航海气象与海洋学重点知识点总结（加水印）

航海气象与海洋学重点 知识点 高中化学知识点免费下载体育概论知识点下载名人传知识点免费下载线性代数知识点汇总下载高中化学知识点免费下载 总结（加水印） 航海气象与海洋学 永远个人整理可打印转载但不可用于任何商业目的 永远个人整理可打印转载但不可用于任何商业目的 (((((((((((((((((((((((((((((((((((((((((((( 大气在垂直方向上的温度、成分、气流状况和电离现象等有显著差异，根据不同高度气层的特点，特别是气温的垂直分布，可从地面到大气上界将大气层分为五层，依次为对流层、平流层、中间层、热层和逸散层。 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 km。通常在高纬为6,8 km，中纬度10,12 km，低纬度17,18 km。夏季对流层的厚度比冬季高。 对流层有三个主要特征: (1)气温随高度增加而降低，平均而言，高度每增加100 m，气温则下降约0.65?，这称为气温直减率。 (2)具有强烈的对流和湍流运动。对流和湍流运动的强度主要随纬度和季节的变化而不同，一般低纬较强，高纬较弱，夏季较强，冬季较弱。 (3)气象要素水平分布不均匀。由于地表面有海陆差异、地形起伏等，因此在对流层中，温度、湿度等的水平分布是不均匀的。一般说来，低纬比中高纬温暖、潮湿，海上比内陆潮湿。 根据大气运动的不同特征又可以将对流层分为行星边界层或摩擦层和自由大气。摩擦层的范围一般从地面到1,1.5 km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，各种气象要素都有明显的日变化。行星边界层以上的大气层称为自由大气。在自由大气中，地球表面的摩擦作用可以忽略不计，大气运动规律显得比较简单和清楚。自由大气的基本运动形式是层流，气流多波状系统。500hPa等压面最能代表对流层大气的一般运动状况。 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。下垫面与空气之间的热量交换途径有以下几种: 1(热传导 空气与地面之间，空气团与空气团之间，当有温度差异时，就会以分子热传导方式交换热量。但是地面和大气都是热的不良导体，所以通过这种方式交换的热量很少。只有在贴近地面几厘米以内，空气密度大，单位距离内的温度差异也较大，热量交换较为明显。 2(辐射 大气主要依靠吸收地面的长波辐射而增热，同时，地面也吸收大气放出的长波辐射，这样它们之间就通过长波辐射的方式不停地交换着热量，如白天辐射增温，夜间辐射冷却。 3(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热湿空气上升干冷空气下沉，称为热力对流。由于动力作用造成空气的升降运动称为动力对流，如空气遇山爬升等。通过对流，上下层空气互相混合，热量得以交换，使低层的热量传递到较高的层次。 4(水相变化 在大气常温状态下，水有液态、气态和固态之间的变化，当水在蒸发(或冰 在升华)时要吸收热量;相反，水汽在凝结(或凝华)时，又会放出潜热。因此，通过蒸发(升华)和凝结(凝华)，促使地面和大气之间、空气团与空气团之间发生潜热交换。 5(湍流 空气的不规则运动称为湍流。湍流是在空气层相互之间发生摩擦或空气流过粗糙不平的地面时产生的。有湍流时，相邻空气团之间发生混合，热量也就得到了交换。湍流是摩擦层中热能、动量和水汽交换的主要方式。 6(平流 平流是指某种物理量的水平输送，它是大气中异地之间热量传输最重要的方式，对局地温度变化影响很大。如南风送暖，北风送寒，属于温度平流;东风送湿、西风送干，属于湿度平流。 在地气系统热量收支平衡过程中，太阳辐射处于主导地位，因此随着日夜、冬夏的交替，地面的温度也会相应地出现日变化和年变化，且变化的幅度与纬度、天气及地表性质等因子有关。 1(气温的日变化 气温主要受地表面增热与冷却作用而发生变化。一日内气温昼高夜低，最低气温出现在日出前，日出后气温逐渐上升，陆地上夏季14,15时、冬季13,14时达到最高值，以后逐渐下降直到日出前为止。 一天中气温的最高值与最低值之差称为气温日较差，其大小反映气温日变化的程度。气温日较差的大小一般与纬度、季节、海拔高度、下垫面性质和天气状况等有关。在其他条件相同的情况下，气温日较差随纬度的增加而减小。日较差夏季大于冬季。低海拔日较差大，高海拔日较差小。陆地地区日较差大于海洋地区，沙漠地区日较差比潮湿地区的大。晴天的气温日较差比阴天大。 2(气温的年变化 气温的年变化表现在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。通常，北半球中、高纬度陆地的气温以7月为最高，1月为最低。海洋上的气温以8月为最高，2月为最低。 一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称为气温年较差。气温年较差的大小与纬度、下垫面性质和海拔高度等因素有关。赤道附近，昼夜长短几乎相等，最热月和最冷月热量收支相差不大，气温年较差小;高纬度地区气温年较差远大于赤道低纬。气温年较差低海拔处大于高海拔处。陆上气温年较差比海洋大得多。 1(影响气压变化的因素 影响气压变化的因素有热力因素和动力因素。 热力因素:温度高，空气受热膨胀，空气密度变小，空气发生辐散现象，气压下降;温度低，空气冷却收缩，空气密度变大，空气发生辐合现象，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，导致气压上升;气流水平辐散时，空气离散，导致气压下降。移来的气团密度大，空气质量增多，气压上升(如冷空气南下);移来的气团密度小，空气质量减少，气压下降(如暖空气北上)。在空气没有垂直运动时，空气质量不变，气压不变;在空气有下沉运动时，上层空气质量减少，气压降低;在空气有上升运动时，上层空气质量增多，气压升高。 2(气压随高度的变化 气压总是随着高度的增加而降低的。气压随着高度降低的速度与空气密度有 关，空气密度大的地方,气压随高度降低得快些,空气密度小的地方则相反。气压与高度的对应关系如表1.1。 表1.1 气压与高度的对应关系 高度 km 0 1.5 3 5.5 9 12 16 20.5 24 31 36 48 气压hPa 1000 850 700 500 300 200 100 50 30 10 5 1 (1)大气静力方程 假设大气相对于地面处于静止状态，则某一点的气压值等于该点单位面积上 dp,,,gdz所承受垂直气柱的重量。是气象学中的大气静力学方程。方程说明，气压随高度递减的快慢取决于空气密度(ρ)和重力加速度(g)。重力加速度(g)随高度的变化量一般很小，因而气压随高度递减的快慢主要取决于空气的密度。气层密度大，气压随高度递减快，反之则递减慢。 (2)单位气压高度差 船舶实际工作中经常引用单位气压高度差(h)，它表示在垂直气柱中气压每 8000，，h,1，t/273p改变一个单位所对应的高度变化值。可以推出:。 在同一气压下，气柱的温度愈高，密度愈小，单位气压高度差愈大。反之，气柱温度愈低，单位气压高度差愈小。 在同一气温下，气压值愈大的地方，空气密度愈大，单位气压高度差愈小。反之，气压值愈低的地方，单位气压高度差愈大。在垂直方向上，随着高度的升高单位气压高度差迅速增大。在航海上，近似取单位气压高度差为8 m，即高度每增加8 m，气压降低1 hPa。 气压随时间的变化包括气压日变化、年变化以及气压的非周期性变化。 气压日变化表现为双峰型，最高值出现在上午9,10时,最低值出现在下午15,16时。21,22时出现次高值,次日凌晨3,4时则出现次低值。最高和最低气 ,5 压与气温的变化有关。气压日较差随纬度的增加而减小，低纬日较差可达3hPa，中纬地区则小于1 hPa。 气压在一年之内的周期性变化称为气压年变化。气压年变化受气温的年变化影响很大，也与纬度、海陆性质、海拔高度等地理因素有关。气压的年变化以中纬度地区最为明显，概括为3种类型。 (1)大陆型:一年中气压最高值出现在冬季，最低值出现在夏季，气压年变化值很大，并由低纬向高纬逐渐增大。 (2)海洋型:一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季，年较差小于同纬度的陆地。 (3)高山型:一年中气压最高值出现在夏季，是空气受热，气柱膨胀、上升，质量增加所致，而最低值出现在冬季，是空气受冷，气柱收缩、空气下沉、高山质量减少的结果。 月平均气压最高值与最低值之差称为气压年较差。气压年较差海洋小于陆地，低纬小于中高纬。 海平面气压的分布状况称为海平面气压场。在空间范围内的气压分布状况为 空间气压场。某一水平面的气压分布状况称为水平气压场。 (1)低气压(简称低压):由闭合等压线围成的中心气压比四周低的系统。空间等压面向下凹，形如盆地。 (2)高气压(简称高压):由闭合等压线围成的中心气压比四周高的系统。空间等压面向上凸形状，形似山丘。 (3)低压槽(简称槽):由低压向外伸出的狭长部分，或一组未闭合的等压线向气压较高一方突出的部分。在槽中，各等压线弯曲最大处的连线叫槽线。 4)高压脊(简称脊):由高压向外伸出的狭长部分，或一组未闭合的等压 ( 线向气压较低一方突出的部分。在脊中，各等压线弯曲最大处的连线叫脊线。 (5)鞍形气压区(简称鞍部):由两个低压与两个高压交错组成的中间区域，其附近空间等压面形如马鞍。另外,两个低压之间的狭长区域称为高压带;两个高压之间的狭长区域称为低压带。 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。通常表示大气湿度的物理量有很多，航海常用下列几种: 1(绝对湿度 3 单位体积空气中所含水汽的质量(实际上g/cm就是水汽密度)。单位为 ， 3kg/m。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。 2(水汽压 指大气中水汽所引起的那部分压强称为水汽压，单位与气压相同。