十一五本科气象海洋学教案

第一章气象学基础知识第一节大气概况第二节气温第三节气压第四节空气水平运动--风第五节大气环流第六节大气湿度第七节空气的垂直运动和大气稳定度第八节云和降水第九节雾和能见度第十节船舶海洋水文气象观测概述大气（Atmosphere）包围地球表面的整个大气层。天气(Weather)指一定区域在较短时间内各种气象要素和天气现象的综合表现。天气表示大气运动的瞬时状态。气候(Climate)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极值。气候表示长时间的统计平均结果。气象要素（Meteorologyelements)反映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。海洋要素（Marineelements）反映海洋状态的物理量或物理现象。如海温、盐度、海浪、海流和海冰等。第一节大气概况一、大气成分：主要由多种气体(氮、氧、氩、二氧化碳和臭氧等)、水汽和悬浮的杂质构成。干空气（Dryair）:（除水汽和杂质以外的气体）气体主要成分:氮（78.09%）、氧(20.95%）、氩（0.93%）、气体次要成分:二氧化碳（0.03％）、氢、氖、氦、氪、氙、氡、臭氧等稀有气体（0.01％）。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，10公里以内集中了大气质量的75%，35公里以下则达99%，近地面空气标准密度为1.293kg/m-3,大气的总质量为5.3ⅹ1018kg，约为地球质量的百万分之一。其中影响天气、气候变化的主要大气易变成分为二氧化碳、臭氧和水汽。大气中的易变成分1.二氧化碳:平均含量0.03%，二氧化碳能强烈地吸收和放射长波辐射。2.臭氧：主要存在于20-40公里气层中，又称臭氧层。臭氧是吸收太阳紫外线的唯一大气成分。3.水汽：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。湿空气在同一气压和温度下，只有干空气密度的62.2％。大气中水汽含量范围在0～4％，具有固、气、液三态变化，它也是造成云、雨、雪、雾等天气现象的主要物质条件。4.杂质：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、花粉和微小盐粒等。它们主要集中在大气的低层，影响能见度，能吸收部分太阳辐射，并对太阳辐射具有散射作用。在水汽相变过程中，杂质可以作为凝结核。二、大气垂直结构大气上界大气很难定出上界，一般以物理现象发生的最高高度为上界。极光发生在高纬度不同高度上，最高达到1000-1200Km称为大气的物理上界。由卫星探测的大气上界为2000-3000Km。极光大气垂直分层根据气温、水汽的垂直分布、大气扰动程度和电离现象等不同等特点，自下而上将大气分为五个层次。（P5）1.

对流层（Troposphere）：下界为地面，上界随纬度和季节变化，平均厚度10-12公里。通常在高纬为6-8Km，中纬度10-12Km，低纬度17-18Km。夏季对流层的厚度比冬季高。对流层集中了大气质量的80％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该层。对流层具有三个主要特征。对流层中三个主要特征⑴

气温随高度而降低。平均幅度为-0.65℃/100m。即γ＝0.65℃/100m称γ为对流层中气温垂直递减率。⑵具有强烈的对流和湍流运动。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。⑶气象要素沿水平方向分布不均匀。如温度、湿度等。根据大气运动的不同特征通常将对流层分为：摩擦层(frictionlayer)：摩擦层又称边界层，从地面到1-1.5Km高度。其厚度夏季高于冬季，白天高于夜间，大风和扰动强烈的天气高于平稳天气。湍流输送是该层的基本运动特点，多涡动，各种气象要素都有明显的日变化。该层水汽、杂子含量多，因而低云、雾、霾、浮尘等出现频繁。

自由大气(freeatmosphere)：摩擦层以上称自由大气。摩擦作用忽略不计，大气运动规律比较简单和清楚。自由大气的基本运动形式是层流，气流多波状系统。对流层顶：厚度约为1-2Km，温度随高度呈等温或逆温状态。2.平流层（Stratosphere）：厚度：自对流层顶到大约55Km。特点：空气主要是水平运动垂直运动弱；水汽含量少；（3）气温随高度升高而递增（最初等温，到20～45Km气温突增，主要是臭氧吸收太阳紫外线所致）；（4）气层稳定利于飞机飞行。3.

中间层（Mesosphere）：厚度：自平流层顶到85Km左右。特点：（1）温度随高度升高迅速下降；（2）大约在65km处是电离层，白天强，夜间弱。4.

热层（Thermosphere）：厚度：85-800Km。又叫电离层。

5.散逸层（Exosphere）:厚度：800Km以上。地球大气向宇宙空间逸散的过渡区域。三、大气污染大气污染：二氧化碳的逐年增多将导致地球变暖并引起全球天气和气候的异常变化。导致极冰融化、海面上升、一些陆地和港口将被淹没。另外，大气中的粉尘、二氧化硫、一氧化碳、一氧化氮、硫化氢、碳氢化合物和氨等。严重污染大气，对人类造成极大危害。全球141个国家和地区签署的旨在遏制全球气候变暖的《京都议定书》于2005年2月16日正式生效。第二节气温

一、气温的定义和温标气温（AirTemperature）是大气的重要状态参数之一，是天气预报的直接对象。气温的分布和变化与气压场、风场、大气稳定度以及云、雾、降水等天气现象密切相关。1.定义：气温是表示空气冷热程度的物理量。空气的冷热程度，实质上是反映空气分子运动的平均动能。当空气获得热量时，其分子运动的平均速度增大，平均动能增加，气温升高。反之当空气失去热量时，其分子运动平均速度减小，平均动能随之减少，气温就降低。气温可以通过温度表或温度计直接测得。温标2．温标：温度的数值表示法称温标。常用的温标有三种。

①摄氏温标℃：把水的冰点温度定为0℃，沸点为100℃，多数非英语国家使用。

②华氏温标Ｆ：水的冰点温度定为32F，沸点212F。一些英语国家多使用。摄氏与华氏的关系：③绝对温标(K氏温标)K：水的冰点温度定为273K，沸点为373K（由英国物理学家Kelvin提出）。多用于理论计算。关系：K＝273＋C二、太阳、地面和大气辐射辐射的基本特性在自然界中凡温度高于绝对零度的物体均发出电磁波，电磁波按其波长分为γ射线、X射线、可见光、红外线和无线电波。温度高，辐射强，多为短波；温度低，辐射弱，多为长波。物体因放射辐射消耗内能而使本身的温度降低，同时又因吸收其它物体放射的辐射能并转变为内能而使本身的温度增高。太阳表面温度约为6000K，辐射波长0.15～4μm，太阳是短波辐射。地面和大气的温度约为300K，放出长波辐射4～120μm，称长波辐射。太阳辐射是地球和大气的唯一能量来源。三、空气增热和冷却方式空气的增热和冷却主要是非绝热过程引起的，受下垫面的影响很大。下垫面是泛指不同性质的地球表面。下垫面与空气之间的热量交换途径有以下几种：1.

