航海气象 第一章Word文档格式.docx

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是空气间进行热量交换的方式。

地面和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。

海陆热力性质的差异及其对气温变化的影响：

吸收同样的热量，海面温度变化缓和，陆面变化剧烈。

原因：

①海水的容积热容量较大。

（1立方厘米海水升温1℃所需的热量）

②水具有流动性。

③太阳辐射穿透陆地只限于表面一层，在海洋却可达几十米。

三、气温的变化规律：

1、气温的日变化：

陆地上，最低值出现在近日出前；

最高值出现在14:

00左右。

海洋上，最高气温大约出现在12:

30。

气温日较差:

一昼夜最高气温与最低气温之差。

其大小与以下五个因素有关：

①纬度：

随纬度的增高而减小。

②季节：

中纬度的气温日较差有明显的季节变化，夏季大（10～15℃），冬季小（3～5℃）这与太阳照射的高度角和昼夜长短有关。

③下垫面性质：

海洋比内陆小，且自沿海向内陆逐渐增大，沙漠最大。

④海拔高度：

高度越高，气温日较差越小。

盆地气温日较差大于高原。

⑤天气状况：

晴天比阴天大。

2、气温的年变化：

一年中，气温最高的月份是：

陆地上7月，海洋上8月；

最低的月份是：

陆地上1月，海洋上2月。

气温年较差:

一年中最热月份的平均气温与最冷月份的平均气温之差。

其大小与以下三个因素有关：

随纬度增高而变大，赤道附近最小，两极地方最大。

②下垫面性质：

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。

③海拔高度：

高度越高，气温年较差越小。

注意：

在赤道地区，气温年较差很小，但一年中却出现两个高值：

春分、秋分；

出现两个低值：

冬至、夏至。

这是赤道地区一年内接受太阳辐射能量的年变化造成的。

气温历史极值：

南半球：

无论冬夏，最低气温出现在南极。

1967年，曾测到－94.5℃的低温。

北半球：

夏季最低气温出现在北极。

冬季有两个北极：

一是西伯利亚，1月平均在－48℃以下；

二是格陵兰,1月平均在－40℃以下。

热赤道的高温还出现在沙漠地区，在索马里境内曾测到＋63℃高温。

〖引言〗气压与天气有着密切的联系。

低压预示着坏天气，高压预示着晴好。

气压表俗称“晴雨表”。

一、定义与单位：

气压P：

单位面积上大气大气柱的重量称为大气压强，简称气压。

单位：

hpa,mb,mmHg它们的关系式为：

1hpa＝1mb＝3/4mmHg

气象中规定1000mb＝750mmHg

标准大气压：

当气温为0℃，在纬度45︒的海平面上，760mm水银柱高时的大气压称为标准大气压。

1标准大气压＝1013.25mb

二、气压随高度的变化规律：

1、气压随高度的增加而降低。

根据气压的定义可知，随高度的增加，气柱变短，同时，空气密度变小，因此，气压自然减小。

在地面上气压最大，到大气上界气压为零。

2、单位气压高度差（h）：

在铅直气柱中，气压变化1hpa时所对应的高度差，称为单位气压高度差。

定义式：

h=－∆z/∆p

①h的大小表示气压随高度变化的快慢。

高空的h比低空的h大。

（在密度较大的低空大气层中，只要上升较小的高度气压就能降低1hpa，而在密度较小的高空大气层中，则要上升较大的高度才能使气压降低1hpa。

）

②在暖的地方，单位气压高度差h比冷地方要大。

（温度越高,空气密度越小,h越大。

船用压高公式：

P＝P`＋H/8

即高度每增加8米，气压下降1hpa。

三、气压随时间的变化规律：

1、气压日变化：

①气压的日变化有两个峰值出现在10:

00和22:

00两个谷值出现在04:

00和16:

