直距离；,波长：相邻的两个波峰（或波谷）间的水平距离，单位米；,波陡：波高与波长之比，它是表示波形陡峭的量；,波幅a：波高的一半称为波幅；,周期T：两相邻的波峰（或波谷）相继通过一固定点所需时间，单位为秒；,波速c：波形传播的速度，即波峰（或波谷）在单位时间内的水平位移；,波峰线：沿垂直于波浪传播方向通过波峰的线叫波峰线；,波向线：垂直于波峰线的线叫波向线；,波长、波速、周期三者关系：,波浪要素波峰：波面的最高点；,67,风浪,(Wind Wave),风浪：,由风直接作用引起的水面波动，称为风浪。风浪特征，周期较短，波面不规则，波长短。波向与风向一致，波高取决于风力、风区、风时,。,风浪成长与风速，风时和风区的关系:,1.,风速,：一般风速越大产生的风浪也越大。这只适用于风时和风区不受限制时。,2.,风时,：同一方向的风连续作用的时间。一般对水面持续作用的时间越长，海水所获得的动能越大，风浪也越大。,3.,风区,：指风在海上吹过的距离。风区的大小对风浪的成长起着不可忽视的作用，若风区的长度不够，风浪也不能充分发展。,风浪 (Wind Wave)风浪： 由风直接作用引起的水面波,68,风浪的三种状态,过渡状态：风吹到大洋上，风浪随着时间的增长而增大。风浪的成长取决于风时长短。,定常状态：指恒定的风长时间吹在有限的水域上，使海面各点的风浪要素趋于稳定。,风浪的三种状态过渡状态：风吹到大洋上，风浪随着时间的增长而增,69,风浪的三种状态,风浪充分成长状态：风速越大，风时越长，风浪就越发展。但风浪的发展不是无限的，当波陡接近1/7时，波浪开始破碎。这是因为风传给风浪的能量，一部分用于增大波高，一部分消耗于涡动摩擦，当风传给风浪的能量与涡动摩擦消耗的能量相平衡时，风浪不再继续增大，即风浪达到极限状态，这种状态称为风浪充分成长。,风浪成长主要与风速、风区和风时有关。另外还受水深及海域特征等因素影响。,风浪的三种状态风浪充分成长状态：风速越大，风时越长，风浪就越,70,涌浪,(Swell),涌浪: 涌浪是指风浪离开风区后传到远处，或风区里的风停息后所遗留下的波浪。,涌浪又称长波，其波形规则，波面光滑，波速较快，波长和周期较大，波陡小。,波速公式： C =1.5T,涌浪传播过程中,在波高衰减的同时，波长和周期增大,波速加快,比风暴的移速快很多,可以作风暴来临的先兆，亦称先行波。,涌浪 (Swell)涌浪: 涌浪是指风浪离开风区后传到远处，,71,近岸浪,(Coastal Wave),近岸浪,：,当波浪传到沿岸浅水区，波长变短，波高增大，水质点运动的速度不等，在波谷处，由于水浅，水质点受海底摩擦影响，其速度慢于波峰处水质点的速度，使波峰超过波谷，波形前侧变得陡峭突出，后侧变得平缓，从而使波浪发生倒卷和破碎。,近岸浪 (Coastal Wave)近岸浪：当波浪传到沿岸浅,72,湿 度,(Humidity),湿度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。,湿 度 (Humidity)湿度是表示大气中水汽含量多少或空,73,表示湿度的物理量,1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/cm,3,，g/m,3,。,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表查算。,表示湿度的物理量1绝对湿度(absolute humidi,74,表示湿度的物理量,2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，通过干湿球温度表查算获得。,表示湿度的物理量2水汽压（vapour pressure）,75,表示湿度的物理量,3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。,表示湿度的物理量3饱和水汽压（saturation vap,76,表示湿度的物理量,4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/E100。 当 f100 未饱和；当 f=100饱和；当f100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4相对湿度 （relative humid,77,表示湿度的物理量,5露点(dew point) ：,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，露点高，水汽含量多，露点低，水汽含量少。,表示湿度的物理量5露点(dew point) ：,78,表示湿度的物理量,6温度露点差 T-Td ：,它的大小反映空气距离饱和的程度。T-Td=0 饱和；T-Td0 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。,7. 