1、第二章第二章 海洋水文气象特征海洋水文气象特征海洋气象学海洋气象学第一节第一节 大气的基本特性大气的基本特性 1.11.1大气的组成成份及光学特性大气的组成成份及光学特性 1.21.2垂直结构垂直结构 1.31.3温度与湿度温度与湿度 1.41.4大气的热能与温度变化大气的热能与温度变化 1.51.5绝热变化绝热变化 1.61.6稳定度与气温的垂直分布稳定度与气温的垂直分布 1.71.7湿度与货运湿度与货运第二节第二节 海洋的基本特性海洋的基本特性 2.12.1温度之分布温度之分布 2.22.2盐度之分布盐度之分布 2.32.3密度之分布密度之分布第三节第三节 海洋在天气和气候系统中的地位和作
2、用海洋在天气和气候系统中的地位和作用 第一节第一节 大气的基本特性大气的基本特性1)几个重要的专业术语几个重要的专业术语v大气（大气（Atmosphere）：包围地球表面的整个大包围地球表面的整个大气层。气层。v气象要素（气象要素（Meteorologyelements)：反映：反映大气状态的物理量或物理现象，主要有：气温、大气状态的物理量或物理现象，主要有：气温、气压、风、湿度、云、能见度和天气现象。气压、风、湿度、云、能见度和天气现象。v天气天气 (Weather)：指一定区域在较短时间内各：指一定区域在较短时间内各种气象要素的综合表现。天气表示大气运动的种气象要素的综合表现。天气表示大气
3、运动的瞬时状态。瞬时状态。几个重要的专业术语几个重要的专业术语v气候气候 (Climate)：指某一区域天气的多年平均指某一区域天气的多年平均特征，其中包括各种气象要素的多年平均及特征，其中包括各种气象要素的多年平均及极值。气候表示长时间的统计平均结果极值。气候表示长时间的统计平均结果.v海洋要素（海洋要素（Marine elements）：反映海洋状：反映海洋状态的物理量或物理现象。如海温、盐度、海态的物理量或物理现象。如海温、盐度、海浪、海流和海冰等。浪、海流和海冰等。2)2)大大 气气 成成 分分v大气大气：主要由多种气体、水汽和悬浮的杂质构：主要由多种气体、水汽和悬浮的杂质构成。成。v
4、干空气（干空气（Dry air）:（除水汽和杂质以外的空气）（除水汽和杂质以外的空气）主要成分为主要成分为氮氮（78.09%78.09%）、）、氧氧(20.95%(20.95%）、）、氩氩（0.93%0.93%）、）、二氧化碳二氧化碳（0.030.03）。）。v稀有气体：氢、氖、氦、氪、氙、氡、臭氧、稀有气体：氢、氖、氦、氪、氙、氡、臭氧、甲烷、一氧化二氮、一氧化碳、碳氟化合物等。甲烷、一氧化二氮、一氧化碳、碳氟化合物等。大大 气气 成成 分分v大气是可压缩气体，大气密度随高度增加而大气是可压缩气体，大气密度随高度增加而迅速减少。观测表明，迅速减少。观测表明，10 10公里以内集中了公里以内集
5、中了75%75%的大气质量，的大气质量，3535公里以下则达公里以下则达99%99%，近地面空，近地面空气标准密度为气标准密度为1.2931.293千克千克/立方米。影响天气气立方米。影响天气气候变化的主要大气成分为候变化的主要大气成分为二氧化碳、臭氧和二氧化碳、臭氧和水汽水汽。大气中的易变成分大气中的易变成分1.1.二氧化碳（二氧化碳（carbon dioxide）:平均含量平均含量0.03%,0.03%,若达若达到到0.2-0.60.2-0.6，就对人体有害。二氧化碳能强烈地吸，就对人体有害。二氧化碳能强烈地吸收和放射长波辐射，收和放射长波辐射，对地面和大气的温度分布有对地面和大气的温度分
6、布有重要影响，类似温室效应，直接影响气候变迁。二重要影响，类似温室效应，直接影响气候变迁。二氧化碳的含量，城市多于农村，夏季多于冬季，室氧化碳的含量，城市多于农村，夏季多于冬季，室内多于室外。内多于室外。莫纳罗亚（夏威夷）和南极地区的月平均大气二氧化碳浓度莫纳罗亚（夏威夷）和南极地区的月平均大气二氧化碳浓度（单位：（单位：ppmv）随时间演变图。）随时间演变图。对格陵兰和南极冰芯分析得到的过去对格陵兰和南极冰芯分析得到的过去300300年二氧化碳、甲烷、年二氧化碳、甲烷、一氧化二氮的浓度变化。一氧化二氮的浓度变化。大气中的易变成分大气中的易变成分2.2.臭氧（臭氧（ozone）：主要存在于：主
