航海气象与海洋学课件全_伤城文章网
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第一章第一节 第二节 第三节 第四节 第五节 第六节气象学基础知识大气概况 气温 气压 空气水平运动--风 大气环流 大气湿度第八节 云和降水 第九节 雾和能见度 第十节 船舶海洋水文气象观测第一节 大气概况? 基本概念和知识点：大气成分；大气污染；大气垂直结构。? 重点：大气中的易变成分及其作用；对流层主要特征；摩擦层和自由大气。大气概况?一、大气成分：主要由多种气体(氮、氧、氩、二 氧化碳和臭氧等)、水汽和悬浮的杂质构成。 干空气（Dry air）:除水汽和杂质以外的混合气 体。 干空气主要成分:氮（78.09%）、氧(20.95%）、 氩（0.93%）三项约占总体积的99.97% 。???次要成分:二氧化碳（0.03％）、氢、氖、氦、氪、 氙、氡、臭氧等稀有气体（ 0.01％）。?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 大气质量的75%，35公里以下则 达99%，近地面空气标准密度为?1.293kg/m-3, 大 气 的 总 质 量 为5.3 1018 kg，约为地球质量 的百万分之一。?其中影响天气、气候变化的主要大气易变成分为二氧化碳、 臭氧和水汽。大气中的易变成分1.二氧化碳:平均含量0.03%，二氧化碳能强烈地吸收和放射长波辐射。2.臭氧：主要存在于20-40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大气中的易变成分3.水汽：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。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0～4％，它也是造成云、雨、雪、 雾等天气现象的主要物质条件。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。?全球141个国家和地区签署的旨在遏制全球气候变暖的《京 都议定书》于日正式生效。 ―18日192个国家在丹麦首都哥本哈根召开 《联合国气候变化框架公约》第１５次缔约方会议，旨在 遏制全球气候变暖，温家宝总理出席会议。?二、大气垂直结构? 大气上界? 大气上界的高度，常常因科学家们根据和目的不同而结果相 差很大，因此要精确划定 大气 层上界的高度并为众人公认， 始终是科学研究的一个难题。? 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，最高达到Km称为大气的物理上界。 由卫星探测的大气上界为 Km。大气垂直分层?根据气温、水汽的垂直分布、大气扰动程度和电离现象 等不同等特点，自下而上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10-12km。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。对流层中三个主要特征?⑴气温随高度而降低。平均幅度为-0.65℃/100m。 即 γ ＝0.65℃/100m 称γ 为对流层中气温垂直递减率。?⑵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。?⑶气象要素沿水平方向分布不均匀。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：?摩擦层(friction layer) ：摩擦层又称边界层，从地面到1-1.5km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。?自由大气(free atmosphere) ：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。自由大气 的基本运动形式是层流，气流多波状系统。 对流层顶：厚度约为1-2km，温度随高度呈等温或逆温状态。?2. 平流层（Stratosphere）：厚度：自对流层顶到大约55km。特点：空气主要是水平运动；水汽含量少；气温随高度升高而递增（20～40km气温突增，形成臭氧层）；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：气温随高度迅速下降；又称高空对流层。4. 热层（Thermosphere）：厚度：85-800km。特点：气温随高度迅速增加；空气处于高度电离状态，又叫电离层。5. 逸散层（Exosphere）:厚度： 热层顶以上。可高达3000km，地球大气向宇宙空间逸散的过渡区域。第二节 气温? 基本概念和知识点：气温的概念；太阳、地面和大气辐射；空气增热和冷却方式；气 温随时间的变化；气温的空间分布。? 重点：常用的温标及其换算；气温的日年变化；气温的空间分布；气温垂直递减率。一、气温的定义和温标?气温（Air Temperature）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。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，平均动能随之减少，气温就降低。气温 可以通过温度表或温度计直接测得。温?标2．温标：温度的数值表示法称温标。常用的温标有三种。 ① 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。?② 华氏温标 ?Ｆ：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：5 C ? ( F ? 32) 99 F ? C ? 32 5?③ 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：K＝273＋C或T =t+273二、太阳、地面和大气辐射辐射的基本特性?自然界中凡温度高于绝对零度的物体均以电磁波（辐射）的 方式进行能量交换。电磁波按其波长分为γ 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。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，辐射波长0.15～4μ m，太阳是短 波辐射。???地面和大气的温度约为300K，放出长波辐射4～120μ m，称 长波辐射。太阳辐射是地球和大气的唯一能量来源。?若将太阳对地球大气系统的辐射作为100个单位，其中地气系统反射和散射占30%，大 气吸收占19%，地表吸收51%。 地球表面通过长波辐射占21%、 热传导占7%、水汽相变占23%太阳、地面和大气辐射等过程释放能量。使地球大气系统的温度保持恒定。?大气受热的主要直接热源是 地球表面。三、空气增热和冷却方式?空气的增热和冷却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。地面和大气都是不良的热导体。仅在贴 近地面几厘米以内明显，故通常不予考虑。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。4.对流（Convection) ：一般将垂直运动称对流， 对流分热力对流和动力对流。由于空气受热不 均引起有规则的暖湿空气上升、干冷空气下沉， 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)：某种物理量的水平输送称 平流。它是大气中异地间热量传输的最重要方 式，范围大，持续时间长。如温度平流、湿度 平流等。“南风暖、北风寒、东风湿、西风 干”。6.湍流：又称乱流（Turbulence），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要方式。?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。 以上均为非绝热过程。空气的增热和冷却主要是 非绝热过程引起的。四、气温随时间的变化?大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。如冬寒夏暖、午热晨凉反映了气温日、年变化的一般规律。1.气温的日变化 diurnal variation of temperature?日变化:一天中气温有一个最低温度和最高温度。陆地上最低气温出现在日出前，最高气温夏季出现在14～15点，冬 季出现在13～14点。海洋上最高值滞后陆地1～2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、下垫面性质、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）2.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五、气温的空间分布1.气温的水平分布?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。 ① 夏半球的等温线比较稀疏，冬半球较密集 ②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 陆温度比海洋温度低，夏季大陆温度比海洋温度高的缘故。 ③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。? ??7月海平面平均气温分布1月海平面平均气温分布温度脊湾流黑潮“寒极”和 “热赤道”?④ 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”(Cold Pole)。?⑤ 近赤道附近存在一个高温带,1月和7月平均气温均高于25℃，称这个高温带称为“热赤道”(Heat Equator)。 