在地氣系統熱量收支平衡過程中，太陽輻射處于主導地位，因此隨著日夜、冬夏的交替，地面的溫度也會相應地出現日變化和年變化，且變化的幅度與緯度、天氣及地表性質等因子有關。1．氣溫的日變化氣溫主要受地表面增熱與冷卻作用而發生變化。一日內氣溫晝高夜低，最低氣溫出現在日出前，日出后氣溫逐漸上升，陸地上夏季14～15時、冬季13～14時達到最高值，以后逐漸下降直到日出前為止。一天中氣溫的最高值與最低值之差稱為氣溫日較差，其大小反映氣溫日變化的程度。氣溫日較差的大小一般與緯度、季節、海拔高度、下墊面性質和天氣狀況等有關。在其他條件相同的情況下，氣溫日較差隨緯度的增加而減小。日較差夏季大于冬季。低海拔日較差大，高海拔日較差小。陸地地區日較差大于海洋地區，沙漠地區日較差比潮濕地區的大。晴天的氣溫日較差比陰天大。2．氣溫的年變化氣溫的年變化表現在一年中月平均氣溫有一個最高值和一個最低值。通常，北半球中、高緯度陸地的氣溫以7月為最高，1月為最低。海洋上的氣溫以8月為最高，2月為最低。一年中月平均氣溫的最高值與最低值之差，稱為氣溫年較差。氣溫年較差的大小與緯度、下墊面性質和海拔高度等因素有關。赤道附近，晝夜長短幾乎相等，最熱月和最冷月熱量收支相差不大，氣溫年較差小；高緯度地區氣溫年較差遠大于赤道低緯。氣溫年較差低海拔處大于高海拔處。陸上氣溫年較差比海洋大得多。1．海陸熱力差異對氣溫變化的影響海陸熱力性質差異表現在三方面：（1）輻射性質差異：太陽輻射在陸地只限于一個薄層內，而在海洋里可以達到幾十米深。因此，大陸上的溫度遠比海洋上溫度對太陽輻射敏感得多。（2）熱容量差異：海水的熱容量是陸地熱容量的兩倍，海洋升溫和降溫速度遠小于陸地。（3）海水具有流動性：海水的流動使熱量在較大范圍和較深的層次內均勻分布。海陸熱力差異對氣溫變化的影響很大是兩種熱屬性很不相同的下墊面，如果海面和陸面吸收同樣的熱量，海面溫度與陸面溫度的變化有很大不同，海面變化緩和，陸面變化劇烈。因此，冬季大陸是冷源，使其上面的空氣變冷，而海洋是熱源，使其上面的空氣變暖；夏季的情況與冬季相反，大陸是熱源,海洋是冷源。2．氣溫的水平分布影響氣溫水平分布的主要因素有緯度、海陸分布和高度。在一年內的不同季節，氣溫分布是不同的。通常以1月代表北半球的冬季和南半球的夏季，7月代表北半球的夏季和南半球的冬季。（1）氣溫的水平分布是隨著緯度增加而逐漸降低。（2）冬季北半球的等溫線在大陸上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向極地，而夏季相反。（3）北半球冬季大洋西部從低緯向西北方向伸出一個暖舌直達大洋東部中高緯海域。（4）在5°～10°N處，夏季移到20°N左右，平均在10°N左右。（5）南半球不論冬夏，最低溫度都出現在南極。北半球僅夏季最低溫度出現在極地附近，而冬季最冷地區出現在西伯利亞東部和格陵蘭地區。1．溫壓場對稱的系統溫壓場對稱是指溫度中心與氣壓中心基本重合，即系統中水平面上等溫線與等壓線是基本平行的。淺薄系統是指氣壓系統的強度隨高度增加而減弱，這種系統有冷高壓和暖低壓。深厚系統是指氣壓系統的強度隨高度增加不變或增強，這種系統有暖高壓和冷低壓。2．溫壓場不對稱的系統溫壓場不對稱是指氣壓場中的高、低壓中心與溫度場中的冷、暖中心不相重合的系統。這種氣壓系統，中心軸線不是垂直的，而發生偏斜。地面低壓中心軸線隨高度升高不斷向冷區傾斜，高壓中心軸線隨高度升高不斷向暖區傾斜。北半球中高緯度的冷空氣多從西北方向移來，使得低壓中心軸線常常向西北方向傾斜，而高壓的西南側比較溫暖，高壓中心軸線多向西南方向傾斜。因此，在中高緯度地區，不對稱的低壓總是東暖西冷，不對稱的高壓總是東冷西暖。在空間的每一點都有一個氣壓值，如果把所有氣壓相同的點連接起來，就形成一個等壓面。將同一時間各個臺站的某一高空等壓面的高度填在一張地圖上，畫出等高線，則稱為等壓面圖。等壓面上凸部分對應一組閉合等高線的高值區，等壓面下凹部分對應一組閉合等高線的低值區。換句話說，在同一高度上，氣壓比四周高的地方，等壓面上凸，而且氣壓愈高的地方等壓面上凸的愈厲害；氣壓比周圍低的地方，等壓面下凹，而且氣壓愈低，等壓面下凹的愈厲害。因此，等壓面的起伏形勢和該面附近等高面上氣壓的分布形勢相對應，即等壓面上等高線的低（高）值中心在鄰近等高面上等壓線對應著低（高）壓中心，且兩線走向一致。值得注意，等高線的數值不是幾何高度，而是位勢高度。所謂位勢高度，就是把單位質量的物體從海平面上升到某高度時克服重力所作的功來表示的高度，其單位是位勢米。以位勢米為單位的位勢高度和以米為單位的幾何高度意義完全不同，前者是能量的一種單位，后者僅為高度單位。但在數值上雖有差別，但差別很小，可忽略不計。水汽分部，低空大于高空，底緯大于高緯，熱大于冷1．垂直分布絕對濕度隨高度的增加而迅速減小。在2km處不足地面1/2，5km處減到地面1/10，90%的水汽集中在3km以下的低層大氣。2．水平分布絕對濕度的水平分布與氣溫的水平分布基本一致。它與下墊面性質（如海面、陸地、沙漠、冰面等）關系密切。赤道地區大，隨緯度的增高而遞減。3．時間分布絕對濕度的時間分布與氣溫的時間分布基本一致。氣溫高時，絕對濕度大，水汽含量多；氣溫低時，絕對濕度小，水汽含量少。通常大氣中水汽含量夏季最多，春、秋季次之，冬季最少。水汽由氣態變為液態的過程稱為凝結。水汽直接轉變為固態的過程稱凝華。大氣中水汽凝結或凝華的一般條件是：①增加水汽；②降低溫度；③有凝結核或凝華核的存在。空氣的冷卻方式主要有三種：（1）絕熱冷卻：指空氣在上升過程中，因體積膨脹對外做功而導致空氣本身的冷卻。隨著高度升高，溫度降低，飽和水汽壓減小，空氣到達一定高度就會出現飽和狀態。（2）輻射冷卻：指在晴朗無風的夜間，由于地面的輻射冷卻，導致近地面層空氣的降溫。當空氣中溫度降低到露點溫度時，水汽達到飽產生凝結。（3）平流冷卻：暖濕空氣流經冷的下墊面時，冷的下墊面造成空氣溫度降低，達到飽產生凝結。另外，冷暖空氣平流相遇，水平混合后也可以產生凝結。在上述幾種冷卻過程中，對出現在近地層的霧而言，輻射冷卻、平流冷卻起主要作用；對懸掛在空中的云而言，凝結發生在一定高度上，因而絕熱冷卻起主要作用。空氣水平運動風1．重力單位質量空氣受到的重力為，方向向下，指向地心。顯然，重力對大氣水平方向的運動不起作用。2．氣壓梯度力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，所產生的力稱為水平氣壓梯度力。大小為：；方向：垂直等壓線從高壓指向低壓。（1）水平氣壓梯度力與空氣密度成反比，與氣壓梯度成正比。（2）空氣密度一定時，氣壓梯度大，等壓線密集，水平氣壓梯度力大。（3）氣壓梯度一定時，空氣密度大，水平氣壓梯度力小。（4）若氣壓梯度等于零，兩地沒有氣壓差，水平氣壓梯度力等于零，無風。可見，水平氣壓梯度力是使空氣產生水平運動的直接原因或原動力。3．地轉偏向力由于地球自轉,作用在運動物體上產生使運動物體發生偏轉的力，稱地轉偏向力。在任意緯度上作用于單位質量運動空氣上的水平地轉偏向力為：An＝2Vωsinφ，式中V為空氣運動速度，ω為地轉角速度，φ為緯度。地轉偏向力有以下特點：（1）地轉偏向力只是在物體相對于地面有運動時才產生，物體靜止時，不受地轉偏向力的作用。（2）地轉偏向力的方向同物體運動的方向相垂直，在北半球，地轉偏向力指向物體運動的右方，使物體向原來運動方向的右方偏轉；在南半球，地轉偏向力指向物體運動的左方，使物體向原來運動方向的左方偏轉。（3）它只能改變物體運動的方向，不能改變物體運動速率的大小。（4）地轉偏向力的大小與風速和緯度的正弦成正比。