它直接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。 3(饱和水汽压 指空气达到饱和时的水汽压，也叫最大水汽压。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。当温度相等时，水面的饱和水汽压大于冰面。 4(相对湿度 指空气中的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的百分比，即f=e/E×100%。相对湿度直接反映空气距离饱和的程度，不直接反映空气中水汽含量的多少。当相对湿度接近100%时，表明空气接近于饱和;当相对湿度小于100%时，表明空气未饱和。 5(露点 在空气中水汽含量不变，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，简称露点(T)。单位与气温相同。在气压一定时，露点的高低d 只与空气中的水汽含量有关，露点高，水汽含量多，露点低，水汽含量少，所以露点也直接反映空气中水汽含量多少的物理量。 6(温度-露点差 根据温度和露点的差值，可以大致判断空气距离饱和的程度。当露点接近气温时，表明空气接近于饱和。另外，根据百叶箱中干湿球温度差也可以大致判断空气距离饱和的程度。若湿球温度趋于干球温度，说明相对湿度大，空气趋于饱和，一般出现在雾或降水中。 在上述各种表示湿度的物理量中，绝对湿度、水汽压、露点基本上表示空气中水汽含量的多少;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;饱和水汽压则表示空气容纳水汽的能力。 1(摩擦层中的风 在摩擦层中，空气的水平运动因受摩擦力作用，风速减弱，风向发生偏转。气压梯度力、地转偏向力和摩擦力(若作曲线运动，还应考虑惯性离心力)构成平衡关系，风不再完全沿着等压线吹，而是斜穿等压线从高压吹向低压。 在摩擦层中的白贝罗风压定律应表述为:在摩擦层中风斜穿等压线吹，背风而立，在北半球高压在右后方，低压在左前方;在南半球高压在左后方，低压在右前方。 在地面天气图上弯曲等压线的气压场中，例如闭合的高压和低压，由于摩擦力的作用，在北半球低压中气流绕中心逆时针方向向中心辐合，高压中的气流绕中心顺时针方向向外辐散;在南半球则相反，低压中气流绕中心顺时针方向向中心辐合，高压中气流绕中心逆时针方向向外辐散。 2(海面实际风的确定 在摩擦层中，实际风向与等压线的交角主要取决于下垫面粗糙度、大气稳定度和纬度三个因素。粗糙度越大，稳定度越大，纬度越低时，交角越大;反之，粗糙度越小，稳定度越小，纬度越高时，交角越小。通常在中纬地区陆地上交角 ::::约为35,45，在海面上约为10,20。浪大时，海面粗糙度增大，交角也有所增 0,12m高度的风加。实际风速比相应的地转风速要小，通常陆面上的风速(取1 速)约为相应地转风速的1/3,1/2，海面上风速约为相应地转风速的3/5,2/3。 3(摩擦层中风随高度的变化 在摩擦层中风随高度的变化，既受摩擦力随高度变化的影响，又受气压梯度力随高度变化的影响。在气压场不随高度改变的情况下，风随高度变化主要是由摩擦力随高度变化而引起的。 从摩擦层下部边界至30,50 m(不超过100 m)高的气层，称为近地面层。观测及理论研究都表明，在这一层中风向随高度的改变不明显，风速随高度的改变主要与气层是否稳定有关。当气层不稳定时，有利于空气上下层的动量交换，使上下层风速差变小;如果气层稳定，则风速随高度变化要明显一些。 从近地面层顶向上至摩擦层顶的气层，风速一般随高度的增加而增大，北半球风向随高度的增加逐渐向右偏转，南半球风向随高度则逐渐向左偏转。当高度达到摩擦层顶附近时，风速接近于地转风，风向与等压线相平行。 由大气环流理论得知，在地表均匀的情况下，使南北半球的近地面层中出现了四个气压带，由赤道向极地依次为赤道低压带，副热带高压带，副极地低压带和极地高压。与此相应形成了赤道无风带、信风带、副热带无风带，盛行西风带和极地东风带五个风带。 1(信风带(Trades Wind Zone) 位于副热带高压带与赤道低压带之间，平均位置在南北纬10,28?附近。北半球吹东北信风，南半球吹东南信风。信风带的特征是风向常年稳定少变，风力3,4级，天气晴朗，大洋西部降水较多，位置随季节南北移动。 2(盛行西风带(Westerlies) 位于副热带高压带与副极地低压带纬度30,60º之间。在北半球低层吹西到西南风，在南半球低层吹西到西北风。在西风带中，天气系统在高空西风的带动下从西向东运行，以槽脊为背景的气旋与反气旋交替出现，来自北方的冷气团和来自南方的暖湿气团在此相遇，形成锋面，使西风带多锋面气旋活动，常伴随大风和云雨天气。在南半球西风带中，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。 3(极地东风带(Polar Easterlies) 位于南北纬60º,90º之间，极地高压向南(北)辐散的气流，在地转偏向力作用下，北半球吹E-NE风，南半球吹E-SE风。 4(赤道无风带(Doldrums) 平均位于南北纬10º范围内，其天气特征是:对流旺盛、平流微弱、云量多、高温、高湿、多雷雨、风微弱不定向，位置随季节南北移动。 rse Latitudes) 5(副热带无风带(Ho 位于信风带和西风带之间，平均位于南北纬30º附近。副热带高压内部多下沉气流，天气晴朗、温暖、微风，陆上干燥、海上潮湿。 在1月海平面平均气压场上，北半球主要受四个大范围的气压系统(两个大低压和两个冷高压)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。 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，同时冰岛低压和阿留申低压明显减弱，范围缩小，位置偏北。南半球大陆上的南非，澳大利亚和南美高压加强伸展，并与副高合并，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。 通常将冬、夏季在平均气压场上出现的大型高、低压系统，称为大气活动中心。全年始终都存在的大气活动中心称为永久性大气活动中心，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。随季节改变的大型气压系统称为半永久性大气活动中心，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。 大范围地区的风向随季节而有规律改变的盛行风称为季风(Monsoons)。所谓有显著改变的含义是指1月与7月盛行风向的转变角度至少120?，盛行风向的频率超过40%，盛行风的平均合成风速超过3m/s。 1(季风的成因和分布(大纲1.6.2.1) 季风的形成与多种因素有关，但主要是海陆间的热力差异以及这种差异的季节变化，其它如行星风带的季节性移动和高大地形的热力、动力作用等。通常将海陆热力差异形成的季风称为海陆季风，将行星风带的季节移动形成的季风称为行星季风。高大地形在夏季的热源作用和冬季的冷源作用对季风的维持和加强起重要作用。 世界上季风区域分布甚广，主要集中在南亚、东亚、东南亚和赤道非洲四个区域。此外，在澳洲、北美和南美也有一些季风区。 2(东亚季风(大纲1.6.2.2) 东亚季风主要是由于海陆热力差异形成的。这里位于世界上最大的大陆-亚欧大陆的东南部和世界上最大的海洋-太平洋之间，气温梯度和气压梯度的季节变化比其它任何地区都显著，所以，这一地区发生的季风强度大、范围广。它的 范围包括中国东部、朝鲜、日本等地区和附近海域。 冬季，北太平洋是强盛的阿留申低压控制，西伯利亚高压盘踞亚欧大陆，寒潮和冷空气不断爆发南下，高压前缘的偏北风就成为亚洲东部的冬季风。在冬季风盛行时期，由于东亚各地所处高压部位的差异，冬季风的方向不尽相同。通常渤海、黄海北、中部及日本附近海面都盛行西北风;黄海南部和东海北部盛行北风，有时吹东北风;东海中部和南部盛行东北至北风，以东北风占多数。我国台 以上。一次冷空气活动，湾附近海面及南海，东北风占绝对优势，频率高达70% 黄、渤海和东海的风力在5,6级左右，寒潮南下时，最大风力可达8,12级。 夏季，亚洲大陆为热低压控制，同时，北太平洋副热带高压西伸北进占据整个北太平洋，因此，高低压之间的偏南风就成为亚洲东部的夏季风。由于暖性低压的气压梯度不如冬季冷高压前部的气压梯度大，所以夏季风比冬季风弱，风力一般3,4级。夏季风时期，渤海盛行东南风，黄海和东海盛行东南至南风，日本海及日本以东洋面盛行南至西南风或西风。南海南部海区以及菲律宾以东直至140:E洋面盛行西南风。 东亚季风的天气气候特征:冬季风盛行时，具有低温、干燥和少雨的气候特征，来临快、强度大;当夏季风盛行时，则表现为高温、潮湿和多雨的气候特征，季风来临慢、强度弱。 3(南亚季风(大纲1.6.2.3) 南亚季风主要是由于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，其次也有海陆热力差异和青藏高原大地形的影响。 南亚季风是世界上最著名的季风，季风区域包括北印度洋及其周围的东非、西南亚、南亚、中印半岛一带，并与东亚季风区相连。南亚季风以印度半岛和北印度洋表现最显著，因此，又称印度季风。 夏季，全球风带和气压带北移，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西南风。与此同时，亚洲南部大陆形成印度低压，而此时南半球为冬季，澳大利亚高压发展，并与南印度洋副热带高压合并加强，位置偏北，使这一地区由南向北的气压梯度加大，南来气流跨越赤道后，形成西南风。这样，西南信风与西南季风迭加在一起，造成了北印度洋夏季的西南风特别强大，成为世界海洋上最著名的狂风恶浪区之一。另外，印度半岛的岬角效应和青藏高原大地形的存在对维持和加强南亚夏季风起了重要作用。7,8月份风力达8,9级，并伴有暴雨，给船舶的安全航行造成一定困难，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区之一。 