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懒猴航海

2007-12-27 12:34

在线观看气象传真图

亚洲地面分析

地上24時間予想天気図(即时更新)

地上48時間予想天気図(即时更新)

这里发几个可以查询海上天气的网址
http://dell1500sc.nmefc.gov.cn/yb/dl.asp
http://www.cma.gov.cn/tqyb/sea.html
http://weather.tq121.com.cn/detail.php?city=%CC%C1%B9%C1
http://www.worldweather.cn/
http://www.wmo.ch/
http://www.nmc.gov.cn/sea.html
在线观看气象传真图
地址 http://landho.5d6d.com/viewthread.php?tid=81&fromuid=2

希望你能喜欢。

nathan	2007-12-27 12:38
太喜欢了

懒猴航海	2007-12-28 00:23
回头发些气象基本知识

懒猴航海

2007-12-28 00:26

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‐Υ表示，即‐Υ＝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

懒猴航海

2007-12-28 00:26

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。

懒猴航海

2007-12-28 00:27

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）。

懒猴航海

2007-12-28 00:27

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。

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2007-12-28 00:27

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。

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2007-12-28 00:27

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 Cirrus Ci
卷层云 Cirro-Stratus Cs
卷积云 Cirro-Cumulus Cc
中云 2500m～
5000m 高层云 Alto-Stratus As 连续性或间歇性的雨、雪
高积云 Alto-Cumulus Ac
低云 <2500m 层积云 Stratus-Cumulus Sc 间歇性微弱的雨、雪
层云 Stratus St 毛毛雨
雨层云 Nimbo-Stratus Ns 连续性中～大的雨、雪
碎雨云 Fracto-Nimbus Fn （附属云）
积云 Cumulus Cu
积雨云 Cumulo-Nimbus Cb 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。

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2007-12-28 00:27

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）
――流冰（浮冰和冰山）
2、按来源分
――海水自身结冰
――陆源冰
冰山（Iceberg）：属陆源冰，冰山水上露出部分的体积/总体积＝1/9～1/10；
水上体积/水下体积＝1/9；
水上高度/水下高度＝1/7～1/5
海水密度：0.86～0.92g/cm3；海水密度：1.028g/m3。
三、海冰的漂移规律
在无风海域：浮冰和冰山随海流漂移，漂移速度和方向与海流矢量一致。
在无流海域，浮冰和冰山随风漂移，在北半球，漂移方向偏于风去向之右28°，南半球，偏于风去向之左28°；漂移速度是风速的1/50。

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2007-12-28 00:28

第八章海浪
第一节概述
一、波浪（Wave）要素
1、波峰――波面的最高点。
2、波谷――波面的最低点。
3、波高（H）――相邻波峰与波谷之间的垂直距离。
4、波幅（a）――波高的一半，a=H/2。
5、波长（λ）――相邻两波峰或相邻两波谷之间的水平距离。
6、波陡（δ）――波高与波长之比，δ＝H/λ。
7、周期（T）――相邻的两波峰或两波谷相继通过一固定点所需要的时间。
8、频率（f）――周期的倒数，f＝1/T。
9、波速（C）――波峰或波谷在单位时间内的水平位移（波形传播的速度），C＝λ/ T。
10、波峰线――通过波峰垂直于波浪传播方向的线。
11、波向线――波形传播的方向线，垂直于波峰线。
二、波浪的分类
1、按周期或频率分类
海浪大部分能量集中在周期4～12s的范围内，属重力波范围。
最常见的重力波是风浪和涌浪。
2、按成因分类
1）风浪和涌浪
风浪（Wind Wave）――风的直接作用所引起的水面波动。（无风不起浪）
涌浪（Swell）――风浪离开风区传至远处，或者风区里风停息后所遗留下来的波浪。
（无风三尺浪）
2）海啸（Tsunami，又称地震波）
――由于海底或海岸附近发生地震或火山爆发所形成的海面异常波动。
特点：
周期长，波长长，波速大，在外海坡度很小，当传至近岸时，波高剧增。
世界上常受海啸袭击的国家和地区有：
日本、菲律宾、印度尼西亚、加勒比海、墨西哥沿岸、地中海。
3）风暴潮（Storm Surge）
――由强烈的大气扰动（强台风、强锋面气旋、寒潮大风等）引起的海面异常上升现象。
主要原因：海面气压分布不均匀――气压每下降1hPa，海面约升高1cm；
大风――风暴向岸边移动时，受强风牵引海水涌向岸边，海面升高，升高幅度与风速的平方成正比。
我国风暴潮多发区：
莱州湾、渤海湾、长江口至闽江口、汕头至珠江口、雷州湾和海南岛东北角，其中莱州湾、汕头至珠江口是严重多发区。
4）内波（Internal Wave）
――密度相差较大的水层界面上的波动。
内波对航行船舶的影响：死水和共振
船舶克服“死水”和“共振”的有效方法是改变航速和航向。
3、按水深相对于波长的大小分类
1）浅水波（λ»水深h，λ≧20水深h）
C＝（gh）1/2
波速与波长和周期无关，只取决于水深。
2）深水波（水深h≥λ/2）
波速与波长和周期有关，与水深无关。
三、水质点的运动与波形传播的关系
1、深水波：
水质点的运动轨迹是圆，海表面的水质点的轨迹直径等于波高，水质点运动到最高位置时，运动方向与波向一致，运动到最低位置时，运动方向与波向相反。波面上每个水质点在自己的平衡位置附近完成一次圆周运动时，整个波形就向前传播一个波长的距离。
2、浅水波：
水质点的运动轨迹是椭圆，水质点运动到最高位置时，运动方向与波向一致，运动到最低位置时，运动方向与波向相反。波面上每个水质点在自己的平衡位置附近完成一次椭圆周运动时，整个波形就向前传播一个波长的距离。
总结：波浪沿海面向前传播，水质点在原地附近作周期运动――前进波。

