第一章氣象學基礎知識第一節大氣概況第二節氣溫第三節氣壓第四節空氣水平運動--風第五節大氣環流第六節大氣濕度第七節空氣的垂直運動和大氣穩定度第八節云和降水第九節霧和能見度第十節船舶海洋水文氣象觀測概述大氣（Atmosphere）包圍地球表面的整個大氣層。天氣(Weather)指一定區域在較短時間內各種氣象要素和天氣現象的綜合表現。天氣表示大氣運動的瞬時狀態。氣候(Climate)指某一區域天氣的多年平均特征，其中包括各種氣象要素的多年平均及極值。氣候表示長時間的統計平均結果。氣象要素（Meteorologyelements)反映大氣狀態的物理量或物理現象，主要有：氣溫、氣壓、風、濕度、云、能見度和天氣現象。海洋要素（Marineelements）反映海洋狀態的物理量或物理現象。如海溫、鹽度、海浪、海流和海冰等。第一節大氣概況一、大氣成分：主要由多種氣體(氮、氧、氬、二氧化碳和臭氧等)、水汽和懸浮的雜質構成。干空氣（Dryair）:（除水汽和雜質以外的氣體）氣體主要成分:氮（78.09%）、氧(20.95%）、氬（0.93%）、氣體次要成分:二氧化碳（0.03％）、氫、氖、氦、氪、氙、氡、臭氧等稀有氣體（0.01％）。大氣是可壓縮氣體，大氣密度隨高度增加而迅速減少。觀測表明，10公里以內集中了大氣質量的75%，35公里以下則達99%，近地面空氣標準密度為1.293kg/m-3,大氣的總質量為5.3ⅹ1018kg，約為地球質量的百萬分之一。其中影響天氣、氣候變化的主要大氣易變成分為二氧化碳、臭氧和水汽。大氣中的易變成分1.二氧化碳:平均含量0.03%，二氧化碳能強烈地吸收和放射長波輻射。2.臭氧：主要存在于20-40公里氣層中，又稱臭氧層。臭氧是吸收太陽紫外線的唯一大氣成分。3.水汽：水汽能強烈地吸收和放出長波輻射，并在相變過程中吸收和放出潛熱能。濕空氣在同一氣壓和溫度下，只有干空氣密度的62.2％。大氣中水汽含量范圍在0～4％，具有固、氣、液三態變化，它也是造成云、雨、雪、霧等天氣現象的主要物質條件。4.雜質：懸浮在空氣中的固體或液體微粒，主要包括塵埃、煙粒、細菌、病毒、花粉和微小鹽粒等。它們主要集中在大氣的低層，影響能見度，能吸收部分太陽輻射，并對太陽輻射具有散射作用。在水汽相變過程中，雜質可以作為凝結核。二、大氣垂直結構大氣上界大氣很難定出上界，一般以物理現象發生的最高高度為上界。極光發生在高緯度不同高度上，最高達到1000-1200Km稱為大氣的物理上界。由衛星探測的大氣上界為2000-3000Km。極光大氣垂直分層根據氣溫、水汽的垂直分布、大氣擾動程度和電離現象等不同等特點，自下而上將大氣分為五個層次。（P5）1.

對流層（Troposphere）：下界為地面，上界隨緯度和季節變化，平均厚度10-12公里。通常在高緯為6-8Km，中緯度10-12Km，低緯度17-18Km。夏季對流層的厚度比冬季高。對流層集中了大氣質量的80％和全部水汽，與人類關系最為密切，大氣中幾乎所有的物理和化學過程都發生在該層。對流層具有三個主要特征。對流層中三個主要特征⑴

氣溫隨高度而降低。平均幅度為-0.65℃/100m。即γ＝0.65℃/100m稱γ為對流層中氣溫垂直遞減率。⑵具有強烈的對流和湍流運動。是引起大氣上下層動量、熱量、能量和水汽等交換的主要方式。⑶氣象要素沿水平方向分布不均勻。如溫度、濕度等。根據大氣運動的不同特征通常將對流層分為：摩擦層(frictionlayer)：摩擦層又稱邊界層，從地面到1-1.5Km高度。其厚度夏季高于冬季，白天高于夜間，大風和擾動強烈的天氣高于平穩天氣。湍流輸送是該層的基本運動特點，多渦動，各種氣象要素都有明顯的日變化。該層水汽、雜子含量多，因而低云、霧、霾、浮塵等出現頻繁。

自由大氣(freeatmosphere)：摩擦層以上稱自由大氣。摩擦作用忽略不計，大氣運動規律比較簡單和清楚。自由大氣的基本運動形式是層流，氣流多波狀系統。對流層頂：厚度約為1-2Km，溫度隨高度呈等溫或逆溫狀態。2.平流層（Stratosphere）：厚度：自對流層頂到大約55Km。特點：空氣主要是水平運動垂直運動弱；水汽含量少；（3）氣溫隨高度升高而遞增（最初等溫，到20～45Km氣溫突增，主要是臭氧吸收太陽紫外線所致）；（4）氣層穩定利于飛機飛行。3.

中間層（Mesosphere）：厚度：自平流層頂到85Km左右。特點：（1）溫度隨高度升高迅速下降；（2）大約在65km處是電離層，白天強，夜間弱。4.

熱層（Thermosphere）：厚度：85-800Km。又叫電離層。

5.散逸層（Exosphere）:厚度：800Km以上。地球大氣向宇宙空間逸散的過渡區域。三、大氣污染大氣污染：二氧化碳的逐年增多將導致地球變暖并引起全球天氣和氣候的異常變化。導致極冰融化、海面上升、一些陸地和港口將被淹沒。另外，大氣中的粉塵、二氧化硫、一氧化碳、一氧化氮、硫化氫、碳氫化合物和氨等。嚴重污染大氣，對人類造成極大危害。全球141個國家和地區簽署的旨在遏制全球氣候變暖的《京都議定書》于2005年2月16日正式生效。第二節氣溫

一、氣溫的定義和溫標氣溫（AirTemperature）是大氣的重要狀態參數之一，是天氣預報的直接對象。氣溫的分布和變化與氣壓場、風場、大氣穩定度以及云、霧、降水等天氣現象密切相關。1.定義：氣溫是表示空氣冷熱程度的物理量。空氣的冷熱程度，實質上是反映空氣分子運動的平均動能。當空氣獲得熱量時，其分子運動的平均速度增大，平均動能增加，氣溫升高。反之當空氣失去熱量時，其分子運動平均速度減小，平均動能隨之減少，氣溫就降低。氣溫可以通過溫度表或溫度計直接測得。溫標2．溫標：溫度的數值表示法稱溫標。常用的溫標有三種。

①攝氏溫標℃：把水的冰點溫度定為0℃，沸點為100℃，多數非英語國家使用。

②華氏溫標Ｆ：水的冰點溫度定為32F，沸點212F。一些英語國家多使用。攝氏與華氏的關系：③絕對溫標(K氏溫標)K：水的冰點溫度定為273K，沸點為373K（由英國物理學家Kelvin提出）。多用于理論計算。關系：K＝273＋C二、太陽、地面和大氣輻射輻射的基本特性在自然界中凡溫度高于絕對零度的物體均發出電磁波，電磁波按其波長分為γ射線、X射線、可見光、紅外線和無線電波。溫度高，輻射強，多為短波；溫度低，輻射弱，多為長波。物體因放射輻射消耗內能而使本身的溫度降低，同時又因吸收其它物體放射的輻射能并轉變為內能而使本身的溫度增高。太陽表面溫度約為6000K，輻射波長0.15～4μm，太陽是短波輻射。地面和大氣的溫度約為300K，放出長波輻射4～120μm，稱長波輻射。太陽輻射是地球和大氣的唯一能量來源。三、空氣增熱和冷卻方式空氣的增熱和冷卻主要是非絕熱過程引起的，受下墊面的影響很大。下墊面是泛指不同性質的地球表面。下墊面與空氣之間的熱量交換途徑有以下幾種：1.

