航海氣象學與海洋學課件（精品）

1、單擊此處編輯母版標題樣式單擊此處編輯母版文本樣式第二級第三級第四級第五級*航海氣象學與海洋學*氣象學與海洋學主要是研究發(fā)生在大氣和海洋中的各種物理現(xiàn)象的本質及其開展演變規(guī)律的學科。研究對象：三種介質大氣、海洋、地殼，兩個界面水氣界面、水地界面*航海氣象學與海洋學是專門研究大氣、海水的運動變化規(guī)律以及海-氣相互作用在航?；顒又袘玫膶W科。是氣象學與海洋學的分科。*一個優(yōu)秀的航海者必須懂得如何避離不利天氣和盡可能利用有利天氣，選擇最正確天氣航線，從而掌握海上航行的主動權。 第一章 氣象學根底知識1 大氣概況2 氣溫3 氣壓4 空氣水平運動-風5 大氣環(huán)流6 大氣濕度7 空氣的垂直運動和大氣穩(wěn)定度8

2、 云和降水9 霧和能見度10 船舶海洋水文氣象觀測幾個重要的專業(yè)術語大氣Atmosphere包圍地球外表的整個大氣層。天氣 (Weather)指一定區(qū)域在較短時間內各種氣象要素的綜合表現(xiàn)。天氣表示大氣運動的瞬時狀態(tài)。氣候 (Climate)指某一區(qū)域天氣的多年平均特征，其中包括各種氣象要素的多年平均及極值。氣候表示長時間的統(tǒng)計平均結果。幾個重要的專業(yè)術語氣象要素Meteorologyelements)反映大氣狀態(tài)的物理量或物理現(xiàn)象，主要有：氣溫、氣壓、風、濕度、云、能見度和天氣現(xiàn)象(雨、雪、霜、雷暴、霾、龍卷、露點、冰雹)。海洋要素Marine elements反映海洋狀態(tài)的物理量或物理現(xiàn)象。

3、如海溫、鹽度、海浪、海流和海冰等。第一節(jié) 大 氣一、大氣的組成：大氣成分：主要由多種氣體、水汽和懸浮的雜質構成。干潔空氣Dry air:除水汽和雜質以外的空氣主要成分為氮78.09%、氧(20.95%、氬0.93%、二氧化碳等。稀有氣體：氫、氖、氦、氪、氙、氡、臭氧等。大 氣 成 分大氣是可壓縮氣體，大氣密度隨高度增加而迅速減少。觀測說明，10公里以內集中了75%的大氣質量，35公里以下那么達99%，近地面空氣標準密度為1293g m-3,大氣的總質量為5.3 1021g 。其中影響天氣、氣候變化的主要大氣成分為二氧化碳、臭氧和水汽。大氣中的易變成分1. 二氧化碳carbon dioxide:

4、平均含量0.03%,假設到達，就對人體有害。二氧化碳能強烈地吸收和放射長波輻射，對地面和大氣的溫度分布有重要影響，類似溫室效應，直接影響氣候變遷。含量城市多于農(nóng)村，夏季多于冬季，室內多于室外。大氣中的易變成分2. 臭氧ozone：主要存在于20-40公里氣層中，又稱臭氧層Ozonsphere。臭氧是吸收太陽紫外線的唯一大氣成分，假設沒有臭氧層，人類和動物、植物將受到紫外線的傷害。大氣中的易變成分3.水汽vapour：含水汽的空氣叫作濕空氣wet air。空氣中的水汽含量隨緯度、時間、地點而變化。濕空氣在同一氣壓和溫度下，只有干空氣密度的。大氣中水汽含量范圍在04，具有固、氣、液三態(tài)，是常溫下發(fā)

5、生相變的唯一大氣成分，它也是造成云、雨、雪、霧等天氣現(xiàn)象的主要物質條件。水汽能強烈地吸收和放出長波輻射，并在相變過程中吸收和放出潛熱能，對地面和空氣的溫度影響很大。*濕空氣的密度為干空氣密度與水汽密度二者之和，因水汽密度比干空氣密度小，兩者之比為，因此，水汽的存在使實際大氣的密度變小大氣中的易變成分4.雜質：懸浮在空氣中的固體或液體微粒，主要包括塵埃、煙粒、細菌、病毒、花粉和微小鹽粒等。它們主要集中在大氣的低層，影響能見度，能吸收局部太陽輻射，并對太陽輻射具有散射作用。在水汽相變過程中，雜質可以作為凝結核。二、大氣的垂直結構根據(jù)氣溫、水汽的垂直分布、大氣擾動程度和電離現(xiàn)象等不同等特點，自下而上

6、將大氣分為五個層次。P51. 對流層Troposphere：下界為地面，上界隨緯度和季節(jié)變化，平均厚度10-12公里。通常在高緯為6-8Km，中緯度10-12Km，低緯度17-18Km。夏季對流層的厚度比冬季高。對流層集中了大氣質量的80和全部水汽，與人類關系最為密切，大氣中幾乎所有的物理和化學過程都發(fā)生在該層。對流層具有三個主要特征。對流層中三個主要特征 氣溫隨高度而降低。平均幅度為-0.65/100m。 即 0.65/100m 稱為氣溫垂直遞減率。 具有強烈的對流和湍流運動。是引起大氣上下層動量、熱量、能量和水汽等交換的主要方式。 氣象要素沿水平方向分布不均勻。如溫度、濕度等。 摩擦層與自

7、由大氣根據(jù)大氣運動的不同特征通常將對流層分為：摩擦層(friction layer) ：摩擦層又稱邊界層，從地面到1Km高度，其厚度夏季高于冬季，白天高于夜間。湍流輸送是該層的根本運動特點。自由大氣(free atmosphere) ：自由大氣的根本運動形式是波動，地面摩擦作用減小，可忽略不計，這樣大氣的運動顯得比較簡單和清楚。對流層頂：厚度約為1-2Km，溫度隨高度呈等溫或逆溫狀態(tài)。大 氣 的 垂 直 分 層2. 平流層Stratosphere：厚度：自對流層頂?shù)酱蠹s55Km左右。 特點： 空氣的垂直運動比較弱，主要是水平運動。 水汽含量少。 氣溫隨高度遞增最初等溫，到20-25Km氣溫突增

8、，主要是臭氧吸收太陽紫外線。 氣層穩(wěn)定利于飛機飛行。3. 中間層Mesosphere：厚度：自平流層頂?shù)?5Km左右。特點： 溫度隨高度迅速下降無臭氧，有強烈垂直運動。 大約在65Km處是電離層，白天強，夜間弱。大氣的垂直分層4. 熱層Thermosphere：厚度：85-800Km。 特點： 氣溫隨高度迅速增加。 空氣高度電離，又稱電離層。電離層的程度也有差異，比較強的為E層100-120Km和F層200-240Km)，反射無線電波，對通信有重要意義。5. 逸散層Exosphere: 厚度： 800Km以上。 特點：氣溫也隨高度增加，大氣質點擺脫地球引力的束縛，向星際空間散逸。大氣的垂直高度