第二节群波和驻波(简述)
一、群波（Group of Waves）
――当许多周期和波长不同但很相近的简单波动沿着同一方向传播时，在固定地点，有时出现振幅大的波动，有时出现振幅小的波动，两者相继交错发生，看起来大波是一群一群出现的，称之为群波。
深水波的群速为相速的一半；浅水波的群速与相速相同。
二、驻波（Standing Wave）
――波面随振幅的变化作上、下振动而波形不向前传播的波浪。
当两列振幅、波长、周期相近但传播方向相反的前进波相叠加时，会形成驻波。
在海滨峭壁处常出现驻波；热带气旋眼区的“金字塔”浪亦属于驻波。

第三节风浪、涌浪和近岸浪
一、风浪（Wind Wave）
1、特征
――周期短、波峰尖、波长短、波峰线短，波面不规则，易破碎。
方向（指来向）与风向较为一致。
2、影响风浪成长的三要素
1）几个概念
① 风区――风速、风向近似一致的风作用的海域范围。
沿风吹的方向，从风区上沿至下沿的距离，称为风区长度或风程。
② 风时――近似一致的风速和风向连续作用于风区的时间。
2）风速、风时、风区与风浪成长的关系――风浪的三种状态
① 过渡状态――风区内各点波浪要素随风吹刮时间增加而增长（尤指波高）。
因此，在过渡状态，风时长短决定风浪的成长，风时越长，波高越大。
② 定常状态――随风时的不断延长，风区内离风区上沿较近的点上的浪高不再增长，这些点上的浪即进入定常状态。
离风区上沿越近，波浪进入定常状态的时间越早，波高也越低。因此，处于定常状态的风浪的波高取决于该点离风区上沿的远近（即该点的风程长短）。
③ 充分成长状态――风区、风时无限时，风浪成长到一定程度后停止发展（并变得不稳定，破碎），这种状态即为充分成长状态。
风区、风时无限的情况下，风速越大，处于充分成长状态的风浪波高越大，因此，充分成长的风浪波高取决于风速。
对于给定的风速，风浪要达到充分成长状态，风时需不低于某一值，风区长度也不低于某一值，这就是对应于该风速的最小风时和最小风区。
因此，海面上的浪要达到充分成长状态，风速、风时、风区是决定性的三要素。
3、浅水中风浪的成长
风速、风时、风区相同时，浅水区的风浪尺寸比深水区的小得多。
二、涌浪（Swell）
1、特征
――波形规则，波峰圆滑，波长长，波峰线长，周期长，移速快。
方向（来向）与海面实际风向无关，两者间可成任意角度。
2、传播特性
――波长大的衰减慢，波长小的衰减快，随着传播距离的增加，波高逐渐降低，周期不断增大，波长增加。
三、近岸浪
波浪传至浅水区域后，由于水深变浅、地形等影响，传播方向、波形发生改变，经变形后的浪称为近岸浪。
1、波向的改变
――折射，波向斜向入射时，受海底地形和海岸的作用，波峰线逐渐趋于与等深线平行，即波峰平行于海岸线。
――绕射，波浪遇到岛屿、海岬、防波堤等障碍物时，会绕过障碍物进入被障碍物遮蔽的水域。
――反射。
2、波高变化
――波浪进入开敞海岸浅水区时，波高增大，波长变短，波陡增加，易翻卷破碎。
――波浪绕射进入海湾时，波高降低。
――岬角地形处的波高比凹陷处的高。
四、其它因素对波高的影响
1、波流效应
流速2～3kn，风速10～15m/s时，
波浪运动方向与海流运动方向相反或接近相反时，波高增加最大，增幅达20％～30％。
波浪运动方向与海流运动方向相同时，波高降低，波长增加。
2、水、气温差
Tw－Ta＝1℃，波高增加5％；
Tw－Ta＝2℃，波高增加10％；
Tw－Ta＝10℃，波高增加50％；

第四节有效波高和合成波高
一、几种常用的统计波高
1、平均波高
――连续观测几个波，取所有波高的平均值。
平均H＝∑Hi/n
2、有效波高
部分大波的平均波高――将连续观测到的波高按大小排列起来，并就其中最高的一部分波高计算平均值。
例如：如果共观测1000个波，将这些波高按从大到小的顺序排列起来，取其中波高最大的100列波高计算平均波高，得到1/100大波平均波高，记为H1/100。
同理，有H1/1000、H1/10、H1/3。
其中，H1/3称为有效波高，波浪预报图上的波高即为有效波高。
3、合成波高
――风浪波高与涌浪波高的合成，HE＝（Hw2+Hs2）1/2，波浪分析图上的波高为合成波高。
公式中：Hw――平均显著风浪波高；
Hs――平均显著涌浪波高。
二、有效波高与其它统计波高的关系
设有效波高H1/3＝1m，则
平均H＝0.63m
H1/10＝1.27m
H1/100＝1.61m
H1/1000＝1.94m