平均在10?N左右。 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）。?2.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 减的快慢可用气温垂直递减率γ 表示 ：? ???T ?zγ = 0.65℃/100m?式中： ?T 表示高度增加 ?Z 时，相应的气温变 化量。 ?Z 的单位通常取100m.负号表示气温随高度增加 而减小。通常γ ＞0。当γ =0时表示等温。 当γ ＜0时表示逆温。逆温既在某一气层中，气 温随高度增加而升高。气温对人体的影响?研究指出，人体对周围温度的感觉与介质是大气还是水有关。在大气中，气温为28~29 ℃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， 25~28 ℃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。?一、气压概述1.气压与天气?第三节 气 压 (Atmosphere Pressure)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。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，相当于1013.25hPa(百帕)(hecto-pascal)。?Ｐ＝w/s＝ρ ghs/s＝ρ gh（大气压强公式）Ｐ：气压 ρ ：水银密度; ｈ：水银柱高度; ｇ：重力加速度; ｓ：水银柱截面积; ｗ＝ρ ghs 水银柱重量。?1hPa=3/4mmHg1mmHg=4/3hPa1mb=1hPa二、气压的变化?1.影响气压变化的因素 ? 热力因素：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，气压升高。 ? 动力因素：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。 ? 水平运动：气流水平辐合时， 空气聚积，导致气压上升；水 平辐散时，空气离散，导致气 压下降。?垂直运动：当空气有垂直运 动而气柱内质量没有外流时 ，其总质量没有改变，地面 气压不会发生变化。但气柱 中质量的上下传输，可造成 气柱中某一层次空气质量改 变，从而引起气压变化。图 中位于 A、B、C三地上空某 一高度上a、b、c三点的气压 ，在空气没有垂直运动时， 空气质量不变，则Pa不变； 在空气有上升运动时，上层 空气质量增多，Pb变大；在 空气有下沉运动时，上层空 气质量减少，Pc变小。变大不变变小空气垂直运动和气压变化关系? ?水平气流辐合、辐散与垂直 运动的关系 大气中气压变化往往是几种 情况综合作用的结果，它们 之间是相互联系、相互制约 、相互补偿的。上层有水平 气流辐合、下层有水平气流 辐散的区域必然会有空气从 上层向下层补偿，从而出现 空气的下沉运动。反之，则 会出现空气上升运动。同理 ，在出现空气垂直运动的区 域也会在上层和下层出现水 平气流的辐合和辐散。水平气流辐合、辐散 与垂直运动的关系??2.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。气压与高度的对应关系?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。大气静力方程F2 Z2 P2??z ? z2 ? z1p2 ? p1 ? ??p-Δ p=w=Δ Z×s×ρ g=ρ gΔ Zs Δ p = -ρ gΔ Z ? Δ p/Δ Z = -ρ g (静力方程) 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。??Z1 F1 W?PP1单位气压高度差?单位气压高度差：h=-Δ Z/Δ p=1/ρ g=RT/Pg其中：g=9.8m/s2 ,R=287m2/s2 ,T=273(1+α t), 代人h≈ 8000（1+t/273）/P? ?当温度为0℃，气压为1000hpa时，h=8m/hPa。 h与t成正比，与P成反比。不同气压、气温条件下的单位气压高度差?气压订正?P0=P1+H/h其中：P0海平面气压，P1本站气压，H 驾驶台 距海面高度，?海平面气压=本站气压（经刻度、温度和补充订正）+高度订正3.气压随时间的变化?日变化(diurnalvariation of pressure) ：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，日较差低纬＞高纬。气压的日变化??气压的年变化(annualvariation of pressure) :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：最高值出现在夏季， 最低值出现在冬季。三、海平面气压场的基本形式1. 高压（High Pressure）:由闭合等压线围成,中心气压比周围高的系统。空间等压面向上凸起，形似山丘。2. 低压（Low Pressure，Depression）：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。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(Trough- Line)。空间等压面类似山谷。槽线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(Righe Line)。空间等压面类似山脊。脊线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。鞍形区四、气压梯度定义：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-Δ P/Δ n?(pressure gradient)表示。L P1 P2 P3 P4 08 1012 H气压梯度方向：垂直于等压线，由高压指 向低压。其物理意义表示了由于 空间水平气压分布不均匀而作用 在单位体积空气上的力。 大小：取决于等压线的疏密程度。 等压线愈密，-Δ P/Δ n愈大，气 压梯度越大，风力愈大，反之亦 然。 单位：百帕/赤道度。 1赤道度≈111 Km≈60 n.mileL1000P1?1004 HP2?五、气压系统随高度的变化?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)。暖高压冷高压暖低压冷低压?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。中心轴线随高度倾斜第四节 空气水平运动--风? 基本概念和知识点：风的概念；作用于空气质点上的力；自由大气中的平衡运动；摩擦层中 的大气运动；地形对风的影响。? 重点：风的表示方法；各种力的表示方法及其物理意义；地转风；梯度风；摩擦层中的风；风压定律。??一、概述定义: 空气相对于下垫面的水平运动， 称为风（Wind) 。它是矢量，有大小 和方向。风 （Wind)?风速(Wind Speed)：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。换算关系： 1Km/h=0.28m/s ； 1m/s=3.6Km/h ； 1Kn=1.852Km/h≈0.5m/s ； 1m/s≈2Kn??风向（Wind Direction）：风向是指风的来向，常用16 个方位(E W S N NE SE NW SW NNE ENE ESE SSE SSW WSW WNW NNW)或度数(0?～360?)来表示。?风力(Wind Force)：根据风对地面或海面的影响程度又划出风力等级。国际上采用的风力等级从0～12共13个等级（Beaufort Scale of Wind Force）。我国现采用从0～ 17共18个等级。参见P19《风力等级表》。?风压(Wind Pressure)：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=0.0625V2。风的阵性和日、年变化?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。?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，陆地 比海洋大。?年变化：因地而异。二、 作用于大气的力和运动方程一、作用在空气微团上的力??重力(gravity)；大小为g≈9.8m/s2，方向向下，指向地心。水平气压梯度力(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均匀，引起气压梯度力。Gn表示。1 ?p ? ? ?n?大小为：Gn ? ?； 方向：垂直等压线从高压指向低压。? ?p ?n(1) (2) (3) (4)?Gn与ρ 成反比， Gn与气压梯度?p ? ?n ?n成正比。ρ 一定时，? ?p 大，等压线密集， Gn大。 一定时，ρ 大，空气浓密，Gn小。? ?p ?n若=0, 两地没有气压差Gn=0无风。Gn是使空气产生水平运动的原动力。?水平地转偏向力(deflection force of earth rotation)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，称地转偏向力，又称可科利奥里力(Coriolis force)或科氏力。An?大小为：An = 2ω Vsinφω :地转角速度ω =7.292×10-5/sV:风速 φ :纬度?方向：北半球，恒垂直于物体运动方向的右侧90度，南 半球相反. 讨论： 用。?(1) An是物体相对于地球运动才产生的，静止物体不受其作(2) An是虚拟力， 只改变物体的运动方向，不改变速度。 (3) An在北半球恒垂直于物体运动的右方，南半球相反。 (4) An与sinφ 成正比，两极最大，赤道上为零 。?惯性离心力（Centeifugal Force） C指物体在作曲线运动时产生的一种虚拟力。 大小：与向心力相等 。 方向：与向心力相反。 表达式：C = V2/r r为曲率半径?摩擦力（Friction Force） R运动物体受下垫面摩擦作用所产生的力。表达式： R = -μ V 方向与运动物体相反。 式中V为物体运动速度；μ 为摩擦系数??总结：气压梯度力、水平地转偏向力、惯性离心力和摩擦力都是在 水平方向上作用于空气的力，其影响各异。 Gn是空气产生运动的原动力，其他力在空气运动后才有。 A对中高纬度或大尺度空气运动影响较大，低纬赤道附近影 响小。 C只在空气做曲线运动时在起作用，一般很小，静止或直线 运动时为零。? ???R只在摩擦层中起作用，对自由大气中的空气运动可以忽略 不计。An 、 C和R不能驱动大气运动， 但却能影响大气运动方向和 速度。?三、自由大气中典型的水平平衡运动?1.地转风(Geostrophic Wind)在自由大气中,当水平气压梯度力和水平地转偏 向力达到平衡时(Gn+An=0)，空气沿等压线作无 磨擦的等速直线运动，称地转风。地转风?地转风风速公式：Gn+An = 0（1）Vg与水平气压梯度成正比，即等压线密集，Vg大。 （2）Vg与空气密度成反比，气压梯度一定时，高空的Vg大于 低空的Vg。 （3）Vg与纬度的正弦成反比，低纬Vg大于高纬Vg。 （4）赤道及其附近不遵守地转风原则。风压定律北半球地转风(Buysballot’s law)?在北半球自由大气中，风沿等压线吹，测者背 风而立，高压在右，低 压在左。?在南半球自由大气中，风沿等压线吹，测者背 风而立，高压在左，低 压在右。?它明确地揭示了气压场与风场之间的关系。南半球地转风地转风速计算方法v?1 ?p g ? ? 2 ?? sin ? ?n在海图上，取一个纬距Δ n=60 n mile，ρ =1293g/m3， ω =7.29×10-5s-1；若取Δ P=1hPa，带入公式则得：Vg 0 4.78 ? sin ?m/s4.78 ? ?p sin ??当Δ P≠1hPa时， Vg ? Vg 0 ? ?p ?（m/s）2.梯度风 (Gradient?Wind)定义: 在自由大气中，当水平气压梯度力、地 转偏向力和惯性离心力达到平衡时，空气沿等 压线作水平、无摩擦、等速作曲线运动。 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。 即:??低压（气旋）中的梯度风?北半球在低压区（气旋）中风绕中心逆时针方向吹， 气压梯度力沿半径指向中心，地转偏向力和惯性离 心力都沿半径指向外缘。三力平衡时?或 ?v 1 ?p ? 2?vc sin ? ? ? ?n r2 c低压中梯度风低压（气旋）中的梯度风? 则?p v ? 2vc r? sin ? ? (? )?0 ? ?n2 cr?式中 Vc 表示低压中的梯度风速，解这个以 Vc 为未知数的一元二次方程，得：?p vc ? ?r? sin ? ? (r ? sin ? ) ? (? ) ? ?n2r?根号前应取正号才有意义。高压（反气旋）中的梯度风r ?p va ? r? sin ? ? (r? sin ? )2 ? (? ) ? ?n?根号前应取负号才有意义。?气压梯度和梯度风的大小受 反气旋曲率限制。曲率愈大 （r愈小），气压梯度愈小， 梯度风也小。反之相反。高压中梯度风气旋和反气旋的梯度风公式：气旋反气旋反气旋中?p (r? sin ? ) ? (? ) ? 0 ? ?n2r?p ? ? r?? 2 sin 2 ? ?n?p (? ) max ? r?? 2 sin 2 ? ?n此为反气旋梯度风速的极限值va ? ?r sin ?梯度风的讨论?（1）最大水平气压梯度的分布，高压边缘较大，越近中心越小。曲率小处等压线密集，曲率大处等压线稀疏。?（2）纬度越高，空气密度越大，水平气压梯度最大可 能值越大。冬季，中高纬陆上高压等压线密。? ? ?（3）高压边缘风速较大，中心风速小或无风。（4）中高纬度高压风速较大，低纬度高压风速较小。梯度风仍遵守风压定律。梯度风与地转风比较?地转风：??低压中的梯度风：高压中的梯度风：?因此，在水平气压梯度和曲率半径相同时，Va＞Vg＞Vc? 实际上低压中的风比高压大，原因是低压中限制,风可以很大。??p ?n不受摩擦层中的风四、摩擦层中的风?(Friction Layer Wind)在地面天气图上，由于地 面的摩擦作用，实际风不沿等压线吹，而与等压线存在一个交角，并偏向低 压。此时的平衡为:地转风?地面实际风比地转风小，方向偏低压一侧。摩擦层中的风摩擦层中的风压定律?在北半球摩擦层中，风斜穿等压线吹，背风而立，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，北半球，低压中风斜穿等压线以逆时针方向 向中心辐合，高压中的风斜穿等压线以顺时针方向向外辐散。?北半球摩擦层中低压和高压的气流五、实际风的确定和风随高的变化?在摩擦层中，地面实际风与等压线的夹角取决于下垫面的粗糙度、大气稳定度和纬度。通常在中纬度陆地上夹角为35-45?，海面上为10-20?。在 陆地上实际风速约为相应地转风速的1/3-1/2(35-50 ％)，在海上约为地 转风速的3/5-2/3(60-70 ％)。?在气压梯度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。在北半球，风速随高度增大，风向逐渐右偏；在南半球， 风速随高度增大，风向逐渐左偏。地面风风随高度的变化地转风六、地形动力作用对风的影响?绕流和阻挡作用? 当气流遇到孤立的山峰与岛屿时，有绕山峰两侧而过的现象，并且 在迎风面风速增强，在背风面风 速减弱。在背风面还会产生气旋 式和反气旋式涡流，如图所示。 ? 山脉的阻挡作用和绕流，使实际 风向与根据大范围气压场确定的 风向之间可能发生显著偏差，其 差值可达900，甚至1800。因此在 背风面常形成低压或低压槽。绕流?岬角效应?因陆地（如山脉尽头或半岛 附近）向海中突出造成气流 辐合，流线密集，风力明显 增强，称为岬角效应，如图 所示。 如南非的好望角，是个令航 海者生畏的地方，因岬角效 应而助长了那里的狂风恶浪。 我国山东半岛的成山头附近 海面，偏北风通常比周围要 大1―2级左右，有中国“好 望角”之称。?岬角效应?海岸效应因摩擦作用，当气 流沿海岸线方向流 动时，如果陆地在 气流方向的右侧， 流线会变密，气流 增强；反之，如果 陆地在气流方向的 左侧，流线会变疏， 气流减弱。如图所 示。第五节 大气环流? 基本概念和知识点：影响大气环流形成的因子；三圈环流；气压带和行星风 带；季风环流；局地环流。? 重点：三圈环流的成因；气压带和行星风带分布及特征；大气活动中心；东亚季风；南亚季风；海陆风；山谷风；峡谷风。?大气环流（GeneralCirculation）：一般是指具有全球性、大范围空的气运行现象。它的水平尺度在数千公里，垂直尺度在十公里以上，时间尺度大于24小时。?大气环流反映了大气运动的基本状态和基本特征， 是各种不同尺度天气系统活动的基础。同时也是气 候形成和演变的重要背景条件。?一、影响大气环流的主要因子：太阳辐射、地球自转、海陆分布不均匀和高大地形等因素影响。1.太阳辐射――单圈环流?假设：地球是静止的， 下垫面性质均一。只考 虑太阳辐射随纬度的不 均匀性，赤道低纬由于 空气受热垂直上升，极 地高纬冷却下沉，高层 空气由赤道流向极地， 低层空气由极地流向赤 道，从而产生了一个简 单的一圈环流，称单圈 环流。2.地球自转――三圈环流?假设：下垫面性质均一。在太阳辐射 随纬度不均匀和地 球自转（地转偏向 力）二个因子的作 用下，从赤道到极 地形成三圈环流， 即赤道环流（哈德 莱环流）、极地环 流和中间环流（费 雷尔环流）。赤道环流 极地环流极锋中间环流二、气压带和行星风带?气压带平均位于南北纬10?范围内， 随季节南北移动。High)1.赤道低压带（Equatorial Low）?2.副热带高压带(Subtropical?平均位于南北纬30?附近。平均位于南北纬60?附近。 位于两极附近。3.副极地低压带(Subpolar Low)?4.极地高压(Polar High)?1. 赤道无风（Doldrums）?行星风带平均位于南北纬 10? 范围内。 特征：对流旺盛、 平流微弱、云量多、 温高、湿大、多雷 雨、风微弱不定向， 位置随季节南北移 动。赤道无风带?4．盛行西风带（Westerlies） 2．信风带（Trades Wind Zone） ? 位于副热带高压带与副极地低压带之间，?副热带无风带极地风带信风带在南北纬30--60? 之间。大气主要自西向 位于副热带高压带与赤道低压带之间，平 东运动，北半球主要为 附近。北半球吹 SW风，南半球 均位置在南北纬10--28? 为NW风。 NE信风，南半球SE信风。? ?特征：此区域气旋活动频繁，天气十分 特征：风向常年稳定少变，风力一般3―4 复杂，常有大风和雷雨，风速较大，南 级，天气晴朗，大洋西部降水较多，位置 半球在此范围内，除南美尖端外几乎没 随季节南北移动。 有陆地，常年盛行强劲的西风，7级以 3. 上的大风频率每月可达10天以上，故有 副热带无风带（Horse Latitudes） ? “咆哮西风带”之称。位置随季节南北 位于信风带和西风带之间，平均位于南北 纬30? 附近。 移动。? 特征：内部多下沉气流，天气晴朗、少云、 5．极地东风带（Polar Easterlies） 微风、陆上干燥、海上潮湿，位置随季节 ? 位于南北纬60--90? 之间，北半球吹NE风， 南北移动。 南半球吹SE风。盛行西风带三、海平面平均气压场基本特征? ?海陆分布不均匀的影响 冬季大陆是冷源，容易形成高压。而海洋是热源，容易形成 低压。夏季相反。??高大地形影响高大地形对大气运动能产生动力的和热力作用。