1、第一章 大气概况第一节 大气的组成一、干洁空气（Dry Air）1、主要成分：氮气（N 2） 、氧气（O 2） ，二者占空气总容积的 992、次要成分：二氧化碳（CO 2） 、臭氧（O 3） 、氢气、惰性气体，体积比不足 13、易变成分：（质量易变）二氧化碳（CO 2） 、臭氧（O 3）4、对气温有影响的成分：二氧化碳（CO 2）吸收和放射长波辐射，产生温室效应臭氧（O 3）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
2、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/m32、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
3、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
4、，即0.65/ 100m。实测的气温直减率以 表示。通常，气温随高度升高而降低，0有时，气温随高度升高而升高，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2）气温年较差：月平均 Tmax月平均 Tmin3）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
5、，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 10N 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 60N 以北的挪威、瑞典 1 月气温比同纬度的亚洲及北美东岸高 1015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二节 湿度一、湿度的定义和表示方法1、水汽压（e
6、）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，空气过饱和。2、相对湿度(Relative Humidity，用 f 表示) f=e100%/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 Temper
7、ature)，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tO，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t5000m卷积云 Cirro-Cumulus Cc 高层云 Alto-Stratus As 连续性或间歇性的雨、雪中云 2500m5000m 高积云 Alto-Cumulus Ac 层积云 Stratus-Cumulus Sc 间歇性微弱的雨、雪层云 Stratus St 毛毛雨雨层云 Nimbo-Stratus Ns 连续性中大的雨、雪碎雨云 F
8、racto-Nimbus Fn （附属云）积云 Cumulus Cu 低云 8后，海雾很少发生。3、适合的风向、风速风向垂直于表层等水温线，由高温吹向低温；中国东部沿海，S、SE、E 风适合平流雾形成，黄海北部还要再加上 NE 风。英吉利海峡，SW 风。风力24 级。4、充沛的水汽相对湿度 f80%5、低层逆温层结四、平流雾消散的条件风向大角度改变，风力增至很大或减至很小。如冷锋过境。第七章 海水温度和海冰第一节 海洋的划分一、洋（Ocean）面积广，深度大水文要素相对比较稳定水色高，透明度大有独立的潮流系统和洋流系统二、海（Sea）1、特点洋的附属部分深度比大洋浅水温有显著的季节变化水色低，