7、要存在于20-4020-40公里气公里气层中，又称臭氧层（层中，又称臭氧层（Ozonosphere）。臭）。臭氧是吸收太阳紫外线的唯一大气成分，若氧是吸收太阳紫外线的唯一大气成分，若没有臭氧层，人类和动物、没有臭氧层，人类和动物、植物将受到植物将受到紫外线的伤害。但大气中臭氧浓度过高紫外线的伤害。但大气中臭氧浓度过高 （0.1ppmv）也会威胁人类健康。）也会威胁人类健康。1979-19891979-1989年间年间9-109-10月份卫星观测的对流层臭氧含量，多布森为月份卫星观测的对流层臭氧含量，多布森为单位，非洲南部出现极大值区。单位，非洲南部出现极大值区。1979-20001979-20
8、00年间，卫星观测的对流层臭氧含量季节分布。年间，卫星观测的对流层臭氧含量季节分布。不同纬度测得的臭氧浓度平均垂直分布，总臭氧浓度随纬度不同纬度测得的臭氧浓度平均垂直分布，总臭氧浓度随纬度升高而增加。升高而增加。20002000年年9 9月，南半球高纬地区臭氧含量随高度积分后的分布图，月，南半球高纬地区臭氧含量随高度积分后的分布图，图中蓝色和浅蓝色的区域为臭氧含量低区域，主要由氯氟图中蓝色和浅蓝色的区域为臭氧含量低区域，主要由氯氟烃化合物的累计引起的。烃化合物的累计引起的。1970-20021970-2002年年10 10月月8 8号的臭氧位象观测结果，黑色为缺失值。号的臭氧位象观测结果，黑色
9、为缺失值。卫星测得卫星测得4.5km4.5km处处co co的浓度，浓度变化范围从背景值的浓度，浓度变化范围从背景值50ppbv（蓝色区），到（蓝色区），到450ppbv（红色区）。（红色区）。大气中的易变成分大气中的易变成分3.3.水汽（水汽（vapor）：含水汽的空气叫做湿空气（含水汽的空气叫做湿空气（wet air）。空）。空气中的水汽含量随纬度、时间、地点而变化。气中的水汽含量随纬度、时间、地点而变化。湿空气在同一气压和温度下，湿空气在同一气压和温度下，只有干空气密度的只有干空气密度的62.262.2。大。大气中水汽含量范围在气中水汽含量范围在0 04 4，具有固、气、液三态，具有固、
10、气、液三态，是常是常温下发生相变的唯一大气成分温下发生相变的唯一大气成分，它也是造成云、雨、雪、，它也是造成云、雨、雪、雾等现象的主要物质条件。雾等现象的主要物质条件。v水汽能强烈地吸收和放出长波辐射，并在相变过程中吸收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和放出潜热能，对地面和空气的温度影响很大。，对地面和空气的温度影响很大。大气在水循环中的作用大气在水循环中的作用大气中水的含量为大气中水的含量为3030 kg/m2kg/m2。年平均下大气水气输送的质量平衡图。上图，风引起的水平输送产生的水年平均下大气水气输送的质量平衡图。上图，风引起的水平输送产生的水汽垂直积分局地
11、变化率。下图，局地蒸发量和降水量的差。汽垂直积分局地变化率。下图，局地蒸发量和降水量的差。1 1月份（上图）和月份（上图）和7 7月份（下图）气候平均下降水的分布图，单位月份（下图）气候平均下降水的分布图，单位cmcm。大气中的易变成成分大气中的易变成成分4.4.杂质杂质：悬浮在空气中的固体或液体微粒，主：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，影小盐粒等。它们主要集中在大气的低层，影响能见度，响能见度，能吸收部分辐射，并对太阳辐射能吸收部分辐射，并对太阳辐射具有散射作用具有散射作用。在水汽
12、相变过程中，杂质可在水汽相变过程中，杂质可以作为凝结核对云雾过程有重要作用。以作为凝结核对云雾过程有重要作用。气泡在水面破裂时产生膜滴和射滴的示意图。海洋上，膜滴气泡在水面破裂时产生膜滴和射滴的示意图。海洋上，膜滴和射滴蒸发后海盐粒子和其他物质留在空气中。和射滴蒸发后海盐粒子和其他物质留在空气中。大量观测的平均对流层粒子数浓度分布，曲线红蓝黑分别代大量观测的平均对流层粒子数浓度分布，曲线红蓝黑分别代表大陆、海洋和城市污染空气的结果（特别是小粒子）。表大陆、海洋和城市污染空气的结果（特别是小粒子）。黑红蓝分别代表城市污染空气、大陆、海洋的气溶胶粒子表黑红蓝分别代表城市污染空气、大陆、海洋的气溶胶