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,表示湿度的物理量6温度露点差 T-Td ：,79,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。,1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。,2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。,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,80,湿度的日年变化,1. 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）。,2. 相对湿度的日年变化：相对湿度的日变化与气温的日变化相反，最大值在清晨，最小值在午后。相对湿度的年变化在季风盛行时，夏季大冬季小，而内陆相反。,湿度的日年变化1. 绝对湿度的日年变化：绝对湿度的日年变化主,81,大气中水汽凝结途径,1. 水汽含量不变降低温度:大气存在许多冷却过程可以降低温度，除上升运动中的绝热冷却外，还有辐射冷却、平流冷却、乱流冷却和接触冷却等过程。,2. 气温不变增加水汽:增加水汽的途径主要是蒸发，如水面蒸发和云雨滴在下降过程中的蒸发等。蒸发量的大小主要取决于水面上空气的饱和差（E,w,-e）和风速的大小。,3. 两者同时作用:若增加水汽和降低温度同时进行，将加速凝结过程。,大气中水汽凝结途径1. 水汽含量不变降低温度:大气存在许多冷,82,湿度与货运,某些海上运输货物因受潮而遭受货损。货损的原因是货舱“出汗”和货物“出汗”，前者水滴凝结于舱顶、舱壁，而后者水滴凝结于货物上。,一般而言，若舱内温度低于舱外露点，最好不要通风；若舱内温度高于舱外露点，有必要开舱通风。,湿度与货运某些海上运输货物因受潮而遭受货损。货损的原因是货舱,83,海水盐度,(marine salinity),盐度是海水中含盐浓度的一种量度，是描述海水特性的基本物理量之一。含盐量是指1kg海水中各种溶解盐类的总克数，单位为g/kg，盐度的符号为S。通常影响海水盐度大小的因素为海流、结冰或融冰、蒸发或降水等。,因此，大洋表面盐度分布规律与降水量和蒸发量之差的分布相当一致。赤道地区盐度较低（约为35），随着纬度增加，盐度加大，在副热带海区盐度最高（3637），向两极又逐渐降低，极地地区盐度最低（约为34以下）。,海水盐度 (marine salinity)盐度是海水中含,84,海面能见度,（Visibility）,海面能见度的概念,在海面上，正常目力所能看到的最大水平距离，称为海面能见度，以,km,或n mile为单位表示。所谓“能见”就是能将目标物的轮廓从天空背景上分辨出来。在海洋上，通常以水天线作为目标物进行观测。大气透明度是影响能见度的直接因子，其次是目标物和背景的亮度以及人的视觉感应能力。,海面能见度 （Visibility）海面能见度的概念,85,海面能见度,（Visibility）,2.,能见度等级：能见度分成09共十个等级，具体见表。但世界各地向船舶发布的气象报告中，采用以下等级：,能见度恶劣 Visibility bad 0-0.25 n. mile,能见度不良 Visibility poor 0.25-1.0n. mile,能见度中等 Visibility moderate 15n. mile,能见度良好 Visibility good 511 n. mile,能见度很好 Visibility very good 11-27n.,mile,能见度极好 Visibility excellent 27 n.,mile,海面能见度 （Visibility）2. 能见度等级：能见度,86,海水透明度,海水透明度是表示海水能见程度的一种量度。在海洋学中常用直径30cm的白色圆盘，在船舷背光处，垂直沉入水中，直到正常视力的观测者刚好看不见圆盘为止，这时从海面到圆盘的深度就是该处海水的透明度。,海水透明度海水透明度是表示海水能见程度的一种量度。在海洋学中,87,云,(Cloud),云的定义,1定义：云是由大量的小水滴、小冰晶或两者混合物组成的悬浮在空中的可见聚合体。,云不仅可以反映当时天气状况，同时也可预示未来天气，“看云识天”就是这个道理。云层能阻挡太阳和大气辐射，影响气温和风的日变化；某些云能产生阵性大风、雷雨、冰雹、龙卷等恶劣天气。,云(Cloud) 云的定义,88,云的形成条件,2云的形成条件：,（1）水汽条件：充足的水汽使空气达到饱和状态。,（2）冷却条件：上升运动促使未饱和的空气绝热上升降温达到饱和状态。,（3）凝结核：可以促使水汽在一定温度下凝结长大。,故此， 上升运动水汽条件云形成；,下沉运动云消散。,云的形成条件2云的形成条件：,89,云的物理分类,按照大气中上升运动的不同特点，将云分为积状云、层状云和波状云。,积状云：由不稳定层结的自由对流发展而形成的云。积状云是大气层结不稳定作用的产物，所以又称对流云。,特点：块状，孤立分散，底部水平，顶部隆呈圆弧状，云内不稳定，水平范围小。