9、透明度小没有自己独立的潮波和海流系统潮汐现象比大洋显著2、分类内陆海（地中海）陆间海，如欧洲的地中海陆内海，如渤海、红海、波斯湾边缘海，如黄海、东海、日本海、白令海三、海湾（Bay/Gulf）洋或海的一部分延伸入大陆，宽度、深度逐渐减小的水域潮差大四、海峡（Strait/channel）海洋中相邻海区之间宽度较窄的水道。流急，潮流流速大。历史习惯称谓：波斯湾、墨西哥湾应为海等；阿拉伯海应为湾。第二节 海水温度( Sea Temperature)一、表层海水温度的分布1、分布特点海水表面到 0.5m 深处之间的海水温度等温线大体与纬线平行，水温由低纬向高纬逐渐降低；北半球大洋西部寒流与暖流交汇处
10、，水平温度梯度大，形成等温线密集带，称为“海洋锋” 。海洋锋不仅直接影响海水本身的运动，而且，海洋锋区上空往往是大气多风暴的活动区域。影响表层水温分布的因素是太阳辐射、海流、海陆分布。2、中国近海表层水温分布1）全年表层水温 2 月份最低，冬季南北温差大，等温线几乎与岸线平行；沿岸水温低于外海。2）全年表层水温 8 月份最高，夏季南北温差小，沿岸表层水温高于外海。二、海水温度的垂直分布混合层（0100m）温跃层恒温层总体特点：上层水温变化快，下层水温变化慢。三、海温的日、年变化1、日变化大洋表层水温日变化小，近海表层水温日变化大；大洋上，纬度越低，日较差越大；夏季日较差大，冬季日较差小。2、年
11、较差赤道、热带海区、寒带年较差小，中纬大；年较差大于日较差。3、与气温的比较海水温度变化幅度小水温的变化相位落后于气温冬季水温比气温高，夏季水温比气温低。四、海陆热力差异及其对气温变化的影响海陆热力差异表现为：太阳辐射在陆地穿透浅，在海洋上穿透深；海水热容量比陆地大；海水具有流动性对大气加热的结果：海上气温变化和缓，陆上空气变化快。第三节 海冰（Sea Ice）一、海水自身结冰的特点当海水盐度为 24.69，海水最大密度温度与冰点温度相同，为1.33；当海水盐度24.69，海水可以从任何一个层次先开始结冰，结冰速度慢。结论：大洋中平均盐度 35，冰点1.9，不易结冰，即使结冰，结冰速度也慢；在
12、持续降温的条件下，海冰首先在海岸附近、浅水区域或盐度较低的海区形成。二、海冰的种类1、按运动状态分岸冰（一般止于 25m 等深线）流冰（浮冰和冰山）2、按来源分海水自身结冰陆源冰冰山（Iceberg）：属陆源冰，冰山水上露出部分的体积/总体积1/91/10；水上体积/水下体积1/9；水上高度/水下高度1/71/5海水密度：0.860.92g/cm 3；海水密度：1.028g/m 3。三、海冰的漂移规律在无风海域：浮冰和冰山随海流漂移，漂移速度和方向与海流矢量一致。在无流海域，浮冰和冰山随风漂移，在北半球，漂移方向偏于风去向之右 28，南半球，偏于风去向之左 28；漂移速度是风速的 1/50。第
13、八章 海浪第一节 概述一、波浪（Wave）要素1、波峰波面的最高点。2、波谷波面的最低点。3、波高（H）相邻波峰与波谷之间的垂直距离。4、波幅（a）波高的一半，a=H/2。5、波长（）相邻两波峰或相邻两波谷之间的水平距离。6、波陡（）波高与波长之比，H/。7、周期（T）相邻的两波峰或两波谷相继通过一固定点所需要的时间。8、频率（f）周期的倒数，f1/T。9、波速（C）波峰或波谷在单位时间内的水平位移（波形传播的速度） ，C/ T。10、波峰线通过波峰垂直于波浪传播方向的线。11、波向线波形传播的方向线，垂直于波峰线。二、波浪的分类1、按周期或频率分类海浪大部分能量集中在周期 412s 的范围内
14、，属重力波范围。最常见的重力波是风浪和涌浪。2、按成因分类1）风浪和涌浪风浪（Wind Wave）风的直接作用所引起的水面波动。 （无风不起浪）涌浪（Swell）风浪离开风区传至远处，或者风区里风停息后所遗留下来的波浪。（无风三尺浪）2）海啸（Tsunami，又称地震波）由于海底或海岸附近发生地震或火山爆发所形成的海面异常波动。特点：周期长，波长长，波速大，在外海坡度很小，当传至近岸时，波高剧增。世界上常受海啸袭击的国家和地区有：日本、菲律宾、印度尼西亚、加勒比海、墨西哥沿岸、地中海。3）风暴潮（Storm Surge）由强烈的大气扰动（强台风、强锋面气旋、寒潮大风等）引起的海面异常上升现象。
