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航海气象与海洋学讲义
陈登俊编

目 录
第一章 大气概况
第二章 气温和湿度
第三章 气压
第四章 风
第五章 大气稳定度
第六章 云和雾
第七章 海温和海冰
第八章 海浪
第十章 大气环流
第十一章 海流
第十二章 水文气象要素的气候分布
第十三章 天气图基础知识
第十四章 气团和锋
第十五章 锋面气旋和中小尺度系统
第十六章 冷高压和副热带高压
第十七章 西风带高空天气系统
第十八章 热带气旋和其它热带天气系统
第十九章 天气预报原理和简易预报方法
第二十章 气象报告和气象传真图的识读与应用
第二十一章 船舶气象导航

第一章 大气概况
第一节 大气的组成
一、干洁空气（Dry Air）
1、主要成分：氮气（N2）、氧气（O2），二者占空气总容积的99％
2、次要成分：二氧化碳（CO2）、臭氧（O3）、氢气、惰性气体，体积比不足1％
3、易变成分：（质量易变）二氧化碳（CO2）、臭氧（O3）
4、对气温有影响的成分：
二氧化碳（CO2）――吸收和放射长波辐射，产生温室效应
臭氧（O3）――――－吸收紫外线
5、干洁空气的分子量：28.966
二、水汽（Vapour）
1、来源：地表的蒸发
2、水平分布：海洋多于陆地，沙漠最少
3、垂直分布：低空多于高空，随高度升高水汽含量迅速减少
4、特点：
1) 在自然条件下，水汽是大气中唯一能发生相态变化的气体，是天气演变的主角。
2) 具有吸收和放射长波辐射的性能，加上在水相变化中伴有凝结潜热的吸收或释放，对气温产生影响。
5、湿空气（Wet Air）：含有水汽的空气
三、杂质
1、杂质：悬浮在大气中的固体或液体颗粒，又称为气溶胶粒子，包括水汽凝结物（水滴、冰晶）、微小盐粒等
2、对大气的影响：使能见度降低；作为水汽凝结的凝结核
3、城市污染监测的主要成分：总悬浮颗粒物，二氧化硫、氮氧化物

第二节 大气的垂直结构
一、大气的垂直范围和垂直分层
1、空气密度：标准状况下，近地面附近干空气的密度为1293g/m3
2、大气上界：大气与星际空间的分界面，通常以“极光”出现的最大高度1000km作为大气上界的高度
3、垂直分层：
1) 分层依据：气温和水汽的垂直分布、大气的扰动程度和电离现象等
2) 分层：自地面向高空，大气分为对流层、平流层、中间层、热层、散逸层
3) 平流层：空气以水平运动为主，且水汽极少，类似对流层中的云很难生成
4) 热层：又称电离层，对远程无线电通讯具有重要意义
二、对流层（Troposphere）的主要特征
1、对流层的厚度：平均10km；在赤道最厚，向两极减小；夏季厚，冬季薄
云、雨、雾、雪等主要天气现象发生在该层，是气象学研究的重点层次
2、三个主要特点：
1) 气温随高度的升高而降低，每升高100m，气温平均下降0.65℃，该值称为平均气温（垂）直（递）减率，用表示，即＝0.65℃/ 100m。
实测的气温直减率以Υ表示。通常，气温随高度升高而降低，Υ>0
有时，气温随高度升高而升高，Υ<0，称为逆温，出现逆温的空气层称为逆温层
或，气温随高度升高基本不变，Υ＝0，称为同温，出现同温的空气层称为同温层
2) 有强烈的对流和乱流运动
3) 气象要素（如温度、湿度等）在水平方向上分布不均匀
3、对流层的垂直分层：
1) 根据——大气运动的不同特征
2) 摩擦层：下界——地面，上界——距地面1km 高度，必须考虑摩擦力对空气运动的影响，空气运动复杂
3) 自由大气：下界距地面1km（摩擦层顶），上界——对流层顶，摩擦作用小，可忽略不计。
在自由大气中，空气运动规律清楚，常用距地面5500m(500hPa)高处的空气运动表征整个对流层大气的运动趋势。
中纬度地区上空盛行西风，风速随高度升高而增大，形成高空急流（风速≥30m/s）。
4、对流层顶：厚度约为1～2km的同温甚至逆温层，对发展旺盛的积雨云顶有阻挡作用，是云顶平衍成砧状。