在同緯度，風速越大，地轉偏向力越大。在風速相同的條件下，地轉偏向力隨緯度的增高而增大，在赤道上地轉偏向力為零。4．慣性離心力當空氣做曲線運動時，將作用于空氣上與向心力大小相等而方向相反的力稱為慣性離心力。慣性離心力同運動的方向相垂直，自曲率中心指向外緣。對單位質量空氣而言，慣性離心力表達式為：，式中表明慣性離心力C的大小與運動物體的線速度V的平方成正比，與曲率半徑r成反比。慣性離心力和地轉偏向力一樣只改變物體運動的方向，不改變運動速度的大小。5．摩擦力摩擦力是空氣貼近下墊面運動時，下墊面對空氣運動的阻力。它的方向與空氣運動方向相反，大小與空氣運動的速度和摩擦系數成正比，其表達式為：R＝-μV，式中R為摩擦力，μ是為摩擦系數，V為空氣運動速度。在大氣中不同高度上摩擦力的大小是不同的，以近地面層（地面至30～50m）最為顯著，高度愈高，作用愈弱，到1～1.5km以上，摩擦力的影響可以忽略不計。上述四個力都是在水平方向上作用于空氣的力，但它們對空氣運動的影響不同。一般來說，水平氣壓梯度力是空氣產生運動的原動力，其他力是在空氣運動開始后才起作用的，而且所起的作用視具體情況而不同。水平地轉偏向力對中高緯度或大尺度的空氣運動影響較大，而對低緯地區特別是赤道附近的空氣運動影響甚小。慣性離心力只在空氣作曲線運動時起作用。摩擦力只在摩擦層中起作用，對自由大氣中的空氣運動可以忽略不計。地轉偏向力、慣性離心力和摩擦力雖然不能驅動大氣運動，但卻能影響大氣運動的方向和速度。1．地轉風的定義及形成地轉風是水平氣壓梯度力與水平地轉偏向力達到平衡時，空氣的等速直線水平運動。在平直等壓線的氣壓場中，由于氣壓梯度力的作用，空氣開始沿氣壓梯度力的方向從高壓向低壓運動。一旦有運動，必定受地轉偏向力的作用，使運動方向向右偏轉（北半球）。在氣壓梯度力的作用下，空氣的速率越來越大，地轉偏向力也隨著空氣速率的增大而增大，并且迫使空氣向右偏離的程度越來越大，最后水平地轉偏向力增大到與水平氣壓梯度力大小相等，方向相反，即達到平衡狀態。這時空氣沿著等壓線作等速水平直線運動，由此形成地轉風。2．地轉風的大小和風壓定律地轉風的表達式為：（1-5-2）由此式可以看出：①地轉風速與水平氣壓梯度成正比，即等壓線密集的地方，地轉風大，等壓線稀疏的地方，地轉風小。②地轉風速與空氣密度成反比。在氣壓梯度相同的情況下，越往高空風速越大。③地轉風速與緯度的正弦成反比。當氣壓梯度相同時，地轉風速隨緯度的減小而增大。但實際觀測到的地轉風速卻是高緯度地區大于低緯度地區，這是由于高緯度的氣壓梯度值遠遠大于低緯度的緣故。然而，在低緯地區因地轉偏向力很小，無法與氣壓梯度力平衡。因此，在赤道附近的低緯地區，地轉風是不存在的。風壓定律：在北半球自由大氣中，地轉風沿等壓線吹，背風而立，高壓在右，低壓在左。在南半球，背風而立，高壓在左，低壓在右。這就是著名的白貝羅定律（Buysballot＇sLaw）。顯然，風壓定律很好地反映了氣壓場與風場之間的關系，由氣壓場分布可以確定風，反過來由風向即可判斷出高壓和低壓的大致方位。3．地轉風速的計算在地面圖上，為討論和處理問題方便，不考慮摩擦力的影響，則可迅速計算出對應的地面地轉風速。在海圖上取一個緯距Δn=60nmile，標準情況下空氣密度ρ=1293g/m-3，地轉角速度ω=7.29×10-5s-1，若取Δp=1hPa，代入地轉風公式，計算后得：（1-5-3）當Δp≠1hPa時，地轉風速為：（1-5-4）利用此式可以計算水平間隔為60nmile，任意氣壓差時的地轉風。4．等壓面上的地轉風在高空中，應用等壓面圖來代替等高面圖，用位勢梯度代替氣壓梯度得到地轉風公式，即（1-5-5）公式中地轉風直接與等壓面上的位勢梯度成正比，與緯度的正弦成反比。對于某地來說，緯度相同，只要比較各層等壓面圖上的等高線疏密程度，就可確定各層地轉風速的大小。梯度風當空氣質點作曲線運動時，除受氣壓梯度力和地轉偏向力作用外，還受慣性離心力的作用，當這三個力達到平衡時所吹的風，稱為梯度風。在低壓內氣壓梯度力指向高壓中心，地轉偏向力和慣性離心力指向低壓，達到平衡狀態時的梯度風關系式為：G＝A＋C。只要氣壓梯度和梯度風按一定比例增大，三力的平衡總可建立。因此，氣旋中氣壓梯度和風速可以任意大。在高壓內氣壓梯度力和慣性離心力指向外，而地轉偏向力指向內，三個力達到平衡時的梯度風關系式為：A＝G＋C。當氣壓梯度和梯度風按一定比例增大時，C比A增大的快，三力不能保持平衡。只有使氣壓梯度和梯度風減小，才能三力保持平衡。在反氣旋中，最大水平氣壓梯度出現在高壓邊緣，越近中心越小。曲率小處等壓線密集，曲率大處等壓線稀疏。并且，在中高緯度反氣旋的風速較大，在較低緯度反氣旋中風速較小。由此可以得出以下結論：①最大水平氣壓梯度的分布是，在反氣旋邊緣較大，越向中心部分越小。當等壓線曲率不均勻時，在曲率小處，即等壓線平直的地方，等壓線較密集。在曲率較大處，即等壓線彎曲較大的地方，等壓線稀疏。②緯度越高，空氣密度越大，水平氣壓梯度值越大。因此，在冬季中高緯大陸上反氣旋等壓線要密一些。③在反氣旋邊緣風速大，越向中心部分風速越小，在中心附近微風或無風。可以證明，在一定緯度，當G相等時，低壓梯度風風速小于地轉風速，高壓梯度風風速大于地轉風速。即Va＞Vg＞Vc。梯度風與地轉風既有共同點，又有不同處，兩者都是作用于空氣質點的力達到平衡時的風。梯度風考慮了空氣運動路徑的曲率影響，它比地轉風更接近于實際風。1．摩擦層中的風在摩擦層中，空氣的水平運動因受摩擦力作用，風速減弱，風向發生偏轉。氣壓梯度力、地轉偏向力和摩擦力（若作曲線運動，還應考慮慣性離心力）構成平衡關系，風不再完全沿著等壓線吹，而是斜穿等壓線從高壓吹向低壓。在摩擦層中的白貝羅風壓定律應表述為：在摩擦層中風斜穿等壓線吹，背風而立，在北半球高壓在右后方，低壓在左前方；在南半球高壓在左后方，低壓在右前方。在地面天氣圖上彎曲等壓線的氣壓場中，例如閉合的高壓和低壓，由于摩擦力的作用，在北半球低壓中氣流繞中心逆時針方向向中心輻合，高壓中的氣流繞中心順時針方向向外輻散；在南半球則相反，低壓中氣流繞中心順時針方向向中心輻合，高壓中氣流繞中心逆時針方向向外輻散。2．海面實際風的確定在摩擦層中，實際風向與等壓線的交角主要取決于下墊面粗糙度、大氣穩定度和緯度三個因素。粗糙度越大，穩定度越大，緯度越低時，交角越大；反之，粗糙度越小，穩定度越小，緯度越高時，交角越小。通常在中緯地區陸地上交角約為35～45，在海面上約為10～20。浪大時，海面粗糙度增大，交角也有所增加。實際風速比相應的地轉風速要小，通常陸面上的風速（取10～12m高度的風速）約為相應地轉風速的1/3～1/2，海面上風速約為相應地轉風速的3/5～2/3。3．摩擦層中風隨高度的變化在摩擦層中風隨高度的變化，既受摩擦力隨高度變化的影響，又受氣壓梯度力隨高度變化的影響。在氣壓場不隨高度改變的情況下，風隨高度變化主要是由摩擦力隨高度變化而引起的。從摩擦層下部邊界至30～50m（不超過100m）高的氣層，稱為近地面層。觀測及理論研究都表明，在這一層中風向隨高度的改變不明顯，風速隨高度的改變主要與氣層是否穩定有關。當氣層不穩定時，有利于空氣上下層的動量交換，使上下層風速差變小；如果氣層穩定，則風速隨高度變化要明顯一些。從近地面層頂向上至摩擦層頂的氣層，風速一般隨高度的增加而增大，北半球風向隨高度的增加逐漸向右偏轉，南半球風向隨高度則逐漸向左偏轉。當高度達到摩擦層頂附近時，風速接近于地轉風，風向與等壓線相平行。大氣環流的基本狀況是由若干影響程度不同的因子決定的，其中最重要的是：太陽輻射隨緯度的不均勻分布、地球自轉、海陸分布和高大地形。1．