15、主要原因：海面气压分布不均匀气压每下降 1hPa，海面约升高 1cm；大风风暴向岸边移动时，受强风牵引海水涌向岸边，海面升高，升高幅度与风速的平方成正比。我国风暴潮多发区：莱州湾、渤海湾、长江口至闽江口、汕头至珠江口、雷州湾和海南岛东北角，其中莱州湾、汕头至珠江口是严重多发区。4）内波（Internal Wave）密度相差较大的水层界面上的波动。内波对航行船舶的影响：死水和共振船舶克服“死水”和“共振”的有效方法是改变航速和航向。3、按水深相对于波长的大小分类1）浅水波（水深 h，20 水深 h）C（gh） 1/2波速与波长和周期无关，只取决于水深。2）深水波（水深 h/2）波速与波长和周期有
16、关，与水深无关。三、水质点的运动与波形传播的关系1、深水波：水质点的运动轨迹是圆，海表面的水质点的轨迹直径等于波高，水质点运动到最高位置时，运动方向与波向一致，运动到最低位置时，运动方向与波向相反。波面上每个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。2、浅水波：水质点的运动轨迹是椭圆，水质点运动到最高位置时，运动方向与波向一致，运动到最低位置时，运动方向与波向相反。波面上每个水质点在自己的平衡位置附近完成一次椭圆周运动时，整个波形就向前传播一个波长的距离。总结：波浪沿海面向前传播，水质点在原地附近作周期运动前进波。第二节 群波和驻波(简述)一、群波（Gro
17、up of Waves）当许多周期和波长不同但很相近的简单波动沿着同一方向传播时，在固定地点，有时出现振幅大的波动，有时出现振幅小的波动，两者相继交错发生，看起来大波是一群一群出现的，称之为群波。深水波的群速为相速的一半；浅水波的群速与相速相同。二、驻波（Standing Wave）波面随振幅的变化作上、下振动而波形不向前传播的波浪。当两列振幅、波长、周期相近但传播方向相反的前进波相叠加时，会形成驻波。在海滨峭壁处常出现驻波；热带气旋眼区的“金字塔”浪亦属于驻波。第三节 风浪、涌浪和近岸浪一、风浪（Wind Wave）1、特征周期短、波峰尖、波长短、波峰线短，波面不规则，易破碎。方向（指来向）
18、与风向较为一致。2、影响风浪成长的三要素1）几个概念 风区 风速、风向近似一致的风作用的海域范围。沿风吹的方向，从风区上沿至下沿的距离，称为风区长度或风程。 风时 近似一致的风速和风向连续作用于风区的时间。2）风速、风时、风区与风浪成长的关系风浪的三种状态 过渡状态 风区内各点波浪要素随风吹刮时间增加而增长（尤指波高） 。因此，在过渡状态，风时长短决定风浪的成长，风时越长，波高越大。 定常状态随风时的不断延长，风区内离风区上沿较近的点上的浪高不再增长，这些点上的浪即进入定常状态。离风区上沿越近，波浪进入定常状态的时间越早，波高也越低。因此，处于定常状态的风浪的波高取决于该点离风区上沿的远近（即
19、该点的风程长短） 。 充分成长状态风区、风时无限时，风浪成长到一定程度后停止发展（并变得不稳定，破碎） ，这种状态即为充分成长状态。风区、风时无限的情况下，风速越大，处于充分成长状态的风浪波高越大，因此，充分成长的风浪波高取决于风速。对于给定的风速，风浪要达到充分成长状态，风时需不低于某一值，风区长度也不低于某一值，这就是对应于该风速的最小风时和最小风区。因此，海面上的浪要达到充分成长状态，风速、风时、风区是决定性的三要素。3、浅水中风浪的成长风速、风时、风区相同时，浅水区的风浪尺寸比深水区的小得多。二、涌浪（Swell）1、特征波形规则，波峰圆滑，波长长，波峰线长，周期长，移速快。方向（来向
20、）与海面实际风向无关，两者间可成任意角度。2、传播特性波长大的衰减慢，波长小的衰减快，随着传播距离的增加，波高逐渐降低，周期不断增大，波长增加。三、近岸浪波浪传至浅水区域后，由于水深变浅、地形等影响，传播方向、波形发生改变，经变形后的浪称为近岸浪。1、波向的改变折射，波向斜向入射时，受海底地形和海岸的作用，波峰线逐渐趋于与等深线平行，即波峰平行于海岸线。绕射，波浪遇到岛屿、海岬、防波堤等障碍物时，会绕过障碍物进入被障碍物遮蔽的水域。反射。2、波高变化波浪进入开敞海岸浅水区时，波高增大，波长变短，波陡增加，易翻卷破碎。波浪绕射进入海湾时，波高降低。岬角地形处的波高比凹陷处的高。四、其它因素对波高