第三节 大气状态方程
一、状态方程
1、干空气的状态方程：P=ρdRdT
干空气的:P——气压，ρd——密度，Rd——比气体常数，T——气温
2、水汽的状态方程：e=aRaT
水汽的:e——气压，a——密度(绝对湿度)，Ra——比气体常数，T——气温
3、湿空气的状态方程：P=ρwRdTV TV=T(1+0.378e/P)
湿空气的:P——气压，ρW——密度，T——气温，TV——虚温
二、两个结论：
1) 气温、气压相同时，干空气的密度大于湿空气的密度
2) 气压相同时，干冷空气的密度比暖湿空气大得多
第二章 气温和湿度
气象要素――表征大气状态的物理量或物理现象，如气温、湿度、气压、风、云、能见度、雾、雷暴、雨、雪、冰雹等。
第一节 气温
一、气温的定义和单位
1、气温（Air Temperature）：表示空气冷热程度的物理量
2、三种常有温标之间的换算关系：
1) 三种温标对纯水冰点和沸点的定义：
冰点 沸点 等分
摄氏温标（℃） 0 100 100
华氏温标（℉） 32 212 180
绝对温标（K） 273 373 100
2）三种温标的换算关系
已知X℃，则对应的
华氏温标Y（℉）＝9?X/5＋32
绝对温标Z（K）＝273＋X
若已知Y℉，则对应的
摄氏温标X（℃）＝5×（Y－32）/9
绝对温标Z（K）＝273＋5×（Y－32）/9
二、太阳、地面、大气辐射
太阳辐射：一种短波辐射
地面辐射：一种长波辐射
大气辐射：波长与地面辐射波长几乎相同，也是长波辐射
大气逆辐射：大气辐射是向各个方向的，其中向地面的那一部分，因刚好与地面辐射方向相反，故称之～。
结论：太阳辐射是地球表面和大气唯一的能量来源，但大气受热的主要直接热源是地球表面的长波辐射。
三、空气的增热和冷却
1、气温的非绝热变化
实现气温非绝热变化的方式（物理过程）有：
1）辐射：长波辐射是地面和大气之间交换热量的主要方式。
2）对流与平流：
对流（Convection）——空气在垂直方向上有规则的升降运动，是上、下层空气热量传递的方式之一。
平流（Advection）——大范围空气的水平运动（风），同时伴有某种物理量的输送，是不同地区空气交换热量的主要方式。
3）水相变化：蒸发和凝结也可实现地面与大气、空气块与空气块之间交换热量。
4）乱流：又叫湍流（Turbulence），指空气微团的无规则运动。一般只发生在贴近地面1km以下的摩擦层内。乱流可使热量、水分和微尘在各个方向上分布趋于均匀
5）热传导：通常不予考虑。
2、气温的绝热变化
1）干绝热变化
a. 定义：干空气块或未饱和湿空气块在绝热上升或绝热下降过程中温度的变化
（因没有水汽的增加或减少，故没有凝结潜热的释放或吸收）
空气块绝热上升，体积膨胀，对外作功，消耗自身内能，气温下降
空气块绝热下降，外界压缩气块对气块作功，气块内能增加，气温升高
b. 干绝热直减率：以Υd表示，指在干绝热过程中，气块温度随高度的改变率。
据计算，Υd＝0.98K/100m≈1℃/100m
表明，干空气块或未饱和湿空气块每绝热上升100米，气温下降1℃，每绝热下降100米，气温上升1℃
c. 干绝热线（Υd线）：因Υd是常数，故Υd线是斜率不变的直线(见图2-2)
2）湿绝热变化
a. 定义：饱和湿空气块在绝热上升或绝热下降过程中温度的变化
(上升中水汽减少，有潜热释放补充内能；下降中水汽增加，要吸收潜热消耗内能，使气块始终处于饱和)
空气块绝热上升，体积膨胀，气温下降，便有水汽凝结释放潜热，潜热对气块的加热使上升冷却变缓慢
空气块绝热下降，外界压缩气块，气温升高，有水滴蒸发吸收潜热，使气块的下降增温作用减弱
b. 湿绝热直减率：以Υm表示，指在湿绝热过程中，气块温度随高度的改变率。
由分析可知，Υm<Υd，即Υm<1℃/100m
表明，饱和湿空气块每绝热上升100米，气温下降不足1℃，每绝热下降100米，气温上升不足1℃；Υm是变量，通常取0.5或0.6℃/100m。
c. 湿绝热线（Υm线）：Υm是变量，故Υm线是曲线，在温度高度图上，偏于Υd线的右方(见图2-2)。
干绝热线、湿绝热线――――状态曲线
四、气温的日、年变化
1、日变化
1) 日变化特点：一天中最高气温（Tmax）：陆地上在13～14时，海洋上在12时30分
最低气温（Tmin）：近日出前
2）气温日较差：Tmax－Tmin
3）影响日较差的因素：
下垫面性质：陆地日较差>海洋，沙漠最大
纬度：低纬日较差>高纬
季节：夏季日较差>冬季
天空状况：晴天日较差>阴天
海拔高度：低处日较差>高处
2、年变化
1）年变化特点：
一年中月平均最高气温（Tmax）：北半球，陆地在7月，海洋在8月
南半球，陆地在1月，海洋在2月
最低气温（Tmin）：北半球，陆地在1月，海洋在2月
南半球，陆地在7月，海洋在8月
2）气温年较差：月平均Tmax－月平均Tmin
3）影响年较差的因素：
下垫面性质：陆地年较差>海洋，沙漠最大
纬度：高纬年较差>低纬，赤道最小
但赤道上气温有两高，在春分、秋分时，有两低，在冬至、夏至
海拔高度：低处年较差>高处
五、海平面平均气温的分布
海平面平均气温的分布特点
1、赤道附近气温最高，向两极逐渐降低，地表的最高气温带在10°N附近
2、等温线大致与纬圈平行，南半球表现明显
北半球差异较大：冬季，大陆等温线凹向赤道，海洋凸向极地，夏季相反。
墨西哥湾流对气温分布的影响：如60°N以北的挪威、瑞典1月气温比同纬度的亚洲及北美东岸高10℃～15℃
对气温分布有影响的高大地形：青藏高原、洛矶山、阿尔卑斯山等
3、地球上的冷极：北半球，冬季两个——西伯利亚、格陵兰；夏季——北极附近
南半球，南极附近，是全球气温最低的地方

