航海气象与海洋学课件全

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第一节大气概况基本概念和知识点：大气成分；大气污染；大气垂直结构。重点：大气中的易变成分及其作用；对流层主要特征；摩擦层和自由大气。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混合气体。干空气主要成分:氮（78.09%）、氧(20.95%）、氩（0.93%）三项约占总体积的99.97%。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 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 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大气中的易变成分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％，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。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 关于书的成语关于读书的排比句社区图书漂流公约怎么写关于读书的小报汉书pdf 》于2005年2月16日正式生效。2009年12月7—18日192个国家在丹麦首都哥本哈根召开《联合国气候变化框架公约》第１５次缔约方会议，旨在遏制全球气候变暖，温家宝总理出席会议。二、大气垂直结构大气上界大气上界的高度，常常因科学家们根据和目的不同而结果相差很大，因此要精确划定大气层上界的高度并为众人公认，始终是科学研究的一个难题。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。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10-12km。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；水汽含量少；气温随高度升高而递增（20～40km气温突增，形成臭氧层）；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：气温随高度迅速下降；又称高空对流层。4.热层（Thermosphere）：厚度：85-800km。特点：气温随高度迅速增加；空气处于高度电离状态，又叫电离层。5.逸散层（Exosphere）:厚度：热层顶以上。可高达3000km，地球大气向宇宙空间逸散的过渡区域。第二节气温基本概念和知识点：气温的概念；太阳、地面和大气辐射；空气增热和冷却方式；气温随时间的变化；气温的空间分布。重点：常用的温标及其换算；气温的日年变化；气温的空间分布；气温垂直递减率。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32F，沸点212F。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或T=t+273二、太阳、地面和大气辐射辐射的基本特性自然界中凡温度高于绝对零度的物体均以电磁波（辐射）的方式进行能量交换。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。太阳、地面和大气辐射若将太阳对地球大气系统的辐射作为100个单位，其中地气系统反射和散射占30%，大气吸收占19%，地表吸收51%。地球表面通过长波辐射占21%、热传导占7%、水汽相变占23%等过程释放能量。使地球大气系统的温度保持恒定。大气受热的主要直接热源是地球表面。三、空气增热和冷却方式空气的增热和冷却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。地面和大气都是不良的热导体。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湿空气上升、干冷空气下沉，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)：某种物理量的水平输送称平流。它是大气中异地间热量传输的最重要方式，范围大，持续时间长。如温度平流、湿度平流等。“南风暖、北风寒、东风湿、西风干”。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。空气的增热和冷却主要是非绝热过程引起的。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、下垫面性质、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。7月海平面平均气温分布1月海平面平均气温分布湾流黑潮温度脊“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10N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）。2.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。气温对人体的影响研究指出，人体对周围温度的感觉与介质是大气还是水有关。在大气中，气温为28~29℃时，人体皮肤不感温，这个温度称为生理零度。人体皮肤对气温的感觉是：低于25℃有冷感，25~28℃时有温感，高于29℃时有热感。人体的感温还与风速有关，风速越大，感温越低，风速约在33kn时人体感温达最低值。当气温5℃时，3级风时感温在0℃左右；6级风时，对裸露的肌肤的作用相当于-12℃时的温度；同样风速，当气温为-5℃时，对裸露的肌肤的作用相当于静风条件下-23.3℃，这时只需1min即可造成冻伤。湿度也影响人体感温，湿度大感觉温度偏高、闷热。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。第三节气压(AtmospherePressure)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，相当于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=4/3hPa1mb=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。水平运动：气流水平辐合时，空气聚积，导致气压上升；水平辐散时，空气离散，导致气压下降。垂直运动：当空气有垂直运动而气柱内质量没有外流时，其总质量没有改变，地面气压不会发生变化。但气柱中质量的上下传输，可造成气柱中某一层次空气质量改变，从而引起气压变化。图中位于A、B、C三地上空某一高度上a、b、c三点的气压，在空气没有垂直运动时，空气质量不变，则Pa不变；在空气有上升运动时，上层空气质量增多，Pb变大；在空气有下沉运动时，上层空气质量减少，Pc变小。空气垂直运动和气压变化关系不变变大变小水平气流辐合、辐散与垂直运动的关系大气中气压变化往往是几种情况综合作用的结果，它们之间是相互联系、相互制约、相互补偿的。上层有水平气流辐合、下层有水平气流辐散的区域必然会有空气从上层向下层补偿，从而出现空气的下沉运动。反之，则会出现空气上升运动。同理，在出现空气垂直运动的区域也会在上层和下层出现水平气流的辐合和辐散。水平气流辐合、辐散与垂直运动的关系2.气压随高度的变化根据气压的定义，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。气压与高度的对应关系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其中：g=9.8m/s2,R=287m2/s2,T=273(1+αt),代人h≈8000（1+t/273）/P当温度为0℃，气压为1000hpa时，h=8m/hPa。h与t成正比，与P成反比。不同气压、气温条件下的单位气压高度差气压订正P0=P1+H/h其中：P0海平面气压，P1本站气压，H驾驶台距海面高度，海平面气压=本站气压（经刻度、温度和补充订正）+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，日较差低纬＞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。1.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。三、海平面气压场的基本形式2.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。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。鞍形区四、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，气压梯度越大，风力愈大，反之亦然。