11规则光盘航海学与气象大副

1、gaosgxGaosgxgaosgxGaosgx航海基础知识从海图上查得 GPS占位修正的说明中有Latitude T.10 Southward , Longitude 0.4 Westward字样。GPS勺经、纬12.5Wo则用于海图上定位的数据应为度卖数为：30 40 .2S , 15A.3041 .3S ,15 12.9WB.3041 .2S ,15 12.7WC.3039 .2S ,15 12.3WD.3040 .0S ,15 11.5W某船使用中、英版海图进行航线设计，当航行中更换海图进行定位时，发现在相邻两张不同版本的海图上定位出现 了差异，则产生该误差的原因可能是 ?（不考虑作图

2、误差）A.B.C.D.海图基准纬度不一致 海图比例尺不一致 海图坐标系不一致 海图新、旧程度不一致英版海图的绘制基于下列哪一种大地坐标系A.B.C.D.WGS-84 东京1918 欧洲1950A或 C下列那个系统采用WGS-8地心坐标系A.GPSB.C.D.DGPSECDIS以上都是GPS!星导航系统（美国）是在 WGS-8大地坐标系下确定的椭圆体表面上测定船舶位置的，该大地坐标系的原点在A.B.C.D.o地心地球表面 堪萨斯州 东京船用GP黴收机给出的船位坐标，是在下列那个大地坐标系下确定的椭圆体表面上建立的A.B.C.WGS-84WGS-72NWL-8DD.EUR OP EAN1950)确

3、定椭圆体参数 确定坐标轴的方向 确定椭圆体方向 确定圆球体参数建立大地坐标系包括三方面问题确定椭圆体中心位置、确定坐标轴的方向、A.B.C.D.海图如果海图绘制工作中绘画误差为0.1mm,比例尺为1:100000的海图的极限精度为5mB. 10m15m2m在墨卡托海图上，图上某个图形与地面上对应图形相似是指A.B.C.D.具有一定面积的图形无限小的图形任意大小的图形整个图幅覆盖范围内的图形下列有关墨卡托海图局部比例尺的说法中，何者准确 墨卡托海图上任意点各个方向的局部比例尺相同 墨卡托海图内各点局部比例尺均不相同 墨卡托海图上某点各个方向的局部比例尺可能都不相同 B+ AA.B.C.D.墨卡托

4、海图上30 N纬线上某点经线方向的局部比例尺比31 N纬线上某点纬线方向的局部比例尺A.B.C.D.大小相同无法比较设m n分别为墨卡托海图上某点经线和纬线方向的局部比例尺，则A.m nB.C.D.mK nm=n以上都可能某海图基准比例尺 C= 1 : 750000 （基准纬度45 N）,若该纬线上110 E经线处局部比例尺为 C1, 120 E经线处局部 比例尺为C2, 130 E经线处局部比例尺为 C3,贝UA.C1 C2 C3C3 C2 C1C.D.C1= C2= C3C2=2(C1+ C3)比例尺越大，海图的海图的极限精度越A.B.C.D.越高 越低 不变 不一定B.当比例尺很小时，能

5、够分辨出的图上最小距离所代表的实际距离也就越大，海图的精度也就越差，这种相当于海图上A.005B.01C.015D.02mmo基准比例尺可能是图上各个局部比例尺的平均值，或者是A.B.C.图上各个局部比例尺的平均值 图上某点某线任何比例尺图上某点或某线的局部比例尺 任何比例尺D.罗经差在英版航海天文历中，北极星方位是按A.给出的。B.C.D.观测法 倍角法 圆周法 象限法观测低高度天体方位求罗经差时，当推算船位误差不超过 替天体真方位。，天体高度不超过35时，天体计算方位可以代A.10B.20C.30D.60当天体的赤纬趋近A./0、天体方位趋近时，由推算船位的误差而引起的天体方位误差将趋于零

6、。B.C.900 D./0 /90 Ofc O180 /00越大，误差越大 0越小，误差越大 无影响 影响不大C.D.罗经面相对于真地平面的倾斜角A.B.0对观测天体罗方位的误差的影响是天体高度为30,罗经面倾斜A.度可引起观测方位最大产生 0。6的误差。B.C.D.连续观测三次天体的罗方位取平均值后再求罗经差的目的是A.B.C.D.减小随机误差的影响抵消系统误差 避免粗差A和 C在天测罗经差中，应尽量观测A较亮天体B.低高度天体的罗方位。东西向天体南北向天体观测A.B.C.D.求罗经差是海上用天文方法测定罗经差的最基本的方法。 北极星方位太阳低高度方位负陆标天体观测北极星罗方位求罗经差时，查

7、取北极星真方位的表册是A.B.C.D.天体方位表航海天文历太阳方位表 天体高度方位表太阳方位表英文版的名称是A.B.DaW s S TablesBurdwood S TablesC.D.Azimuth TablesA和 B船舶在中国沿海航行，上午利用太阳方位表求得的半圆方位的名称是A.NEB.NWC.SED.SW选择高度小于15的天体较为合适，但不宜超过A.15B.20C.30D.40观测太阳真出没方位求罗经差时，太阳真出没的时刻是指当太阳下边沿视高度约为A.B.C.D.2/3太阳直径 1/3太阳直径 3/2太阳直径 1/2太阳直径观测北极星罗方位求罗经差时，查取北极星真方位时的查表因数 测者

8、纬度，北极星赤纬和春分点格林时角测者纬度，北极星赤纬和春分点地方时角 测者纬度和北极星赤经 测者纬度和春分点地方时角A.B.C.D.观测低高度太阳方位求罗经差的原因是 o减小由于罗经面的倾斜而产生的观测太阳罗方位的误差。减小由于推算船位的误差而产生的太阳真方位的误差。gaosgxGaosgxgaosgx纬度，赤纬，视时纬度，赤纬，世界时纬度，赤纬，平时 纬度，半圆地方时角，赤纬利用太阳方位表求罗经差，当A.B.C.测者进行观测时，从表中查得的太阳方位命名是NW/D.北纬/上午 北纬/下午 南纬/上午 南纬/下午此时太阳方位变化较慢，则观测误差较小。以上均对观测低高度太阳方位求罗经差，太阳方位表