9、大氣上界：大氣很難定出上界，一般以物理現(xiàn)象發(fā)生的最高高度為上界。極光發(fā)生在高緯度不同高度上，但最高到達1000-1200Km作為大氣的物理上界.但由衛(wèi)星探測的大氣上界為2000-3000Km。極光第二節(jié) 氣 溫 氣溫是大氣的重要狀態(tài)參數(shù)之一，是天氣預報的直接對象。氣溫的分布和變化與氣壓場、風場、大氣穩(wěn)定度以及云、霧、降水等天氣現(xiàn)象密切相關。1. 定義：氣溫是表示空氣冷熱程度的物理量?？梢酝ㄟ^溫度表或溫度計直接測得。2溫標：溫度的數(shù)值表示法稱溫標。常用的溫標有三種。 攝氏溫標 ：把水的冰點溫度定為0，沸點為100，多數(shù)非英語國家使用。 華氏溫標 ：水的冰點溫度定為32F，沸點212F。一些英語國

10、家多使用。 攝氏與華氏的關系： 絕對溫標(K氏溫標) K：水的冰點溫度定為273K，沸點為373K由英國物理學家Kelvin提出。多用于理論計算。 關系： K273C 5換算成華氏溫度和絕對溫度分別為： A. 41F、278K B. 37、273K C. 41F、273K D. 37F、278K 太陽、地面和大氣輻射1輻射的根本特性在自然界中凡溫度高于絕對零度的物體均發(fā)出電磁波，電磁波按其波長分為射線、X射線、可見光、紅外線和無線電波。溫度高，輻射強，多為短波；溫度低，輻射弱，多為長波。不同波長的輻射具有不同的吸收，反射和透射特性。物體因放射輻射消耗內能而使本身的溫度降低，同時又因吸收其它物體

11、放射的輻射能并轉變?yōu)閮饶芏贡旧淼臏囟仍龈摺Ｌ柾獗頊囟燃s為6000K放出短波輻射4m)。地面和大氣溫度約為300K放出長波輻射(3120m)。太陽輻射是地球和大氣的唯一能量來源。太陽、地面和大氣輻射假設將太陽對地球大氣系統(tǒng)的輻射作為100份，其中地球大氣系統(tǒng)反射和散射占30份，大氣吸收占19份，地球外表吸收51份。地球外表通過長波輻射21份、熱傳導7份和水汽相變23份等過程釋放能量，大氣在吸收太陽短波輻射和地面長波輻射的同時又放出長波輻射19份，最終向外層空間的輻射總量也為100份，使地球大氣系統(tǒng)的溫度保持恒定。地球外表凈輻射收支隨緯度變化地球外表接收到的太陽輻射隨緯度是不均勻的，而地球外表

12、放出的長波輻射隨緯度變化不大，因此，全年平均而言，赤道熱帶地區(qū)得到熱量，極地高緯地區(qū)失去熱量如圖。大氣和海洋中熱量的經(jīng)向交換，使各緯度帶的年平均氣溫變化保持恒定。空氣增熱和冷卻方式空氣的增熱和冷卻主要是非絕熱過程引起的，受下墊面的影響很大。下墊面是泛指不同性質的地球外表。下墊面與空氣之間的熱量交換途徑有以下幾種：1 熱傳導Conduction：空氣與下墊面之間，通過分子熱傳導過程交換熱量，又稱感熱。空氣是熱的不良導體。僅在貼近地面幾厘米以內明顯，故通常不予考慮。空氣增熱和冷卻方式2 輻射Radiation：地氣系統(tǒng)熱量交換的主要方式。地面吸收太陽短波輻射，放射出長波輻射加熱大氣。如白天輻射增溫

13、，夜間輻射冷卻。3 水相變化：水有液態(tài)、氣態(tài)和固態(tài)之間的變化。液體水蒸發(fā)，吸收熱量；水汽凝結放出熱量。一般下墊面水蒸發(fā)，吸收熱量；上空水凝結放出熱量。從而通過水相變化將下墊面的熱量傳給上層大氣?？諝庠鰺岷屠鋮s方式4 對流Convection) ：一般將垂直運動稱對流，對流又分熱力對流和動力對流。由于空氣受熱不均引起有規(guī)那么的熱空氣上升冷空氣下沉稱熱力對流。由于動力作用造成的對流運動稱動力對流，如空氣遇山爬升等。5 平流Advection)：水平運動稱平流。平流是大氣中最重要的熱量傳輸方式，范圍大，持續(xù)時間長。如南風暖、北風寒、東風濕、西風干。平流是指某種物理量的水平輸送，如溫度平流、濕度平流等

14、?？諝庠鰺岷屠鋮s方式6 亂流：又稱湍流Turbulence，是空氣不規(guī)那么的運動。亂流是摩擦層中熱量、能量和水汽交換的主要方式?？諝庠鰺岷屠鋮s方式綜上所知，空氣與下墊面之間的熱量交換是通過多種途徑進行的。通常，地面與大氣之間的熱量交換以輻射為主，亂流和水相變化次之；各地空氣之間的熱量交換以平流為主；上下層空氣之間的熱量交換以對流和亂流為主。在非絕熱過程中，當空氣上升時，膨脹降溫；下降時，壓縮增溫。氣 溫 的 日 年 變 化大氣的熱量主要來自下墊面，氣溫具有與下墊面溫度類似的周期性變化。如冬寒夏暖、午熱晨涼反映了氣溫日、年變化的一般規(guī)律。氣溫的日變化 diurnal variation of t

15、emperature日變化:一天中氣溫有一個最高溫度和最低溫度。陸地上最高氣溫夏季出現(xiàn)在1415點，冬季出現(xiàn)在1314點。海洋上最高出現(xiàn)在12:30。陸地上最低氣溫出現(xiàn)在日出前，海洋上遲后12小時。氣溫的日較差：一日中最高氣溫與最低氣溫之差。其大小與緯度、季節(jié)、下墊面性質、海撥高度及天氣狀況有關。一般有：低緯高緯；陸上海上；夏季冬季；晴天陰天；低海撥高海撥。吐魯番海拔-154m，日較差大氣溫的年變化 annual variation of temperature年變化：一年中月平均氣溫有一個最高值和一個最低值。陸地：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