熱傳導（Conduction）：空氣與下墊面之間，通過分子熱傳導過程交換熱量，又稱感熱。空氣是熱的不良導體。僅在貼近地面幾厘米以內明顯，故通常不予考慮。2.輻射（Radiation）：地氣系統熱量交換的主要方式。地面吸收太陽短波輻射，放射出長波輻射加熱大氣。如白天輻射增溫，夜間輻射冷卻。3.水相變化：水有液態、氣態和固態之間的變化。液體水蒸發，吸收熱量；水汽凝結放出熱量。一般下墊面水蒸發，吸收熱量；上空水凝結放出熱量。從而通過水相變化將下墊面的熱量傳給上層大氣。4.對流（Convection)：一般將垂直運動稱對流，對流又分熱力對流和動力對流。由于空氣受熱不均引起有規則的暖空氣上升冷空氣下沉稱熱力對流。由于動力作用造成的對流運動稱動力對流，如空氣遇山爬升等。5.平流（Advection)：水平運動稱平流。平流是大氣中最重要的熱量傳輸方式，范圍大，持續時間長。如南風暖、北風寒、東風濕、西風干。平流是指某種物理量的水平輸送，如溫度平流、濕度平流等。6.湍流：又稱亂流（Turbulence），是空氣不規則的運動。湍流是摩擦層中熱量、能量和水汽交換的主要方式。綜上所知，空氣與下墊面之間的熱量交換是通過多種途徑進行的。通常，地面與大氣之間的熱量交換以輻射為主，亂流和水相變化次之；各地空氣之間的熱量交換以平流為主。上下層空氣之間的熱量交換以對流和亂流為主。以上均為非絕熱過程。四、氣溫隨時間的變化大氣的熱量主要來自下墊面，所以氣溫具有與下墊面溫度類似的周期性變化。如冬寒夏暖、午熱晨涼反映了氣溫日、年變化的一般規律。1.氣溫的日變化

diurnalvariationoftemperature日變化:一天中氣溫有一個最低溫度和最高溫度。陸地上最低氣溫出現在日出前，最高氣溫夏季出現在14～15點，冬季出現在13～14點。海洋上最高值滯后陸地1～2小時。氣溫的日較差：一日中最高氣溫與最低氣溫之差。其大小與緯度、季節、下熱面性質、海撥高度及天氣狀況有關。一般有：低緯＞高緯；陸上＞海上；夏季＞冬季；晴天＞陰天；低海撥＞高海撥。（吐魯番海拔-154m，日較差大）2.氣溫的年變化

annualvariationoftemperature年變化：一年中月平均氣溫有一個最高值和一個最低值。陸地：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：比陸地遲后一個月,即最高在八月,最低在二月年較差：一年中月平均最高氣溫與月平均最低氣溫之差。它與下熱面的性質、緯度和海拔等有關。高緯＞低緯；陸上＞海上；海拔低＞海拔高五、氣溫的空間分布1.氣溫的水平分布海平面平均氣溫從赤道向高緯遞減，南半球等溫線大約與緯圈平行，北半球由于海陸分布不均勻，等溫線不與緯圈平行。①夏半球的等溫線比較稀疏，冬半球較密集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。這是因為在同一緯度上，冬季大陸溫度比海洋溫度低，夏季大陸溫度比海洋溫度高的緣故。③北半球冬季大洋西部從低緯向東北方向伸出一個暖脊直達大洋東部中高緯海域。這是兩個強大暖流黑潮、灣流所致。1月海平面平均氣溫分布溫度脊溫度脊灣流黑潮7月海平面平均氣溫分布“寒極”和“熱赤道”④在南半球不論冬夏，最低氣溫均出現在南極地區，而在北半球只有夏季在北極，冬季在西伯利亞東北部（佛科揚斯克）和格陵蘭，稱為“寒極”(ColdPole)。⑤近赤道附近存在一個高溫帶,1月和7月平均氣溫均高于25℃，稱這個高溫帶稱為“熱赤道”(HeatEquator)。平均在10N左右。全球平均氣溫為14.3℃

，極端最高氣溫63℃（索馬里），極端最低氣溫-94℃（南極附近）。五、氣溫的垂直分布在對流層中氣溫隨高度上升而降低,氣溫隨高度遞減的快慢可用氣溫垂直遞減率γ表示：γ=0.65℃/100m式中：?T表示高度增加?Z時，相應的氣溫變化量。?Z的單位通常取100m.負號表示氣溫隨高度增加而減小。通常γ＞0。當γ=0時表示等溫。當γ＜0時表示逆溫。逆溫既在某一氣層中，氣溫隨高度增加而升高。

第三節氣壓(AtmospherePressure)一、氣壓概述1.氣壓與天氣氣壓與天氣之間有著密切的關系，有時稱氣壓表為晴雨表。如高壓控制下是，晴朗、少云、微風好天氣；低壓控制下是陰雨、大風和低能見度壞天氣。2.氣壓的定義和單位氣壓：指單位截面積上大氣柱的重量稱大氣壓強，簡稱氣壓。在標準情況下（即氣溫為0℃，緯度為45°的海平面上），760mm水銀柱高的大氣壓稱一個標準大氣壓，等于1013.25hPa(百帕)(hecto-pascal)。

Ｐ＝w/s＝ρghs/s＝ρgh

（大氣壓強公式）Ｐ：氣壓ρ：水銀密度;ｈ：水銀柱高度;ｇ：重力加速度;ｓ：水銀柱截面積;ｗ＝ρghs水銀柱重量。1hPa=3/4mmHg1mmHg=4/3hPa

1mb=1hPa二、氣壓的變化1.影響氣壓變化的因素熱力因素：溫度高，空氣受熱膨脹，空氣密度變小，氣壓下降；溫度低，空氣冷卻收縮，空氣密度變大，氣壓升高。動力因素：包括水平氣流的輻合和輻散、空氣密度變化和空氣的垂直運動。氣流水平輻合時，空氣聚積，產生空氣的堆積，導致氣壓上升；水平輻散時，空氣離散，產生空氣的擴散，導致氣壓下降。根據氣壓的定義，隨著高度的增加，氣柱變短，空氣密度變小，氣壓減小。在海平面上氣壓最大（約1000hPa），到大氣上界減為零。下表給出了氣象上所用各標準等壓面所對應的高度。大氣靜力方程為了表達氣壓隨高度變化的定量關系。假設：大氣處于靜止狀態。

-Δp=w=ΔZ×s×ρg=ρgΔZsΔp=-ρgΔZΔp/ΔZ=-ρg(靜力方程)公式說明：在靜力平衡下，氣壓隨高度的變化主要取決于空氣密度。單位氣壓高度差單位氣壓高度差：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海平面氣壓，P1本站氣壓，H船臺距海面高度，h氣壓高度差。當溫度為0℃，氣壓為1000hpa時，h=8m/hPa。海平面氣壓=本站氣壓＋高度訂正。3.氣壓隨時間的變化日變化(diurnalvariationofpressure)：氣壓的日變化以12h為周期，一日內有兩個高值和兩個低值。最高值：上午9-10時；次高值：晚間21-22時。最低值：下午15-16時；次低值：凌晨3-4時。最高和最低與氣溫的變化有關，日變化低緯大于高緯。氣壓的日變化氣壓的年變化(annualvariationofpressure):

氣壓的年變化隨緯度增大而增大，在中高緯度最明顯，概括為以下幾種類型：大陸型：冬季氣壓高，夏季氣壓低，年較差大。海洋型：冬季氣壓低，夏季氣壓高，年較差小。高山型：最高值出現在夏季，最低值出現在冬季。三、海平面氣壓場的基本形式1.

低壓（LowPressure，Depression）：由閉合等壓線圍成，中心氣壓比周圍低的系統。空間等壓面向下凹，形如盆地。2.高壓（HighPressure）:由閉合等壓線圍成,中心氣壓比周圍高的系統。空間等壓面向上凸起，形似山丘。3.低壓槽和槽線（Trough）：由低壓向外延伸出來的狹長區域，或一組未閉合的等壓線向氣壓較高的一方凸出的部分，簡稱槽。在低壓槽中各條等壓線曲率最大處的連線，稱槽線(Trough-Line)。空間等壓面類似山谷。槽線4.高壓脊和脊線（Ridge）：由高壓向外延伸出來的狹長區域，或一組未閉合的等壓線向氣壓較低的一方凸出的部分，簡稱脊，脊中曲率最大點的連線稱脊線(RigheLine)。空間等壓面類似山脊。脊線5.