9、的查表引数是A.B.C.D.不必内插计算简便不用配备航海天文历 精度高C.D.与其他的表册相比，利用太阳方位表求罗经差的优点是A.B.观测太阳真出没方位在A.上要受到限制。B.C.D.观测仪器 观测距离 观测时间 以上均错5米10米16米21米C.D.太阳真出没时，其视高度约为A.B.2/3太阳视直径，则测者眼高约为太阳真出没时，太阳真高度为A.，此时太阳下边沿视高度约为太阳视直径。B.C.D.0 , 1/355，2/3 10, 3/50 , 2/3晚/晚 晚/早 早/早 早/晚D.太阳真出比太阳视出要A.B.C.，太阳真没比太阳视没要已知测者纬度等于30 N, 3月21 日测得太阳真没方位等

10、于92 NW则罗经差为+ 2 2 C.+ 1D. 1天测罗经差时不必记录观测时间的方法是A.B.C.D.观测低高度太阳方位求罗经差 观测北极星方位求罗经差观测太阳真出没方位求罗经差 观测低高度恒星方位求罗经差测者纬度 皆30 N, 3月21 日，太阳真出时的位置角等于A.30B.45C.60D.90当太阳的地心真高度等于 0。时的瞬间称为A.B.太阳的视出没 太阳的真出没 A和 B都错A和 B都对C.D.潮汐潮流中国国家海洋局海洋情报研究所出版的潮汐表A.B.是关于中国海区的?C.D.一、二、三册一、二册四、五、六册五、六册在正常情况下，中国沿岸三册潮汐表预报潮时的误差在A.以内。B.C.D.

11、30分钟20分钟10分钟2030分钟各港潮时均采用A.B.C.，并在每页的左上角用Time zone x x xx”注明。D.当地标准时 地方时 世界时 夏令时我国沿海某半日潮海区平均高潮间隙（MHW） 0630,平均低潮间隙（MLW） 0230，则该地农历初六的高潮潮时约为A.0140、 1405B.1005、 2230C.0230、 1455D.1030、 2230在潮汐推算中，如主港 3月6日低潮时为2357，低潮时差为+ 0103，则附港为发生同一低潮应在GaosgxA.B.C.D.3月6日22543 月 7 日 01003 月 7 日 00033月 6日 0100我国某主港某日潮高为

12、 3.6m，某附港的潮差比为1.20，主港平均海面220厘米，附港平均海面 海面季节改正值均为+ 18厘米，则该附港的潮高为A.222厘米，主附港平均B.C.D.3.64 米4.12 米4.02 米3.86 米我国某地高潮间隙0450,概算农历五月初六的高潮时间约为A.0850,2114B.0825,2050C.1050,2314D.0726,1950我国某地的大潮升为4.4米，小潮升为3.4米，则农历初六的高潮潮高约为A.B.C.D.3.6米4.0米4.2米4.4米如4月19日某主港的高潮潮时为 0117，则高潮时差为-0228的附港高潮潮时为A.B.C.D.4 月 18 日 22494 月

13、 19 日 03454 月 18 日 23494 月 19 日 1049表中列出 （用黑体字印刷）和附港编号（differences ）,每两页的右下页还印有平均海面季节改正（ A.No.）、潮时差（time differencesseas onal cha nges in mea n level）、潮高差（heightB.C.潮差大的港重要的港 各地区最大的港 主港D.从潮信表查得某海区的平均低潮间隙MLW为1147，则8月28 日 （农历二十六）的低潮潮时约为A.0747;2011B.0722;1947C.0811;2025D.0659;1923附港潮高=A.B.O（主港潮高-主港平均海面

14、季节改正）X潮差比+附港平均海面季节改正 主港潮高X潮差比+改正值C.D.主港潮高-主港平均海面季节改正+潮高差+附港平均海面季节改正 主港潮高+主港平均海面季节改正+潮高差-附港平均海面季节改正gaosgxD.gaosgxD.是关于国外海区的?中国国家海洋局海洋情报研究所出版的潮汐表、二、三册、二册四、五、六册五、六册潮差比-对日潮港来说，是指 _附港平均潮差与主港平均潮差附港回归潮大的潮差与主港回归潮大的潮差 主港回归潮潮差与附港回归潮潮差主港平均潮差与附港平均潮差A.B.C.D.潮差比-对半日潮港来说，是指 附港平均潮差与主港平均潮差 主港潮差与附港潮差 主港平均潮差与附港平均潮差 附港

15、潮高与主港潮高A.B.C.D.负号（一）表示 附港位于主港的东面 附港位于主港的西面 附港高、低潮潮时早于主港 附港高、低潮潮时晚于主港A.B.C.D.高A.B.C.（低）潮时差-主港与附港高（低）潮时之差。正号（+）表示附港位于主港的东面附港位于主港的西面 附港高、低潮潮时早于主港附港高、低潮潮时晚于主港D.夏、秋季节受到台风侵袭的地区（尤其是闽、浙沿海）常常引起 引起增水”引起减水” 引起降雨 产生狂浪A.B.C.D.引起增水” 引起减水” 引起下雪 引起结冰C.D.在山东高角以北及渤海，主要应注意冬季寒潮引起的A.B.潮咼误差在A.以内。B.C.10cm以内1020cm2030cm 大于

16、30cm某海区大潮升506cm,小潮升406cm,平均海面310cm,则该海区平均大潮低潮潮高为GaosgxgaosgxGaosgxgaosgxGaosgxA.96cmB.114cmC.196cmD.214cm在高、低潮的附近，潮汐涨、落速度较A.B.C.D.缓慢 快速 平稳 时快时慢某轮候潮过浅滩时，需计算所需潮高，若某轮吃水 滩所需的潮高为A.B.C.D.7.5米，要求富裕水深0.5米，浅滩的海图水深 4.3米，则通过浅2.7米米3.7米米某航道上空有大桥净空高度 15m该地大潮升3.2m，小潮升1.0m，平均海面280cm, 1200潮高为0.5m，则1200大桥实 际水面上高度为A.B