热传导（Conduction）：空气与下垫面之间，通过分子热传导过程交换热量，又称感热。空气是热的不良导体。仅在贴近地面几厘米以内明显，故通常不予考虑。2.辐射（Radiation）：地气系统热量交换的主要方式。地面吸收太阳短波辐射，放射出长波辐射加热大气。如白天辐射增温，夜间辐射冷却。3.水相变化：水有液态、气态和固态之间的变化。液体水蒸发，吸收热量；水汽凝结放出热量。一般下垫面水蒸发，吸收热量；上空水凝结放出热量。从而通过水相变化将下垫面的热量传给上层大气。4.对流（Convection)：一般将垂直运动称对流，对流又分热力对流和动力对流。由于空气受热不均引起有规则的暖空气上升冷空气下沉称热力对流。由于动力作用造成的对流运动称动力对流，如空气遇山爬升等。5.平流（Advection)：水平运动称平流。平流是大气中最重要的热量传输方式，范围大，持续时间长。如南风暖、北风寒、东风湿、西风干。平流是指某种物理量的水平输送，如温度平流、湿度平流等。6.湍流：又称乱流（Turbulence），是空气不规则的运动。湍流是摩擦层中热量、能量和水汽交换的主要方式。综上所知，空气与下垫面之间的热量交换是通过多种途径进行的。通常，地面与大气之间的热量交换以辐射为主，乱流和水相变化次之；各地空气之间的热量交换以平流为主。上下层空气之间的热量交换以对流和乱流为主。以上均为非绝热过程。四、气温随时间的变化大气的热量主要来自下垫面，所以气温具有与下垫面温度类似的周期性变化。如冬寒夏暖、午热晨凉反映了气温日、年变化的一般规律。1.气温的日变化

diurnalvariationoftemperature日变化:一天中气温有一个最低温度和最高温度。陆地上最低气温出现在日出前，最高气温夏季出现在14～15点，冬季出现在13～14点。海洋上最高值滞后陆地1～2小时。气温的日较差：一日中最高气温与最低气温之差。其大小与纬度、季节、下热面性质、海拨高度及天气状况有关。一般有：低纬＞高纬；陆上＞海上；夏季＞冬季；晴天＞阴天；低海拨＞高海拨。（吐鲁番海拔-154m，日较差大）2.气温的年变化

annualvariationoftemperature年变化：一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。陆地：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：比陆地迟后一个月,即最高在八月,最低在二月年较差：一年中月平均最高气温与月平均最低气温之差。它与下热面的性质、纬度和海拔等有关。高纬＞低纬；陆上＞海上；海拔低＞海拔高五、气温的空间分布1.气温的水平分布海平面平均气温从赤道向高纬递减，南半球等温线大约与纬圈平行，北半球由于海陆分布不均匀，等温线不与纬圈平行。①夏半球的等温线比较稀疏，冬半球较密集②冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地，而夏季相反。这是因为在同一纬度上，冬季大陆温度比海洋温度低，夏季大陆温度比海洋温度高的缘故。③北半球冬季大洋西部从低纬向东北方向伸出一个暖脊直达大洋东部中高纬海域。这是两个强大暖流黑潮、湾流所致。1月海平面平均气温分布温度脊温度脊湾流黑潮7月海平面平均气温分布“寒极”和“热赤道”④在南半球不论冬夏，最低气温均出现在南极地区，而在北半球只有夏季在北极，冬季在西伯利亚东北部（佛科扬斯克）和格陵兰，称为“寒极”(ColdPole)。⑤近赤道附近存在一个高温带,1月和7月平均气温均高于25℃，称这个高温带称为“热赤道”(HeatEquator)。平均在10N左右。全球平均气温为14.3℃

，极端最高气温63℃（索马里），极端最低气温-94℃（南极附近）。五、气温的垂直分布在对流层中气温随高度上升而降低,气温随高度递减的快慢可用气温垂直递减率γ表示：γ=0.65℃/100m式中：∆T表示高度增加∆Z时，相应的气温变化量。∆Z的单位通常取100m.负号表示气温随高度增加而减小。通常γ＞0。当γ=0时表示等温。当γ＜0时表示逆温。逆温既在某一气层中，气温随高度增加而升高。

第三节气压(AtmospherePressure)一、气压概述1.气压与天气气压与天气之间有着密切的关系，有时称气压表为晴雨表。如高压控制下是，晴朗、少云、微风好天气；低压控制下是阴雨、大风和低能见度坏天气。2.气压的定义和单位气压：指单位截面积上大气柱的重量称大气压强，简称气压。在标准情况下（即气温为0℃，纬度为45°的海平面上），760mm水银柱高的大气压称一个标准大气压，等于1013.25hPa(百帕)(hecto-pascal)。

Ｐ＝w/s＝ρghs/s＝ρgh

（大气压强公式）Ｐ：气压ρ：水银密度;ｈ：水银柱高度;ｇ：重力加速度;ｓ：水银柱截面积;ｗ＝ρghs水银柱重量。1hPa=3/4mmHg1mmHg=4/3hPa

1mb=1hPa二、气压的变化1.影响气压变化的因素热力因素：温度高，空气受热膨胀，空气密度变小，气压下降；温度低，空气冷却收缩，空气密度变大，气压升高。动力因素：包括水平气流的辐合和辐散、空气密度变化和空气的垂直运动。气流水平辐合时，空气聚积，产生空气的堆积，导致气压上升；水平辐散时，空气离散，产生空气的扩散，导致气压下降。根据气压的定义，随着高度的增加，气柱变短，空气密度变小，气压减小。在海平面上气压最大（约1000hPa），到大气上界减为零。下表给出了气象上所用各标准等压面所对应的高度。大气静力方程为了表达气压随高度变化的定量关系。假设：大气处于静止状态。

-Δp=w=ΔZ×s×ρg=ρgΔZsΔp=-ρgΔZΔp/ΔZ=-ρg(静力方程)公式说明：在静力平衡下，气压随高度的变化主要取决于空气密度。单位气压高度差单位气压高度差：h=-ΔZ/Δp=1/ρg=RT/Pg=8000（1+αt）/P其中g=9.8m/s2,R=287m2/s2,T=273(1+αt),α=1/273

P0=P1+H/hP0海平面气压，P1本站气压，H船台距海面高度，h气压高度差。当温度为0℃，气压为1000hpa时，h=8m/hPa。海平面气压=本站气压＋高度订正。3.气压随时间的变化日变化(diurnalvariationofpressure)：气压的日变化以12h为周期，一日内有两个高值和两个低值。最高值：上午9-10时；次高值：晚间21-22时。最低值：下午15-16时；次低值：凌晨3-4时。最高和最低与气温的变化有关，日变化低纬大于高纬。气压的日变化气压的年变化(annualvariationofpressure):

气压的年变化随纬度增大而增大，在中高纬度最明显，概括为以下几种类型：大陆型：冬季气压高，夏季气压低，年较差大。海洋型：冬季气压低，夏季气压高，年较差小。高山型：最高值出现在夏季，最低值出现在冬季。三、海平面气压场的基本形式1.

低压（LowPressure，Depression）：由闭合等压线围成，中心气压比周围低的系统。空间等压面向下凹，形如盆地。2.高压（HighPressure）:由闭合等压线围成,中心气压比周围高的系统。空间等压面向上凸起，形似山丘。3.低压槽和槽线（Trough）：由低压向外延伸出来的狭长区域，或一组未闭合的等压线向气压较高的一方凸出的部分，简称槽。在低压槽中各条等压线曲率最大处的连线，称槽线(Trough-Line)。空间等压面类似山谷。槽线4.高压脊和脊线（Ridge）：由高压向外延伸出来的狭长区域，或一组未闭合的等压线向气压较低的一方凸出的部分，简称脊，脊中曲率最大点的连线称脊线(RigheLine)。空间等压面类似山脊。脊线5.

鞍形区：相对两高压和两低压组成的中间区域，简称鞍。6.

低压带：两高压之间的狭长区域。7.