00，呈现两个大致对称的半日波，每12小时为一个周期。

②气压日较差：

随纬度的增高而减小，即：

低纬>

高纬低纬气压日较差可达3～5hpa,中纬地区则小于1hpa。

2、气压年变化：

①大陆型：

一年中气压最高值出现在冬季,最低值出现在夏季。

气压年较差明显。

例如北京气压年较差可达26hpa。

②海洋型：

与大陆相反。

一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季。

气压年较差海洋小陆地大。

由于海洋上气温的年变化比大陆小。

气压年较差随纬度的增高而增大。

与气温年较差规律相同。

海洋型与大陆型气压年变化的差异是由于海陆热力性质的差异而引起的。

冬季大陆比同纬度的海洋冷，在冷区大气柱收缩，暖区大气柱膨胀，海洋上空有空气流向陆地上空，使陆地上单位面积的空气质量增加，而海洋上则相反，单位面积的空气质量减小。

因此，大陆气压高，海洋气压低。

夏季则相反，大陆比同纬度海洋热，于是形成大陆气压低，海洋气压高的情况。

四、海平面气压场的基本型式：

等压线：

在某一平面或剖面上气压相等的点的连线称为等压线。

在天气图上绘制等压线表示的高、低气压，有以下五种基本型式：

1、低压L（lowpressure）：

由闭合等压线构成的中心气压比四周低的区域称为低压。

其空间分布向下凹陷，形如盆地。

2、高压H（highpressure）：

由闭合等压线构成的中心气压比四周高的区域称为高压。

其空间分布向上凸起形如高山或丘陵。

3、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。

在低压槽中，各等压线曲率最大处的连线，称为槽线。

（troughline）

4、高压脊（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一方凸出的部分，称为高压脊，简称脊。

在高压脊中，各条等压线曲率最大处的连线称为脊线。

（ridgeline）

5、鞍型区（Col）：

相对并相邻的两高压和两低压组成的中间区域，称为鞍型区，简称鞍。

其等压线的空间分布形如马鞍。

上述等压线的五种基本组合型式称为气压系统。

（pressuresystems）

正确分析气压系统的生成、加强、减弱、消失和移动，是作好天气预报的重要环节。

一、湿度及其表示方法：

湿度－－－表示空气中水汽含量多少或空气潮湿程度的物理量。

航海中常用的表示方法有：

1、绝对湿度a－－－单位容积空气所含水汽的质量，实际就是水汽的密度。

单位：

g/cm3

物理意义：

①直接表示了空气中水汽含量多少，但不易观测，多用于理论推导。

②绝对湿度的大小取决于下垫面的蒸发量。

温度高，自然条件下蒸发快，a就大；

反之，温度低，则蒸发慢，a就小。

变化规律：

日变化，白天大于黑夜。

海洋上，a最大值出现在午后，最低值出现在清晨。

年变化，夏季大于冬季。

2、水汽压e－－－大气中由于水汽的存在所产生的那一部分压强。

hpa、mb、mmHg

①直接反映了空气中水汽含量的多少。

②水汽压理论公式：

e=aRT说明e的变化与温度成正比。

③a与e在一定条件下，数值上可互相代替：

当e以mmHg为单位时，a≅e。

且当T＝16℃时，a=e。

但是，a与e是意义不同的物理量，这只是一种巧合，为了使用方便而已。

与绝对湿度a相同。

在一定温度下，一定体积的空气所能容纳的水汽量有一个最大限度，超过这个限度时，多余的水汽会发生凝结或凝华现象。

饱和水汽压E－－－饱和空气的水汽压称为E。

①对于一定的蒸发表面，E唯一决定于温度。

温度越高，对应的E越大，且随着温度的增高呈指数变化。

②当气温增高，E增大，可使饱和空气变为不饱和空气。

反之，气温降低，E减小，可使饱和空气达到过饱和，则多余的水汽将变成水滴产生露水或降雨或形成云、雾等。