鞍形區：相對兩高壓和兩低壓組成的中間區域，簡稱鞍。6.

低壓帶：兩高壓之間的狹長區域。7.

高壓帶：兩低壓之間的狹長區域。四、氣壓梯度(pressuregradient)定義：在水平方向上單位距離內氣壓的改變量稱水平氣壓梯度，用-ΔP/Δn表示。方向：垂直于等壓線，由高壓指向低壓。其物理意義表示了由于空間水平氣壓分布不均勻而作用在單位體積空氣上的力。大小：取決于等壓線的疏密程度。等壓線愈密，-ΔP/Δn愈大，風力愈大，反之亦然。單位：百帕/赤道度。1赤道度≈111Km≈60e五、氣壓系統隨高度的變化溫壓場對稱的系統：溫壓場對稱是指溫度中心與氣壓中心基本重合。淺薄系統是指氣壓系統的強度隨高度增加而減弱，即高低空的高低壓中心不一致。這種系統有冷高壓（coldhigh）和暖低壓(heatlow)。深厚系統是指氣壓系統的強度隨高度增加不變或增強，即高低空的高低壓中心一致。這種系統有暖高壓（warmhigh）和冷低壓(coldlow)。暖高壓冷低壓冷高壓暖低壓溫壓場不對稱的系統：溫壓場不對稱是指溫度中心與氣壓中心不重合。在中高緯度地區，不對稱的低壓總是東暖西冷，低壓中心軸線向冷區傾斜；不對稱的高壓總是東冷西暖，高壓中心軸線向暖區傾斜。中心軸線隨高度傾斜第四節空氣水平運動--風

（Wind)一、概述定義:空氣相對于下墊面的水平運動，稱為風（Wind)。它是矢量，有大小和方向。風速(WindSpeed)：風速是指單位時間內空氣在水平方向上的位移。單位有：m/s、Km/h、nmile/h、Kn(節)等。它們的關系：1Km/h=0.28m/s；1m/s=3.6Km/h；1Kn=1.852Km/h≈0.5m/s；1m/s≈2Kn風向（WindDirection）：風向是指風的來向，常用16個方位(EWSNNESENWSWNNEENEESESSESSWWSWWNWNNW)或度數(0～360)來表示。風級(WindScale)：根據風對地面或海面的影響程度又劃出風力等級。目前國際上采用的風力等級從0～12共13個等級，參見《風力等級表》(BeaufortScaleofWindForce)P23。我國現采用17個等級。風壓(WindPressure)：風壓是指與風向垂直的單位面積所受的壓力。近似表示為:P=0.0625V2。風的陣性和日、年變化陣性：在摩擦層中，由于湍流作用，風表現為忽大忽小的陣性。實際上風的陣性就是小尺度的湍渦迭加在大型流場上造成的結果。因此在測風時，要求取其平均值。一日內陣性最強在午后，一年中陣性最強在夏季。日變化：通常在近地面午后風速大，夜間清晨風速小。風的日變化幅度，晴天比陰天大，夏季比冬季大，陸地比海洋大。年變化：因地而異。二、作用于大氣的力和運動方程一、作用在空氣微團上的力重力(gravity)；大小為g≈9.8m/s2，方向向下，指向地心。水平氣壓梯度力(pressuregradientforce):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，引起氣壓梯度力。Gn表示。

大小為：；方向：垂直等壓線從高壓指向低壓。(1)Gn與ρ成反比，Gn與氣壓梯度成正比。(2)ρ一定時，大，等壓線密集，Gn大。(3)一定時，ρ大，空氣濃密，Gn小。(4)若=0,兩地沒有氣壓差Gn=0無風。Gn是使空氣產生水平運動的原動力。水平地轉偏向力(deflectionforceofearthrotation)

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，又稱可科利奧里力(Coriolisforce)或科氏力。An大小為：An=2ωVsinφω=7.292×10-5/sω:地轉角速度V:風速φ:緯度方向：北半球，恒垂直于物體運動方向的右側90度，南半球相反.討論：(1)An是物體相對于地球運動才產生的，靜止物體不受其作用。(2)An是虛擬力，只改變物體的運動方向，不改變速度。(3)An在北半球恒垂直于物體運動的右方，南半球相反。(4)An與sinφ成正比，兩極最大，赤道上為零。慣性離心力（CenteifugalForce）C

指物體在作曲線運動時產生的一種虛擬力。大小：與向心力相等。表達式：C=V2/r

方向：與向心力相反。r為曲率半徑摩擦力（FrictionForce）R運動物體受下墊面摩擦作用所產生的力。表達式：R=-μV

方向與運動物體相反。式中V為物體運動速度；μ為摩擦系數三、自由大氣中典型的水平平衡運動1.地轉風(GeostrophicWind)

在自由大氣中,當水平氣壓梯度力和水平地轉偏向力達到平衡時(G=A)，空氣沿等壓線作無磨擦的直線運動，稱地轉風。地轉風地轉風風速公式：

（1）Vg與水平氣壓梯度成正比，即等壓線密集，Vg大。（2）Vg與空氣密度成反比，氣壓梯度一定時，高空的Vg大于低空的Vg。（3）Vg與緯度的正弦成反比，低緯Vg大于高緯Vg。（4）赤道及其附近不遵守地轉風原則。在北半球自由大氣中，風沿等壓線吹，測者背風而立，高壓在右，低壓在左。在南半球自由大氣中，風沿等壓線吹，測者背風而立，高壓在左，低壓在右。它明確地揭示了氣壓場與風場之間的關系。風壓定律(Buysballot’slaw)北半球地轉風南半球地轉風地轉風速計算方法

在海圖上，取一個緯距Δn≈111Km=60nmile，當ΔP=1hPa，ρ=1293g/m3，ω=7.29×10-5s-1；則：m/s當ΔP≠1hPa時，（m/s）

2.梯度風

(GradientWind)定義:在自由大氣中，當水平氣壓梯度力、地轉偏向力和慣性離心力達到平衡時，空氣沿等壓線作水平、無摩擦、等速作曲線運動。在自由大氣中，空氣的水平圓周運動稱為梯度風（GradientWind）。梯度風可以看成是水平氣壓梯度力、水平地轉偏向力和慣性離心力三者平衡時的水平運動。即:低壓（氣旋）中的梯度風北半球在低壓區（氣旋）中風繞中心逆時針方向吹，氣壓梯度力沿半徑指向中心，地轉偏向力和慣性離心力都沿半徑指向外緣。三力平衡時