冬季，行星风带南移，赤道低压带移到南半球，亚洲大陆高压强大，其南部的东北风就成为亚洲南部的冬季风。因为亚洲南部远离大陆高压中心，并有青藏高原的阻挡，再加上印度半岛面积相对较小，纬度较低，海陆之间气压梯度较弱，所以，冬季风不强。自11月至次年4月，北印度洋在东北季风控制下，风力一般为3,4级，被称为北印度洋航海的“黄金季节”。在冬季风最盛期，季风区可越过赤道转变为西北季风，可影响到10:S以北的海域。 南亚季风和东亚季风一样也是冬季干燥，夏季潮湿，但是它和东亚季风有一个明显差别，即南亚夏季风比冬季风强。每年5月由冬季风转为夏季风，而10月由夏季风转为冬季风。 4(其它地区的季风(大纲1.6.2.4) (1)北澳、印尼和伊里安的季风远比亚洲季风弱。夏季(12,3月)多为西 北季风，冬季(6,9月)多吹东南风。 (2)西非的季风从塞内加尔到塞拉里昂的西非沿岸一带，有西南季风与东北季风交替的现象。夏季(5,8月)吹西南季风，其余时间为东北季风。 (3)北美与南美的季风在北美大陆东岸与南岸具有类似季风的风向转换现象，但除得克萨斯地区外，并不十分明显。得克萨斯冬季(10,4月)吹北风，夏季吹南风。在北美东岸和西北大西洋冬季具有类似季风的西北风，而在夏季转为西南风，冬夏风向转变不甚明显。 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，7月份为东南风，1月份则为东北风或东风。 1(云的定义和形成 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。大气中形成云的重要条件是:(1)水汽条件:充足的水汽使空气达到饱和状态。(2)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。(3)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。 2(云的物理分类及其基本特征 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。 对流愈强，对流上限高 积状云是由不稳定层结的自由对流发展而形成的云。 于凝结高度的差值就愈大，积状云厚度就愈大。对流上升区的水平范围广大，则积状云的水平范围也就愈大。积状云主要包括淡积云(Cu)、浓积云(Cu)和积雨云(Cb)。实际上，淡积云、浓积云和积雨云是积状云发展的不同阶段。积状云的外形特征是块状、孤立分散、底部平坦、顶部凸起呈圆弧状或菜花状，云内不稳定，水平范围小。 层状云是由于稳定大气层结中大规模的系统性上升运动而形成的云。这种系统性的上升运动，通常水平范围大，持续时间长，能使空气上升几千米。层状云主要包括卷层云(Cs)、高层云(As)、雨层云(Ns)、层云(St)。层状云的外形特征是均匀成层，呈薄幕状，水平范围大，云顶较为平坦，形如海面起伏，云内较稳定。 在稳定大气层结中，由大气波动作用所产生的云，称为波状云。波峰处空气上升绝热冷却而形成云，波谷处空气下沉则无云。波状云主要包括卷积云(Cc)、高积云(Ac)、层积云(Sc)。波状云的外形特征是波浪起伏状的碎云块和云片，排列整齐，云顶常有逆温层，水平范围较大。天气谚语“瓦块云，晒死人”、“天上鲤鱼斑，明天晒谷不用翻”，就是指透光高积云或透光层积云出现后，天气晴好而少变。 3(云的高度分类 在实际工作中通常根据云底高度把云分为高、中、低三族，再结合云的外形特征、结构和成因分为11属，如表1-8-1所示。关于这11属云的主要观测特征、伴随典型天气等可参考云的观测内容。 1(平流雾的定义 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平流雾。海洋中冷、暖海流之间或海陆沿岸，只要风向适当，即空气从暖区吹向冷区，都可能在冷的下垫面上形成平流雾。平流雾是海上出现最多、对航海影响最大的一种雾，故又称为海雾(Sea fog)。 2(平流雾的形成条件 (1)冷的海面和适当的海-气温差:研究表明，在北太平洋海雾发生的区域大致限于表层水温低于20?的冷海面上，高于20?的海区，雾逐渐减少，超过25?等温线的海区，不再有雾。适当的海-气温差也是平流雾形成的条件之一。大量 ::观测表明，海雾主要集中发生在海气温差为0,6C的范围内，其中2,3C左右时雾出现的概率最大。 (2)适宜的风场:一般认为2,4级风有利于平流雾的发展。从暖区吹向冷区的风向应与表层海水等温线垂直或接近垂直最有利于平流雾形成。因此，北半球偏南风、南半球偏北风是形成平流雾的适宜风向。例如，我国近海产生平流雾的有利风向通常为S,SE,E，其中北方海域主要是南风或东南风，南海沿岸多偏东风。而在英吉利海峡则为西南风。 (3)充沛的水汽:源源不断的暖湿空气输送，对平流雾的生成、发展与维持都是十分重要的。 (4)低层逆温层结:海雾是在稳定的大气层结中产生和维持的。当暖空气到达较冷的水面时，低层通过湍流发生温湿交换，从而使大气层结趋向稳定并产生逆温。低层逆温能有效地抑制大气中对流的发展，使水汽和凝结核大量聚集在低层大气中，对雾的形成和维持极为有利。 3(平流雾的消散 平流雾消散的原因主要是环流形势发生演变引起风向、风速的改变，或者降水、增温等使平流雾维持的条件遭到了破坏。总之，平流雾消散的条件可以归纳为:?风向突变，风力增大;?水温下降，温差拉大;?冷锋过境;?层结变为不稳定。 4(平流雾的特点 (1)浓度和厚度大;(2)水平范围广;(3)持续时间长;(4)大洋中没有明显的日变化。一日之中任何时刻都可能产生平流雾，在大洋中没有明显的日变化，但在沿海、港口和岛屿等浅海地区却有明显的日变化。(5)随风飘移，常伴有较多的层云。 1(辐射雾定义 地面辐射冷却使近地面温度下降，当气温 在晴朗微风而又比较潮湿的夜间， 降低到露点或露点以下时达到饱和凝结而形成的雾称为辐射雾(Radiation fog)。因此，辐射雾是一种典型的“陆雾”，在海面上通常不能产生。辐射雾出现在晴朗、微风、近地面水汽比较充沛的夜间或早晨，日出后，随着地面温度上升，空气又回复到未饱和状态，雾滴也就立即蒸发消散。 2(辐射雾的形成条件 有利于形成辐射雾的条件是:(1)空气中有充足的水汽;(2)天气晴朗少云;(3)低层微风(1,3m/s);(4)大气层结稳定。辐射雾多出现在高气压中心区的夜间，因此早晨出现辐射雾，常预示着当天有个好天气。气象谚语"早晨地罩雾，尽管晒稻谷"、"十雾九晴"就是指的这种辐射雾。 3(辐射雾的特点 (1)辐射雾与平流雾相比其范围、厚度均较小;(2)一年四季都能产生，尤以秋季和冬季最为频繁;(3)具有明显的日变化规律。辐射雾形成于夜间，日 )辐射雾有明显的地方出前最浓，日出后随着低层气温逐渐升高而减弱消散。(4 性。 在世界海洋上雾区分布特点:春夏多，秋冬少;中高纬多于低纬;大洋西海岸多于东海岸;大洋中央和赤道附近的热带海面上几乎没有雾;北大洋多于南大洋。主要雾区及出现的季节如下: 1(日本北海道东部至阿留申群岛一带洋面常年多雾，是世界上最著名的雾区之一。平流雾多出现于夏季6,8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。远东和北美间的大圆航线正经过这个雾区，因终年多雾，冬季又多大风浪，对航行极为不利。 2(北美圣劳伦斯湾至纽芬兰附近海面终年多雾，也是世界上最著名的雾区之一。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。冬季这个区域锋面气旋活动频繁，多锋面雾。此外，冬季有来自高纬的强冷空气吹向海面，常有蒸汽雾。 3(挪威、西欧沿岸与冰岛之间海面常年有雾。冬季，挪威和西欧沿海的锋面雾也特别多。挪威沿岸多峡谷和港湾，秋冬季节多辐射雾和蒸汽雾。据统计，英吉利海峡和北海水域发生的雾中碰撞事故在世界上堪称榜首。 4(阿根廷东部海面、塔斯马尼亚与新西兰之间的海面和马达加斯加南部海面多平流雾。雾区不广，多发生于南半球的夏季。 5(加利福尼亚沿海、秘鲁和智利沿海、北非加那利海面和南非西岸海面等信风带海洋的东岸多平流雾。每年春夏季雾较多，范围和浓度都不大。 6(北冰洋和南极洲沿岸冰缘、冰间水域以及中高纬大陆东海岸附近海面冬季多蒸汽雾。 将两支构造完全相同的温度表，放在同一环境中(如百叶箱)，其中一支用来测定空气温度，称为干球温度表，另一支球部缠上湿润的纱布，称为湿球温度表。观测干、湿球表面温度时，视线应与温度表水银柱顶端保持同一高度，屏住呼吸，遮住阳光，迅速读数。先读小数，后读整数。干球和湿球温度通常以摄氏度(?)为单位，读到小数一位。在0?以下时， 记录 混凝土 养护记录下载土方回填监理旁站记录免费下载集备记录下载集备记录下载集备记录下载 数值前加“,”号。温度读数按所附检定证进行器差订正。当湿球纱布冻结时，停止湿球温度的观测。 箱应水平地固定在空气流通、远离热源的驾驶台顶上，距离甲板1.5米 百叶 处，百叶箱箱门方向不得与船头相同。各种温度表、器测传感器应装在百叶箱内，并便于为干、湿球温度表清洁和为湿球温度表水杯加水或更换纱布,按时加蒸馏水(无蒸馏水加雨水，其次饮用水)，不能加海水。 气象台测量气压的 标准 excel标准偏差excel标准偏差函数exl标准差函数国标检验抽样标准表免费下载红头文件格式标准下载 仪器是水银气压表。船上观测气压通常使用空盒气压表(在国外称晴雨计)或器测传感器。 气压表或器测传感器应水平放置，并固定在温度少变、没有热源、不直接通风、避免阳光直射的房间里，最好有减震装置。 使用空盒气压表观测前，用手轻敲一下气压表玻璃表面，待指针静止时，读指针指示的气压值，读数时视线要通过指针并与刻度面垂直。将读数记在气压栏内，记录到小数一位。 将气压表读数进行刻度订正(由检定证给出)、温度订正(取平均基值25?乘以由检定证给出的温度系数为温度订正值)、补充订正(由检定证给出)、高度订正(以船舶平均吃水线至船上气压表安置的高度乘以0.13作为高度订正)。此四项订正的代数和称为综合订正值。经上述订正后的气压值为海平面气压，单位为百帕(hPa)，在相应栏内记录到小数1位，记在相应栏内。 风的观测包括风向和风速。我国目前采用WMO规定，海面风的观测用正点前10 min内的平均风速及相应的最多风向。 