17、.C.D.17.3m18.7m18.3m17.7mA.8.28mB.8.4mC.8.52mD.9.0m某港某日潮汐资料为：0906 92cm , 1342 418cm。该港该日1100的潮高为A.211cmB.225cmC.229cmD.234cm某地某时潮咼为3.0m,该地海图水深为10m,海图深度基准面在平均海面下当时该地实际水深为。A.12 mB.13 mC.14 mD.15 m某地当日潮汐资料为：1200 400cm , 1900 136cm，则潮高为300cm的潮时为A.1350B.1457o港图水深基准面在平均海面下294cm,潮高基准面在平均海面下306cm,预计潮高300cm,

18、港图上码头水深5.4m，则该港的实际水深为2.5m，潮高基准面在平均海面下1.5m，C. 1500D. 1330回声测深仪测得水深读数 2米，当时潮高1米，吃水7米，则该处的海图水深应为A.B.C.D.10米6米8米4米O 资料中高度-平均海平面-潮高 资料中高度+平均海面-潮高 资料中高度-平均海平面 +潮高 资料中高度+平均海平面+潮高海面上实际高度=A.B.C.D.A.B.C.D.还有一些主要港口的逐时潮高预报（Part Ia Hourly height predictio ns第一卷第二卷第三卷第四卷在高、低潮的中间时刻，即接近半潮时，其涨、落速度A.B.C.D.缓慢 时快时慢 最快

19、最慢在候潮过浅滩时，设船舶吃水为8.7米，富裕水深为米o0.7米，浅滩的海图水深为6.0米，则通过浅滩所需潮高至少为A.2.0B.3.4C.14D.15.4利用英版潮汐表求附港潮汐，主港某日潮汐为:高差为-50cm。附港高、低潮潮高分别为 0929 1.0m ,1838 4.0m。主附港高潮潮高差为 -30cm ;低潮潮A.0.7m、3.5mB.0.5m、3.7mC.1.3m、4.5mD.1.3m、4.3m英版潮汐表有I主港索引A.B.i、n、i、n、索引？n附港索引川地理索引 w关键词索引出wC.D.英版潮汐表共有I、川卷。A.B.C.D.英版潮汐表第二卷不包括A.B.C.D.潮流预报表主港

20、潮汐预报表 调和常数潮时差与潮高差表英版潮汐表包括I主港潮汐预报表表?n潮流预报表 川调和常数表 W差比数和潮信表V潮时差与潮高差表A.I、n、川、wB.I、n、w、vC.n、D.I、n、ffi、v是英版潮汐表的内容?I主港潮汐预报表n潮流预报表A.I、n、川B.I、n、vC.n、D.I、V川格林尼治月中天时刻表W差比数和潮信表V潮时差与潮高差表A.B.不是英版潮汐表的内容? 潮流预报表差比数与潮信表调和常数表潮时差与潮高差表C.D.计算时，首先在_ 主港索引 目录地理索引主港索引或目录A.B.C.D.中查取附港的编号。磁航向 罗向位 罗方位 磁向位任意时潮高=低潮潮高 +潮高改正数=A.低潮

21、潮高+潮差X1+cos(t/TX 180/2B.高潮潮高+潮差X1-COS(t/TX 180 B/2C.高潮潮高-潮差X1+cos(t/TX 180 B/2D.低潮潮高+潮差X1-COS(t/TX 180 勺/2磁罗经陀螺罗经.近似代替罗航向查取。从磁罗经自差曲线或自差表查取罗经自差时，可用A.B.C.D.磁罗经的自差随A.的变化而变化。B.C.D.方位 航向 风向 舷角船上属于杆的主要是驾驶台顶部左右两边的纵梁。A.B.C.D.硬铁部分所获得的磁性可以看做在相当长的时间内是稳定的，故称为A.B.C.D.永久船磁 感应船磁 磁罗经自差罗经如果船舶距离另一国的领海基线不大于 国国家LRIT数据中

22、心获取该船舶的 LRIT信息。 A.，该国的国家LRIT数据中心都可以通过国际LRIT数据交换从船旗B.C.D.1000海里100海里10000海里2000海里在2006年3月召开的COMSAR A.上，LRIT性能标准草案获得通过。B.C.D.第9次会议第10次会议第11次会议第12次会议中国海事局于颁布了船载航行数据记录仪技术条件和检验程序定我国船舶安装VD啲时间要求。A.（国内船舶试行）（简称180号文），并规B.C.D.2000年 4月 20 日2001 年 4月 20 日2002年 4月 20 日2003年 4月 20 日1997年 11 月 27 日，IMOA.B.C.通过了船载航

23、行数据记录仪（VDR）性能标准A.861（20）号决议。D.第18次会议第19次会议第20次会议第21次会议如果船舶距离另一国的领海基线不大于 国国家LRIT数据中心获取该船舶的 LRIT信息。A. 1000海里，该国的国家LRIT数据中心都可以通过国际LRIT数据交换从船旗gaosgxD.GaosgxgaosgxD.Gaosgx100海里10000 海里2000海里在2006年3月召开的COMSARA.B.C.上，LRIT性能标准草案获得通过。D.第9次会议第10次会议第11次会议第12次会议.颁布了船载航行数据记录仪技术条件和检验程序 定我国船舶安装VDR勺时间要求。A.中国海事局于(国内

24、船舶试行)(简称180号文)，并规B.C.D.2000年 4月 20 日2001 年 4月 20 日2002年 4月 20 日2003年 4月 20 日1997年11月27日,第18次会议第19次会议第20次会议第21次会议A.B.C.D.气象基础1997年 11 月 27 日,第18次会议 第19次会议第20次会议第21次会议A.B.C.D.IMOIMO低气压，空间等压面向下凹，形如A.B.C.D.咼山 盆地 山沟 山脊通过了船载航行数据记录仪(VDR)性能标准A.861(20)号决议。通过了船载航行数据记录仪(VDR)性能标准A.861(20)号决议。根据单位气压高度差分析，暖低压随高度的