第二节 湿度
一、湿度的定义和表示方法
1、水汽压（e）
大气中所含水汽引起的分压强，单位――百帕(hPa)或毫米水银柱高(mmHg)
空气中实际水汽含量越多，e值越大；实际水汽含量越少，e值越小。水汽压的大小直接表示了空气中水汽含量的多少。
饱和空气的水汽压称为饱和水汽压(E)，E是温度的函数，随温度的升高而增大
当e < E时，空气未饱和；当e = E时，空气正好达到饱和；当e >E时，空气过饱和。
2、相对湿度(Relative Humidity，用f表示) f=e×100%/E
f的大小，表示空气距离饱和的程度。当气温一定时
若e < E，即f < 100%，则空气未饱和，f值越小，空气距离饱和程度越远
若e = E，即f = 100%，表示空气饱和
若e > E，即f > 100%，则空气过饱和
3、露点(td)
空气中的水汽含量不变且气压一定时，降低气温，使末饱和空气刚好达到饱和时的温度称为露点温度(Dew-point Temperature)，简称露点。单位同气温。
水汽含量多，对应的td就高；水汽含量少，对应的td 就低。
常用气温与露点之差⊿t=t-td的大小大致判断空气距离饱和的程度：
若⊿t>O，空气未饱和，⊿t越大，距离饱和越远
若⊿t=O，即气温与露点相等，空气饱和。
若⊿t<O，空气过饱和，自然界中不常见
4、绝对湿度(a)
绝对湿度――单位容积空气中包含的水汽质量，单位g?cm-3或g·m-3。
实际上它代表水汽密度，反映空气中水汽的绝对含量。空气中的水汽含量越多，绝对湿度越大。
绝对湿度与水汽压成正比，两者间的关系为：
当气温t=16℃ (289K)时，a=e，a的单位g·m-3，e的单位mmHg
三、湿度的日、年变化
1、相对湿度的日、年变化
1）相对湿度的日变化
f的日变化主要决定于气温。
白天，t升高，e增大，但E以更快速度增大，f减小
夜间，t降低，e减小，但E以更快速度减小，f增大。
因此，f在一日中有一个最高值，出现在日出前，有一个最低值，出现在午后。
f日变化与气温日变化位相相反。
2) 相对湿度的年变化
季风区: f的极大值出现在夏季，极小值出现在冬季。
内陆全年干燥地区: f夏季小，冬季大。
2、绝对湿度的日、年变化
1）绝对湿度的日变化
在海洋、沿海及岛屿处，绝对湿度一日中有一个高值，出现在午后；一个低值，出现在清晨。
2) 绝对湿度的年变化
主要由气温的年变化决定。夏季出现a的最高值(北半球为7、8月，南半球为1、2月)；冬季出现a的最低值(北半球1、2月，南半球为7、8月)。
四、大气中水汽的凝结
使空气达到饱和主要有两种途径:
1）增加水汽含量
通过蒸发过程或暖湿平流实现。
在海洋上，海面蒸发量的大小取决于海面上空气的饱和差(Ew-e)和风速的大小。
2）冷却过程
不断降低气温至露点，使空气达到饱和。
大气中主要的冷却过程有绝热冷却、辐射冷却、平流冷却及乱流冷却等。
云、雨主要是空气上升中绝热冷却而产生的，平流雾则主要由平流冷却而形成。
第三章 气压
第一节 气压的定义、单位及时空变化
一、气压的定义和单位
大气压强(Air Pressure) ――简称气压，在重力方向上，单位截面上垂直大气柱的重量，单位“百帕(hPa)”、“mb”、“mmHg”
1标准大气压P0――标准情况下（气温O℃、纬度45°），海平面上，760mmHg高的大气压
P0＝l013.25hPa
hPa、mb和mmHg两单位之间有如下关系:
1 hPa＝1mb=3mmHg/4 或 1 mmHg＝4 hPa/3＝4mb/3
二、气压随高度的变化
1、变化规律
气压随高度的升高而降低，近地面下降快，高空下降慢。
海平面：气压1000 hPa 1500米：850 hPa
3000米：700 hPa 5500米：500 hPa
在近地面层空气中，高度每升高10米，气压降低值约为1.31hPa(或高度每上升8米，气压降低1hPa)，用该数据将船台高度测出的气压订正为海平面气压。
2、单位高度气压差ΔP/ΔZ＝－ρg
由大气静力方程得出：单位高度气压差与空气密度成正比，低空密度大，单位高度气压差大，气压变化快；高空密度小，单位高度气压差小，气压变化慢。
3、单位气压高度差h＝∣ΔZ/ΔP∣
单位气压高度差h与空气密度成反比。
低空密度大，h小，气压变化快；高空密度小，h大，气压变化慢。
在水平方向上，密度主要受气温影响，暖区气温高，密度小，h大；冷区气温低，密度大，h小。
三、气压随时间的变化
气压的周期性变化
1、日变化
一昼夜，地面气压具有两高值：在10时（最高）和22时
两低值：16时（最低）和04时
日较差随纬度变化：低纬最大，中纬较小。
2、年变化
大陆型：冬季最高；夏季最低
海洋型：夏季最高；冬季最低
年较差，陆地大，海洋小；中纬大，低纬小。