或低壓中梯度風低壓（氣旋）中的梯度風

則式中Vc表示低壓中的梯度風速，解這個以Vc為未知數的一元二次方程，得：根號前應取正號才有意義。高壓（反氣旋）中的梯度風根號前應取負號才有意義。氣壓梯度和梯度風的大小受反氣旋曲率限制。曲率愈大（r愈小），氣壓梯度愈小，梯度風也小。反之相反。高壓中梯度風氣旋和反氣旋的梯度風公式：低壓高壓高壓中此為高壓梯度風速的極限值梯度風的討論（1）最大水平氣壓梯度的分布，高壓邊緣較大，越近中心越小。曲率小處等壓線密集，曲率大處等壓線稀疏。（2）緯度越高，空氣密度越大，水平氣壓梯度最大可能值越大。冬季，中高緯陸上高壓等壓線密。（3）高壓邊緣風速較大，中心風速小或無風。（4）中高緯度高壓風速較大，低緯度高壓風速較小。梯度風仍遵守風壓定律。三、摩擦層中的風(FrictionLayerWind)在地面天氣圖上，由于地面的摩擦作用，實際風不沿等壓線吹，而與等壓線存在一個交角，并偏向低壓。此時的平衡為:地面實際風比地轉風小，方向偏低壓一側。摩擦層中的風摩擦層中的風地轉風摩擦層中的風壓定律在北半球摩擦層中，風斜穿等壓線吹，背風而立，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。由于摩擦力的作用，北半球，低壓中風斜穿等壓線以逆時針方向向中心輻合，高壓中的風斜穿等壓線以順時針方向向外輻散。北半球摩擦層中低壓和高壓的氣流在摩擦層中，地面實際風與等壓線的夾角取決于下墊面的粗糙度、大氣穩定度和緯度。通常在中緯度陸地上夾角為35-45，海面上為10-20。在陸地上實際風速約為相應地轉風速的1/3-1/2(35-50％)，在海上約為地轉風速的3/5-2/3(60-70％)。在氣壓梯度不隨高度變化的前提下，風隨高度的變化主要取決于摩擦力隨高度的變化。在北半球，風速隨高度增大，風向逐漸右偏；在南半球，風速隨高度增大，風向逐漸左偏。實際風向的確定和風隨高的變化風隨高度的變化地轉風地面風四、地形動力作用對風的影響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，如圖所示。山脈的阻擋作用和繞流，使實際風向與根據大范圍氣壓場確定的風向之間可能發生顯著偏差，其差值可達900，甚至1800。因此在背風面常形成低壓或低壓槽。繞流和阻擋作用繞流岬角效應因陸地（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，如圖所示。如南非的好望角，是個令航海者生畏的地方，因岬角效應而助長了那里的狂風惡浪。我國山東半島的成山頭附近海面，偏北風通常比周圍要大1—2級左右，有中國“好望角”之稱。岬角效應地形動力作用海岸效應

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。如圖所示。第五節大氣環流（GeneralCirculation）大氣環流：一般是指具有全球性、大范圍空的氣運行現象。它的水平尺度在數千公里，垂直尺度在十公里以上，時間尺度大于24小時。大氣環流反映了大氣運動的基本狀態和基本特征，是各種不同尺度天氣系統活動的基礎。同時也是氣候形成和演變的重要背景條件。一、影響大氣環流的主要因子：太陽輻射、地球自轉、海陸分布不均勻和高大地形等因素影響。1.太陽輻射——單圈環流假設：地球是靜止的，下墊面性質均一。只考慮太陽輻射隨緯度的不均勻性，赤道低緯由于空氣受熱垂直上升，極地高緯冷卻下沉，高層空氣由赤道流向極地，低層空氣由極地流向赤道，從而產生了一個簡單的一圈環流，稱單圈環流。2.地球自轉——三圈環流假設：下墊面性質均一。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，從赤道到極地形成三圈環流，即赤道環流（哈德萊環流）、極地環流和中間環流（費雷爾環流）。極地環流赤道環流中間環流極鋒二、氣壓帶和行星風帶氣壓帶：赤道低壓帶，副熱帶高壓帶，副極地低壓帶和極地高壓，南北半球對稱。風帶：赤道無風帶，信風帶，副熱帶無風帶，西風帶和極地東風帶，南北半球對稱。氣壓帶1.赤道低壓帶（EquatorialLow）平均位于南北緯10范圍內，隨季節南北移動。2.副熱帶高壓帶(HorseLatitudes)平均位于南北緯30附近。3.副極地低壓帶(SubpolarLow)平均位于南北緯60附近。4.極地高壓(PolarHigh)位于兩極附近。風帶1.赤道無風（Doldrums）平均位于南北緯10o范圍內。特征：對流旺盛、平流微弱、云量多、溫高、濕大、多雷雨、風微弱不定向，位置隨季節南北移動。2．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--28o附近。北半球吹東北信風，南半球吹東南信風。特征：風向常年穩定少變，風力一般3—4級，天氣晴朗，大洋西部降水較多，位置隨季節南北移動。3.

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。特征：內部多下沉氣流，天氣晴朗、少云、微風、陸上干燥、海上潮濕，位置隨季節南北移動。信風帶盛行西風帶副熱帶無風帶赤道無風帶極地風帶4．盛行西風帶（Westerlies）位于副熱帶高壓帶與副極地低壓帶之間，在南北緯30--60o之間。大氣主要自西向東運動，北半球主要為SW風，南半球為NW風。特征：此區域氣旋活動頻繁，天氣十分復雜，常有大風和雷雨，風速較大，南半球在此范圍內，除南美尖端外幾乎沒有陸地，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。位置隨季節南北移動。5．極地東風帶（PolarEasterlies）位于南北緯60--90o之間，北半球吹NE風，南半球吹SE風。三、海平面平均氣壓場基本特征冬季：北半球受四個大范圍的氣壓系統（又稱大氣活動中心）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。夏季：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，范圍大大縮小。南半球大陸上的高壓加強伸展，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。1月海平面平均氣壓場冰島低壓北美高壓西伯利亞高壓阿留申低壓7月海平面平均氣壓場北大西洋副高(亞速爾高壓)北美低壓北太平洋副高(夏威夷高壓)印度低壓大氣活動中心(AtmosphericCenterofAction)永久性大氣活動中心：指常年存在的大范圍氣壓區。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。半永久性大氣活動中心：指大范圍的氣壓區隨季節改變。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。影響我國天氣和氣候的大氣活動中心主要有：西伯利亞高壓、阿留申低壓、西太平洋副高、印度低壓。大氣活動中心的季節變化必然引起大氣環流的季節變化，而大氣活動中心的短期變化對大范圍的天氣造成重大影響，它們是制作天氣預報的背景條件。四、

季風環流（Monsoons）季風定義：大范圍風向隨季節而有規律改變的盛行風。要求盛行風的方向至少改變120°，盛行風頻率＞40％。1、季風的成因（FormationofMonsoons）：海陸季風(Sea-LandMonsoon)：由海陸之間熱力異差引起的風系，隨季節有極明顯的變化，稱海陸季風。行星季風(PlantaryMonsoon)：由于行星風帶隨季節移動而引起的風系變化，典型代表是南亞季風。青藏高原的地形作用：青藏高原在夏季的熱源作用和冬季的冷源作用對維持和加強南亞季風起了重要的作用。季風的分布季風主要分布在南亞、東亞、東南亞和赤道非洲四個區域。2、東亞季風成因:

主要是由于海陸間的熱力差異引起的。范圍：我國大部分地區，朝鮮半島和日本附近洋面。冬季風特征：蒙古高壓盤踞亞洲大陸，寒潮和冷空氣不斷爆發南下，高壓前緣的偏北風成為東亞的冬季風。我國大部、朝鮮半島和日本附近洋面吹西北風，東海南部、南海、臺灣海峽吹東北風，風力均在5-6級，最大可達8-9級或以上。夏季風特征：陸地是印度低壓（亞洲低壓），海上是西太平洋副熱帶高壓。我國東部沿海、朝鮮、日本吹東南風；南海、臺灣海峽、菲律賓附近洋面吹西南風。風力一般3-4級。季風的天氣氣候特征：夏季風：高溫、潮濕、多陰雨，來臨慢；冬季風：大風、降溫、干冷,來臨快、強度大。冬季風大于夏季風。東亞季風西伯利亞高壓阿留申低壓印度低壓北太平洋副高3.南亞季風(印度季風)成因：主要是南半球東南信風帶北移引起的，也有海陸間的熱力差異和大地形（青藏高原）的作用。范圍：東非、西南亞、南亞、中印半島一帶，又稱印度季風。夏季風特征：由南半球東南信風越過赤道，在地轉偏向力的作用下，變為西南風，迭加上印度低壓南側的西南風。另外還有高原的阻擋作用，印度半島岬角作用，強勁的西南風，7-8月份風力常達8-9級以上，并伴有雷雨。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海區之一。冬季風特征：行星風帶南移，亞洲大陸高壓強大，其南部的東北風成為南亞的冬季風。北印度洋吹東北風，風力一般為3-4級，是航海的“黃金季節”。季風轉換時間：5月冬季風轉夏季風；10月夏季風轉冬季風。3、其他地區的季風北澳、印尼和伊里安的季風：冬季（南半球）東南風，夏季西北風。由于信風帶的移動引起。西非的季風：塞內加爾到塞拉利昂沿岸，夏季西南季風，潮濕多雨；冬季東北季風，干燥少雨。北美與南美的季風：北美冬季西北風，夏季西南風。南美巴西東岸，7月份為東南風，1月份則為東北風或東風。五、局地環流（地方性風Localwind）1.海陸風(SeaandLandBreeze)在海岸附近，由于海陸間熱力差異的日變化引起的。白天：風從海洋吹向陸地稱海風；夜間：風從陸地吹向海洋稱陸風。海風＞陸風，主要出現在中低緯度，氣溫日較差較大，多在夏季晴朗天氣條件下。2.山谷風(MountainandValleyBreeze)