16、：比陸地遲后一個月,即最高在八月,最低在二月年較差：一年中月平均最高氣溫與月平均最低氣溫之差。它與下熱面的性質、緯度和海拔等有關。高緯低緯； 陸上海上； 海拔低海拔高海平面平均氣溫的分布特點海平面平均氣溫從赤道向高緯遞減，南半球等溫線大約與緯圈平行，北半球由于海陸分布不均勻，等溫線不與緯圈平行。 夏半球的等溫線比較稀疏，冬半球較密集 夏季大陸為熱源，海洋為冷源。冬季相反 冬季北大西洋的等溫線向北突出十分顯著，這是由墨西哥灣流造成的。海平面平均氣溫分布特點 在南半球不管冬夏，最低氣溫均出現(xiàn)在南極地區(qū)，而在北半球只有夏季在北極，冬季在西伯利亞東北部佛科揚斯克和格陵蘭，稱為“寒極(Cold Pole

17、)。 近赤道存在一個高溫帶1月和7月的平均氣溫均高于25 ，稱為“熱赤道(Heat Equator)10N左右。它隨季節(jié)偏向北半球。全球平均氣溫為14.3 ，極端最高氣溫63 索馬里，極端最低氣溫-94 南極附近。冬季海平面平均氣溫分布夏季海平面平均氣溫分布對流層中氣溫的垂直分布在對流層中氣溫隨高度上升而降低。氣溫隨高度遞減的快慢可用氣溫的直遞減率表示 ： 式中： T 表示高度增加 Z 時，相應的氣溫變化量。 Z 的單位通常取100m.負號表示氣溫隨高度增加而減小。通常0。當=0時表示等溫。當0時表示逆溫，既在某一氣層中，氣溫隨高度增加而增加。 = 0.65/100m氣溫對人體的影響研究指出，

18、人體對周圍溫度的感覺與介質是大氣還是水有關。在大氣中，氣溫為2829 時，人體皮膚不感溫，這個溫度稱為生理零度。人體皮膚對氣溫的感覺是：低于25 有冷感，2528 時有溫感，高于29 時有熱感。人體的感溫還與風速有關，風速越大，感溫越低，風速約在33kn時人體感溫達最低值。當氣溫5 時，3級風時感溫在0 左右；6級風時，對裸露的肌膚的作用相當于-12 時的溫度；同樣風速，當氣溫為-5 時，對裸露的肌膚的作用相當于靜風條件下-23.3 ，這時只需1min即可造成凍傷。濕度也影響人體感溫，濕度大感覺溫度偏高、悶熱。1. 氣壓與天氣氣壓與天氣之間有著密切的關系，有時稱氣壓表為晴雨表。如高壓控制下是，

19、晴朗、少云、微風好天氣；低壓控制下是陰雨、大風和低能見度壞天氣。第三節(jié)、氣壓 氣 壓 (Pressure)2. 氣壓的定義和單位氣壓：指單位截面積上大氣柱的重量稱大氣壓強，簡稱氣壓。在標準情況下即氣溫為0，緯度為45的海平面上，760mm水銀柱高的大氣壓稱一個標準大氣壓，等于百帕(hectopascal)。 w/sghs/sgh 大氣壓強公式：氣壓 ：水銀密度; ：水銀柱高度; ：重力加速度; ：水銀柱截面積; ghs 水銀柱重量。(1b=1000mb) 1mb=1hPa 1hPa=3/4mmHg 1mmHg=4/3hPa 氣壓隨高度的變化根據(jù)氣壓的定義，隨著高度的增加，氣柱變短，空氣密度變小

20、，氣壓減小。在海平面上氣壓最大約1000hPa，到大氣上界減為零。下表給出了氣象上所用各標準等壓面所對應的高度。大氣靜力方程為了表達氣壓隨高度變化的定量關系。假設：大氣處于靜止狀態(tài)。 -p=w=Zsg=gZs dP=-gdZ dP/dZ=-g公式說明：在靜力平衡下，氣壓隨高度的變化主要取決于空氣密度。船用壓高公式單位氣壓高度差：h=80001+t/P其中2 , =1/273 ,t氣溫，P-氣壓*海平面氣壓=本站氣壓高度訂正- P0=P1+H/h P0 海平面氣壓，P1本站氣壓，H 船臺距海面高度， h氣壓高度差。當溫度為0，氣壓為1000hpa時，h=8m/hPa。* h=8m/hPa適用于摩

21、擦層中01000m大氣層氣壓的日變化(diurnal variation of pressure)日變化：氣壓的日變化以12h為周期，一日內有兩個高值和兩個低值。最高值：上午9-10時；次高值：晚間21-22時。最低值：下午15-16時；次低值：凌晨3-4時。最高和最低與氣溫的變化有關，日變化低緯大于高緯。 年變化: 氣壓的年變化隨緯度增大而增大，在中高緯度最明顯，概括為以下幾種類型：大陸型：冬季氣壓高(1)， 夏季氣壓低(7)，年較差大。 海洋型：冬季氣壓低(2)， 夏季氣壓高(8)，年較差小。高山型：同海洋型一樣， 但兩者的成因不同。氣壓的年變化(annual variation of p

22、ressure)海平面氣壓場的根本形式1. 低壓Low Pressure，Depression：由閉合等壓線圍成，中心氣壓比周圍低的系統(tǒng)。2. 高壓High Pressure:由閉合等壓線圍成,中心氣壓比周圍高的系統(tǒng)。海平面氣壓場的根本形式3 .低壓槽和槽線Trough：由低壓向外延伸出來的狹長區(qū)域，或一組未閉合的等壓線向氣壓較高的一方凸出的局部，簡稱槽。在低壓槽中各條等壓線曲率最大處的連線，稱槽線(Trough- Line)。海平面氣壓場的根本形式4. 高壓脊和脊線Ridge：由高壓向外延伸出來的狹長區(qū)域，或一組未閉合的等壓線向氣壓較低的一方凸出的局部，簡稱脊，脊中曲率最大點的連線稱脊線(R

23、ighe Line)。海平面氣壓場的根本形式5. 鞍形區(qū)：相對兩高壓和兩低壓組成的中間區(qū)域，簡稱鞍。6. 低壓帶 ：兩高壓之間的狹長區(qū)域。7. 高壓帶：兩低壓之間的狹長區(qū)域。氣壓梯度 (pressure gradient)定義：單位距離內氣壓的改變量稱氣壓梯度。在水平方向上稱水平氣壓梯度，方向垂直于等壓線，由高壓指向低壓，即-P/n。其物理意義表示了由于空間水平氣壓分布不均勻而作用在單位體積空氣上的力。通常在地面圖上，我國以每隔分析一條等壓線，有些國家間隔4hpa分析一條等壓線。因此，氣壓梯度的大小取決于等壓線的疏密程度。等壓線愈密，-P/n愈大，風力愈大。單位：百帕/赤道度。 1赤道度氣壓系