冬季它是一 个冷源，夏季是热源。热力作用使大气产生扰动，因此地形 对大气环流的状态必定发生重要作用。 ? 冬季：北半球受四个大的气压系统（又称大气活动中心）控 制，它们是阿留申低压，冰岛低压，蒙古高压和北美高压。 蒙古高压前部的偏北气流就是亚洲稳定的冬季季风。南半球 在南太平洋，南大西洋和南印度洋分别是三个高压中心，在 南非，澳大利亚和南美大陆上是热低压组成的低压带。?? 夏季：北半球的大气活动中心有印度低压，北美低压，太平洋副高和大西洋副高，同时冰 岛低压和阿留申低压明显减弱，范围大大缩小。 南半球大陆上的高压加强伸展，在副热带纬度上，高压带环绕全球。?春秋两季属于过渡季节，北半球春季，原有的四个大气活动中心减弱，副热带高压开始增强。西伯利亚高压1月海平面平均气压场阿留申低压北美高压冰岛低压印度低压7月海平面平均气压场北太平洋副高 (夏威夷高压)北美低压北大西洋副高 (亚速尔高压)大气活动中心(Atmospheric?Center of Action)永久性大气活动中心：指常年存在的大范围气压区。如赤道低压带、海上副热带高压、南极高压、 冰岛低压、阿留申低压 和南半球副极地低压带。?半永久性大气活动中心：指大范围的气压区随季节改变。如蒙古高压、北美高压、印度低压、北美低压、澳大利亚高压、南 美高压、非洲高压、澳大利亚低压、南美低压和非洲低压。?影响我国天气和气候的大气活动中心主要有：西伯利亚高压、阿留申低压、西太平洋副高、印度低压。 大气活动中心的季节变化必然引起大气环流的季节变化，而大气 活动中心的短期变化对大范围的天气造成重大影响，它们是制作 天气预报的背景条件。?四、 季风环流（Monsoons）?季风定义：大范围地区的风向随季节而有规律改变的盛行 风，称为季风。要求盛行风的方向至少改变120°，盛行 风频率 ＞ 40％。1、季风的成因（Formation of Monsoons）：?海陆季风(Sea-Land Monsoon)：由海陆之间热力异差引起 的风系随季节有极明显的变化，? 海陆季风。 称行星季风(Plantary Monsoon)：由于行星风带随季节移动 而引起的风系变化，称行星季风。 青藏高原的地形作用：青藏高原在夏季的热源作用和冬季 的冷源作用对维持和加强南亚季风起了重要的作用。??季风的分布?季风主要分布在东亚、南亚、东南亚和赤道非 洲四个区域。2、东亚季风?? ?成因: 主要是由于海陆间的热力差异引起的。范围：我国大部分地区，朝鲜半岛和日本附近洋面。冬季风特征：蒙古高压盘踞亚洲大陆，寒潮和冷空气不断爆发南 下，高压前缘的偏北风成为东亚的冬季风。我国大部、朝鲜半岛 和日本附近洋面吹西北风，东海南部、南海、台湾海峡吹东北风， 风力均在5-6级，最大可达8-9级或以上。?夏季风特征：陆地是印度低压（亚洲低压），海上是西太平洋副 热带高压。我国东部沿海、朝鲜、日本吹东南风；南海、台湾海 峡、菲律宾附近洋面吹西南风。风力一般3-4级。 季风的天气气候特征：夏季风：高温、潮湿、多阴雨，来临慢；冬季风：大风、降温、干冷,来临快、强度大。冬季风大于夏季 风。?3.南亚季风? ? ?(印度季风)成因：主要是行星风带的季节性位移引起的，也有海陆间的热 力差异和大地形（青藏高原）的作用。 范围：东非、西南亚、南亚、中印半岛一带，又称印度季风。 夏季风特征：整个北印度洋上吹强劲的西南风，7-8? 份风力 月 常达8-9级以上，并伴有雷雨。9-10月份开始减弱，阿拉伯海 的风大于孟加拉湾，尤其是索科特拉岛南侧的北印度洋，西南 风特别大，是世界上最著名的狂风恶浪海区之一。?冬季风特征：行星风带南移，亚洲大陆高压强大，其南部的东北风成为南亚的冬季风。北印度洋吹东北风， 风力一般为3-4级，是航海的“黄金季节”。?季风转换时间：5月冬季风转夏季风；10月夏季风转冬季风。3、其他地区的季风?北澳、印尼和伊里安的季风：冬季（南半球） 东南风，夏季西北风。由于信风带的移动引 起。 西非的季风：塞内加尔到塞拉利昂沿岸，夏 季西南季风，潮湿多雨；冬季东北季风，干 燥少雨。 北美与南美的季风：北美冬季西北风，夏季 西南风。南美巴西东岸，7月份为东南风，1 月份则为东北风或东风。??五、局地环流（地方性风Local??wind ）1.海陆风(Sea and Land Breeze)在海岸附近，由于海陆间热力差异的日变化引起的。白 天：风从海洋吹向陆地称海风；夜间：风从陆地吹向海 洋称陆风。海风＞陆风，主要出现在中低纬度，气温日 较差较大，多在夏季晴朗天气条件下。? ?2.山谷风(Mountain and Valley Breeze)在山区，由于山峰山谷的温度差异产生的局地环流。白天： 风从山谷吹向山顶称谷风；夜间：风从山顶吹向山谷称山 风，谷风＞山风。在我国海陆风和山谷风均盛行的港口是连云港和秦皇岛。???3.峡谷风当气流从开阔地区吹进峡口时，形成的强风。如台湾海峡、 直布罗陀海 峡等。“峡 管效应”4.布拉风（Bora）?从山地或高原经过低矮隘道向下倾落寒冷而又 干燥的风暴，称布拉风。 典型的布拉风出现在黑海的冬季，其破坏力很?大，最大平均风速可达40m/s―60m/s，气温可迅速降低到-27 ℃，可造成严重的“船舶积冰”。类似现象在土耳其沿海和亚得利亚海均可出现。?其它地方性风甚多。（见P44表1-7）第六节 大气湿度? 基本概念和知识点：湿度的概念；湿度的表示方法；湿度的变化；大气中水 汽凝结途径。? 重点：湿度的表示方法；湿度的日年变化。一、湿度的定义和表示方法?湿度(Humidity）：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。? ?绝对湿度(absolute humidity) 度）。单位为 g/cm3，g/m3。a：单位体积空气中所含水汽的质量（实际上就是水汽密 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，一般通过查算&湿度查算表&获得。? ?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，查算&湿度查算表&获得。? ?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。??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/E×100％。 当 f＜100％ 未饱和；当 f=100％饱和；当f＞100％过饱和。 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。??露点 (dew point)td：指空气中水汽含量不变且气压一定时,? 低温度使其空气达 降 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，水汽含量多，露点高;水汽含量少,露点低。通常以e为引数查算&露点查算表&获得。??温度―露点差(t-td ) ：饱和；t-td＞0它的大小反映空气距离饱和程度。t-td=0 度，说明相对湿度大，一般有雾或降水。未饱和； t-td愈大，f愈小。另外，若湿球温度趋于干球温
二、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。?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。?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。三、湿度的日年变化?水汽压的日年变化：日变化与气温的一致，最高值出现在午后，最低值在清晨。年变化与气温的年变化相似，最高值出现在7～8月份，最低值出现在1～2月份。?绝对湿度的日年变化：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。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）。?相对湿度的日年变化：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。四、大气中水汽凝结途径?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。?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（Ew-e）和风速的大小。饱和差和风速越大时,蒸发量越大。?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。五、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。 温湿度计四、大气中的逆温?逆温定义：在对流层中，某一时刻某气层温度随高度上升或不变的状态称逆温。逆温所在的气层称逆温层。（γ ＜0或γ =0 ）Z Z2逆温层Z1γ =00γ ＜0T??? ? ? ?逆温的种类（1）辐射逆温；（2）平流逆温； （3）下沉逆温； （4）湍流逆温； （5）锋面逆温。?逆温对天气的影响：逆温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输送。低层逆温，易发生雾或低云天气。第八节 云和降水? ?基本概念和知识点：云的定义；云的形成和分类；降水的性质；降水量。重点：云的物理分类；各种云的特征及伴随的天气；云的国际缩写符号；降水的性质； 降水量。一、云?(Cloud)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。??云的形成条件：水汽条件：充足的水汽使空气达到饱和状态。?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。?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，垂直发展的云块，底部水平，顶部 隆起呈圆弧状，云内不稳定，水平范围小。 