航海气象与海洋学讲义 第一章气象要素及其观测 第一节大气和海洋概况 第一小节 大气的组成 干洁空气(Dry Air》 1、主要成分：氮气(N2)、氧气(02)，二者占空气总容积的99% 2、次要成分：二氧化碳(C02、臭氧(03)、氢气、惰性气体，体积比不足1% 3、易变成分：（质量易变）二氧化碳(C02)、泉氧(O3) 4、对气温有影响的成分 氧化磷 (C02 一吸收和放射长波辐射，产生温室效应 臭氧(O3) ·吸收紫外线 5、干洁空气的分子量：28.966 二、水汽(Dour) 1、来源：地表的蒸发 2、水平分布 ,海洋多于陆地 沙漠最少 3、垂直分布：低空多于高空，随高度升高水汽含量迅速减少 4、特点： 1)在自然条件下，水汽是大气中唯一能发生相态变化的气体，是天气演变的主角。 2)具有吸收和放射长波辐射的性能，加上在水相变化中伴有凝结潜热的吸收或释放，对气 温产生影响。 5、湿空气(Wet Air):含有水汽的空气 三、杂质 1、杂质：悬浮在大气中的同体或液体颗粒，又称为气溶胶粒子，包括水汽凝结物（水滴、 冰晶)、微小盐粒等 2、对大气的影响：使能见度隆低：作为水汽凝结的凝结核 3、城市污染监测的主要成分：总悬浮颗粒物，二氧化硫、氧化物 第二小节 大气的垂直结构 一、大气的垂直范围和垂直分层 1、空气密度：标准状况下，近地面附近干空气的密度为1293gm3 2、大气上界：大气与星际空间 的分 面， 通常以“极光”出现的最大高度1000km作为大 气上界的高度 3、垂直分层： 1)分层依据：气温和水汽的垂直分布、大气的扰动程度和电离现象等 2)分层：自地面向高空，大气分为对流层、平流层、中间层、热层、散逸层 3)平流层：空气以水平运动为主，且水汽极少，类似对流层中的云很难生成 4)热层 又称电离层，对远程无线电通讯具有重要意义 二、对流层(Troposphere)的主要特征 1、对流层的厚度：平均10km:在赤道最厚，向两极减小：夏季厚，冬季薄 云、雨、雾、雪等主要天气现象发生在该层，是气象学研究的重点层次 2、三个主要特点：
航海气象与海洋学讲义 第一章 气象要素及其观测 第一节 大气和海洋概况 第一小节 大气的组成 一、干洁空气（Dry Air） 1、主要成分：氮气（N2）、氧气（O2），二者占空气总容积的 99％ 2、次要成分：二氧化碳（CO2）、臭氧（O3）、氢气、惰性气体，体积比不足 1％ 3、易变成分：（质量易变）二氧化碳（CO2）、臭氧（O3） 4、对气温有影响的成分： 二氧化碳（CO2）――吸收和放射长波辐射，产生温室效应 臭氧（O3）――――－吸收紫外线 5、干洁空气的分子量：28.966 二、水汽（Vapour） 1、来源：地表的蒸发 2、水平分布：海洋多于陆地，沙漠最少 3、垂直分布：低空多于高空，随高度升高水汽含量迅速减少 4、特点： 1) 在自然条件下，水汽是大气中唯一能发生相态变化的气体，是天气演变的主角。 2) 具有吸收和放射长波辐射的性能，加上在水相变化中伴有凝结潜热的吸收或释放，对气 温产生影响。 5、湿空气（Wet Air）：含有水汽的空气 三、杂质 1、杂质：悬浮在大气中的固体或液体颗粒，又称为气溶胶粒子，包括水汽凝结物（水滴、 冰晶）、微小盐粒等 2、对大气的影响：使能见度降低；作为水汽凝结的凝结核 3、城市污染监测的主要成分：总悬浮颗粒物，二氧化硫、氮氧化物 第二小节 大气的垂直结构 一、大气的垂直范围和垂直分层 1、空气密度：标准状况下，近地面附近干空气的密度为 1293g/m3 2、大气上界：大气与星际空间的分界面，通常以“极光”出现的最大高度 1000km 作为大 