24、統(tǒng)隨高度的變化1. 溫壓場對稱的系統(tǒng)：溫壓場對稱是指溫度中心與氣壓中心根本重合。淺薄系統(tǒng)是指氣壓系統(tǒng)的強度隨高度增加而減弱，即上下空的上下壓中心不一致。這種系統(tǒng)有冷高壓cold high和 暖低壓 (heat low) 。深厚系統(tǒng)是指氣壓系統(tǒng)的強度隨高度增加不變或增強，即上下空的上下壓中心一致。這種系統(tǒng)有暖高壓warm high和冷低壓 (cold low)。暖高壓冷低壓冷高壓暖低壓氣壓系統(tǒng)隨高度的變化2. 溫壓場不對稱的系統(tǒng)：溫壓場不對稱是指溫度中心與氣壓中心不重合。在中高緯度地區(qū)，不對稱的低壓總是東暖西冷，低壓中心軸線向冷區(qū)傾斜；不對稱的高壓總是東冷西暖，高壓中心軸線向暖區(qū)傾斜。*高壓：、

25、東冷西暖；2、中心軸向暖空氣一方偏； 3 ：北半球中心軸偏向SW，南半球中心軸偏向NW*低壓：、東暖西冷；2、中心軸向冷空氣一方偏； 3 ：北半球中心軸偏向NW，南半球中心軸偏向SW第四節(jié)、空氣水平運動-風一、風的概述*風的定義: 空氣相對于下墊面的水平運動，稱為風。它是矢量，有大小和方向。風向：風向是指風的來向，常用16個方位或度數(shù)(0360)來表示。風速：風速是指單位時間內空氣在水平方向上的位移。單位有：m/s、Km/h、n mile/h、Kn(節(jié))等。它們的關系： ； 1m/s2Kn 風力：根據(jù)風對地面或海面的影響程度又劃出風力等級。目前國際上采用的風力等級從012共13個等級，參見?風

26、力等級表? 風力等級表 (Beaufort Scale of Force)風的陣性、日年變化和隨高度變化1. 陣性：在摩擦層中，由于湍流作用，風表現(xiàn)為忽大忽小的陣性。實際上風的陣性就是小尺度的湍渦迭加在大型流場上造成的結果。因此在測風時，要求取其平均值。一日內陣性最強在午后，一年中陣性最強在夏季。2. 日年變化：通常在近地面午后風速大，夜間清晨風速小。風的日變化幅度，晴天比陰天大，夏季比冬季大，陸地比海洋大。年變化因地而異。3.風隨高度變化：在氣壓場不隨高度變化的前提下，風隨高度的變化主要取決于摩擦力隨高度的變化。在摩擦層中，風速隨高度增大，風向逐漸右偏北半球，進入自由大氣，趨于地轉風。二、作

27、用于大氣的力和運動方程*作用在空氣微團上的力重力(gravity)；大小為2，方向向下，指向地心。水平氣壓梯度力(pressure gradient force): 由于作用在單位質量空氣上的壓力在水平方向上分布不均勻，引起氣壓梯度力。大小為： ； 方向：垂直等壓線從高壓指向低壓。 (1) Gn與成反比， Gn與氣壓梯度 成正比。 (2) 一定時， 大，等壓線密集， Gn大。 (3) 一定時，大，空氣濃密，Gn小。 (4) 假設 =0, 兩地沒有氣壓差 Gn=0 無風。Gn是使空氣產(chǎn)生水平運動的原動力。水平地轉偏向力(deflection force of earth rotation) 由于

28、地球自轉,作用在運動物體上產(chǎn)生使運動物體發(fā)生偏轉的力，稱地轉偏向力，又稱可科利奧里力(Coriolis force)或科氏力。大小為：An=2Vsin =7.29210-5/s :地轉角速度 V:風速 :緯度方向：北半球，恒垂直于物體運動方向的右側90度，南半球相反.討論：(1) An是物體相對于地球運動才產(chǎn)生的，靜止物體不受其作用。(2) 地轉偏向力是虛擬力， 只改變物體的運動方向，不改變速度。(3) 在北半球A恒垂直于物體運動的右方，南半球相反。(4) A 與sin成正比，兩極最大，赤道上為零 。慣性離心力 指物體在作曲線運動時產(chǎn)生的一種虛擬力。 大?。号c向心力相等 。 表達式：C = V

29、2/r 方向：與向心力相反。 r為曲率半徑摩擦力 運動物體受下墊面摩擦作用所產(chǎn)生的力。 表達式： R= -k V 方向與運動物體相反。 地轉風風速公式1Vg與水平氣壓梯度成正比，即等壓線密集，Vg大。2Vg與空氣密度成反比，氣壓梯度一定時，高空的Vg大于低空的Vg。3Vg與緯度的正弦成反比，低緯Vg大于高緯Vg。4赤道及其附近不遵守地轉風原那么。地轉風(Geostrophic Wind) 當水平氣壓梯度力和水平地轉偏向力到達平衡時，空氣沿等壓線等壓面作無磨擦的直線運動，稱地轉風。即： 風壓定律 (Buysballots law)在北半球自由大氣中，風沿等壓線吹，背風而立，高壓在右，低壓在左。在

30、南半球自由大氣中，風沿等壓線吹，背風而立，高壓在左，低壓在右。它明確地揭示了氣壓場與風場之間的關系。地轉風速計算方法 在海圖上，取一個緯距 n111Km=60 n mile，當P=1hPa，=1293g/m3，=7.2910-5s-1； 那么： m/s當P1hPa時， m/s等壓面上的地轉風 令 坐標轉換 靜力方程：于是： 定義 為位勢高度和位勢高度差那么： 梯度風 (Gradient Wind)定義: 在自由大氣中，當水平氣壓梯度力、地轉偏向力和慣性離心力到達平衡時，空氣沿等壓線作水平、無摩擦、等速作曲線運動。在自由大氣中，空氣的水平圓周運動稱為梯度風Gradient Wind。梯度風可以看

31、成是水平氣壓梯度力、水平地轉偏向力和慣性離心力三者平衡時的水平運動。即: 低壓氣旋中的梯度風在北半球在低壓區(qū)氣旋中風繞中心逆時針方向吹，氣壓梯度力沿半徑指向中心，地轉偏向力和慣性離心力都沿半徑指向外緣。三力平衡時 即 或低壓氣旋中的梯度風 那么式中 Vc 表示低壓中的梯度風速，解這個以 Vc 為未知數(shù)的一元二次方程，得：根號前應取正號才有意義。高壓反氣旋中的梯度風根號前應取負號才有意義。氣壓梯度和梯度風的大小受反氣旋曲率限制。曲率愈大r愈小，氣壓梯度愈小，梯度風也小。反之相反。氣旋和反氣旋的梯度風公式：即高壓中 此為高壓梯度風速的極限值梯度風的討論最大水平氣壓梯度的分布，高壓邊緣較大，越近中心

