第一节 大气概况
大气成分：在大气成分中，氮气和氧气成分对大气温度的变化影响不大，而含量稀少的二氧化碳、臭氧和水汽是影响大气温度分布及其天气变化的主要成分。 大气中的二氧化碳是温室气体，它对太阳短波辐射吸收甚少，强烈吸收和放射长波辐射，对地面和大气的温度分布有重要影响，类似温室效应，直接影响气候变迁。在大气中二氧化碳平均含量约为0.03%，若达到0.2%以上，会对人体有害。二氧化碳的含量城市多于农村，夏季多于冬季，室内多于室外。
大气中臭氧的分布是随高度、纬度等的不同而变化的，在近地面层臭氧含量很少，从10 km 高度开始逐渐增加，在20～30 km 高度处达最大值，通常把臭氧集中的20～40 km 气层称为臭氧层。臭氧能强烈吸收太阳紫外线，使臭氧层增暖，影响大气温度的垂直分布，从而对地球大气环流和气候的形成起着重要的作用。 通常把含水汽的空气叫做湿空气，在同一气压和温度下，湿空气密度只有干空气的62.2%。空气中的水汽含量有明显的时空变化，一般夏季多于冬季，白天多于夜间。低纬度洋面和森林地区多于高纬度寒冷干燥的陆面。在垂直方向上，空气中的水汽含量随高度的增加而迅速减少。水汽是常温下发生相变（固、气、液三态）的唯一大气成分，它也是造成云、雨、雪、雾等现象的主要物质源泉。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能，对大气运动的能量转换、地面和大气温度的变化都有重要的影响。
大气中悬浮着多种固体微粒和液体微粒，统称大气气溶胶粒子或杂质。这些杂质，在水汽相变过程中，成为水汽凝结的核心，对云、雾的形成起重要作用。同时固体微粒能散射、漫射和吸收一部分太阳辐射，也能减少地面长波辐射的外逸，对地面和空气温度有一定影响，并会使大气的能见度变坏。液体微粒是指悬浮于大气中的水滴和冰晶等水汽凝结物。
大气污染是由于人类活动使局部甚至全球大气成分发生变化而危害人类和动植物的生存环境的事件。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。大气中的悬浮颗粒物、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。二氧化硫在臭氧的作用下引起有害的酸雨；氮氧化物和碳氢化合物在太阳紫外线的照射下产生有毒的光化学烟雾。
大气垂直结构：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。
第二节 气温
气温的定义和温标： 气温（Air temperature ）是用来表示空气冷热程度的物理量。大气中的温度一般以百叶箱中干球温度为代表，温度的数值表示法称为温标。目前我国采用摄氏（℃）温标和绝对温标。摄氏温标以气压为1013.25 hPa 时，纯水的冰点为0℃，沸点为100℃。在理论研究上常用绝对温标，以K 表示，其零度值等于摄氏-273.15℃，称为“绝对零度”。两种温标之间的换算关系如下：
K ＝C ＋273 （1-2-1）
一些欧美国家使用华氏温标（℉）。华氏温标将纯水的冰点定为32℉，沸点定为212℉。华氏温标和摄氏温标之间的关系：
C =5
9
9
5(F -32) （1-2-2） F =C +32 （1-2-3）
太阳、地面和大气辐射：自然界中一切温度高于绝对零度的物体，都在时刻不停地以电磁波的形式向四周放射能量，同时也接收着周围射来的电磁波，这种传递能量的方式称为辐射。电磁波的波段从波长短的一侧开始，依次叫做伽玛射线、艾克斯射线、紫外线、可见光、红外线、无线电波。研究表明：物体的温度愈高，放射能力愈强，辐射出的波长愈短；温度愈低，放射能力愈弱，辐射出的波长愈长。任何物体一方面因放射辐射消耗内能而使本身的温度降低，另一方面又因吸收其他物体放射的辐射能并转变为内能而使本身的温度增高。
1．太阳、地面和大气辐射
太阳是一个巨大的火球，表面温度约6000K 。太阳辐射是地球表面和大气唯一的能量来源。太阳辐射的主要能量集中在波长0.15～4μm 范围内，气象上称为短波辐射。
地面和大气的温度约为300K ，比太阳表面温度低得多，辐射能量弱，主要是红外辐射。地球大气辐射能量的95%集中在4～120μm 的范围内，最大辐射所在的波长约为10μm ，气象上称为长波辐射。
2．地气系统的辐射差额
物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为净辐射或辐射差额。即：辐射差额=收入辐射-支出辐射。无论南、北半球，地-气系统的辐射差额在纬度35°以下的低纬赤道地区辐射差额是正值，35°以上的高纬极地地区是负值。多年的观测事实表明，高纬及低纬地区的平均温度变化是很微小的，基本保持恒定。这说明必定有另外一些过程进行高低纬地区之间的热量交换，这种热量的交换正是由大
气的经向输送和海水的冷暖流交换来完成的。
空气增热和冷却方式：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。
气温随时间的变化：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。
第三节 气压
气压概述： 1．气压与天气
气压与天气之间有着密切的关系。当气压降低时，天气变坏，可能出现阴雨、大风和低能见度等天气；当气压升高时，天气转好，伴随晴空少云或无云的天气。
2．气压的定义和单位
气压是指单位截面积上空气柱的重量，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），760 mm 水银柱高的大气压称一个标准大气压，相当于1013.25百帕（hectopascal ）。气压使用的单位有百帕（hPa ）、毫巴（mb ）和毫米柱高（mmHg ）。它们之间的关系为：
1 hPa =1 mb 1 hPa =3/4 mmHg 1 mmHg =3/4 hPa
气压的变化： 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。
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
所承受垂直气柱的重量。dz =-ρg 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h ≈8000
p (1+t /273)
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：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3～5 hPa ，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。
气压梯度：单位距离内气压的改变量称为气压梯度，即-ΔP /Δn 。在平直等压线分布的气压场中，气压梯度的方向垂直于等压线，由高压指向低压。在弯曲等压线分布的气压场中，气压梯度的方向为垂直于弯曲等压线的切线，由高压指向低压。因此，气压梯度的大小取决于等压线的疏密程度。等压线越密集，气压梯度越大，反之相反。
海平面气压场的基本形式：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。
第四节大气湿度
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。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
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 /cm 3，kg /m 3。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 d ）。单位与气温相同。在气压一定时，露点的高低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。