21、的影响1、波流效应流速 23kn，风速 1015m/s 时，波浪运动方向与海流运动方向相反或接近相反时，波高增加最大，增幅达2030。波浪运动方向与海流运动方向相同时，波高降低，波长增加。2、水、气温差TwTa1，波高增加 5；TwTa2，波高增加 10；TwTa10，波高增加 50；第四节 有效波高和合成波高一、几种常用的统计波高1、平均波高连续观测几个波，取所有波高的平均值。平均 HHi/n2、有效波高部分大波的平均波高将连续观测到的波高按大小排列起来，并就其中最高的一部分波高计算平均值。例如：如果共观测 1000 个波，将这些波高按从大到小的顺序排列起来，取其中波高最大的 100 列波高
22、计算平均波高，得到 1/100 大波平均波高，记为 H1/100。同理，有 H1/1000、H 1/10、H 1/3。其中，H 1/3称为有效波高，波浪预报图上的波高即为有效波高。3、合成波高风浪波高与涌浪波高的合成，H E（Hw 2+Hs2） 1/2，波浪分析图上的波高为合成波高。公式中：Hw平均显著风浪波高；Hs平均显著涌浪波高。二、有效波高与其它统计波高的关系设有效波高 H1/31m，则平均 H0.63mH1/101.27mH1/1001.61mH1/10001.94m第五节 船舶海洋水文气象观测与编报一、概述1、观测项目气象项目：海面有效能见度、云、天气现象、风、气压、空气温度和湿度等
23、。水文项目：海浪、表层海水温度、表层海水盐度、海发光和铅直海水温度等。2、观测时次常规观测：主要项目每天在世界时 00、06、12、18 时观测，测表层海水盐度的水样每天 06 时采集一次，铅直海水温度每天 00、12 世界时观测，海发光在每天天黑后进行。加密观测：出现恶劣天气时，气压、风、海浪等项目每小时测一次。3、观测程序每次观测在正点前 30min 开始至正点结速，气象项目观测在正点前 15min 内进行，气压应在接近正点时观测。二、海面有效能见度的观测1、海面能见度（Visibility）的概念在海上，正常目力所能见到的最大水平距离，单位 km 或 n mile。2、影响海面能见度的因
24、子雾是影响海面能见度最主要的因子。沙尘暴、烟、雨、雪、低云3、海面能见度的等级09 共 10 个等级。4、能见度等级术语能见度低劣（BAD） （02 级）能见度不良（POOR） （34 级）能见度中等（MODERATE） （56 级）能见度良好（GOOD） （7 级）能见度很好（VERY GOOD） （8 级）能见度极好（EXCELLENT） （9 级）5、海面能见度观测的注意事项观测方法：根据水天线的清晰程度，参照表“海面有效能见度参照表”判断。在陆上根据看得清的最远的目标物的距离判断。夜间观测时，应先在黑暗处停留至少 5 分钟，待眼睛适应后进行观测。注意事项：应选择在船上较高、视野开阔的地
25、方（夜间应站在不受灯光影响处）。数据记录：取一位小数，不足 0.1 记为 0.0，单位 km。夜间无法观测时，记为“”。三、云的观测观测方法：注意当时云的外形特征、结构、色泽及高度和各种常见的天气现象，参照云图综合判断。注意事项：应尽量选择在能看见全部天空和水天线的位置上进行观测；如阳光较强，需戴黑色眼镜；夜间观测应避开较强灯光进行。数据记录：云量指云遮蔽天空视野的成数，总云量是指天空被所有的云遮蔽的总成数，低云量是指天空被低云所遮蔽的成数，单位分成（1/10），准确度为11 成；云状分高、中、低云三族记录，同族云量多的记在前面，填写云的国际简写符号；最低云底高度以米为单位记录。特殊情况的记录