25、升高，其强度A.B.C.D.少变 减弱 增强 不变在中高纬度地区，不对称的低压总是A.B.C.东西均冷 东冷西暖 东暖西冷 东西均暖在中高纬度地区，不对称的低压总是gaosgxGaosgxgaosgxGaosgxA.B.C.D.东冷西暖 东西均冷 东西均暖 东暖西冷压槽的空间等压面形状类似于A.B.山沟 高山 山脊 盆地C.D.气压梯度的大小取决于等压线的疏密程度。等压线越密集,A.B.C.D.水平气压梯度小 水平气压梯度大 垂直气压梯度小 垂直气压梯度大鞍形气压区，两个高压之间的狭长区域称为低压带高压带低压槽高压脊鞍形气压区，两个低压之间的狭长区域称为A低压槽低压带高压脊高压带北半球中高纬度

26、的冷空气多从西北方向移来，温压场不对称系统的中心轴线随高度倾斜状态是A.B.C.D.高、低压均向西南倾斜高压向西南倾斜、低压向西北倾斜 高压向西北倾斜、低压向西南倾斜 高、低压均向西北倾斜当气流从开阔地区进入峡口时，而A.B.C.，称为峡谷风。D.风速为零 风速不变 风速减小 风速增大根据梯度风的关系，在自由大气层中闭合低压系统的风向应为A.B.C.D.北半球逆时针旋转，南半球顺时针旋转 南、北半球均逆时针旋转北半球顺时针旋转，南半球逆时针旋转 南、北半球均顺时针旋转在我国东部海域，在相同的水平气压梯度下，通常偏南风比偏北风弱，其主要原因是 A.海岸效应狭管效应波流效应岬角效应我国山东半岛的成

27、山头附近海面，由于A.B.C.偏北风通常比周围要大12级左右，有中国的好望角之称。D.狭管效应波流效应岬角效应 海陆热力差异作用在空气纬度和密度相同时，高气压区中等压线的分布规律是A.B.C.D.曲率半径越小的地方越密集 曲率半径越大的地方越稀疏 曲率半径越小的地方越稀疏 等压线疏密与曲率半径无关低压中的风速常比高压中的风速大，其原因是_低压中的水平气压梯度大于高压中的气压梯度 低压中的水平地转偏向力大于高压中的地转偏向力 低压中的摩擦力大于高压中的摩擦力 低压中的惯性离心力大于高压中的惯性离心力A.B.C.D.三个力达到平衡时的空气水平运动，称为梯度风 水平气压梯度力、水平地转偏向力、惯性离

28、心力 水平气压梯度力、水平地转偏向力、摩擦力水平气压梯度力与水平地转偏向力 水平地转偏向力、惯性离心力、摩擦力当空气质点作曲线运动时,A.B.C.D.当水平气压梯度和空气密度一定时，地转风的大小为A.B.C.D.低纬大于高纬 低纬等于高纬 低纬小于高纬 与纬度无关在自由大气中风沿等压线吹，背风而立，高压位于A.B.C.D.北半球，正右侧；南半球，正左侧 南、北半球正左侧北半球，正左侧；南半球，正右侧 南、北半球正右侧在南半球，背风而立，高压在A.B.，低压在右。C.D.右方 右前方 左方 左前方地转风是 ，空气的等速直线水平运动。A.水平气压梯度力与惯性离心力水平地转偏向力与惯性离心力水平气压

29、梯度力与水平地转偏向力水平气压梯度力与摩擦力通常在中纬地区陆地上交角约为，在海面上约为1020oA.3035B.3545C.4550D.5055在台湾海峡，夏季西南风和冬季东北风均比邻近海域强，最主要原因为A.B.C.D.海岸效应 狭管效应 波流效应 岬角效应海陆热力差异将直接影响到气压系统的年变化，而有利于低压系统发展的情况是A.B.C.D.夏季大陆、 冬季海洋、 冬季大陆、 冬季海洋、夏季海洋 夏季大陆 夏季海洋 冬季大陆东亚季风的天气气候特征：冬季风盛行时，具有A.B.的气候特征。C.D.高温、潮湿和多雨 低温、干燥和少雨 低温、潮湿和少雨 低温、潮湿和多雨东亚季风主要是由于A.形成的。

30、B.C.D.气温梯度 气压梯度 海陆热力差异 季节性移动季风容易在大陆内部 海陆交界 广阔的洋面上 多岛屿地区形成。A.B.C.D.通常将海陆热力差异形成的季风称为海陆季风，它主要出现在A.B.C.D.低纬地区 高纬地区 极地地区 赤道地区大范围地区的风向随季节而有规律改变的盛行风称为A.焚风季风山谷风海陆风在北大西洋上，永久性低压活动中心出现在A.B.C.D.比斯开湾阿留申群岛附近 冰岛附近 格陵兰半岛冰岛低压发展最强盛的季节出现在A.B.C.D.冬季 秋季 夏季 春季在7月海平面平均气压场上， 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， 同时明显减弱，范围缩小，位置

31、偏北。A.B.C.D.非洲低压、蒙古高压 南极高压、北极高压 赤道无风带冰岛低压和阿留申低压南半球副热带高压带下沉气流，向南、北分流形成A.B.C.D.盛行西风带，东北信风带 东风带，东南信风带 盛行西风带，东南信风带 东风带，东北信风带A.B.C.D.的特征是风向常年稳定少变，风力34级，天气晴朗，大洋西部降水较多，位置随季节南北移动 信风带副热带无风带赤道无风带盛行西风带形成行星风带和大气三圈环流”的主要假设条件是A.B.C.D.地球不自转海陆分布不均匀地表均匀且平坦 太阳辐射随纬度分布均匀A.B.C.D.，海洋升温和降温速度远小于陆地。 陆地的热容量是海水热容量的两倍 海水的热容量是陆地

32、热容量的两倍 海水热容量与陆地相同海陆热力差异与热容量无关假定地表平坦、下垫面均一，在A.地球自转和海陆分布两个因子的作用下，产生三圈环流。gaosgxD.gaosgxD.太阳辐射随纬度分布不均匀和海陆分布太阳辐射随纬度不均匀和地球自转（地转偏向力）太阳辐射随纬度分布不均匀和地形影响大气环流的基本状况是由若干影响程度不同的因子决定的，其中最重要的是: 布、地球自转、海陆分布和高大地形。A.B.太阳辐射随纬度的不均匀分C.D.地球自转海陆分布大地形作用 太阳辐射随纬度分布不均匀南亚季风主要是由于_地形动力作用海陆热力差异冷暖海流交汇行星风带的季节性位移（南半球东南信风带越过赤道）引起的。A.B.