种类：积云(Cu)、积雨云(Cb)和卷云(Ci)。晴天阵雨雷雨大风冰雹层 状 云??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)。?波 状 云??波状云：在稳定大气层结中，由大气波动作用所产生的云。常形成在逆温层上下。 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)?波 状 云的形成按云底高度分类二、降水?(Precipitation)降水：大气中的水汽凝结（或凝华）物，从空中降到地面 的现象。种类：雨、毛毛雨、冻雨（雨夹雪）、雪、冰雹、 冰粒、冰针等。 降水的性质： 连续性降水：指来自Ns和As的降水，具有持续稳定的性质， 常在10h以上。如暖锋降水。 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。? ???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，几十分钟到几 小时，常伴有阵性大风。降水量和降水强度? 降水（包括近地面凝结出的露水）未经蒸发、渗透、流失，在水平面上所积聚的水层深度，称为降水量，以mm为单位表示。 ? 单位时间内的降水量，称为降水强度。常用“mm/h” 、“mm/d”等单 位表示。我国气象部门规定的常用降水量分级情况如表所示。降雨量等级表等级 零星小雨 小雨 中雨 大雨 （单位：mm） 暴雨 大暴雨 特大暴雨 阵雨12小时 总降雨量24小时总 降雨量＜0.10.1～4.95.0～14.910.0 ～24.915.0 ～29.925.0 ～49.930.0 ～69.950.0 ～99.970.0 ～139.9100.0 ～199.9≥140.0＜0.10.1～9.9≥200.012小时内 阵雨累计 时间小于5 小时，降 雨量不超 过15 mm降雪量等级表等级 12小时 总降雪量 24小时 总降雪量 零星小雪 ＜0.1 ＜0.1 小雪 0.1～0.9 0. 1～2.4 中雪 1.0～2.9 2.5 ～4.9 大雪 ≥3.0 ≥5.0(单位：ｍｍ)阵雪 12小时内阵雪 累计时间不超 过5小时，降雪 量不超过3 mm第九节 雾和能见度? 基本概念和知识点：雾与航海的关系；雾的分类；我国近海雾的分布；世界海洋雾的分布 ；船舶测算海雾方法；海面能见度。? 重点：各种雾的定义和特点；雾的生消条件；我国近海雾的分布特征；世界海洋雾上的主要雾区；船舶测算海雾方法；海面能见度。雾(Fog)?一、雾的定义 ：由大量小冰滴、小冰晶或两者的混合体所组成悬浮在近地面气层中，使水平能见度小于0.5海里的天气现象。水平能见度在0.5～5海里,称轻雾(Mist) 。?雾与风暴不同，风暴伴随狂风、暴雨、巨浪呼 啸而来。雾则是静悄悄地来，造成一场混乱后， 又静悄悄地离去，雾是航海的天敌。二、雾与航海的关系?据世界海事组织统计，有60～70％的海事与雾有关系。雾不仅影响船舶的航行安全，还影响船舶天、地文的定 位。雾中含有许多有毒物质,对人体十分有害。(52年伦 敦的大雾，造成4800多人死亡,4个月后又死亡8000多人。 1922年，英邮轮“埃及”号在法国沿岸雾中与法破冰船“西奈”号相撞，船上的近百名旅客和8000公斤黄金,3万公斤白银一同沉入大海，故称“吞金夺银的雾”)。?雾在自然界中可以装点山川，使其呈现千姿百态，在军 事上作隐蔽物等。三、平 流 雾?(Advection Fog)1.定义：暖湿空气流经冷的下垫面，导致气温下降，水汽凝 结所形成的雾,称为平 流 雾，（又称海雾 sea fog） 。此 雾多形成于冷暖海流交汇处的冷水面一侧。 特点：??(1) 浓度、厚度大：雾滴浓密，能见度恶劣，有时小于50米。 厚达几十到几百米。(2) 水平范围广：遍及整个海区，最大可达30万平方公里。??? ?(3) 持续时间长：可数日不散。(4)大洋中无明显的日变化：一天中任何时刻均可发生。 (5)随风飘移：伸入大陆几十公里。2.平流雾形成条件?冷的海面和适当的海气温差:平流雾多形成于冷 暖海流交汇处的冷水面（表层水温低于20℃ ） 一侧。海气温差在0～6℃范围内，2～3℃时雾出 现的频率最大。?适宜的风场: 风力2～4级，风向与海水等温线垂 直，（如我国近海S-SE-E等)。 充沛的水汽：有源源不断的水汽输。低层逆温:层结稳定，抑制对流发展。? ?3.平流雾消散条件?? ? ? ?风向突变；（冷锋过境）风力增加；（大洋上风力再大有时也不散） 暖湿平流中断； 水--汽温差拉大； 近地面层结不稳定。四、辐 射 雾?(Radiation fog)定义：由下垫面辐射冷却，使低层气温降到露点 或以下时所形成的雾。? 见于陆地上，又称陆地 多 雾。 特点：四季均可发生，秋、冬频。范围、厚度均 较小。日变化明显，通常，夜间形成，? 晨最浓， 清 日出则散；可随风飘到海上10海里左右。??形成条件：晴夜，下垫面辐射强，水汽含量充沛， 低层微风，层结稳定。? 见于晴朗、微风、少云 多 的冷高压中心附近。（十雾九晴）五、锋 面 雾?(Frontal fog)定义：锋面上暖气团中的较暖水滴落到冷空气中，水 滴蒸发所形成的雾。多见于锢囚锋两侧、暖锋前和第 一型冷锋后。 特点：范围不大，浓度和厚度均小，随锋移动，持续 时间短，不受日变化影响。锋面雾?六、蒸 汽 雾?(Steam fog)定义：寒冷的空气覆盖在较暖的水面上，由水面 蒸发而形成的雾。多见于水面温度远高于空气温 度时，冬季较高纬度的早上多见。 特点：范围和浓度不大，厚度小，离水面几米， 有时遮不住大船桅杆，持续时间短。 形成条件：大的水气温差，即水温、气温差不应 小于15℃，空气层结稳定，与风速无关。北冰洋 蒸汽雾最有名。在我国见于冬季渤海和黄海。 蒸汽雾和锋面雾统称为蒸发雾。? ??七、 船舶测算海雾方法??1.干湿球温度表法用干湿球温差来判断：当干球温度高于湿球温度，并且差值向增大的趋势发展时，不会出现雾；差值愈来愈小，向成雾的趋势发展，差值趋于零出现雾。 实际上在海上，相对湿度达到80%时，就可能出现雾。2.露点水温图解法? ?当水温Tw高于露点温度Td时，不可能出现雾；当 Td- Tw≥2℃，且其它条件适当时，出现海 雾的概率为80%。成雾点消雾点露点水温曲线图3、天气形势判断法?在海雾多发区，应连续接收地面预报图和 表层水温图，分析是否存在成雾条件：适 当的环流条件，充足的水汽来源和冷的海 面条件。结合船舶单站观测资料进行分析 和测算。?下图是我国近海出现平流雾的四种典型天气形势：入 海 冷 高 压 西 部我国近海出现平流雾的四种典型天气形势气 旋 东 部副 高 西 伸 脊 西 部冷 锋 前 部 和 暖 区八、我国近海雾的分布?我国近是北太平洋多雾区之一。主要以平流雾为主，锋 面雾和辐射雾次之。? ? ?雾区分布：自渤海到北部湾基本呈带状分布。地理分布：南少北多 ，南窄北宽。 季节变化：南早北晚，从春到夏由南向北推进。南海北 部沿岸12-4月为雾季，2-3月最多。东海3-7月为雾季， 4-6月最多。黄海4-8月为雾季，6-7月最多。8月，除黄海北部外，我国整个沿海的雾骤然减少。?在渤海和台湾海峡东部雾较少，南海南部几乎没有雾。?我国近海三个相对多雾区：1.山东半岛南部成山头到石岛 一带，年雾日超过80天，最 多95天，曾发生连续雾日达 27天，有“雾窟”之称。2.闽浙沿岸到长江口一带，年雾日平均50～60天。 3.琼州海峡到北部湾一带，年 雾日平均20～30天。我国近海雾的成因?成因：主要与我国近海的 两支海流有关。 黑潮暖流：世界著名暖流 之一。由北赤道流在菲律 宾以东向北，到台湾岛东 南转向东北，分出一支称 台湾暖流。在日本西南分 出两支，一支流向日本海 ，称对马暖流。一支流向 黄海，绕过老铁山到渤海 ，称黄海暖流。?我国近海海流系统?沿岸冷流：大陆江河入海径流，包括辽南沿岸 流、辽东沿岸流、渤海 沿岸流、苏北沿岸流和 闽浙沿岸流等。夏季弱 小仅在渤海湾，冬季强 盛时达南海沿岸。?春、夏东南风不断地将 黑潮上空的暖湿空气输 送到我国近海，便在我 国沿岸冷水域上形成雾 区。九、世界海洋雾的分布?世界海洋雾区分布特点：春夏多，秋冬少；中高纬多于低纬；大洋西海岸多于东海岸；北大洋多于南大洋；大西洋多于太平洋。?日本北海道东部至阿留申群岛常年多雾:其成因主要是黑潮和亲潮交汇的结果，夏季最多，出现频率高达40％,是世界著名雾区之一。主要影响中-加和中-美西航线。?北美圣劳伦斯至纽芬兰附近海面终年多雾:春夏最盛，平 均每月超过10个雾日，最大频率达40％。成因主要是墨西 哥湾流与拉布拉多冷流交汇处，是世界最著名雾区。主要 影响欧-美航线。?挪威、西欧沿岸与冰岛之间海域常年多雾:夏 季雾很频，成因主要是北大西洋暖流与冰岛冷 流交汇形成。夏季多平流雾，秋冬季多锋面雾 和蒸汽雾。这一雾区位于北美与西欧和北欧的 主要航道上，尤其是英吉利海峡和多佛尔海峡 ，来往船舶众多，水流急且流向多变，再加上 雾频，船舶航行困难。据统计，此水域雾中撞 船事故在世界上首屈一指 南半球的整个西风带上终年有雾。信风带海洋的东岸??7月世界海洋雾的频率（%）北太平洋雾 区北大西洋雾 区1月世界海洋雾的频率（%）总分布特征:北大洋多于南大洋、大西洋多于太平洋、大 洋西部多于大洋东部、中高纬多于低纬、春夏多于秋冬。十、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。?能见度等级：能见度分成0～9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：?? ? ? ? ?能见度恶劣能见度不良 能见度中等 能见度良好Visibility badVisibility poor0-0.250.25-1.0 1～5 5～11n. milen. mile n. mile n. mile n. mileVisibility moderate Visibility good能见度很好 Visibility very good 11-27 能见度极好Visibility excellent ≥ 27 n. mile第 十 节? 