太陽輻射與單圈環流太陽輻射雖然是大氣環流的最終能源，但驅動大氣運動的真正原因是太陽輻射能在地表面上的不均勻分布。假定地球不自轉，地表平坦，下墊面均一，只考慮太陽輻射隨緯度的不均勻性。由于赤道和低緯地區是輻射源，溫度高，產生上升氣流；高緯和極地是輻射匯，溫度低，產生下沉氣流。在對流層高層空氣由赤道流向極地，低層空氣由極地流向赤道，從而產生了一個理想的直接熱力環流圈，稱單圈環流。2．地球自轉與三圈環流假定地表平坦、下墊面均一，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，產生三圈環流，即赤道環流或哈德萊環流、極地環流和中間環流。而在水平面上則形成了東、西風帶和分隔它們的極鋒輻合帶、副熱帶高壓帶和赤道輻合帶。3．海陸不均勻分布海陸熱力性質差異表現在三方面：（1）輻射性質差異：太陽輻射在陸地只限于一個薄層內，而在海洋里可以達到幾十米深。因此，大陸上的溫度遠比海洋上溫度對太陽輻射敏感得多。（2）熱容量差異：海水的熱容量是陸地熱容量的兩倍，海洋升溫和降溫速度遠小于陸地。（3）海水具有流動性：海水的流動使熱量在較大范圍和較深的層次內均勻分布。由于海陸分布不均勻，冬季大陸是冷源，使其上面的空氣變冷，易形成高壓，而海洋是熱源，使其上面的空氣變暖，易形成低壓。當空氣由大陸移向海洋時，在陸面上不斷冷卻降溫，常在大陸東岸形成溫度場中的冷舌和高度場中相應的高空低壓槽。夏季的情況與冬季相反，大陸東岸容易出現高空脊，大洋東部容易出現高空槽。由于海陸的不均勻加熱有明顯的年變化，所以它對大規模風系的年變化（季風現象）必將發生重要的作用。世界上最明顯的季風區就在亞洲南部，冬季盛行東北季風，夏季盛行西南季風。4．高大地形影響高大地形對大氣運動產生熱力的和動力的作用。在動力作用方面，強迫氣流過山時發生爬升和繞流，哪一種占優勢要看山脈的形狀和大氣的穩定度而定。當氣流爬山時，在迎風坡，導致槽變淺，脊變強。反之，在背風坡，導致槽加深，脊減弱。如果地形過于高大或氣流比較淺薄，氣流發生繞流，在高原南北兩側氣壓梯度最大，這里的風速也最強，于是常形成南北兩支西風急流。在熱力作用方面，象青藏高原這樣的大地形矗立在大氣之中，由于其熱力性質與四周大氣迥然不同，冬季它是一個冷源，夏季是熱源。這種熱力作用使大氣溫度場產生擾動，并進而使氣壓場產生相應的槽脊。由大氣環流理論得知，在地表均勻的情況下，使南北半球的近地面層中出現了四個氣壓帶，由赤道向極地依次為赤道低壓帶，副熱帶高壓帶，副極地低壓帶和極地高壓。與此相應形成了赤道無風帶、信風帶、副熱帶無風帶，盛行西風帶和極地東風帶五個風帶。1．信風帶（TradesWindZone）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，南半球吹東南信風。信風帶的特征是風向常年穩定少變，風力3～4級，天氣晴朗，大洋西部降水較多，位置隨季節南北移動。2．盛行西風帶（Westerlies）位于副熱帶高壓帶與副極地低壓帶緯度30～60o之間。在北半球低層吹西到西南風，在南半球低層吹西到西北風。在西風帶中，天氣系統在高空西風的帶動下從西向東運行，以槽脊為背景的氣旋與反氣旋交替出現，來自北方的冷氣團和來自南方的暖濕氣團在此相遇，形成鋒面，使西風帶多鋒面氣旋活動，常伴隨大風和云雨天氣。在南半球西風帶中，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。3．極地東風帶（PolarEasterlies）位于南北緯60o～90o之間，極地高壓向南（北）輻散的氣流，在地轉偏向力作用下，北半球吹E-NE風，南半球吹E-SE風。4．赤道無風帶（Doldrums）平均位于南北緯10o范圍內，其天氣特征是：對流旺盛、平流微弱、云量多、高溫、高濕、多雷雨、風微弱不定向，位置隨季節南北移動。5．副熱帶無風帶（HorseLatitudes）位于信風帶和西風帶之間，平均位于南北緯30o附近。副熱帶高壓內部多下沉氣流，天氣晴朗、溫暖、微風，陸上干燥、海上潮濕。在1月海平面平均氣壓場上，北半球主要受四個大范圍的氣壓系統（兩個大低壓和兩個冷高壓）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。在7月海平面平均氣壓場上，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，范圍縮小，位置偏北。南半球大陸上的南非，澳大利亞和南美高壓加強伸展，并與副高合并，在副熱帶緯度上，高壓帶環繞全球。春秋兩季屬于過渡季節，北半球春季，原有的四個大氣活動中心減弱，副熱帶高壓開始增強。通常將冬、夏季在平均氣壓場上出現的大型高、低壓系統，稱為大氣活動中心。全年始終都存在的大氣活動中心稱為永久性大氣活動中心，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。隨季節改變的大型氣壓系統稱為半永久性大氣活動中心，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。大范圍地區的風向隨季節而有規律改變的盛行風稱為季風（Monsoons）。所謂有顯著改變的含義是指1月與7月盛行風向的轉變角度至少120°，盛行風向的頻率超過40%，盛行風的平均合成風速超過3m/s。1．季風的成因和分布（大綱1.6.2.1）季風的形成與多種因素有關，但主要是海陸間的熱力差異以及這種差異的季節變化，其它如行星風帶的季節性移動和高大地形的熱力、動力作用等。通常將海陸熱力差異形成的季風稱為海陸季風，將行星風帶的季節移動形成的季風稱為行星季風。高大地形在夏季的熱源作用和冬季的冷源作用對季風的維持和加強起重要作用。世界上季風區域分布甚廣，主要集中在南亞、東亞、東南亞和赤道非洲四個區域。此外，在澳洲、北美和南美也有一些季風區。2．東亞季風（大綱1.6.2.2）東亞季風主要是由于海陸熱力差異形成的。這里位于世界上最大的大陸-亞歐大陸的東南部和世界上最大的海洋-太平洋之間，氣溫梯度和氣壓梯度的季節變化比其它任何地區都顯著，所以，這一地區發生的季風強度大、范圍廣。它的范圍包括中國東部、朝鮮、日本等地區和附近海域。冬季，北太平洋是強盛的阿留申低壓控制，西伯利亞高壓盤踞亞歐大陸，寒潮和冷空氣不斷爆發南下，高壓前緣的偏北風就成為亞洲東部的冬季風。在冬季風盛行時期，由于東亞各地所處高壓部位的差異，冬季風的方向不盡相同。通常渤海、黃海北、中部及日本附近海面都盛行西北風；黃海南部和東海北部盛行北風，有時吹東北風；東海中部和南部盛行東北至北風，以東北風占多數。我國臺灣附近海面及南海，東北風占絕對優勢，頻率高達70%以上。一次冷空氣活動，黃、渤海和東海的風力在5～6級左右，寒潮南下時，最大風力可達8～12級。夏季，亞洲大陸為熱低壓控制，同時，北太平洋副熱帶高壓西伸北進占據整個北太平洋，因此，高低壓之間的偏南風就成為亞洲東部的夏季風。由于暖性低壓的氣壓梯度不如冬季冷高壓前部的氣壓梯度大，所以夏季風比冬季風弱，風力一般3～4級。夏季風時期，渤海盛行東南風，黃海和東海盛行東南至南風，日本海及日本以東洋面盛行南至西南風或西風。南海南部海區以及菲律賓以東直至140E洋面盛行西南風。東亞季風的天氣氣候特征：冬季風盛行時，具有低溫、干燥和少雨的氣候特征，來臨快、強度大；當夏季風盛行時，則表現為高溫、潮濕和多雨的氣候特征，季風來臨慢、強度弱。3．南亞季風（大綱1.6.2.3）南亞季風主要是由于行星風帶的季節性位移（南半球東南信風帶越過赤道）引起的，其次也有海陸熱力差異和青藏高原大地形的影響。