33、C.D.在北半球副热带高压带中，低层向南辐散的气流形成 东南信风带 东北信风带 盛行西风带 南半球西风带A.B.C.D.谷风一般在日出后910时开始,A.B.C.D.午前最强 中午最强 午后最强 日落最强当夏季风盛行时，则表现为A.B.C.D.低温、潮湿和少雨 高温、干燥和少雨 高温、潮湿和多雨 低温、潮湿和多雨;日落后山风开始，逐渐增强，到日出前最强。的气候特征。南半球的东南信风越过赤道进入北半球之后，受地转偏向力作用转变为A.B.C.D.西风 西南风 西北风 北风造成北印度洋西南季风的原因是 热带风暴频繁和海陆热力差异 热带风暴频繁和岬角效应 行星风带季节性北移和热带风暴频繁 行星风带季节

34、性北移和海陆热力差异A.B.C.北澳、印尼和伊里安的季风远比亚洲季风弱。夏季（123月）多为西北季风，冬季（69月）多吹GaosgxgaosgxGaosgxgaosgxGaosgxA.B.C.D.东风东南风 西北风 北风东风 南风 西风 北风C.D.得克萨斯冬季（104月）吹北风，夏季吹A.B.在南美洲，只有巴西东海岸有较明显的季风，从布立科角到南回归线,A.7月份为,1月份则为东北风或东风。B.C.西北风 西南风 东南风 东北风D.通常，海风始于811时，到1315时最强，日落后明显减弱,A.后转为陆风。B.C.D.17时19时20时21时在海陆热力差异引起的季风中，最强盛的季风是东亚季风北

35、美季风南亚季风南美季风绝热冷却，随着高度升高,A.，饱和水汽压减小，空气到达一定高度就会出现饱和状态。B.C.D.升高温度 升高气压 降低温度 降低气压大气中水汽凝结或凝华的一般条件是：增加水汽、A.B.C.、有凝结核或凝华核的存在。D.风速减小 气压升高 气压下降 降低温度冬季盛行风来自于内陆，相对湿度反而A.B.C.D.春季夏季 秋季 冬季相对湿度、温度露点差、干湿球温度差则表示空气距离饱和的程度；饱和水汽压则表示 A气压的高低B.C.D.空气所容纳水汽的能力空气中水汽含量的多少 空气距离饱和状态的程度是表示大气中水汽含量多少或空气潮湿程度的物理量。A.B.C.D.温度 密度 气压 湿度A

36、.B.C.D.，所以露点也直接反映空气中水汽含量多少的物理量。 露点越低，水汽含量越多 露点越低，水汽含量越少露点高低不能反映水汽含量的多少 露点温度越高，水汽越不容易凝结对于干空气或未饱和湿空气，对于饱和湿空气，当 性。A.B.Y 丫 m时为不稳定；当,时为稳定；当丫 =Y n时为中C.D.丫 dYY d mYY d条件性不稳定将表示A.B.C.D.晴天无云阴天下雨针对饱和湿空气块是不稳定的针对干空气块或未饱和湿空气块是不稳定的当Y Y m时，必然Y Y d时，必然Y 丫 m,大气层结无论对于干绝热过程还是湿绝热过程都是不稳定的，称为绝对不稳定；当A.B.C.D.在多数情况下，特别是在较高和

37、较厚云层的形成中,A.过程起主要作用。B.C.D.乱流交换 绝热上升 绝热下沉 乱流交换宽广深厚的气流遇到独立的山脉阻挡时，它会分成两部分：一部分越山而过；另一部分绕山而行。在山的迎风坡气 流辐合，常形成地形云和降水。A.B.C.D.地形抬升锋面抬升 水平辐合辐散热力对流如果有强烈上升运动的地方往往都伴有A.B.C.D.浓雾天气晴好天气微风、少云天气 阴雨、大风等恶劣天气A.B.C.D.最容易形成雾的层结是 绝对稳定 中性稳定 条件不稳定 绝对不稳定辐射雾出现在 消散。A.B.C.的夜间或早晨，日出后，随着地面温度上升，空气又回复到未饱和状态，雾滴也就立即蒸发D.白天、 晴夜、 晴夜、 晴夜、

38、大风和近地面层水汽充沛 大风和近地面层水汽稀少 微风和近地面层水汽稀少 微风和近地面层水汽充沛天气系统的冷锋后部低压的后部移动性高压的后部 移动性高压的前部可产生平流雾。A.B.C.D.当水温高于露点时，无雾。当露点高于水温时,A.B.C.D.无海雾产生海雾生雾的趋势增大生雾的可能性越来越小我国沿海的雾随着时间的推后，雾区从初春到盛夏由北向南推移南向北推移东向西推移西向东推移，表现出南早北晚的特点。A.B.C.D.是我国的内海，暖流不易达到，因而雾相对较少。 渤海 南海北部 黄海中南部长江口至舟山群岛我国海域北起渤海湾，南至北部湾，大致呈带状分布。雾区的带状范围具有南宽北窄、南宽北窄、南窄北宽