风的传感器应安装于船舶大桅的顶部，四周无障碍、不挡风的地方。安装时应调整风向传感器的0?于船首方向一致。观测时应记下船舶当时的航向和航速，按照各测风仪器的使用说明，对在航时测得的风向、风速进行记录。风速以m/s为单位，记到小数一位。风向以度(?)为单位，记整数。静风时，风速记0.0、风向记C。 船在航行时所测风向和风速为合成风向、合成风速，分别记录在相应栏内。然后再根据矢量合成的原理，换算成真风向、真风速，记录在相应栏内。 真风的计算可以由仪器自动进行，三者之间的矢量关系为:视风 = 船风+ 真风，输入航向、航速后即可显示出真风向和真风速。 真风图解法:以船位点作为坐标原点，先画出船风矢量，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。 云的观测主要是判定云状，估计云量和目测最低云的云底高度。云的观测应尽量选择在能看到全部天空和水天线的位置上进行。观测云时，如阳光较强，需戴黑色(或暗色)眼镜，夜间观测时应避开较强灯光。 1(云状的观测和记录方法 观测时，应注意当时云的外形特征、结构、色泽、高度和伴随的天气现象。通常按云的外形特征，结构特点和云底高度，将云分成三族十属。 (1)低云族:有积云、积雨云、层积云、层云、雨层云(碎雨云)五属 (2)中云族:有高层云、高积云两属 (3)高云族:有卷云、卷层云、卷积云三属 云状按国际简写字母，分高、中、低三族记入记录表相应栏内。同族云出现多属时，云量多的记在前，云量相同时，记录的先后秩序自定。无云时(包括某一族)相应云状栏空白。无法判断时，相应栏记“,”。 2(云量的观测和记录方法 云量的观测包括总云量和低云量的观测。将全天空分成10等分，全天无云记0，天空完全为云所遮蔽时记10，天空为云所遮蔽，但从云隙中可见蓝天，则记10ˉ;云占全天1/10，总云量记1，云占全天2/10，总云量记2，其余依此类推。天空有少许云，云量不足0.5时，总云量也记0。总云量记入记录表相应栏内。低云量是指天空被低云所遮蔽的成数，记录方法同总云量。 天空无云，或者虽有零星云层，但云量不到2成时称为晴;低云量在8成以上称为阴;中、低云的云量为1,3，高云的云量为4,5时，称为少云;中、低云的云量为4,7，高云的云量为6,10时，称为多云。一般说来，当天空被云掩蔽，颜色发白，地上东西显得明亮时，这种云较高。相反，云色呈灰或灰黑色，显得阴沉，这种云则较低。移动慢的云较高，移动快的云较低。 3(最低云底高度的观测和记录方法 云高只测定低云云底高度。观测时结合当时的季节，天气条件及不同的纬度进行目测。以m为单位记入相应栏内。 4(几种特殊情况的云量、云状的观测和记录 (1)因雾使天空的云量、云状无法辨明时，总、低云量记10，低云状栏内记“?”。因雾使天空的云量、云状不能完全辨明时，总、低云量记10，低云状栏内记“?”，可见的云状记相应栏内。 (2)因霾使天空的云量、云状全部或部分不明时，总、低云量记“-”，低云状栏内记“?”，相应栏内记录可辨明部分的云状;若透过这些现象能完全辨明云量、云状时，则按正常情况记录。 (3)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。若不能判断云状，则估计天空被遮蔽而看不到星光的那一部分作为总云量，云状和低云量栏记“-”。 1(霾(Haze) 大量极细微的尘粒、烟粒、盐粒等均匀地浮游在空中，使海面能见度小于10 km的空气普遍浑浊现象。霾使远处光亮物体微带黄、红色，使黑暗物体微带蓝色。 2(轻雾(Mist) 微小水滴所构成的灰白色的稀薄雾幕，出现时海面能见度在1,10km之间。 3(雷暴(Thunderstorm) 产生在积雨云中、在云与云间或云与地之间的放电现象。表现为闪电兼有雷 声，有时只闻雷声不见闪电。 4(龙卷(Spout) 一种小范围的强烈旋风，从外观看，是从积雨云(或发展很盛的浓积云)底盘下垂的一个漏斗状云体。 Fog) 5(雾( 大量微小水滴或冰晶浮游空中，常呈乳白色，使水平能见度小于1km。 6(毛毛雨(Drizzle) 稠密、细小而十分均匀的液态降水，下降情况不易分辨，随空气微弱的运动漂浮在空中，徐徐落下，迎面有潮湿感。落在水面无波纹，落在甲板上只是均匀地湿润甲板而无湿斑。 7(雨(Rain) 滴状的液态降水，下降时清楚可见，强度变化较缓。落在水面上会激起波纹或水花，落在甲板上科留下湿斑。 8(雨夹雪(Rain and snow) 半融化的雪(湿雪)，或雨、雪同时下降。 9(雪(Snow) 固态降水，大多是白色不透明的六分支的星状、六角形片状或柱状结晶。常缓缓飘落，降水强度变化较缓慢，温度较高时多成团降落。 10(阵雨(Showery Rain)、阵雪(Showery Snow)、阵性雨夹雪(Thunder Rain and Snow) 开始和停止都较突然，强度变化大的降水。 11(冰雹(Hail) 坚硬的球状、锥状或形状不规则的固态降水。雹状一般不透明，外面包有透明的冰层，或由透明的冰层与不透明的冰层相间组成。大小差异很大，大的直径可达数十毫米，常伴随雷暴出现。 12(雷雨(Thunder Shower) 雷暴和降水同时出现。 13(沙尘 大风扬起大量的沙粒、尘土等均匀地浮游在空中，使水平能见度减小的空气浑浊现象。一般将水平能见度,1 km的沙尘天气称为沙尘暴，1,10km的沙尘天气称为扬沙，,10 km的沙尘天气称为浮尘。 现在天气(Current Weather)是指在定时观察时出现的天气现象。过去天气(Past Weather)是指在定时观察之前6 h内出现的天气现象。此外，还有一些视区内出现的天气现象应随时观测和记录。在观测天气现象的时间内所观测到的天气现象用天气现象符号分别记录在现在天气现象栏和过去天气现象栏内。 第二章 世界大洋表层海流以风海流为主，其形成主要受制于海面风场。由于稳定风系的作用，大洋表层的海水产生相应的流动。将世界海洋环流分布与世界风带的分布加以比较，就可以看出两者之间有密切的关系。综合各大洋海流的基本状况，可以概况出大洋海流模式。在北半球的大洋中，中低纬海域为顺时针暖水环流，中高纬海域为逆时针冷水环流。在南半球中低纬海域为逆时针暖水环流。 1(信风流 在稳定的东北信风和东南信风作用下，形成了两支强大的信风海流，分别称 为北赤道流和南赤道流。它们自东向西流动，横贯大洋，其温度与周围水温差不多，属于中性流。 南、北赤道流的位置并不以赤道为对称，而是稍稍偏北。只有南印度洋的南赤道流位于10:S与南回归线之间。此外，北印度洋的北赤道海流仅在冬季出现。 2(赤道逆流 在南、北赤道之间有一支自西向东流的赤道逆流。赤道逆流在大洋东岸分支，又分别汇入南、北赤道流。它也是一支中性流。 赤道逆流的位置与赤道无风带一致，偏于赤道以北，约在3:,5:N到10:,12:N之间。 3(西边界流 南、北赤道流流到大洋西岸后分支，小部分向赤道汇入赤道逆流，大部分则转向高纬一侧，沿着大陆的边缘流动，成为近岸水系和大洋水系之间的边界，称为大洋西边界流。西边界流大多来自热带洋面，水温高，流速大，是较强的暖流，将大量的热量和水汽向高纬度输送。如黑潮、墨西哥湾流等。 4(西风漂流 西边界流进入盛行西风带后便形成了基本上从西向东流动的西风海流，其暖流特性可一直保持到横越大洋。在南半球因无大陆阻隔，三大洋的西风海流彼此沟通，形成一个连续水环，又称西风漂流。 5(东边界流 西风漂流在大洋东岸流向低纬的海流称为东边界流。与西边界流相比，东边界流是一支流动缓慢，幅度宽广，影响深度较浅的寒流。 6(高纬冷水环流和南极海流 在北半球，西风漂流到达大洋东岸向高纬的分支是暖流，进入极地东风带后，在风系和岸形的影响下，先向西然后在大洋西部折向南行，具有寒流性质。它在大约40:N附近与西风漂流汇合，构成一个反时针方向的小循环，特为冷水环流系统。 在南极大陆周围出现受极地东风影响而产生的自东向西的南极海流，这种海流常受南极岸形和其它因素影响而发生的地方性海流所切断。 1(太平洋的海流系统 在北太平洋上，北赤道流横越太平洋，在菲律宾以东转向北上，形成北太平洋上的强大暖流-黑潮。黑潮在台湾附近分离出一支称为台湾暖流，在日本九州岛西南海域分出两支，一支流向黄海称为黄海暖流，另一支经过对马海峡进入日本海称为对马海流。黑潮转向东流成为北太平洋海流。北太平洋海流较宽，流速较小，到达北美西岸分为南、北两支，南支称为加利福尼亚寒流，与北赤道流相接，构成一个顺时针方向的大环流系统。 北太平洋海流的北支，沿加拿大西海岸进入阿拉斯加湾，形成阿拉斯加暖流。它沿阿留申群岛流动的海流称为阿留申海流;还有一部分经乌尼马克海峡进入白令海，称为白令海海流。白令海海流和来自北冰洋经白令海峡流出的冷流一起，沿大陆东岸南流，沿途又汇合了来自鄂霍次克海、千岛群岛附近的海水融化而成的海水南下，形成北太平洋上水温最低的冷流-亲潮(Oyashio)。这样，形成北太平洋中、高纬的一个反时针方向的环流系统。 在南太平洋上，主要由南赤道流、东澳大利亚暖流、西风漂流和秘鲁冷流构成南太平洋上的反时针海流系统。 2(大西洋的海流系统 北大西洋中、低纬海域是由北赤道流、墨西哥湾流、北大西洋流和加那利海流所组成的顺时针海流系统。 在北大西洋中高纬度海域，由北大西洋海流、爱尔明格海流、拉布拉多海流构成逆时针旋转的冷水环流系统。 南大西洋的海流主要是由南赤道流、巴西暖流、西风漂流和本格拉寒流组成的反时针环流系统。 3(印度洋的海流系统 北印度洋的海流为季风流。从10月至次年3,4月，北印度洋海面盛行东北季风，这期间的海流主要是向西南方向流动，以12至次年1月最为明显。冬季的赤道逆流源于南赤道流的北分支，东北与赤道逆流相接，从而形成北印度洋冬季反时针方向的环流流系。 从5月至9月，北印度洋盛行西南季风，这期间海水活动的总趋势大体与冬季相反，海水在季风作用之下向东或东北方向流动。南赤道流的北分支在季风作用下越过赤道，进入北印度洋，沿索马里沿岸向东北流动，称为索马里海流。表层海流均为东流，7、8月最明显，它与西南季风下的东或东北流构成一个顺时针方向的环流系统。 南印度洋的海流基本符合南大洋海流模式，主要由南赤道流、马达加斯加暖流、西风漂流和西澳大利亚冷流构成南印度洋上的反时针方向的环流系统。 