基本概念和知识点：船舶船 舶 海 洋 水 文 气 象 观 测海洋水文气象观测意义、项 目、时次和程序；观测基本 要求和注意事项；各种气象 海洋要素观测方法。? 重点：各种气象海洋要素观测及记录方法；主要天气 现象符号。?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。? ?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:0000Z 、0600Z 、1200Z、1800Z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?? ? ? ?观测基本要求和注意事项基本要求： ⑴ 认真负责，严格按照规定进行测报； ⑵ 坚持实事求是的科学态度，严禁伪造记录； ⑶ 用铅笔将观测记录填写在记录表上，字迹端正，不要 涂改; ⑷ 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。? ?二、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。?四、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。 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。图解法求真风?以船位点作为坐标原点， 先画出船风矢量，矢量的 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。5节五、海面有效能见度的观测?视力正常的人在四周海面二分之一以上视野范围内所能见 到的最大水平距离，称为海面有效能见度。能见度以公里 （km）为单位。 在白天根据水天交界线的清晰程度判定海面有效能见度。 当水天交界线完全看不清楚时，则按经验判定。夜间观测 时，应先在黑暗处停留至少5 min，待眼睛适应后进行观 测，或根据月光、天黑以前能见度的变化趋势以及当时天 气现象和气象要素的变化情况，结合实践经验进行估计。 海面有效能见度记录一位小数，能见度不足0.1 km时记0.0。 当夜间无星光、无月光无法进行观测时，相应栏内记 “－”。??六、云的观测? ? ? ?云的分类、特征及典型天气 高云：卷云、卷层云、卷积云。 中云：高层云、高积云。 低云：层积云、层云、雨层云、碎雨云、积云、积雨云。??云量、云状的观测和记录云量观测包括总云量和低云量，云量用云遮蔽天空视野的 成数来表示，如云占天空的1/10时，云量记1，云布满全天 时，云量记10。云状按国际简写字母，分高、中、低三族 记入相应的栏内。若天空同时出现几种云时，按高、中、 低云和云量多少的顺序记录。??天气状况不明时云的记录因雾等天气现象使云量、云状无法辩明时，总、低云 量记10，云状栏记天气现象符号。若因烟、霾等现象 使天空云量、云状全部或部分不明时，总、低云量记 “-”， 云状栏记天气现象符号。??云的夜间观测夜间应站在没有灯光或灯光比较暗的地方进行观测， 根据星光的有无和模糊程度来判断是否有云或什么云。 高云一般都可见星光，Cs使星光模糊而均匀，Ci使星 光有的地方明亮，有的地方模糊。层状云（Ns、As、 St）一般都遮蔽全天，看不到星光。As使天空较明亮， Ns使天空较暗黑，St使天空均匀低暗。七、天气现象的观测? ? ? ? ? ? ?天气现象有100多种，主要掌握以下几种： 霾（Haze）：大量细微的尘粒、烟粒、盐粒等均匀的漂浮 在空中，使水平能见度小于5海里的空气混浊现象。（∞） 轻雾（Mist）：水平能见度在0.5～5海里的薄雾。（〓） 雷暴（Thunderstorm）：积雨云中产生的放电现象。 龙卷（Spout）：一种小范围的强烈旋风，外观上表现为从 积雨云底盘旋下垂的一个漏斗状云体。 雾（Fog）：悬浮在空中的大量微小水滴，使水平能见度小 于0.5海里。(≡) 毛毛雨（Drizzle）：稠密、细小而十分均匀缓慢的液态降水。微弱时徐徐下落，迎面有潮湿感，水面无波纹。 (，) ? 雨（Rain）：强度变化缓慢的滴状液态降水。（?）天气现象的观测? ?雪（Snow）：白色不透明的星状、六角形片状结晶固体降水。 雨夹雪（Rain and Snow）：雪和雨同时下降。?? ? ? ? ?阵雨（Showery Rain）开始和停止都较突然、强度变化大的液态降水?阵雪：（Showery Snow）开始和停止都较突然、强度变化大的固态降水。 阵性雨夹雪（Thunder Rain and Snow）：开始和停止较突然、强度变大。 冰雹（Hail）：坚硬的球状、锥状或形状不规则的固体降水。 雷雨（Thunder Shower）：雷暴和降水同时出现。 水平能见度?1.0km的天气现象。沙尘暴(Sandstorm)：由强风将地面大量尘沙吹起，使空气混浊，天色昏黄， 扬沙: Vs 在1-10km， 浮尘: 漂浮在空中Vs ? 10km。S? ?八、海浪的观测?海浪的观测主要包括浪高、浪向和周期的观测。浪高 是指相邻波峰和波谷之间的垂直距离，单位为米。观 测时根据浪的特征区分出风浪和涌浪，在较远处各挑选3～5个显著大波求取平均值为相应风浪和涌浪的波高。涌浪传来的方向称涌浪向，可以用罗经上的方位 仪进行观测，以度为单位。周期是指两相邻的波峰（或波谷）相继通过一固定点所需时间，单位为秒，一般连续观测10个较大波浪的周期，然后求平均值作 为所测结果。??九、表层海温和海水采样的观测表层海水温度是指海表面到水深0.5米之间的水温，单 位为摄氏度（℃），使用专用的表层海水温度表进行 观测。每天世界时06点按要求采集水样一瓶。?海水采样：每天06Z测水温时采水样一瓶；采集量至少250ml；采用密封性能好的样品瓶 ，样品必须放在 室内阴暗处，待到港后交测报管理部门。??十、海发光的观测夜间海面出现的浮游生物的发光现象称为海发光。观 测时，站在背光的黑暗处，按发光程度分级填写。第二章 海洋学基本知识? ? ? ? ?第一节 海洋概况 第二节 海流 第三节 海 浪 第四节 海温和海冰 第五节 海洋污染第一节 海洋概况基本概念和知识点：海洋概况；洋、海；海湾；海峡。重点：洋、海；海湾；海峡；海洋概况?海洋的面积占地表总面积的70．8％，海水的密度一般为 1.01～1.03 g cm-3，平均盐度为35‰。?洋 (Ocean)：面积广，约占海洋总面积的89%，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。 世界大洋是互相沟通的。根据岸线的轮廓、底部起 伏和水文特征，将世界大洋分为太平洋、大西洋、 印度洋和北冰洋四大洋。?太平洋:东西宽约19000km，南北最长约16000 km，面积约1.8亿平方千米，占世界海洋总面积的50%，超过 了世界陆地面积的总和。平均深度为3957m，马里亚纳 海沟的最深处可达11034 m。?大西洋:面积为9336.3万平方千米，约占海洋总面积的25.4%。平均深度为3627 m，最大深度为9219 m。?印度洋:总面积7491.7万平方千米，约为海洋总面积的1/5。平均深度为3897 m，最深为7729 m。?北冰洋:大致以北极圈为中心，面积仅为1500万平方千米，不到太平洋的十分之一。是世界大洋中最小的平均深度为1097 m，最深为5499 m。?海(Sea)：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（浑浊），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联线，分割黄海，面积约9万7千平方千米，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42万平方千米，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75万平方千米，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多万平方千米，平均深度1000米以上。?我国拥有300万平方千米的海洋国土和约1.9万千米的海岸线。?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。世界上可通航的海峡约有130个，其中较重要的有40多个。海峡的特点是流急、速大、多涡旋。第二节 海流? 基本概念和知识点：海流概念；海流的分类；大洋环流；? 重点：风海流；地转流；补偿流；世界大洋表层风海流的分布；我国近海的海流。海流（Ocean Current）一、概述?海流定义:是指海洋中的海水具有相对稳定速度的流动，它 是海水运动的形式之一。 流向: 海流的方向是指去向，常用8个方位或以度为单位 表示。例如，由西向东的流，流向为900，称为东流。海流 的主轴是指海流流动方向上流速最大点的连线。海流的规 模常用流幅来表示，流幅是指垂于主轴的水平宽度和上下 厚度。海流的强弱常用平均流速或平均流量表示。 流速: 流速的单位常用Kn（节）和n mile/d（海里/日） 表示。??海流的分类?海流按其成因分为:风海流、地转流、补偿流和潮流 。风海流是海洋上最主要的海流，其强度较强。风海 流是在海面风作用下形成的海水流动。 海流的成因主要是盛行风带、地转偏向力、和海陆 地形分布等因子共同作用的结果。 实际上由单一原因产生的海流极少，往往是几个因 子共同作用的结果，但有主次，近海以潮流为主， 外海多风海流和梯度流。???按海流的温度分类：?暖流(Warm Current)：流动水团的温度比它所流经海区的 水温高称暖流。一般从低纬向高纬流动的海流为暖流。 冷流(Cold Current)：流动水团的温度比它所流经海区的 水温低称冷流。一般从高纬向低纬流动的海流为冷流。??