39、、的特点。南多北少 南少北多 南少北多D.南窄北宽、南多北少世界海洋的雾除了产生在冷暖海流汇合的海域外，还多产生在A.B.C.D.信风带海洋中央附近海域 信风带海洋西岸附近海域 信风带海洋东岸附近海域 信风带海洋南岸附近海域A.B.C.D.海面终年多雾，春夏季平流雾最盛，雾区范围很大，覆盖整个北大西洋北部的欧美航线。 秘鲁和智利沿海 澳大利亚附近海面阿拉伯海西部和北部海面北美圣劳伦斯湾至纽芬兰附近A.B.C.D.常年多雾，平流雾多出现于夏季 68月份，7月最盛。冬季这一区域锋面气旋活动十分频繁，多锋面雾。 菲律宾以东洋面台湾以东洋面2030 N之间大洋中部洋面日本北海道至阿留申群岛附近海面寒冷

40、的空气覆盖在较暖的水面上，水汽蒸发进入冷空气，达到饱和、凝结形成的雾称为A.B.C.D.平流雾 锋面雾 蒸汽雾 辐射雾A.B.C.D.经常发生在冷、暖空气交界的锋面附近，随锋面降水相伴而生，故又称降水雾或雨雾。 平流雾 锋面雾 蒸汽雾 辐射雾A.B.C.D.适宜的风场：一般认为A.风有利于平流雾的发展。B.C.D.无风24级56级78级是一种典型的 陆雾”在海面上通常不能产生。 锋面雾平流雾蒸汽雾辐射雾辐射雾平流雾蒸汽雾当暖湿空气流经冷的下垫面时，下垫面的冷却作用使空气达到过饱和、发生凝结而形成的雾称为A.B.C.D.锋面雾A.B.C.D.般对船舶航行影响较大较常见的雾是辐射雾蒸汽雾锋面雾平流

41、雾最有利于形成雾的大气层结是A.B.C.D.中性 稳定 绝对不稳定 条件不稳定A.B.C.D.是影响海面能见度的主要因子。 风浪流雾根据干湿球温度表读数的差异变化可以推算平流雾的生消，当干湿球温度的读数趋于一致时，则A.B.C.D.出现平流雾 雾在逐渐消失 不会出现平流雾 向生雾的趋势发展锋面雾最常形成于锢囚气旋中和气旋中暖锋接近中心的部分。多在A.和暖锋前产生，有时缓行冷锋后也形成。B.C.D.冷锋前冷锋后暖锋后锢囚锋两侧海洋学基础知识外海流系由黑潮主干及其分支（台湾暖流、A.和黄海暖流）组成。B.C.D.东海暖流亲潮对马暖流 日本暖流下列正确的说法是A.B.C.D.。南海的表层海流具有季风

42、漂流的性质南海的表层海流以潮流为主南海的表层海流冬季大部分地区为S流，夏季大部分地区为 N流南海的表层海流冬季大部分地区为NE流，夏季大部分地区为 SV流黄海暖流基本呈。A冬弱夏强，从渤海海峡北部流入渤海 B.冬强夏弱，从渤海海峡南部流入渤海A.B.C.D.形成海流的原因是多方面的，其中最主要的原因是 分布不均匀。气压 水温差大气环流 气象要素分布不均匀A.B.C.D.引起的海面风的水平分布不同，其次是海水密度的水平冬强夏弱，从渤海海峡北部流入渤海冬弱夏强，从渤海海峡南部流入渤海为南海季风转换月份，风向不稳定，海流处于转换之中，比较零乱。 1月和7月3月和9月4月和10月6月和12月在我国台湾

43、东北海域分离出一个小分支，沿浙闽外海北上，可达杭州湾外，然后转折向东与黄海冷水混合 而变性，因这支海流从台湾附近而来，所以称为台湾暖流。A.B.北太平洋海流 北赤道流C.D.黑潮亲潮季风流的流速在苏门答腊附近约 约在5S附近，与东北季风流相接,A.B.C.2kn，在斯里兰卡南部为2.5kn，在索马里东部为23kn。 形成了北印度洋冬季反时针方向的环流流系。赤道逆流的位置D.冬季秋季 夏季 春季南赤道流由几内亚湾开始，沿着约A.B.，属于中性流。C.D.向西流动 向东流动 向西南流动 向西北流动太平洋的西风漂流 流。A.B.越过南太平洋时，在南美西岸有一分支北上形成秘鲁海流，其流速约为0.5kn

44、，属于冷C.D.自北向南 自南向北 自东向西 自西向东暖流 冷流 中性流 补偿流南太平洋的西风漂流日流速达10n mile，沿40。50$纬度圈流动，属于A.B.C.D.南赤道流属于中性流，其北界大约位于 减弱。A.B.，流速在6吧以北约为0.41.3kn，有时可达2kn;在6屯以南，流速C.D.赤道附近4oN附近4oS附近5oN5oS南、北赤道海流之间，约3 5 N间为自西向东流动的赤道逆流，流速约为0.51kn，属于A.B.C.D.暖流 冷流 中性流 变性流北太平洋海流的北支，沿加拿大西海岸进入阿拉斯加湾，形成阿拉斯加海流，属于A.B.C.D.中性流冷流 暖流 补偿流风和海流的方向都是指来

45、向风是指来向，流是指去向都是指去向风是指去向，流是指来向A.B.C.D.夏季南海盛行西南季风，以 68月最盛，南海的海流主要为A.B.C.D.东北流 西南流 西北流 东南流若深海海面风向为SW风则表层风海流的流向应为A.B.C.D.在北半球为南流、 在北半球为东流、 在北半球为北流、 在北半球为西流、 在南半球为西流 在南半球为北流 在南半球为东流 在南半球为南流A.B.C.D.是在海面风的作用下形成的海水水平方向的流动，又称风流。 补偿流地转流风海流潮流风海流是海洋上最主要的海流，无限深海的风海流称为A.B.C.漂流 梯度流 风生流D潮流海浪和海流的方向都是指来向浪是指来向，流是指去向都是指