第五节船舶海洋水文气象观测与编报
一、概述
1、观测项目
气象项目：海面有效能见度、云、天气现象、风、气压、空气温度和湿度等。
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
常规观测：主要项目每天在世界时00、06、12、18时观测，测表层海水盐度的水样每天06时采集一次，铅直海水温度每天00、12世界时观测，海发光在每天天黑后进行。
加密观测：出现恶劣天气时，气压、风、海浪等项目每小时测一次。
3、观测程序
每次观测在正点前30min开始至正点结速，气象项目观测在正点前15min内进行，气压应在接近正点时观测。
二、海面有效能见度的观测
1、海面能见度（Visibility）的概念
――在海上，正常目力所能见到的最大水平距离，单位km或n mile。
2、影响海面能见度的因子
――雾是影响海面能见度最主要的因子。
――沙尘暴、烟、雨、雪、低云
3、海面能见度的等级
――0～9共10个等级。
4、能见度等级术语
――能见度低劣（BAD）（0～2级）
――能见度不良（POOR）（3～4级）
――能见度中等（MODERATE）（5～6级）
――能见度良好（GOOD）（7级）
――能见度很好（VERY GOOD）（8级）
――能见度极好（EXCELLENT）（9级）
5、海面能见度观测的注意事项
观测方法：根据水天线的清晰程度，参照表“海面有效能见度参照表”判断。
在陆上根据看得清的最远的目标物的距离判断。
夜间观测时，应先在黑暗处停留至少5分钟，待眼睛适应后进行观测。
注意事项：应选择在船上较高、视野开阔的地方（夜间应站在不受灯光影响处）。
数据记录：取一位小数，不足0.1记为0.0，单位km。夜间无法观测时，记为“－”。
三、云的观测
观测方法：注意当时云的外形特征、结构、色泽及高度和各种常见的天气现象，参照云图综合判断。
注意事项：应尽量选择在能看见全部天空和水天线的位置上进行观测；如阳光较强，需戴黑色眼镜；夜间观测应避开较强灯光进行。
数据记录：云量指云遮蔽天空视野的成数，总云量是指天空被所有的云遮蔽的总成数，低云量是指天空被低云所遮蔽的成数，单位分成（1/10），准确度为－1～＋1成；云状分高、中、低云三族记录，同族云量多的记在前面，填写云的国际简写符号；最低云底高度以米为单位记录。
特殊情况的记录：
雾――全天无法辩明，总云量、低云量记10，低云栏记“三”；
部分天空可辨，总云量、低云量记10，低云栏记“ ” 加可见云状。
霾――全天无法辩明，总云量、低云量记－，低云栏记“∞”；
部分天空可辨，总云量、低云量记－，低云栏记“∞ ” 加可见云状。
夜间无月光时，若不能判断云状，估计天空被遮蔽而看不到星光的那部分作为总云量，云状、低云量栏记“－”。
四、天气现象的观测
观测方法：现在天气现象是在定时观测时所观测到的天气现象，过去天气现象是在定时观测之间六小时内所观测到的天气现象。
天气现象的符号：
霾――∞；轻雾――＝；雷暴―― ；龙卷――][；
雾――三；毛毛雨――，；雨―― ；雪―― *；
雨夹雪―― ；阵雨―― ；阵雪―― * ；阵性雨夹雪―― ；
冰雹―― ；
雷雨――

五、风的观测
观测仪器：手持测风仪；综合数字气象仪。
注意事项：应选择在船上四周无障碍、不挡风处，风向传感器的0°应与船头一致。仪器失灵或无法用仪器观测时，应根据海面状况目力测风。
数据记录：风向以度（°）为单位，取整数，风速以米/秒（m/s）为单位，记到一位小数。
真风的求算：矢量三角形法。
例题：航速16节，航向330°，视风30°，8m/s，求真风。

六、气压的观测
观测仪器：空盒气压表。
观测方法：观测前，用手轻敲气压表玻璃面，待指针静止时读数，将气压表读数经过刻度订正、温度订正、补充订正和高度订正后，填入记录表。
注意事项：气压表应水平安置并固定在温度少变、没有热源、不直接通风处，应有减振装置并避免太阳光的直接照射。
数据记录：以百帕（hPa）为单位，准确度－1hPa～＋1hPa。
数据订正：刻度订正、温度订正、补充订正、高度订正。
七、空气温度和湿度的观测
观测仪器：干湿球水银温度表、综合数字气象仪。
注意事项：干、湿球温度传感器应安装在百叶箱中，百叶箱应水平固定在空气流通、远离热源的驾驶台顶上，距甲板1.5米处，箱门方向不得与船头相同。
数据记录：干球、湿球温度均以摄氏度（℃）为单位，准确度为－0.2℃～＋0.2℃，相对湿度以百分率（％）表示，当相对湿度≤50％，准确度－5％～＋5％；当相对湿度>50％，准确度－2％～＋2％。
测湿原理：t干－t湿>0℃，空气未饱和；
t干－t湿＝0℃，空气饱和。
八、表层海水温度的观测
观测仪器：表层海水温度计。
观测方法：先将帆布桶放入水中感温1分钟后采水提上，把水温表放入桶中搅动感温2分钟后读数。
注意事项：表层海水温度是指海水表面到0.5米深处之间的海水温度，采水点应避开船舶排水孔处；读数时，水温表注水杯不能离开采水桶水面，尽量不将水温表提出帆布桶。
数据记录：以摄氏度（℃）为单位，准确度－0.5～＋0.5℃。
九、海浪的观测
观测项目：风浪高、涌浪向和涌浪波高。
观测方法：风浪、涌浪分别观测，各挑选较远处3～5个显著大波，求这些波高的平均值，分别作为风浪、涌浪的波高值。观测涌浪向时，用罗经上的方位仪。
注意事项：观测点应选择在视野开阔处，当船体发生倾斜时，波高要进行倾角订正。
十、表层海水盐度的观测
海水表面到0.5米深度之间的海水实用盐度。
每天06世界时测水温时采水样一瓶。
十一、海发光的观测
观测时站在背光的黑暗处，注视海面浪花或航迹浪花上的发光现象，根据发光强度分成5个等级，记入海发光栏内。
十二、报告电码
电码形式：
BBXX――船舶辅助观测报告指示组； DDDD――船舶呼号；
YYGGiw――日期时间组，iw――测风方法指示码，目测风编0，仪器测风编1；
99――船位指示码，LaLaLa――纬度，编报单位0.1°；
Qc――船舶所在地球象限，LoLoLoLo――经度，编报单位0.1°；
4――固定码，ix――现在和过去天气组是否编报指示码，h――最低云底高度，
VV――海面有效能见度；N――总云量，dd――真风向，ff――真风速；
1――气温组指示码，Sn――气温正、负号，TTT――气温，编报单位0.1℃。
4――海平面气压组指示码，PPPP――海平面气压，编报单位0.1hPa；
7――本组指示码（天气），WW――现在天气，W1W2－－过去天气；
8――本组指示码（云量），Nh――低云量，CL――低云状，CM――中云状，
CH――高云状；
222――指示码，Ds――观测前3h内主导航向，Vs――观测前3h内的平均船速；
0――水温组指示码，Sn――水温正负号，TwTwTw――水温，编报单位0.1℃；
2――风浪波高指示码，HwHw――风浪波高，编报单位0.5m，
3――涌浪波向指示码，dwldwl――涌浪波向，
4――涌浪波高指示码，HwlHwl ――涌浪波高，//――固定码。