南亞季風是世界上最著名的季風，季風區域包括北印度洋及其周圍的東非、西南亞、南亞、中印半島一帶，并與東亞季風區相連。南亞季風以印度半島和北印度洋表現最顯著，因此，又稱印度季風。夏季，全球風帶和氣壓帶北移，南半球的東南信風越過赤道進入北半球之后，受地轉偏向力作用轉變為西南風。與此同時，亞洲南部大陸形成印度低壓，而此時南半球為冬季，澳大利亞高壓發展，并與南印度洋副熱帶高壓合并加強，位置偏北，使這一地區由南向北的氣壓梯度加大，南來氣流跨越赤道后，形成西南風。這樣，西南信風與西南季風迭加在一起，造成了北印度洋夏季的西南風特別強大，成為世界海洋上最著名的狂風惡浪區之一。另外，印度半島的岬角效應和青藏高原大地形的存在對維持和加強南亞夏季風起了重要作用。7～8月份風力達8～9級，并伴有暴雨，給船舶的安全航行造成一定困難，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區之一。冬季，行星風帶南移，赤道低壓帶移到南半球，亞洲大陸高壓強大，其南部的東北風就成為亞洲南部的冬季風。因為亞洲南部遠離大陸高壓中心，并有青藏高原的阻擋，再加上印度半島面積相對較小，緯度較低，海陸之間氣壓梯度較弱，所以，冬季風不強。自11月至次年4月，北印度洋在東北季風控制下，風力一般為3～4級，被稱為北印度洋航海的“黃金季節”。在冬季風最盛期，季風區可越過赤道轉變為西北季風，可影響到10S以北的海域。南亞季風和東亞季風一樣也是冬季干燥，夏季潮濕，但是它和東亞季風有一個明顯差別，即南亞夏季風比冬季風強。每年5月由冬季風轉為夏季風，而10月由夏季風轉為冬季風。4．其它地區的季風（大綱1.6.2.4）（1）北澳、印尼和伊里安的季風遠比亞洲季風弱。夏季（12～3月）多為西北季風，冬季（6～9月）多吹東南風。（2）西非的季風從塞內加爾到塞拉里昂的西非沿岸一帶，有西南季風與東北季風交替的現象。夏季（5～8月）吹西南季風，其余時間為東北季風。（3）北美與南美的季風在北美大陸東岸與南岸具有類似季風的風向轉換現象，但除得克薩斯地區外，并不十分明顯。得克薩斯冬季（10～4月）吹北風，夏季吹南風。在北美東岸和西北大西洋冬季具有類似季風的西北風，而在夏季轉為西南風，冬夏風向轉變不甚明顯。在南美洲，只有巴西東海岸有較明顯的季風，從布立科角到南回歸線，7月份為東南風，1月份則為東北風或東風。1．海陸風由海陸熱力差異而產生的具有明顯日變化的周期性風系稱為海陸風環流。白天近地面層的風由海洋吹向陸地叫海風（Seabreeze），夜晚風由陸地吹向海洋叫陸風（Landbreeze）。海陸風可以出現在不同緯度的沿岸地區，但以熱帶地區最為突出。海風比陸風強，海風可達5～6m/s，陸風只有2～3m/s；海風的水平范圍和垂直厚度也比陸風大。海風和陸風的轉換時間隨地區和天氣條件而異。通常，海風始于8～11時，到13～15時最強，日落后明顯減弱，20時后轉為陸風。如果是陰天，海風出現的時間要向后延遲，有時到中午12時左右才出現，強度也明顯減弱。在海風和陸風交替期間可暫時出現靜風，在低緯地區，特別是傍晚無風時，使人有異常悶熱之感。2．山谷風在山區，白天自谷底沿山坡吹向山頂的風稱為谷風；夜間自山頂沿山坡吹向谷底的風稱為山風。谷風一般在日出后9～10時開始，午后最強；日落后山風開始，逐漸增強，到日出前最強。通常，谷風比山風強。山谷風在夏季較明顯，冬季較弱。在我國沿海，不少港口都能觀測到明顯的海陸風。有些港口因受地形影響，海陸風與山谷風往往同時出現，由于兩者迭加作用的結果使向岸風（海風十谷風）和離岸風（陸風十山風）都相當顯著。例如，秦皇島和連云港就是如此。1．繞流和阻擋作用當氣流遇到孤立的山峰與島嶼時，有繞山峰兩側而過的現象，并且在迎風面風速增強，在背風面風速減弱。在背風面還會產生氣旋式和反氣旋式渦流。2．峽管效應當氣流從開闊地區進入峽口時，而產生的強風，稱為峽谷風。通常氣流從開闊海面進入嗽叭口式地形時，氣流的橫截面積減小，由于空氣質量不能在此堆積，于是氣流加速運動，從而使風速明顯加大，風向被迫改變為沿峽谷走向，這是一種峽管效應。3．岬角效應因陸地（如山脈盡頭或半島附近）向海中突出造成氣流輻合，流線密集，風力明顯增強，稱為岬角效應。如南非的好望角，是個令航海者生畏的地方，由于岬角效應助長咆哮西風帶上的狂風惡浪。我國山東半島的成山頭附近海面，由于岬角效應偏北風通常比周圍要大1～2級左右，有中國的好望角之稱。4．海岸效應因摩擦作用，當氣流沿海岸線方向流動時，如果陸地在氣流方向的右側，流線會變密，氣流增強；反之，如果陸地在氣流方向的左側，流線會變疏，氣流減弱。在世界海域上，南半球中高緯咆哮的西風帶是著名的狂風惡浪海域，尤其在南非的好望角和南美的合恩角風浪更大。在冬季北大西洋中高緯度海域、北太平洋中高緯度海域和夏季北印度洋海域也是典型的狂風惡浪海域。另外，比斯開灣和一些海峽風浪均比較大。我國海域冬季常盛行偏北大風，其中渤海、黃海多西北風，東海主要為北風，臺灣海峽和南海多東北大風。夏季，渤海、黃海東海主要吹東南風，臺灣海峽和南海多吹西南風。1．垂直運動與天氣垂直運動包括上升和下沉運動。空氣在垂直運動中，體積會發生很大變化，從而引起溫度的改變、水分的凝結或蒸發。垂直運動可使大氣中的水分、熱量、塵埃等在垂直方向上發生交換。此外，空氣的垂直運動與空氣的水平運動相聯系，凡是有強烈上升運動的地方往往都伴有低氣壓和大風、陰雨等惡劣天氣。2．垂直運動的類型（1）對流對流是熱力作用下引起的暖濕空氣上升、干冷空氣下沉的垂直運動，又稱熱對流。對流運動的特點是水平范圍較小，持續時間較短，垂直速度大。它可造成雷暴云，產生陣性降水、雷雨大風或冰雹等不穩定天氣。（2）水平輻散、輻合引起的垂直運動低層水平氣流輻散引起下沉運動，低層水平氣流輻合引起上升運動。這類垂直運動特點的特點是水平范圍大，垂直速度小。（3）鋒面上的垂直運動在鋒面上，大規模暖空氣沿鋒面滑升而產生的垂直運動。這類上升運動是由冷、暖空氣中垂直于鋒面的風速大小及鋒面坡度決定的。（4）地形引起的垂直運動寬廣深厚的氣流遇到獨立的山脈阻擋時，它會分成兩部分：一部分越山而過；另一部分繞山而行。在山的迎風坡氣流輻合，產生上升運動，常形成地形云和降水。在背風坡氣流輻散，產生下沉運動。（5）湍流引起的垂直運動大氣中的湍流也能產生垂直運動，可以形成層云、霧或毛毛雨。1．垂直運動中氣溫的絕熱變化在絕熱條件下空氣狀態的變化過程稱為絕熱過程。干空氣或未飽和濕空氣塊的溫度隨高度的遞減率稱為干絕熱直減率（γd）。研究表明，在干絕熱過程中，氣塊溫度的變化惟一取決于氣壓的變化。可以推出，干絕熱直減率為常數，即每升高100m，溫度下降1℃；反之，每下降100m，溫度升高1℃。濕空氣塊的溫度隨高度的遞減率稱為濕絕熱直減率(γm)。可以證明，對于濕絕熱過程而言，恒有濕絕熱直減率小干絕熱直減率。濕絕熱直減率不是常數，而是隨氣壓和溫度改變的，通常取為0.5℃/100m或0.6℃/100m。2．焚風焚風是一種干熱風，發生在山的背風面。當空氣在山的迎風面上升時，空氣達到飽和按濕絕熱直減率冷卻，并產生降水。空氣越過山頂沿背風坡下降時，又按較大的干絕熱直減率增溫。初春的焚風可使積雪融化，夏末的焚風可使糧食與水果早熟。強大的焚風還可能導致森林起火和農作物受損。1．大氣穩定度的概念大氣穩定度又稱靜力穩定度或大氣層結穩定度。在靜止大氣中，當某一氣塊受到外力作用在垂直方向產生擾動后，若周圍大氣有使它返回起始位置的趨勢時，大氣層結是穩定的；若周圍大氣有使該氣塊更加遠離起始位置的趨勢時，大氣層結是不穩定的；若氣塊隨時都與周圍大氣取得平衡時，這種大氣層結稱為中性。