13、粒子表面积分布结果（埃根、粗粒子、巨核）。面积分布结果（埃根、粗粒子、巨核）。大气的光学特征大气的光学特征v相对于地球表面反射的向外辐射，地球大气对入射的太相对于地球表面反射的向外辐射，地球大气对入射的太阳辐射可以看成透明的。由于大气向外辐射的阻挡，使阳辐射可以看成透明的。由于大气向外辐射的阻挡，使地球表面温度比没有大气时高很多。地球表面温度比没有大气时高很多。v大气层具有散射作用（外层大气的蓝色，空气分子优先大气层具有散射作用（外层大气的蓝色，空气分子优先散射入射短波，气溶胶散射白色光线）。散射入射短波，气溶胶散射白色光线）。v大气层具有反射的作用（云和气溶胶将大气层具有反射的作用（云和气溶
14、胶将22%22%的入射向外散的入射向外散射）。射）。太空拍摄的地球边缘太空拍摄的地球边缘 利用可见光辐射拍摄的底层云利用可见光辐射拍摄的底层云由三年平均卫星观测数据得到的全球海洋生物和陆地生物进由三年平均卫星观测数据得到的全球海洋生物和陆地生物进行光合作用的分布特征。海洋上，深蓝色为光合作用少，行光合作用的分布特征。海洋上，深蓝色为光合作用少，绿色为光合作用强。陆地上，深绿色为光合作用显著。绿色为光合作用强。陆地上，深绿色为光合作用显著。年平均下由光合作用季初级生产力产生的碳的吸收率，黄红年平均下由光合作用季初级生产力产生的碳的吸收率，黄红色为大值区。色为大值区。3)3)大气的垂直分层大气的垂
15、直分层 1.对流层（1）在一般情况下，对流层中气温随高度增加而降低，平均每升高100米气温降低0.6。（2）空气对流运动显著。（3）天气现象复杂多样。2.平流层3.中间层4.热层（1）随着高度增加，气温迅速高。（2）空气处于高度电离状态。5.散溢层美国定义的标准大气的中纬度地区气温廓线，自下而上分别美国定义的标准大气的中纬度地区气温廓线，自下而上分别为对流层、平流层、中间层和热层。为对流层、平流层、中间层和热层。大气的垂直分层大气的垂直分层根据根据气温、水汽的垂直分布、大气扰动和电离现象等要素气温、水汽的垂直分布、大气扰动和电离现象等要素的变化规律的变化规律，可以将大气分为五个层次。，可以将大
16、气分为五个层次。1.1.对流层（对流层（Troposphere）：下界为地面，上界随纬度和季：下界为地面，上界随纬度和季节变化，平均厚度节变化，平均厚度10-1210-12公里。通常在高纬为公里。通常在高纬为6-8Km6-8Km，中纬，中纬度度10-12Km10-12Km，低纬度，低纬度17-18Km17-18Km。夏季对流层的厚度比冬季高。夏季对流层的厚度比冬季高。对流层集中了大气质量的对流层集中了大气质量的8080和全部水汽，与人类关系和全部水汽，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。该层。对
17、流层具有三个主要特征。对流层中三个主要特征对流层中三个主要特征 气温随高度而降低气温随高度而降低。平均幅度为。平均幅度为-0.65/100m-0.65/100m。即即 0.65/100m 0.65/100m 称称为气温垂直递减率。为气温垂直递减率。具有强烈的对流和湍流运动具有强烈的对流和湍流运动。是引起大气上下层动。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。量、热量、能量和水汽等交换的主要方式。气象要素沿水平方向分布不均匀，气象要素沿水平方向分布不均匀，如温度、湿度等。如温度、湿度等。水汽随高度增加迅速减小，风速随高度增加而增大。水汽随高度增加迅速减小，风速随高度增加而增大。大气
18、的垂直分层大气的垂直分层对流层对流层摩擦层与自由大气摩擦层与自由大气根据根据大气运动的不同特征大气运动的不同特征通常将对流层分为：通常将对流层分为：v摩擦层摩擦层(friction layer)：摩擦层又称边界层，从地面到：摩擦层又称边界层，从地面到1Km1Km高度，高度，其厚度夏季高于冬季，白天高于夜间。湍流输送是该层的基本其厚度夏季高于冬季，白天高于夜间。湍流输送是该层的基本运动特点。运动特点。v自由大气自由大气(free atmosphere)：自由大气的基本运动形式是波动，：自由大气的基本运动形式是波动，地面摩擦作用减小，可忽略不计，这样大气的运动显得比较简地面摩擦作用减小，可忽略不计
19、，这样大气的运动显得比较简单和清楚。单和清楚。v对流层顶：厚度约为对流层顶：厚度约为1-2Km1-2Km，温度随高度呈等温或逆温状态。，温度随高度呈等温或逆温状态。大气的垂直分层大气的垂直分层大气的垂直分层大气的垂直分层2.2.平流层（平流层（Stratosphere）：厚度：从对流层上方到距地大：厚度：从对流层上方到距地大约约55Km55Km高度之间；特点：高度之间；特点：空气的垂直运动比较弱，主空气的垂直运动比较弱，主要是水平运动。要是水平运动。水汽含量少。水汽含量少。气温随高度递增（最气温随高度递增（最初等温，到初等温，到20-25Km20-25Km气温突增，主要是臭氧吸收太阳紫外气温突