第二节 海平面气压场的基本型式
一、空间等压面和等压线
等压面――空间由气压相等的点所组成的曲面
等压面上凸的地区，其气压比四周高；等压面下凹的地区，其气压比四周低
等压线――用海平面去截海平面附近的一组等压面，在海平面上得到的一组截线，不同截线上气压不相等，而同一条截线上，每一点的气压值相等，这些截线称为等压线（Isobar）。
二、海平面气压场的基本型式
1、低气压（Low pressure；Depression）
――由闭合等压线构成的中心气压比四周低的区域，其空间等压面形状下凹，如盆地。
2、低压槽（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一方凸出的部分，简称槽。
槽线(Trough line)――在低压槽中，各条等压线曲率最大处的连线。
3、高气压（High pressure）
――由闭合等压线构成的中心气压比四周高的区域，其空间等压面形状上凸，如山丘。
4、高压脊（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一方凸起的部分，简称脊。
脊线(Ridge line)――在高压脊中，各条等压线曲率最大处的连线。
5、鞍型区(Col)
――相对并相邻的两高压和两低压组成的中间区域，简称鞍，其空间等压面的形状类似马鞍。
鞍型区内气压分布较均匀，又有匀压区之称，主要天气特征是风小。
6、高压带
――相邻两低压之间的过渡区域
7、低压带
――相邻两高压之间的过渡区域
上述几种气压场的基本型式，统称为气压系统。

第三节 气压系统随高度的变化
一、温压场对称的系统
1、暖高压
――温度场的暖中心与高压中心重合。
随着高度的升高，强度加强，故暖高压属于深厚系统。像副热带高压、阻塞高压都属于深厚暖性高压系统。
2、冷低压
――温度场的冷中心与低压中心重合。
随着高度的升高，等压面越来越向下凹陷，表明冷低压也是深厚系统。如高空冷涡就属于此类系统。
3、冷高压
――温度场的冷中心与高压中心重合。
冷高压的强度随高度升高而明显减弱，到一定高度后可转变为低压。表明冷高压属于浅薄系统。如冬季北方西伯利亚冷高压就具此结构。
4、热低压
――温度场的暖中心与低压中心重合。
该系统的强度随高度的增加而减弱，到一定高度后，低压消失，甚至转化为高压。热低压属于浅薄系统。
但应注意，热带风暴等级以上的热带气旋，虽属暖性低压，由于其强度强，通常到300hPa高度以上才转变成高压，所以它是深厚系统而不是浅薄系统。
二、温压场不对称的系统
当地面的高、低压系统中心同温度的冷、暖中心配置不重合时，气压系统的垂直结构就会出现不对称性。
在北半球中高纬度地区，不对称的低压总是东暖西冷；不对称的高压总是东冷西暖， 因而，不对称的高、低压中心轴线通常都随高度升高向西倾斜。
且北半球中高纬度，冷空气一般从西北方向移来，所以低压中心轴线常向西北方向倾斜（南半球西南方向）；
而高压的西南部比较暖，其中心轴线便向西南方向倾斜（南半球西北方向）。