湿度的日年变化： 水汽压的日变化有两种类型。一种是双峰型：主要在大陆上湍流混合较强的夏季出现。水汽压在一日内有两个最高值和两个最低值。最低值出现在清晨气温最低时和午后湍流最强时，最高值出现在9～10时和21～22时。
另一种是单波型，多出现在海洋上、沿海地区和陆地上湍流不强的秋冬季。水汽压与气温的日变化一致，最高值出现在午后气温最高、蒸发最强的时刻，最低值出现在气温最低、蒸发最弱的清晨。
水汽压的年变化与气温的年变化相似，有一个最高值和一个最低值。最高值出现在气温高、蒸发强的7～8月份，最低值出现在气温低、蒸发弱的1～2月份。 相对湿度的日变化主要决定于气温。相对湿度的日变化与气温日变化相反，其最高值基本上出现在清晨气温最低时，最低值出现在午后气温最高时。
相对湿度的年变化一般以冬季最大，夏季最小。某些季风盛行地区，由于夏季盛行风来自于海洋，冬季盛行风来自于内陆，相对湿度反而夏季大，冬季小。 湿度这种有规律的年、日变化的特征有时会因天气变化等因素而遭破坏，其中起主要作用的是湿度平流。当空气从湿区流到干区时（称为湿平流），引起所经地区湿度的增加。当空气从干区流到湿区时（称为干平流），引起所经之处的湿度减小。
第五节 空气水平运动-风
风概述：空气相对下垫面的水平运动称为风（Wind ）。风是表示气流运动的物理量。风是向量，既有大小（风速）又有方向（风向）。
1．风速
风速是单位时间内空气在水平方向上移动的距离。风速单位常用m /s 、knot （海里/小时，又称“节”）和km /h 表示，其换算关系如下：
1m /s =3.6 km /h 1knot =1.852 km /h 1km /h =0.28 m /s 1knot ≈0.5 m /s
2．风向
风向是指风的来向。地面风向用16方位或度数（0°～360°）表示，高空风向常用度数表示，即以0°（或360°）表示正北，90°表示正东，180°表示正南，270°表示正西。在16方位中，每相邻方位间的角差为22.5°。
3．风力
在日常生活和实际工作中，人们习惯用风力表示风的大小。风力等级是根据风对地面或海面的影响程度来确定的。风力等级从0～17共分18个等级。
4．风压
风吹过障碍物时，在与风垂直的方向上单位面积所受到的压力称为风压。风压与风速之间的关系可用下式表示：
P ＝0.0625V 2 （1-5-1）
式中 P 表示风压，单位为kg /m 2
V 表示风速，单位为m /s 。
5．风的阵性
在观测风时发现，风速时大时小，风力忽强忽弱，风向则不停变化，这种现象称为风的阵性。风的阵性是大气湍流运动的结果。实际观测中，常常观测一段时间内的平均风向风速，以消除风的阵性影响。一般到2～3 km 高度以上就不明显了。一日内阵性最强在午后，一年中阵性最强在夏季。
6．风的日、年变化
风具有明显的日、年变化规律。日出后，地面增热，大气层结不稳定性增加，湍流交换随之加强，上下层空气得以交换混合，导致下层风速增大，上层风速减小，午后最为明显。夜间大气层结稳定性增加，湍流交换作用减弱，上层风速又逐渐变大，下层风速则逐渐变小。
风的年变化与气候条件和地理条件有关。在季风地区风向有明显的年变化规律，在非季风地区风向年变化规律不明显。
作用于大气的力：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。在任意纬度上作用于单位质量运动空气上的水平地转偏向力为：A n ＝2Vωsin φ，式中V 为空气运动速度，ω为地转角速度，φ为纬度。 地转偏向力有以下特点：
（1）地转偏向力只是在物体相对于地面有运动时才产生，物体静止时，不受地转偏向力的作用。
（2）地转偏向力的方向同物体运动的方向相垂直，在北半球，地转偏向力指向物体运动的右方，使物体向原来运动方向的右方偏转；在南半球，地转偏向力指向物体运动的左方，使物体向原来运动方向的左方偏转。
（3）它只能改变物体运动的方向，不能改变物体运动速率的大小。
（4）地转偏向力的大小与风速和纬度的正弦成正比。在同纬度，风速越大，地转偏向力越大。在风速相同的条件下，地转偏向力随纬度的增高而增大，在赤道上地转偏向力为零。
4．惯性离心力
当空气做曲线运动时，将作用于空气上与向心力大小相等而方向相反的力称为惯性离心力。惯性离心力同运动的方向相垂直，自曲率中心指向外缘。对单位质量空气而言，惯性离心力表达式为：C =V
r 2，式中表明惯性离心力C 的大小与
运动物体的线速度V 的平方成正比，与曲率半径r 成反比。惯性离心力和地转偏向力一样只改变物体运动的方向，不改变运动速度的大小。
5．摩擦力
摩擦力是空气贴近下垫面运动时，下垫面对空气运动的阻力。它的方向与空气运动方向相反，大小与空气运动的速度和摩擦系数成正比，其表达式为：R ＝-μV ，式中R 为摩擦力，μ是为摩擦系数，V 为空气运动速度。在大气中不同高度上摩擦力的大小是不同的，以近地面层（地面至30～50m ）最为显著，高度愈高，作用愈弱，到1～1.5 km 以上，摩擦力的影响可以忽略不计。
上述四个力都是在水平方向上作用于空气的力，但它们对空气运动的影响不同。一般来说，水平气压梯度力是空气产生运动的原动力，其他力是在空气运动开始后才起作用的，而且所起的作用视具体情况而不同。水平地转偏向力对中高纬度或大尺度的空气运动影响较大，而对低纬地区特别是赤道附近的空气运动影响甚小。惯性离心力只在空气作曲线运动时起作用。摩擦力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。地转偏向力、惯性离心力和摩擦力虽然不能驱动大气运动，但却能影响大气运动的方向和速度。
地转风：在地面图上，为讨论和处理问题方便，不考虑摩擦力的影响，则可迅速计算出对应的地面地转风速。在海图上取一个纬距Δn =60 n mile ，标准情况下空气密度ρ=1293 g /m -3，地转角速度ω=7.29×10-5s -1，若取Δp =1hPa ，代入地转风公式，计算后得：
V g 0＝4. 78sin ϕm /s
（1-5-3）
当Δp ≠1hPa 时，地转风速为：
V g ＝V g 0⨯∆p =4. 78sin ϕ⨯∆p m/s
（1-5-4）
利用此式可以计算水平间隔为60 n mile ，任意气压差时的地转风。
4．等压面上的地转风
在高空中，应用等压面图来代替等高面图，用位势梯度代替气压梯度得到地转风公式，即
V g =-9. 82ωsin ϕ∆H ∆n m /s
（1-5-5）
公式中地转风直接与等压面上的位势梯度成正比，与纬度的正弦成反比。对于某地来说，纬度相同，只要比较各层等压面图上的等高线疏密程度，就可确定各层地转风速的大小。
梯度风：当空气质点作曲线运动时，除受气压梯度力和地转偏向力作用外，还受惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时所吹的风，称为梯度风。
在低压内气压梯度力指向高压中心，地转偏向力和惯性离心力指向低压，达到平衡状态时的梯度风关系式为：G ＝A ＋C 。只要气压梯度和梯度风按一定比例增大，三力的平衡总可建立。因此，气旋中气压梯度和风速可以任意大。 在高压内气压梯度力和惯性离心力指向外，而地转偏向力指向内，三个力达到平衡时的梯度风关系式为：A ＝G ＋C 。当气压梯度和梯度风按一定比例增大时，C 比A 增大的快，三力不能保持平衡。只有使气压梯度和梯度风减小，才能三力保持平衡。在反气旋中，最大水平气压梯度出现在高压边缘，越近中心越小。曲率小处等压线密集，曲率大处等压线稀疏。并且，在中高纬度反气旋的风速较大，在较低纬度反气旋中风速较小。
由此可以得出以下结论：①最大水平气压梯度的分布是，在反气旋边缘较大，越向中心部分越小。当等压线曲率不均匀时，在曲率小处，即等压线平直的地方，等压线较密集。在曲率较大处，即等压线弯曲较大的地方，等压线稀疏。②纬度越高，空气密度越大，水平气压梯度值越大。因此，在冬季中高纬大陆上反气旋等压线要密一些。③在反气旋边缘风速大，越向中心部分风速越小，在中心附近微风或无风。
可以证明，在一定纬度，当G 相等时，低压梯度风风速小于地转风速，高压梯度风风速大于地转风速。即V a ＞V g ＞V c 。