中性流(Neutral Current)：流动水团的温度比它所经过海区的水温相差不大称中性流，一般东西向的流。?按照海流方向与海岸的相对位置：可以分为向岸流、离岸流和沿岸流。2.海流的表示方法海流传真图?海流一般变化缓慢， 比较稳定，常见的有 旬和月两种海流图。 图为东京JMH台发布 的 1989 年 7 月 中 旬 的 表层海流图。图中箭 矢表示流向，不同形 式的箭杆表示不同流 速。对马暖流?亲潮黑潮平均流速海流流线图图中将海域分为1??1? 的网格，每个方格中的 箭矢表示该月的合成海 流方向，左下角数字表 示该月总观测次数，右 上角数字表示该区域内 的平均流速（kn），方 格内不标数字的是季节 合成流。该月总观测次数?海流花（Current Rose）图:矢向表示各网格区中该方向上的流向， 矢量长度表示该方向流速出现的频率 。平均流速则以矢量的粗细或者不同 形式的箭矢表示。例如，图中，圈内 数字87表示观测次数，其中流速小于6 n mile／d的占6％。东南流有三种流 速：流速6～12 n mile／d的占14％， 流速 25～48 n mile／d的占 15％，流 速49～72 n mile／d的占15％。本月东 南流占总数的44％，各个方向的流速 ≥6 n mile／d的流加起来总数占95％。 这种图多见于航海气候资料中。频率海流花图东南流平均流速3.表层风海流成因及特征?风海流(Wind Current) ：包括风生流和漂流 ，是在海面风作用下形成的海水流动。通常将大范围盛行风所引起的流向、流速常年都比较稳定的风海流称为定海流，亦称为漂流或吹流。而将某一短期天气过程或阵风形成的海流称为风生流。其流速和流向随风向、风速而变化。?表层风海流的流速:?无限深海的风海流表层流速可用下面经验公式计算 ：v0?0.0247w m/s sin ?式中：V0为流速（kn），W为海面风速（m/s），φ 为 纬度。此式表明：漂流的流速与海面风速成正比，与所在纬 度正弦的平方根成反比。表层风海流的方向和大小 ?表层风海流的流向：在无限深海中，由于地转偏向力作 用，表层风海流的流向在北 半球偏于风去向之右约45?， 在南球偏于风去向之左约45? 。?在浅海中，流向与风向几乎 一致。 偏转（北半球），流速随深 度增加逐渐减小。（见图）?风海流流向随深度增加向右4.地转流及其他类型海流?地转流又称梯度流。它是指当海面发生倾斜时，海水的水 平压强梯度力和水平地转偏向力平衡时的稳定海流。按引 起等压面倾斜的原因不同，分为倾斜流和密度流。 倾斜流(Slope Current)：是在不均匀的外压场作用下的梯 度。海洋上大气压分布不均匀，使海面发生倾斜而产生海 水的流动。 测者背流而立，右侧等压面高，左侧等压面 低。倾斜度越大，水平压力梯度越大，流速就越大。密度流(Density Current)：由于海水密度分布不均匀引起 等压面倾斜而产生的梯度流。测者背流而立，右侧等压面 高，密度小（温度高），左侧等压面低，密度大（温度低 ）,（南半球相反）。???补偿流(Compensation Current)：某处海水流失，其它地方的海水流过来补充，称为补偿流。补偿流 既有水平方向的，也有垂直方向的。在有上升流的 海区出现低温。?潮流(Tidal Current)：潮波运动中水质点沿水平方向的周期运动。在大洋上，潮流的量值极小，主要 考虑风海流，在近海，潮流的量值不可忽视，常有 强大的潮流。?航海学中详述。二、 世界大洋表层海流模式1.信风流和赤道逆流： 在赤道区3.东边界流：西风漂流在大 有一支从东向西的海流，即 北 洋东岸流向低纬的海流。东 赤道海流（NEC）和南赤道海流 边界流流动缓慢，幅度宽广 (SEC)，南北赤道海流之间有一 支从西向东的赤道逆流。 具有寒流性质。2.西边界流和西风漂流：在西风 4.大洋两岸的海流在强度上 带中，海流基本上自西向东流 ，西边界流大多来自热带洋面 不对称，大洋西边界的海流 ，水温高，流速大，是较强的 比东边界的海流窄而强。如 暖流。在南半球三大洋的西风 墨西哥湾流和黑潮均为强暖 海流彼此沟通，形成一个连续 流。 的水环。又称西风漂流。三、大洋表层海流系统?北太平洋主要海流?北赤道海流→黑潮→北太平洋海流→加利副尼亚 海流，构成北太平洋中低纬顺时针环流系统；北 太平洋海流→阿拉斯加海→阿留申海流→亲潮， 构成北太平洋中高纬逆时针环流系统；南太平洋主要海流??南赤道流→东澳大利亚暖流→西风漂流→秘鲁海 流，构成南太平洋逆时针环流系统。??北大西洋主要海流在中低纬地区，由北赤道海流→安的列斯海流→ 墨西哥湾流→北大西洋海流-加那利海流形成北大 西洋中低纬海域的顺时针环流系统；北大西洋海流→爱尔明格海流→拉布拉多海流，构成北大西洋上中高纬度的逆时针环流系统。??南大西洋主要海流南赤道海流→巴西海流→西风漂流→本格拉寒流，构成南大西洋反时针环流系统。?北印度洋主要海流北印度洋海流属于季风环流系统：在东北季风期间 ，由西南季风流和赤道逆流相接，形成北印度洋冬 季反时针方向的环流流系。在西南季风期间，由东北季风流、南赤道海流和索 马里海流组成北印度洋夏季顺时针方向的环流流系 。?南印度洋主要海流主要由南赤道流→马达加斯加海流→西风漂流→西 澳大利亚海流组成一个反时针方向海流系统。Distribution of Current in the world Ocean四、其他海域的海流?中国近海海流 ?渤海、黄海和东海海流? 外海暖流：台湾暖流、对?马暖流、黄海暖流。黄海暖流 冬强夏弱，北进南出，从渤海 海峡北部流入渤海，南岸流出。 沿岸冷流：辽南沿岸流、辽 东沿岸流、渤海沿岸流、苏北 沿岸流和闽浙沿岸流等组成。 自北向南流动。? ?南海海流 主要受季风影响 ，在东北季风期 间大部分地区为 西南流。 在西南季风期间 大部分地区为东 北流。??红海和亚丁湾的海流：在东北季风期间，亚丁湾是西向海流 ，过曼德海峡进入红海；在西南季风期间，亚丁湾是东向海 流，红海海流过曼德海峡进入亚丁湾。?地中海和黑海的海流：地中海和黑海的海流系统呈逆时针方 向流动，其中非洲沿海基本上是东流，欧亚沿海是西流。第三节 海 浪（SeaWave)? 基本概念和知识点：海浪概述；波浪要素；波浪的分类；各种波浪特征；? 重点：风浪、涌浪和近岸浪； H1/3有效波高；流波效应和海气温差对波浪的影响；海 浪（Sea一、波浪概述?Wave)海浪是海水运动的重要形式之一，对船舶航行有 极大的影响。大的海浪造成航速下降，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”使船体结构变形，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、风暴潮等。?1.波浪要素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λ ：相邻的两个波峰（或波谷）间的水平距离，单位米； 波陡δ ：波高与波长之比（? =H/?），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：?? cT
2.波浪的分类（按成因分类）?风浪(Wind Wave)?? ? ? ?涌浪(Swell)近岸浪(Coastal Wave) 风暴潮(Storm Surge)： 海啸(Tsunami)： 内波(Internal Wave)：?潮汐波(Tidal Wave)：二、风 浪涌浪和近岸浪??风浪(Wind Wave) ： 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: 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。 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。 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。?风浪的过渡状态定常状态：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。风浪随风区长度的分布?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H/λ 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，一部分消耗于涡动引起的摩擦，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。??2.涌浪(Swell) : 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。?涌浪特征：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。?3.近岸浪 (Coastal Wave)：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。4.有效波高?平均波高：Hp=（H1+H2+H3+?Hn）/n，其中n为观测到 的波的总个数，H1，H2，...Hn为各实测波的波高。 合成波高：H = √HW2 + HS2 部分大波的平均波高：将观测到的波高按大小排列起 来，取最高的一部分波的波高计算平均值，称为部分 大波的平均波高。一般计算H1/100，H1/10，H1/3，它们的 意义是，若观测1000个波，则分别代表其中最高的10 ，100，333个波的平均波高（有效波高）。? ??有效波高H1/3：是波浪预报的一个重要指标。有效波高H1/3?设有效波高H1/3为一个单位，则其他几种统计 波高与H1/3的比值如下：?H：0.63；H1/3：1.0；H1/10：1.27；H1/100：1.61；?H1/由此可知，H1/3大于平均波高，在100个连续波 中有一个大波的波高超过H1/3的1.5倍稍多些， 在1000个连续波中有一个大波的波高接近H1/3 的2倍。流波效应和海气温差对波浪的影响?