46、去向浪是指去向，流是指来向A.B.C.D.海流的主要成因是 风和海水的密度 风和气温差 地球与日月间的引力 风和水温差A.B.C.D.在远离海岸的深海中，表层风海流的流向A.B.C.D.与风向反向在北半球偏于风的去向右边 45 与风向同向在北半球偏于风的来向右边 45南半球偏于风去向之A.B.C.D.右约45左约45右约28左约28在浅海中，流向与水深有关，当水深很浅时，流向与风向A.B.C.D.几乎垂直 几乎一致 几乎相反 不定无限深海表层风海流的流速A.B.，与所在纬度正弦的平方根成反比。C.D.与海面风速成正比 与海面风速成反比 与纬度的正弦成反比 与纬度的正弦平方根成正比北半球无限深海

47、中，风海流的方向和流速随着深度的增加其A.B.C.D.方向向右偏转， 方向向左偏转, 方向向右偏转, 方向向左偏转,流速变大 流速变大 流速变小 流速变小由于海面风的不同，风海流可分为A.B.C.风生流和地转流 地转流和补偿流 定海流和地转流D定海流和风生流在波浪预报图中绘制等波高线所依据的数值采用有效波高(),是利用波谱分析等理论方法计算出来的。A.H1/3B.H1/10C.H1/100D.H1/5风浪的大小主要取决于 风力、水深、风区 水深、风区、风时 风力、风区、风时 风力、风时、水深A.B.C.D.对于水深浅的海域，风浪较快地趋于充分成长，这是由于A.B.C.导致的。D.水平压强梯度力

48、 水平地转偏向力 海底摩擦力 海水粘滞力在涌浪波高衰减的过程中,A.B.C.D.波长大的衰减快，小的衰减慢 波高衰减时，波长变小波长大的衰减慢，小的衰减快 大波高衰减慢，小波高衰减快风浪的三种状态是指A.B.C.D.初生状态、 过渡状态、 初生状态、 过渡状态、发展状态、 定常状态、 成熟状态、 发展状态、。消亡状态充分成长状态 充分成长状态 定常状态当波浪由深水区传至浅水或近岸区域，其变化为A.B.C.D.波向不变波高减小波面变陡，卷倒和破碎波长增大。波长大的衰减快，波长小的衰减慢 衰减快慢与波长大小无关波长大的波速快，波长小的波速慢 波长大的波速慢，波长小的波速快涌浪在传播过程中A.B.C

49、.D.涌浪在其传播过程中的重要特点是周期不变，波长和波高增大波高增加的同时，周期和波长变小 波高不变，波长和周期变大A.B.C.D波高衰减的同时，周期和波长变大在风浪的过渡状态中，风浪随风时的增加而 A增大减弱不变无法确定风速越大，风浪充分成长所需要的最小风区越小，短小，长大，短大，长和最小风时越风浪充分成长所需要的最小风区和最小风时与风速的关系是成反比成正比无关系不确定当风的要素相同时，风浪的尺寸在深水中的大，在浅水中的小与水深无关在深水中的小，浅水中的大水温高则大，水温低则小当波浪由深水传至浅水时，能量集中在越来越薄的水层内，于是波长和周期逐渐变小,波长变长周期变长波高增大波陡变缓，移速加

50、快假设某一恒定的风无限期吹下去，风浪由于受风区尺度的限制迅速减小迅速增大趋于稳定无法确定不再增长，风浪的这种状态称为定常状态。H 11000设有效波高H1/3为一个单位，H 131.271.610.631.94风浪的发展不是无限制的，即使水温和水深风时和水深足够大。风区和水温风时和风区我国风暴潮多发区有北部湾莱州湾长江口至舟山群岛闽江口至汕头、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一带。不能引起风暴潮的天气系统有A热带气旋寒潮冷高压副高强锋面气旋海面波高极不规则，连续观测一列波，按波高大小依次排列，其中前H1/3表示。A平均波高均方根波高有效波高大波的平均波高1/3较大波的

51、平均波高称为，以符号下列很少受海啸袭击的国家和地区是日本沿海中国沿岸墨西哥沿海地中海设有效波高H1/3为一个单位，H13A. 0.63B. 1.941.271.61在深水区，气压每下降1hPa,海面约升高0.1cm，因此气压骤变是诱发风暴潮的主要因素。1cm10cm50cm，亦称气由于热带气旋、温带气旋、寒潮冷高压的强风作用和气压骤变等引起的海面异常升降现象，称为 象海啸。A潮波内波风暴潮涌浪海啸在外海的主要特征是 A波长很长，波速很大，波高很高波长很长，波速很大，波高不明显波长很短，波速很大，波高不明显Tsun ami）。波长很短，波速较慢，波高很高由、火山爆发或水下塌陷和滑坡等所激起的海面

52、巨浪，称为海啸（A海底地震强风暴寒潮台风或飓风渤海的浪分布特点为 。A冬季多南向浪，夏季多东北浪冬季多西北浪，夏季多东南浪夏季多西北浪，冬季多东南浪夏季多北向浪，冬季多南向浪中国近海风浪的季节分布为 冬、夏季风浪大，春、秋季风浪小秋、冬季风浪大，春、夏季风浪小冬、春季风浪大，夏、秋季风浪小春、秋季风浪大，冬、夏季风浪小，但有热带气旋活动时，可造成巨浪和大的涌浪。夏季风浪大冬季风浪大春季风浪大夏季风浪较小冬季北太平洋日本东部黑潮流域，有时出现比预料高水温高于气温达10C以上和流波效应气温高于水温达10C以上和流波效应海底地形影响和流波效应海底地形影响和气旋爆发性发展23倍的异常大浪，有魔鬼海域之

53、称。其原因是关于风暴潮，下列正确的说法是 A是指台风等强风暴引起的风浪增大现象是指寒潮引起的海面异常下降现象C当强风吹向V字型海湾，海面异常升高现象D如果适逢天文大潮，则可能有所缓解冬季中国近海大浪区多出现在 ，大浪频率最高出现在台湾海峡。A台湾海峡、长江口附近和台湾以东海域B.台湾海峡、北部湾和成山头附近海域C台湾海峡、成山头附近和台湾以东海域D台湾海峡、长江口附近和北部湾海域关于海气温差对海浪影响的研究表明，有利于波高增大的情况是 A气温高于海温波高与海气温差无关气温等于海温海温高于气温 在下列波咼中最大的是H1/3H1/10A.B.C.D.H1/100H1/1000夏季多狂风恶浪。A北太