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2007-12-28 00:28

第十章大气环流
气候（Climate）――某一地区长时间大气变化过程的平均统计特征，既包括大气变化的平均状态，又包括极值状态。
大气环流（General Circulation）――指全球范围的大尺度大气运行现象，既包括平均状况也包括瞬时状况，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发生、发展和移动的背景条件；它不仅决定各地的天气类型，同时还决定各地气候的形成和特点。太阳辐射、地球自转、海陆分布和地形差异等是大气环流形成和维持的因子

第一节行星风带和气压带
一、单圈环流模式
太阳辐射在地表分布的不均匀性是大气环流产生的根本原因和条件，是大气环流的原动力。
这个环流圈是在地面受热不均匀的条件下产生的，又称为热力环流圈。
二、三圈环流模式
把由于地球自转产生的水平地转偏向力的影响再考虑进去.
在低纬地区形成了一个闭合经圈环流，称为赤道环流或哈德莱环流（又叫低纬环流或I环流，是正环流）。
在极地和纬度约60之间构成了第二个闭合经圈环流，称为极地环流（又叫高纬环流或II环流，也是正环流）。
极锋区上升气流中流向低纬的那部分与赤道环流圈高层来自赤道的更暖湿空气在副热带相遇，从而在极地环流和赤道环流之间，构成了第三个闭合环流，称为中间环流（又称中纬环流或III环流，是反环流）。
三、行星风带和气压带
1、信风带（Trade-Wind Zone）及天气特征
自副热带高压带向赤道流动的气流，在地转偏向力的作用下，在北半球形成东北信风，在南半球形成东南信风。
信风带控制地区，风向、风力几乎常年稳定，风力一般为3～4级，最大不超过5级，天气一般比较干燥晴朗，能见度良好。
2、盛行西风带（Prevailing Westerlies）
副热带高压带的辐散气流流向副极地低压带，在地转偏向力的作用下变成偏西风，与高空的偏西风相连接，使中纬度地区西风盛行，故称为盛行西风带。
在北半球，由于海陆分布和地形差异等因素影响，西风带内多锋面和气旋活动，风向、风力多变，经常有大风、云雨天气，冬季大洋西北部这种现象更为突出。
在南半球，因海洋广大，西风带内风向稳定，风力强，故又称咆哮西风带（Roaring Westerlies）。
3、极地东风带
自极地高压向副极地低压带辐散的气流，因地转偏向力的作用变成偏东风，称为极地东风带（Polar Easterlies）。
4、赤道无风带和副热带无风带
北半球的东北信风和南半球的东南信风在赤道地区辐合，产生上升气流，故这里风力微弱，称为赤道无风带（Doldrums  Equatorial Calms），或赤道辐合带（又叫赤道槽）。在赤道无风带中，气温高，湿度大，对流旺盛，天空多对流云，夜间常有阵雨或雷雨，降雨时能见度不好，
在纬度30～35副热带高压东西向脊线两侧，微风和静风频率高，气流下沉增温，天气晴朗、温暖，称为副热带无风带（Subtropical Calms），在国外又称为“马纬度”（Horselatitudes）。

第二节实际大气平均水平环流的基本特征
一、北半球对流层中部平均水平环流的特征
冬季，500hpa（平均高度5500m）平均气压场的分布情况：
北极为极地低压（地理学上把66.5N以北和66.5S以南地区称为极地），又称极涡，极涡断裂为两个闭合中心，一个在格陵兰西侧与加拿大之间，另一个在亚洲的东北端。
在中高纬度，是以极地为中心的环绕纬圈的西风带，西风带上有尺度很大的槽和脊。西风气流强，位置偏南，其上有三个明显的平均大槽，它们分别是位于亚洲东岸140E附近的东亚大槽、北美东岸70～80W附近的北美大槽和欧洲东部强度较弱的欧洲浅槽；在三槽之间存在三个脊，分别位于阿拉斯加、西欧沿岸和青藏高原的北部，脊的强度比槽弱得多。
在低纬度，平均槽、脊的数目和位置与中高纬度不完全相同。除北美和东亚大槽向南伸到较低纬度外，在地中海、孟加拉湾和东太平洋加利福尼亚半岛都有比较明显的槽；北太平洋和北大西洋上的副热带高压强度很弱，高压中心退居大洋东部、位于20N以南。
夏季，500hpa平均气压场的分布情况：
高纬极涡主要有一个中心，偏于西半球，强度比冬季明显减弱。
西风气流弱，位置明显北移，其上平均槽有四个，东亚大槽东移到勘察加半岛附近（170E），北美大槽略向东移，欧洲西岸和青藏高原北部贝加尔湖地区各出现一个浅槽，原欧洲浅槽消失，槽的强度大大减弱，脊就更不明显。
副热带高压大大加强，在低纬北太平洋、北大西洋和北非大陆均有闭合高压中心，中心位置移到20N以北。
二、海平面平均水平环流的特征
永久性大气活动中心（年气压区）――全年始终都存在的大气活动中心，包括：
北大西洋――冰岛低压（Iceland Low）、亚速尔高压（Azores High）
北太平洋――阿留申低压（Aleutian Low）、夏威夷高压（Hawaii High）
赤道低压带
南半球――南太平洋、南大西洋、南印度洋海上副高、南半球副极地低压带、南极高压。
半永久性大气活动中心（季节性气压区）――随季节发生根本变化的大气活动中心：
冬季，北半球（1月），西伯利亚冷高、北美冷高
南半球（7月）澳大利亚冷高、南美冷高和非洲冷高
夏季，北半球（7月），印度低压、北美低压
南半球（1月），澳大利亚低压、南美低压和非洲低压。
海上副高冬弱夏强；冰岛低压和阿留申低压冬强夏弱。