流波效应: 波浪与海流成一定角度时，海流会影响波浪的 波高、波速和传播方向等。当波浪与海流相向或接近于相向 时，波高会增大20～30%（流速为2～3kn，风速为10～15m/s ）。如黑潮流域上冬季风形成的波浪常增大。?海气温差: 在风速相等的情况下，气温低于海温时的波高比 海气温度相等时的大。据统计，气温比海温每低1 ℃ ，波高 增大约5%。如气温比海温每低10 ℃ ，波高增大约50%。 在冬季西北太平洋中高纬海域，强盛的锋面气旋，气温低于 海温，加之流波效应，有时出现比预料高2-3倍的异常大浪， 是海事多发的海域，有“魔鬼海域”之称。?四、深水波和浅水波?按波长相对于水深的大小分类：分为浅水波和深水波。?深水波：波长远小于海深的波，当水深大于二分之一波长时可忽略海底摩擦作用。通常将水深大于二分之一的表面波 ，定义为深水波。C ? 1.5T? ?波速与波长和周期有关，与水深无关。理论上证明：深水波中海面上水质点运动的轨迹是以波高为 直径的圆。当水质点运动到最高位置时，其运动方向与波向 一致（为0）。当水质点运动到最低位置时，其运动方向与 波向相反（180）。当水质点在自己的平衡位置附近完成一 次圆周运动时，整个波形就向前传播一个波长的距离。?浅水波：波长远大于海深的波，浅水波的波长至少是水深的20倍（ ?/h ? 20 ）。c??gh由于海底摩擦的影响，浅水波速取决水深， 水越深，波速越大，与波长和周期无关。 浅水波中水质点运动的轨迹为椭圆。?五、群波和驻波群波 (Group of Waves)： 海洋中的波浪常以“群”的形式出 现，通常称为群波。设两列波向、振幅相同，波长和周期稍 有差别的正弦波相互叠加，叠加以后的合成波形如下图。驻波(Standing Wave)：由两列波向相反的正弦波叠加，可以得到一种波形不向前传播的波，波面只在原地振动， 称为驻波。海滨峭壁处常出现驻波，台风眼区的“金字塔浪 ”就是驻波。波腹处的水质点只作垂直运动，波节处的水质 点只做水平运动。第四节 海温和海冰?基本概念和知识点：表层海温分布；我国近海的水温；海温的日年变化；厄尔尼诺和拉尼娜现 象。海冰；冰山；冰山的漂移规律；船体积冰； 海洋污染 。?重点：冰山；冰山和浮冰的漂移规律；船体积冰。海温(Sea-waterTemperature)一、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。 1．表层海温分布: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。2．海温的垂直分布:垂直分混合层、温跃层和恒温层3.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。??4．海温的日年变化大洋表层水温的日变化很小，日较差通常小于0.4℃。最 高水温出现在下午2～3时，最低水温出现在早晨6时左右 。通常纬度越低，日较差越大，冬季日较差较小，夏季较 大。 大洋表层水温的年变化，一般比气温的年变化滞后1～2个 月，北半球月平均最高值出现在8～9月，最低值出现在2 ～3月。在赤道、热带海区以及寒带海区年较差较小，一 般只有2～3℃；温带海区较大，为5～10℃。 与气温的周期性变化相比，表层水温的日、年变化有2个 特点：一是水温的变化幅度比气温小；二是水温的变化位 相落后于气温的变化位相，且冬季水温高于气温，夏季水 温低于气温。??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；29~37 ℃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。?二、厄尔尼诺和拉尼娜现象?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??三、海水密度和盐度?海水的总质量约为地球质量的1‰。由于海水中含有大量 盐分，海水的密度是盐度、温度和压力的函数，一般为 1.01～1.03 g cm-3。 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。大洋表面盐度分布：平均北大西洋的?盐度最高（35.50‰），南大西洋和南太平洋次之（35.20‰），北太平洋最低（34.20‰）。经向分布赤道地 区盐度较低（约为35?），副热带海区盐度最高（36～37?），向两极又逐渐降低，极地地区盐度最低（约为34?以下）。四、海?冰（Sea Ice）海冰: 广义的海冰是指海洋中各种冰的总称，它包括海水本身结冰和由大陆冰川，江河流入海洋中的陆 源冰。主要是浮冰、岸冰和冰山三大类。海冰能破坏港口设施，造成港口封冻，航道阻塞。流冰，特别是冰山(Iceberg)严重威胁船舶的航行安全。?冰源：1. 由海水直接冻结而成的冰，称咸水冰。2. 江河的流冰和陆地冰川的崩裂流入海洋的冰，称淡水 冰。海冰的形成与分类?形成：纯水最大密度时的温度为4℃，冰点为0℃。海水最大密度时的温度和冰点都随盐度而变化。盐度越高，冰点越低，海水的平均盐度为35?，对应的冰点为-1.9℃。海水结冰过程、结冰速度和物理性质都与纯水冰不同。海水结冰除与海水盐度和长期冰点下的温度有关外，还与盐度的垂直分布和海深有关。?分类：按海冰的运动状态，可分为固定冰和流冰两类。按发展阶段可分为初生冰、尼罗冰、饼冰、初期冰、一年冰和老年冰六大类。?除了固定冰外，漂浮在海面上的大大小小、厚度不一、能够随风和海流漂移的的冰块，都属于流冰。根据海区中流冰的密集度（海冰覆盖的面积与海区总面积之比）又可分为开阔水面、稀疏流冰、密集 流冰、密接流冰和密结流冰。?开阔水面：指海冰密集度小于1/10（或1/8）,可以自由航行的海区；当没有海冰时，即使出现冰山，亦称无冰区。?稀疏流冰：密集度为4/10～6/10（或3/8～小于6/8）的流冰。其中有水道和冰间湖，流冰块一般彼此不联接。?密集流冰：密集度为7/10～8/10（或6/8～小于7/8），其中大部分流冰互相联接。? ? ?密接流冰：密集度为10/10或8/8。在这种情况下见不到水。 密结流冰：密接流冰彼此冻结在一起，称为密结流冰。 冰脊或冰丘：在某种条件下，流冰沿着海岸搁浅时，流冰受到挤压向上堆积一定高度，形成一道冰脊或冰丘，高度达20余 米。这种情况多发生在北冰洋的邻接海区中。冰山?冰山:从冰川分离下的，高出海面5m以上的各种形状的巨 大冰块称为冰山(Icederg）（陆源冰 ）?形成：极地地区不断降雪，在重力作用下低温凝固变成冰，形成了两极的冰帽，厚度达几千米。冰在高压下向 四周流动称为冰川，移动速度约为30m/天，当巨大的冰 川流到海洋沿岸断裂成巨大的冰块，并随海流和风漂流 称为冰山。 冰山的水上部分与水下部分比较：海冰的密度一般为 0.86―0.92g?cm-3, ，海水的密度为1.03g?cm-3。因 此，形状规则的冰山体积水上部分只占冰山整个体积的?1/10。冰山露出海面的高度为总高度的1/7～1/5。冰山和浮冰的漂移规律?影响海冰漂流的主要因素是风和海流?在无风海域: 冰山和浮冰随流漂移，其漂移的速度和方向与海流一致。?在无流海域: 冰山和浮冰随风漂移，其漂移的方向在北半球偏离风的去向之右约28?，在南 半球偏离风的去向之左约28?，漂移速度大约 为风速的1/50。船舶临近冰区的征兆? ? ? ? ?海水温度急剧降低时，表明前方可能有海冰存在。 出现小块浮冰，可能听到冰块相互撞击的响声。 在流冰边缘处经常出现浓雾屏带。 望见远处海面反射出的光芒。 在大风浪区航行，突然波浪减弱或海面变的平静，表明其 上风有冰域存在，这是因为海冰阻碍了波浪的运动。 听到海浪在冰中的冲击声或海冰因风浪的压挤而发出碎裂 的声音，或冰山的融碎声、倒塌声。 在空阔的海面上听到本船汽笛的回声。??五、船体积冰?冬季高纬度航行，当气温很低，海上风浪较强时，波浪飞沫 在空气中变成过冷水滴，一碰到船体时便发生冻结，形成船 体积冰（又称重冰集结或甲板冰）。易发生在海水温度为5 ℃以下海域船体积冰主要发生在船体、甲板、上层建筑或天线上。它可 折断天线，阻隔通信，使雷达失效，严重时能使船舶重心上 升或偏移，稳性破坏，使船舶失去平衡而发生突然倾覆。冬 季在黑海、亚得利亚海里的“布拉风”既典型的代表。??船舶在发生船体积冰的海域航行时，应经常改变航向或航速 。积冰严重时，应将船舶驶往开阔海域或较暖海域。第三章 天气系统及其天气特征第一节 气团与锋第二节 锋面气旋第三节 冷高压第四节 副热带高压第五节 热带气旋 第七节 热带辐合带、东风波、热带云团 第八节 中小尺度天气系统第一节 气团与锋?基本概念和知识点：气团的定义；气团的形成条件；气团的分类；气团变性：影响我国的气团 。锋的概念；锋的分类；锋面天气。?重点:气团的热力分类；冷、暖气团的天气特征；锋的分类；锋面天气。?天气变化是十分复杂的，同一时刻不同地区天气 不同，同一地区不同时刻天气也不同。这种天气变化和天气现象是由大气的物理性质和大气中的运动过程所决定的。而大气的不同物理性质是大 气运动过程中同地理环境不断作用下形成的。地 球表面十分宽广，地表性质十分复杂，在其上面 运行着的空气必然具有多种多样的物理性质，正是由于这些性质不同，从而形成了各种不同性质的气团，并引起各种不同的天气现象。一、 气团?(Air Mass)定义：在广大空间里存在着水平方向上物理属性（主要指温度、湿度和稳定度等）相对比较均匀的大块空气,称气团。? ? ?水平范围:几百到几千公里不等。 垂直范围:可达几公里到十几公里。 在同一气团内，气象要素(如温度）的变化相 对比较小。水平温度梯度一般小于12℃/100km。1.气团的形成?形成条件?大范围物理性质比较均匀的下垫面 稳定的环流条件?2.气团的分类??(地理分类)冰洋气团(Arctic air mass) ：65?以上的极区。冰洋大陆气团（Arctic continental air mass AC ） 特征：干冷、气压高、晴朗、稳定。 冰洋海洋气团（Arctic maritime air mass Am）?特征：与AC相近， 夏季从海洋获得}