高压带：两低压之间的狭长区域。四、气压梯度(pressuregradient)定义：在水平方向上单位距离内气压的改变量称水平气压梯度，用-ΔP/Δn表示。方向：垂直于等压线，由高压指向低压。其物理意义表示了由于空间水平气压分布不均匀而作用在单位体积空气上的力。大小：取决于等压线的疏密程度。等压线愈密，-ΔP/Δn愈大，风力愈大，反之亦然。单位：百帕/赤道度。1赤道度≈111Km≈60e五、气压系统随高度的变化温压场对称的系统：温压场对称是指温度中心与气压中心基本重合。浅薄系统是指气压系统的强度随高度增加而减弱，即高低空的高低压中心不一致。这种系统有冷高压（coldhigh）和暖低压(heatlow)。深厚系统是指气压系统的强度随高度增加不变或增强，即高低空的高低压中心一致。这种系统有暖高压（warmhigh）和冷低压(coldlow)。暖高压冷低压冷高压暖低压温压场不对称的系统：温压场不对称是指温度中心与气压中心不重合。在中高纬度地区，不对称的低压总是东暖西冷，低压中心轴线向冷区倾斜；不对称的高压总是东冷西暖，高压中心轴线向暖区倾斜。中心轴线随高度倾斜第四节空气水平运动--风

（Wind)一、概述定义:空气相对于下垫面的水平运动，称为风（Wind)。它是矢量，有大小和方向。风速(WindSpeed)：风速是指单位时间内空气在水平方向上的位移。单位有：m/s、Km/h、nmile/h、Kn(节)等。它们的关系：1Km/h=0.28m/s；1m/s=3.6Km/h；1Kn=1.852Km/h≈0.5m/s；1m/s≈2Kn风向（WindDirection）：风向是指风的来向，常用16个方位(EWSNNESENWSWNNEENEESESSESSWWSWWNWNNW)或度数(0～360)来表示。风级(WindScale)：根据风对地面或海面的影响程度又划出风力等级。目前国际上采用的风力等级从0～12共13个等级，参见《风力等级表》(BeaufortScaleofWindForce)P23。我国现采用17个等级。风压(WindPressure)：风压是指与风向垂直的单位面积所受的压力。近似表示为:P=0.0625V2。风的阵性和日、年变化阵性：在摩擦层中，由于湍流作用，风表现为忽大忽小的阵性。实际上风的阵性就是小尺度的湍涡迭加在大型流场上造成的结果。因此在测风时，要求取其平均值。一日内阵性最强在午后，一年中阵性最强在夏季。日变化：通常在近地面午后风速大，夜间清晨风速小。风的日变化幅度，晴天比阴天大，夏季比冬季大，陆地比海洋大。年变化：因地而异。二、作用于大气的力和运动方程一、作用在空气微团上的力重力(gravity)；大小为g≈9.8m/s2，方向向下，指向地心。水平气压梯度力(pressuregradientforce):由于作用在单位质量空气上的压力在水平方向上分布不均匀，引起气压梯度力。Gn表示。

大小为：；方向：垂直等压线从高压指向低压。(1)Gn与ρ成反比，Gn与气压梯度成正比。(2)ρ一定时，大，等压线密集，Gn大。(3)一定时，ρ大，空气浓密，Gn小。(4)若=0,两地没有气压差Gn=0无风。Gn是使空气产生水平运动的原动力。水平地转偏向力(deflectionforceofearthrotation)

由于地球自转,作用在运动物体上产生使运动物体发生偏转的力，称地转偏向力，又称可科利奥里力(Coriolisforce)或科氏力。An大小为：An=2ωVsinφω=7.292×10-5/sω:地转角速度V:风速φ:纬度方向：北半球，恒垂直于物体运动方向的右侧90度，南半球相反.讨论：(1)An是物体相对于地球运动才产生的，静止物体不受其作用。(2)An是虚拟力，只改变物体的运动方向，不改变速度。(3)An在北半球恒垂直于物体运动的右方，南半球相反。(4)An与sinφ成正比，两极最大，赤道上为零。惯性离心力（CenteifugalForce）C

指物体在作曲线运动时产生的一种虚拟力。大小：与向心力相等。表达式：C=V2/r

方向：与向心力相反。r为曲率半径摩擦力（FrictionForce）R运动物体受下垫面摩擦作用所产生的力。表达式：R=-μV

方向与运动物体相反。式中V为物体运动速度；μ为摩擦系数三、自由大气中典型的水平平衡运动1.地转风(GeostrophicWind)

在自由大气中,当水平气压梯度力和水平地转偏向力达到平衡时(G=A)，空气沿等压线作无磨擦的直线运动，称地转风。地转风地转风风速公式：

（1）Vg与水平气压梯度成正比，即等压线密集，Vg大。（2）Vg与空气密度成反比，气压梯度一定时，高空的Vg大于低空的Vg。（3）Vg与纬度的正弦成反比，低纬Vg大于高纬Vg。（4）赤道及其附近不遵守地转风原则。在北半球自由大气中，风沿等压线吹，测者背风而立，高压在右，低压在左。在南半球自由大气中，风沿等压线吹，测者背风而立，高压在左，低压在右。它明确地揭示了气压场与风场之间的关系。风压定律(Buysballot’slaw)北半球地转风南半球地转风地转风速计算方法

在海图上，取一个纬距Δn≈111Km=60nmile，当ΔP=1hPa，ρ=1293g/m3，ω=7.29×10-5s-1；则：m/s当ΔP≠1hPa时，（m/s）

2.梯度风

(GradientWind)定义:在自由大气中，当水平气压梯度力、地转偏向力和惯性离心力达到平衡时，空气沿等压线作水平、无摩擦、等速作曲线运动。在自由大气中，空气的水平圆周运动称为梯度风（GradientWind）。梯度风可以看成是水平气压梯度力、水平地转偏向力和惯性离心力三者平衡时的水平运动。即:低压（气旋）中的梯度风北半球在低压区（气旋）中风绕中心逆时针方向吹，气压梯度力沿半径指向中心，地转偏向力和惯性离心力都沿半径指向外缘。三力平衡时

或低压中梯度风低压（气旋）中的梯度风

则式中Vc表示低压中的梯度风速，解这个以Vc为未知数的一元二次方程，得：根号前应取正号才有意义。高压（反气旋）中的梯度风根号前应取负号才有意义。气压梯度和梯度风的大小受反气旋曲率限制。曲率愈大（r愈小），气压梯度愈小，梯度风也小。反之相反。高压中梯度风气旋和反气旋的梯度风公式：低压高压高压中此为高压梯度风速的极限值梯度风的讨论（1）最大水平气压梯度的分布，高压边缘较大，越近中心越小。曲率小处等压线密集，曲率大处等压线稀疏。（2）纬度越高，空气密度越大，水平气压梯度最大可能值越大。冬季，中高纬陆上高压等压线密。（3）高压边缘风速较大，中心风速小或无风。（4）中高纬度高压风速较大，低纬度高压风速较小。梯度风仍遵守风压定律。三、摩擦层中的风(FrictionLayerWind)在地面天气图上，由于地面的摩擦作用，实际风不沿等压线吹，而与等压线存在一个交角，并偏向低压。此时的平衡为:地面实际风比地转风小，方向偏低压一侧。摩擦层中的风摩擦层中的风地转风摩擦层中的风压定律在北半球摩擦层中，风斜穿等压线吹，背风而立，高压在右后方，低压在左前方。在南半球高压在左后方，低压在右前方。由于摩擦力的作用，北半球，低压中风斜穿等压线以逆时针方向向中心辐合，高压中的风斜穿等压线以顺时针方向向外辐散。北半球摩擦层中低压和高压的气流在摩擦层中，地面实际风与等压线的夹角取决于下垫面的粗糙度、大气稳定度和纬度。通常在中纬度陆地上夹角为35-45，海面上为10-20。在陆地上实际风速约为相应地转风速的1/3-1/2(35-50％)，在海上约为地转风速的3/5-2/3(60-70％)。在气压梯度不随高度变化的前提下，风随高度的变化主要取决于摩擦力随高度的变化。在北半球，风速随高度增大，风向逐渐右偏；在南半球，风速随高度增大，风向逐渐左偏。实际风向的确定和风随高的变化风随高度的变化地转风地面风四、地形动力作用对风的影响当气流遇到孤立的山峰与岛屿时，有绕山峰两侧而过的现象，并且在迎风面风速增强，在背风面风速减弱。在背风面还会产生气旋式和反气旋式涡流，如图所示。山脉的阻挡作用和绕流，使实际风向与根据大范围气压场确定的风向之间可能发生显著偏差，其差值可达900，甚至1800。因此在背风面常形成低压或低压槽。绕流和阻挡作用绕流岬角效应因陆地（如山脉尽头或半岛附近）向海中突出造成气流辐合，流线密集，风力明显增强，称为岬角效应，如图所示。如南非的好望角，是个令航海者生畏的地方，因岬角效应而助长了那里的狂风恶浪。我国山东半岛的成山头附近海面，偏北风通常比周围要大1—2级左右，有中国“好望角”之称。岬角效应地形动力作用海岸效应