单位：百帕/赤道度。1赤道度≈111Km≈60n.mileP4P3P2P1P1P2101210081004100010041000HHLL气压梯度五、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基本概念和知识点：风的概念；作用于空气质点上的力；自由大气中的平衡运动；摩擦层中的大气运动；地形对风的影响。重点：风的表示 方法 快递客服问题件处理详细方法山木方法pdf计算方法pdf华与华方法下载八字理论方法下载 ；各种力的表示方法及其物理意义；地转风；梯度风；摩擦层中的风；风压定律。第四节空气水平运动--风风（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。换算关系：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。风力(WindForce)：根据风对地面或海面的影响程度又划出风力等级。国际上采用的风力等级从0～12共13个等级（BeaufortScaleofWindForce）。我国现采用从0～17共18个等级。参见P19《风力等级表》。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 对教师党员的评价套管和固井爆破片与爆破装置仓库管理基本要求三甲医院都需要复审吗 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为摩擦系数总结：气压梯度力、水平地转偏向力、惯性离心力和摩擦力都是在水平方向上作用于空气的力，其影响各异。Gn是空气产生运动的原动力，其他力在空气运动后才有。A对中高纬度或大尺度空气运动影响较大，低纬赤道附近影响小。C只在空气做曲线运动时在起作用，一般很小，静止或直线运动时为零。R只在摩擦层中起作用，对自由大气中的空气运动可以忽略不计。An、C和R不能驱动大气运动，但却能影响大气运动方向和速度。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(Gn+An=0)，空气沿等压线作无磨擦的等速直线运动，称地转风。地转风地转风风速公式：Gn+An=0（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=60nmile，ρ=1293g/m3，ω=7.29×10-5s-1；若取ΔP=1hPa，带入公式则得：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：气旋反气旋反气旋中此为反气旋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。梯度风与地转风比较地转风：低压中的梯度风：高压中的梯度风：因此，在水平气压梯度和曲率半径相同时，Va＞Vg＞Vc实际上低压中的风比高压大，原因是低压中不受限制,风可以很大。四、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。五、实际风的确定和风随高的变化风随高度的变化地转风地面风六、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。基本概念和知识点：影响大气环流形成的因子；三圈环流；气压带和行星风带；季风环流；局地环流。重点：三圈环流的成因；气压带和行星风带分布及特征；大气活动中心；东亚季风；南亚季风；海陆风；山谷风；峡谷风。第五节大气环流大气环流（GeneralCirculation）：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(SubtropicalHigh)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。行星风带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。赤道无风带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NE信风，南半球SE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海陆分布不均匀的影响冬季大陆是冷源，容易形成高压。而海洋是热源，容易形成低压。夏季相反。高大地形影响高大地形对大气运动能产生动力的和热力作用。冬季它是一个冷源，夏季是热源。热力作用使大气产生扰动，因此地形对大气环流的状态必定发生重要作用。冬季：北半球受四个大的气压系统（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：大范围地区的风向随季节而有规律改变的盛行风，称为季风。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，称行星季风。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东亚、南亚、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。3.南亚季风(印度季风)成因：主要是行星风带的季节性位移引起的，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：整个北印度洋上吹强劲的西南风，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）第六节大气湿度基本概念和知识点：湿度的概念；湿度的表示方法；湿度的变化；大气中水汽凝结途径。重点：湿度的表示方法；湿度的日年变化。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。五、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。温湿度计四、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。基本概念和知识点：云的定义；云的形成和分类；降水的性质；降水量。重点：云的物理分类；各种云的特征及伴随的天气；云的国际缩写符号；降水的性质；降水量。第八节云和降水一、云(Cloud)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。≥200.0100.0～199.950.0～99.925.0～49.910.0～24.90.1～9.9＜0.124小时总降雨量12小时内阵雨累计时间小于5小时，降雨量不超过15mm≥140.070.0～139.930.0～69.915.0～29.95.0～14.90.1～4.9＜0.112小时总降雨量阵雨特大暴雨大暴雨暴雨大雨中雨小雨零星小雨等级≥5.02.5～4.90.1～2.4＜0.124小时总降雪量12小时内阵雪累计时间不超过5小时，降雪量不超过3mm≥3.01.0～2.90.1～0.9＜0.112小时总降雪量阵雪大雪中雪小雪零星小雪等级第九节雾和能见度基本概念和知识点：雾与航海的关系；雾的分类；我国近海雾的分布；世界海洋雾的分布；船舶测算海雾方法；海面能见度。重点：各种雾的定义和特点；雾的生消条件；我国近海雾的分布特征；世界海洋雾上的主要雾区；船舶测算海雾方法；海面能见度。雾(Fog)一、雾的定义：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,4个月后又死亡8000多人。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seafog）。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。(4)大洋中无明显的日变化：一天中任何时刻均可发生。(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（表层水温低于20℃）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。低层逆温:层结稳定，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、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%。露点水温曲线图成雾点消雾点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 定性数据统计分析pdf销售业绩分析模板建筑结构震害分析销售进度分析表京东商城竞争战略分析 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八、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。九、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