第三节季风环流
一、季风（Monsoon）的定义、成因和分布
1、定义
――大范围风向随季节而有规律转变的盛行风
2、成因
1）海陆季风
――由海陆热力差异引起的风向随季节明显改变的风系
冬季风――陆上高压发展，海洋上低压发展，水平气压梯度由大陆指向海洋，形成了从陆地吹向海洋的风；
夏季风――陆上低压发展，海洋上高压发展，水平气压梯度由海洋指向大陆，形成了从海洋吹向大陆的夏季风。
全球海陆季风最强的区域多在热带和副热带海陆热力差异最显著的地区，以东亚季风最著名。
2）行星季风
――行星风带随季节有南北移动的规律，由此引起风向的季节性改变而形成的季风
地表行星风带在北半球夏季时向北移动，南半球夏季时向南移动，这样，冬季西风带的南缘地带，夏季就可能变成东风带，冬夏盛行风向就发生约180的变化。
行星季风在赤道和热带地区最明显，常被称为赤道季风或热带季风，以南亚季风最著名。
3、分布
主要分布在南亚、东亚、东南亚和赤道非洲，此外，在澳洲也有一些季风。
二、东亚季风和南亚季风
1、东亚季风
1）成因――海陆热力差异
2）冬季风――偏北风，风力较强，风向稳定，寒潮南下时，最大风力可达8～9级以上。
渤海、黄海、东海北部和日本海附近海面多西北风和北风
东海南部和南海多为东北风，东北信风也因而加强
冬季风盛行时，我国东部、朝鲜和日本等地具有低温、干燥和少雨的气候特征。
3）夏季风――偏南风，强度比冬季风弱，海上风力一般在3～4级左右
我国东部和日本及附近洋面（约50N以南）吹东南或南风，
华南沿海、南海和菲律宾附近洋面上多为西南风
夏季风盛行时，为高温、潮湿、多雨和多雾的气候特征。
4）冬季风爆发快，夏季风来得慢。
2、南亚季风
南亚季风以印度半岛和北印度洋表现最突出，又称印度季风。
1）成因――主要是行星风带的季节性位移引起的，海陆热力差异和青藏高原大地形也有相当大的影响。
2）冬季风――东北风，风力一般为3～4级左右（11月～4月）。
冬季风盛行时，天空晴朗，能见度好，是北印度洋航海的“黄金季节”。
3）夏季风――西南风，风力常达8～9级以上（5月～10月）。
夏季风盛行时，有暴雨，能见度低，北印度洋成为世界海洋上著名的狂风恶浪海域之一。
4）冬季风爆发慢，夏季风爆发快。
在春、秋季季风转换季节，上述季风区风向不稳定。

第四节海陆风和山谷风
一、海陆风
1、定义
――在海岸附近，近地面层，白天风由海洋吹向陆地，称为海风（Sea Breeze），
夜间风由陆地吹向海洋，称为陆风（Land Breeze），
这样在小范围内构成了具有明显日变化的风系，称为海陆风。
一般情况下，海风比陆风强，海风的水平范围和垂直厚度也比陆风大。
2、成因――海陆热力性质差异形成的一种小范围的热力环流。
白天，在低层形成由海洋指向陆地的水平气压梯度分量，于是出现海风（海风环流）
夜间，在低层形成由陆地指向海洋的水平气压梯度分量，于是出现陆风（陆风环流）3、地理分布――在低纬地区，一年四季均可出现海陆风；
在中纬地区，主要出现在夏季，冬季很弱；
在高纬地区，只有夏季晴朗的日子里才能见到微弱的海陆风。
在我国沿海，不少港口都能观测到明显的海陆风。
4）对沿海天气的影响
海风从海上带来大量水汽，使陆地上空气湿度增大，有时会形成雾和低云，甚至产生降水。海风还可以使沿岸陆地气温降低，所以沿海地区夏季不十分炎热。
二、山谷风
1、定义――在山区，白天自谷底沿山坡向上吹向山顶的风称为谷风（Valley Breeze）；
夜间自山顶沿山坡吹向谷底的风称为山风（Mountain Breeze）。
2、成因――由于山坡上的气温与同高度谷地上空气温之间的差异产生的局地热力环流。
三、受山谷风和海陆风同时影响的港口
秦皇岛和连云港：白天――向岸风（海风＋谷风）
夜间――离岸风（陆风＋山风）

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2007-12-28 00:29

第十一章海流
第一节海流概述
一、概念
1、定义
海流（Ocean Current）――海洋中大规模的海水以相对稳定的速度所作的定向流动。
流向――海水流去的方向，与风向的表示方法相差180，用8方位或以度为单位表示；
流速――单位用kn（节，海里/小时）或n mile/d（海里/日）表示。
2、强度的表示方法
主轴――海流流动方向上流速最大点的连线。
流幅――垂直于主轴的海流的水平宽度和上下厚度。用来表示海流的规模。
海流的强弱――常用平均流速或平均流量表示，
平均流速大或平均流量大，则海流强；反之则弱。
二、海流的分类
1、按成因分类
可分为风海流、地转流、补偿流、潮流等
1）地转流（Geostrophic Current ）
当海水等压面发生倾斜，海水受到的水平压强梯度力和水平地转偏向力平衡时出现的稳定流动，其流动形式类似于大气运动中的地转风。
a) 倾斜流（Slope Current）
――由不均匀的外压场作用引起海水等压面倾斜而产生的地转流。
流速大小与等压面的倾斜程度有关，倾斜度越大，流速就越大；
流向与等压面的倾斜方向有关，在北半球，观测者若背流而立，则右边等压面高，左边等压面低，南半球正好相反；
并且，流向和流速不随深度改变。
b) 密度流（Density Current，又称梯度流）
――单纯由于海水密度分布不均匀引起等压面倾斜而产生的地转流。
密度流随深度增加而减弱。
在北半球若观测者背流而立，则右边等压面高，海水密度小（水温高），
左边等压面低，海水密度大（水温低）；
南半球正好相反。
2）补偿流（Compensation Current）
――由于某处的海水流失，其它地方的海水流过来补偿形成的海流。
补偿流有水平方向的，也有垂直方向的。
垂直方向的补偿流又可分为上升流（即涌升流）和下降流。
出现上升流的海区，上升流使表层海温降低。
3）潮流（Tidal Current）
――由天体引潮力引起的海水周期性的水平运动。
在大洋中，潮流的量值极小，主要考虑风海流和地转流，
在近海，尤其是岛屿、海湾和海峡地区，潮流则比较显著。因此在实践中，有时把海岸带的海流只分为潮流（周期性的海流）和余流（非周期性的海流）。
2、按温度属性分类
暖流（Warm Current）――海流的水温高于它所经海域的水温；
寒流或冷流（Cold Current）――海流的水温低于它所经海域的水温；
中性流（Neutral Current）――海流的水温与它所经海域的水温相差不大。
另外，根据流向与海岸的相对关系，可将海流分为沿岸流、向岸流和离岸流。
三、风海流（Wind-driven/generated Current）
1、成因
风海流是在海面风的作用下形成的海水流动。当风的切应力、海水摩擦力和地转偏向力达到平衡时，就形成了稳定的海流。是海洋中最常见也是最主要的海流，其强度通常比其它海流强得多。
通常情况下提到的风海流指漂流（Drift）――由大范围盛行风长期吹刮所引起的，流向、流速常年比较稳定，因此又称为定海流或定常流。
2、特点
在无限深海中，由于地转偏向力的作用，
表层流向在北半球偏于风去向之右45，
在南半球偏于风去向之左45；
表层流速最大，与海面风速成正比。
随海水深度的增加，北半球风海流的流向逐渐向右偏转，
南半球逐渐向左偏转；
流速逐渐减小；
到摩擦深度时，流向与表层流向相反，流速仅为表层流速的4.3％左右。
观测和理论计算表明，大洋中的摩擦深度约为200～300米，因此风海流属于表层流。
四、海底地形对海流的影响
当海流流经水下隆起的地形（海脊等）时，在上爬过程中，流速增大，流向发生顺时针（北半球，南半球逆时针）方向偏转；在下坡过程中，流速减小，流向发生逆时针（北半球，南半球顺时针）方向偏转。
当海流流经水下凹地时，流速减小，流向发生逆时针（北半球，南半球顺时针）方向偏转；越过水下凹地后，流速增大，流向发生顺时针（北半球，南半球逆时针）方向偏转。