因摩擦作用，当气流沿海岸线方向流动时，如果陆地在气流方向的右侧，流线会变密，气流增强；反之，如果陆地在气流方向的左侧，流线会变疏，气流减弱。如图所示。第五节大气环流（GeneralCirculation）大气环流：一般是指具有全球性、大范围空的气运行现象。它的水平尺度在数千公里，垂直尺度在十公里以上，时间尺度大于24小时。大气环流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活动的基础。同时也是气候形成和演变的重要背景条件。一、影响大气环流的主要因子：太阳辐射、地球自转、海陆分布不均匀和高大地形等因素影响。1.太阳辐射——单圈环流假设：地球是静止的，下垫面性质均一。只考虑太阳辐射随纬度的不均匀性，赤道低纬由于空气受热垂直上升，极地高纬冷却下沉，高层空气由赤道流向极地，低层空气由极地流向赤道，从而产生了一个简单的一圈环流，称单圈环流。2.地球自转——三圈环流假设：下垫面性质均一。在太阳辐射随纬度不均匀和地球自转（地转偏向力）二个因子的作用下，从赤道到极地形成三圈环流，即赤道环流（哈德莱环流）、极地环流和中间环流（费雷尔环流）。极地环流赤道环流中间环流极锋二、气压带和行星风带气压带：赤道低压带，副热带高压带，副极地低压带和极地高压，南北半球对称。风带：赤道无风带，信风带，副热带无风带，西风带和极地东风带，南北半球对称。气压带1.赤道低压带（EquatorialLow）平均位于南北纬10范围内，随季节南北移动。2.副热带高压带(HorseLatitudes)平均位于南北纬30附近。3.副极地低压带(SubpolarLow)平均位于南北纬60附近。4.极地高压(PolarHigh)位于两极附近。风带1.赤道无风（Doldrums）平均位于南北纬10º范围内。特征：对流旺盛、平流微弱、云量多、温高、湿大、多雷雨、风微弱不定向，位置随季节南北移动。2．信风带（TradesWindZone）位于副热带高压带与赤道低压带之间，平均位置在南北纬10--28º附近。北半球吹东北信风，南半球吹东南信风。特征：风向常年稳定少变，风力一般3—4级，天气晴朗，大洋西部降水较多，位置随季节南北移动。3.

副热带无风带（HorseLatitudes）位于信风带和西风带之间，平均位于南北纬30º附近。特征：内部多下沉气流，天气晴朗、少云、微风、陆上干燥、海上潮湿，位置随季节南北移动。信风带盛行西风带副热带无风带赤道无风带极地风带4．盛行西风带（Westerlies）位于副热带高压带与副极地低压带之间，在南北纬30--60º之间。大气主要自西向东运动，北半球主要为SW风，南半球为NW风。特征：此区域气旋活动频繁，天气十分复杂，常有大风和雷雨，风速较大，南半球在此范围内，除南美尖端外几乎没有陆地，常年盛行强劲的西风，7级以上的大风频率每月可达10天以上，故有“咆哮西风带”之称。位置随季节南北移动。5．极地东风带（PolarEasterlies）位于南北纬60--90º之间，北半球吹NE风，南半球吹SE风。三、海平面平均气压场基本特征冬季：北半球受四个大范围的气压系统（又称大气活动中心）控制，它们是阿留申低压，冰岛低压，蒙古高压和北美高压。蒙古高压前部的偏北气流就是亚洲稳定的冬季季风。南半球在南太平洋，南大西洋和南印度洋分别是三个高压中心，在南非，澳大利亚和南美大陆上是热低压组成的低压带。夏季：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，同时冰岛低压和阿留申低压明显减弱，范围大大缩小。南半球大陆上的高压加强伸展，在副热带纬度上，高压带环绕全球。春秋两季属于过渡季节，北半球春季，原有的四个大气活动中心减弱，副热带高压开始增强。1月海平面平均气压场冰岛低压北美高压西伯利亚高压阿留申低压7月海平面平均气压场北大西洋副高(亚速尔高压)北美低压北太平洋副高(夏威夷高压)印度低压大气活动中心(AtmosphericCenterofAction)永久性大气活动中心：指常年存在的大范围气压区。如赤道低压带、海上副热带高压、南极高压、冰岛低压、阿留申低压和南半球副极地低压带。半永久性大气活动中心：指大范围的气压区随季节改变。如蒙古高压、北美高压、印度低压、北美低压、澳大利亚高压、南美高压、非洲高压、澳大利亚低压、南美低压和非洲低压。影响我国天气和气候的大气活动中心主要有：西伯利亚高压、阿留申低压、西太平洋副高、印度低压。大气活动中心的季节变化必然引起大气环流的季节变化，而大气活动中心的短期变化对大范围的天气造成重大影响，它们是制作天气预报的背景条件。四、

季风环流（Monsoons）季风定义：大范围风向随季节而有规律改变的盛行风。要求盛行风的方向至少改变120°，盛行风频率＞40％。1、季风的成因（FormationofMonsoons）：海陆季风(Sea-LandMonsoon)：由海陆之间热力异差引起的风系，随季节有极明显的变化，称海陆季风。行星季风(PlantaryMonsoon)：由于行星风带随季节移动而引起的风系变化，典型代表是南亚季风。青藏高原的地形作用：青藏高原在夏季的热源作用和冬季的冷源作用对维持和加强南亚季风起了重要的作用。季风的分布季风主要分布在南亚、东亚、东南亚和赤道非洲四个区域。2、东亚季风成因:

主要是由于海陆间的热力差异引起的。范围：我国大部分地区，朝鲜半岛和日本附近洋面。冬季风特征：蒙古高压盘踞亚洲大陆，寒潮和冷空气不断爆发南下，高压前缘的偏北风成为东亚的冬季风。我国大部、朝鲜半岛和日本附近洋面吹西北风，东海南部、南海、台湾海峡吹东北风，风力均在5-6级，最大可达8-9级或以上。夏季风特征：陆地是印度低压（亚洲低压），海上是西太平洋副热带高压。我国东部沿海、朝鲜、日本吹东南风；南海、台湾海峡、菲律宾附近洋面吹西南风。风力一般3-4级。季风的天气气候特征：夏季风：高温、潮湿、多阴雨，来临慢；冬季风：大风、降温、干冷,来临快、强度大。冬季风大于夏季风。东亚季风西伯利亚高压阿留申低压印度低压北太平洋副高3.南亚季风(印度季风)成因：主要是南半球东南信风带北移引起的，也有海陆间的热力差异和大地形（青藏高原）的作用。范围：东非、西南亚、南亚、中印半岛一带，又称印度季风。夏季风特征：由南半球东南信风越过赤道，在地转偏向力的作用下，变为西南风，迭加上印度低压南侧的西南风。另外还有高原的阻挡作用，印度半岛岬角作用，强劲的西南风，7-8月份风力常达8-9级以上，并伴有雷雨。9-10月份开始减弱，阿拉伯海的风大于孟加拉湾，尤其是索科特拉岛南侧的北印度洋，西南风特别大，是世界上最著名的狂风恶浪海区之一。冬季风特征：行星风带南移，亚洲大陆高压强大，其南部的东北风成为南亚的冬季风。北印度洋吹东北风，风力一般为3-4级，是航海的“黄金季节”。季风转换时间：5月冬季风转夏季风；10月夏季风转冬季风。3、其他地区的季风北澳、印尼和伊里安的季风：冬季（南半球）东南风，夏季西北风。由于信风带的移动引起。西非的季风：塞内加尔到塞拉利昂沿岸，夏季西南季风，潮湿多雨；冬季东北季风，干燥少雨。北美与南美的季风：北美冬季西北风，夏季西南风。南美巴西东岸，7月份为东南风，1月份则为东北风或东风。五、局地环流（地方性风Localwind）1.海陆风(SeaandLandBreeze)在海岸附近，由于海陆间热力差异的日变化引起的。白天：风从海洋吹向陆地称海风；夜间：风从陆地吹向海洋称陆风。海风＞陆风，主要出现在中低纬度，气温日较差较大，多在夏季晴朗天气条件下。2.山谷风(MountainandValleyBreeze)