气上界的高度 3、垂直分层： 1) 分层依据：气温和水汽的垂直分布、大气的扰动程度和电离现象等 2) 分层：自地面向高空，大气分为对流层、平流层、中间层、热层、散逸层 3) 平流层：空气以水平运动为主，且水汽极少，类似对流层中的云很难生成 4) 热层：又称电离层，对远程无线电通讯具有重要意义 二、对流层（Troposphere）的主要特征 1、对流层的厚度：平均 10km；在赤道最厚，向两极减小；夏季厚，冬季薄 云、雨、雾、雪等主要天气现象发生在该层，是气象学研究的重点层次 2、三个主要特点：
1)气温随高度的升高而降低，每升高100m,气温平均下降0.65℃，该值称为平均气温（垂） 直（递）减率，用表示，即=0.65C/100m 实测的气温直减率以T表示。 通常 气温随高度升高而降低 有时，气温随高度升高而升高，T<0,称为逆温，出现逆温的空气层称为逆温层 或，气温随高度升高基本不变，T=0,称为同温，出现同温的空气层称为同温层 2)有强烈的对流和乱流运动 3)气象要素（如温度、湿度等）在水平方向上分布不均匀 对流层的垂直分层 1)根据 大气运动的不同特正 2)摩擦层：下界一一地面，上界一一距地面1km高度，必须考虑摩擦力对空气运动的影响， 空气运动复杂 3)自由大气：下界距地面1km(摩擦层顶)，上界一一对流层顶，摩擦作用小，可忽路不计 中纬度地区上空盛行西风，风速随高度升高而增大，形成高空急流（风速≥30/s)。 4、对流层顶：厚度约为1~2km的同温甚至逆温层，对发展旺盛的积雨云顶有阻挡作用， 是云顶平衍成砧状。 第三小节 大气状态方程 一、状态方程 l、干空气的状态方程：P=PdRdT 干空气的：P一—气压，pd一一密度，Rd一一比气体常数，T一一气温 2、水汽的状态方程：-aR 水汽的 密度（绝对湿度），Ra 一比气体常数，T一一气温 3、湿空气的状态方程：P=pwRdTV TV=Ir1+0.378e/P) 湿空气的：P 气压，pW—一密度，T一气温，TV一一虚泪 二、两个结论： 1)气温、气压相同时，干空气的密度大于湿空气的密度 2)气压相同时，干冷空气的密度比暖湿空气大得多 第二节 气温 气象要素一一表征大气状态的物理量或物理现象，如气温、湿度、气压、风、云、能见度、 客、雷暴、雨、雪、冰雹等。 第一小节 气温 气温的定义和单位 I、气温(Air Temperature:表示空气冷热程度的物理量 2、三种常有温标之间的换算关系： 1)三种温标对纯水冰点和沸点的定义： 冰点 沸点 等分 摄氏温标（℃） 100 华氏温标（下 32 212 180 绝对温标(K) 273 373 100 2)三种温标的换算关系 已知X℃，则对应的
1) 气温随高度的升高而降低，每升高 100m，气温平均下降 0.65℃，该值称为平均气温（垂） 直（递）减率，用表示，即＝0.65℃/ 100m。 实测的气温直减率以Υ表示。通常，气温随高度升高而降低，Υ>0 有时，气温随高度升高而升高，Υ<0，称为逆温，出现逆温的空气层称为逆温层 或，气温随高度升高基本不变，Υ＝0，称为同温，出现同温的空气层称为同温层 2) 有强烈的对流和乱流运动 3) 气象要素（如温度、湿度等）在水平方向上分布不均匀 3、对流层的垂直分层： 1) 根据——大气运动的不同特征 2) 摩擦层：下界——地面，上界——距地面 1km 高度，必须考虑摩擦力对空气运动的影响， 空气运动复杂 3) 自由大气：下界距地面 1km（摩擦层顶），上界——对流层顶，摩擦作用小，可忽略不计。 在自由大气中，空气运动规律清楚，常用距地面 5500m(500hPa)高处的空气运动表征整个对 流层大气的运动趋势。 