54、平洋北大西洋北印度洋北半球的西风带 太平洋波浪的基本状况之一是 _ A北太平洋南部夏季波浪最大北太平洋北部2月份波浪最大南太平洋北部2月份波浪最大南太平洋南部夏季波浪较大 世界大洋大浪频率全年最高的海域为A冬季北大西洋的中高纬南半球西风带夏季北印度洋冬季北太平洋的中高纬 北太平洋最大风速和浪高的海区处在A菲律宾东部中国近海日本海10m以上大浪，这是因为阿留申群岛西部 冬半年比斯开湾航线海况十分恶劣，经常可以遇到A冬半年北大西洋低纬海域为狂风恶浪区湾口对着大西洋，当波浪传入后，水深变深，波高剧增因狭管效应，从北岸流入南岸流出的海流又进一步使波高增大湾口对着大西洋，当波浪传入后，水深变浅，波高剧增

55、多为西北浪和北向浪。冬季，长江口以北海域盛行偏北季风,渤海、黄海、东海、南海东海、南海黄海、东海渤海、黄海东海和南海盛行东北季风，以东北浪居多,A.东北浪占优势。B.C.D.渤海海峡北部湾 长江口 台湾海峡在无流的海域，浮冰和冰山随风漂移。在北半球，其漂移方向,A.B.C.D.偏离风的去向之右约 偏离风的去向之左约 偏离风的来向之右约 与风向一致28 28 O28日本近海的浮冰主要来自鄂霍次克海, 达最盛期。A.B.C.流冰于1月上旬自库页岛南下，中旬到达北海道沿岸，以后势力增强,D.1月上旬2月上旬2月末3月3月末4月初船舶积冰容易发生在海水温度为 少浸没船体表面。A.的海域，为防止积冰发生

56、，要经常改变航向或者减速，使波浪和飞沫尽量B.C.D.5 C以下7 C以下8C以下9 C以下我国冬季能结冰的海域有A.B.C.D.渤海、黄海北部 黄海中部和南部 东海北部 渤海海峡我国沿海冬季结冰最常出现于A.B.C.D.山东半岛附近 辽东半岛附近 渤海南部 黄海北部2月下旬至3月中旬，由南向北逐渐消失，冰期约为A.B.C.D.34个月56个月12个月1112个月A.B.C.正常年份，渤海和黄海北部从 12月下旬至次年1月中旬 11月中旬至12月中旬 2月下旬至3月上旬，由北向南先后岸边开始结冰。D. 1月下旬至2月中旬北大西洋的浮冰和冰山活动主要出现在A.B.C.D.大洋中部 大洋东部 大洋

57、西部 冰岛周围估计到将会遭遇严重积冰时，将船舶A.B.C.D.改变航向或加速保持航向或加速开往沿岸开往开阔或较暖的水面从冰川入海形成的小冰山数量不多，仅限于在A.B.C.内活动。D.阿留申群岛 阿拉斯加湾 千岛群岛 日本北部冰山盛行期是_ 12月份 24月份1112月份 46月份，活动仅限于北大西洋西部。A.B.C.D.冰山有时甚至可穿越湾流南下至A.51B.41C.31D.21在无流海域A.0.2 m/sB.2 m/sC.5 m/sD.10 m/s，当风速为10 m/s时，则冰山的漂移速度约为北大西洋的浮冰和冰山活动主要出现在A.B.C.D.大洋西部 大洋东部 大洋中部 冰岛周围在无流的海域

58、，浮冰和冰山随风漂移。在南半球,A.B.C.偏离风的去向之右约偏离风的去向之左约偏离风的来向之右约282828gaosgxD.gaosgxD.与风向一致无风的海域，浮冰和冰山随流漂移，其漂移的速度、方向A.B.C.D.偏离流的去向之右约 与流向一致偏离流的去向之左约 偏离流的去向之右约282845冰山淹没的深度，取决于冰山和海水的密度，平顶冰山露出海面的高度约为总高度的A.1/7 -1/5B.1/9 1/10C.1/81/9D.1/101/20船舶在有可能发生积冰的天气条件下的海域航行时，为防止积冰发生，使波浪飞沫尽量减少浸没船体表面 采取的措施是A.B.,要经常C.D.改变航向或者减速 改变

59、航向或者加速 保持航向或者加速 保持航向或者减速漂移速度大约是风速的A.1/20B.C.1/101/5D.天气系统1/50锢囚锋(Occlusion Front )是两个冷气团之间的锋。在锋面活动过程中，冷锋移速快于暖锋，当冷锋追上暖锋, 或者两条冷锋迎面相遇，迫使两锋间A.B.C.D.冷气团被抬离地面暖气团被抬离地面冷气团和暖气团均不被抬离地面 冷气团和暖气团同时被抬离地面夏半年，我国沿海主要受变性热带海洋气团影响，来自西伯利亚的A.B.在我国长城以北和西北地区活动频繁。C.D.变性极地海洋气团 变性极地大陆气团 变性热带大陆气团 变性热带海洋气团冬季影响我国的主要气团是变性极地大陆气团，在

60、气压场上表现为A.B.C.副热带高压和大陆高压控制 冷高压北上和高压脊南伸 冷高压南下或高压脊南伸 冷高压南下和副热带高压北上夏季影响我国的主要气团是变性热带海洋气团和热带大陆气团，在气压场上表现为GaosgxgaosgxD.gaosgxD.GaosgxA.B.C.D.副热带高压和大陆高压控制 冷高压北上和高压脊南伸 冷高压南下或高压脊南伸 冷高压南下和副热带高压北上锋（Front ）是 _冷气团内部暖气团内部冷暖气团之间任何地方的狭窄、倾斜的过渡带。由于冷空气比暖空气重，随着地球自转，这个过渡带（交界面）水平垂直螺旋倾斜，向冷气团在锋区中温度水平梯度特别大,A低压槽等高线密集等温线密集高压脊