第四章 空气的水平运动――风
第一节 概述
一、风(wind)的定义、单位和表示方法
1、定义――空气相对海底所作的水平运动，称为风。
2、风速――单位时间内空气在水平方向上移动的距离，单位：m/s，km/h，kn（节，nm/h）。
1m/s≈2kn。
风级（Beaufort）：0～17级
风速与风级的关系：V＝0.836B3/2
风压：P＝0.613V2
3、风向――风的来向，用方位度数（0°～360°）表示，或方位表示。

第二节 作用于空气微团上的外力
一、水平气压梯度力Gn
1、水平气压梯度（－ΔP/Δn）
――垂直于等压线，沿气压减小的方向，单位距离内的气压差。
1）大小：在天气图上，等压（高）线越密，水平气压梯度越大；
等压（高）线越疏，水平气压梯度越小。
单位：hPa/m，或，hPa/赤道度，1赤道度＝60nm，约111km。
2）方向：垂直于等压线，由高压指向低压。
2、水平气压梯度力Gn＝－ΔP/（ρΔn）
1）大小：与水平气压梯度成正比，
在天气图上，等压（高）线越密，水平气压梯度力越大；
等压（高）线越疏，水平气压梯度力越小。
与空气密度ρ成反比，高空ρ小，Gn增大；低空ρ大，Gn小。
2）方向：同水平气压梯度。
二、水平地转偏向力An
1、大小：An＝2ωVsinφ
1) 物体相对地表静止时，An＝0。
2）V越大，An越大。
3）φ＝0°，sinφ＝0，An＝0，赤道上没有地转偏向力。
4）φ越大（纬度越高），An越大。
2、方向：垂直于运动去向，北半球偏于右手一侧，南半球偏于左手一侧。
只改变运动方向，不改变速度大小。
三、惯性离心力C
1、大小：C＝V2/r
V越大，C越大；r越小，C越大。
2、方向：沿曲率半径由圆内指向圆外，
与切向速度垂直，只改变运动方向，不改变切向速度大小。
四、摩擦力R
1、大小：R＝μV
与摩擦系数μ成正比，与风速V成正比。
有浪海面μ比平静海面大。
2、方向：与运动方向相反，起到阻力作用。
总结：
由上述讨论可见，只有水平气压梯度力与初始风速无关，因此，该力是使空气产生运动的直接原动力。
当这四个力的合力等于零时，空气静止或作匀速运动，即为平衡运动。在自由大气中，可以忽略摩擦力，简单的平衡运动表现为匀速直线运动（地转风）和匀速圆周运动（梯度风）。下节即讨论这两种风。

第三节 地转风和梯度风（自由大气中的风）
一、地转风（Geostrophic Wind）
1、定义
――自由大气中，空气的匀速水平直线运动。
2、力的平衡
――水平气压梯度力与水平地转偏向力平衡。
Gn＝An，方向相反，作用在同一条直线上。
3、Vg的大小，Vg＝－ΔP/（2ρωsinφΔn）
1）与水平气压梯度成正比，在天气图上，等压（高）线越密，地转风越大；
等压（高）线越疏，地转风越小。
2）与空气密度ρ成反比，高空ρ小，地转风增大；低空ρ大，地转风小。
3）与sinφ成反比，纬度越高，Vg越小；
φ＝0°（赤道上），Vg趋近无穷，说明地转风不存在。
4、风向
――白贝罗风压定律。
风沿等压线吹，背风而立，北半球高压在右，低压在左；南半球正好相反。
5、地转风的计算――
公式法：Vg＝－ΔP/（2ρωsinφΔn）
将ρ＝1.293kg/m3和ω值代入得
Vg＝－4.78ΔP/（sinφΔn） (水平气压梯度单位：hPa/赤道度，或hPa/纬距)
二、梯度风（Gradient Wind）
1、定义
――自由大气中，空气的水平匀速曲线运动。
2、力的平衡
――水平气压梯度力、水平地转偏向力和惯性离心力达到平衡。
高压中（反气旋）：Gn＋C＝An
低压中（气旋）： An＋C＝Gn
3、主要结论：
1）北半球，高压中的风顺时针旋转，低压中的风逆时针旋转；
南半球，高压中的风逆时针旋转，低压中的风顺时针旋转。
风向与气压场之间满足白贝罗风压定律。
2）梯度风风速与水平气压梯度、纬度的正弦、空气密度和曲率半径有关。
3）低压（气旋）区中的水平气压梯度不受限制；
高压（反气旋）中的水平气压梯度不能超过某一临界值。
4）反气旋区内，边缘风速较大，中心附近微风或者静风；
曲率较小（曲率半径大）处，即等压线平直处，等压线密，风速大；
曲率较大（曲率半径小）处，即等压线弯曲较大处，等压线疏，风速较小。
5）中高纬度反气旋的风速较大，低纬度反气旋内风速较小。
6）Va（反气旋中的风）〉Vg（地转风）〉Vc（气旋的风）