中纬度地区上空盛行西风，风速随高度升高而增大，形成高空急流（风速≥30m/s）。 4、对流层顶：厚度约为 1～2km 的同温甚至逆温层，对发展旺盛的积雨云顶有阻挡作用， 是云顶平衍成砧状。 第三小节 大气状态方程 一、状态方程 1、干空气的状态方程：P=ρdRdT 干空气的:P——气压，ρd——密度，Rd——比气体常数，T——气温 2、水汽的状态方程：e=aRaT 水汽的:e——气压，a——密度(绝对湿度)，Ra——比气体常数，T——气温 3、湿空气的状态方程：P=ρwRdTV TV=T(1+0.378e/P) 湿空气的:P——气压，ρW——密度，T——气温，TV——虚温 二、两个结论： 1) 气温、气压相同时，干空气的密度大于湿空气的密度 2) 气压相同时，干冷空气的密度比暖湿空气大得多 第二节 气温 气象要素――表征大气状态的物理量或物理现象，如气温、湿度、气压、风、云、能见度、 雾、雷暴、雨、雪、冰雹等。 第一小节 气温 一、气温的定义和单位 1、气温（Air Temperature）：表示空气冷热程度的物理量 2、三种常有温标之间的换算关系： 1) 三种温标对纯水冰点和沸点的定义： 冰点 沸点 等分 摄氏温标（℃） 0 100 100 华氏温标（℉） 32 212 180 绝对温标（K） 273 373 100 2）三种温标的换算关系 已知 X℃，则对应的
华氏温标Y(℉)=9·X5+32 绝对温标Z(K)=273+X 若已知Y下，则对应的 摄氏温标X(℃)=5×(Y-32)9 绝对温标Z(K)=273+5×(Y-32)9 二、太阳、地面、大气辐射 太阳细射：一种短波辐射 地面辐射。 一种长波辐 大气辐射：波长与地面辐射波长几乎相同，也是长波辐射 大气逆辐射：大气辐射是向各个方向的，其中向地面的那一部分，因刚好与地面辐射方向相 反，故称之一。 结论：太阳辐射是地球表面和大气唯一的能量来源，但大气受热的主要直接热源是地球表面 的长波辐射 空气的增热和冷却 1、气温的非绝热变化 实现气温非绝热变化的方式（物理过程）有： 1)辐射：长波辐射是地面和大气之间交换热量的主要方式。 2)对流与平流： 对流(Convection )一一空气在垂直方向上有规则的升降运动，是上、下层空气热量传 递的方式之一。 平流(Advection) -大范围空气的水平运动（风），同时伴有某种物理量的输送，是 不同地区空气交换热量的主要方式。 3)水相变化：蒸发和凝结也可实现地面与大气、空气块与空气块之间交换热量。 4)乱流：又叫湍流(Turbulence),指空气微团的无规则运动。 一般只发生在贴近地面k 以下的摩擦层内。乱流可使热量、水分和微尘在各个方向上分布趋于均匀 5)热传导：通常不予考虑。 2、气温的绝热变化 1)干绝热变化 定义：干空气块或未饱和湿空气块在绝热上升或绝热下降过程中温度的变化 (因没有水汽的增加或减少，故没有凝结潜热的释放或吸收) 空气块绝热上升，体积膨胀，对外作功，消耗自身内能，气温下降 空气块绝热下降，外界压缩气块对气块作功，气块内能增加，气温升高 b.干绝热直减率：以Td表示，指在干绝热过程中，气块温度随高度的改变率。 据计算，Td=0.98K/100m≈1℃/100m ,干空气块或未饱和湿空气块每绝热上升100米，气温下降1℃，每绝热下降100米 c.干绝热线(Td线)：因Td是常数，故Td线是斜率不变的直线（见图2-2） 2)湿绝热变化 a定义：饱和湿空气块在绝热上升或绝热下降过程中温度的变化 (上升中水汽减少，有潜热释放补充内能：下降中水汽增加，要吸收潜热消耗内能，使气块 始终处于饱和， 空气块绝热上升，体积膨胀，气温下降，便有水汽凝结释放潜热，潜热对气块的加热使上升 冷却变缓慢 空气块绝热下降，外界压缩气块，气温升高，有水滴蒸发吸收潜热，使气块的下降增温作用