第二节世界大洋表层环流模式
一、信风流（Trade Wind Drift）
在稳定的东北信风作用下，形成了北赤道流，
在东南信风作用下，形成了南赤道流。
它们均自东向西流动，横贯大洋，属于中性流。
南、北赤道流并不完全对称分布在赤道两侧，夏季偏北，冬季偏南，除南印度洋的南赤道流位于10S与南回归线之间外，其它洋面总体上稍偏向北半球。
二、赤道逆流（Equatorial Counter-current）
南、北赤道流到达大洋西岸时，受大陆的阻挡分支而成，自西向东流动，是中性流。
位置与赤道无风带一致，偏于赤道以北，约在3N～5N到10N～12N之间。
三、西边界流
南、北赤道流流到大洋西岸后分支，主体转向高纬沿着大陆边缘流动，成为西边界流。
西边界流流速大、水温高，是较强的暖流，世界上所有强大的暖流都集中在大洋的西边界上，如黑潮、湾流等。
西边界流将大量的热量和水汽向高纬度输送，对中高纬海区的海况和气候产生巨大影响。
四、西风漂流（West Wind Drift）
西边界流进入盛行西风带后便形成了基本上自西向东流动的西风漂流。
在南半球，因无大陆阻隔，三大洋西风漂流彼此沟通，形成一个围绕南极自西向东流动的连续水环。
北大西洋西风漂流具有暖流特性，且可一直保持到横越大洋；北太平洋西风漂流是中性流；南半球的西风漂流则具有寒流特性。
五、东边界流
西风漂流流至大洋东岸分支，一支主流沿着大陆的西海岸流向低纬，成为大洋的东边界流。
东边界流流动缓慢，流幅宽广，是寒流。
东、西边界流、赤道流和西风漂流，构成了大约在纬度40以内的大的暖水环流圈，
北半球顺时针旋转，
南半球逆时针旋转。
六、高纬冷水环流圈
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。它大约在40N附近与西风漂流汇合，于是在高纬构成一个反时针方向的小的冷水环流圈。
七、南极海流
在南半球，三大洋西风漂流彼此连通成为南极绕极环流，而没有出现高纬的冷水环流圈。
仅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，这种海流常被南极岸形和其它因素影响而发生的地方性海流所切断。
总结：
海流系统的形成是盛行风带、地转偏向力、海陆岸形分布等多种因子共同作用的结果。

第三节世界大洋主要表层海流系统
一、太平洋的海流系统
北太平洋的暖水环流圈：北赤道流（中性）、黑潮（Kuroshio，强暖流）、北太平洋海流（中性流）、加利福尼亚海流（寒流）。
北太平洋的冷水环流圈：北太平洋海流（中性）、阿拉斯加海流（暖流）、阿留申海流（暖流）、亲潮（Oyashio、寒流）。
南太平洋的暖水环流圈：南赤道流（中性）、东澳海流（暖流）、西风漂流（寒流）、秘鲁海流（世界大洋中行程最长的一股寒流）。
二、大西洋的海流系统
北大西洋的暖水环流圈：北赤道流（安的列斯海流、圭亚那海流，中性）、墨西哥湾流（Gulf Stream，最强暖流）、北大西洋海流（暖流）、加那利海流（寒流）。
北大西洋的冷水环流圈：北大西洋海流（暖流）、挪威海流（暖流）、爱尔明格海流（暖流）、东格陵兰海流（寒流）、西格陵兰海流（暖流）、拉布拉多海流（寒流，将大量的冰山和浮冰沿北美东岸向南带往纽芬兰岛附近）。
南大西洋的暖水环流圈：南赤道流（中性）、巴西海流（暖流）、福克兰海流（寒流，夹带冰山）、西风漂流（寒流）、本格拉海流（寒流）。
三、印度洋的海流系统
北印度洋的海流主要受季风影响，称为季风流：
冬季，吹东北季风，表层流向向西或西南方向，称为东北季风流，与向东流去的赤道逆流构成了逆时针方向的环流系统（左旋流）。
夏季，盛行西南季风，流向向东或东北方向，称为西南季风流，与南赤道流构成顺时针方向的环流系统（右旋流）。
注意：夏季在索马里沿岸有一支流向东北的索马里海流，流速较大，一般都在4kn以上，最大可达7kn；赤道逆流消失，整个北印度洋直到5S，表层海流均为东流。
南印度洋的暖水环流圈：南赤道流（中性）、马达加斯加海流（暖流）、莫桑比克海流（暖流）、厄加勒斯海流（暖流）、西风漂流（寒流）、西澳海流（寒流）。
四、红海和亚丁湾的海流系统
红海和亚丁湾的海流属季风流。
东北季风期间，亚丁湾是西向海流，通过曼得海峡进入红海。
西南季风期间，红海海流经曼得海峡流入亚丁湾，亚丁湾为东向海流。
五、地中海和黑海的海流系统
地中海的海流总体上为逆时针方向环流，非洲沿海是东流，欧亚沿海为西流。
黑海的海流总体上也是逆时针方向流动。