第四节 摩擦层中的风
一、摩擦力对风速、风向的影响
1、对风速的影响
――风速减小。
陆面上，实际风速/地转风速＝1/3～1/2；
海面上，实际风速/地转风速＝3/5～2/3。
海上经验公式：Vo＝65％Vg。
2、对风向的影响
――风去向斜穿等压线偏向低压一侧，与等压线的交角α，
在中高纬陆上，为35°～45°；海上，10°～20°。
风压定律的修正：背风而立，
北半球，高压在右后方，低压在左前方；
南半球，高压在左后方，低压在右前方。
高气压（反气旋）：北半球，顺时针由中心向外辐散；
南半球，逆时针由中心向外辐散。
低气压（气旋）：北半球，逆时针由外向中心辐合；
南半球，顺时针由外向中心辐合。
三、风随高度的变化
随高度的升高，风速增大，北半球风向逐渐右偏，南半球逐渐左偏，摩擦层顶处，风速接近地转风，风向接近地转风向。
近地面层（30m～50m以下），风随高度的变化不明显。

第五节 地形的动力作用和地方性风
一、地形的动力作用
1、狭管效应：
当气流从开阔地区进入峡谷地形时，风速加大，风向被迫改变沿峡谷走向的现象。
台湾海峡：夏季西南大风；冬季东北大风。
2、岬角效应：
当气流流经向海中突出的半岛或山脉尽头时，会造成气流辐合、流线密集，使风力大大加强的现象。
山东半岛成山头、南美合恩角、南非好望角处风力比周围海域大。

第五章 空气的垂直运动和大气稳定度
第一节 垂直运动的类型
一、热力对流
1、定义――下垫面受热不均匀引起的垂直运动。（热力原因）
2、特点――影响范围小（几公里到几十公里）；
持续时间短（几十分钟到几小时）；
上升速度大（1～30m/s）；
引起的天气激烈（雷暴云、阵性降水、雷雨大风、冰雹等）
二、水平辐散、辐合引起的垂直运动（动力原因1）
地面水平辐合（低压、槽、切变线、辐合式渐近线）――引起上升运动
地面水平辐散（高压、脊、辐散式渐近线）――引起下沉运动
三、锋面上的垂直运动（动力原因2）
暖气团受锋面抬升产生上升运动，通常上升速度缓慢，但持续时间可以很长，形成大范围的层状云系和连续性降水。
降水区在冷气团一侧。
四、地形抬升引起的垂直运动（动力原因3）
在山的迎风坡一侧，气流上升；在背风坡一侧，气流下沉。
故云雨区出现在迎风坡一侧。
五、动力原因引起的垂直运动的特点
通常影响范围大；持续时间长；垂直速度小，对流运动不激烈。