由此可見，大氣層結穩定度是指氣塊受任意方向的力擾動后，周圍大氣使氣塊具有返回或遠離起始平衡位置的趨勢和程度。2．大氣穩定度判據通常用γ表示周圍環境空氣的溫度直減率，用γd表示上升空氣塊的干絕熱直減率，用γm表示濕絕熱直減率。對于干空氣或未飽和濕空氣，當γ＞γd時層結不穩定；當γ＜γd時層結穩定；當γ=γd時層結為中性。同理可以得知，對于飽和濕空氣，當γ＞γm時為不穩定；當γ＜γm時為穩定；當γ=γm時為中性。綜上所述，當γm＞γd時，必然γ＞γm，大氣層結無論對于干絕熱過程還是濕絕熱過程都是不穩定的，稱為絕對不穩定；當γ＜γm時，必然γ＜γd，無論對于濕絕熱過程還是干絕熱過程都是穩定的，稱為絕對穩定；當γm＜γ＜γd時，層結對于干絕熱過程是穩定的，但對濕絕熱過程上卻是不穩定的，稱為條件性不穩定。1．逆溫的定義和種類氣溫隨高度增加而不變或上升的現象，稱為逆溫。根據形成逆溫的不同過程，可將逆溫分為5種。夜間因下墊面強烈的輻射冷卻形成的逆溫稱為輻射逆溫；暖空氣流到冷的下墊面上產生的逆溫稱為平流逆溫；由于低層空氣的湍流混合而形成的逆溫稱為湍流逆溫；當高空下沉空氣絕熱增溫，相對于近地層空氣形成下冷上暖的逆溫稱為下沉逆溫；由于鋒面上下冷暖空氣的溫度差異而形成的逆溫稱為鋒面逆溫。2．逆溫對天氣的影響逆溫的存在好像一個蓋子，能有效地抑制對流的發展，阻擋水汽和塵埃等向上傳送和擴散。當近地面層有逆溫時，易產生霧或低云等天氣，能見度較差，人類活動排放的煙霧和有害氣體集中在近地面層，造成嚴重的大氣污染。由此可見，大氣中的逆溫對天氣有重要影響。霧是由浮游在近地面層中的微小水滴或冰晶組成的凝結物。一般將水平能見度在0.5～5nmile范圍的霧稱輕霧，小于0.5nmile的霧稱濃霧。霧的形成與云一樣，都是發生在大氣中的水汽凝結現象，只是云懸浮在空中，霧貼近地表面，因此可以把霧看成地面上的云。凡是在有利于空氣低層冷卻的地區，如果水汽充分，風力適度，大氣層結穩定，并有大量的凝結核存在，便最容易生成霧。霧是影響海面能見度的主要因子，無論在海上還是港口，當發生濃霧時能見度十分惡劣，使船舶雷達等現代化導航儀器受到影響，導致偏航、擱淺、觸礁和碰撞等事故發生。據世界海事組織統計，有60～70%的海上事故與霧有關系。因此，為了避免或減少霧中航行事故，海上避碰規則中專門制定了船舶在能見度不良時的行動規則。1．平流霧的定義當暖濕空氣流經冷的下墊面時，下墊面的冷卻作用使空氣達到過飽和、發生凝結而形成的霧稱為平流霧。海洋中冷、暖海流之間或海陸沿岸，只要風向適當，即空氣從暖區吹向冷區，都可能在冷的下墊面上形成平流霧。平流霧是海上出現最多、對航海影響最大的一種霧，故又稱為海霧（Seafog）。2．平流霧的形成條件（1）冷的海面和適當的海-氣溫差：研究表明，在北太平洋海霧發生的區域大致限于表層水溫低于20℃的冷海面上，高于20℃的海區，霧逐漸減少，超過25℃等溫線的海區，不再有霧。適當的海-氣溫差也是平流霧形成的條件之一。大量觀測表明，海霧主要集中發生在海氣溫差為0～6C的范圍內，其中2～3C左右時霧出現的概率最大。（2）適宜的風場：一般認為2～4級風有利于平流霧的發展。從暖區吹向冷區的風向應與表層海水等溫線垂直或接近垂直最有利于平流霧形成。因此，北半球偏南風、南半球偏北風是形成平流霧的適宜風向。例如，我國近海產生平流霧的有利風向通常為S～SE～E，其中北方海域主要是南風或東南風，南海沿岸多偏東風。而在英吉利海峽則為西南風。（3）充沛的水汽：源源不斷的暖濕空氣輸送，對平流霧的生成、發展與維持都是十分重要的。（4）低層逆溫層結：海霧是在穩定的大氣層結中產生和維持的。當暖空氣到達較冷的水面時，低層通過湍流發生溫濕交換，從而使大氣層結趨向穩定并產生逆溫。低層逆溫能有效地抑制大氣中對流的發展，使水汽和凝結核大量聚集在低層大氣中，對霧的形成和維持極為有利。3．平流霧的消散平流霧消散的原因主要是環流形勢發生演變引起風向、風速的改變，或者降水、增溫等使平流霧維持的條件遭到了破壞。總之，平流霧消散的條件可以歸納為：①風向突變，風力增大；②水溫下降，溫差拉大；③冷鋒過境；④層結變為不穩定。4．平流霧的特點（1）濃度和厚度大；（2）水平范圍廣；（3）持續時間長；（4）大洋中沒有明顯的日變化。一日之中任何時刻都可能產生平流霧，在大洋中沒有明顯的日變化，但在沿海、港口和島嶼等淺海地區卻有明顯的日變化。（5）隨風飄移，常伴有較多的層云。1．輻射霧定義在晴朗微風而又比較潮濕的夜間，地面輻射冷卻使近地面溫度下降，當氣溫降低到露點或露點以下時達到飽和凝結而形成的霧稱為輻射霧（Radiationfog）。因此，輻射霧是一種典型的“陸霧”，在海面上通常不能產生。輻射霧出現在晴朗、微風、近地面水汽比較充沛的夜間或早晨，日出后，隨著地面溫度上升，空氣又回復到未飽和狀態，霧滴也就立即蒸發消散。2．輻射霧的形成條件有利于形成輻射霧的條件是：（1）空氣中有充足的水汽；（2）天氣晴朗少云；（3）低層微風（1～3m/s）；（4）大氣層結穩定。輻射霧多出現在高氣壓中心區的夜間，因此早晨出現輻射霧，常預示著當天有個好天氣。氣象諺語"早晨地罩霧，盡管曬稻谷"、"十霧九晴"就是指的這種輻射霧。3．輻射霧的特點（1）輻射霧與平流霧相比其范圍、厚度均較小；（2）一年四季都能產生，尤以秋季和冬季最為頻繁；（3）具有明顯的日變化規律。輻射霧形成于夜間，日出前最濃，日出后隨著低層氣溫逐漸升高而減弱消散。（4）輻射霧有明顯的地方性。1．鋒面霧定義在鋒面上暖氣團中產生的水汽凝結物（云滴或雨滴）落入冷氣團內，經蒸發使近地面的低層空氣達到飽和而凝結形成的霧，稱為鋒面霧（Frontalfog）。鋒面霧經常發生在冷、暖空氣交界的鋒面附近，隨鋒面降水相伴而生，故又稱降水霧或雨霧。2．鋒面霧的形成條件鋒面霧最常形成于錮囚氣旋中和氣旋中暖鋒接近中心的部分。多在錮囚鋒兩側和暖鋒前產生，有時緩行冷鋒后也形成。3．鋒面霧的特點鋒面霧的范圍不大，濃度和厚度均小。鋒面霧隨鋒面和降水區的移動而移動，持續時間較短，不受氣溫日變化的影響。1．蒸汽霧定義寒冷的空氣覆蓋在較暖的水面上，水汽蒸發進入冷空氣，達到飽和、凝結形成的霧稱為蒸氣霧。蒸汽霧和鋒面霧統稱為蒸發霧（Steamfog）。2．蒸汽霧的形成條件深秋和冬季，陸面比水面冷。從陸面，特別是冰原上的寒冷空氣流到較暖的水面上，當氣溫遠低于水面溫度15℃以上，空氣層結穩定時，就會產生蒸汽霧。蒸汽霧多產生于極地冰蓋的邊緣、冰間水面以及亞洲和北美的東海岸。一般在南方的暖洋流進到極地區域時，極地的冷空氣覆蓋在暖水面上而形成蒸汽霧。此外，蒸汽霧的發生與風速無關，在5～40m/s的風速中均觀測到蒸汽霧的發生。風向改變可使蒸汽霧消散。3．蒸汽霧的特點蒸汽霧的特點是范圍和濃度不大，厚度薄，離水面幾米，有時遮不住大船桅桿，持續時間短，日變化明顯。蒸汽霧多限于高緯沿海、冰緣和冰間水邊較狹窄的水帶，稍遠的地方就沒有這種霧。汽蒸汽霧一般多產生于清晨，日出后隨氣溫上升而慢慢消散。在世界海洋上霧區分布特點：春夏多，秋冬少；中高緯多于低緯；大洋西海岸多于東海岸；大洋中央和赤道附近的熱帶海面上幾乎沒有霧；北大洋多于南大洋。主要霧區及出現的季節如下：1．日本北海道東部至阿留申群島一帶洋面常年多霧，是世界上最著名的霧區之一。平流霧多出現于夏季6～8月份，7月最盛。冬季這一區域鋒面氣旋活動十分頻繁，多鋒面霧。遠東和北美間的大圓航線正經過這個霧區，因終年多霧，冬季又多大風浪，對航行極為不利。2．北美圣勞倫斯灣至紐芬蘭附近海面終年多霧，也是世界上最著名的霧區之一。春夏季平流霧最盛，霧區范圍很大，覆蓋整個北大西洋北部的歐美航線。冬季這個區域鋒面氣旋活動頻繁，多鋒面霧。此外，冬季有來自高緯的強冷空氣吹向海面，常有蒸汽霧。