梯度风与地转风既有共同点，又有不同处，两者都是作用于空气质点的力达到平衡时的风。梯度风考虑了空气运动路径的曲率影响，它比地转风更接近于实际风。
摩擦层中空气的水平运动：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，交角也有所增加。实际风速比相应的地转风速要小，通常陆面上的风速（取10～12m 高度的风速）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。
第六节 大气环流
决定大气环流的基本因子：大气环流的基本状况是由若干影响程度不同的因子决定的，其中最重要的是：太阳辐射随纬度的不均匀分布、地球自转、海陆分布和高大地形。
1．太阳辐射与单圈环流
太阳辐射虽然是大气环流的最终能源，但驱动大气运动的真正原因是太阳辐射能在地表面上的不均匀分布。假定地球不自转，地表平坦，下垫面均一，只考虑太阳辐射随纬度的不均匀性。由于赤道和低纬地区是辐射源，温度高，产生上升气流；高纬和极地是辐射汇，温度低，产生下沉气流。在对流层高层空气由赤道流向极地，低层空气由极地流向赤道，从而产生了一个理想的直接热力环流圈，称单圈环流。
2．地球自转与三圈环流
假定地表平坦、下垫面均一，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，产生三圈环流，即赤道环流或哈德莱环流、极地环流和中间环流。而在水平面上则形成了东、西风带和分隔它们的极锋辐合带、副热带高压带和赤道辐合带。
3．海陆不均匀分布
海陆热力性质差异表现在三方面：
（1）辐射性质差异：太阳辐射在陆地只限于一个薄层内，而在海洋里可以达到几十米深。因此，大陆上的温度远比海洋上温度对太阳辐射敏感得多。
（2）热容量差异：海水的热容量是陆地热容量的两倍，海洋升温和降温速度远小于陆地。
（3）海水具有流动性：海水的流动使热量在较大范围和较深的层次内均匀分布。
由于海陆分布不均匀，冬季大陆是冷源，使其上面的空气变冷，易形成高压，而海洋是热源，使其上面的空气变暖，易形成低压。当空气由大陆移向海洋时，在陆面上不断冷却降温，常在大陆东岸形成温度场中的冷舌和高度场中相应的高空低压槽。夏季的情况与冬季相反，大陆东岸容易出现高空脊，大洋东部容易出现高空槽。
由于海陆的不均匀加热有明显的年变化，所以它对大规模风系的年变化（季风现象）必将发生重要的作用。世界上最明显的季风区就在亚洲南部，冬季盛行东北季风，夏季盛行西南季风。
4．高大地形影响
高大地形对大气运动产生热力的和动力的作用。在动力作用方面，强迫气流过山时发生爬升和绕流，哪一种占优势要看山脉的形状和大气的稳定度而定。当气流爬山时，在迎风坡，导致槽变浅，脊变强。反之，在背风坡，导致槽加深，脊减弱。如果地形过于高大或气流比较浅薄，气流发生绕流，在高原南北两侧气压梯度最大，这里的风速也最强，于是常形成南北两支西风急流。
在热力作用方面，象青藏高原这样的大地形矗立在大气之中，由于其热力性质与四周大气迥然不同，冬季它是一个冷源，夏季是热源。这种热力作用使大气温度场产生扰动，并进而使气压场产生相应的槽脊。
气压带和行星风带： 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。
5．副热带无风带（Horse Latitudes ）
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。
海平面平均气压场的基本特征：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。
季风环流：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。我国台湾附近海面及南海，东北风占绝对优势，频率高达70%以上。一次冷空气活动，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。
海陆风和山谷风：1．海陆风
由海陆热力差异而产生的具有明显日变化的周期性风系称为海陆风环流。白天近地面层的风由海洋吹向陆地叫海风（Sea breeze ），夜晚风由陆地吹向海洋叫陆风（Land breeze ）。海陆风可以出现在不同纬度的沿岸地区，但以热带地区最为突出。海风比陆风强，海风可达5～6 m /s ，陆风只有2～3 m /s ；海风的水平范围和垂直厚度也比陆风大。海风和陆风的转换时间随地区和天气条件而异。通常，海风始于8～11时，到13～15时最强，日落后明显减弱，20时后转为陆风。如果是阴天，海风出现的时间要向后延迟，有时到中午12时左右才出现，强度也明显减弱。在海风和陆风交替期间可暂时出现静风，在低纬地区，特别是傍晚无风时，使人有异常闷热之感。
2．山谷风
在山区，白天自谷底沿山坡吹向山顶的风称为谷风；夜间自山顶沿山坡吹向谷底的风称为山风。谷风一般在日出后9～10时开始，午后最强；日落后山风开始，逐渐增强，到日出前最强。通常，谷风比山风强。山谷风在夏季较明显，冬季较弱。
在我国沿海，不少港口都能观测到明显的海陆风。有些港口因受地形影响，海陆风与山谷风往往同时出现，由于两者迭加作用的结果使向岸风（海风十谷风）和离岸风（陆风十山风）都相当显著。例如，秦皇岛和连云港就是如此。
局地地形的动力作用对风的影响： 1．绕流和阻挡作用
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。
2．峡管效应
当气流从开阔地区进入峡口时，而产生的强风，称为峡谷风。通常气流从开阔海面进入嗽叭口式地形时，气流的横截面积减小，由于空气质量不能在此堆积，于是气流加速运动，从而使风速明显加大，风向被迫改变为沿峡谷走向，这是一种峡管效应。
3．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。如南非的好望角，是个令航海者生畏的地方，由于岬角效应助长咆哮西风带上的狂风恶浪。我国山东半岛的成山头附近海面，由于岬角效应偏北风通常比周围要大1～2级左右，有中国的好望角之称。
4．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。
地面实际风的分布：在世界海域上，南半球中高纬咆哮的西风带是著名的狂风恶浪海域，尤其在南非的好望角和南美的合恩角风浪更大。在冬季北大西洋中高纬度海域、北太平洋中高纬度海域和夏季北印度洋海域也是典型的狂风恶浪海域。另外，比斯开湾和一些海峡风浪均比较大。
我国海域冬季常盛行偏北大风，其中渤海、黄海多西北风，东海主要为北风，台湾海峡和南海多东北大风。夏季，渤海、黄海东海主要吹东南风，台湾海峡和
南海多吹西南风。
第八节 云和降水
云: 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。 积状云是由不稳定层结的自由对流发展而形成的云。对流愈强，对流上限高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。
降水：1．降水定义和种类
从云中降到地面上的液态或固态水，称为降水。只有当云滴增长到能克服空气阻力和上升气流的托举，并且在降落至地面的过程中不致被蒸发掉时，降水才形成。
由于云的温度、气流分布等状况的差异，降水具有不同的种类：雨、毛毛雨、雪、雨夹雪、冻雨、冰雹、冰粒、冰针等。
2．降水性质
降水具有不同性质，通常分为连续性、阵性和间歇性降水。连续性降水历时长，强度变化小，降水主要来自高层云和雨层云。如暖锋通过时，这类降水最典型。阵性降水历时短，强度变化很快，骤降骤止，天空时明时暗，降水来自浓积云和积雨云，并常伴有阵性大风等特点。间歇性降水指降水强度时大时小，时降时止，但变化缓慢，云和其他要素无显著变化。降水主要来自层积云和厚薄不均匀的高层云。
3．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1-8-2和表1-8-3所示。
第九节 雾和能见度