第二节 大气稳定度
一、大气稳定度(Atmospheric Stability)的概念
1、大气层结(Stratification)
――大气中温度和湿度随高度的分布。
层结曲线――环境空气温度随高度的变化曲线（变化率）。
2、大气稳定度
――周围大气使垂直方向上受扰动的气块返回或远离起始位置的趋势和程度。
二、大气稳定度的判据
1、Υm<Υd<Υ
――绝对不稳定
无论是干空气块、未饱和湿空气块，还是饱和湿空气块，空气都是不稳定的。
促进对流发展，易出现不稳定性天气。
对流云（Cb），阵性降水，雷暴雨，龙卷，冰雹等。
2、Υ<Υm<Υd
――绝对稳定
无论是饱和湿空气块，还是未饱和湿空气块和干空气块，空气都是稳定的。
抑制对流的发展，出现稳定性的天气。
Υ＝0（同温），Υ<0（逆温）时，层云、雾、毛毛雨、层状云、波状云。
3、Υm<Υ<Υd
――条件性不稳定
对干空气块和未饱和湿空气块而言，稳定；对饱和湿空气块而言，不稳定。
使条件性不稳定向绝对稳定的方向转化的条件是增加水汽。
第六章 云和雾
第一节 云
一、云(cloud)的形成条件
1、云的组成成份――水滴、冰晶或二者的混合体。
2、发生在大气中的冷却过程――绝热冷却、辐射冷却、平流冷却和乱流冷却等。
上升运动引起的绝热冷却是形成云的主要原因。
3、云的形成条件――上升运动＋水汽
云的消散条件――下沉运动
二、云的分类
1、观测分类
云族云底高度云属降水特点
中文名国际名国际缩写
高云>5000m卷云CirrusCi
卷层云Cirro-StratusCs
卷积云Cirro-CumulusCc
中云2500m～
5000m高层云Alto-StratusAs连续性或间歇性的雨、雪
高积云Alto-CumulusAc
低云<2500m层积云Stratus-CumulusSc间歇性微弱的雨、雪
层云StratusSt毛毛雨
雨层云Nimbo-StratusNs连续性中～大的雨、雪
碎雨云Fracto-NimbusFn（附属云）
积云CumulusCu
积雨云Cumulo-NimbusCb阵性降水

2、物理分类
云型低云中云高云大气稳定度
层状云雨层云（Ns）、层云（St）高层云（As）卷层云（Cs）稳定
Υ<Υm<Υd
波状云层积云（Cs）、高积云（Ac）卷积云（Cc）
积状云
（对流云）淡积云（Cu hum）、浓积云（Cu cong）、积雨云（Cb） 卷云（Ci）不稳定
Υm<Υd<Υ

第二节 降水(Precipitation)
一、降水量和降水强度
1、降水量――降水未经蒸发、渗透、流失，在水平面上所积聚的水层深度，以mm为单位。
2、降水强度
――单位时间内的降水量，单位mm/h，mm/d，（12h或24h总降水量）。
二、降水性质
1、连续性降水（Ns和As降水）
――持续稳定、（通常）中等雨量，持续时间常在10h以上。
2、间歇性降水（Sc和厚薄不均匀的As）
――强度时大时小、时降时止，但变化很缓慢，云和其它要素无显著变化。
3、阵性降水（Cb、Cu cong、不稳定的Sc）
――降水强度变化快、骤降骤止、天空时亮时暗、持续时间短，常伴有强阵风。

第三节 海洋上的雾
一、雾（Fog）的定义
――悬浮于近地面气层中的小水滴、小冰晶或两者混合物的集合体，使水平能见度小于1km（或0.5n mile）的现象。
若能见度降至1～10km之内时，称为轻雾(Mist)。
二、雾的种类与特点
1、 平流雾（Advection Fog，海雾）
1）定义
――暖湿空气流经冷的下垫面，低层空气冷却，使空气达到饱和水汽凝结而形成的雾。
2）分布地区
――冷、暖海流交汇的冷流一侧；水平温度梯度大的海陆交界处。
3）特点
――浓度大，厚度大；水平范围广，持续时间长；
――远洋雾的浓度及生消时间没有日变化；沿海及岛屿的雾有一定的日变化；
――随风飘移，伴有层云。
2、锋面雾（Frontal Fog，雨雾或降水蒸发雾）
1）定义
――锋面上暖气团里下降的雨滴穿过锋面落到冷气团里，雨滴蒸发，使锋面下冷气团近地面层的空气达到饱和而形成的雾。
2）分布地区
――暖锋前、一型冷锋后、锢囚锋的两侧。
3）特点
――浓度及生消时间不受气温日变化的影响；
――雾区随锋面和降水区的移动而移动。
3、辐射雾（Radiation Fog，陆雾）
1）定义
――晴朗微风、比较潮湿的夜间，由于地面辐射冷却，近地面层气温降至露点或露点以下，使水汽凝结而形成的雾。
2）分布地区
――内陆潮湿洼地、沿海港湾。
3）生消特点
――一年四季均能发生，秋冬季居多，冬季入海易消散，夏季入海消散慢。
――具有明显的日变化，夜间形成，日出前最浓，日出后随气温升高而消散。
――晴夜有利于雾生成，晴天有利于雾消散；阴夜不利于雾形成，阴天也不利于雾消散。
――微风有利于雾形成，强风和静风均不利于雾形成。
――冬季消散慢，夏季消散快。
4、蒸汽雾（Steam Fog）
1）定义
――冷空气流经暖水面时，水面不断蒸发水汽进入低层空气，使贴近水面的低层空气达到饱和而形成的雾。
2）分布地区
――高纬沿海、极地冰间水面、冰缘等。
3）特点
――冬季最常见。
――浓度不大，厚度薄。
――有显著的日变化。
――在任何风速下都可能发生。但风向改变可使雾消散。
此外，还有地形雾和海陆轻风雾。
三、平流雾的形成条件
1、冷的海面
――西北太平洋，表层水温低于20℃；黄海北部水温低于24℃。
2、适当的水汽温差
――长江口外海域和北海道以东海面，0℃～6℃，温差2℃～3℃频率最高；
日本海和北太平洋，温差1℃时频率最高。
当温差>8℃后，海雾很少发生。
3、适合的风向、风速
风向――垂直于表层等水温线，由高温吹向低温；中国东部沿海，S、SE、E风适合平流雾形成，黄海北部还要再加上NE风。英吉利海峡，SW风。
风力――2～4级。
4、充沛的水汽
――相对湿度f≥80%
5、低层逆温层结
四、平流雾消散的条件
风向大角度改变，风力增至很大或减至很小。如冷锋过境。