3．挪威、西歐沿岸與冰島之間海面常年有霧。冬季，挪威和西歐沿海的鋒面霧也特別多。挪威沿岸多峽谷和港灣，秋冬季節多輻射霧和蒸汽霧。據統計，英吉利海峽和北海水域發生的霧中碰撞事故在世界上堪稱榜首。4．阿根廷東部海面、塔斯馬尼亞與新西蘭之間的海面和馬達加斯加南部海面多平流霧。霧區不廣，多發生于南半球的夏季。5．加利福尼亞沿海、秘魯和智利沿海、北非加那利海面和南非西岸海面等信風帶海洋的東岸多平流霧。每年春夏季霧較多，范圍和濃度都不大。6．北冰洋和南極洲沿岸冰緣、冰間水域以及中高緯大陸東海岸附近海面冬季多蒸汽霧。我國近海是北太平洋多霧區之一。主要以平流霧為主，鋒面霧和輻射霧次之。霧區的時空分布具有很強的區域性和季節性。1．地理分布我國海域北起渤海灣，南至北部灣，大致呈帶狀分布。霧區的帶狀范圍具有南窄北寬、南少北多的特點。相對多霧區有：①瓊州海峽和北部灣西北部年霧日20～30天；②臺灣海峽西部和福建沿海年霧日20～35天；③閩浙沿岸到長江口一帶年霧日增加到50～60天以上；④山東半島南部成山頭和石島一帶海面霧最頻，年霧日超過80天，故有“霧窟”之稱；⑤從鴨綠江口到濟州島的朝鮮西部沿海年霧日達50多天。渤海是我國的內海，暖流不易達到，因而霧相對較少。此外臺灣以東洋面、海南島榆林港以南終年受暖流控制，缺乏冷卻條件而基本無霧。2．季節變化我國沿海的霧隨著時間的推后，霧區從初春到盛夏由南向北推進，表現出南早北晚的特點。1．干濕球溫度表法干濕球溫度表的讀數差值大，意味著空氣中的相對濕度低，不會出現海霧；如果差值愈來愈小，說明相對濕度不斷增大，有向成霧的趨勢發展；當干濕球溫度相同時，說明空氣已達到飽和，就會出現海霧。實際在海上，相對濕度達到80%時，就可能出現霧。2．露點、水溫圖解法當水溫高于露點時，無霧。當露點高于水溫時，海霧產生。研究結果表明：在露點、水溫曲線的交叉點之后，td-tw≥2℃時，成霧的概率為80%；td-tw＜2℃時，霧會消散。3．利用天氣形勢判斷霧海霧的出現常與相應天氣形勢有關，適宜的天氣系統產生的風將源源不斷的暖濕空氣輸送到冷的海面上，大氣層結穩定，便最容易生成霧。例如，在我國沿海出現海霧最常見的有利天氣形勢為氣旋和低槽東部、西北太平洋副熱帶高壓西伸脊西部、入海變性冷高壓西部和冷鋒或靜止鋒前部等四種天氣型式。1．海流的定義及分類海流是指海水大規模相對穩定的流動，是海水重要的普遍運動形式之一。海流一般是三維的，由于海洋的水平尺度遠遠大于其垂直尺度，因此水平方向的流動遠比鉛直方向上的流動強得多。習慣上常把海流的水平運動分量狹義地稱為海流，而其垂直分量稱為上升流和下降流。海流的主軸是指海流流動方向上流速最大點的連線。海流的規模常用流幅來表示，流幅是指垂于主軸的水平寬度和上下厚度。海流的強弱常用平均流速或平均流量表示。海流的單位常用kn（節）和nmile/d（海里/天）表示。海流是矢量，其方向以流的去向表示，通常以8方位或度數為單位。按照海流的成因，海流可以分為風海流、梯度流、補償流和潮流等；按照海流本身的溫度與其所流經海域的溫度高低，海流可以分為冷流、暖流和中性流；按照海流方向與海岸的相對位置，可以分為向岸流、離岸流和沿岸流。在海岸帶實測到的海流通常是潮流、風海流、地轉流等迭加后的合成海流，可以分解為周期性的海流（潮流）和非周期性的海流（余流）。實際的海流往往是多種原因共同作用的結果，在近海通常以潮流為主，在外海則以風海流為主。2．海流的表示方法海流多以矢量分布圖來表示，常用的有流場分布圖和海流頻率玫瑰圖。在無限深海中，由于地轉偏向力作用，表層風海流的流向在北半球偏于風去向之右約45，在北南球偏于風去向之左約45。海流流向隨著深度的增加而逐漸向右（南半球向左）偏轉，流速隨著深度的增加逐漸變小。到某一深度時，流向與表層海流相反而流速僅為表層流速的5%。在淺海中，流向與海深、摩擦深度有關，流向與風向幾乎一致。地轉流也稱梯度流，它是指當等壓面（海面）發生傾斜時，海水的水平壓強梯度力和水平地轉偏向力平衡時的穩定海流。根據引起等壓面傾斜的原因不同，地轉流又可分為傾斜流和密度流兩種。傾斜流是指在不均勻的外壓場作用下的地轉流。在海洋上大氣壓分布不均勻，大河入海的河口或迎風的海邊出現的海水不均勻堆積等引起的海面（等壓面）傾斜。觀測者若背傾斜流而立，則右邊等壓面高，左邊等壓面低（南半球相反）。流速大小與等壓面的傾斜程度有關，傾斜度越大，水平壓力梯度也越大，流速就越大。由于海水密度分布不均勻引起的等壓面傾斜而產生的地轉流稱為密度流。觀測者若背密度流而立，則右邊等壓面高，密度小（溫度高）；左邊等壓面低，密度大（溫度低）。在南半球則相反。海流的水溫低于它所流經海域的水溫稱為冷流，亦稱寒流。通常由高緯度流向低緯度的海流為冷流，如拉布拉多冷流、親潮等。海流的水溫高于它所流經海域的水溫稱為暖流。通常由低緯度流向高緯度的海流為暖流，如墨西哥灣流、黑潮等。海流的水溫與它所流經海域的水溫基本一致，稱為中性流。通常沿東西方向流動的多屬于中性流，如南、北赤道流等。1．風浪由風直接作用引起的水面波動，稱為風浪。風浪的生成、發展和消衰，取決于能量的獲取和消耗之間的數量關系，當能量的收入大于支出時，風浪就成長發展；反之，風浪趨于衰減。風浪的特征是周期較短、波長短、波面不規則、波向與風向一致。風浪的大小不僅取決于風速，還與風時（狀態相同的風作用的時間）、風區（狀態相同的風作用的海區）、海區的形態特征以及海區地理位置等因子有關。風浪成長與風速，風時和風區的關系：（1）風速：一般風速越大，產生的風浪也越大。這只適用于風時和風區不受限制時。（2）風時：同一方向的風連續作用的時間。一般對水面持續作用的時間越長，海水所獲得的動能越大，風浪也越大。（3）風區：指風在海上吹過的距離。風區的大小對風浪的成長起著不可忽視的作用，風區長度愈長，風浪愈大；反之愈小。風浪成長的三種狀態：（1）過渡狀態：風吹到大洋上，風浪隨著時間的增長而增大，風浪的成長取決于風時長短；（2）定常狀態：指恒定的風長時間吹在有限的水域上，使海面各點的風浪要素趨于穩定；（3）風浪充分成長狀態：風速越大，風時越長，風浪就越發展。但風浪的發展不是無限的，當波陡接近1/7時，波浪開始破碎。這是因為風傳給風浪的能量，一部分用于增大波高，一部分消耗于渦動摩擦。當風傳給風浪的能量與渦動摩擦消耗的能量相平衡時，風浪不再繼續增大，即風浪達到極限狀態，這種狀態稱為風浪充分成長。2．涌浪涌浪是指風浪離開風區后傳到遠處，或風區里的風停息后所遺留下的波浪。涌浪又稱長波。涌浪的特征是波形規則，波面光滑，波速較快，波長和周期較大，波陡小。在涌浪傳播過程中，波高衰減的同時，波長和周期增大，波速加快（波速等于周期的1倍半），波長長的波（周期長）傳播速度快，波長短的波（周期短）傳播速度慢。涌浪傳播速度往往比海上風暴系統移動快得多，常作為風暴來臨前的先兆，故稱先行波。3．近岸浪風浪或涌浪傳至淺水或近岸區域后，因受地形影響將發生波向折射和繞射、波高增大、波浪卷倒和破碎等一系列變化，稱為近岸浪（CoastalWave）或拍岸浪。1．有效波高和浪級通常在波浪分析圖上繪制等波高線所依據的數值（HE），是風浪波高（HW）和涌浪波高（HS）的合成波高，即：（2-2-1）在波浪預報圖中繪制等波高線所依據的數值采用有效波高（H1/3），是利用波譜分析等理論方法計算出來的。海面波高極不規則，連續觀測一列波，按波高大小依次排列，其中前1/3較大波的平均波高稱為有效波高，以符號H1/3表示。利用同樣的方法還可以定義出H1/10、H1/100、H1/1000等統計波高。這些“部分大波平均波高”可以表示出海浪的顯著部分或特別顯著部分的狀態。