1(中国近海的海流 (1)渤海、黄海和东海的海流 我国近海的海流主要是由黑潮暖流和沿岸流两个流系组成。黑潮在我国台湾东北海域分出一个小分支，沿浙闽外海北上，称为台湾暖流。黑潮在九州岛西南海域分出一支经过对马海峡流入日本海，称为对马海流。对马海流在济州岛南部海域又分离出一支，从济州岛西南海域进入黄海，成为黄海、渤海海域环流的主干，通常称为黄海暖流。它大在北黄海转折，然后通过渤海海峡进入渤海，流向比较稳定，冬弱夏强。 黑潮在我国台湾的东南海域，于10月至次年4月，有一部分流经巴士海峡进入南海，约在台湾的南面又分两支:主流向西南，成为南海左旋环流的一个组成部分;支流沿台湾西岸北上，与黑潮主干和台湾暖流汇合。 黑潮及它的三个分支(对马、台湾、黄海暖流)给中国近海带来了高温、高盐的大洋海水，称为外海流系。 我国沿岸有许多大小不同的江河入海，构成沿岸流系。沿岸流冬半年具有低温、低盐的性质。渤海沿岸水沿着山东半岛北岸流出，绕过成山头，扩散到南黄海。另外，在浙闽沿岸，冬季有一支自长江口南下的沿岸流，携带着长江等沿岸江河的淡水经台湾海峡流入南海，夏季这支沿岸流似乎不存在。 (2)南海的海流 南海位于热带季风区，其表层海流在季风的作用下，具有季风漂流的特性，海流的方向和强度都随季风而变。冬季盛行东北季风，南海大部分区域为西南流。夏季南海盛行西南季风，南海的海流主要为东北流。10月和4月为季风转换月份，风向不稳定，海流处于转换之中，比较零乱。 2(地中海与黑海的海流 地中海海流主要是由大西洋经直布罗陀海峡，沿非洲北岸东流，至地中海东 端塞得港折向北，然后从达达尼尔海峡出来的流，进入爱琴海后，往南绕过希腊沿地中海北岸西流，基本形成一反时针环流。在黑海，海流也呈逆时针方向流动。 3(红海与亚丁湾的海流 红海和亚丁湾的海流受季风影响。东北季风时期，亚丁湾是西海流，季风流通过曼德海峡进入红海;西南季风时期，亚丁湾是东海流，红海海流经曼德海峡流入亚丁湾，汇入西南季风流。 1(波浪要素 波浪的基本特征是具有周期性，常用正弦波的要素描述波浪特征。波面的最高点叫波峰，最低点叫波谷。相邻的波峰或波谷间的水平距离称为波长。相邻波峰与波谷之间的垂直距离叫波高。波形的传播速度叫波速(或相速)。两相邻的波峰(或波谷)通过一固定点所需的时间称为周期。波高与波长之比叫波陡。沿垂直于波浪传播方向通过波峰的线叫做波峰线。垂直于波峰线的线叫波向线，波向是指波的来向。 2(波浪的分类 按波浪成因和周期或频率划分为: (1)风浪、涌浪和近岸浪:由风直接作用而引起的波浪称为风浪(Wind Wave)。风浪离开风区传至远海或者风区中风停息后所留下来的浪，称为涌浪(Swell)。习惯上把风浪和涌浪，以及它们形成的近岸浪(coastal wave)，合称为海浪。 2)风暴潮:由于气象原因，如台风，风暴等引起的海面异常升高现象称 ( 为风暴潮，亦称风暴海啸。 (3)海啸:由于海底或海岸附近发生的地震或火山爆发所形成的波动，称为海啸。 (4)潮汐波:由于天体引潮力作用所产生的波动。 (5)气压波:相邻海区的气压不同而产生的波动。 (6)内波:不同密度的水层界面处而产生的波动。内波在各种深度的海洋中都可产生，其波高比表面波大得多，常达几十米，甚至近百米。船舶遇到内波现象时，大致会经历“死水”和共振两种情况。 1(风浪 由风直接作用引起的水面波动，称为风浪。风浪的生成、发展和消衰，取决于能量的获取和消耗之间的数量关系，当能量的收入大于支出时，风浪就成长发展;反之，风浪趋于衰减。 风浪的特征是周期较短、波长短、波面不规则、波向与风向一致。风浪的大小不仅取决于风速，还与风时(状态相同的风作用的时间)、风区(状态相同的风作用的海区)、海区的形态特征以及海区地理位置等因子有关。 风浪成长与风速，风时和风区的关系:(1)风速:一般风速越大，产生的风浪也越大。这只适用于风时和风区不受限制时。(2)风时:同一方向的风连续作用的时间。一般对水面持续作用的时间越长，海水所获得的动能越大，风浪也越大。(3)风区:指风在海上吹过的距离。风区的大小对风浪的成长起着不可忽视的作用，风区长度愈长，风浪愈大;反之愈小。 风浪成长的三种状态:(1)过渡状态:风吹到大洋上，风浪随着时间的增长而增大，风浪的成长取决于风时长短;(2)定常状态:指恒定的风长时间吹在有 限的水域上，使海面各点的风浪要素趋于稳定;(3)风浪充分成长状态:风速越大，风时越长，风浪就越发展。但风浪的发展不是无限的，当波陡接近1/7时，波浪开始破碎。这是因为风传给风浪的能量，一部分用于增大波高，一部分消耗于涡动摩擦。当风传给风浪的能量与涡动摩擦消耗的能量相平衡时，风浪不再继续增大，即风浪达到极限状态，这种状态称为风浪充分成长。 2(涌浪 涌浪是指风浪离开风区后传到远处，或风区里的风停息后所遗留下的波浪。涌浪又称长波。 涌浪的特征是波形规则，波面光滑，波速较快，波长和周期较大，波陡小。 在涌浪传播过程中，波高衰减的同时，波长和周期增大，波速加快(波速等于周期的 1倍半)，波长长的波(周期长)传播速度快，波长短的波(周期短)传播速度慢。涌浪传播速度往往比海上风暴系统移动快得多，常作为风暴来临前的先兆，故称先行波。 3(近岸浪 风浪或涌浪传至浅水或近岸区域后，因受地形影响将发生波向折射和绕射、波高增大、波浪卷倒和破碎等一系列变化，称为近岸浪(Coastal Wave)或拍岸浪。 海水的温度，简称海温，是表征海水冷热程度的物理量。海表温度一般指海表面到0.5米水深的平均温度。影响水温变化的因子是比较复杂的，如太阳辐射，海面蒸发，海气热交换，海洋热平衡和大陆径流等。海水温度的变化对天气和气候有着极其重要的影响。 影响海水温度分布的主要因子:太阳辐射随纬度的不均匀，冷暖海流和海陆分布等。 1(表层海温分布 世界各大洋中，平均表层海温为17.7?，比近地面平均气温 14.3?高3.4?。世界大洋表层海温分布特点是:(1)表层海温分布与气温分布一致，在赤道附近为高温，随纬度增高而下降。(2)南半球等温线分布比北半球规则，大致与纬圈平行，而北半球的等温线分布受海陆影响比较复杂。(3)在北半球、大洋西部等温线较密集，东部较稀疏，这是由于大洋西部冷暖海流交汇处温度梯度大，形成等温线密集带，称为“海洋锋”。(4)北半球的表层水温较高，而南半球的较低。(5)夏季水温高于冬季，而冬季水温分布的经向梯度比夏季大得多。 中国近海靠近亚洲大陆，一方面受大陆性气候影响显著，另一方面受沿岸江河径流的影响较大，再加上水深较浅，因此表层海温的分布状况要比大洋复杂一些。年平均海温在渤海为11?，黄海为14,19?，东海为20,24?，南海北部为25,27?，南部为28?。冬季表层海温最低，近海海温低于外海，表层海温的南北温差大。夏季表层海温最高，近海海温高于外海，表层海温的南北温差小。 2(海温的日年变化 大洋表层水温的日变化很小，日较差通常小于0.4?。在平静无风的天气，虽然要大些，但是最高也不超过1?。最高水温出现在下午2,3时，最低水温出现在早晨6时左右。通常纬度越低，日较差越大，冬季日较差较小，夏季较大。 第三章 1(锋的定义 锋(Front)是冷暖气团之间的狭窄、倾斜的过渡带。锋的下面是冷气团，上面是暖气团，随着地球自转，这个过度带(交界面)，向冷气团倾斜 。锋在近地面层中宽约数十千米，在高层可达200,400 km。锋与空中某一等压面相交的区域称为锋区。在锋区中温度水平梯度特别大，等温线密集，并随高度向冷区倾斜。锋面与地面相交而成的线，叫做锋线。一般把锋面和锋线统称为锋。 2(锋的特征 (1)锋面坡度:锋面在空间向冷区倾斜，是锋的一个重要特征。一般锋面的坡度约在1/50,1/200之间，由于锋面坡度很小，锋面所覆盖的地区必然很大。 (2)温度场:锋区的水平温度梯度比气团内的温度梯度大得多。锋区内垂直温度梯度特别小，锋面往往伴随逆温层。 (3)气压场:锋一般处于气压槽中，或锋处于两个高压之间气压相对较低的地区，等压线几乎与锋面平行。锋面两侧的气压梯度是不连续的，等压线通过锋面有指向高压的折角。 (4)变压场:气压随时间的变化量称为变压，气压场随时间的变化即构成变压场。通常用三小时变压来表示。暖锋前出现负的三小时变压，冷锋后出现正的三小时变压。锢囚锋附近的正负变压中心对称于锢囚锋线。 (4)风场:锋附近的风场是同气压场相适应的。在锋线两侧的风场具有明显的气旋性切变，即由锋后到锋前，风向呈逆时针(北半球)方向变化。 1(锋的分类 1)在锋面移动过程中，冷气团势力强占主导地位，推动着锋面向暖气团 ( 一侧移动的锋称为冷锋。冷锋又因移动速度快慢不同，分为缓行(一型)冷锋和急行(二型)冷锋。 (2)在锋面移动过程中，暖气团势力强起主导作用，推动着锋面向冷气团一侧移动的锋称为暖锋。 (3)准静止锋(Quasi-Stationary Front)是冷、暖气团势力相当，互有进退，锋面在小范围内来回摆动的锋。 (4)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，迫使两锋间暖气团被抬离地面，锢囚到高空，近地层由冷锋后部的冷气团和暖锋前的冷气团相接触构成的交界面，称为锢囚锋。 2(暖锋天气 暖锋的坡度较小，约在1/150左右。气温逐渐升高，气压逐渐降低，锋前出现负的三小时变压。暖锋典型云序为:卷云(Ci)、卷层云(Cs)、高层云(As)、雨层云(Ns)。暖锋降水主要发生在雨层云内，多是连续性降水一般宽度为300,400 km。 在北半球暖锋多呈西北,东南走向，锋前吹E,SE风，锋后吹S,SW风，锋过境时，风向随时间作顺时针变化;在南半球，暖锋线的走向多呈西南,东北，锋前吹E,NE风，锋后吹N,NW风，锋过境时风向作逆时针变化。在垂直方向上，一般暖锋附近的冷、暖气团两侧均为上升运动。 3(冷锋天气 一型冷锋(缓行冷锋)移动缓慢、锋面坡度较小(在1/100左右)。气温逐渐降低，气压逐渐升高，锋后出现正的三小时变压。冷锋云系的分布序列与暖锋相反，云序依次为雨层云(Ns)、高层云(As)、卷层云(Cs)、卷云(Ci)，而且云系和稳定性降水区主要位于地面锋附近及锋后。 二型冷锋(急行冷锋)移动快、坡度大(1/40-1/80)。气温迅速降低，气压迅速升高。