20、增，主要是臭氧吸收太阳紫外线）。线）。气层稳定利于飞机飞行。气层稳定利于飞机飞行。3.3.中间层（中间层（Mesosphere）：厚度：自平流层顶到：厚度：自平流层顶到85Km85Km左右；左右；特点：特点：温度随高度迅速下降（无臭氧，有强烈垂直运温度随高度迅速下降（无臭氧，有强烈垂直运动）。动）。大约在大约在65Km65Km处是电离层，白天强，夜间弱。处是电离层，白天强，夜间弱。大气的垂直分层大气的垂直分层4.4.热层（热层（Thermosphere）：厚度：厚度：85-800Km85-800Km。特点：。特点：气温随高度迅速增加。气温随高度迅速增加。空气高度电离，空气高度电离，又称电离又称
21、电离层。层。电离层的程度也有差别，比较强的为电离层的程度也有差别，比较强的为E层（层（100-100-120Km120Km）和）和F层（层（200-240Km)200-240Km)，反射无线电波。，反射无线电波。沿着地表前进的波，称为地波，或直接波。当电波自沿着地表前进的波，称为地波，或直接波。当电波自地面向上发射，经游离层反射回来的波，称为天波。地面向上发射，经游离层反射回来的波，称为天波。天波又有一次反射与二次反射，就航海而言，地波的天波又有一次反射与二次反射，就航海而言，地波的准确性最高，其次为一次反射天波，二次反射天波当准确性最高，其次为一次反射天波，二次反射天波当然是最不准确的。然是
22、最不准确的。5.5.逸散层（逸散层（Exosphere）:厚度：厚度：800Km800Km以上。以上。特点：气温也随高度增加，大气质点摆脱地球引力的束特点：气温也随高度增加，大气质点摆脱地球引力的束缚，向星际空间散逸。缚，向星际空间散逸。大气的垂直分层大气的垂直分层按着大气的按着大气的化学成分化学成分来划分。这种划分是以距海平面来划分。这种划分是以距海平面9090公里公里的的高度为界限的。高度为界限的。v均质层均质层:在在9090公里高度以下，大气是均匀地混合的，组成大公里高度以下，大气是均匀地混合的，组成大气的各种成分相对比例不随高度而变化，这一层称均质层。气的各种成分相对比例不随高度而变化
23、，这一层称均质层。v非均质层非均质层:在在9090公里高度以上，组成大气的各种成分的相对公里高度以上，组成大气的各种成分的相对比例，是随高度的升高而发生变化的，比较轻的气体如氧比例，是随高度的升高而发生变化的，比较轻的气体如氧原子、氦原子、氢原子等越来越多，大气不再均匀，因此原子、氦原子、氢原子等越来越多，大气不再均匀，因此把这一层叫做非均质层。把这一层叫做非均质层。大气的垂直分层大气的垂直分层按着大气按着大气被电离的状态被电离的状态来划分，可分为：来划分，可分为：v非电离层非电离层：在海平面以上：在海平面以上6060公里公里以内的大气，基本上没以内的大气，基本上没有被电离处于中性状态，所以这
24、一层叫非电离层。有被电离处于中性状态，所以这一层叫非电离层。v电离层电离层：在：在6060公里以上至公里以上至10001000公里公里的高度，这一层大气的高度，这一层大气在太阳紫外线的作用下，大气成分开始电离，形成大量在太阳紫外线的作用下，大气成分开始电离，形成大量的正、负离子和自由电子，故这一层叫做电离层。的正、负离子和自由电子，故这一层叫做电离层。4)4)大气的温度与湿度大气的温度与湿度地球的温度，几乎完全来自于太阳的辐射能，太阳的能量以短波辐射的方式大部分都可以透射到地面，为地面所吸收，地面也同时向外放出长波辐射。长波辐射可为二氧化碳或水汽所吸收，而有保温作用，所以称此为温室效应温室效应
25、。热能传送方式不外下列三种：辐射辐射：以波的形式，无须介质来传送，地球接受太阳辐射能。传导传导：通过介质，一个个传送的方式，如一金属棒一端加热，另一端很快会感受到热。对流对流：受热物质的真正运动而传送的方式，如受热空气的体积膨胀，密度变小会上升，较冷的空气会下降，相互置换，即为对流。若以一排人传球为例，由第一个人，直接丢给最后一个，是为辐射；一个传递到最后一个，是为传导；第一个人，直接跑过去交最后一个，是为对流。太阳辐射太阳辐射v大气运动需要能量，而能量几乎都来源于太阳辐射的转化。v大气不仅吸收太阳辐射、地面辐射和地球给予大气的其它类型能量，同时大气本身也向外放射辐射。v然而吸收和放射的差额在