在山区，由于山峰山谷的温度差异产生的局地环流。白天：风从山谷吹向山顶称谷风；夜间：风从山顶吹向山谷称山风，谷风＞山风。在我国海陆风和山谷风均盛行的港口是连云港和秦皇岛。3.峡谷风当气流从开阔地区吹进峡口时，形成的强风。如台湾海峡、直布罗陀海峡等。“峡管效应”4.布拉风（Bora）从山地或高原经过低矮隘道向下倾落寒冷而又干燥的风暴，称布拉风。典型的布拉风出现在黑海的冬季，其破坏力很大，最大平均风速可达40m/s—60m/s，气温可迅速降低到-27℃，可造成严重的“船舶积冰”。类似现象在土耳其沿海和亚得利亚海均可出现。其它地方性风甚多。（见P44表1-7）第六节大气湿度一、湿度的定义和表示方法湿度(Humidity）：是表示大气中水汽含量多少或空气潮湿程度的物理量。大气中的水汽是形成云、雾和降水等天气现象的主要因子，同时对船运货物是否受潮变质有很大的影响。通常表示大气湿度的物理量有下列几种。绝对湿度(absolutehumidity)a：单位体积空气中所含水汽的质量（实际上就是水汽密度）。单位为g/cm3，g/m3。它直接表示空气中含水汽的多少，绝对湿度大，水汽含量多，绝对湿度小，水汽含量少。绝对湿度不能直接测量，一般通过查算<湿度查算表>获得。水汽压（vapourpressure）e：指大气中水汽所引起的那部分压强称水汽压。单位与气压相同。它表示空气中水汽含量的多少，水汽压大，水汽含量多，水汽压小，水汽含量少。水汽压也不能直接测得，查算<湿度查算表>获得。饱和水汽压（saturationvapourpressure）E:指空气达到饱和时的水汽压。饱和空气中的水汽压是温度的函数，即E=E(T)，随着温度的升高而增大。它表示空气“吞食”水汽的能力，不反映空气中水汽含量的多少。相对湿度（relativehumidity）f：指空气中的实际水汽压(e)与同温度下的饱和水汽压的百分比，即：f=e/E×100％。当f＜100％未饱和；当f=100％饱和；当f＞100％过饱和。它表示空气距离饱和的程度，不直接反映空气中水汽含量的多少。露点(dewpoint)td：指空气中水汽含量不变且气压一定时,降低温度使其空气达到饱和时的温度，称为露点温度。单位与气温相同。它表示空气中水汽含量的多少，水汽含量多，露点高;水汽含量少,露点低。通常以e为引数查算<露点查算表>获得。温度—露点差(t-td)：它的大小反映空气距离饱和程度。t-td=0饱和；t-td＞0未饱和；t-td愈大，f愈小。另外，若湿球温度趋于干球温度，说明相对湿度大，一般有雾或降水。二、大气中水汽的分布大气中的水汽主要来自下垫面的蒸发，水汽的凝结或凝华改变水汽的含量，其分布是不均匀的。垂直分布：绝对湿度随高度的增加而迅速减小。在2公里高度处不足地面的1/2，5公里处减到地面1/10，90%的水汽集中在3公里以下的低层大气中。水平分布：绝对湿度的水平分布与气温的水平分布基本一致。它与下垫面性质（如海面、陆地、沙漠、冰面等）关系密切。赤道地区大，随纬度的增高而递减。三、湿度的日年变化水汽压的日年变化：日变化与气温的一致，最高值出现在午后，最低值在清晨。年变化与气温的年变化相似，最高值出现在7～8月份，最低值出现在1～2月份。绝对湿度的日年变化：日变化与温度的日变化一样，最高值出现在午后，最低值出现在清晨。年变化与温度的年变化趋势一致，极大值出现在夏季（7月，8月），极小值出现在冬季（1月，2月）。相对湿度的日年变化：日变化与气温的日变化相反，最大值在清晨，最小值在午后。相对湿度的年变化在季风盛行时，夏季大冬季小，而内陆相反。四、大气中水汽凝结途径水汽含量不变降低温度:大气存在许多冷却过程可以降低温度，除上升运动中的绝热冷却外，还有辐射冷却、平流冷却、乱流冷却和接触冷却等过程。气温不变增加水汽:增加水汽的途径主要是蒸发，如水面蒸发和云雨滴在下降过程中的蒸发等。蒸发量的大小主要取决于水面上空气的饱和差（Ew-e）和风速的大小。饱和差和风速越大时,蒸发量越大。两者同时作用:若增加水汽和降低温度同时进行，将加速凝结过程。湿度与货运某些海上运输货物因受潮而遭受货损。货损的原因是货舱“出汗”和货物“出汗”，前者水滴凝结于舱顶、舱壁，而后者水滴凝结于货物上。一般而言，若舱内温度低于舱外露点，最好不要通风；若舱内温度高于舱外露点，有必要开舱通风。第七节空气的垂直运动和大气稳定度对流:指热力作用下的暖空气上升冷空气下沉。由垂直方向的运动方程，状态方程和静力关系可以证明，当气块温度T′与周围环境温度T不同时，就发生垂直运动，即:T′<T下沉运动T′=T无对流T′>T上升运动特点：水平范围小（几公里到几十公里），持续时间短（几十分钟到几小时），垂直速度大（1-30m/s）。通常造成雷雨大风，冰雹和阵性降水等不稳定天气。水平辐散、辐合引起的垂直运动：低层辐散引起下沉运动，低层辐合引起上升运动。高压多为下沉运动，低压多为上升运动。锋面上的垂直运动：指暖空气沿锋面坡度爬升产生上升运动。地形引起的垂直运动：当气流遇到高大地形或山脉时，在迎风坡产生上升运动，在背风坡产生下沉运动。对流、湍流。水平辐合水平辐散二、气温在垂直运动中的绝热变化气体作功或传递热量都能改变系统的内能。从而引起温度的变化。若系统与外界没有热量交换，称该系统是绝热的。绝热过程：空气块在垂直运动过程中与外界无热量交换时的状态变化过程，称绝热过程，即dQ≈0干绝热过程:干空气或未饱和湿空气块作垂直升降运动时与周围环境不发生热量交换的变化过程，称干绝热过程。干绝热直减率(DryAdiabaticLapseRate)干绝热直减率:在干绝热过程中,气块温度随高度的变化率称干绝热直减率。即：因此,在干绝热上升过程中,气块每升高100米温度下降1度,每下降100米温度升高1度。

γd=1℃/100m湿绝热过程和湿绝热直减率湿绝热过程:饱和湿空气块作垂直升降运动时与周围环境不发生热量交换的变化过程，称湿绝热过程。湿绝热直减率:(WetAdiabaticLapseRate)

在湿绝热过程中,气块温度随高度的变化率称湿绝热直减率。即：可以证明，γm＜γd，因为在湿绝热过程中，水汽凝结释放潜热使冷却作用变的缓慢。γm不是常数，而是随气压和温度变化,其中主要随气温的降低而增大。通常取γm=