③降低同样温度时，高温时的饱和空气凝结的水汽量比低温饱和空气要多。

3、相对湿度r－－－实际空气的水汽压e与同温度下饱和水汽压E的比值，用百分数表示。

r=e/E×

100%

①r直接反映了空气的潮湿程度或空气距离饱和的程度。

r<

100％时，空气未饱和；

r＝100%时，空气饱和；

r>

100％时，过饱和

②r越大，空气越潮湿；

r越小，空气越干燥。

一日之中，r最高值出现在日出前，最小值出现在午后。

（与a和e相反）（为什么？

因为r的日变化取决于温度，r=e/E×

100%,日出后随着温度的升高，e的增加量比E的增加量要小得多，其比值就相应减小。

4、露点td－－－当空气中的水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。

℃

①露点是表示空气的湿度特征，而不是表示空气冷热状态的物理量

②td表示了空气中所含水汽的多少。

③露点时的空气，e=E,且r=100％。

④通常利用气温露点差（t－td）表示空气距离饱和的程度即空气的潮湿程度。

t－td>

0时，空气为饱和，差值越大空气越干燥。

t－td＝0时，空气饱和。

t－td<

0时，空气过饱和

露点在航海中的应用：

当td内>

td外时，货舱内须通风。

当td内<

td外时，货舱无需通风。

当船舶由低纬向高纬航行时，无需通风。

反之须通风。

二、大气稳定度：

1、概念：

1）、气温直减率γ－－－大气中，气温随高度的增加而降低的值。

℃/100米 

干绝热直减率γd－－干空气或未饱和空气在绝热变化过程中，气块内温度随高度增加而降低的值。

一般取γd＝1.0℃/100m。

湿绝热直减率γm－－饱和空气块在绝热变化过程中，气块内温度随高度增高而降低的值。

①恒有：

γm<

γd（为什么？

因为在绝热上升过程中，水汽凝结放出潜热） 

②γm是不固定的。

随高度的增加，气块温度的降低，气块中的水汽含量越来越少，凝结量就越来越少。

在气温很低的情况下，γm接近于γd。

稳定大气 

中性大气 

不稳定大气

2〕大气稳定度－－－表示周围大气使气块返回或远离起始位置的趋势和程度

大气层结稳定－－在静止大气中，当某一气块受到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。

大气层结不稳定－－若周围大气有使该气块更加远离起始位置的趋势。

大气层结中性－－若气块随时都与周围大气取得平衡时，称为～。

2、大气稳定度的判别依据：

这里所谓的大气稳定是指大气的能量平衡，亦即大气温度平衡。

1>

.利用气温直减率来判别：

（由下图分析可得出以下判别依据）

干空气和未饱和空气：

当γ<

γd时，大气层结稳定

当γ＝γd时，大气层结中性稳定

当γ>

γd时，大气层结不稳定 

饱和空气（湿空气）：

γm时，大气层结稳定

当γ＝γm时，大气层结中性稳定

γm时，大气层结不稳定

因为恒有γm<

γd 

，所以可得出大气稳定度的判别依据为：

γd>

γm时，大气绝对不稳定（无论对于干空气还是湿空气都是不稳定）

当γ<

γm<

γd时，大气绝对稳定

当γm<

γ<

γd时，大气条件性不稳定（干绝热过程稳定，而湿绝热过程不稳定）

绝对不稳定的情形多发生于夏季的局部地区，因太阳强烈辐射，近地层急剧增温，使上下层空气间的温差加大，亦即γ>

γd。

午后的热雷雨多因此而产生。

而海上的热雷雨往往发生于夜间，这是因为夜间的长波辐射，下层空气从海面上获得热量，而上层空气失去较多的热量，使γ>

绝对稳定的情形发生于逆温层附近，在这种情况下，大气的对流及上升运动受到阻碍，云体将在稳定层的下方平衍，伸展为层状云，在近地面则有利于雾的形成。

条件性不稳定是较常见的,在这种情况下,气层稳定与否取决于水汽含量多少.