26、大气中的分布是很不均匀的，沿纬圈平均在35S-35N之间是辐射差额的正值区，即净得能量区。由35S向南和由35N向北是辐射差额的负值区，即净失能量区。影响地球气温分布的因素影响地球气温分布的因素地球的温度，赤道与两极，平地与高山，海洋与大陆，冬季与夏季，差异甚大，影响地球气温分布的因素如下：v天文因素天文因素：由于地球有自转的现象，因此有日与夜的产生；又有公转的现象，公转的轨道呈椭圆形，地球 的赤道面又与公转面呈23.5度，导致有四季的形 成，影响温度的变化。v大气因素大气因素：大气中的成分中，有水汽、微尘、二氧化碳和云层，都是控制辐射的重要因素。v地面因素地面因素：又可区分为四者纬度变化赤道
27、附近，阳光直射，温度高；纬度越高，阳光越斜射，温度越低。洋流影响暖流所过之处，气候温和；寒流所过之处，气温较低。在太平洋有一暖洋流，流经菲律宾、台湾，北上日本海，其流经过之地温暖如春，是为黑潮，等温线受洋流影响很大。在美洲大陆西海岸，有涌升流，是因为大气和海洋交互作用，而把深层较冷的海水带升至海洋表面之海流。海陆分布水的比热较陆地为大，又有流动性，所以海洋性天气其温差小。南半球为水半球，因此等温线较北半球均匀，且海陆交界的等温线有变形现象。高度因素对流层中，气温随高度而降低，所以高山气温低于平地。5)5)大气的热能移转与温度变化大气的热能移转与温度变化一 太阳的辐射性质1.1.日照日照：接收自
28、太阳的辐射能，就是日照。在地球与太阳的平均距离下，垂直于入射辐射.地球的大气外缘，每一平方公分每一分钟所接受太阳的辐射率，约为1.94卡（1.94 cal/cm2/min），若加不可见光，总数约为2.0卡，变动范围只有2。2.2.日照配置日照配置：大气中云和微粒杂质，以及由水、冰和地表不规则反射的结果，有24被云层反射，6被大气散射返回太空，3被高层大气（主要为臭氧）吸收，这三部分的合计有33，称为反射率。其余的67中，有14被水汽及云直接吸收，6被地面反射，47被地面吸收（其中27直接吸收自太阳辐射，另外20为经漫射后被地面吸收）。3.3.大气的不规则受热大气的不规则受热：由于地球的曲度等因
29、素，造成大气的受热不规则，可知的因素有：入射角：同一地点，因为季节的不同，太阳的入射角不同，而使得单位面积中的日照量也随之不同。地表曲度：同一时间，不同地点，由于地球的曲度，而使得单位面积中的日照量也随之不同。尘霾水汽：尘埃和云等外来微粒杂质，在大气中因时因地而有显著的变化，如陆地与海洋就截然不同。尘埃和水的微粒使太阳能因吸收、反射、扩散而告大量消失。日照长短：季节性的变化与云量多寡，均影响日照长短，进而造成大气受热的不规则。热带向下的短波辐射为300瓦/平方米，两极的净短波辐射率只有100瓦/平方米。热带和极地地表温度差产生的地表长波辐射的差异可以达到2倍，由于热带的云量多，使差异减小。热带
30、辐合区为OLR的具体小值区，由于海面的云量。沙漠地区为OLR的大值区，大量地表辐射进入太空。F =Fs Fs +FL FL 地面的净辐射通量：长波、短波在地面处向下和向上的差值。Fnet=F +FHS+FES近地面的净热通量：辐射通量和潜热，感热的和。二.温度的变化v当太阳早上从东方上升，就开始接受辐射量而增温，中午时太阳在天顶附近，日照最强。但随后因为近地面空气收到地面散发的热量，超过空气本身支出的热量，所以气温继续升高，约在午后二、三时，收支相等，气温才不再上升，其后温度继续下降，于清晨日出前达于最低。一日的最高温和最低温的差额，称为日较日较差差，此种差额海洋地区小于沙漠地区。v年变化也相
31、似，温度最高和最低，都比夏至和冬至落后约一个月，所以中纬度地区，年高温在七、八月份，最冷在一、二月份。温标：温度的数值表示法。常用的有以下几种：摄氏温标：冰点0沸点100，多用于实际业务和日常生活中。绝对温标K：冰点273K373K，多用于理论计算。华氏温标F：冰点32F212F（180等分），英语国家使用较多。各种温标之间的关系：=-273 =5/9（F-32）K=273+F=9/5+32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