在山區，由于山峰山谷的溫度差異產生的局地環流。白天：風從山谷吹向山頂稱谷風；夜間：風從山頂吹向山谷稱山風，谷風＞山風。在我國海陸風和山谷風均盛行的港口是連云港和秦皇島。3.峽谷風當氣流從開闊地區吹進峽口時，形成的強風。如臺灣海峽、直布羅陀海峽等。“峽管效應”4.布拉風（Bora）從山地或高原經過低矮隘道向下傾落寒冷而又干燥的風暴，稱布拉風。典型的布拉風出現在黑海的冬季，其破壞力很大，最大平均風速可達40m/s—60m/s，氣溫可迅速降低到-27℃，可造成嚴重的“船舶積冰”。類似現象在土耳其沿海和亞得利亞海均可出現。其它地方性風甚多。（見P44表1-7）第六節大氣濕度一、濕度的定義和表示方法濕度(Humidity）：是表示大氣中水汽含量多少或空氣潮濕程度的物理量。大氣中的水汽是形成云、霧和降水等天氣現象的主要因子，同時對船運貨物是否受潮變質有很大的影響。通常表示大氣濕度的物理量有下列幾種。絕對濕度(absolutehumidity)a：單位體積空氣中所含水汽的質量（實際上就是水汽密度）。單位為g/cm3，g/m3。它直接表示空氣中含水汽的多少，絕對濕度大，水汽含量多，絕對濕度小，水汽含量少。絕對濕度不能直接測量，一般通過查算<濕度查算表>獲得。水汽壓（vapourpressure）e：指大氣中水汽所引起的那部分壓強稱水汽壓。單位與氣壓相同。它表示空氣中水汽含量的多少，水汽壓大，水汽含量多，水汽壓小，水汽含量少。水汽壓也不能直接測得，查算<濕度查算表>獲得。飽和水汽壓（saturationvapourpressure）E:指空氣達到飽和時的水汽壓。飽和空氣中的水汽壓是溫度的函數，即E=E(T)，隨著溫度的升高而增大。它表示空氣“吞食”水汽的能力，不反映空氣中水汽含量的多少。相對濕度（relativehumidity）f：指空氣中的實際水汽壓(e)與同溫度下的飽和水汽壓的百分比，即：f=e/E×100％。當f＜100％未飽和；當f=100％飽和；當f＞100％過飽和。它表示空氣距離飽和的程度，不直接反映空氣中水汽含量的多少。露點(dewpoint)td：指空氣中水汽含量不變且氣壓一定時,降低溫度使其空氣達到飽和時的溫度，稱為露點溫度。單位與氣溫相同。它表示空氣中水汽含量的多少，水汽含量多，露點高;水汽含量少,露點低。通常以e為引數查算<露點查算表>獲得。溫度—露點差(t-td)：它的大小反映空氣距離飽和程度。t-td=0飽和；t-td＞0未飽和；t-td愈大，f愈小。另外，若濕球溫度趨于干球溫度，說明相對濕度大，一般有霧或降水。二、大氣中水汽的分布大氣中的水汽主要來自下墊面的蒸發，水汽的凝結或凝華改變水汽的含量，其分布是不均勻的。垂直分布：絕對濕度隨高度的增加而迅速減小。在2公里高度處不足地面的1/2，5公里處減到地面1/10，90%的水汽集中在3公里以下的低層大氣中。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。三、濕度的日年變化水汽壓的日年變化：日變化與氣溫的一致，最高值出現在午后，最低值在清晨。年變化與氣溫的年變化相似，最高值出現在7～8月份，最低值出現在1～2月份。絕對濕度的日年變化：日變化與溫度的日變化一樣，最高值出現在午后，最低值出現在清晨。年變化與溫度的年變化趨勢一致，極大值出現在夏季（7月，8月），極小值出現在冬季（1月，2月）。相對濕度的日年變化：日變化與氣溫的日變化相反，最大值在清晨，最小值在午后。相對濕度的年變化在季風盛行時，夏季大冬季小，而內陸相反。四、大氣中水汽凝結途徑水汽含量不變降低溫度:大氣存在許多冷卻過程可以降低溫度，除上升運動中的絕熱冷卻外，還有輻射冷卻、平流冷卻、亂流冷卻和接觸冷卻等過程。氣溫不變增加水汽:增加水汽的途徑主要是蒸發，如水面蒸發和云雨滴在下降過程中的蒸發等。蒸發量的大小主要取決于水面上空氣的飽和差（Ew-e）和風速的大小。飽和差和風速越大時,蒸發量越大。兩者同時作用:若增加水汽和降低溫度同時進行，將加速凝結過程。濕度與貨運某些海上運輸貨物因受潮而遭受貨損。貨損的原因是貨艙“出汗”和貨物“出汗”，前者水滴凝結于艙頂、艙壁，而后者水滴凝結于貨物上。一般而言，若艙內溫度低于艙外露點，最好不要通風；若艙內溫度高于艙外露點，有必要開艙通風。第七節空氣的垂直運動和大氣穩定度對流:指熱力作用下的暖空氣上升冷空氣下沉。由垂直方向的運動方程，狀態方程和靜力關系可以證明，當氣塊溫度T′與周圍環境溫度T不同時，就發生垂直運動，即:T′<T下沉運動T′=T無對流T′>T上升運動特點：水平范圍小（幾公里到幾十公里），持續時間短（幾十分鐘到幾小時），垂直速度大（1-30m/s）。通常造成雷雨大風，冰雹和陣性降水等不穩定天氣。水平輻散、輻合引起的垂直運動：低層輻散引起下沉運動，低層輻合引起上升運動。高壓多為下沉運動，低壓多為上升運動。鋒面上的垂直運動：指暖空氣沿鋒面坡度爬升產生上升運動。地形引起的垂直運動：當氣流遇到高大地形或山脈時，在迎風坡產生上升運動，在背風坡產生下沉運動。對流、湍流。水平輻合水平輻散二、氣溫在垂直運動中的絕熱變化氣體作功或傳遞熱量都能改變系統的內能。從而引起溫度的變化。若系統與外界沒有熱量交換，稱該系統是絕熱的。絕熱過程：空氣塊在垂直運動過程中與外界無熱量交換時的狀態變化過程，稱絕熱過程，即dQ≈0干絕熱過程:干空氣或未飽和濕空氣塊作垂直升降運動時與周圍環境不發生熱量交換的變化過程，稱干絕熱過程。干絕熱直減率(DryAdiabaticLapseRate)干絕熱直減率:在干絕熱過程中,氣塊溫度隨高度的變化率稱干絕熱直減率。即：因此,在干絕熱上升過程中,氣塊每升高100米溫度下降1度,每下降100米溫度升高1度。

γd=1℃/100m濕絕熱過程和濕絕熱直減率濕絕熱過程:飽和濕空氣塊作垂直升降運動時與周圍環境不發生熱量交換的變化過程，稱濕絕熱過程。濕絕熱直減率:(WetAdiabaticLapseRate)

在濕絕熱過程中,氣塊溫度隨高度的變化率稱濕絕熱直減率。即：可以證明，γm＜γd，因為在濕絕熱過程中，水汽凝結釋放潛熱使冷卻作用變的緩慢。γm不是常數，而是隨氣壓和溫度變化,其中主要隨氣溫的降低而增大。通常取γm=