第四节中国近海的海流系统
一、渤海、黄海和东海的海流系统
渤海、黄海和东海统称东中国海。
东中国海的海流系统由外海流和沿岸流两支流系组成。
1、外海流系
外海流系由黑潮主干及其分支（台湾暖流、对马暖流和黄海暖流）组成。
黑潮高温、高盐，冬弱夏强。
2、沿岸流系
我国沿岸的江河入海，把沿岸海水冲淡，这些被冲淡的海水沿岸边流动构成沿岸流系。沿岸流由北向南流动，冬季具有明显的寒流性质，冬强夏弱。
我国沿海自北向南主要有辽南沿岸流、辽东沿岸流、渤海沿岸流、苏北沿岸流和闽浙沿岸流等。
二、南海的海流系统
南海表层海流具有季风漂流的特性。
冬季东北季风期间，盛行西南向的漂流，具有明显的左旋环流特点。
夏季西南季风期间，主要为东北流，为右旋环流。
冬季和夏季，南海西部的海流均比东部的强，强流区在越南近海。

懒猴航海

2007-12-28 00:29

第十二章主要海洋水文气象要素的气候分布
第一节大洋上风与浪的分布概况
一、世界大洋上主要狂风恶浪海域的成因
1、狂风恶浪分布海域
――冬季北太平洋中高纬海域
――冬季北大西洋中高纬海域
――夏季北印度洋海域
――南半球咆哮西风带（全年）
还有处于重要航道上的比斯开湾和好望角等处。
2、成因
1）冬季北太平洋和北大西洋中高纬海域：
① 处于盛行西风带内，又与极锋的平均位置重合，极锋上多锋面气旋生成和活动，风大浪大；
② 海域西部是世界上强大的冷、暖海流交汇的地区
北大西洋湾流与拉布拉多寒流、
北太平洋黑潮与亲潮交汇，
从寒流上流过的冷空气和从暖流上流过的暖空气温度对比更加强烈，加剧了锋面和气旋的形成，并促使其强烈发展；
③ 冬季，位于两大洋中高纬地区的永久性大气活动中心阿留申低压和冰岛低压十分强盛，低压中心和周围海域风力强劲，海面相应产生大浪，大风大浪范围可伸展到中纬度地区。
北大西洋东部的比斯开湾，因湾口朝向盛行西风带，再加上湾内水深变浅以及地形影响和波流效应，使盛行西风吹刮成的海浪波高大大增加，有气旋经过时波高更大。
2）夏季北印度洋：
强大西南季风的影响
3）南半球中高纬海域：
陆地少地形简单，尤其是50～60S附近，海洋环绕地球，海面摩擦力小，又位于盛行西风带中，风向终年稳定，西风强劲，因而伴生狂浪更加厉害。
其中位于非洲南端的好望角形成岬角地形，西风受岬角地形影响在角端附近加速，使好望角附近洋面风浪的险恶程度尤为显著。

第二节中国近海风与浪的分布概况
一、中国近海风的分布
中国近海地处东亚季风区。
冬季风（11～3月）风向稳定，风力较强，自北向南，渤海、黄海吹西北风或北风，东海南部转为东北风，南海北部和中部为一致的东北风，南海南部转为偏北风，风向呈顺时针变化。
夏季风（6～8月）持续时间比冬季风短，稳定性也差于冬季风，7月，5～20N为西南风，20N以北为东南风。
据统计，东海盛行风频率最高，南海次之，黄、渤海最低。8级以上大风年平均日数，东海沿岸最多，黄、渤海沿岸次之，南海沿岸最少。
二、中国近海海浪的分布
中国近海的海浪主要受季风制约。
冬季以偏北向波浪为主，夏季各海区多偏南向浪。
山东半岛成山头外海，由于岬角效应，冬、夏风浪和涌浪强度均有所增大，并以秋末冬初的月份更加显著。
山东半岛成山头附近、朝鲜济州岛附近及以南海域、日本琉球群岛西侧海域、台湾海峡及其西南方海域和台湾以东近海海面为中国近海的大浪区，冬季更显著。