冷锋后的冷气团势力强，移速快，猛烈地冲击着暖空气，形成积状云带，产生对流性降水天气。夏季时，空气受热不均，对流旺盛，冷锋移来时常常狂风骤起、乌云满天、暴雨倾盆、雷电交加，气象要素发生剧烈变化。在冬季，由于暖气团湿度较小、气温较低，不可能发展成强烈不稳定天气，只在锋前方出现卷云、卷层云、高层云、雨层云等云系。当水汽充足时，地面锋线附近可能有很厚、很低的云层和宽度不大的连续性降水。 西南走向，锋前吹S,SW风，锋后吹N,NW风。锋 冷锋在北半球多呈东北- 过境时，风向作顺时针变化;在南半球，冷锋多为东南-西北走向，锋前吹N,NW风，锋后吹S,SW风，锋过境时风向作逆时针变化。锋前后风速值的大小则主要取决于水平气压梯度的大小，一般冬季冷锋后偏北风较大，而夏季则较弱。在垂直方向上，缓行冷锋的冷气团一侧以下沉运动为主，暖气团一侧多为上升运动;急行冷锋的冷空气一侧以下沉运动为主，暖空气一侧低层上升，高层下沉。 4(准静止锋天气 准静止锋大多是由冷锋演变而成的，坡度约为1/200。准静止锋两侧气温和气压变化不大。准静止锋云系依次为雨层云(Ns)、高层云(As)、卷层云(Cs)、卷云(Ci)。降水强度较小，持续时间长，降水区域大。如果暖气团湿度大而不稳定，准静止锋上也可能出现积雨云和雷阵雨天气。准静止锋多呈东西走向，北半球高纬一侧多吹东北风，低纬一侧多吹西南风。南半球低纬一侧多吹西北风，高纬一侧多吹东南风。 5(锢囚锋天气 锢囚锋是由两条锋合并形成的，它的天气必然会保持原来两种锋面的基本特征。如果锢囚锋是由具有层状云的两条锋合并的，那么锢囚锋的主要云系也是层状云，它近似对称地分布在锢囚点的两侧。然而，锢囚锋天气并不是原有两条锋天气的简单合并，而是上升运动进一步发展，利于云层增厚、降水增强、降雨区扩大。 1(气旋的概念 在北半球，沿逆时针方向旋转的大型空气涡旋称为气旋，在南半球则相反，顺时针方向旋转的大型空气涡旋称为气旋。由风场与气压场之间的关系可知，气旋与低压都是对同一天气系统的描述，气旋是从流场的角度来定义，而低压是从气压场的角度来定义，除赤道低纬度地区以外，两个名称可以互相换用。 在低层大气里，风向与等压线斜交，气旋在北半球是一个按逆时针方向旋转向中心辐合的气流系统;在南半球是按顺时针方向旋转向中心辐合的气流系统。由于气流从四周向气旋中心辐合，必然产生上升运动，气流升至高空又向四周辐散，这样才能保证低层大气不断地从四周向中心流入，气旋才能存在和发展。 2(气旋的强度和范围 通常气旋的强度(intensity)以气旋中心气压值来表示。中心气压值越低，表示气旋越强，中心气压值越高，表示气旋越弱。一般地面气旋中心气压值在1010,970 hPa，发展强大的可低于935 hPa。另外，气旋的强弱也可以用其中心最大风速来度量，最大风速大的表示气旋强，最大风速小的表示气旋弱。实际上，在气旋区中风速与水平气压梯度相适应，气旋中心气压越低，水平气压梯度越大，风速也就越大。 气旋的水平范围(horizontal coverage) 以地面天气图上最外围闭合等压线 围成的近似圆形区域的直径表示，平均为1000 km，大的达2000,3000 km，小的只有300,500 km。 当气旋中心气压值随时间降低时，称气旋发展或加深(Deepening);反之，当气旋中心气压值随时间升高时，则称气旋减弱或填塞(Filling)。 3(气旋的分类 根据气旋形成和活动的地理区域，将气旋分为温带气旋(Extratropical cyclone)和热带气旋(tropical cyclone)。根据气旋的热力结构，将气旋分为锋面气旋(Frontal cyclone)和无锋面气旋。无锋面气旋包括热带气旋和热低压等。另外，气旋之间并不存在不可逾越的鸿沟，不同类型的气旋，在一定条件下会互相转化。如锋面气旋可因一定条件转化为无锋面气旋(冷涡)，无锋面气旋(热低压、热带气旋)可因一定条件转化为锋面气旋。 锋面气旋天气，可以看成是以气旋的空气运动特征为背景的气团天气与锋面天气的综合。锋面天气不仅决定于气旋温压场结构，还与空气的稳定度、水汽条件、高空环流形势以及气旋发展阶段等因素有关，而且随地区、季节而有差异。从大量的个例中略去比较次要的差别，归纳出基本相同点，便可概括出一个发展成熟的锋面气旋的天气模式。 气旋前部(暖锋前):在气旋前部的天气主要为宽阔的暖锋云系及相伴随的连续性降水天气。云系向前伸展很远，最前面的是卷云(Ci)，依次为卷层云(Cs)、高层云(As)、雨层云(Ns)。降水位于地面暖锋前约200,400 km范围内，靠近气旋中心部分最宽，一般为连续性降水。若气层不稳定时，还会出现积雨云、阵性大风和雷阵雨。随着暖锋的接近，气温升高，气压明显降低。北半球暖锋前多吹E,SE风(南半球吹E,NE风)，风力一般为4,6级。此外，在锋前约50,100 n mile范围内常有锋面雾。 暖区(暖锋后，冷锋前):气旋中部是暖气团天气，气温高，气压基本停止下降。北半球风向多为S,SW风(南半球吹N,NW风)，陆地上风力一般为2,4级，海上风力可达7,8级。天气特征主要取决于暖气团的性质。如果暖气团比较潮湿，靠近中心的地方会有层云(St)、层积云(Sc)，有时可出现大片平流雾和毛毛雨，离中心较远的地方通常是少云。如果暖气团比较干燥，至多有一层薄云而没有降水出现。 气旋后部(冷锋后):冷锋过后，气温急速下降，气压迅速回升。北半球风向多转为N,NW风(南半球吹S,SW风)，风力一般为6,9级，最大可达11,12级。气旋后是比较狭窄的冷锋云系和降水天气。如果是第一型冷锋，一般以层状云为主，依次为两层云(Ns)、高层云(As)、卷层云(Cs)、卷云(Ci)，产生连续性降水和锋面雾。如果是第二型冷锋，则伴有积状云(Cu、Cb)、阵性大风和雷阵雨。 根据发展成熟的锋面气旋天气模式，如果船舶沿锋面气旋中心以南(低纬度一侧)通过时，会先后遇到气旋暖锋前、暖区和冷锋后三个不同部位的天气。如果船舶沿锋面气旋中心附近以北(高纬度一侧)通过时，则遇到的是锋面附近冷气团的天气。因此，船舶可以根据观测风和云系的变化，判断船舶从锋面气旋的哪一侧通过。 1(当测到风向随时间作顺时针变化，北半球船舶通过气旋中心低纬一侧(南半球高纬一侧)。 2(当出现云系依次为:Ci-Cs-As-Ns-As时，船舶通过气旋中心高纬一侧。 3(当测到风向随时间作逆时针变化，北半球船舶通过气旋中心高纬一侧(南半球低纬一侧)。 4(当出现云系依次为:Ci-Cs-As-Ns-St-Cb时，船舶通过气旋中心低纬一侧。 1(反气旋的概念 在北半球，沿顺时针方向旋转的大型空气涡旋称为反气旋，在南半球则相反，逆时针方向旋转的大型空气涡旋称为反气旋。由风场与气压场之间的关系可知，反气旋与高压都是对同一天气系统的描述，只是反气旋从流场的角度来定义，而高压是从气压场的角度来定义，除赤道低纬度地区以外，两个名称可以互相换用。 在低层大气中，风向与等压线斜交，在北半球反气旋气流是一个按顺时针方向旋转向四周辐散的系统;在南半球是按逆时针方向旋转向四周辐散的系统。由于气流从反气旋中心向外辐散，必然产生下沉运动，对应高空出现低压辐合流场。 2(反气旋的强度和范围 通常反气旋的强度(intensity)以反气旋中心气压值来表示。中心气压值越高，表示反气旋越强，中心气压值越低，表示反气旋越弱。一般地面反气旋中心气压值在1020,1040 hPa，目前最高记录是1083.3hPa。 反气旋的水平范围(horizontal coverage)以地面图上最外围闭合等压线围成的近似圆形区域的直径表示。反气旋的水平尺度比气旋大，一般为1000,1500 km，发展强盛时可达数千千米。 当反气旋中心气压值随时间升高时，称反气旋加强或发展;反之，当反气旋中心气压值随时间降低时，则称反气旋减弱。 3(反气旋的分类 根据反气旋形成和活动的地理区域，将反气旋分为极地反气旋(Polar anticyclone)、温带反气旋(Extratropical anticyclone)和副热带反气旋(Subtropical anticyclone)。根据反气旋的热力结构，将反气旋分为冷性反气旋和暖性反气旋。活动于中、高纬度对流层中下层的温带反气旋属于冷性反气旋，习惯上称为冷高压。副热带高压属于暖性反气旋。此外，高空阻塞高压也是典型的暖性反气旋。 4(反气旋的一般天气特征 反气旋的天气由于所处的发展阶段、气团性质和所在地理环境的不同而具有不同的天气特点。同时对某一个反气旋而言，随着反气旋结构变化、气团变性，天气情况也在变化。 通常在反气旋的中心附近，下沉气流强，主要出现晴朗、微风天气。在反气旋的四周边缘，气压梯度较大，风力增强，伴有云雾。在北半球强反气旋东部出现偏北大风，南部出现偏东大风，西部出现偏南大风，北部出现偏西大风。在南半球强反气旋东部出现偏南大风，南部出现偏西大风，西部出现偏北大风，北部出现偏东大风。 1(副热带高压定义和形成 在太阳辐射随纬度不均匀和地球自转作用下，在南、北半球副热带地区的对流层中上层气流辐合、聚积形成沿纬圈分布的稳定而深厚的暖性高压带，称副热带高压带，简称副高。在北半球由于海陆分布的影响，副高发生断裂成若干个具有闭合中心的高压单体，分布在北太平洋西部、北太平洋东部、北大西洋中部、北大西洋西部墨西哥湾和北非等地。南半球副热带高压呈带状分布。 2(副热带高压结构 副热带高压属于行星尺度的永久性大气活动中心。副高结构比较复杂，在不同高度以及不同季节、不同地区有所不同。副高多呈椭圆形，长轴大致同纬圈平行。高压中心与暖中心基本重合，高压脊线也大体垂直，属于典型的深厚系统。一般用中心气压值表示副高强度，东西向脊线表示副高位置，500hPa等压面图上588等高线所包围的面积表示副高范围和强度。副高的高纬一侧多锋面和气旋活动，副热的低纬一侧多热带气旋活动。 3(副热带高压活动规律 副热带高压具有明显的季节有变化规律，具体表现在强度、范围和位置上随季节有明显变化。夏季北半球副高的强度强、范围大，盛位置偏北。冬季北半球副高强度减弱，范围缩小，位置南移、东退。南半球副高的季节变化状况与北半球相反。 1(热带气旋定义 热带气旋是发生在热带洋面上的一种发展强烈的暖性气旋性涡旋，是对流层中最强大的风暴，被称为“风暴之王”。 