32、越小。曲率小處等壓線密集，曲率大處等壓線稀疏。緯度越高，空氣密度越大，水平氣壓梯度最大可能值越大。冬季，中高緯陸上高壓等壓線密。高壓邊緣風速較大，中心風速小或無風。中高緯度高壓風速較大，低緯度高壓風速較小梯度風與地轉風比較地轉風：低壓中的梯度風：高壓中的梯度風：因此，在水平氣壓梯度和曲率半徑相同時，VaVgVc。實際上低壓中的風比高壓大，原因是低壓中 大，不受限制。摩擦層中的風在地面天氣圖上，由于地面的摩擦作用，實際風不沿等壓線吹，而與等壓線存在一個交角，并偏向低壓。此時的平衡為:地面實際風比地轉風小，方向偏低壓一側。摩擦層中的風壓定律在北半球摩擦層中，風斜穿等壓線吹，背風而立，高壓在右前方，

33、低壓在左前方。在南半球高壓在左前方，低壓在右前方。北半球，高壓中的風斜穿等壓線以順時針方向向外輻散，低壓中風斜穿等壓線以逆時針方向向中心輻合。地面高壓氣流地面低壓氣流北 半 球實際風向確實定和風隨高的變化地面實際風與等壓線的夾角取決于下墊面的粗糙度、大氣穩(wěn)定度和緯度。通常在中緯度陸地上夾角為35-45，海面上為10-20。在陸地上實際風速約為相應地轉風速的1/3-1/2，在海上約為地轉風速的3/5-2/3。在氣壓梯度不隨高度變化的前提下，風隨高度的變化主要取決于摩擦力隨高度的變化。在北半球，風速隨高度增大，風向逐漸右偏；在南半球，風速隨高度增大，風向逐漸左偏。 地形動力作用繞流岬角效應第五節(jié).

34、大氣環(huán)流大氣環(huán)流：一般是指具有全球性、大范圍空氣運行現(xiàn)象，它的水平尺度在數(shù)千公里，垂直尺度在十公里以上，時間尺度大于24小時。大氣環(huán)流反映了大氣運動的根本狀態(tài)和根本特征，是各種不同尺度天氣系統(tǒng)活動的根底和背景。同時也是氣候形成和演變的重要背景條件。通常認為影響大氣環(huán)流的主要因子有：太陽輻射、地球自轉、海陸分布不均勻等因素影響。通過本章的學習，了解大氣環(huán)流的根本狀態(tài)和氣壓場、風場分布的根本特征。太陽輻射單圈環(huán)流假設：地球是靜止的，下墊面性質均一。只考慮太陽輻射隨緯度的不均勻性，赤道低緯由于空氣受熱垂直上升，極地高緯冷卻下沉，高層空氣由赤道流向極地，低層空氣由極地流向赤道，從而產(chǎn)生了一個簡單的一圈

35、環(huán)流，稱單圈環(huán)流。地球自轉三圈環(huán)流假設：下墊面性質均一。在太陽輻射隨緯度不均勻和地球自轉地轉偏向力二個因子的作用下，從赤道到極地形成三圈環(huán)流，即赤道環(huán)流哈德萊環(huán)流、極地環(huán)流和中間環(huán)流費雷爾環(huán)流。氣壓帶和風帶的分布氣壓帶：赤道低壓帶，副熱帶高壓帶，副極地低壓帶和極地高壓。南北半球對稱。風帶：赤道無風帶，信風帶，副熱帶無風帶，西風帶和極地東風帶。南北半球對稱。風 帶1. 赤道無風 平均位于南北緯10范圍內，特征：對流旺盛、平流微弱、云量多、溫高、濕大、多雷雨、風微弱不定向，位置隨季節(jié)南北移動。2信風帶 位于副熱帶高壓帶與赤道低壓帶之間，平均位置在南北緯10-28附近。北半球吹東北信風，南半球吹東南

36、信風。特征：風向常年穩(wěn)定少變，風力一般34級，天氣晴朗，大洋西部降水較多，位置隨季節(jié)南北移動。3. 副熱帶無風帶 位于信風帶和西風帶之間，平均位于南北緯30附近。特征：內部多下沉氣流，天氣晴朗、少云、微風、陸上枯燥、海上潮濕，位置隨季節(jié)南北移動。 4盛行西風帶 位于副熱帶高壓帶與副極地低壓帶之間，在南北緯30-60之間。大氣主要自西向東運動，北半球主要為 WSW風，南半球為WNW風。特征：此區(qū)域氣旋活動頻繁，天氣十分復雜，常有大風和雷雨，風速較大，南半球在此范圍內，除南美尖端外幾乎沒有陸地，常年盛行強勁的西風，7級以上的大風頻率每月可達10天以上，故有“咆哮西風帶之稱。位置隨季節(jié)南北移動。 5

37、極地東風帶 位于南北緯60-90之間，北半球吹ENE風，南半球吹ESE風。 實際海平面平均氣壓場的根本特征冬季：北半球受四個大范圍的氣壓系統(tǒng)又稱大氣活動中心控制，它們是阿留申低壓，冰島低壓，蒙古高壓和北美高壓。蒙古高壓前部的偏北氣流就是亞洲穩(wěn)定的冬季季風。南半球在南太平洋，南大西洋和南印度洋分別是三個高壓中心，在南非，澳大利亞和南美大陸上是熱低壓組成的低壓帶。夏季：北半球的大氣活動中心有印度低壓，北美低壓，太平洋副高和大西洋副高，同時冰島低壓和阿留申低壓明顯減弱，范圍大大縮小。南半球大陸上的高壓加強伸展，在副熱帶緯度上，高壓帶環(huán)繞全球。春秋兩季屬于過渡季節(jié)，北半球春季，原有的四個大氣活動中心減

38、弱，副熱帶高壓開始增強。1月海平面平均氣壓場大氣活動中心(Atmospheric Center of Action)永久性大氣活動中心：指常年存在的大范圍氣壓區(qū)。如赤道低壓帶、海上副熱帶高壓、南極高壓、 冰島低壓、阿留申低壓和南半球副極地低壓帶。半永久性大氣活動中心：指大范圍的氣壓區(qū)隨季節(jié)改變。如蒙古高壓、北美高壓、印度低壓、北美低壓、澳大利亞高壓、南美高壓、非洲高壓、澳大利亞低壓、南美低壓和非洲低壓。影響我國天氣和氣候的大氣活動中心主要有：西伯利亞高壓、阿留申低壓、西太平洋副高、印度低壓。大氣活動中心的季節(jié)變化必然引起大氣環(huán)流的季節(jié)變化，而大氣活動中心的短期變化對大范圍的天氣造成重大影響，它