,种类：积云(Cu)、积雨云(Cb)和卷云(Ci)。,云的物理分类按照大气中上升运动的不同特点，将云分为积状云、层,90,云的物理分类,层状云：在稳定大气层结中，由系统性的抬升运动而形成的云。如暖锋抬升作用。,特点：均匀成层，呈薄幕状，水平范围大，云顶如云海，云内较稳定。,种类：卷层云(Cs)、高层云(As)、雨层云(Ns)、层云(St)。,云的物理分类层状云：在稳定大气层结中，由系统性的抬升运动而形,91,云的物理分类,波状云：在稳定大气层结中，由大气波动作用所产生的云。,特点：波浪起伏状的碎云块和云片，云顶常有逆温层，水平范围较大。,种类：卷积云(Cc)、高积云(Ac)、层积云(Sc),云的物理分类波状云：在稳定大气层结中，由大气波动作用所产生的,92,按云底高度分类,若按云底高度分类：,高云（云底高5000m）: 包括卷云(Ci)、卷层云(Cs)和卷积云(Cc）；,中云（云底高25005000m）： 包括高积云(Ac)和高层云(As)；,低云（云底高2500m）：包括层积云(Sc) 、层云(St) 、雨层云(Ns)、 碎雨云（Fn）、积云(Cu)和积雨云(Cb) 。,按云底高度分类若按云底高度分类：,93,降水,(Precipitation),降水的种类： 雨、毛毛雨、冻雨（雨夹雪）、雪、冰雹、冰粒、冰针等。,降水的性质：（1）连续性降水指来自Ns和As的降水，具有持续稳定的性质。如暖锋降水。（2）间歇性降水指来自Sc和厚薄不均匀的As的降水，降水强度时大时小、时降时止，变化缓慢。（3）阵性降水指来自Cb和浓积云的降水，降水强度变化很快，骤降骤止，天空时明时暗，持续时间较短。,降水 (Precipitation)降水的种类： 雨、毛毛,94,降水量和降水强度,未经蒸发、渗透、流失降水在水平面上所积聚的水层深度称为降水量。,单位时间内的降水量称为降水强度。常用“mm/h”、“mm/d”作单位。,降水量等级表,降雪量等级表,降水量和降水强度未经蒸发、渗透、流失降水在水平面上所积聚的水,95,船舶海洋水文气象观测,1观测意义：（1）弥补海上测站稀少，资料不足的状况。（2）对天气预报进行补充订正。（3）为气象导航提供时实资料。,2观测项目、时次和程序,项目：温、压、风、湿、云、能、天、海浪、海温、 水样采集、海发光等。,时次：世界时 00Z 、06Z 、12Z、18 Z共四次。,程序：正点前30分钟开始到正点结束，气象项目观测应安排在正点前15分钟内进行，气压观测应在接近正点时进行。若因特殊原因不能按时观测，可在正点后30分钟内补测完，记要栏内加说明。无法补测时，须注明原因。,船舶海洋水文气象观测1观测意义：（1）弥补海上测站稀少，资,96,船舶海洋水文气象观测,3观测基本要求和注意事项,基本要求： 认真负责，严格按照规定进行测报； 坚持实事求是的科学态度，严禁伪造记录； 用铅笔将观测记录填写在记录表上，字迹端正，不要涂改 观测后立即发报，最迟不能超过正点观测后1小时。,注意事项：观测仪器应经常进行维修保养，定期进行鉴定；值班员如遇特殊情况不能观测时，亦应委托他人负责完成测报。,船舶海洋水文气象观测3观测基本要求和注意事项,97,气温和湿度的观测,干湿球温度表观测：干球用来测定空气温度；干湿球温差用来计算湿度；空气越干燥，干湿球温差越大，空气越潮湿，干湿球温差越小。,注意事项：（1）保持百叶箱洁白。（2）按时加蒸馏水（无蒸馏水加雨水，其次饮用水），不能加海水。（3）及时更换纱布。,湿度查算：利用气温和干湿球温差，在湿度查算表中查出水汽压和相对湿度；再利用水汽压（绝对湿度）查算露点温度。,气温和湿度的观测干湿球温度表观测：干球用来测定空气温度；干湿,98,气压的观测,船上观测气压通常使用空盒气压表。从气压表上读数到本站气压需经刻度订正、温度订正和补充订正。刻度订正是指仪器制造不够精密造成的误差，从仪器鉴定证上查出。温度订正是指温度的变化引起空盒弹性改变造成的误差，由附温度数和订正系数求得。补充订正是指空盒的残余变形引起的误差，由空盒气压表鉴定证上查出。,海平面气压=本站气压（经刻度、温度和补充订正）+高度订正,气压的观测船上观测气压通常使用空盒气压表。从气压表上读数到本,99,风的观测,世界气象组织规定海面风的观测应采用正点前10分钟内的平均风速及相应的最多风向。船舶在航行时由自动风向风速仪测得的风为视风，又称合成风。我们应根据船风（风向矢量与航向相反，风速与船速相等）和视风确定出真风，三者之间的矢量关系为：,视风 = 船风+ 真风,真风的计算可以由仪器自动进行，输入航向、航速后立即可显示出真风向和真风速。也可以通过上述矢量关系用图解法求出。,风的观测世界气象组织规定海面风的观测应采用正点前10分钟内的,100,图解法求真风,以船位点作为坐标原点，先画出船风矢量，方向与航向相反，矢量的长短表示航速的大小；再画出视风矢量，方向为视风向，矢量的长度表示风速；然后由船风矢端到视风矢端画一矢量，其方向就是真风向，矢量的长度就是真风速。,图解法求真风以船位点作为坐标原点，先画出船风矢量，方向与航向,101,云