32、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。绝热变化绝热变化绝热变化绝热变化是指将一种物质压缩或膨胀，而不让热量进入或移出，由此产生温度、压力和容积的变化。v空气也和其它气体相同，当空气被压缩时，温度会上升，反之，当空气，膨胀时，温度会下降。v较高处的空气因远离热源或冷源，可视为绝热过程，由于空气的饱和与否，而有干绝热直减率与湿绝热直减率两种情况。（1）干绝热直减率干绝热直减率：高空中未饱和的空气而无热量加入或取出时，称为干绝热过程，气温的变
33、化纯为膨胀或压缩所致，其高度每上升（或下降）一百米，温度下降（或上升）摄氏一度。（2）湿绝热直减率湿绝热直减率：高空中已饱和的空气，虽无外界供应热量，但因水汽凝结，势必将潜热放出，这种情况称为湿绝热过程，气温的变化一方面为膨胀或压缩所致，另一方面为潜热之放出，中纬度地区，其高度每上升（或下降）一百米，温度下降（或上升）摄氏0.65度。6)6)稳定度与气温的垂直分布稳定度与气温的垂直分布一气块与周围空气间温度的关系，会使得气块变得稳定与否，会有以下的情况发生。（1 1）稳定大气）稳定大气：当暖而轻的空气在冷而重的空气上方时，空气就无法做垂直方面的运动，称之为稳定大气。空气上暖下冷的情况，大气很稳
34、定，但空气质量不良。（2 2）不稳定大气）不稳定大气：当冷而重的空气在暖而轻的空气上方时，空气会做垂直方面的运动，形成对流，称之为不稳定大气。由于空气会向上扩散，因此污浊的空气会排开，空气质量会较好。（3 3）条件性不稳定）条件性不稳定：饱和空气上升，适用于湿绝热直减率；不饱和空气上升，适用于干绝热直减率。而任何地区的直减率均介于湿绝热直减率与干绝热直减率之间。因之当气块未饱和时，上升后温度降低，为稳定大气；当气块饱和时，因为有热量释出，反而比周围暖，为不稳定大气，其稳定与否，是气块内所含的水汽量而定。在类比中，球位移后，球运动的外强迫力主要是重力，而空气块除了考虑重力外还要考虑本身受到的浮力
35、，所以空气快体积的变化也要考虑在内。湿度湿度湿度（湿度（Humidity）即为大气中水汽的含量。其表示方法有：1.绝对湿度：单位体积内，所含水汽重量称之绝对湿度。2.比湿：单位质量的湿空气中，所含水汽的质量，单位是g/Kg，表示每公斤大气中所含水汽量。混合比：单位质量的干空气中，所含水汽的质量，单位与比湿相同，两者的值，相差也很小。3.相对湿度：空气实测水汽含量，与相同温度下饱和水汽含量之比，以表示，当相对湿度为100时，空气即告饱和，当时的温度即为露点。如果空气中之现有水汽量为10克，若当时温度下应有饱和水汽量为20克，则其相对湿度为：相对湿度=当时空气中的含水汽量/当时温度下应有饱和水汽量
36、*100%=10/20*100%=50%4.水汽压：即空气中，水汽部分之压力，单位与气压相同，均为百帕。5.露点：指大气冷却到开始产生露水的温度。如某一空气在气温20之相对湿度为50%，若降低其气温至10时达到饱和，则其露点即为10。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。物理意义：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。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
37、生露水或降雨或形成云、雾等。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。温度、湿度与露点的关系温度、湿度与露点的关系温度、湿度与露点的关系温度、湿度与露点的关系 最简单的获取相对湿度的方法，就是利用干湿球温度计干湿球温度计，经常可以看到一个面板上有两个温度计，一个正常，另一个其下部的温度表球包以一层纱布，纱布还垂到下方的小水杓中，由于毛细现象，使得纱布是湿的，既然是湿的就会蒸发，蒸发要吸收热量，无形中该温度计上的温度指针就会下降，由两者之差，就可以查表知道相对湿度了。当两者温度相同时，相对湿度为100，也就是露点，当两者温差愈大时，则相对湿度愈低。图 干湿球温度计 7)7)
38、温、湿度与货运温、湿度与货运一一 汗湿汗湿的原因的原因 船舶航行海上，空气中的水汽与湿度，会造成舱中汗湿，出汗的原因大致有下列二者：（1）船体汗湿：当船舶在温暖潮湿的港口装货关舱后，舱中留有温暖潮湿的空气，当航行往较为寒冷的港口时，由于海水渐冷，船体受冷较快，舱中水汽凝附于船体，滴至货品上而产生。载运谷类货物，由于货物本身会发出水分，也会产生。（2）货物汗湿：当船舶在寒冷的港口装货关舱后，舱中物体的温度很低，当航行往较为温暖潮湿的港口时，由于空气渐渐潮湿，船体受热较快，而舱中货物温度变化不大，外来温暖潮湿的就会附着在货品上而产生。大气由多种气体、水汽和悬浮的杂质构成。大气的主要成分为氮、氧、氩