雾的定义和雾对航海的影响：雾是由浮游在近地面层中的微小水滴或冰晶组成的凝结物。一般将水平能见度在0.5～5 n mile 范围的雾称轻雾，小于0.5 n mile 的雾称浓雾。雾的形成与云一样，都是发生在大气中的水汽凝结现象，只是云悬浮在空中，雾贴近地表面，因此可以把雾看成地面上的云。凡是在有利于空气低层冷却的地区，如果水汽充分，风力适度，大气层结稳定，并有大量的凝结核存在，便最容易生成雾。
雾是影响海面能见度的主要因子，无论在海上还是港口，当发生浓雾时能见度十分恶劣，使船舶雷达等现代化导航仪器受到影响，导致偏航、搁浅、触礁和碰撞等事故发生。据世界海事组织统计，有60～70%的海上事故与雾有关系。因此，为了避免或减少雾中航行事故，海上避碰规则中专门制定了船舶在能见度不良时的行动规则。
平流雾：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0～6︒C 的范围内，其中2～3︒C 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：①风向突变，风力增大；②水温下降，温差拉大；③冷锋过境；④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。
辐射雾： 1．辐射雾定义
在晴朗微风而又比较潮湿的夜间，地面辐射冷却使近地面温度下降，当气温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，日出前最浓，日出后随着低层气温逐渐升高而减弱消散。（4）辐射雾有明显的地方性。
锋面雾：1．锋面雾定义
在锋面上暖气团中产生的水汽凝结物（云滴或雨滴）落入冷气团内，经蒸发使近地面的低层空气达到饱和而凝结形成的雾，称为锋面雾（Frontal fog ）。锋面雾经常发生在冷、暖空气交界的锋面附近，随锋面降水相伴而生，故又称降水雾或雨雾。
2．锋面雾的形成条件
锋面雾最常形成于锢囚气旋中和气旋中暖锋接近中心的部分。多在锢囚锋两侧和暖锋前产生，有时缓行冷锋后也形成。
3．锋面雾的特点
锋面雾的范围不大，浓度和厚度均小。锋面雾随锋面和降水区的移动而移动，持续时间较短，不受气温日变化的影响。
蒸汽雾： 1．蒸汽雾定义
寒冷的空气覆盖在较暖的水面上，水汽蒸发进入冷空气，达到饱和、凝结形成的雾称为蒸气雾。蒸汽雾和锋面雾统称为蒸发雾（Steam fog ）。
2．蒸汽雾的形成条件
深秋和冬季，陆面比水面冷。从陆面，特别是冰原上的寒冷空气流到较暖的水面上，当气温远低于水面温度15℃以上，空气层结稳定时，就会产生蒸汽雾。
蒸汽雾多产生于极地冰盖的边缘、冰间水面以及亚洲和北美的东海岸。一般在南方的暖洋流进到极地区域时，极地的冷空气覆盖在暖水面上而形成蒸汽雾。此外，蒸汽雾的发生与风速无关，在5～40m /s 的风速中均观测到蒸汽雾的发生。风向改变可使蒸汽雾消散。
3．蒸汽雾的特点
蒸汽雾的特点是范围和浓度不大，厚度薄，离水面几米，有时遮不住大船桅杆，持续时间短，日变化明显。蒸汽雾多限于高纬沿海、冰缘和冰间水边较狭窄的水带，稍远的地方就没有这种雾。汽蒸汽雾一般多产生于清晨，日出后随气温上升而慢慢消散。
世界海洋雾的分布：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。
海面能见度： 1．海面能见度的概念
正常视力的人在海上180°视野范围内所能看到的最大水平距离称为海面能见度（Visibility ）。能见度常以km 或n mile 为单位。所谓“能见”就是能将目标物的轮廓从天空背景上分辨出来。在海洋上，通常以水天线作为目标物进行观测。大气透明度是影响能见度的直接因子，其次是目标物和背景的亮度以及人的视觉感应能力。影响能见度的主要天气现象有沙尘瀑、雾、霾、烟、雨、雪和低云等。
2．海面能见度的等级
根据能见距离的大小，气象上将能见度分成0～9共10个等级，能见度好等级大，能见度差等级小。但在气候资料和世界各国发布的天气报告中，通常能见度不用等级，而以能见度恶劣（Visibility bad ）、能见度不良（Visibility poor ）、能见度中等（Visibility moderate ）、能见度良好（Visibility good ）、能见度很好（Visibility very good ）和能见度极好（Visibility excellent ）等用语来表示。
第十节 船舶海洋水文气象观测
船舶海洋水文气象观测概述： 1．意义
（1）弥补海上测站稀少，资料不足的状况。
（2）对天气预报进行补充订正。
（3）为气象导航提供时实资料。
2．基本要求
（1）船舶测报所获得的资料应能反映出测报船舶所在海域的水文气象基本情况。
（2）船舶测报包括海上水文气象要素的观测、编报和以后的资料处理。
（3）测报船舶（以下简称测船）的测报项目及其测量的准确度等一经确定后不得随意变动。
3．观测项目、时次、程序
（1）观测项目
气象项目：气温、湿度、气压、风、云、海面有效能见度和天气现象等。 水文项目：海浪、表层海水温度、表层海水盐度、海发光和铅直海水温度等。
（2）观测时次
每天按世界时（UTC ）00、06、12、18时四次观测，但表层海水盐度每天06时采样一次，海发光每天在天黑后进行观测，铅直海水温度每天00时、12时进行观测。
如遇海上天气、海况恶劣的情况，其风、气压、海浪等项目加密到每小时观测一次。
（3）观测程序
观测程序一般由测船自行安排，每次观测应从正点前30 min 开始至正点结束。但气象项目观测应安排在正点前15 min 内进行，其中气压应在接近正点时观测。
遇有船只避让等特殊情况不能准时观测时，可在正点后30 min 内补测完毕，并在记录表中有关栏内注明。因故无法补测时，应注明原因。观测记录表格式见《船舶海洋水文气象辅助测报记录表》。
空气温度和湿度的观测： 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。
百叶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。
气压的观测：气象台测量气压的标准仪器是水银气压表。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：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：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“-”。
天气现象的观测： 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。
5．雾（Fog ）
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。
海浪的观测： 海浪是指海面上出现的风浪和涌浪。海浪采用目测的方法进行观测，观测点应选择在视野开阔处。规定观测的项目为风浪高、涌浪高和涌浪向。浪高的单位为米（m ），涌浪的方向是指波浪传来的方向，其单位为度（°）。波高是指相邻的波峰与波谷间的垂直距离。观测波高时首先根据浪的特性，区分出风浪和涌浪，各挑选较远处5个显著大波，分别取平均值作为风浪和涌浪的波高值，精确到小数1位，记入风浪和涌浪栏中。若没有风浪或涌浪时，栏中空白。
表面海水温度的观测和海水采样：表层海水的温度是指海水表面到0.5 m 深处之间的海水温度，单位为摄氏度（℃）。用表层海水温度表观测时，先将帆布桶放入海水中感温1 min 后采水提上，把水温表放入桶中搅动感温2min 后读数。读数时，水温表贮水杯不能离开采水桶水面，将水温表倾斜，使眼睛与水温表水银柱头保持在同一水平面上。先读小数后读整数。夜间观测时，应将水温表置于眼睛与光源之间进行读数。尽量不将水温表提出帆布桶，如不能在桶内读数，应保留水杯中的海水。
海水样品的采集与保存：①每天06Z 测水温时采水样一瓶；②采用密封性能好的样品瓶，用帆布桶采水，每次采集量至少250ml ；③装样品时，先倒净瓶中剩余海水，用现采海水冲洗样品瓶及瓶塞两遍，然后灌入海水样品，盖紧瓶塞，记下瓶号；④海水样品必须放在室内阴暗处，待到港后交测报管理部门。