39、們是制作天氣預報的背景條件。季風環(huán)流一、季風季風定義：大范圍風向隨季節(jié)而有規(guī)律改變的盛行風。要求盛行風的方向至少改變120，盛行風頻率 40。季風的成因Formation of Monsoons：海陸季風(Sea-Land Monsoon)：由海陸之間熱力異差引起的風系，隨季節(jié)有極明顯的變化，稱海陸季風。行星季風(Plantary Monsoon)：由于行星風帶隨季節(jié)移動而引起的風系變化，典型代表是南亞季風。青藏高原的地形作用：青藏高原在夏季的熱源作用和冬季的冷源作用對維持和加強南亞季風起了重要的作用。季風的分布季風主要分布在南亞、東亞、東南亞和赤道非洲四個區(qū)域。東亞季風成因: 主要是由于海陸

40、間的熱力差異引起的。范圍：我國大局部地區(qū)，朝鮮半島和日本附近洋面。冬季風特征：蒙古高壓盤踞亞洲大陸，寒潮和冷空氣不斷爆發(fā)南下，高壓前緣的偏北風成為東亞的冬季風。我國大部、朝鮮半島和日本附近洋面吹西北風，東海南部、南海、臺灣海峽吹東北風，風力均在5-6級，最大8-9級。夏季風特征：陸地是印度低壓亞洲低壓，海上是西太平洋副熱帶高壓。我國東部沿海、朝鮮、日本吹東南風；南海、臺灣海峽、菲律賓附近洋面吹西南風。風力一般3-4級。季風的天氣氣候特征：夏季風：高溫、潮濕、多陰雨，來臨慢； 冬季風：來臨快、強度大、大風、干冷等。冬季風大于夏季風。南亞季風成因：主要是南半球東南信風帶北移引起的，也有海陸間的熱力

41、差異和大地形青藏高原的作用。范圍：東非、西南亞、南亞、中印半島一帶，又稱印度季風。夏季風特征：由于南半球東南信風越過赤道，在地轉偏向力的作用下，變?yōu)槲髂巷L，迭加上印度低壓南側的西南風。另外還有高原的阻擋作用，印度半島岬角作用，使西南風強勁。7-8月份風力達8-9級，9-10月份開始減弱。阿拉伯海的風大于孟加拉灣，尤其是索科特拉島南側的北印度洋，西南風特別大，是世界上最著名的狂風惡浪海區(qū)之一。冬季風特征：行星風帶南移，亞洲大陸高壓強大，其南部的東北風成為南亞的冬季風。北印度洋吹東北風，風力一般為3-4級，是航海的“黃金季節(jié)。季風轉換時間：5月冬季風轉夏季風；10月夏季風轉冬季風。 印 度 洋 航

42、 線其他地區(qū)的季風北澳、印尼和伊里安的季風 由于信風帶的移動引起。冬季南半球東南風，夏季西北風。西非的季風 夏季西南季風，潮濕多雨；冬季東北季風，枯燥少雨。北美與南美的季風 冬季西北風，夏季西南風。二、局地環(huán)流地方性風海陸風：在海岸附近，由于海陸間熱力差異的日變化引起的。白天：風從海洋吹向陸地稱海風；夜間：風從陸地吹向海洋稱陸風。海風陸風，主要出現(xiàn)在中低緯度，氣溫日較差較大，多在夏季晴朗天氣條件下。地方性風山谷風山谷風：在山區(qū)，由于山峰山谷的溫度差異產(chǎn)生的局地環(huán)流。白天：風從山谷吹向山頂稱谷風；夜間：風從山頂吹向山谷稱山風。谷風山風，如巴山夜雨。在我國海陸風和山谷風均盛行的港口是連云港和秦皇島

43、。地方性風峽谷風峽谷風：當氣流從開闊地區(qū)吹進峽口時，形成的強風。如臺灣海峽、直布羅陀海峽等?！皪{管效應地方性風暴布拉風從山地或高原經(jīng)過低矮隘道向下傾落寒冷而又枯燥的風暴，稱布拉風。典型的布拉風出現(xiàn)在黑海的冬季，其破壞力很大，最大平均風速可達40m/s60m/s，氣溫可迅速降低到-27 ，可造成嚴重的“船舶積冰。類似現(xiàn)象在土耳其沿海和亞得利亞海均可出現(xiàn)。第六節(jié)、大氣濕度濕度(Humidity：是表示大氣中水汽含量多少或空氣潮濕程度的物理量。大氣中的水汽是形成云、霧和降水等天氣現(xiàn)象的主要因子，同時對船運貨物是否受潮變質有很大的影響。通常表示大氣濕度的物理量有以下幾種。表示濕度的物理量1絕對濕度(a

44、) ：單位體積空氣中所含水汽的質量實際上就是水汽密度。單位為 g/cm3，g/m3。它直接表示空氣中含水汽的多少，絕對濕度大，水汽含量多，絕對濕度小，水汽含量少。絕對濕度不能直接測量，一般通過干濕球溫度表查算。表示濕度的物理量2水汽壓 e ：指大氣中水汽所引起的那局部壓強稱水汽壓。單位與氣壓相同。它表示空氣中水汽含量的多少，水汽壓大，水汽含量多，水汽壓小，水汽含量少。水汽壓也不能直接測得，通過干濕球溫度表查算獲得。表示濕度的物理量3飽和水汽壓 E: 指空氣到達飽和時的水汽壓。飽和空氣中的水汽壓是溫度的函數(shù)，即 E=E(T)，隨著溫度的升高而增大。它表示空氣“吞食水汽的能力，不反映空氣中水汽含量

45、的多少。表示濕度的物理量4相對濕度 f ：指空氣中的實際水汽壓(e)與同溫度下的飽和水汽壓的百分比，即：f=e/E100。 當 f100 未飽和；當 f=100飽和；當f100過飽和。因此它表示空氣距離飽和的程度，不直接反映空氣中水汽含量的多少。目前，我國有些城市把相對濕度作為日常天氣預報的一個指標。表示濕度的物理量5露點 (Td) ：指空氣中水汽含量不變且氣壓一定時,降低溫度使其空氣到達飽和時的溫度，稱為露點溫度。單位與氣溫相同。它表示空氣中水汽含量的多少，露點高，水汽含量多，露點低，水汽含量少。表示濕度的物理量6溫度露點差 (T-Td ) ：它的大小反映空氣距離飽和的程度。T-Td=0 飽

46、和；T-Td0 未飽和； T-Td愈大，f愈小。另外，假設濕球溫度趨于干球溫度，說明相對濕度大，一般有霧或降水。 *表示空氣距離飽和程度的主要濕度因子因子未飽和飽和過飽和飽和差(E-e)EeE=eE e相對濕度（f=e/E%）f100%f=100%f 100%氣溫露點差（t-td）ttdt=tdttd干、濕球溫度差（t-t）ttt=ttt*干、濕球溫度計大氣中水汽的分布 大氣中的水汽主要來自下墊面的蒸發(fā)，水汽的凝結或凝華改變水汽的含量，其分布是不均勻的。垂直分布：絕對濕度隨高度的增加而迅速減小。在2公里高度處缺乏地面的1/2，5公里處減到地面1/10，90%的水汽集中在3公里以下的低層大氣中。