0.5-0.6℃/100m焚风焚风：是一种干热风，是干、湿绝热过程中，在迎风坡和背风坡作用的结果。γdγmγdγd三、大气稳定度(AtmosphericStability)大气稳定度:某一气块受到垂直方向的扰动后，大气层结（周围大气），使其具有返回或远离其平衡位置的趋势和程度，称大气稳定度，又称大气层结稳定度。下图分别是稳定平衡，不稳定平衡和随遇平衡。稳定度判别的气块法稳定中性不稳定大气稳定度判据γ＞γd绝对不稳定γm＜γ＜γd条件性不稳定γ＜γm绝对稳定大气稳定度与天气绝对不稳定多发生在夏季大陆午后至傍晚的局部地区，可产生热雷雨。海上热雷雨却多发生在后半夜至凌晨。绝对稳定抑制对流发展，利于层状云和雾的形成。条件性不稳定是常见的，夏季气温高、湿度大容易形成局部雷雨大风天气。大气层结的状态对天气有很大影响。当大气稳定时，则能有效抑制对流的发展，产生稳定性天气现象，如层云、雾、毛毛雨等；反之，当大气处于不稳定状态时，则有利于对流发展，产生积状云，出现不稳定性天气，如阵雨、雷阵雨、阵性大风，甚至产生冰雹、龙卷等。四、大气中的逆温逆温定义：在对流层中，某一时刻某气层温度随高度上升或不变的状态称逆温。逆温所在的气层称逆温层。（γ＜0或γ=0）γ＜0逆温层ZZ2Z10Tγ=0逆温的种类（1）辐射逆温；（2）平流逆温；（3）下沉逆温；（4）湍流逆温；（5）锋面逆温。逆温对天气的影响：逆温的存在好象一个盖子，能有效地抑制对流的发展，阻挡水汽和尘埃等向上输送。低层逆温，易发生雾或低云天气。第八节云和降水(CloudandPrecipitation)一、云定义：云是由大量的小水滴、小冰晶或两者混合物组成的悬浮在空中的可见聚合体。云不仅可以反映当时天气状况，同时也可预示未来天气，“看云识天”就是这个道理。云层能阻挡太阳和大气辐射，影响气温和风的日变化；某些云能产生阵性大风、雷雨、冰雹、龙卷等恶劣天气。云的形成条件：水汽条件：充足的水汽使空气达到饱和状态。冷却条件：上升运动促使未饱和的空气绝热上升降温达到饱和状态。凝结核：可以促使水汽在一定温度下凝结长大。故此，上升运动＋水汽条件→云形成；下沉运动→云消散。云的物理分类按照大气中上升运动的不同特点，将云分为积状云、层状云和波状云。积状云：由不稳定层结的自由对流发展而形成的云。积状云是大气层结不稳定作用的产物，所以又称对流云。特点：块状，孤立分散，垂直发展的云块，底部水平，顶部隆起呈圆弧状，云内不稳定，水平范围小。种类：积云(Cu)、积雨云(Cb)和卷云(Ci)。晴天阵雨雷雨大风冰雹层状云层状云：在稳定大气层结中，由系统性的抬升运动而形成的云。如暖锋抬升作用。特点：均匀成层，呈薄幕状，水平范围大，云顶如云海，云内较稳定。种类：卷层云(Cs)、高层云(As)、雨层云(Ns)、层云(St)。波状云波状云：在稳定大气层结中，由大气波动作用所产生的云。常形成在逆温层上下。特点：波浪起伏状的碎云块和云片，云顶常有逆温层，水平范围较大。种类：卷积云(Cc)、高积云(Ac)、层积云(Sc)波状云的形成按云底高度分类二、降水(Precipitation)降水：大气中的水汽凝结（或凝华）物，从空中降到地面的现象。种类：雨、毛毛雨、冻雨（雨夹雪）、雪、冰雹、冰粒、冰针等。降水的性质：连续性降水：指来自Ns和As的降水，具有持续稳定的性质，常在10h以上。如暖锋降水。间歇性降水：指来自Sc和厚薄不均匀的As的降水，降水强度时大时小、时降时止，变化缓慢。阵性降水：指来自Cb和浓积云的降水，降水强度变化很快，骤降骤止，天空时明时暗，持续时间较短，几十分钟到几小时，常伴有阵性大风。降雨量等级表（单位：mm）

降雪量等级表(单位：ｍｍ)降水量和降水强度 降水（包括近地面凝结出的露水）未经蒸发、渗透、流失，在水平面上所积聚的水层深度，称为降水量，以mm为单位表示。单位时间内的降水量，称为降水强度。常用“mm/h”、“mm/d”等单位表示。我国气象部门规定的常用降水量分级情况如表所示。第九节雾和能见度一、雾(Fog)的定义：由大量小冰滴、小冰晶或两者的混合体所组成悬浮在近地面气层中，使水平能见度小于0.5海里的天气现象。水平能见度在0.5～5海里,称轻雾(Mist)。雾与风暴不同，风暴伴随狂风、暴雨、巨浪呼啸而来。雾则是静悄悄地来，造成一场混乱后，又静悄悄地离去，雾是航海的天敌。二、雾与航海的关系据世界海事组织统计，有60～70％的海事与雾有关系。雾不仅影响船舶的航行安全，还影响船舶天、地文的定位。雾中含有许多有毒物质,对人体十分有害。(52年伦敦的大雾，造成4800多人死亡。1922年，英邮轮“埃及”号在法国沿岸雾中与法破冰船“西奈”号相撞，船上的近百名旅客和8000公斤黄金,3万公斤白银一同沉入大海，故称“吞金夺银的雾”)。雾在自然界中可以装点山川，使其呈现千姿百态，在军事上作隐蔽物等。三、平流雾(AdvectionFog)1.定义：暖湿空气流经冷的下垫面，导致气温下降，水汽凝结所形成的雾,称为平流雾，（又称海雾）。此雾多形成于冷暖海流交汇处的冷水面一侧。特点：(1)浓度、厚度大：雾滴浓密，能见度恶劣，有时小于50米。厚达几十到几百米。(2)水平范围广：遍及整个海区，最大可达30万平方公里。(3)持续时间长：可数日不散。(3)一天中任何时刻均可发生，大洋中无明显的日变化：(5)随风飘移：伸入大陆几十公里。2.平流雾形成条件冷的海面和适当的海气温差:平流雾多形成于冷暖海流交汇处的冷水面一侧。海气温差在0～6℃范围内，2～3℃时雾出现的频率最大。适宜的风场:风力2～4级，风向与海水等温线垂直，（如我国近海S-SE-E等)。充沛的水汽：有源源不断的水汽输。层结稳定:低层逆温:抑制对流发展。3.平流雾消散条件风向突变；（冷锋过境）风力增加；（大洋上风力再大有时也不散）暖湿平流中断；水--汽温差拉大；近地面层结不稳定。四、辐射雾