26、：雾全天无法辩明，总云量、低云量记 10，低云栏记“三” ；部分天空可辨，总云量、低云量记 10，低云栏记“ ” 加可见云状。霾全天无法辩明，总云量、低云量记，低云栏记“” ；部分天空可辨，总云量、低云量记，低云栏记“ ” 加可见云状。夜间无月光时，若不能判断云状，估计天空被遮蔽而看不到星光的那部分作为总云量，云状、低云量栏记“” 。四、天气现象的观测观测方法：现在天气现象是在定时观测时所观测到的天气现象，过去天气现象是在定时观测之间六小时内所观测到的天气现象。天气现象的符号：霾； 轻雾； 雷暴 ； 龙卷；雾三； 毛毛雨， ； 雨 ； 雪 *；雨夹雪 ； 阵雨 ； 阵雪 * ； 阵性雨夹雪 ；
27、冰雹 ； 雷雨 五、风的观测观测仪器：手持测风仪；综合数字气象仪。注意事项：应选择在船上四周无障碍、不挡风处，风向传感器的 0应与船头一致。仪器失灵或无法用仪器观测时，应根据海面状况目力测风。数据记录：风向以度（）为单位，取整数，风速以米/秒（m/s）为单位，记到一位小数。真风的求算：矢量三角形法。例题：航速 16 节，航向 330，视风 30，8m/s，求真风。/sSN，0E，90S，180W，2702703033030船风视风真风结论： 真风速：8m/s 真风向： 90六、气压的观测观测仪器：空盒气压表。观测方法：观测前，用手轻敲气压表玻璃面，待指针静止时读数，将气压表读数经过刻度订正、温
28、度订正、补充订正和高度订正后，填入记录表。注意事项：气压表应水平安置并固定在温度少变、没有热源、不直接通风处，应有减振装置并避免太阳光的直接照射。数据记录：以百帕（hPa）为单位，准确度1hPa1hPa。数据订正：刻度订正、温度订正、补充订正、高度订正。七、空气温度和湿度的观测观测仪器：干湿球水银温度表、综合数字气象仪。注意事项：干、湿球温度传感器应安装在百叶箱中，百叶箱应水平固定在空气流通、远离热源的驾驶台顶上，距甲板 1.5 米处，箱门方向不得与船头相同。数据记录：干球、湿球温度均以摄氏度（）为单位，准确度为0.20.2，相对湿度以百分率（）表示，当相对湿度50，准确度55；当相对湿度50
29、，准确度22。测湿原理：t 干t 湿0，空气未饱和；t 干t 湿0，空气饱和。八、表层海水温度的观测观测仪器：表层海水温度计。观测方法：先将帆布桶放入水中感温 1 分钟后采水提上，把水温表放入桶中搅动感温 2 分钟后读数。注意事项：表层海水温度是指海水表面到 0.5 米深处之间的海水温度，采水点应避开船舶排水孔处；读数时，水温表注水杯不能离开采水桶水面，尽量不将水温表提出帆布桶。数据记录：以摄氏度（）为单位，准确度0.50.5。九、海浪的观测观测项目：风浪高、涌浪向和涌浪波高。观测方法：风浪、涌浪分别观测，各挑选较远处 35 个显著大波，求这些波高的平均值，分别作为风浪、涌浪的波高值。观测涌浪
30、向时，用罗经上的方位仪。注意事项：观测点应选择在视野开阔处，当船体发生倾斜时，波高要进行倾角订正。十、表层海水盐度的观测海水表面到 0.5 米深度之间的海水实用盐度。每天 06 世界时测水温时采水样一瓶。十一、海发光的观测观测时站在背光的黑暗处，注视海面浪花或航迹浪花上的发光现象，根据发光强度分成 5 个等级，记入海发光栏内。十二、报告电码电码形式：BBXX船舶辅助观测报告指示组； DDDD船舶呼号； YYGGiw日期时间组，iw测风方法指示码，目测风编 0，仪器测风编 1；99船位指示码，LaLaLa纬度，编报单位 0.1；Qc船舶所在地球象限，LoLoLoLo经度，编报单位 0.1；4固定
31、码，ix现在和过去天气组是否编报指示码，h最低云底高度，VV海面有效能见度；N总云量，dd真风向，ff真风速；1气温组指示码，Sn气温正、负号，TTT气温，编报单位 0.1。4海平面气压组指示码，PPPP海平面气压，编报单位 0.1hPa；7本组指示码（天气） ，WW现在天气，W1W2过去天气；8本组指示码（云量） ，Nh低云量，CL低云状，CM中云状，CH高云状；222指示码，Ds观测前 3h 内主导航向，Vs观测前 3h 内的平均船速；0水温组指示码，Sn水温正负号，TwTwTw水温，编报单位 0.1；2风浪波高指示码，HwHw风浪波高，编报单位 0.5m，3涌浪波向指示码，dwldwl涌