47、水平分布：絕對濕度的水平分布與氣溫的水平分布根本一致。它與下墊面性質如海面、陸地、沙漠、冰面等關系密切。赤道地區(qū)大，隨緯度的增高而遞減。濕度的日年變化1. 絕對濕度的日年變化：絕對濕度的日年變化主要取決于溫度和湍流作用。絕對濕度的日變化與溫度的日變化一樣，最高值出現(xiàn)在午后，最低值出現(xiàn)在清晨。絕對濕度的年變化與溫度的年變化趨勢一致，極大值出現(xiàn)在夏季7月，8月，極小值出現(xiàn)在冬季1月，2月。2. 相對濕度的日年變化：相對濕度的日變化與氣溫的日變化相反，最大值在清晨，最小值在午后。相對濕度的年變化在季風盛行時，夏季大冬季小，而內陸相反。大氣中水汽凝結途徑水汽含量不變降低溫度:大氣存在許多冷卻過程可以降

48、低溫度，除上升運動中的絕熱冷卻外，還有輻射冷卻、平流冷卻、亂流冷卻和接觸冷卻等過程。氣溫不變增加水汽:增加水汽的途徑主要是蒸發(fā)，如水面蒸發(fā)和云雨滴在下降過程中的蒸發(fā)等。蒸發(fā)量的大小主要取決于水面上空氣的飽和差Ew-e和風速的大小。兩者同時作用:假設增加水汽和降低溫度同時進行，將加速凝結過程。濕度與貨運某些海上運輸貨物因受潮而遭受貨損。貨損的原因是貨艙“出汗和貨物“出汗，前者水滴凝結于艙頂、艙壁，而后者水滴凝結于貨物上。一般而言，假設艙內溫度低于艙外露點，最好不要通風；假設艙內溫度高于艙外露點，有必要開艙通風。第七節(jié)、空氣的垂直運動和大氣穩(wěn)定度對流: 指熱力作用下的暖空氣上升冷空氣下沉。由垂直方

49、向的運動方程，狀態(tài)方程和靜力關系可以證明，當氣塊溫度T與周圍環(huán)境溫度 T 不同時，就發(fā)生垂直運動，即: T T 上升運動特點：水平范圍小幾公里到幾十公里，持續(xù)時間短幾十分鐘到幾小時，垂直速度大1-30m/s。通常造成雷雨大風，冰雹和陣性降水等不穩(wěn)定天氣。水平輻散、輻合引起的垂直運動：低層輻散引起下沉運動，低層輻合引起上升運動。高壓多為下沉運動，低壓多為上升運動。鋒面上的垂直運動：指暖空氣沿鋒面坡度爬升產(chǎn)生上升運動。地形引起的垂直運動：當氣流遇到高大地形或山脈時，在迎風坡產(chǎn)生上升運動，在背風坡產(chǎn)生下沉運動。垂直運動中氣溫的絕熱變化氣體作功或傳遞熱量都能改變系統(tǒng)的內能。從而引起溫度的變化。假設系統(tǒng)

50、與外界沒有熱量交換，稱該系統(tǒng)是絕熱的。絕熱過程：空氣塊在垂直運動過程中與外界無熱量交換時的狀態(tài)變化過程，稱絕熱過程，即 dQ0干絕熱過程: 干空氣或未飽和濕空氣塊作垂直升降運動時與周圍環(huán)境不發(fā)生熱量交換的變化過程，稱干絕熱過程。干絕熱直減率(Dry Adiabatic Lapse Rate)干絕熱直減率: 在干絕熱過程中,氣塊溫度隨高度的變化率稱干絕熱直減率。即：因此,在干絕熱上升過程中,氣塊每升高100米溫度下降1度,每下降100米溫度升高1度。 d = 1/100m濕絕熱過程和濕絕熱直減率濕絕熱過程: 飽和濕空氣塊作垂直升降運動時與周圍環(huán)境不發(fā)生熱量交換的變化過程，稱濕絕熱過程。濕絕熱直減

51、率:(Wet Adiabatic Lapse Rate) 在濕絕熱過程中,氣塊溫度隨高度的變化率稱濕絕熱直減率。即：可以證明，m d ，因為在濕絕熱過程中，水汽凝結釋放潛熱使冷卻作用變的緩慢。m不是常數(shù)，而是隨氣壓和溫度變化,其中主要隨氣溫的降低而增大。通常取 m0.6 /100m干絕熱線：在干絕熱過程中氣體狀態(tài)的變化曲線。 濕絕熱線：在濕絕熱過程中氣體狀態(tài)的變化曲線。焚 風焚風：是一種干熱風，是干濕絕熱過程中，在迎風坡和背風坡作用的結果。0m1000m3000mddm大氣穩(wěn)定度(Atmospheric Stability)大氣穩(wěn)定度: 某一氣塊受到垂直方向的擾動后，大氣層結周圍大氣，使其具有

52、返回或遠離其平衡位置的趨勢和程度，稱大氣穩(wěn)定度，又稱大氣層結穩(wěn)定度。以下圖分別是穩(wěn)定平衡，不穩(wěn)定平衡和隨遇平衡。穩(wěn)定度判別的氣塊法通常采用“氣塊法判斷大氣穩(wěn)定度。當一氣塊受外力作用在垂直方向上產(chǎn)生擾動后，周圍大氣有使它返回起始位置的趨勢時，這種大氣層結是穩(wěn)定的；反之，大氣有使它繼續(xù)遠離起始位置的趨勢時，這種大氣層結是不穩(wěn)定的；假設氣塊隨時與周圍大氣取得平衡時，這種大氣層結是中性的。大氣穩(wěn)定度判據(jù)干絕熱過程 d 層結穩(wěn)定 = d 中性 d 層結不穩(wěn)定濕絕熱過程 m 層結穩(wěn)定 = m 中性 m 層結不穩(wěn)定干濕混合絕熱過程 d 絕對不穩(wěn)定 m d 條件不穩(wěn)定 m 絕對穩(wěn)定大氣中的逆溫逆溫定義：在對流

53、層中，某一時刻某氣層溫度隨高度上升或不變的狀態(tài)稱逆溫。逆溫所在的氣層稱逆溫層。0或=0 逆溫對天氣的影響：逆溫的存在好象一個蓋子，能有效地抑制對流的開展，阻擋水汽和塵埃等向上輸送。低層逆溫，易發(fā)生霧或低云天氣。逆溫的種類：1輻射逆溫：夜間輻射冷卻形成的逆溫。條件是陸地，晴朗和微風，常伴有輻射霧等；2平流逆溫：暖空氣流到冷的下墊面陸面或水面上形成的逆溫。常伴有平流霧；3下沉逆溫：高空空氣絕熱下沉增溫而形成的逆溫。多出現(xiàn)在高壓區(qū)，范圍廣，晴朗；4亂流逆溫：低層空氣的亂流混合作用形成的逆溫。多發(fā)生在摩擦層中部。5鋒面逆溫：冷暖氣團交界的過渡層內形成的逆溫。第八節(jié)、云和降水一、云的定義定義：云是由大量