第一节 大气概况
大气成分：在大气成分中，氮气和氧气成分对大气温度的变化影响不大，而含量稀少的二氧化碳、臭氧和水汽是影响大气温度分布及其天气变化的主要成分。 大气中的二氧化碳是温室气体，它对太阳短波辐射吸收甚少，强烈吸收和放射长波辐射，对地面和大气的温度分布有重要影响，类似温室效应，直接影响气候变迁。在大气中二氧化碳平均含量约为0.03%，若达到0.2%以上，会对人体有害。二氧化碳的含量城市多于农村，夏季多于冬季，室内多于室外。
大气中臭氧的分布是随高度、纬度等的不同而变化的，在近地面层臭氧含量很少，从10 km 高度开始逐渐增加，在20～30 km 高度处达最大值，通常把臭氧集中的20～40 km 气层称为臭氧层。臭氧能强烈吸收太阳紫外线，使臭氧层增暖，影响大气温度的垂直分布，从而对地球大气环流和气候的形成起着重要的作用。 通常把含水汽的空气叫做湿空气，在同一气压和温度下，湿空气密度只有干空气的62.2%。空气中的水汽含量有明显的时空变化，一般夏季多于冬季，白天多于夜间。低纬度洋面和森林地区多于高纬度寒冷干燥的陆面。在垂直方向上，空气中的水汽含量随高度的增加而迅速减少。水汽是常温下发生相变（固、气、液三态）的唯一大气成分，它也是造成云、雨、雪、雾等现象的主要物质源泉。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能，对大气运动的能量转换、地面和大气温度的变化都有重要的影响。
大气中悬浮着多种固体微粒和液体微粒，统称大气气溶胶粒子或杂质。这些杂质，在水汽相变过程中，成为水汽凝结的核心，对云、雾的形成起重要作用。同时固体微粒能散射、漫射和吸收一部分太阳辐射，也能减少地面长波辐射的外逸，对地面和空气温度有一定影响，并会使大气的能见度变坏。液体微粒是指悬浮于大气中的水滴和冰晶等水汽凝结物。
大气污染是由于人类活动使局部甚至全球大气成分发生变化而危害人类和动植物的生存环境的事件。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。大气中的悬浮颗粒物、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。二氧化硫在臭氧的作用下引起有害的酸雨；氮氧化物和碳氢化合物在太阳紫外线的照射下产生有毒的光化学烟雾。
大气垂直结构：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。
第二节 气温
气温的定义和温标： 气温（Air temperature ）是用来表示空气冷热程度的物理量。大气中的温度一般以百叶箱中干球温度为代表，温度的数值表示法称为温标。目前我国采用摄氏（℃）温标和绝对温标。摄氏温标以气压为1013.25 hPa 时，纯水的冰点为0℃，沸点为100℃。在理论研究上常用绝对温标，以K 表示，其零度值等于摄氏-273.15℃，称为“绝对零度”。两种温标之间的换算关系如下：
K ＝C ＋273 （1-2-1）
一些欧美国家使用华氏温标（℉）。华氏温标将纯水的冰点定为32℉，沸点定为212℉。华氏温标和摄氏温标之间的关系：
C =5
9
9
5(F -32) （1-2-2） F =C +32 （1-2-3）
太阳、地面和大气辐射：自然界中一切温度高于绝对零度的物体，都在时刻不停地以电磁波的形式向四周放射能量，同时也接收着周围射来的电磁波，这种传递能量的方式称为辐射。电磁波的波段从波长短的一侧开始，依次叫做伽玛射线、艾克斯射线、紫外线、可见光、红外线、无线电波。研究表明：物体的温度愈高，放射能力愈强，辐射出的波长愈短；温度愈低，放射能力愈弱，辐射出的波长愈长。任何物体一方面因放射辐射消耗内能而使本身的温度降低，另一方面又因吸收其他物体放射的辐射能并转变为内能而使本身的温度增高。
1．太阳、地面和大气辐射
太阳是一个巨大的火球，表面温度约6000K 。太阳辐射是地球表面和大气唯一的能量来源。太阳辐射的主要能量集中在波长0.15～4μm 范围内，气象上称为短波辐射。
地面和大气的温度约为300K ，比太阳表面温度低得多，辐射能量弱，主要是红外辐射。地球大气辐射能量的95%集中在4～120μm 的范围内，最大辐射所在的波长约为10μm ，气象上称为长波辐射。
2．地气系统的辐射差额
物体收入辐射能与支出辐射能的差值称为净辐射或辐射差额。即：辐射差额=收入辐射-支出辐射。无论南、北半球，地-气系统的辐射差额在纬度35°以下的低纬赤道地区辐射差额是正值，35°以上的高纬极地地区是负值。多年的观测事实表明，高纬及低纬地区的平均温度变化是很微小的，基本保持恒定。这说明必定有另外一些过程进行高低纬地区之间的热量交换，这种热量的交换正是由大
气的经向输送和海水的冷暖流交换来完成的。
空气增热和冷却方式：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。
气温随时间的变化：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。
第三节 气压
气压概述： 1．气压与天气
气压与天气之间有着密切的关系。当气压降低时，天气变坏，可能出现阴雨、大风和低能见度等天气；当气压升高时，天气转好，伴随晴空少云或无云的天气。
2．气压的定义和单位
气压是指单位截面积上空气柱的重量，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），760 mm 水银柱高的大气压称一个标准大气压，相当于1013.25百帕（hectopascal ）。气压使用的单位有百帕（hPa ）、毫巴（mb ）和毫米柱高（mmHg ）。它们之间的关系为：
1 hPa =1 mb 1 hPa =3/4 mmHg 1 mmHg =3/4 hPa
气压的变化： 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。
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
所承受垂直气柱的重量。dz =-ρg 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h ≈8000
p (1+t /273)
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：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3～5 hPa ，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。
气压梯度：单位距离内气压的改变量称为气压梯度，即-ΔP /Δn 。在平直等压线分布的气压场中，气压梯度的方向垂直于等压线，由高压指向低压。在弯曲等压线分布的气压场中，气压梯度的方向为垂直于弯曲等压线的切线，由高压指向低压。因此，气压梯度的大小取决于等压线的疏密程度。等压线越密集，气压梯度越大，反之相反。
海平面气压场的基本形式：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。
第四节大气湿度
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。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
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 /cm 3，kg /m 3。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 d ）。单位与气温相同。在气压一定时，露点的高低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。