2>

.利用温度—高度曲线判别：

（利用周围大气的层结曲线和气块的状态曲线判别）

当γ线位于γd线的右侧时，大气层结稳定。

当γ线位于γd线的左侧时，大气层结不稳定。

当γ线与γd线重合时，大气层结中性稳定。

三、大气中的逆温：

1、逆温－－－气温随高度的增加而上升（或不变）的现象，叫做逆温。

即：

γ＝0或γ<

0的情形。

2、逆温形成的主要类型：

.CO2层和O3层的存在所形成的逆温层。

.下沉逆温：

空气下沉增温可以与更下层的空气形成逆温，多出现于高压区。

3>

.辐射逆温：

多出现在晴空无风的夜间陆地上，以秋冬季最多。

4>

.平流逆温：

暖空气流经冷的下垫面，在近地层产生逆温。

3、逆温层的作用：

当存在逆温时，则γ<

γm，空气绝对稳定。

逆温层的存在，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传送。

当近地面有逆温层时，易形成雾或低云等天气。

当逆温层存在于高空时，被抬升的气流很难突破它，而在它的下方形成平衍的云顶，出现毛毛雨等稳定性天气

空气相对于地面或海底的水平运动称为风。

风是矢量，既有大小又有方向。

大气相对于地球总是处于不断运动的状态，其主要运动方式包括有规则的环流运动和无规则的乱流运动。

前者又可分解为水平运动和垂直运动两个分量。

本节介绍的内容就是有关水平运动及其基本规律。

一、风及其描述方法：

1、风向：

是指风的来向。

航海上描述风向常用以下两种方法

16点方位法：

以测站为中心，从北开始，把整个圆周分为16等分。

基点：

N、E、S、W 

象限点：

NE、SE、SW、NW

偏字点：

NNE、ENE、ESE、SSE、SSW、WSW、WNW、NNW

圆周法：

风向用度数表示，以测站为中心，从正北0°

开始，顺时针分成360等分，正东为090°

，正南为180°

，正西为270°

。

2、风速：

单位时间内空气在水平方向上移动的距离。

常用单位：

米/秒（m/s）、节（kn）它们的关系为：

1m/s=2kn

日常生活和实际工作中，习惯用风力表示风的大小。

根据风对地面或海面的影响程度确定了不同的风力等级。

目前，国际上采用的风力等级是英国人蒲福（FrancisBeaufort）于1905年拟定的，故又称“蒲氏风级”，从0级～12级共13个等级。

自1946年以后，风力等级又有修改，并增加到18个等级，即0级～17级。

二、风的脉动性和变化规律：

1、风的脉动性：

观测风时常常觉察到风向摇摆不定，风速一阵大一阵小，这种现象称为风的脉动性或风的阵性。

产生原因：

主要是因为气流中夹带着一些小涡旋而引起的，是空气乱流运动的一种表现。

风的脉动性在摩擦层中表现得最为经常和最显著，随着高度的增加逐渐减弱。

一日中，因午后乱流最强，因此脉动性最明显。

一年中，夏季较明显。

陆地比海洋明显，山区最明显。

2、风的日变化：

通常在近地面层白天风速大，夜间风速小。

风的日变化幅度，晴天比阴天大，夏天比冬天大，陆地比海洋大。

3、风的年变化：

因地而异。

风向的年变化在季风地区有明显的规律，在非季风区则很南看到规律性变化。

风速的年变化也不存在普遍规律。

三、风的产生：

作用于空气微团上的力：

〖引言〗风是空气的水平运动。

根据牛顿定律可知：

任何物体的运动都由于受到外力的作用且合力达不到平衡时而产生。

为了表明风产生的原因，我们先来分析一下作用于空气微团上的力有哪些。

首先，由于空气环绕于地球周围，它必然受到地球引力g的作用；

同时，由于地球自转而产生的地转偏向力An；

地球表面和大气之间在相对运动时产生的摩擦力R；

还有由于地球时近似圆形的球体，空气做圆周曲线运动时产生的惯性离心力C，另外，还有空气内部的气压分布不均匀而产生的气压梯度力Gn。

以上这些力有水平方向的，有垂直方向的，但是，因为风是指空气的水平运动，所以，我们主要分析水平方向上的力。

1、水平气压梯度力Gn：

（pressuregradientforce）

1）、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。

符号：

其中，

代表沿水平气压梯度方向前后两点间的距离，