0.5-0.6℃/100m焚風焚風：是一種干熱風，是干、濕絕熱過程中，在迎風坡和背風坡作用的結果。γdγmγdγd三、大氣穩定度(AtmosphericStability)大氣穩定度:某一氣塊受到垂直方向的擾動后，大氣層結（周圍大氣），使其具有返回或遠離其平衡位置的趨勢和程度，稱大氣穩定度，又稱大氣層結穩定度。下圖分別是穩定平衡，不穩定平衡和隨遇平衡。穩定度判別的氣塊法穩定中性不穩定大氣穩定度判據γ＞γd絕對不穩定γm＜γ＜γd條件性不穩定γ＜γm絕對穩定大氣穩定度與天氣絕對不穩定多發生在夏季大陸午后至傍晚的局部地區，可產生熱雷雨。海上熱雷雨卻多發生在后半夜至凌晨。絕對穩定抑制對流發展，利于層狀云和霧的形成。條件性不穩定是常見的，夏季氣溫高、濕度大容易形成局部雷雨大風天氣。大氣層結的狀態對天氣有很大影響。當大氣穩定時，則能有效抑制對流的發展，產生穩定性天氣現象，如層云、霧、毛毛雨等；反之，當大氣處于不穩定狀態時，則有利于對流發展，產生積狀云，出現不穩定性天氣，如陣雨、雷陣雨、陣性大風，甚至產生冰雹、龍卷等。四、大氣中的逆溫逆溫定義：在對流層中，某一時刻某氣層溫度隨高度上升或不變的狀態稱逆溫。逆溫所在的氣層稱逆溫層。（γ＜0或γ=0）γ＜0逆溫層ZZ2Z10Tγ=0逆溫的種類（1）輻射逆溫；（2）平流逆溫；（3）下沉逆溫；（4）湍流逆溫；（5）鋒面逆溫。逆溫對天氣的影響：逆溫的存在好象一個蓋子，能有效地抑制對流的發展，阻擋水汽和塵埃等向上輸送。低層逆溫，易發生霧或低云天氣。第八節云和降水(CloudandPrecipitation)一、云定義：云是由大量的小水滴、小冰晶或兩者混合物組成的懸浮在空中的可見聚合體。云不僅可以反映當時天氣狀況，同時也可預示未來天氣，“看云識天”就是這個道理。云層能阻擋太陽和大氣輻射，影響氣溫和風的日變化；某些云能產生陣性大風、雷雨、冰雹、龍卷等惡劣天氣。云的形成條件：水汽條件：充足的水汽使空氣達到飽和狀態。冷卻條件：上升運動促使未飽和的空氣絕熱上升降溫達到飽和狀態。凝結核：可以促使水汽在一定溫度下凝結長大。故此，上升運動＋水汽條件→云形成；下沉運動→云消散。云的物理分類按照大氣中上升運動的不同特點，將云分為積狀云、層狀云和波狀云。積狀云：由不穩定層結的自由對流發展而形成的云。積狀云是大氣層結不穩定作用的產物，所以又稱對流云。特點：塊狀，孤立分散，垂直發展的云塊，底部水平，頂部隆起呈圓弧狀，云內不穩定，水平范圍小。種類：積云(Cu)、積雨云(Cb)和卷云(Ci)。晴天陣雨雷雨大風冰雹層狀云層狀云：在穩定大氣層結中，由系統性的抬升運動而形成的云。如暖鋒抬升作用。特點：均勻成層，呈薄幕狀，水平范圍大，云頂如云海，云內較穩定。種類：卷層云(Cs)、高層云(As)、雨層云(Ns)、層云(St)。波狀云波狀云：在穩定大氣層結中，由大氣波動作用所產生的云。常形成在逆溫層上下。特點：波浪起伏狀的碎云塊和云片，云頂常有逆溫層，水平范圍較大。種類：卷積云(Cc)、高積云(Ac)、層積云(Sc)波狀云的形成按云底高度分類二、降水(Precipitation)降水：大氣中的水汽凝結（或凝華）物，從空中降到地面的現象。種類：雨、毛毛雨、凍雨（雨夾雪）、雪、冰雹、冰粒、冰針等。降水的性質：連續性降水：指來自Ns和As的降水，具有持續穩定的性質，常在10h以上。如暖鋒降水。間歇性降水：指來自Sc和厚薄不均勻的As的降水，降水強度時大時小、時降時止，變化緩慢。陣性降水：指來自Cb和濃積云的降水，降水強度變化很快，驟降驟止，天空時明時暗，持續時間較短，幾十分鐘到幾小時，常伴有陣性大風。降雨量等級表（單位：mm）

降雪量等級表(單位：ｍｍ)降水量和降水強度 降水（包括近地面凝結出的露水）未經蒸發、滲透、流失，在水平面上所積聚的水層深度，稱為降水量，以mm為單位表示。單位時間內的降水量，稱為降水強度。常用“mm/h”、“mm/d”等單位表示。我國氣象部門規定的常用降水量分級情況如表所示。第九節霧和能見度一、霧(Fog)的定義：由大量小冰滴、小冰晶或兩者的混合體所組成懸浮在近地面氣層中，使水平能見度小于0.5海里的天氣現象。水平能見度在0.5～5海里,稱輕霧(Mist)。霧與風暴不同，風暴伴隨狂風、暴雨、巨浪呼嘯而來。霧則是靜悄悄地來，造成一場混亂后，又靜悄悄地離去，霧是航海的天敵。二、霧與航海的關系據世界海事組織統計，有60～70％的海事與霧有關系。霧不僅影響船舶的航行安全，還影響船舶天、地文的定位。霧中含有許多有毒物質,對人體十分有害。(52年倫敦的大霧，造成4800多人死亡。1922年，英郵輪“埃及”號在法國沿岸霧中與法破冰船“西奈”號相撞，船上的近百名旅客和8000公斤黃金,3萬公斤白銀一同沉入大海，故稱“吞金奪銀的霧”)。霧在自然界中可以裝點山川，使其呈現千姿百態，在軍事上作隱蔽物等。三、平流霧(AdvectionFog)1.定義：暖濕空氣流經冷的下墊面，導致氣溫下降，水汽凝結所形成的霧,稱為平流霧，（又稱海霧）。此霧多形成于冷暖海流交匯處的冷水面一側。特點：(1)濃度、厚度大：霧滴濃密，能見度惡劣，有時小于50米。厚達幾十到幾百米。(2)水平范圍廣：遍及整個海區，最大可達30萬平方公里。(3)持續時間長：可數日不散。(3)一天中任何時刻均可發生，大洋中無明顯的日變化：(5)隨風飄移：伸入大陸幾十公里。2.平流霧形成條件冷的海面和適當的海氣溫差:平流霧多形成于冷暖海流交匯處的冷水面一側。海氣溫差在0～6℃范圍內，2～3℃時霧出現的頻率最大。適宜的風場:風力2～4級，風向與海水等溫線垂直，（如我國近海S-SE-E等)。充沛的水汽：有源源不斷的水汽輸。層結穩定:低層逆溫:抑制對流發展。3.平流霧消散條件風向突變；（冷鋒過境）風力增加；（大洋上風力再大有時也不散）暖濕平流中斷；水--汽溫差拉大；近地面層結不穩定。四、輻射霧