湿度的日年变化： 水汽压的日变化有两种类型。一种是双峰型：主要在大陆上湍流混合较强的夏季出现。水汽压在一日内有两个最高值和两个最低值。最低值出现在清晨气温最低时和午后湍流最强时，最高值出现在9～10时和21～22时。
另一种是单波型，多出现在海洋上、沿海地区和陆地上湍流不强的秋冬季。水汽压与气温的日变化一致，最高值出现在午后气温最高、蒸发最强的时刻，最低值出现在气温最低、蒸发最弱的清晨。
水汽压的年变化与气温的年变化相似，有一个最高值和一个最低值。最高值出现在气温高、蒸发强的7～8月份，最低值出现在气温低、蒸发弱的1～2月份。 相对湿度的日变化主要决定于气温。相对湿度的日变化与气温日变化相反，其最高值基本上出现在清晨气温最低时，最低值出现在午后气温最高时。
相对湿度的年变化一般以冬季最大，夏季最小。某些季风盛行地区，由于夏季盛行风来自于海洋，冬季盛行风来自于内陆，相对湿度反而夏季大，冬季小。 湿度这种有规律的年、日变化的特征有时会因天气变化等因素而遭破坏，其中起主要作用的是湿度平流。当空气从湿区流到干区时（称为湿平流），引起所经地区湿度的增加。当空气从干区流到湿区时（称为干平流），引起所经之处的湿度减小。
第五节 空气水平运动-风
风概述：空气相对下垫面的水平运动称为风（Wind ）。风是表示气流运动的物理量。风是向量，既有大小（风速）又有方向（风向）。
1．风速
风速是单位时间内空气在水平方向上移动的距离。风速单位常用m /s 、knot （海里/小时，又称“节”）和km /h 表示，其换算关系如下：
1m /s =3.6 km /h 1knot =1.852 km /h 1km /h =0.28 m /s 1knot ≈0.5 m /s
2．风向
风向是指风的来向。地面风向用16方位或度数（0°～360°）表示，高空风向常用度数表示，即以0°（或360°）表示正北，90°表示正东，180°表示正南，270°表示正西。在16方位中，每相邻方位间的角差为22.5°。
3．风力
在日常生活和实际工作中，人们习惯用风力表示风的大小。风力等级是根据风对地面或海面的影响程度来确定的。风力等级从0～17共分18个等级。
4．风压
风吹过障碍物时，在与风垂直的方向上单位面积所受到的压力称为风压。风压与风速之间的关系可用下式表示：
P ＝0.0625V 2 （1-5-1）
式中 P 表示风压，单位为kg /m 2
V 表示风速，单位为m /s 。
5．风的阵性
在观测风时发现，风速时大时小，风力忽强忽弱，风向则不停变化，这种现象称为风的阵性。风的阵性是大气湍流运动的结果。实际观测中，常常观测一段时间内的平均风向风速，以消除风的阵性影响。一般到2～3 km 高度以上就不明显了。一日内阵性最强在午后，一年中阵性最强在夏季。
6．风的日、年变化
风具有明显的日、年变化规律。日出后，地面增热，大气层结不稳定性增加，湍流交换随之加强，上下层空气得以交换混合，导致下层风速增大，上层风速减小，午后最为明显。夜间大气层结稳定性增加，湍流交换作用减弱，上层风速又逐渐变大，下层风速则逐渐变小。
风的年变化与气候条件和地理条件有关。在季风地区风向有明显的年变化规律，在非季风地区风向年变化规律不明显。
作用于大气的力：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。在任意纬度上作用于单位质量运动空气上的水平地转偏向力为：A n ＝2Vωsin φ，式中V 为空气运动速度，ω为地转角速度，φ为纬度。 地转偏向力有以下特点：
（1）地转偏向力只是在物体相对于地面有运动时才产生，物体静止时，不受地转偏向力的作用。
（2）地转偏向力的方向同物体运动的方向相垂直，在北半球，地转偏向力指向物体运动的右方，使物体向原来运动方向的右方偏转；在南半球，地转偏向力指向物体运动的左方，使物体向原来运动方向的左方偏转。
（3）它只能改变物体运动的方向，不能改变物体运动速率的大小。
（4）地转偏向力的大小与风速和纬度的正弦成正比。在同纬度，风速越大，地转偏向力越大。在风速相同的条件下，地转偏向力随纬度的增高而增大，在赤道上地转偏向力为零。
4．惯性离心力
当空气做曲线运动时，将作用于空气上与向心力大小相等而方向相反的力称为惯性离心力。惯性离心力同运动的方向相垂直，自曲率中心指向外缘。对单位质量空气而言，惯性离心力表达式为：C =V
r 2，式中表明惯性离心力C 的大小与
运动物体的线速度V 的平方成正比，与曲率半径r 成反比。惯性离心力和地转偏向力一样只改变物体运动的方向，不改变运动速度的大小。
5．摩擦力
摩擦力是空气贴近下垫面运动时，下垫面对空气运动的阻力。它的方向与空气运动方向相反，大小与空气运动的速度和摩擦系数成正比，其表达式为：R ＝-μV ，式中R 为摩擦力，μ是为摩擦系数，V 为空气运动速度。在大气中不同高度上摩擦力的大小是不同的，以近地面层（地面至30～50m ）最为显著，高度愈高，作用愈弱，到1～1.5 km 以上，摩擦力的影响可以忽略不计。
上述四个力都是在水平方向上作用于空气的力，但它们对空气运动的影响不同。一般来说，水平气压梯度力是空气产生运动的原动力，其他力是在空气运动开始后才起作用的，而且所起的作用视具体情况而不同。水平地转偏向力对中高纬度或大尺度的空气运动影响较大，而对低纬地区特别是赤道附近的空气运动影响甚小。惯性离心力只在空气作曲线运动时起作用。摩擦力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。地转偏向力、惯性离心力和摩擦力虽然不能驱动大气运动，但却能影响大气运动的方向和速度。
地转风：在地面图上，为讨论和处理问题方便，不考虑摩擦力的影响，则可迅速计算出对应的地面地转风速。在海图上取一个纬距Δn =60 n mile ，标准情况下空气密度ρ=1293 g /m -3，地转角速度ω=7.29×10-5s -1，若取Δp =1hPa ，代入地转风公式，计算后得：
V g 0＝4. 78sin ϕm /s
（1-5-3）
当Δp ≠1hPa 时，地转风速为：
V g ＝V g 0⨯∆p =4. 78sin ϕ⨯∆p m/s
（1-5-4）
利用此式可以计算水平间隔为60 n mile ，任意气压差时的地转风。
4．等压面上的地转风
在高空中，应用等压面图来代替等高面图，用位势梯度代替气压梯度得到地转风公式，即
V g =-9. 82ωsin ϕ∆H ∆n m /s
（1-5-5）
公式中地转风直接与等压面上的位势梯度成正比，与纬度的正弦成反比。对于某地来说，纬度相同，只要比较各层等压面图上的等高线疏密程度，就可确定各层地转风速的大小。
梯度风：当空气质点作曲线运动时，除受气压梯度力和地转偏向力作用外，还受惯性离心力的作用，当这三个力达到平衡时所吹的风，称为梯度风。
在低压内气压梯度力指向高压中心，地转偏向力和惯性离心力指向低压，达到平衡状态时的梯度风关系式为：G ＝A ＋C 。只要气压梯度和梯度风按一定比例增大，三力的平衡总可建立。因此，气旋中气压梯度和风速可以任意大。 在高压内气压梯度力和惯性离心力指向外，而地转偏向力指向内，三个力达到平衡时的梯度风关系式为：A ＝G ＋C 。当气压梯度和梯度风按一定比例增大时，C 比A 增大的快，三力不能保持平衡。只有使气压梯度和梯度风减小，才能三力保持平衡。在反气旋中，最大水平气压梯度出现在高压边缘，越近中心越小。曲率小处等压线密集，曲率大处等压线稀疏。并且，在中高纬度反气旋的风速较大，在较低纬度反气旋中风速较小。
由此可以得出以下结论：①最大水平气压梯度的分布是，在反气旋边缘较大，越向中心部分越小。当等压线曲率不均匀时，在曲率小处，即等压线平直的地方，等压线较密集。在曲率较大处，即等压线弯曲较大的地方，等压线稀疏。②纬度越高，空气密度越大，水平气压梯度值越大。因此，在冬季中高纬大陆上反气旋等压线要密一些。③在反气旋边缘风速大，越向中心部分风速越小，在中心附近微风或无风。
可以证明，在一定纬度，当G 相等时，低压梯度风风速小于地转风速，高压梯度风风速大于地转风速。即V a ＞V g ＞V c 。
梯度风与地转风既有共同点，又有不同处，两者都是作用于空气质点的力达到平衡时的风。梯度风考虑了空气运动路径的曲率影响，它比地转风更接近于实际风。