設有效波高H1/3為一個單位，則其他幾種統計波高與H1/3的比值如下：：0.63；H1/3：1.0；H1/10：1.27；H1/100：1.61；H1/1000：1.94由此可知，H1/3大于平均波高，在100個連續波中有一個大波的波高超過H1/3的1.5倍稍多些，在1000個連續波中有一個大波的波高接近H1/3的2倍。在實際工作中，根據浪高大小將海浪分為10個等級。各浪級名稱和對應的浪高見表2-2-1。表2-2-1浪級表（wavescale）浪級風浪名稱波高（m）0無浪Calm-glassy0.01微浪Calm-rippled＜0.12小浪Smooth-Wavelets0.1～0.53輕浪Slight0.5～1.254中浪Moderate1.25～2.55大浪Rough2.5～4.06巨浪Veryrough4.0～6.07狂浪Highsea6.0～9.08狂濤Veryｈighsea9.0～14.09怒濤Plenomenalsea＞14.02．流波效應和水-氣溫差對波浪的影響（1）流波效應理論和實踐都證明，海流對波浪有顯著影響，稱為流波效應。據統計，當海流流速為2～3kn，風速為10～15m/s時，波浪和海流反向或接近于反向的情況下，其波高比無流時大20%～30%左右，并產生部分波浪破碎或全部破碎。當波浪與海流同向時，波長增大，波高減小；當流速遠小于波速時，可不必考慮流的影響。（2）水-氣溫差研究表明，在風速相同的條件下，氣溫低于水溫時，波高將增大。據統計，嚴冬季節，氣溫比水溫每低1℃，波高平均以5%的比率增高。例如，冬季的北太平洋上，在日本以東的黑潮流域，水、氣溫差可達5～10℃以上，再加上流波效應，有時出現比預料高2～3倍的異常大浪，是海事多發的海域，有“魔鬼海域”之稱，船舶應盡量避開這個區域。我國近海的浪主要受季風影響。冬季，黃海和渤海主要多西北浪和北浪，平均波高1～1.5m，最大波高可達7.0～7.5m，大浪頻率5～15%；東海主要多北浪和東北浪，平均波高1.5～2.3m，最大波高可達7.5～8.0m，大浪頻率20～40%；南海主要多東北浪，平均波高1.5～2.5m，最大波高可達7.5～8.0m，大浪頻率15～30%。春季，南海仍多東北浪，平均波高1.0～1.5m，大浪頻率10～20%；黃海、渤海和東海浪向多變，相對多南浪、西南浪、東南浪和東浪，平均波高0.8～1.8m，黃、渤海相對較小，東海大浪頻率可達10～20%。夏季，黃海、渤海和東海主要多東南浪和南浪，平均波高1.0～1.4m，黃、渤海大浪頻率≤3%，東海大浪頻率5～10%；南海主要多西南浪和南浪，平均波高1.0～1.5m，大浪頻率5%。秋季，浪向多變，渤海主要多西北浪和北浪，平均波高1.1～1.4m，大浪頻率6～8%；黃海和東海多北浪和東北浪，黃海平均波高1.0～1.5m，大浪頻率6～10%；東海平均波高1.3～2.2m，大浪頻率20～35%；南海主要多東北浪和東浪，平均波高1.2～2.0m，大浪頻率10～25%。臺灣海峽東北浪占優勢，頻率高達62%，最大波高可達9.5m。總之，冬季典型的大浪區有山東半島成山頭附近海域、朝鮮濟州島以南海域、日本琉球群島西側海域、臺灣海峽和臺灣以東海域。夏季風浪較小，但有熱帶氣旋活動時，可造成巨浪和大的涌浪。1．海嘯由火山爆發、海底地震引起海底大面積升降，以及沿海地帶山崩和滑坡等造成的巨浪，稱為海嘯。一般在外海中海嘯坡度甚小，很難觀測到它。但海嘯進入大陸架后，因深度急聚變淺，能量集中，引起振幅增大，并能誘發出以邊緣波形式傳播的一類長波。當海嘯波在灣口和灣內反復發生反射時，往往誘發出灣內海水的固有振動，使波高激增。這時可出現波高為10～15m的大波和造成波峰倒卷，甚至發生水滴濺出海面的現象。濺出的水珠有時可高達50m以上。在環太平洋地震帶的西北太平洋海域，更是發生地震海嘯的集中區域。海嘯主要分布在日本太平洋沿岸、夏威夷群島、中南美和北美。中國是一個多地震國，但海嘯卻不多見。2．風暴潮由熱帶氣旋、溫帶氣旋、寒潮冷高壓的強風作用和氣壓驟變等強烈的天氣系統引起的海面異常升降現象，叫風暴潮，又稱風暴增水或氣象海嘯。通常把風暴潮分為溫帶氣旋引起的溫帶風暴潮和熱帶氣旋（臺風）引起的熱帶風暴潮兩類。溫帶風暴潮多發生在春秋季節，中緯度沿海各地都可以見到。中國北部海區在北方冷高壓配合南方低壓（槽）的天氣形勢影響下發生的風暴潮。熱帶風暴潮常見于夏秋季節，總伴有急劇的水位變化。凡是熱帶氣旋影響的沿海地區均有熱帶風暴潮的發生。中國東南沿海也是這類風暴潮的多發地區。我國的風暴潮雖遍及沿海，但由北到南主要集中地段是渤海灣、萊州灣、江蘇小洋河口至浙江北部的海門、溫州、臺州、沙埕及福建的閩江口、廣東汕頭至珠江口、雷州半島東岸以及海南島東北部沿海。1．定義在廣大空間里存在著水平方向上物理屬性（主要指溫度、濕度和穩定度等）相對均勻的大塊空氣,稱為氣團。它的水平范圍從幾百到幾千千米，垂直范圍從幾千米到十幾千米。在同一氣團內，氣象要素（如溫度）的變化相對比較小。水平溫度梯度一般小于1～2℃/100km。2．氣團的形成氣團形成需要具備兩個條件：（1）具備大范圍性質比較均勻的下墊面，如遼闊的海洋、無垠的沙漠、冰雪復蓋的大陸和極區等都可成為氣團形成的源地。（2）具備使大范圍空氣能較長時間停留在均勻的下墊面上的環流條件，以使空氣能有充分時間與下墊面進行熱量和水汽等交換，取得與下墊面相近的物理特性。3．氣團的變性氣團形成的地區，稱為氣團源地。氣團在源地形成后，隨著環流條件的變化，氣團的屬性也隨之發生相應的變化，這種氣團原有物理屬性發生改變的過程稱為氣團變性。氣團的變性過程通過湍流、大范圍垂直運動和蒸發、凝結、輻射等物理過程來實現。變性的快慢和變性程度的大小，取決于所流經地區下墊面性質與氣團源地下墊面性質差異的大小，離開源地時間的長短以及空氣運動狀態的變化等。根據氣團形成源地的地理位置，對氣團進行分類，稱為氣團的地理分類。按這種分類方法，將氣團分成冰洋氣團、極地氣團、熱帶氣團、赤道氣團四大類。由于源地地表性質不同，又將每種氣團（赤道氣團除外）分為海洋性和大陸性兩種，這樣，總共分為七種氣團。1．冰洋大陸氣團（Arcticcontinentalairmass）大致位于65°以上的極地大陸。天氣特點是溫度極低、氣壓高、濕度小、氣層穩定。2．冰洋海洋氣團（Arcticmaritimeairmass）大致位于65°以上的極地海洋。天氣特點與冰洋大陸氣團相近。但夏季可以從海洋獲得一定的熱量和水汽。3．極地大陸氣團（Polarcontinentalairmass）大致位于40°～70°緯度帶的大陸。低溫、干燥、天氣晴朗，氣團低層有逆溫現象，空氣層結穩定。4．極地海洋氣團（Polarmaritimeairmass）大致位于40°～70°緯度帶的海洋。冬夏氣團性質有顯著不同。冬季低層接觸洋面，溫度較高，濕度較大，常伴隨多云，有時產生降水；夏季與極地大陸氣團性質差不多，對我國影響不大。5．熱帶海洋氣團（Tropicalcontinentalairmass）大致位于10°～40°緯度帶的海洋。天氣特征是溫度高，濕度大，低層濕熱不穩定，中層常有逆溫，高層干燥。6．熱帶大陸氣團（Tropicalmaritimeairmass）大致位于10°～40°緯度帶的大陸。天氣特征是炎熱、干燥、晴朗少云，低層不穩定。7．赤道氣團（Equatorialairmass）大致位于南北緯10°以內的洋面。具有高溫、高濕、層結不穩定、多雷暴等的天氣特征。1．分類根據氣團在移動過程中與所經下墊面的溫度對比或兩個氣團之間的溫度差異，可分為冷氣團和暖氣團兩大類。如果氣團溫度低于流經地區下墊面溫度的叫冷氣團；相反，如果氣團溫度高于流經地區下墊面溫度的叫暖氣團。