通常以近中心附近最大风速或中心的最低气压表示热带气旋的强度。以系统最外围闭合等压线围成的近似圆形区域直径表示范围，平均直径在600,800 Km，大的1000 Km，小的几百Km。当热带气旋发展到近中心附近最大风力?12级时称为台风或飓风。 一个发展成熟的热带气旋，一般中心气压在960 hPa左右，最低875 hPa，最大风速一般可达30,60 m/s，少数可超过100m/s。热带气旋中心附近最大风速与中心气压有密切关系，一般来说气压越低，风速越大，但不是一一对应关系。根据旋衡风方程可以导出热带气旋中心气压与近中心附近最大风速公式: v,5.71010,pmax0 (3-5-1) 式中v的单位为m/s，p的单位为hPa。 max0 热带气旋的天气特征是狂风、暴雨、巨浪、暴潮。 2(热带气旋的强度等级标准 1989年国际上开始根据热带气旋中心附近最大平均风速对热带气旋进行分级。在西北太平洋，把热带气旋划分成热带低压、热带风暴、强热带风暴和台风4类。其中热带低压(Tropical Depression 简写TD)，风速22,33 kn(风力6,7级);热带风暴(Tropical Storm 简写TS)，风速34,47 kn(风力8,9级);强热带风暴(Severe Tropical Storm 简写STS)，风速48,63 kn(风力10,11级);台风T(Typhoon 简写T)，风速?64 kn(风力?12级)。 在大西洋和东北太平洋，把热带气旋划分成热带低压、热带风暴、和飓风3类。其中热带低压(Tropical Depression 简写TD)，风速 22,33 kn(风力6,7级);热带风暴(Tropical Storm 简写TS)，风速34,63 kn(风力8,11级);飓风(Hurricane 简写H)，风速?64 kn(风力?12级)。 在北印度洋(阿拉伯海和孟加拉湾)，把热带气旋划分成低气压和气旋性风暴2类。其中低气压(Depression简写D)，近中心附近最大风力,8级(34kn);气旋性风暴(Cyclonic storm 简写CS)，近中心附近最大风力?8级(34kn)。 在南半球洋面，把热带气旋划分成热带扰动和热带气旋2类。其中热带扰动(Tropical disturbance 简写TD)，近中心附近最大风力,8级;热带气旋气旋性风暴(Tropical cyclone 简写TC)，近中心附近最大风力?8级。 另外，对风力?12级的热带气旋，菲律宾群岛俗称之为巴加峨斯(Baguious);北大西洋、加勒比海、墨西哥湾、墨西哥西岸、西印度群岛、北太平洋东部、南太平洋140?W以西等区域叫做飓风(Hurricane);澳大利亚西北海岸称为威力威力(Willy-willy);阿拉伯海、孟加拉湾、南印度洋称为气旋(Cyclone);在马达加斯加东部海面，称为毛里求斯(Mauritius)。 3(热带气旋的编号和命名 (1)热带气旋的编号 国际上对热带气旋进行统一编号。我国中央气象台将发生在经度180?以西、赤道以北的西北太平洋和南海海面上出现的中心附的最大风力达到8级或8级以上的热带气旋，从每年1月1日起，按照其出现的先后次序进行编号。 编号的顺序按其发生的先后来决定。如果在同一天内上述海域中有两个或两个以上热带气旋生成，则按“先西后东”的顺序编号。如果在同一天内同一经度上有多个热带气旋”产生，则按“先北后南”的原则分别编号。编号用四个数码，前两个表示年份，后两个表示出现的先后次序。 (2)热带气旋的命名 国际上给达到热带风暴强度的热带气旋进行命名，2000年起，热带气旋的命名改由国际气象组织中的台风委员会负责。西北太平洋和南海热带气旋采用统一 个国家和地区各提出10个名字，共140的具有亚洲风格的名字命名。亚太地区的14 个名字。从2000年1月1日起，对发生在经度180?以西、赤道以北的西北太平洋和南海海面上的中心附近的最大风力达到8级或8级以上的热带气旋进行编号和统一命名。 4(热带气旋警报 许多国家均发布热带气旋警报，我国气象局对180?以西的台风，发布台风消息、台风警报、台风紧急警报。预计未来3天可能影响我国沿海时，发布台风消息;预计未来2天可能影响我国沿海，发布台风警报;预计未来1天内直接袭击我国沿海，发布台风紧急警报。 1(热带气旋的源地及发生季节 全球的热带气旋源地包括八大海区，即西北太平洋、东北太平洋、西南太平洋、北大西洋、孟加拉湾、阿拉伯海、南印度洋西部、澳大利亚西北等洋区。东南太平洋和南大西洋则没有热带气旋发生。 热带气旋主要分布在南北两个半球的5,20?的纬度之间，其中10,20?之间占了65%。在20?以外较高纬度发生的热带气旋只占13%，而且都发生在西北太平洋和西北大西洋这两个海域。发生在5:以内赤道附近的热带气旋极少。 在北半球，除孟加拉湾和阿拉伯海热带气旋发生在5月和10,11月以外，热带气旋多发生在7,10月，其中8,9月最多。在南半球热带气旋发生最多的月份是1,3月。 在全球热带气旋中，有一半多(约54%)可达到台风或飓风强度，但总的来说北半球发生较多，占全球总数的73%，南半球较少，占全球总数的27%。 2(西北太平洋热带气旋的源地及发生季节 根据多年对西北太平洋热带气旋首次达到热带风暴位置的统计得知，西北太平洋上达到热带风暴标准的热带气旋出现的位置，主要集中在三个区域:一个是菲律宾吕宋岛西部的我国南海中部的东北海区;二是菲律宾以东、加罗林群岛西部岛国帕劳的北部洋面;三是关岛附近至西南方的加罗林群岛中部洋面。 西北太平洋平均每年约发生26个热带气旋，其中1,3月仅占4%。7,10月是 热带气旋盛行季节，约占全年总数的68%，我国称为台风季节。 我国濒临西北太平洋，是全球受热带气旋影响最大的国家之一。以下是一些关于热带气旋对中国影响情况的统计结果: (1)年均有20.1个热带气旋进入海岸线300km的沿海海域，其中频率最大的是南海，占总数的60.4%; (2)我国每年平均有8个热带气旋登陆，而华南沿海占58.1% ，其次是华东沿海，占37.3%; (3)登陆热带气旋集中出现在5,12月，其中7,9月占全年登陆热带气旋总数的76.4%，是热带气旋袭击我国的高峰季节，1,4月几乎没有热带气旋在我国登陆，最多年份的登陆热带气旋可达12个，最少年份为3个。 发展成熟的热带气旋多呈圆形对称分布，圆形涡旋的直径一般为600,800 km，个别可达1000 km以上。在地面天气图上，热带气旋区域内等压线非常密集，从外围至中心，气压急剧降低，中心附近呈漏斗状陡降和陡升，这是热带气旋的一个显著特征。 热带气旋的地面流场，按风速大小通常可分为外围区、涡旋区和眼区三个区域。 1)外围区，平均宽200,300Km。气温向中心逐渐升高，气压向中心逐渐 ( 下降，风速向里逐渐增大，自中心传出涌浪且风浪向中心逐渐增大，伴有阵性降水，强度向中心增大。 (2)涡旋区，自最大风速区外缘到台风眼壁，平均宽10,100Km不等。温度向中心迅速升高，气压呈漏斗状急速下降，梯度大，等压线特别密集，风速达到最大，在眼壁附近，强台风最大风速可达60,70m/s以上。Cb和Ns组成庞大的云墙，伴随雷鸣电闪，暴雨倾盆，恶浪滔天，昏天黑地。最强烈的对流和狂风暴雨就发生在这里。 (3)眼区，平均半径5,30Km。温度达最高，形成暖中心，气压降至最低，风速突降至4级以下，降水突然停止，晴天少云。但这里出现三角浪或金子塔式浪，海况十分恶劣。 第四章 1(天气图的种类 天气分布是三维空间的，为了比较全面地揭示天气状况，在气象分析和预报中，通常绘制三种类型的天气图，即地面天气图、高空天气图和辅助图。天气图的制作过程依次为观测、编报发送、收报、填图、分析。 地面天气图是根据地面观测资料绘制的，它是一种综合性天气图，是天气分析和预报中最基本的天气图。高空天气图就是等压面上的形势图，它是根据高空观测资料绘制的。辅助图是配合地面天气图和高空等压面图而使用的特定图。 2(天气图的图时 根据世界气象组织(WMO)的规定，通常地面天气图每天制作4次，分别在世界时00时、06时、12时、18时，即北京时08时、14时、20时、次日02时。此外，中间还有4次补充观测时间，所以实际上每隔3 h就有一地面天气图产生。高空天气图一天制作两次，世界时00时、12时，即北京时08时和20时。 各地同一时刻观测的地面资料，传递到各大气象通信中心，然后再由通信中 心向各地气象台传播。气象台接收到各地气象观测报文之后，要按照国际规定的统一格式，把收到的电码译成数字或符号填入天气图底图。由于观测资料的来源不同，又分为陆地测站填图格式和船舶测站填图格式。 1(陆地测站填图格式(图4-2-1) 陆地测站填图格式及实例如图(a)。其中: ?--表示空白底图上相应的测站或船位，称为站圈。 N--总云量。 C，C，C--低云状，中云状，高云状。 LMH N--低云量，以数字表示。 h h--低云高。以数字表示，单位为m。 PPP--海平面气压。以数字表示，单位为hPa。省略了气压的百位和千位数，只填十位、个位和小数一位，但不点小数点。如气压1013.2 hPa，则图上填132。 ?PP--3h气压变量。即观测时与观测前3h气压的差值，单位为hPa，要求准确到小数一位，但不点小数点。如果气压上升，数字前加“十”号;气压下降，则数字前加“一”号。 a--3h气压倾向。 RR--观测前6h内(包括观测时)的降水量。以数字表示，单位为mm。 TT--气温。以数字表示，单位为?。若实际气温为零下，则前面加“一”号。 TT--露点温度。以数字表示，单位为?。 dd WW--现在天气现象，即观测时或观测前lh内的天气现象。 W--过去天气现象，即观测前6 h内出现的天气现象。 VV--水平能见度。以数字表示、单位为km。例如:图上填写10表示能见距离为10 km;填写0.5，则表示能见距离为500 m。 dd--风向。风向用矢杆表示，矢杆的一端应紧靠站圈并指向站圈中心，从站圈往外矢杆所指的方向，就是风的来向即风向。 ff--风速。风速以矢羽表示，矢羽与矢杆垂直，绘制在低压一侧。在我国天气图上，矢羽为一长杠代表4 m/s，一短杠代表2 m/s，三角旗代表20 m/s。在国外天气图上，矢羽为一长杠代表10 kn，一短杠代表5 kn，三角旗代表50 kn。 