第七章 海水温度和海冰
第一节 海洋的划分
一、洋（Ocean）
――面积广，深度大
――水文要素相对比较稳定
――水色高，透明度大
――有独立的潮流系统和洋流系统
二、海（Sea）
1、特点
――洋的附属部分
――深度比大洋浅
――水温有显著的季节变化
――水色低，透明度小
――没有自己独立的潮波和海流系统
――潮汐现象比大洋显著
2、分类
――内陆海（地中海）
陆间海，如欧洲的地中海
陆内海，如渤海、红海、波斯湾
――边缘海，如黄海、东海、日本海、白令海
三、海湾（Bay/Gulf）
――洋或海的一部分延伸入大陆，宽度、深度逐渐减小的水域
――潮差大
四、海峡（Strait/channel）
――海洋中相邻海区之间宽度较窄的水道。
――流急，潮流流速大。
历史习惯称谓：波斯湾、墨西哥湾――应为海等；阿拉伯海――应为湾。

第二节 海水温度(Sea Temperature)
一、表层海水温度的分布
1、分布特点
――海水表面到0.5m深处之间的海水温度
――等温线大体与纬线平行，水温由低纬向高纬逐渐降低；
――北半球大洋西部寒流与暖流交汇处，水平温度梯度大，形成等温线密集带，称为“海洋锋”。海洋锋不仅直接影响海水本身的运动，而且，海洋锋区上空往往是大气多风暴的活动区域。
――影响表层水温分布的因素是太阳辐射、海流、海陆分布。
2、中国近海表层水温分布
1）全年表层水温2月份最低，冬季南北温差大，等温线几乎与岸线平行；沿岸水温低于外海。
2）全年表层水温8月份最高，夏季南北温差小，沿岸表层水温高于外海。
二、海水温度的垂直分布
――混合层（0～100m）
――温跃层
――恒温层
――－总体特点：上层水温变化快，下层水温变化慢。
三、海温的日、年变化
1、日变化
――大洋表层水温日变化小，近海表层水温日变化大；
――大洋上，纬度越低，日较差越大；
－－夏季日较差大，冬季日较差小。
2、年较差
――赤道、热带海区、寒带年较差小，中纬大；
――年较差大于日较差。
3、与气温的比较
――海水温度变化幅度小
――水温的变化相位落后于气温
――冬季水温比气温高，夏季水温比气温低。
四、海陆热力差异及其对气温变化的影响
海陆热力差异表现为：
――太阳辐射在陆地穿透浅，在海洋上穿透深；
――海水热容量比陆地大；
――海水具有流动性
对大气加热的结果：
――海上气温变化和缓，陆上空气变化快。

第三节 海冰（Sea Ice）
一、海水自身结冰的特点
――当海水盐度为24.69‰，海水最大密度温度与冰点温度相同，为－1.33℃；
――当海水盐度<24.69‰，海水最大密度温度高于海水冰点，结冰过程与纯水相同；
――当海水盐度>24.69‰，海水可以从任何一个层次先开始结冰，结冰速度慢。
结论：大洋中平均盐度35‰，冰点－1.9℃，不易结冰，即使结冰，结冰速度也慢；
在持续降温的条件下，海冰首先在海岸附近、浅水区域或盐度较低的海区形成。
二、海冰的种类
1、按运动状态分
――岸冰（一般止于25m等深线