华氏温标 Y（℉）＝9·X/5＋32 绝对温标 Z（K）＝273＋X 若已知 Y℉，则对应的 摄氏温标 X（℃）＝5×（Y－32）/9 绝对温标 Z（K）＝273＋5×（Y－32）/9 二、太阳、地面、大气辐射 太阳辐射：一种短波辐射 地面辐射：一种长波辐射 大气辐射：波长与地面辐射波长几乎相同，也是长波辐射 大气逆辐射：大气辐射是向各个方向的，其中向地面的那一部分，因刚好与地面辐射方向相 反，故称之～。 结论：太阳辐射是地球表面和大气唯一的能量来源，但大气受热的主要直接热源是地球表面 的长波辐射。 三、空气的增热和冷却 1、气温的非绝热变化 实现气温非绝热变化的方式（物理过程）有： 1）辐射：长波辐射是地面和大气之间交换热量的主要方式。 2）对流与平流： 对流（Convection）——空气在垂直方向上有规则的升降运动，是上、下层空气热量传 递的方式之一。 平流（Advection）——大范围空气的水平运动（风），同时伴有某种物理量的输送，是 不同地区空气交换热量的主要方式。 3）水相变化：蒸发和凝结也可实现地面与大气、空气块与空气块之间交换热量。 4）乱流：又叫湍流（Turbulence），指空气微团的无规则运动。一般只发生在贴近地面 1km 以下的摩擦层内。乱流可使热量、水分和微尘在各个方向上分布趋于均匀 5）热传导：通常不予考虑。 2、气温的绝热变化 1）干绝热变化 a. 定义：干空气块或未饱和湿空气块在绝热上升或绝热下降过程中温度的变化 （因没有水汽的增加或减少，故没有凝结潜热的释放或吸收） 空气块绝热上升，体积膨胀，对外作功，消耗自身内能，气温下降 空气块绝热下降，外界压缩气块对气块作功，气块内能增加，气温升高 b. 干绝热直减率：以Υd 表示，指在干绝热过程中，气块温度随高度的改变率。 据计算，Υd＝0.98K/100m≈1℃/100m 表明，干空气块或未饱和湿空气块每绝热上升 100 米，气温下降 1℃，每绝热下降 100 米， 气温上升 1℃ c. 干绝热线（Υd 线）：因Υd 是常数，故Υd 线是斜率不变的直线(见图 2-2) 2）湿绝热变化 a. 定义：饱和湿空气块在绝热上升或绝热下降过程中温度的变化 (上升中水汽减少，有潜热释放补充内能；下降中水汽增加，要吸收潜热消耗内能，使气块 始终处于饱和) 空气块绝热上升，体积膨胀，气温下降，便有水汽凝结释放潜热，潜热对气块的加热使上升 冷却变缓慢 空气块绝热下降，外界压缩气块，气温升高，有水滴蒸发吸收潜热，使气块的下降增温作用
减弱 b.湿绝热直减率：以Tm表示，指在湿绝热过程中，气块温度随高度的改变率 由分析可知，Tm<Td,即Tm<IC100m 表明，饱和湿空气块每绝热上升100米，气温下降不足1℃，每绝热下降100米，气温上升 不足1℃：Tm是变量，通常取0.5或0.6℃100m。 c.湿绝热线(Tm线)：Tm是变量，故Tm线是曲线，在温度高度图上，偏于Td线的右 方（见图22。 干绝热线、湿绝热线 一一状态曲线 Moist Adiabatic Lapse Rate not constant Average Value~ 5to-6℃/KM Dry Adiabatic Lapse 湿绝热线 Rate is constant -10℃KM 干绝热线 四、气温的日、年变化 1、日恋化 )日变化特点： 天中最高气温(Tmax:陆地上在13~14时，海洋上在12时30分 最低气温(Tmin):近日出前 2)气温日较差：Tmax-Tmin 3)影响日较差的因素： 下垫面性质：陆地日较差>海洋，沙漠最大 纬度：低纬日较差高线 季节：夏季日较差>冬季 天空状况：晴天日较差>阴天 海拔高度：低处日较差>高处 2、年变化 1)年变化特点 年中月平均最高气温(Tmax):北半球，陆地在7月，海洋在8月 南半球，陆地在1月，海洋在2月 最低气温(Tmin):北半球，陆地在1月，海弹在2月 南半球，陆地在7月，海洋在8月