32、浪波向，4涌浪波高指示码，HwlHwl 涌浪波高，/固定码。第十章 大气环流气候（Climate）某一地区长时间大气变化过程的平均统计特征，既包括大气变化的平均状态，又包括极值状态。大气环流（General Circulation）指全球范围的大尺度大气运行现象，既包括平均状况也包括瞬时状况，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发生、发展和移动的背景条件；它不仅决定各地的天气类型，同时还决定各地气候的形成和特点。太阳辐射、地球自转、海陆分布和地形差异等是大气环流形成和维持的因子第一节 行星风带和气压带一、单圈环流模式太阳辐射在地表分布的不均匀性是大气环流产生的根本原因和条
33、件，是大气环流的原动力。这个环流圈是在地面受热不均匀的条件下产生的，又称为热力环流圈。二、三圈环流模式把由于地球自转产生的水平地转偏向力的影响再考虑进去.在低纬地区形成了一个闭合经圈环流，称为赤道环流或哈德莱环流（又叫低纬环流或 I 环流，是正环流） 。在极地和纬度约 60之间构成了第二个闭合经圈环流，称为极地环流（又叫高纬环流或 II 环流，也是正环流） 。极锋区上升气流中流向低纬的那部分与赤道环流圈高层来自赤道的更暖湿空气在副热带相遇，从而在极地环流和赤道环流之间，构成了第三个闭合环流，称为中间环流（又称中纬环流或 III 环流，是反环流） 。三、行星风带和气压带1、信风带（Trade-W
34、ind Zone）及天气特征自副热带高压带向赤道流动的气流，在地转偏向力的作用下，在北半球形成东北信风，在南半球形成东南信风。信风带控制地区，风向、风力几乎常年稳定，风力一般为 34 级，最大不超过5 级，天气一般比较干燥晴朗，能见度良好。2、盛行西风带（Prevailing Westerlies）副热带高压带的辐散气流流向副极地低压带，在地转偏向力的作用下变成偏西风，与高空的偏西风相连接，使中纬度地区西风盛行，故称为盛行西风带。在北半球，由于海陆分布和地形差异等因素影响，西风带内多锋面和气旋活动，风向、风力多变，经常有大风、云雨天气，冬季大洋西北部这种现象更为突出。在南半球，因海洋广大，西风
35、带内风向稳定，风力强，故又称咆哮西风带（Roaring Westerlies） 。3、极地东风带自极地高压向副极地低压带辐散的气流，因地转偏向力的作用变成偏东风，称为极地东风带（Polar Easterlies） 。4、赤道无风带和副热带无风带北半球的东北信风和南半球的东南信风在赤道地区辐合，产生上升气流，故这里风力微弱，称为赤道无风带（Doldrums Equatorial Calms） ，或赤道辐合带（又叫赤道槽） 。在赤道无风带中，气温高，湿度大，对流旺盛，天空多对流云，夜间常有阵雨或雷雨，降雨时能见度不好，在纬度 3035 副热带高压东西向脊线两侧，微风和静风频率高，气流下沉增温，天气
36、晴朗、温暖，称为副热带无风带（Subtropical Calms） ，在国外又称为“马纬度”（Horselatitudes） 。第二节 实际大气平均水平环流的基本特征一、北半球对流层中部平均水平环流的特征冬季，500hpa（平均高度 5500m）平均气压场的分布情况：北极为极地低压（地理学上把 66.5N 以北和 66.5S 以南地区称为极地） ，又称极涡，极涡断裂为两个闭合中心，一个在格陵兰西侧与加拿大之间，另一个在亚洲的东北端。在中高纬度，是以极地为中心的环绕纬圈的西风带，西风带上有尺度很大的槽和脊。西风气流强，位置偏南，其上有三个明显的平均大槽，它们分别是位于亚洲东岸140E 附近的东亚
37、大槽、北美东岸 7080W 附近的北美大槽和欧洲东部强度较弱的欧洲浅槽；在三槽之间存在三个脊，分别位于阿拉斯加、西欧沿岸和青藏高原的北部，脊的强度比槽弱得多。在低纬度，平均槽、脊的数目和位置与中高纬度不完全相同。除北美和东亚大槽向南伸到较低纬度外，在地中海、孟加拉湾和东太平洋加利福尼亚半岛都有比较明显的槽；北太平洋和北大西洋上的副热带高压强度很弱，高压中心退居大洋东部、位于20N 以南。夏季，500hpa 平均气压场的分布情况：高纬极涡主要有一个中心，偏于西半球，强度比冬季明显减弱。西风气流弱，位置明显北移，其上平均槽有四个，东亚大槽东移到勘察加半岛附近（170 E） ，北美大槽略向东移，欧洲