(Radiationfog)定義：由下墊面輻射冷卻，使低層氣溫降到露點或以下時所形成的霧。多見于陸地上，又稱陸地霧。特點：四季均可發生，秋、冬頻。范圍、厚度均較小。日變化明顯，通常，夜間形成，清晨最濃，日出則散；可隨風飄到海上10海里左右。形成條件：晴夜，下墊面輻射強，水汽含量充沛，低層微風，層結穩定。多見于晴朗、微風、少云的冷高壓中心附近。（十霧九晴）五、鋒面霧(Frontalfog)定義：鋒面上暖氣團中的較暖水滴落到冷空氣中，水滴蒸發所形成的霧。多見于錮囚鋒兩側、暖鋒前和第一型冷鋒后。特點：范圍不大，濃度和厚度均小，隨鋒移動，持續時間短，不受日變化影響。鋒面霧六、蒸汽霧(Steamfog)定義：寒冷的空氣覆蓋在較暖的水面上，由水面蒸發而形成的霧。多見于水面溫度遠高于空氣溫度時，冬季較高緯度的早上多見。特點：范圍和濃度不大，厚度小，離水面幾米，有時遮不住大船桅桿，持續時間短。形成條件：大的水氣溫差，即水溫、氣溫差不應小于15℃，空氣層結穩定，與風速無關。北冰洋蒸汽霧最有名。在我國見于冬季渤海和黃海。蒸汽霧和鋒面霧統稱為蒸發霧。七、我國近海霧的分布我國近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。霧區分布：自渤海到北部灣基本呈帶狀分布。地理分布：南少北多，南窄北寬。季節變化：南早北晚，從春到夏由南向北推進。南海北部沿岸12-4月為霧季，2-3月最多。東海3-7月為霧季，4-6月最多。黃海4-8月為霧季，6-7月最多。8月，除黃海北部外，我國整個沿海的霧驟然減少。在渤海和臺灣海峽東部霧較少，南海南部幾乎沒有霧。我國近海三個相對多霧區：1.山東半島南部成山頭到石島一帶，年霧日超過80天，最多95天，曾發生連續霧日達27天，有“霧窟”之稱。2.閩浙沿岸到長江口一帶，年霧日平均50～60天。3.瓊州海峽到北部灣一帶，年霧日平均20～30天。我國近海霧的成因成因：主要與我國近海的兩支海流有關。黑潮暖流：世界著名暖流之一。由北赤道流在菲律賓以東向北，到臺灣島東南轉向東北，分出一支稱臺灣暖流。在日本西南分出兩支，一支流向日本海，稱對馬暖流。一支流向黃海，繞過老鐵山到渤海，稱黃海暖流。我國近海海流系統沿岸冷流：大陸江河入海徑流，包括遼南沿岸流、遼東沿岸流、渤海沿岸流、蘇北沿岸流和閩浙沿岸流等。夏季弱小僅在渤海灣，冬季強盛時達南海沿岸。春、夏東南風不斷地將黑潮上空的暖濕空氣輸送到我國近海，便在我國沿岸冷水域上形成霧區。四、世界海洋霧的分布世界海洋霧區分布特點：春夏多，秋冬少；中高緯多于低緯；大洋西海岸多于東海岸；北大洋多于南大洋；大西洋多于太平洋。日本北海道東部至阿留申群島常年多霧:其成因主要是黑潮和親潮交匯的結果，夏季最多，出現頻率高達40％,是世界著名霧區之一。主要影響中-加和中-美西航線。北美圣勞倫斯至紐芬蘭附近海面終年多霧:春夏最盛，平均每月超過10個霧日，最大頻率達40％。成因主要是墨西哥灣流與拉布拉多冷流交匯處，是世界最著名霧區。主要影響歐-美航線。挪威、西歐沿岸與冰島之間海域常年多霧:夏季霧很頻，成因主要是北大西洋暖流與冰島冷流交匯形成。夏季多平流霧，秋冬季多鋒面霧和蒸汽霧。這一霧區位于北美與西歐和北歐的主要航道上，尤其是英吉利海峽和多佛爾海峽，來往船舶眾多，水流急且流向多變，再加上霧頻，船舶航行困難。據統計，此水域霧中撞船事故在世界上首屈一指南半球的整個西風帶上終年有霧。信風帶海洋的東岸7月世界海洋霧的頻率（%）北太平洋霧區北大西洋霧區1月世界海洋霧的頻率（%）總分布特征:北大洋多于南大洋、大西洋多于太平洋、大洋西部多于大洋東部、中高緯多于低緯、春夏多于秋冬。八、船舶測算海霧方法1.干濕球溫度表法用干濕球溫差來判斷：當干球溫度高于濕球溫度，并且差值向增大的趨勢發展時，不會出現霧；差值愈來愈小，向成霧的趨勢發展，差值趨于零出現霧。實際上在海上，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Tw高于露點溫度Td時，不可能出現霧；當Td-Tw≥2℃，且其它條件適當時，出現海霧的概率為80%。露點水溫曲線圖3、天氣形勢判斷法在海霧多發區，應連續接收地面預報圖和表層水溫圖，分析是否存在成霧條件：適當的環流條件，充足的水汽來源和冷的海面條件。結合船舶單站觀測資料進行分析和測算。下圖是我國近海出現平流霧的四種典型天氣形勢：入海冷高壓西部氣旋東部副高西伸脊西部冷鋒前部和暖區我國近海出現平流霧的四種典型天氣形勢九、海面能見度海面能見度的概念在海面上，正常目力所能看到的最大水平距離，稱為海面能見度（Visibility），以km或nmile為單位表示。所謂“能見”就是能將目標物的輪廓從天空背景上分辨出來。在海洋上，通常以水天線作為目標物進行觀測。大氣透明度是影響能見度的直接因子，其次是目標物和背景的亮度以及人的視覺感應能力。

能見度等級：能見度分成0～9共十個等級，具體見表。但世界各地向船舶發布的氣象報告中，采用以下等級：能見度惡劣Ve能見度不良Ve能見度中等Visibilitymoderate1～5e能見度良好Visibilitygood5～11e能見度很好Ve能見度極好Visibilityexcellent≥27e第十節船舶海洋水文氣象觀測意義：（1）彌補海上測站稀少，資料不足的狀況。（2）對天氣預報進行補充訂正。（3）為氣象導航提供時實資料。觀測項目、時次和程序項目：溫、壓、風、濕、云、能、天、海浪、海溫、水樣采集、海發光等。時次：世界時:0000Z、0600Z、1200Z、1800Z共四次。程序：正點前30分鐘開始到正點結束，氣象項目觀測應安排在正點前15分鐘內進行，氣壓觀測應在接近正點時進行。若因特殊原因不能按時觀測，可在正點后30分鐘內補測完，記要欄內加說明。無法補測時，須注明原因。船舶海洋水文氣象觀測觀測基本要求和注意事項基本要求：⑴認真負責，嚴格按照規定進行測報；⑵堅持實事求是的科學態度，嚴禁偽造記錄；⑶用鉛筆將觀測記錄填寫在記錄表上，字跡端正，不要涂改;⑷觀測后立即發報，最遲不能超過正點觀測后1小時。注意事項：觀測儀器應經常進行維修保養，定期進行鑒定；值班員如遇特殊情況不能觀測時，亦應委托他人負責完成測報。二、氣溫和濕度的觀測干濕球溫度表觀測：干球用來測定空氣溫度；干濕球溫差用來計算濕度；空氣越干燥，干濕球溫差越大，空氣越潮濕，干濕球溫差越小。注意事項：（1）保持百葉箱潔白。（2）按時加蒸餾水（無蒸餾水加雨水，其次飲用水），不能加海水。（3）及時更換紗布。濕度查算：利用氣溫和干濕球溫差，在濕度查算表中查出水汽壓和相對濕度；再利用水汽壓（絕對濕度）查算露點溫度。三、氣壓的觀測船上觀測氣壓通常使用空盒氣壓表。從氣壓表上讀數到本站氣壓需經刻度訂正、溫度訂正和補充訂正。刻度訂正是指儀器制造不夠精密造成的誤差，從儀器鑒定證上查出。溫度訂正是指溫度的變化引起空盒彈性改變造成的誤差，由附溫度數和訂正系數求得。補充訂正是指空盒的殘余變形引起的誤差，由空盒氣壓表鑒定證上查出。海平面氣壓=本站氣壓（經刻度、溫度和補充訂正）+高度訂正四、風的觀測世界氣象組織規定海面風的觀測應采用正點前10分鐘內的平均風速及相應的最多風向。船舶在航行時由自動風向風速儀測得的風為視風，又稱合成風。我們應根據船風（風向矢量與航向相反，風速與船速相等）和視風確定出真風，三者之間的矢量關系為：