54、的小水滴、小冰晶或兩者混合物組成的懸浮在空中的可見聚合體。云不僅可以反映當時天氣狀況，同時也可預示未來天氣，“看云識天就是這個道理。云層能阻擋太陽和大氣輻射，影響氣溫和風的日變化；某些云能產(chǎn)生陣性大風、雷雨、冰雹、龍卷等惡劣天氣。云的形成條件云的形成條件：水汽條件：充足的水汽使空氣到達飽和狀態(tài)。冷卻條件：上升運動促使未飽和的空氣絕熱上升降溫到達飽和狀態(tài)。凝結核：可以促使水汽在一定溫度下凝結長大。 故此， 上升運動水汽條件云形成； 下沉運動云消散。云的物理分類按照大氣中上升運動的不同特點，將云分為積狀云、層狀云和波狀云。積狀云：由不穩(wěn)定層結的自由對流開展而形成的云。積狀云是大氣層結不穩(wěn)定作用的產(chǎn)

55、物，所以又稱對流云。特點：塊狀，孤立分散，垂直開展的云塊，底部水平，頂部隆呈圓弧狀，云內不穩(wěn)定，水平范圍小。種類：積云(Cu)、積雨云(Cb)和卷云(Ci)。層 狀 云層狀云：在穩(wěn)定大氣層結中，由系統(tǒng)性的抬升運動而形成的云。如暖鋒抬升作用。特點：均勻成層，呈薄幕狀，水平范圍大，云頂如云海，云內較穩(wěn)定。種類：卷層云(Cs)、高層云(As)、雨層云(Ns)、層云(St)。波 狀 云波狀云：在穩(wěn)定大氣層結中，由大氣波動作用所產(chǎn)生的云。常形成在逆溫層上下。特點：波浪起伏狀的碎云塊和云片，云頂常有逆溫層，水平范圍較大。種類：卷積云(Cc)、高積云(Ac)、層積云(Sc)按云底高度分類假設按云底高度分類：

56、高云云底高5000m: 包括卷云(Ci)、卷層云(Cs)和卷積云(Cc；中云云底高25005000m： 包括高積云(Ac)和高層云(As)；低云云底高2500m：包括層積云(Sc) 、層云(St) 、雨層云(Ns)、 碎雨云Fn、積云(Cu)和積雨云(Cb) 。卷云卷云(Ci) - 呈纖維狀結構，通常是白色無暗影，有絲質的光澤。多呈絲條狀、羽毛狀、鉤狀、團狀和鐵砧狀。層云層云(St) - 一片平均白色或灰白色無形狀，看似霧的云。層云可以下毛毛雨。云底多在 600 米以下，甚至低至 60-90 米。積云積云(Cu) - 常在夏天出現(xiàn),云頂呈圓拱形而底部平坦垂直向上開展的云。積云的大小變化很大，由

57、晴天的淡積云至下驟雨時龐大的塔狀積云。初形成的積云向上開展，消散時那么向平面擴散。積云多是獨立一塊一塊漂浮在空中的，云與云之間?？梢姷剿{天。 二、降水 (Precipitation)降水的種類： 雨、毛毛雨、凍雨雨夾雪、雪、冰雹、冰粒、冰針、霰等。降水的性質：連續(xù)性降水：指來自Ns和As的降水，具有持續(xù)穩(wěn)定的性質。如暖鋒降水。間歇性降水：指來自Sc和厚薄不均勻的As的降水，降水強度時大時小、時降時止，變化緩慢。陣性降水：指來自Cb和濃積云的降水，降水強度變化很快，驟降驟止，天空時明時暗，持續(xù)時間較短，常伴有陣性大風。降雨量等級表 單位：mm 降雪量等級表 (單位：)降水量和降水強度降水包括近地

58、面凝結出的露水未經(jīng)蒸發(fā)、滲透、流失，在水平 面上所積聚的水層深度，稱為降水量，以mm為單位表示。單位時間內的降水量，稱為降水強度。常用mm/h、mm/d等單位表示。我國氣象部門規(guī)定的常用降水量分級情況如表所示。*全球降水分布特點全球降水隨緯度呈帶狀分布，其中有三個主要特點：1、在赤道有一個降水最大值，其位置和熱赤道一致，略偏在北半球；2、高緯度的降水總量很??；3、在副熱帶是一個次低值，盡管副熱帶高壓區(qū)是 著名的干旱區(qū)，但在這一緯度中，大陸東岸的夏 季，降雨量還是相當多的。第九節(jié)、霧和能見度霧與航海的關系霧與風暴不同，風暴伴隨狂風、暴雨、巨浪吼叫而來。霧那么是靜悄悄地來，造成一場混亂后，又靜悄悄

59、地離去，是航海的天敵。據(jù)世界海事組織統(tǒng)計，有6070的海事與霧有關系。霧不僅影響船舶的航行平安，還影響船舶天、地文的定位。霧中含有許多有毒物質。對人體十分有害。52年倫敦的大霧，造成4800多人死亡。1922年，英郵輪“埃及號在法國沿岸霧中與法破冰船“西奈號相撞，船上的近百名旅客和8000kg黃金,3萬公斤白銀一同沉入大海，故稱“吞金奪銀的霧。霧在自然界中可以裝點山川，使其呈現(xiàn)千姿百態(tài)，在軍事上作隱蔽物等。霧的種類、特征、成因和生消條件霧： 由大量小水滴、小冰晶或兩者的混合體所組成懸浮在近地面氣層中，使水平能見度小于海里的天氣現(xiàn)象。輕霧：(Mist) 水平能見度在5海里。濃霧：(Fog) 水平

60、能見度小于海里。霧的形成與云的形成大致類似，但云在空中，霧貼近地面。按其成因霧可分如下幾種： 平 流 霧 (Advection Fog)-海霧定義：暖濕空氣流經(jīng)冷的下墊面，導致氣溫下降，水汽凝結所形成的霧。此霧多形成于冷暖海流交匯處的冷水面一側。特點： (1) 濃度大，霧滴濃密，能見度惡劣；(2)水平范圍廣；(3) 垂直厚度大；(4) 持續(xù)時間長；(5) 一天中任何時刻均可發(fā)生，大洋中無明顯的日變化； (6)隨風飄移。平流霧形成條件冷的海面和適當?shù)暮鉁夭? (06)。23度最有利；適宜的風場: 要求風力在24級，風向與海水等溫線垂直，如我國近海S-SE-E等)；要有充分的水汽：有源源不斷的水