39、、二氧化碳。影响天气气候变化的主要大气成分为二氧化碳、臭氧和水汽。大气是可压缩气体，大气密度随高度增加而迅速减少。35公里以内集中了99%的大气质量。地球大气对入射的太阳辐射基本是透明的（但有反射和散射存在），但对于地球表面反射的向外辐射缺是不透明的。根据不同的定义可以将大气层划分为不同的层结。其中根据气温、水汽的垂直分布、大气扰动和电离现象等要素的变化规律，可以将大气分为五个层次（对流层、平流层、中间层、热层和散溢层）。小结：地球的温度，几乎完全来自于太阳的辐射能，太阳的能量以短波辐射的方式大部分都可以透射到地面，为地面所吸收，地面也同时向外放出长波辐射。热能传送方式：辐射、传导、对流。海洋
40、对气温的影响，一方面体现在海陆差异上，另一方面是海流的热输送。船舶航行海上，空气中的水汽与湿度，会造成舱中汗湿，出汗的原因大致有两种：船体汗湿和货物汗湿。小结：第二节第二节 海洋的基本特性海洋的基本特性海陆面积比 南半球 4：1 北半球 1.5：1水的来源：地球内部，水蒸气结晶。外部星体，彗星是冰组成，撞击带来水。盐分的来源：）基岩溶解 ）火山喷发 ）陆源物质风化 海：占总面积9.7%；位于大陆边缘，被陆地、岛弧分割的许多形态各异的小水体。海的水文特征：靠近陆地，受陆地影响大；面积小，水浅；无独立的潮波系统；底质为陆屑。洋：地球上连续巨大的咸水体。（4大洋 or 5大洋）洋的划分及其形态特征
41、地理位置划分：太平洋，大西洋，印度洋，北冰洋 研究角度划分：太平洋，大西洋，印度洋，南大洋1、太平洋面积最大：占地表总面积1/3，海洋表面积的1/2；平均深度4028m，东西最宽达半个赤道。海底地形：东部洋脊为主；东北部为洋盆,上有断裂带；中部海山集中,群岛很多；北部和西部多岛弧、海沟和边缘海。2、大西洋面积：占世界大洋面积1/4，平均深度3627m。海沟4个，最深9218m。洋脊横贯南北。赤道窄，分南北大西洋，海岸形态：南：平直无附属海；北：迂回曲折，多岛屿、港湾和附属海大西洋与印度洋的分界线大西洋与印度洋的分界线 厄加勒斯角厄加勒斯角（Cape AgulhasCape Agulhas）所在
42、）所在的的2020o oE E子午线子午线 大西洋与太平洋的分界线大西洋与太平洋的分界线 合恩角合恩角（Cape HornCape Horn）与南舍得兰岛）与南舍得兰岛（South Shetland IslandSouth Shetland Island）的最短）的最短距离距离白令海峡白令海峡塔斯马尼亚岛塔斯马尼亚岛苏门答腊岛苏门答腊岛爪哇岛爪哇岛3、印度洋面积：占世界洋面积的1/5，平均深度超过大西洋，平均3897m。最深7450m。“入”字型洋脊：由南而北扩张速度减小。4、北冰洋面积：最小，水深最浅，平均1200m。有人称其为北极地中海。具有世界上最宽的大陆架：1000km。5、南大洋南纬
43、45度至南大陆间的广阔水域。具有独特的潮波系统和环流系统。中国海中国海渤海：内陆海，从老铁山角（老铁山头）至蓬莱角（登州头）联线与黄海为界。面积7.7万km2，平均深度18m，最深83m。黄海：半封闭浅海，南界为启东嘴至济州岛连线与东海相接。38万km2，平均深度44m，最深超过100m。地形中央凹地。东海：太平洋边缘海，水域辽阔，77万km2，平均深度370m，最深2719m。南海：350万km2，平均深度1212m，最深5377m。第第1 1讲讲 海温分布海温分布一一 海洋温度的来源海洋温度的来源 欲了解海洋的温度分布，需先知悉海洋热量之来源，根据研究分析，海洋（水）热量来源，依其份量多寡
44、排列，有以下四项：太阳的辐射；地球的地热；海水放射性物质；太阳天体以外放射热。其中最大宗者，乃是来自太阳的辐射热量。我们的日夜温差，四季更替等，都是因为太阳日照不同所至。二二 海洋温度的散失海洋温度的散失v海洋表层温度与空气接触，因此也因为与空气温差而有变化，一般而言海面冷却的原因有以下三者：海水向大气辐射冷却；海水热能经传导回大气；蒸发。v由于地球二氧化碳等的增加，造成地球的温室效应，以致于地球空气的温度上升，连带的海洋的温度也上升，遂有高山及南北极海洋冰山的融化，使海平面上升，沿海国家国土内缩，一些海岛国家甚而面临消失成为礁岩的危机，因此如何控制使温室效应不再扩大，是一十分值得重视的课题。