(Radiationfog)定义：由下垫面辐射冷却，使低层气温降到露点或以下时所形成的雾。多见于陆地上，又称陆地雾。特点：四季均可发生，秋、冬频。范围、厚度均较小。日变化明显，通常，夜间形成，清晨最浓，日出则散；可随风飘到海上10海里左右。形成条件：晴夜，下垫面辐射强，水汽含量充沛，低层微风，层结稳定。多见于晴朗、微风、少云的冷高压中心附近。（十雾九晴）五、锋面雾(Frontalfog)定义：锋面上暖气团中的较暖水滴落到冷空气中，水滴蒸发所形成的雾。多见于锢囚锋两侧、暖锋前和第一型冷锋后。特点：范围不大，浓度和厚度均小，随锋移动，持续时间短，不受日变化影响。锋面雾六、蒸汽雾(Steamfog)定义：寒冷的空气覆盖在较暖的水面上，由水面蒸发而形成的雾。多见于水面温度远高于空气温度时，冬季较高纬度的早上多见。特点：范围和浓度不大，厚度小，离水面几米，有时遮不住大船桅杆，持续时间短。形成条件：大的水气温差，即水温、气温差不应小于15℃，空气层结稳定，与风速无关。北冰洋蒸汽雾最有名。在我国见于冬季渤海和黄海。蒸汽雾和锋面雾统称为蒸发雾。七、我国近海雾的分布我国近是北太平洋多雾区之一。主要以平流雾为主，锋面雾和辐射雾次之。雾区分布：自渤海到北部湾基本呈带状分布。地理分布：南少北多，南窄北宽。季节变化：南早北晚，从春到夏由南向北推进。南海北部沿岸12-4月为雾季，2-3月最多。东海3-7月为雾季，4-6月最多。黄海4-8月为雾季，6-7月最多。8月，除黄海北部外，我国整个沿海的雾骤然减少。在渤海和台湾海峡东部雾较少，南海南部几乎没有雾。我国近海三个相对多雾区：1.山东半岛南部成山头到石岛一带，年雾日超过80天，最多95天，曾发生连续雾日达27天，有“雾窟”之称。2.闽浙沿岸到长江口一带，年雾日平均50～60天。3.琼州海峡到北部湾一带，年雾日平均20～30天。我国近海雾的成因成因：主要与我国近海的两支海流有关。黑潮暖流：世界著名暖流之一。由北赤道流在菲律宾以东向北，到台湾岛东南转向东北，分出一支称台湾暖流。在日本西南分出两支，一支流向日本海，称对马暖流。一支流向黄海，绕过老铁山到渤海，称黄海暖流。我国近海海流系统沿岸冷流：大陆江河入海径流，包括辽南沿岸流、辽东沿岸流、渤海沿岸流、苏北沿岸流和闽浙沿岸流等。夏季弱小仅在渤海湾，冬季强盛时达南海沿岸。春、夏东南风不断地将黑潮上空的暖湿空气输送到我国近海，便在我国沿岸冷水域上形成雾区。四、世界海洋雾的分布世界海洋雾区分布特点：春夏多，秋冬少；中高纬多于低纬；大洋西海岸多于东海岸；北大洋多于南大洋；大西洋多于太平洋。日本北海道东部至阿留申群岛常年多雾:其成因主要是黑潮和亲潮交汇的结果，夏季最多，出现频率高达40％,是世界著名雾区之一。主要影响中-加和中-美西航线。北美圣劳伦斯至纽芬兰附近海面终年多雾:春夏最盛，平均每月超过10个雾日，最大频率达40％。成因主要是墨西哥湾流与拉布拉多冷流交汇处，是世界最著名雾区。主要影响欧-美航线。挪威、西欧沿岸与冰岛之间海域常年多雾:夏季雾很频，成因主要是北大西洋暖流与冰岛冷流交汇形成。夏季多平流雾，秋冬季多锋面雾和蒸汽雾。这一雾区位于北美与西欧和北欧的主要航道上，尤其是英吉利海峡和多佛尔海峡，来往船舶众多，水流急且流向多变，再加上雾频，船舶航行困难。据统计，此水域雾中撞船事故在世界上首屈一指南半球的整个西风带上终年有雾。信风带海洋的东岸7月世界海洋雾的频率（%）北太平洋雾区北大西洋雾区1月世界海洋雾的频率（%）总分布特征:北大洋多于南大洋、大西洋多于太平洋、大洋西部多于大洋东部、中高纬多于低纬、春夏多于秋冬。八、船舶测算海雾方法1.干湿球温度表法用干湿球温差来判断：当干球温度高于湿球温度，并且差值向增大的趋势发展时，不会出现雾；差值愈来愈小，向成雾的趋势发展，差值趋于零出现雾。实际上在海上，相对湿度达到80%时，就可能出现雾。2.露点水温图解法当水温Tw高于露点温度Td时，不可能出现雾；当Td-Tw≥2℃，且其它条件适当时，出现海雾的概率为80%。露点水温曲线图3、天气形势判断法在海雾多发区，应连续接收地面预报图和表层水温图，分析是否存在成雾条件：适当的环流条件，充足的水汽来源和冷的海面条件。结合船舶单站观测资料进行分析和测算。下图是我国近海出现平流雾的四种典型天气形势：入海冷高压西部气旋东部副高西伸脊西部冷锋前部和暖区我国近海出现平流雾的四种典型天气形势九、海面能见度海面能见度的概念在海面上，正常目力所能看到的最大水平距离，称为海面能见度（Visibility），以km或nmile为单位表示。所谓“能见”就是能将目标物的轮廓从天空背景上分辨出来。在海洋上，通常以水天线作为目标物进行观测。大气透明度是影响能见度的直接因子，其次是目标物和背景的亮度以及人的视觉感应能力。

能见度等级：能见度分成0～9共十个等级，具体见表。但世界各地向船舶发布的气象报告中，采用以下等级：能见度恶劣Ve能见度不良Ve能见度中等Visibilitymoderate1～5e能见度良好Visibilitygood5～11e能见度很好Ve能见度极好Visibilityexcellent≥27e第十节船舶海洋水文气象观测意义：（1）弥补海上测站稀少，资料不足的状况。（2）对天气预报进行补充订正。（3）为气象导航提供时实资料。观测项目、时次和程序项目：温、压、风、湿、云、能、天、海浪、海温、水样采集、海发光等。时次：世界时:0000Z、0600Z、1200Z、1800Z共四次。程序：正点前30分钟开始到正点结束，气象项目观测应安排在正点前15分钟内进行，气压观测应在接近正点时进行。若因特殊原因不能按时观测，可在正点后30分钟内补测完，记要栏内加说明。无法补测时，须注明原因。船舶海洋水文气象观测观测基本要求和注意事项基本要求：⑴认真负责，严格按照规定进行测报；⑵坚持实事求是的科学态度，严禁伪造记录；⑶用铅笔将观测记录填写在记录表上，字迹端正，不要涂改;⑷观测后立即发报，最迟不能超过正点观测后1小时。注意事项：观测仪器应经常进行维修保养，定期进行鉴定；值班员如遇特殊情况不能观测时，亦应委托他人负责完成测报。二、气温和湿度的观测干湿球温度表观测：干球用来测定空气温度；干湿球温差用来计算湿度；空气越干燥，干湿球温差越大，空气越潮湿，干湿球温差越小。注意事项：（1）保持百叶箱洁白。（2）按时加蒸馏水（无蒸馏水加雨水，其次饮用水），不能加海水。（3）及时更换纱布。湿度查算：利用气温和干湿球温差，在湿度查算表中查出水汽压和相对湿度；再利用水汽压（绝对湿度）查算露点温度。三、气压的观测船上观测气压通常使用空盒气压表。从气压表上读数到本站气压需经刻度订正、温度订正和补充订正。刻度订正是指仪器制造不够精密造成的误差，从仪器鉴定证上查出。温度订正是指温度的变化引起空盒弹性改变造成的误差，由附温度数和订正系数求得。补充订正是指空盒的残余变形引起的误差，由空盒气压表鉴定证上查出。海平面气压=本站气压（经刻度、温度和补充订正）+高度订正四、风的观测世界气象组织规定海面风的观测应采用正点前10分钟内的平均风速及相应的最多风向。船舶在航行时由自动风向风速仪测得的风为视风，又称合成风。我们应根据船风（风向矢量与航向相反，风速与船速相等）和视风确定出真风，三者之间的矢量关系为：