視風=船風+真風真風的計算可以由儀器自動進行，輸入航向、航速后立即可顯示出真風向和真風速。也可以通過上述矢量關系用圖解法求出。圖解法求真風以船位點作為坐標原點，先畫出船風矢量，矢量的方向與航向相反，矢量的長短表示航速的大小；再畫出視風矢量，方向為視風向，矢量的長度表示風速；然后由船風矢端到視風矢端畫一矢量，其方向就是真風向，矢量的長度就是真風速。5節五、海面有效能見度的觀測視力正常的人在四周海面二分之一以上視野范圍內所能見到的最大水平距離，稱為海面有效能見度。能見度以公里（km）為單位。在白天根據水天交界線的清晰程度判定海面有效能見度。當水天交界線完全看不清楚時，則按經驗判定。夜間觀測時，應先在黑暗處停留至少5min，待眼睛適應后進行觀測，或根據月光、天黑以前能見度的變化趨勢以及當時天氣現象和氣象要素的變化情況，結合實踐經驗進行估計。海面有效能見度記錄一位小數，能見度不足0.1km時記0.0。當夜間無星光、無月光無法進行觀測時，相應欄內記“－”。六、云的觀測云的分類、特征及典型天氣高云：卷云、卷層云、卷積云。中云：高層云、高積云。低云：層積云、層云、雨層云、碎雨云、積云、積雨云。云量、云狀的觀測和記錄云量觀測包括總云量和低云量，云量用云遮蔽天空視野的成數來表示，如云占天空的1/10時，云量記1，云布滿全天時，云量記10。云狀按國際簡寫字母，分高、中、低三族記入相應的欄內。若天空同時出現幾種云時，按高、中、低云和云量多少的順序記錄。天氣狀況不明時云的記錄因霧等天氣現象使云量、云狀無法辯明時，總、低云量記10，云狀欄記天氣現象符號。若因煙、霾等現象使天空云量、云狀全部或部分不明時，總、低云量記“-”，云狀欄記天氣現象符號。云的夜間觀測夜間應站在沒有燈光或燈光比較暗的地方進行觀測，根據星光的有無和模糊程度來判斷是否有云或什么云。高云一般都可見星光，Cs使星光模糊而均勻，Ci使星光有的地方明亮，有的地方模糊。層狀云（Ns、As、St）一般都遮蔽全天，看不到星光。As使天空較明亮，Ns使天空較暗黑，St使天空均勻低暗。七、天氣現象的觀測天氣現象有100多種，主要掌握以下幾種：霾（Haze）：大量細微的塵粒、煙粒、鹽粒等均勻的漂浮在空中，使水平能見度小于5海里的空氣混濁現象。（∞）輕霧（Mist）：水平能見度在0.5～5海里的薄霧。（〓）雷暴（Thunderstorm）：積雨云中產生的放電現象。龍卷（Spout）：一種小范圍的強烈旋風，外觀上表現為從積雨云底盤旋下垂的一個漏斗狀云體。霧（Fog）：懸浮在空中的大量微小水滴，使水平能見度小于0.5海里。(≡)毛毛雨（Drizzle）：稠密、細小而十分均勻緩慢的液態降水。微弱時徐徐下落，迎面有潮濕感，水面無波紋。(，)

雨（Rain）：強度變化緩慢的滴狀液態降水。（?）天氣現象的觀測雪（Snow）：白色不透明的星狀、六角形片狀結晶固體降水。雨夾雪（RainandSnow）：雪和雨同時下降。陣雨（ShoweryRain）開始和停止都較突然、強度變化大的液態降水?陣雪：（ShowerySnow）開始和停止都較突然、強度變化大的固態降水。陣性雨夾雪（ThunderRainandSnow）：開始和停止較突然、強度變大。冰雹（Hail）：堅硬的球狀、錐狀或形狀不規則的固體降水。雷雨（ThunderShower）：雷暴和降水同時出現。沙塵暴(Sandstorm)：由強風將地面大量塵沙吹起，使空氣混濁，天色昏黃，水平能見度?1.0km的天氣現象。揚沙:Vs在1-10km，浮塵:漂浮在空中Vs?10km。S八、海浪的觀測海浪的觀測主要包括浪高、浪向和周期的觀測。浪高是指相鄰波峰和波谷之間的垂直距離，單位為米。觀測時根據浪的特征區分出風浪和涌浪，在較遠處各挑選3～5個顯著大波求取平均值為相應風浪和涌浪的波高。涌浪傳來的方向稱涌浪向，可以用羅經上的方位儀進行觀測，以度為單位。周期是指兩相鄰的波峰（或波谷）相繼通過一固定點所需時間，單位為秒，一般連續觀測10個較大波浪的周期，然后求平均值作為所測結果。九、表層海溫和海水采樣的觀測表層海水溫度是指海表面到水深0.5米之間的水溫，單位為攝氏度（℃），使用專用的表層海水溫度表進行觀測。每天世界時06點按要求采集水樣一瓶。海水采樣：每天06Z測水溫時采水樣一瓶；采集量至少250ml；采用密封性能好的樣品瓶，樣品必須放在室內陰暗處，待到港后交測報管理部門。十、海發光的觀測夜間海面出現的浮游生物的發光現象稱為海發光。觀測時，站在背光的黑暗處，按發光程度分級填寫。第二章海洋學基本知識第一節海洋概況洋(Ocean)：面積廣，約占海洋總面積的89%，洋的深度大、水色高、透明度大，水文要素相對比較穩定，季節變化小，有獨自的潮波和強大的洋流系統。世界大洋是互相溝通的。根據岸線的輪廓、底部起伏和水文特征，世界大洋分為太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋（有些學者將北冰洋劃為大西洋的附屬海）。太平洋:東西寬約19000km，南北最長約16000km，面積約1.8億平方公里，占世界海洋總面積的50%，超過了世界陸地面積的總和。平均深度為3957m，馬里亞納海溝的最深處可達11034m。大西洋:面積為9336.3萬平方公里，約占海洋總面積的25.4%。平均深度為3627m，最大深度為9219m。大西洋的航運業極為發達。印度洋:總面積7491.7萬平方公里，約為海洋總面積的1/5。平均深度為3897m，最深為7729m。北冰洋:大致以北極圈為中心，面積僅為1500萬平方公里，不到太平洋的十分之一。是世界大洋中最小的平均深度為1097m，最深為5499m。海(Sea)：大洋靠近大陸邊緣部分，海的面積只占海洋總面積的11%，一般深度淺，水色低（渾濁），透明度小，季節變化顯著。沒有獨立的海流系統和潮波系統，多數受大洋影響，我國東南海岸面臨四海。渤海：為我國的內陸海，自老鐵山經廟島與蓬萊角聯線，分割黃海，面積約9萬7千平方公里，平均水深18米。黃海：北起鴨綠江口，南從長江口北岸至濟州島與東海分開，面積42萬平方公里，平均水深44米。東海：南自南澳島與臺灣島的鵝鑾鼻分隔南海，面積75萬平方公里，平均水深349米。南海：南靠加里曼丹島，東臨菲律賓，西接印支半島，面積350多萬平方公里，平均深度1000米以上。我國擁有300萬平方公里的海洋國土和約1.9萬公里的海岸線。

海灣(Gulf、Bay):洋或海的一部分延伸入大陸，其深度和寬度逐漸減小的水域稱為灣。灣內潮差大。海峽(Strait、Channel):海洋中相鄰海區之間寬度較窄的水道稱為海峽。世界上可通航的海峽約有130個，其中較重要的有40多個。海峽的特點是流急、速大、多渦旋。第二節海流（OceanCurrent）一、概述海流定義:是指海洋中的海水具有相對穩定速度的流動，它是海水運動的形式之一。流向:海流的方向是指去向，常用8個方位或以度為單位表示。例如，由西向東的流，流向為900，稱為東流。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。流速:流速的單位常用Kn（節）和nmile/d（海里/日）表示。海流的分類海流按其成因分為:風海流、地轉流、補償流和潮流。風海流是海洋上最主要的海流，其強度較強。風海流是在海面風作用下形成的海水流動。通常將大范圍盛行風所引起的流向、流速常年都比較穩定的風海流稱為定海流，或漂流。而將某一短期天氣過程或陣風形成的海流稱為風生流。海流的成因主要是盛行風帶、地轉偏向力、和海陸地形分布等因子共同作用的結果。實際上由單一原因產生的海流極少，往往是幾個因子共同作用的結果，但有主次，近海以潮流為主，外海多風海流和梯度流。按海流的溫度分類