减弱 b. 湿绝热直减率：以Υm 表示，指在湿绝热过程中，气块温度随高度的改变率。 由分析可知，Υm<Υd，即Υm<1℃/100m 表明，饱和湿空气块每绝热上升 100 米，气温下降不足 1℃，每绝热下降 100 米，气温上升 不足 1℃；Υm 是变量，通常取 0.5 或 0.6℃/100m。 c. 湿绝热线（Υm 线）：Υm 是变量，故Υm 线是曲线，在温度高度图上，偏于Υd 线的右 方(见图 2-2)。 干绝热线、湿绝热线――――状态曲线 四、气温的日、年变化 1、日变化 1) 日变化特点：一天中最高气温（Tmax）：陆地上在 13～14 时，海洋上在 12 时 30 分 最低气温（Tmin）：近日出前 2）气温日较差：Tmax－Tmin 3）影响日较差的因素： 下垫面性质：陆地日较差>海洋，沙漠最大 纬度：低纬日较差>高纬 季节：夏季日较差>冬季 天空状况：晴天日较差>阴天 海拔高度：低处日较差>高处 2、年变化 1）年变化特点： 一年中月平均最高气温（Tmax）：北半球，陆地在 7 月，海洋在 8 月 南半球，陆地在 1 月，海洋在 2 月 最低气温（Tmin）：北半球，陆地在 1 月，海洋在 2 月 南半球，陆地在 7 月，海洋在 8 月 干绝热线 湿绝热线 Moist Adiabatic Lapse Rate not constant Dry Adiabatic Lapse Rate is constant -10℃/KM Average Value ～ -5 to -6℃/KM
2)气温年较差：月平均Tmax一月平均Tmin 3)影响年较差的因素， 下垫面性质： 陆地年较差>海洋，沙漠最大 纬度：高纬年较差>低纬，赤道最小 但赤道上气温有两高，在春分、秋分时，有两低，在冬至、夏至 海拔高度：低外年较兼>高处 五、海平面平均气温的分布 温最高，向两极逐渐降低，地表的最高气温带在10°N附近 2、等温线大致与纬圈平行，南半球表现明显 北半球差异较大：冬委，大陆等温线凹向赤道，海洋凸向极地，夏委相反。 墨西哥湾流对气温分布的影响：如60°N以北的挪威、瑞典1月气温比同纬度的亚洲及北 美东岸高10℃~15C 对气温分布有影响的高大地形：青藏高原、洛肌山、阿尔卑斯山等 3、地球上的冷极：北半球，冬季两个 一西伯利亚、格陵兰：夏季一一北极附近 南半球，南极附近，是全球气温最低的地方 第三节湿度 一、湿度的定义和表示方法 1、水汽压(e 大气中所含水汽引起的分压强，单位一一百帕(hPa)或毫米水银柱高(mmHg) 空气中实际水汽含量超多，©值越大：实际水汽含量越少，©值越小。水汽压的大小直接表 示了空气中水汽含量的名少。 饱和空气的水汽压称为饱和水汽压E),E是温度的函数，随温度的升高而增大 当e<E时 空气未饱和：当e=E时 空气正好达到饱和：当e>E时，空气过饱和 2、相对湿度(Relative Humidity,用f表示) f=eX100%/E 「的大小，表示空气距离饱和的程度。当气温一定时 若e<E,即f<100%,则空气未饱和，f值越小，空气距离饱和程度越远 若e=E,即f=100%.