视风=船风+真风真风的计算可以由仪器自动进行，输入航向、航速后立即可显示出真风向和真风速。也可以通过上述矢量关系用图解法求出。图解法求真风以船位点作为坐标原点，先画出船风矢量，矢量的方向与航向相反，矢量的长短表示航速的大小；再画出视风矢量，方向为视风向，矢量的长度表示风速；然后由船风矢端到视风矢端画一矢量，其方向就是真风向，矢量的长度就是真风速。5节五、海面有效能见度的观测视力正常的人在四周海面二分之一以上视野范围内所能见到的最大水平距离，称为海面有效能见度。能见度以公里（km）为单位。在白天根据水天交界线的清晰程度判定海面有效能见度。当水天交界线完全看不清楚时，则按经验判定。夜间观测时，应先在黑暗处停留至少5min，待眼睛适应后进行观测，或根据月光、天黑以前能见度的变化趋势以及当时天气现象和气象要素的变化情况，结合实践经验进行估计。海面有效能见度记录一位小数，能见度不足0.1km时记0.0。当夜间无星光、无月光无法进行观测时，相应栏内记“－”。六、云的观测云的分类、特征及典型天气高云：卷云、卷层云、卷积云。中云：高层云、高积云。低云：层积云、层云、雨层云、碎雨云、积云、积雨云。云量、云状的观测和记录云量观测包括总云量和低云量，云量用云遮蔽天空视野的成数来表示，如云占天空的1/10时，云量记1，云布满全天时，云量记10。云状按国际简写字母，分高、中、低三族记入相应的栏内。若天空同时出现几种云时，按高、中、低云和云量多少的顺序记录。天气状况不明时云的记录因雾等天气现象使云量、云状无法辩明时，总、低云量记10，云状栏记天气现象符号。若因烟、霾等现象使天空云量、云状全部或部分不明时，总、低云量记“-”，云状栏记天气现象符号。云的夜间观测夜间应站在没有灯光或灯光比较暗的地方进行观测，根据星光的有无和模糊程度来判断是否有云或什么云。高云一般都可见星光，Cs使星光模糊而均匀，Ci使星光有的地方明亮，有的地方模糊。层状云（Ns、As、St）一般都遮蔽全天，看不到星光。As使天空较明亮，Ns使天空较暗黑，St使天空均匀低暗。七、天气现象的观测天气现象有100多种，主要掌握以下几种：霾（Haze）：大量细微的尘粒、烟粒、盐粒等均匀的漂浮在空中，使水平能见度小于5海里的空气混浊现象。（∞）轻雾（Mist）：水平能见度在0.5～5海里的薄雾。（〓）雷暴（Thunderstorm）：积雨云中产生的放电现象。龙卷（Spout）：一种小范围的强烈旋风，外观上表现为从积雨云底盘旋下垂的一个漏斗状云体。雾（Fog）：悬浮在空中的大量微小水滴，使水平能见度小于0.5海里。(≡)毛毛雨（Drizzle）：稠密、细小而十分均匀缓慢的液态降水。微弱时徐徐下落，迎面有潮湿感，水面无波纹。(，)

雨（Rain）：强度变化缓慢的滴状液态降水。（•）天气现象的观测雪（Snow）：白色不透明的星状、六角形片状结晶固体降水。雨夹雪（RainandSnow）：雪和雨同时下降。阵雨（ShoweryRain）开始和停止都较突然、强度变化大的液态降水∇阵雪：（ShowerySnow）开始和停止都较突然、强度变化大的固态降水。阵性雨夹雪（ThunderRainandSnow）：开始和停止较突然、强度变大。冰雹（Hail）：坚硬的球状、锥状或形状不规则的固体降水。雷雨（ThunderShower）：雷暴和降水同时出现。沙尘暴(Sandstorm)：由强风将地面大量尘沙吹起，使空气混浊，天色昏黄，水平能见度≺1.0km的天气现象。扬沙:Vs在1-10km，浮尘:漂浮在空中Vs≺10km。S八、海浪的观测海浪的观测主要包括浪高、浪向和周期的观测。浪高是指相邻波峰和波谷之间的垂直距离，单位为米。观测时根据浪的特征区分出风浪和涌浪，在较远处各挑选3～5个显著大波求取平均值为相应风浪和涌浪的波高。涌浪传来的方向称涌浪向，可以用罗经上的方位仪进行观测，以度为单位。周期是指两相邻的波峰（或波谷）相继通过一固定点所需时间，单位为秒，一般连续观测10个较大波浪的周期，然后求平均值作为所测结果。九、表层海温和海水采样的观测表层海水温度是指海表面到水深0.5米之间的水温，单位为摄氏度（℃），使用专用的表层海水温度表进行观测。每天世界时06点按要求采集水样一瓶。海水采样：每天06Z测水温时采水样一瓶；采集量至少250ml；采用密封性能好的样品瓶，样品必须放在室内阴暗处，待到港后交测报管理部门。十、海发光的观测夜间海面出现的浮游生物的发光现象称为海发光。观测时，站在背光的黑暗处，按发光程度分级填写。第二章海洋学基本知识第一节海洋概况洋(Ocean)：面积广，约占海洋总面积的89%，洋的深度大、水色高、透明度大，水文要素相对比较稳定，季节变化小，有独自的潮波和强大的洋流系统。世界大洋是互相沟通的。根据岸线的轮廓、底部起伏和水文特征，世界大洋分为太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋（有些学者将北冰洋划为大西洋的附属海）。太平洋:东西宽约19000km，南北最长约16000km，面积约1.8亿平方公里，占世界海洋总面积的50%，超过了世界陆地面积的总和。平均深度为3957m，马里亚纳海沟的最深处可达11034m。大西洋:面积为9336.3万平方公里，约占海洋总面积的25.4%。平均深度为3627m，最大深度为9219m。大西洋的航运业极为发达。印度洋:总面积7491.7万平方公里，约为海洋总面积的1/5。平均深度为3897m，最深为7729m。北冰洋:大致以北极圈为中心，面积仅为1500万平方公里，不到太平洋的十分之一。是世界大洋中最小的平均深度为1097m，最深为5499m。海(Sea)：大洋靠近大陆边缘部分，海的面积只占海洋总面积的11%，一般深度浅，水色低（浑浊），透明度小，季节变化显著。没有独立的海流系统和潮波系统，多数受大洋影响，我国东南海岸面临四海。渤海：为我国的内陆海，自老铁山经庙岛与蓬莱角联线，分割黄海，面积约9万7千平方公里，平均水深18米。黄海：北起鸭绿江口，南从长江口北岸至济州岛与东海分开，面积42万平方公里，平均水深44米。东海：南自南澳岛与台湾岛的鹅銮鼻分隔南海，面积75万平方公里，平均水深349米。南海：南靠加里曼丹岛，东临菲律宾，西接印支半岛，面积350多万平方公里，平均深度1000米以上。我国拥有300万平方公里的海洋国土和约1.9万公里的海岸线。

海湾(Gulf、Bay):洋或海的一部分延伸入大陆，其深度和宽度逐渐减小的水域称为湾。湾内潮差大。海峡(Strait、Channel):海洋中相邻海区之间宽度较窄的水道称为海峡。世界上可通航的海峡约有130个，其中较重要的有40多个。海峡的特点是流急、速大、多涡旋。第二节海流（OceanCurrent）一、概述海流定义:是指海洋中的海水具有相对稳定速度的流动，它是海水运动的形式之一。流向:海流的方向是指去向，常用8个方位或以度为单位表示。例如，由西向东的流，流向为900，称为东流。海流的主轴是指海流流动方向上流速最大点的连线。海流的规模常用流幅来表示，流幅是指垂于主轴的水平宽度和上下厚度。海流的强弱常用平均流速或平均流量表示。流速:流速的单位常用Kn（节）和nmile/d（海里/日）表示。海流的分类海流按其成因分为:风海流、地转流、补偿流和潮流。风海流是海洋上最主要的海流，其强度较强。风海流是在海面风作用下形成的海水流动。通常将大范围盛行风所引起的流向、流速常年都比较稳定的风海流称为定海流，或漂流。而将某一短期天气过程或阵风形成的海流称为风生流。海流的成因主要是盛行风带、地转偏向力、和海陆地形分布等因子共同作用的结果。实际上由单一原因产生的海流极少，往往是几个因子共同作用的结果，但有主次，近海以潮流为主，外海多风海流和梯度流。按海流的温度分类