摩擦层中空气的水平运动：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，交角也有所增加。实际风速比相应的地转风速要小，通常陆面上的风速（取10～12m 高度的风速）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。
第六节 大气环流
决定大气环流的基本因子：大气环流的基本状况是由若干影响程度不同的因子决定的，其中最重要的是：太阳辐射随纬度的不均匀分布、地球自转、海陆分布和高大地形。
1．太阳辐射与单圈环流
太阳辐射虽然是大气环流的最终能源，但驱动大气运动的真正原因是太阳辐射能在地表面上的不均匀分布。假定地球不自转，地表平坦，下垫面均一，只考虑太阳辐射随纬度的不均匀性。由于赤道和低纬地区是辐射源，温度高，产生上升气流；高纬和极地是辐射汇，温度低，产生下沉气流。在对流层高层空气由赤道流向极地，低层空气由极地流向赤道，从而产生了一个理想的直接热力环流圈，称单圈环流。
2．地球自转与三圈环流
假定地表平坦、下垫面均一，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，产生三圈环流，即赤道环流或哈德莱环流、极地环流和中间环流。而在水平面上则形成了东、西风带和分隔它们的极锋辐合带、副热带高压带和赤道辐合带。
3．海陆不均匀分布
海陆热力性质差异表现在三方面：
（1）辐射性质差异：太阳辐射在陆地只限于一个薄层内，而在海洋里可以达到几十米深。因此，大陆上的温度远比海洋上温度对太阳辐射敏感得多。
（2）热容量差异：海水的热容量是陆地热容量的两倍，海洋升温和降温速度远小于陆地。
（3）海水具有流动性：海水的流动使热量在较大范围和较深的层次内均匀分布。
由于海陆分布不均匀，冬季大陆是冷源，使其上面的空气变冷，易形成高压，而海洋是热源，使其上面的空气变暖，易形成低压。当空气由大陆移向海洋时，在陆面上不断冷却降温，常在大陆东岸形成温度场中的冷舌和高度场中相应的高空低压槽。夏季的情况与冬季相反，大陆东岸容易出现高空脊，大洋东部容易出现高空槽。
由于海陆的不均匀加热有明显的年变化，所以它对大规模风系的年变化（季风现象）必将发生重要的作用。世界上最明显的季风区就在亚洲南部，冬季盛行东北季风，夏季盛行西南季风。
4．高大地形影响
高大地形对大气运动产生热力的和动力的作用。在动力作用方面，强迫气流过山时发生爬升和绕流，哪一种占优势要看山脉的形状和大气的稳定度而定。当气流爬山时，在迎风坡，导致槽变浅，脊变强。反之，在背风坡，导致槽加深，脊减弱。如果地形过于高大或气流比较浅薄，气流发生绕流，在高原南北两侧气压梯度最大，这里的风速也最强，于是常形成南北两支西风急流。
在热力作用方面，象青藏高原这样的大地形矗立在大气之中，由于其热力性质与四周大气迥然不同，冬季它是一个冷源，夏季是热源。这种热力作用使大气温度场产生扰动，并进而使气压场产生相应的槽脊。
气压带和行星风带： 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。
5．副热带无风带（Horse Latitudes ）
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。
海平面平均气压场的基本特征：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。
季风环流：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。我国台湾附近海面及南海，东北风占绝对优势，频率高达70%以上。一次冷空气活动，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。
海陆风和山谷风：1．海陆风
由海陆热力差异而产生的具有明显日变化的周期性风系称为海陆风环流。白天近地面层的风由海洋吹向陆地叫海风（Sea breeze ），夜晚风由陆地吹向海洋叫陆风（Land breeze ）。海陆风可以出现在不同纬度的沿岸地区，但以热带地区最为突出。海风比陆风强，海风可达5～6 m /s ，陆风只有2～3 m /s ；海风的水平范围和垂直厚度也比陆风大。海风和陆风的转换时间随地区和天气条件而异。通常，海风始于8～11时，到13～15时最强，日落后明显减弱，20时后转为陆风。如果是阴天，海风出现的时间要向后延迟，有时到中午12时左右才出现，强度也明显减弱。在海风和陆风交替期间可暂时出现静风，在低纬地区，特别是傍晚无风时，使人有异常闷热之感。
2．山谷风
在山区，白天自谷底沿山坡吹向山顶的风称为谷风；夜间自山顶沿山坡吹向谷底的风称为山风。谷风一般在日出后9～10时开始，午后最强；日落后山风开始，逐渐增强，到日出前最强。通常，谷风比山风强。山谷风在夏季较明显，冬季较弱。
在我国沿海，不少港口都能观测到明显的海陆风。有些港口因受地形影响，海陆风与山谷风往往同时出现，由于两者迭加作用的结果使向岸风（海风十谷风）和离岸风（陆风十山风）都相当显著。例如，秦皇岛和连云港就是如此。
局地地形的动力作用对风的影响： 1．绕流和阻挡作用
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。
2．峡管效应
当气流从开阔地区进入峡口时，而产生的强风，称为峡谷风。通常气流从开阔海面进入嗽叭口式地形时，气流的横截面积减小，由于空气质量不能在此堆积，于是气流加速运动，从而使风速明显加大，风向被迫改变为沿峡谷走向，这是一种峡管效应。
3．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。如南非的好望角，是个令航海者生畏的地方，由于岬角效应助长咆哮西风带上的狂风恶浪。我国山东半岛的成山头附近海面，由于岬角效应偏北风通常比周围要大1～2级左右，有中国的好望角之称。
4．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。
地面实际风的分布：在世界海域上，南半球中高纬咆哮的西风带是著名的狂风恶浪海域，尤其在南非的好望角和南美的合恩角风浪更大。在冬季北大西洋中高纬度海域、北太平洋中高纬度海域和夏季北印度洋海域也是典型的狂风恶浪海域。另外，比斯开湾和一些海峡风浪均比较大。
我国海域冬季常盛行偏北大风，其中渤海、黄海多西北风，东海主要为北风，台湾海峡和南海多东北大风。夏季，渤海、黄海东海主要吹东南风，台湾海峡和
南海多吹西南风。
第八节 云和降水
云: 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。 积状云是由不稳定层结的自由对流发展而形成的云。对流愈强，对流上限高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。
降水：1．降水定义和种类
从云中降到地面上的液态或固态水，称为降水。只有当云滴增长到能克服空气阻力和上升气流的托举，并且在降落至地面的过程中不致被蒸发掉时，降水才形成。
由于云的温度、气流分布等状况的差异，降水具有不同的种类：雨、毛毛雨、雪、雨夹雪、冻雨、冰雹、冰粒、冰针等。
2．降水性质
降水具有不同性质，通常分为连续性、阵性和间歇性降水。连续性降水历时长，强度变化小，降水主要来自高层云和雨层云。如暖锋通过时，这类降水最典型。阵性降水历时短，强度变化很快，骤降骤止，天空时明时暗，降水来自浓积云和积雨云，并常伴有阵性大风等特点。间歇性降水指降水强度时大时小，时降时止，但变化缓慢，云和其他要素无显著变化。降水主要来自层积云和厚薄不均匀的高层云。
3．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1-8-2和表1-8-3所示。
第九节 雾和能见度