表示空气饱和 若c>E,即f>100%,则空气过饱和 3、嘉点(td) 空气中的水汽含量不变且气压一定时，降低气温，使末饱和空气刚好达到饱和时的温度称为 露点温度(Dew-point Temperature),简称露点。单位同气温 水汽含量多，对应的td就高：水汽含量少，对应的td就低。 堂用温与占之差 一td的大小大致判断空气距离饱和的程度 若4>0， 气未饱和 越大 距离饱和越远 若=0，即气温与露点相等，空气饱和。 若4t<0,空气过饱和，自然界中不常见 4、绝对湿度(a) 绝对湿度 一单位容积空气中包含的水汽质量，单位gm3或gm3。 实际上它代表水汽密度，反映空气中水汽的绝对含量。空气中的水汽含量越多，绝对湿度越 大 绝对湿度与水汽压成正比，两者间的关系为： 当气温t=16C(289K)时，a=e,a的单位g·m-3,e的单位mmHg
2）气温年较差：月平均 Tmax－月平均 Tmin 3）影响年较差的因素： 下垫面性质：陆地年较差>海洋，沙漠最大 纬度：高纬年较差>低纬，赤道最小 但赤道上气温有两高，在春分、秋分时，有两低，在冬至、夏至 海拔高度：低处年较差>高处 五、海平面平均气温的分布 海平面平均气温的分布特点 1、赤道附近气温最高，向两极逐渐降低，地表的最高气温带在 10°N 附近 2、等温线大致与纬圈平行，南半球表现明显 北半球差异较大：冬季，大陆等温线凹向赤道，海洋凸向极地，夏季相反。 墨西哥湾流对气温分布的影响：如 60°N 以北的挪威、瑞典 1 月气温比同纬度的亚洲及北 美东岸高 10℃～15℃ 对气温分布有影响的高大地形：青藏高原、洛矶山、阿尔卑斯山等 3、地球上的冷极：北半球，冬季两个——西伯利亚、格陵兰；夏季——北极附近 南半球，南极附近，是全球气温最低的地方 第三节 湿度 一、湿度的定义和表示方法 1、水汽压（e） 大气中所含水汽引起的分压强，单位――百帕(hPa)或毫米水银柱高(mmHg) 空气中实际水汽含量越多，e 值越大；实际水汽含量越少，e 值越小。水汽压的大小直接表 示了空气中水汽含量的多少。 饱和空气的水汽压称为饱和水汽压(E)，E 是温度的函数，随温度的升高而增大 当 e < E 时，空气未饱和；当 e = E 时，空气正好达到饱和；当 e >E 时，空气过饱和。 2、相对湿度(Relative Humidity，用 f 表示) f=e×100%/E f 的大小，表示空气距离饱和的程度。当气温一定时 若 e < E，即 f < 100%，则空气未饱和，f 值越小，空气距离饱和程度越远 若 e = E，即 f = 100%，表示空气饱和 若 e > E，即 f > 100%，则空气过饱和 3、露点(td) 空气中的水汽含量不变且气压一定时，降低气温，使末饱和空气刚好达到饱和时的温度称为 露点温度(Dew-point Temperature)，简称露点。单位同气温。 水汽含量多，对应的 td 就高；水汽含量少，对应的 td 就低。 常用气温与露点之差⊿t=t-td 的大小大致判断空气距离饱和的程度： 若⊿t>O，空气未饱和，⊿t 越大，距离饱和越远 若⊿t=O，即气温与露点相等，空气饱和。 若⊿t<O，空气过饱和，自然界中不常见 4、绝对湿度(a) 绝对湿度――单位容积空气中包含的水汽质量，单位 g?cm-3 或 g·m-3。 实际上它代表水汽密度，反映空气中水汽的绝对含量。空气中的水汽含量越多，绝对湿度越 大。 绝对湿度与水汽压成正比，两者间的关系为： 当气温 t=16℃ (289K)时，a=e，a 的单位 g·m-3，e 的单位 mmHg