38、西岸和青藏高原北部贝加尔湖地区各出现一个浅槽，原欧洲浅槽消失，槽的强度大大减弱，脊就更不明显。副热带高压大大加强，在低纬北太平洋、北大西洋和北非大陆均有闭合高压中心，中心位置移到 20N 以北。二、海平面平均水平环流的特征永久性大气活动中心（年气压区）全年始终都存在的大气活动中心，包括：北大西洋冰岛低压（Iceland Low） 、亚速尔高压（Azores High）北太平洋阿留申低压（Aleutian Low） 、夏威夷高压（Hawaii High）赤道低压带南半球南太平洋、南大西洋、南印度洋海上副高、南半球副极地低压带、南极高压。半永久性大气活动中心（季节性气压区）随季节发生根本变化的大气
39、活动中心：冬季，北半球（1 月） ，西伯利亚冷高、北美冷高南半球（7 月）澳大利亚冷高、南美冷高和非洲冷高夏季，北半球（7 月） ，印度低压、北美低压南半球（1 月） ，澳大利亚低压、南美低压和非洲低压。海上副高冬弱夏强；冰岛低压和阿留申低压冬强夏弱。第三节 季风环流一、季风（Monsoon）的定义、成因和分布1、定义大范围风向随季节而有规律转变的盛行风2、成因1）海陆季风由海陆热力差异引起的风向随季节明显改变的风系冬季风陆上高压发展，海洋上低压发展，水平气压梯度由大陆指向海洋，形成了从陆地吹向海洋的风；夏季风陆上低压发展，海洋上高压发展，水平气压梯度由海洋指向大陆，形成了从海洋吹向大陆的夏季
40、风。全球海陆季风最强的区域多在热带和副热带海陆热力差异最显著的地区，以东亚季风最著名。2）行星季风行星风带随季节有南北移动的规律，由此引起风向的季节性改变而形成的季风地表行星风带在北半球夏季时向北移动，南半球夏季时向南移动，这样，冬季西风带的南缘地带，夏季就可能变成东风带，冬夏盛行风向就发生约 180的变化。行星季风在赤道和热带地区最明显，常被称为赤道季风或热带季风，以南亚季风最著名。3、分布主要分布在南亚、东亚、东南亚和赤道非洲，此外，在澳洲也有一些季风。二、东亚季风和南亚季风1、东亚季风1）成因海陆热力差异2）冬季风偏北风，风力较强，风向稳定，寒潮南下时，最大风力可达 89 级以上。渤海、
41、黄海、东海北部和日本海附近海面多西北风和北风东海南部和南海多为东北风，东北信风也因而加强冬季风盛行时，我国东部、朝鲜和日本等地具有低温、干燥和少雨的气候特征。3）夏季风偏南风，强度比冬季风弱，海上风力一般在 34 级左右我国东部和日本及附近洋面（约 50N 以南）吹东南或南风，华南沿海、南海和菲律宾附近洋面上多为西南风夏季风盛行时，为高温、潮湿、多雨和多雾的气候特征。4）冬季风爆发快，夏季风来得慢。2、南亚季风南亚季风以印度半岛和北印度洋表现最突出，又称印度季风。1）成因主要是行星风带的季节性位移引起的，海陆热力差异和青藏高原大地形也有相当大的影响。2）冬季风东北风，风力一般为 34 级左右（
42、11 月4 月） 。冬季风盛行时，天空晴朗，能见度好，是北印度洋航海的“黄金季节” 。3）夏季风西南风，风力常达 89 级以上（5 月10 月） 。夏季风盛行时，有暴雨，能见度低，北印度洋成为世界海洋上著名的狂风恶浪海域之一。4）冬季风爆发慢，夏季风爆发快。在春、秋季季风转换季节，上述季风区风向不稳定。第四节 海陆风和山谷风一、海陆风1、定义在海岸附近，近地面层，白天风由海洋吹向陆地，称为海风（Sea Breeze） ，夜间风由陆地吹向海洋，称为陆风（Land Breeze） ，这样在小范围内构成了具有明显日变化的风系，称为海陆风。一般情况下，海风比陆风强，海风的水平范围和垂直厚度也比陆风大。