代表这两点间的气压差，负号表示沿着水平气压梯度的方向气压是减小的。

hPa/m；

常用：

百帕/赤道度。

水平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。

数值恒大于零。

物理意义：

（联系高低压型式及其空间结构进行讲解。

山坡越陡等高线越密是同样道理）水平气压梯度表现在海平面等压线图上则是等压线的疏密程度。

等压线越密集水平气压梯度越

大；

等压线越稀疏则水平气压梯度越小。

其方向垂直于等压线由高压指向低压，大小是沿着这个方向上单位距离内气压的改变量。

2）、水平气压梯度力Gn：

单位质量的空气块在气压场中所受到的由于水平气压分布不均匀而产生的力，叫做水平气压梯度力。

Gn与水平气压梯度成反比，而与空气密度成正比。

且方向与水平气压梯度的方向相同。

当r一定时，水平气压梯度越大，即等压线越密集，则Gn越大。

反之亦然。

在同一高度上，r随时间和地点的变化都不明显，因此，Gn的大小主要取决于水平气压梯度的大小。

总之，实际大气中，只要水平方向上气压分布不均匀，就必然存在气压梯度力作用在空气微团上，使之从高压区向低压区运动。

可见，水平气压梯度力是空气产生水平运动的原动力。

2、水平地转偏向力An：

〖引言〗如果空气只受气压梯度力的作用，则空气微团将沿气压梯度力的方向运动，也就是说，风沿着气压梯度力的方向吹。

但是，实际上人们观测表明风并不沿气压梯度力所指的方向由高压一边直接吹向低压一边，而是不断地偏转它的行进方向。

在北半球向行进方向的右方偏转，在南半球则向行进方向左方偏转。

可见，存在一个力在侧面使空气微团发生偏转。

这个力就是：

1）、定义：

由于地球自转而产生的使运动着的空气微团发生偏转的力叫地转偏向力。

（解释其产生的原因。

如图：

2）、地转偏向力的性质：

地转偏向力只是在空气相对于地面运动时才产生。

空气静止时不受其作用。

An的大小与风速和所在纬度的正弦成正比。

在风速相同的情况下，An随纬度的减小而减小。

在赤道上An=0,两极最大纬度相同时，风速越大，则An越大。

在北半球，An的方向垂直指向空气运动方向的右方，使空气向右偏转。

在南半球，An的方向垂直指向空气运动方向的左方，使空气向左偏转。

An只改变空气运动的方向，不改变空气运动的速度。

3、惯性离心力C（centrifufalforce）：

定义：

当空气块作水平曲线运动时，产生由运动轨迹中心沿曲率半径向外的力。

性质：

C的方向是沿运动轨迹的曲率半径由中心指向外，始终与空气块曲线运动的线速度垂直。

C只能改变空气运动方向，而不能改变其运动速度。

一般情况下C很小，只有在低纬度海区，当出现风速很大且曲率半径很小的台风时，C在台风中心附近才能达到很大的值。

4、摩擦力R（frictionalforce）：

近地面运动的空气与较为粗糙的下垫面的摩擦而产生的力。

定义式：

R＝－kV 

k－－摩擦系数，与下垫面的粗糙程度有关。

V－－风速

R的大小取决于下垫面的粗糙程度和风速的大小。

在摩擦层底部R最大。

随着高度的增加，R逐渐减小。

总之，作用于空气微团上的水平方向上的外力有：

水平气压梯度力Gn、水平地转偏向力An、惯性离心力C和摩擦力R。

其中，水平气压梯度力Gn是空气产生水平运动（即风）的原动力；

而An和C只能改变空气运动方向，不能改变空气运动速度。

四、地转风、梯度风和摩擦层中的风：

〖引言〗根据空气微团所受到的上述四种外力作用情况不同，所形成风的特点也有区别。

现分述如下：

一）、地转风（geostrophicwind）：

是在无摩擦力作用时，水平气压梯度力Gn与水平地转偏向力An平衡时产生的空气的水平等速直线运动。

Gn+An=0 

1、地转风的形成：

北半球，在图中所示等压线分布的情况下,原来静止的空气微团受水平气压梯度力Gn的作用由高压流向低压。

它刚一运动便会同时产生一个向右的地转偏向力An 

的作用，迫使其右转。

发生偏转后的空气微团，在Gn沿V方向的分力作用下，运动速度V越来越大，方向与越大曲线相切，这样伴随其产生的An也越来越大，迫使空气微团发生偏转的程度越来越大。

同理，在Gn沿V方向上的分力作用下，V越来越大，随之An也越来越大且与V的方向垂直。

An增大到Gn＋An＝0时，即达到平衡状态，