45、三三.海洋表面温度的水平分布海洋表面温度的水平分布 海水温度的增加与减少均在海洋表面，海洋表面温度的高低，所受到的因素值得探讨，一般而言大致有：纬度高低；季节变化；洋流分布；地形影响；其它v海洋温度受太阳辐射影响极大，因此大致而言，赤道上的海洋表面温度最高，随着纬度的增加海洋表面温度逐渐减少，到两极时最低。v由于地球斜着23.5度，因此地球在一年中各地受的太阳辐射不一，因此海洋表面温度，也会随季节的变化而增减。v地球上的流动物体受到科氏力的作用，在北半球偏向流动方向的右侧，在南半球偏向流动方向的左侧，乃有各自形成环流的情形，其中由赤道往两极流动的为暖流，由两极往赤道方向流动的为寒流，洋流温度不
46、同，流经海域的表面温度自亦受其影响而不同。v海洋表面温度的分布也会地形的影响，如果形成独自一区，与其它大范围海洋交流少时，其温度之变化自成一格，如处于欧洲南部与非洲北部的地中海地区等地就是。v其它尚有当地是否有涌升流的存在，涌升流是从下层海域受到地形影响而抬升的水流，下层海水的温度均比表层为低，因此其必然影响当地的水温，甚而影响当地的天气。世界大洋的温度（世界大洋的温度（temperature）分布）分布水水 温（温（）位位 温（温（）世界大洋总体平均世界大洋总体平均 3.8 3.59 太太 平平 洋洋 3.7 3.36大大 西西 洋洋 4.0 3.73印度洋印度洋 3.8 3.72CC海水温
47、度因时而异，因地而异，写成场函数的形式为：(,)t xy z75%的海水温度都在040C 之间 水温的测量水温的测量水银温度计 mercury thermometer（1900-1970）v铂电阻温度计 根据相点温度插值得到实用温度标度。根据相点温度插值得到实用温度标度。可以电子读数，具有较高精度可以电子读数，具有较高精度v热敏电阻计（1970-）由半导体制成，半导体的电阻随温度迅速有规律的变化。由半导体制成，半导体的电阻随温度迅速有规律的变化。多用于漂浮测量仪器或者船上观测仪器。多用于漂浮测量仪器或者船上观测仪器。分辨率高，精度达到分辨率高，精度达到v先进超高分辨率辐射计 Advanced
48、Very High Resolution Radiometer （AVHRR）由极轨气象卫星携带，通过测量红外辐射在空间测量海表温度。由极轨气象卫星携带，通过测量红外辐射在空间测量海表温度。水温的测量水温的测量0.001 C世界大洋冬季（2月）水温分布世界大洋夏季（8月）水温分布40度以南 西部水温东部40度以北 东部水温西部黑潮湾流海洋水温的大面海洋水温的大面分布分布19961996年年1 1月月 海表温度异常分布海表温度异常分布四四.海洋温度的垂直分布海洋温度的垂直分布v海洋表面温度受到夹卷与对流夹卷与对流等作用，将热量逐渐传到下层，因此海洋温度的垂直分布是由海洋表层算起，向下渐次降低，一
49、般而言，深度愈大，温度愈低。v海洋温度若分层时，最上面的一层为表面层（Surface layer），其深度可达数百公尺，此层之温度相差甚少，故又称为同温层（Isothermal layer），因为海水受到风浪及对流作用充分混合，亦称为混合层（Mixer layer）。太平洋准经向断面海水位温分布大洋中典型的温度剖面 混合层 mixed layer 几十米到二百米深，由于表面风的搅动，海水充分混合，处于近等温状态。温跃层 thermocline layer 水温随深度迅速递减。深层海洋 deep ocean 水温随深度变化缓慢，重新变为近似等温状态。v自水深1000公尺以下，海水温度下降缓慢，称
50、为深水层（Deep water），靠近海底附近，因受地热影响，不但已呈恒温状态，并可能有少许之逆温状况存在，所以此层海水常称为底水层或底层水（Bottom water）。v不同纬度的垂直水温也有不同，一般而言低纬度（热带）地区，与典型水温垂直分布图十分相似；中纬度（温带）地区，会因为夏天与冬天季节之更替，而有不同的曲线型态；高纬度（寒带）地区，没有永久的斜温层存在，只有季节性的斜温层，斜温层下有逆温现象，在50-100公尺为冷水层，温度可降低至摄氏-1.6度，此层称为双温层或跃热层。第二讲第二讲 盐度分布盐度分布一一 盐度的定义盐度的定义 盐度的首次定义 1902年，在克努曾的领导下，定义盐度