2(船舶测站填图格式 图4-2-2是国际规定的船舶测站填图格式，它与陆地测站格式相似，填写规定两者相同的不再重述。 PP--风浪周期，单位为s。 ww HH--风浪波高，单位为m。 ww DV--船舶航向、航速。 11 dd--主波向。指大波传播的方向。 ww P P--涌浪周期，单位为s。 SS HH--涌浪波高，单位为m。 SS 另外，不同国家的填写项目和具体规定可能与国际格式稍有不同，在使用天气图时要注意。 第五章 1(气象传真图的获取 气象传真图是通过无线电传输的天气和海洋图像信息。由于它具有良好的直观性、简单明了、图像覆盖范围大、资料连续性强、便于综合分析应用和长期保存等特点，优于海上其他天气信息而得到广泛的应用。目前，海上船舶接收到的气象传真图，大多属于数值预报产品，可信度较高。 2(天气 报告 软件系统测试报告下载sgs报告如何下载关于路面塌陷情况报告535n,sgs报告怎么下载竣工报告下载 或警报的获取 世界各国都按国际海事组织(IMO)和世界气象组织(WMO)所划定的海区范围，有指定的海岸无线电台(Coast Radio Station)广播海上天气报告和警报。海上作业的船舶利用NAVTEX和增强群呼(EGC)接收临近海岸电台发布相应海区的天气报告或警报。我国在大连、上海、广州、香港、基隆、花莲、高雄等地设有海岸电台，每天定时用中、英文明码电报向国内外商船转发由当地气象台制作的海上天气报告和警报。大连电台发布海区有渤海、渤海海峡、黄海北部、黄海中部;上海电台发布海区有渤海、渤海海峡、黄海北部、黄海中部、黄海南部、济州、东海北部、东海南部、长崎、鹿儿岛、台湾省北部、台湾省南部、台湾海峡、琉球;广州电台发布海区有台湾海峡、广东东部、广东西部、北部湾、海南岛西南部、西沙、东沙、中沙、南沙、巴士、华列拉、头顿、曾母暗沙。 3(互联网站气象信息的获取 在全球互联网上发布气象信息的网站特别多，几乎每个气象台站都有自己的网站。每个气象网站发布的气象信息均包括实况和预报两种信息。信息内容有文字描述的，也有图表形式的。能够登陆全球互联网的船舶，可以在相关气象网站上获取的天气和海况信息比传真接收机和NAVTEX接收的信息丰富、全面和精细。这种传播方式的天气图具有快速、彩色、高画质和动态等许多优点，发展前景十分看好。 4(其他获取气象信息途径 在船舶GMDSS接收的航行警告中也包括一些气象信息。在近岸或港口作业 的船舶，可以通过当地的广播和电视收听、收看转播的气象信息。 1(地面分析图的分析及应用 (1)气压系统 以日本东京传真广播台JMH发布的地面分析图为例，图中黑实线绘制等压线，相邻等压线间隔为4 hPa(必要时增加的等压线以虚线表示，称为辅助等压线)。为醒目起见，每隔20 hPa用一条加粗线表示。高气压和低气压中心分别用H和L标注，其中心强度的气压值用醒目的阿拉伯数字标注。高低气压系统的移动和发展情况通常用箭矢和英文缩写表示。如“,25KT”表示气压系统中心的移动方向向西，移动速度25节;若箭矢旁没有数字而代之以,SLW时，表示有移向，但移速小于5 kn。若无箭矢而标注STNR(或QSTNR)或ALMOST STNR字样时，表示气压系统中心移向不定，移速小于5 kn，称为(准)静止系统。此外，NEW表示新生的气压系统，UKN TD--热带低压(Tropical Depression)，风力,8级(风速?33KT); TS--热带风暴(Tropical Storm)，风力8,9级(风速34,47KT); STS--强热带风暴(Severe Tropical Storm)，风力10,11级(风速48,63KT); 台风(Typhoon)，风力?12级(风速?64KT)。 T-- 对于热带气旋(不包括L和TD)和风力?10级的强锋面气旋的移动，用一个扇形区(虚线)表示其未来移动方向和中心可能到达的位置。扇形前面概率圆边上的数字表示预报日期和时间，概率圆的概率约为70%。 (2)锋 图中绘制冷锋、暖锋、锢囚锋和静止锋。在大洋上，锋线的起止和经过位置通常用经纬度表示，在陆地上则常用一些著名的地貌或地理位置名称来表示。 (3)警报 当海上已经出现或预计未来24 h内将出现恶劣天气时，在天气系统相应的位置上注有醒目的警报符号: [W]--般警报(Warning)表示风力?,级，或有必要警告提防大雾等情况; FOG[W]--浓雾警报，海面水平能见度,0.5 n mile 或1km; [GW]--大风警报(Gale Warning)，风力8,9级; [SW]--风暴警报(Storm Warning)，风力10,11级，但对温带气旋而言，表示风力?10级; [TW]--台风警报(Typhoon Warning)，风力?12 [WH]--飓风警报(Hurricane Warning)，风力?12 [WO]--其他警报(Other Warning 此外，对于已经达到或预计未来24 h内达到热带风暴以上强度的热带气旋和风力达到10级或以上的强温带气旋，在图下面的空白部分还列有一段或几段英文简报，文中使用一些略缩语和习惯简化形式。在热带气旋的英文简报中，定位精度一般分三种:PSN GOOD表示飞机定位，误差,20 n mile;PSN FAIR表示卫星定位，误差为20,40 n mile;PSN POOR表示外推定位，误差,40 n mile。 强温带气旋的英文简报，DEVELOPING LOW表示温带气旋正在发展，DEVELOPED LOW表示温带气旋发展成熟。 2(地面预报图分析及应用 地面预报图(FS)是预报未来某一时刻的地面天气形势和重要天气过程的 天气图。利用地面预报图可以了解未来某一时刻航线前方的重要天气特征，从而做出航线天气预报。目前，一些国家发布的地面预报图大多是数值预报产品，经有经验的预报人员修正后通过传真广播发布。常用的地面预报图有24 h、36 h、48 h和72 h短期预报，还有3天到10天的逐日中期预报。 地面预报图中的内容较地面分析图少很多，图 题 快递公司问题件快递公司问题件货款处理关于圆的周长面积重点题型关于解方程组的题及答案关于南海问题 中给出了该图的图类、图区、传真台名称或呼号、日期和预报时效等。图中绘有等压线和某一预报时刻各种天气系统的中心位置、强度和范围，各种锋面的位置分布，热带气旋最大风速，海上大风、积冰区、海冰区和雾区等恶劣天气区的分布。另外，对某些恶劣天气系统还给予简要的说明。 1(气象卫星概述 目前，在天气分析和预报中使用的气象卫星有两类，一类是静止气象卫星，另一类是极轨气象卫星。 地球同步静止气象卫星位于赤道上空约35800 km的高度上，卫星轨道与地球自转同步，卫星能对同一地区进行连续不断的观测，每隔30min就可以完成一次观测(对小范围可以每3,5min观测一次)。 极轨气象卫星距地面约800,1500 km，由于轨道较低，可以提高图象的空间分辨率和探测资料的精确度。 1)系列卫星属于极轨气 我国是拥有两类气象卫星的国家，风云一号(FY- 象卫星，风云二号(FY-2)系列卫星属于地球同步静止气象卫星。 2(气象卫星云图的识别 卫星云图有两种:一种是可见光云图(VS);另一种是红外云图(IR)。 可见光云图是卫星的观测仪器在可见光波段感应云或地物等对阳光的反射差异成像图，在图片上则表现为黑白差异。黑白程度(或称亮度)表示云或地物的反照率大小。白色表示反照率大，黑色表示反照率小。 红外云图反应云、陆地或水面放射的长波辐射量，即温度的高低。在红外云图上，最黑的地区代表最暖的表面，最白的地区代表最冷的表面。根据色调的差异可以判定云顶温度的高低。色调白，温度就低，表示云顶高度高;色调黑，温度高，表示云顶高度低。 3(重要天气系统的识别 在船舶条件下，利用传真卫星云图很容易识别热带气旋、锋面气旋和副热带高压等天气系统。 (1)冷锋 在卫星云图上，冷锋锋区往往表现为一条长几千千米，宽二三百千米的白色云带。冷锋常与温带气旋相联系，冷锋云带位于螺旋云带的外围，靠近螺旋中心部分云带较宽，距螺旋中心越远冷锋云带越窄，云带呈明显的气旋性弯曲。 (2)暖锋 在卫星云图上暖锋云区短而宽，通常长几百千米、宽300,500 km，呈反气旋性弯曲并向冷空气一侧突起。地面天气图上的暖锋位置在暖锋云区中靠近后边界处。 (3)副热带高压 在卫星云图上，副高表现为一大片暗的无云或少云区，而其南北两侧均为多云区(白色)，无云区边界大致与500 hPa图上588位势什米等高线所围的区域一致。如果副高区色调很黑，即碧空无云，说明副高区内下沉运动很强，低层的对 流云系不易发展。反之，当副高减弱时，副高区颜色将变淡表明内部云系增加。 (4)热带气旋 在卫星云图上，热带气旋为白色的涡旋状云系，在黑色的海洋背景上显得十分清晰。热带气旋云系包括系统中心的云区和外面的云带。系统中心的云是指可以看到的眼区或涡旋中心的浓密云区(或称密蔽云区)，云带是指环绕中心的弯曲或呈螺旋形的云带。根据云带的几何形状和中心浓密云区的形状、边界清晰程度、纹理等特征，就可以确定中心位置，判断热带气旋的发展阶段和发展强度。此外，利用卫星云图还可以确定热带气旋的移动路径、最大风速、中心最低气压以及热带气旋的大风范围和降水分布等。 1(波浪分析图 在波浪分析图中，粗实线表示等波高线(依据的数据是风浪高与涌浪高两者的合成波高)，单位为米，从2 m开始，两相邻等波高线间隔为1 m。图中还绘出主波向“,,(几列波并存时波高最大者的传播方向)、乱波海域和海上观测船位点的水文气象要素实况，其中包括风向、风速、风浪向、风浪高、风浪周期、涌浪向、涌浪高和涌浪周期等。此外，图中还标绘出同一时刻的高、低气压、热带气旋中心位置、强度及锋线位置等。 2(波浪预报图 目前，由各国专门机构制作的波浪预报图时效一般为 海浪的预报非常复杂， 24 h、48 h和72 h。我国国家海洋局也通过传真广播和电视每天发布我国海域及外海的24 h波浪预报。船舶如按时接收这种图，便可非常直观地了解海洋上的波浪未来的分布状况。在波浪预报图中，绘有等波高线、主波向及个别地点主波的波高和周期。此外，还标绘出H、L、TD、T等中心位置、强度以及锋线位置等。在波浪预报图中，等波高线的数值为有效波高(H)，它是基于波谱分析等海洋1/3 学理论经过复杂计算得出的。