雾的定义和雾对航海的影响：雾是由浮游在近地面层中的微小水滴或冰晶组成的凝结物。一般将水平能见度在0.5～5 n mile 范围的雾称轻雾，小于0.5 n mile 的雾称浓雾。雾的形成与云一样，都是发生在大气中的水汽凝结现象，只是云悬浮在空中，雾贴近地表面，因此可以把雾看成地面上的云。凡是在有利于空气低层冷却的地区，如果水汽充分，风力适度，大气层结稳定，并有大量的凝结核存在，便最容易生成雾。
雾是影响海面能见度的主要因子，无论在海上还是港口，当发生浓雾时能见度十分恶劣，使船舶雷达等现代化导航仪器受到影响，导致偏航、搁浅、触礁和碰撞等事故发生。据世界海事组织统计，有60～70%的海上事故与雾有关系。因此，为了避免或减少雾中航行事故，海上避碰规则中专门制定了船舶在能见度不良时的行动规则。
平流雾：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0～6︒C 的范围内，其中2～3︒C 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：①风向突变，风力增大；②水温下降，温差拉大；③冷锋过境；④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。
辐射雾： 1．辐射雾定义
在晴朗微风而又比较潮湿的夜间，地面辐射冷却使近地面温度下降，当气温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，日出前最浓，日出后随着低层气温逐渐升高而减弱消散。（4）辐射雾有明显的地方性。
锋面雾：1．锋面雾定义
在锋面上暖气团中产生的水汽凝结物（云滴或雨滴）落入冷气团内，经蒸发使近地面的低层空气达到饱和而凝结形成的雾，称为锋面雾（Frontal fog ）。锋面雾经常发生在冷、暖空气交界的锋面附近，随锋面降水相伴而生，故又称降水雾或雨雾。
2．锋面雾的形成条件
锋面雾最常形成于锢囚气旋中和气旋中暖锋接近中心的部分。多在锢囚锋两侧和暖锋前产生，有时缓行冷锋后也形成。
3．锋面雾的特点
锋面雾的范围不大，浓度和厚度均小。锋面雾随锋面和降水区的移动而移动，持续时间较短，不受气温日变化的影响。
蒸汽雾： 1．蒸汽雾定义
寒冷的空气覆盖在较暖的水面上，水汽蒸发进入冷空气，达到饱和、凝结形成的雾称为蒸气雾。蒸汽雾和锋面雾统称为蒸发雾（Steam fog ）。
2．蒸汽雾的形成条件
深秋和冬季，陆面比水面冷。从陆面，特别是冰原上的寒冷空气流到较暖的水面上，当气温远低于水面温度15℃以上，空气层结稳定时，就会产生蒸汽雾。
蒸汽雾多产生于极地冰盖的边缘、冰间水面以及亚洲和北美的东海岸。一般在南方的暖洋流进到极地区域时，极地的冷空气覆盖在暖水面上而形成蒸汽雾。此外，蒸汽雾的发生与风速无关，在5～40m /s 的风速中均观测到蒸汽雾的发生。风向改变可使蒸汽雾消散。
3．蒸汽雾的特点
蒸汽雾的特点是范围和浓度不大，厚度薄，离水面几米，有时遮不住大船桅杆，持续时间短，日变化明显。蒸汽雾多限于高纬沿海、冰缘和冰间水边较狭窄的水带，稍远的地方就没有这种雾。汽蒸汽雾一般多产生于清晨，日出后随气温上升而慢慢消散。
世界海洋雾的分布：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。
海面能见度： 1．海面能见度的概念
正常视力的人在海上180°视野范围内所能看到的最大水平距离称为海面能见度（Visibility ）。能见度常以km 或n mile 为单位。所谓“能见”就是能将目标物的轮廓从天空背景上分辨出来。在海洋上，通常以水天线作为目标物进行观测。大气透明度是影响能见度的直接因子，其次是目标物和背景的亮度以及人的视觉感应能力。影响能见度的主要天气现象有沙尘瀑、雾、霾、烟、雨、雪和低云等。
2．海面能见度的等级
根据能见距离的大小，气象上将能见度分成0～9共10个等级，能见度好等级大，能见度差等级小。但在气候资料和世界各国发布的天气报告中，通常能见度不用等级，而以能见度恶劣（Visibility bad ）、能见度不良（Visibility poor ）、能见度中等（Visibility moderate ）、能见度良好（Visibility good ）、能见度很好（Visibility very good ）和能见度极好（Visibility excellent ）等用语来表示。
第十节 船舶海洋水文气象观测
船舶海洋水文气象观测概述： 1．意义
（1）弥补海上测站稀少，资料不足的状况。
（2）对天气预报进行补充订正。
（3）为气象导航提供时实资料。
2．基本要求
（1）船舶测报所获得的资料应能反映出测报船舶所在海域的水文气象基本情况。
（2）船舶测报包括海上水文气象要素的观测、编报和以后的资料处理。
（3）测报船舶（以下简称测船）的测报项目及其测量的准确度等一经确定后不得随意变动。
3．观测项目、时次、程序
（1）观测项目
气象项目：气温、湿度、气压、风、云、海面有效能见度和天气现象等。 水文项目：海浪、表层海水温度、表层海水盐度、海发光和铅直海水温度等。
（2）观测时次
每天按世界时（UTC ）00、06、12、18时四次观测，但表层海水盐度每天06时采样一次，海发光每天在天黑后进行观测，铅直海水温度每天00时、12时进行观测。
如遇海上天气、海况恶劣的情况，其风、气压、海浪等项目加密到每小时观测一次。
（3）观测程序
观测程序一般由测船自行安排，每次观测应从正点前30 min 开始至正点结束。但气象项目观测应安排在正点前15 min 内进行，其中气压应在接近正点时观测。
遇有船只避让等特殊情况不能准时观测时，可在正点后30 min 内补测完毕，并在记录表中有关栏内注明。因故无法补测时，应注明原因。观测记录表格式见《船舶海洋水文气象辅助测报记录表》。
空气温度和湿度的观测： 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。
百叶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。
气压的观测：气象台测量气压的标准仪器是水银气压表。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：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：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“-”。
天气现象的观测： 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。
5．雾（Fog ）
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。
海浪的观测： 海浪是指海面上出现的风浪和涌浪。海浪采用目测的方法进行观测，观测点应选择在视野开阔处。规定观测的项目为风浪高、涌浪高和涌浪向。浪高的单位为米（m ），涌浪的方向是指波浪传来的方向，其单位为度（°）。波高是指相邻的波峰与波谷间的垂直距离。观测波高时首先根据浪的特性，区分出风浪和涌浪，各挑选较远处5个显著大波，分别取平均值作为风浪和涌浪的波高值，精确到小数1位，记入风浪和涌浪栏中。若没有风浪或涌浪时，栏中空白。
表面海水温度的观测和海水采样：表层海水的温度是指海水表面到0.5 m 深处之间的海水温度，单位为摄氏度（℃）。用表层海水温度表观测时，先将帆布桶放入海水中感温1 min 后采水提上，把水温表放入桶中搅动感温2min 后读数。读数时，水温表贮水杯不能离开采水桶水面，将水温表倾斜，使眼睛与水温表水银柱头保持在同一水平面上。先读小数后读整数。夜间观测时，应将水温表置于眼睛与光源之间进行读数。尽量不将水温表提出帆布桶，如不能在桶内读数，应保留水杯中的海水。
海水样品的采集与保存：①每天06Z 测水温时采水样一瓶；②采用密封性能好的样品瓶，用帆布桶采水，每次采集量至少250ml ；③装样品时，先倒净瓶中剩余海水，用现采海水冲洗样品瓶及瓶塞两遍，然后灌入海水样品，盖紧瓶塞，记下瓶号；④海水样品必须放在室内阴暗处，待到港后交测报管理部门。