43、2、成因海陆热力性质差异形成的一种小范围的热力环流。白天，在低层形成由海洋指向陆地的水平气压梯度分量，于是出现海风（海风环流）夜间，在低层形成由陆地指向海洋的水平气压梯度分量，于是出现陆风（陆风环流）3、地理分布在低纬地区，一年四季均可出现海陆风；在中纬地区，主要出现在夏季，冬季很弱；在高纬地区，只有夏季晴朗的日子里才能见到微弱的海陆风。在我国沿海，不少港口都能观测到明显的海陆风。4）对沿海天气的影响海风从海上带来大量水汽，使陆地上空气湿度增大，有时会形成雾和低云，甚至产生降水。海风还可以使沿岸陆地气温降低，所以沿海地区夏季不十分炎热。二、山谷风1、定义在山区，白天自谷底沿山坡向上吹向山顶的风
44、称为谷风（Valley Breeze） ；夜间自山顶沿山坡吹向谷底的风称为山风（Mountain Breeze） 。2、成因由于山坡上的气温与同高度谷地上空气温之间的差异产生的局地热力环流。三、受山谷风和海陆风同时影响的港口秦皇岛和连云港：白天向岸风（海风谷风）夜间离岸风（陆风山风）第十一章 海流第一节 海流概述一、概念1、定义海流（Ocean Current）海洋中大规模的海水以相对稳定的速度所作的定向流动。流向海水流去的方向，与风向的表示方法相差 180，用 8 方位或以度为单位表示；流速单位用 kn（节，海里/小时）或 n mile/d（海里/日）表示。2、强度的表示方法主轴海流流动方向
45、上流速最大点的连线。流幅垂直于主轴的海流的水平宽度和上下厚度。用来表示海流的规模。海流的强弱常用平均流速或平均流量表示，平均流速大或平均流量大，则海流强；反之则弱。二、海流的分类1、按成因分类可分为风海流、地转流、补偿流、潮流等1）地转流（Geostrophic Current ）当海水等压面发生倾斜，海水受到的水平压强梯度力和水平地转偏向力平衡时出现的稳定流动，其流动形式类似于大气运动中的地转风。a) 倾斜流（Slope Current）由不均匀的外压场作用引起海水等压面倾斜而产生的地转流。流速大小与等压面的倾斜程度有关，倾斜度越大，流速就越大；流向与等压面的倾斜方向有关，在北半球，观测者若
46、背流而立，则右边等压面高，左边等压面低，南半球正好相反；并且，流向和流速不随深度改变。b) 密度流（Density Current，又称梯度流）单纯由于海水密度分布不均匀引起等压面倾斜而产生的地转流。密度流随深度增加而减弱。在北半球若观测者背流而立，则右边等压面高，海水密度小（水温高） ，左边等压面低，海水密度大（水温低） ；南半球正好相反。2）补偿流（Compensation Current）由于某处的海水流失，其它地方的海水流过来补偿形成的海流。补偿流有水平方向的，也有垂直方向的。垂直方向的补偿流又可分为上升流（即涌升流）和下降流。出现上升流的海区，上升流使表层海温降低。3）潮流（Tida
47、l Current）由天体引潮力引起的海水周期性的水平运动。在大洋中，潮流的量值极小，主要考虑风海流和地转流，在近海，尤其是岛屿、海湾和海峡地区，潮流则比较显著。因此在实践中，有时把海岸带的海流只分为潮流（周期性的海流）和余流（非周期性的海流） 。2、按温度属性分类暖流（Warm Current）海流的水温高于它所经海域的水温；寒流或冷流（Cold Current）海流的水温低于它所经海域的水温；中性流（Neutral Current）海流的水温与它所经海域的水温相差不大。另外，根据流向与海岸的相对关系，可将海流分为沿岸流、向岸流和离岸流。三、风海流（Wind-driven/generated Current）1、成因风海流是在海面风的作用下形成的海水流动。当风的切应力、海水摩擦力和地转偏向力达到平衡时，就形成了稳定的海流。是海洋中最常见也是最主要的海流，其强度通常比其它海流强得多。通常情况下提到的风海流指漂流（Drift）由大范围盛行风长期吹刮所引起的，流向、流速常年比较稳定，因此又称为定海流或定常流。2、特点在无限深海中，由于地转偏向力的作用，表层流向在北半球偏于风去向之右 45，在南半球偏于风去向之左 45；表层流速最大，与海面风速成正比。随海水深度的增加，北半球风海流的流向逐渐向右