兩氣團相遇時，溫度相對高的稱暖氣團，溫度相對低的稱冷氣團。2．暖氣團的天氣特征暖氣團一般含有豐富的水汽，氣壓低，容易形成云雨天氣。當北半球暖氣團向北移向冷區（高緯度）時，不僅會使所經之地變暖，而氣團本身逐漸冷卻，氣溫直減率減小，氣層趨于穩定，有時形成逆溫或等溫層，不利于對流的發展，往往呈現出穩定性天氣。如果暖氣團中湍流作用較強，也可能形成層云、層積云，甚至毛毛雨、小雨等天氣。有時，因為低層空氣迅速冷卻，還會形成平流霧，所以暖氣團中能見度通常比較差。特別是冬季，從南方海洋移入中國近海和大陸的暖氣團，是具有這種天氣的典型氣團。如果暖氣團中的水汽含量較少，天氣一般是少云或無云天氣。3．冷氣團的天氣特征冷氣團一般形成干冷天氣。當北半球冷氣團從源地向南移向暖區（低緯度）時，不僅會使這個地區變冷，且氣團低層因不斷吸熱而增溫，氣溫直減率增大，層結穩定度減小，氣層往往趨于不穩定，有利于對流的發展。冷氣團中由于湍流、對流活躍，所以低層能見度一般較好。夏季，冷氣團來自海洋，水汽含量較多，常形成積云或積雨云，甚至出現陣性大風、陣性降水或雷暴天氣。冬季，冷氣團中水汽含量通常較少，這時多為少云或碧空天氣。我國大部分地區處于中緯度，冷、暖氣流交綏頻繁，缺少氣團形成的環流條件。因此，活動在我國境內的氣團，大多屬于外來的變性氣團。冬半年我國主要受變性的極地大陸氣團影響，來自西伯利亞和蒙古的冷空氣控制我國大部地區，通常造成干燥、降溫、偏北大風天氣。夏半年我國沿海主要受變性熱帶海洋氣團影響，變性的熱帶海洋氣團氣候特點是炎熱、潮濕、多雷雨。在我國西部地區主要受熱帶大陸氣團影響，常出現干燥、炎熱、少雨的天氣。春季，變性的極地大陸氣團和熱帶海洋氣團兩者勢力相當，互有進退，因此是鋒系及氣旋活動最頻繁的時期。秋季，變性的極地大陸氣團逐漸占主要地位，變性的熱帶海洋氣團退居東南海上，我國東部地區在單一的氣團控制下，出現全年最宜人的秋高氣爽的天氣。1．鋒的定義鋒（Front）是冷暖氣團之間的狹窄、傾斜的過渡帶。鋒的下面是冷氣團，上面是暖氣團，隨著地球自轉，這個過度帶（交界面），向冷氣團傾斜。鋒在近地面層中寬約數十千米，在高層可達200～400km。鋒與空中某一等壓面相交的區域稱為鋒區。在鋒區中溫度水平梯度特別大，等溫線密集，并隨高度向冷區傾斜。鋒面與地面相交而成的線，叫做鋒線。一般把鋒面和鋒線統稱為鋒。2．鋒的特征（1）鋒面坡度：鋒面在空間向冷區傾斜，是鋒的一個重要特征。一般鋒面的坡度約在1/50～1/200之間，由于鋒面坡度很小，鋒面所覆蓋的地區必然很大。（2）溫度場：鋒區的水平溫度梯度比氣團內的溫度梯度大得多。鋒區內垂直溫度梯度特別小，鋒面往往伴隨逆溫層。（3）氣壓場：鋒一般處于氣壓槽中，或鋒處于兩個高壓之間氣壓相對較低的地區，等壓線幾乎與鋒面平行。鋒面兩側的氣壓梯度是不連續的，等壓線通過鋒面有指向高壓的折角。（4）變壓場：氣壓隨時間的變化量稱為變壓，氣壓場隨時間的變化即構成變壓場。通常用三小時變壓來表示。暖鋒前出現負的三小時變壓，冷鋒后出現正的三小時變壓。錮囚鋒附近的正負變壓中心對稱于錮囚鋒線。（4）風場：鋒附近的風場是同氣壓場相適應的。在鋒線兩側的風場具有明顯的氣旋性切變，即由鋒后到鋒前，風向呈逆時針（北半球）方向變化。1．鋒的分類（1）在鋒面移動過程中，冷氣團勢力強占主導地位，推動著鋒面向暖氣團一側移動的鋒稱為冷鋒。冷鋒又因移動速度快慢不同，分為緩行（一型）冷鋒和急行（二型）冷鋒。（2）在鋒面移動過程中，暖氣團勢力強起主導作用，推動著鋒面向冷氣團一側移動的鋒稱為暖鋒。（3）準靜止鋒（Quasi-StationaryFront）是冷、暖氣團勢力相當，互有進退，鋒面在小范圍內來回擺動的鋒。（4）在鋒面活動過程中，冷鋒移速快于暖鋒，當冷鋒追上暖鋒，或者兩條冷鋒迎面相遇，迫使兩鋒間暖氣團被抬離地面，錮囚到高空，近地層由冷鋒后部的冷氣團和暖鋒前的冷氣團相接觸構成的交界面，稱為錮囚鋒。2．暖鋒天氣暖鋒的坡度較小，約在1/150左右。氣溫逐漸升高，氣壓逐漸降低，鋒前出現負的三小時變壓。暖鋒典型云序為：卷云（Ci）、卷層云（Cs）、高層云（As）、雨層云（Ns）。暖鋒降水主要發生在雨層云內，多是連續性降水一般寬度為300～400km。在北半球暖鋒多呈西北－東南走向，鋒前吹E～SE風，鋒后吹S～SW風，鋒過境時，風向隨時間作順時針變化；在南半球，暖鋒線的走向多呈西南－東北，鋒前吹E～NE風，鋒后吹N～NW風，鋒過境時風向作逆時針變化。在垂直方向上，一般暖鋒附近的冷、暖氣團兩側均為上升運動。3．冷鋒天氣一型冷鋒（緩行冷鋒）移動緩慢、鋒面坡度較小（在1/100左右）。氣溫逐漸降低，氣壓逐漸升高，鋒后出現正的三小時變壓。冷鋒云系的分布序列與暖鋒相反，云序依次為雨層云（Ns）、高層云（As）、卷層云（Cs）、卷云（Ci），而且云系和穩定性降水區主要位于地面鋒附近及鋒后。二型冷鋒（急行冷鋒）移動快、坡度大（1/40-1/80）。氣溫迅速降低，氣壓迅速升高。冷鋒后的冷氣團勢力強，移速快，猛烈地沖擊著暖空氣，形成積狀云帶，產生對流性降水天氣。夏季時，空氣受熱不均，對流旺盛，冷鋒移來時常常狂風驟起、烏云滿天、暴雨傾盆、雷電交加，氣象要素發生劇烈變化。在冬季，由于暖氣團濕度較小、氣溫較低，不可能發展成強烈不穩定天氣，只在鋒前方出現卷云、卷層云、高層云、雨層云等云系。當水汽充足時，地面鋒線附近可能有很厚、很低的云層和寬度不大的連續性降水。冷鋒在北半球多呈東北-西南走向，鋒前吹S～SW風，鋒后吹N～NW風。鋒過境時，風向作順時針變化；在南半球，冷鋒多為東南-西北走向，鋒前吹N～NW風，鋒后吹S～SW風，鋒過境時風向作逆時針變化。鋒前后風速值的大小則主要取決于水平氣壓梯度的大小，一般冬季冷鋒后偏北風較大，而夏季則較弱。在垂直方向上，緩行冷鋒的冷氣團一側以下沉運動為主，暖氣團一側多為上升運動；急行冷鋒的冷空氣一側以下沉運動為主，暖空氣一側低層上升，高層下沉。4．準靜止鋒天氣準靜止鋒大多是由冷鋒演變而成的，坡度約為1/200。準靜止鋒兩側氣溫和氣壓變化不大。準靜止鋒云系依次為雨層云（Ns）、高層云（As）、卷層云（Cs）、卷云（Ci）。降水強度較小，持續時間長，降水區域大。如果暖氣團濕度大而不穩定，準靜止鋒上也可能出現積雨云和雷陣雨天氣。準靜止鋒多呈東西走向，北半球高緯一側多吹東北風，低緯一側多吹西南風。南半球低緯一側多吹西北風，高緯一側多吹東南風。5．錮囚鋒天氣錮囚鋒是由兩條鋒合并形成的，它的天氣必然會保持原來兩種鋒面的基本特征。如果錮囚鋒是由具有層狀云的兩條鋒合并的，那么錮囚鋒的主要云系也是層狀云，它近似對稱地分布在錮囚點的兩側。然而，錮囚鋒天氣并不是原有兩條鋒天氣的簡單合并，而是上升運動進一步發展，利于云層增厚、降水增強、降雨區擴大。鋒面移動速度，取決于鋒面兩側垂直于鋒面風速分量的大小和方向。當鋒面前后風向相同時，垂直分量愈大，鋒面移速愈快，反之則慢。當鋒面前后風向相反時，鋒面移速決定于垂直于鋒面的風速差，風速差愈大，鋒面移速愈快，反之則慢。當無垂直于鋒面的風速時，鋒面呈準靜止狀態。在冬春季鋒面移動較快，秋季次之，夏季較慢。一般說，冷鋒的移速在我國北方要比南方快，在西北地區移速最快，在華南移速最慢。當鋒面的走向呈南北向時，冷鋒從西北向東南的移速較快；當鋒面走向呈東西向時，冷鋒從北向南的移速較慢。暖鋒的移速較小，無一定規律。鋒面氣旋天氣，可以看成是以氣旋的空氣運動特征為背景的氣團天氣與鋒面天氣的綜合。鋒面天氣不僅決定于氣旋溫壓場結構，還與空氣的穩定度、水汽條件、高空環流形勢以及氣旋發展階段等因素有關，而且隨地區、季節而有差異。從大量的個例中略去比較次要的差別，歸納出基本相同點，便