第三节海洋上雾的分布概况
一、世界大洋上的雾
1、北半球大洋的三个主要雾区（冷暖海流交汇处）
1）日本北海道东部至阿留申群岛一带洋面（常年有雾）
春夏季多平流雾，冬季多锋面雾。
原因：黑潮暖流与亲潮寒流的汇合处，夏季北太平洋副高强大，日本以东盛行暖湿的偏南风；冬季促进锋面气旋发展。
2）北美圣劳伦斯湾至纽芬兰外海（常年有雾）
春夏季多平流雾，冬季多锋面雾和蒸汽雾。
原因：墨西哥湾（暖）流与拉布拉多寒流的汇合处，夏季北大西洋副高强大，向高纬吹暖湿的偏南风；冬季促进锋面气旋发展。
3）挪威、西欧沿岸与冰岛之间洋面（常年有雾）
夏季多平流雾，冬季多锋面雾、辐射雾和蒸汽雾。
原因：夏季，来自北大西洋暖流上的暖湿空气流至高纬冷水面上，加上潮的涨落原因，英吉利海峡、泰唔士河口附近水域雾的频率更高一些；冬季，锋面气旋多，纬度高，下垫面辐射冷却强，此外，挪威沿岸多峡谷和港湾，除锋面雾外，还有辐射雾和蒸汽雾。
另外，加利福尼亚沿海、北非加那利海面春夏季也会形成平流雾（信风带翻腾冷流上）。
2、南半球大洋
35°S以南，随纬度增高，雾逐渐增多。
平流雾区：阿根廷东部海面、塔斯马利亚与新西兰之间海面、马达加斯加南部海面（冷暖海流交汇处）。多发生于夏季。
西风漂流上，终年有雾，特别是夏季（12～2月），能见度良好的天数很少。
二、中国近海的雾
1、地理分布特点
雾区呈带状分布，雾区范围南窄北宽，雾日数南少北多。
三个多雾中心：黄海中、南部；长江口至舟山群岛；北部湾。
雾窟：山东半岛成山头（年雾日超过80天，最长连续雾日达29天）。
无雾海区：渤海内（内海，暖流不易到达，不存在水温不连续带）；
台湾以东洋面（受暖流控制）；
海南岛榆林港南部海面（冬季受暖流影响）。
2、季节分布特点
从冬到夏，雾出现的时间南早北晚：雾区逐渐由南向北推移，8月除朝鲜半岛西南面偶尔发生雾外，大部分海域雾已很少见。
黄海的雾始于4月，4～8月为雾季，6～7月最盛；
东海的雾始于3月，3～7月为雾季，其中浙江沿海至长江口4～6月最盛；
南海的雾出现在12月至次年5月，2～3月最多，8～11月基本无雾。
3、成因
1）下垫面条件：冷暖海流交汇处
暖流――黑潮暖流及其支流（台湾、对马、黄海暖流），冬弱夏强
寒流――沿岸流，冬半年势力较强，到达的纬度低；由春至夏，受大陆增温影响，冷性逐渐减弱并北缩；进入盛夏后，沿岸流的低温性质消失。
2）适宜的风场――处东亚季风区，夏季风为平流雾的形成提供了适宜的偏南风。

第四节海冰分布概况
一、世界大洋冰况
1、北半球大洋
北太平洋：白令海、鄂霍次克海、日本海、勘察加半岛以东海湾、北海道湾和阿拉斯加湾有固定岸冰，冰的南界线平均位置在58°N附近；阿拉斯加湾沿岸较近的水域有数量不多的小冰山；日本近海的浮冰主要来自鄂霍次克海，浮冰于1月上旬自库页岛南下，中旬到达北海道沿岸，势力逐渐增强，2月末到3月达最盛期，3月下旬开始衰退，4月末完全消失。
北大西洋：波罗的海和哈德逊湾常年都有固定的岸冰；浮冰和冰山在格陵兰岛东南海域和纽芬兰东南海域最多，浮冰的南界可达40°N，冰山有时能穿越湾流南下到31°N或以南。冰山活动仅限于大洋的西部，盛行期是每年的4～6月。
2、南半球大洋
南极大陆周围的洋面上，经常有22万座冰山在游动，冰山多为2～3m厚的一年冰，南大西洋的冰山可北上至30°S。浮冰北界最远在54°S（南大西洋）。海冰活动的最盛期在8～9月。
由上述可见，海冰主要分布在高纬度海域，冬半年严重，夏半年较轻。
二、中国沿海冰况
渤海和黄海北部每年冬季都有固定岸冰，属于冬结春消的一年冰，1～2月冰情最严重。

懒猴航海

2007-12-28 00:29

第十三章天气图基础知识和传真天气图实例
第一节天气图概述
近地面层的天气系统主要有气旋、反气旋、锋、飑线等；
高空的天气系统主要表现为大气波动。
天气（Weather）――一定区域在较短时间内各种气象要素的综合表现。
天气图是观察、跟踪和研究天气系统发生、发展和移动等情况的基本工具，是进行天气分析和预报的主要工具。
一、天气图的概念
――填有某地区同一时刻观测的气象要素记录的特种地图，描述了某一地区、某一时刻的天气形势和天气状况。
二、天气图底图
底图――用来填写各地测站所提供的气象观测记录的特种空白地图，图上标绘有经纬线、海岸线、观测站的站址（陆上气象站还标有该站的区号、站号）等。
底图常用的投影――墨卡托圆柱投影（适用于热带天气图）
兰勃特投影（适用于中高纬天气图，标准纬线30°、60°）
极射赤面投影（适用于极地、半球、全球天气图）。
三、天气图的种类和图时
1、分类
按高度分：地面图、高空图
按内容分：分析图、预报图
2、图时
分析图：即为图上资料观测时间，
地面分析图图时分别为每日00、06、12、18Z（北京时为08、14、20和02时）。
高空分析图图时为每日00和12时Z（北京时间08和20时）。
预报图：表示预报起始时刻

第二节地面分析图和低纬流线图
一、地面分析图
1、填图格式
――测站或船位，称为站圈。
N――总云量；CH，CM，CL――高云状、中云状、低云状；NH――低云量，以数字表示；
h――最低云的云底高度，以数字表示。
TT、TdTd――气温、露点温度，以数字表示，无小数位，若实际气温为零下，则前面加“－”号，单位℃。
ww――现在天气现象（即观测时或观测前1h内的天气现象）；W――过去天气现象（即观测前6h内出现的天气现象）；RR――观测前6h内（包括观测时）的降水量，以数字表示，单位mm；VV――水平能见度，以数字表示，单位为km，例如填图数字为10，表示10km，填0.5时，则表示500m。
PPP――海平面气压，以数字表示，省略了气压的千位、百位数字，只保留了十、个、小数位，但无小数点，单位hPa（或mb）；PP――3h气压变量（即观测时与观测前3h气压差值），以数字表示，有一位小数，但无小数点，单位为hPa（或mb），若气压上升，数字前加“＋”号，反之，则加“－”号；a――3h气压倾向（即观测前3h内的气压变化趋势）。
dd――风向，以矢杆表示，从站圈往外矢杆所指方向即为风向；ff――风速，以矢羽表示，矢羽与矢杆垂直或接近垂直。
2、分析项目
1）海平面气压场
――等压线（黑色实线）
我国规定一般每隔2.5hPa画一条
当冬季气压梯度很大时，也可以每隔5hPa画一条）
常见标值：…997.5，1000.0，1002.5…等；
日、美、英等国家每隔4hPa画一条，
常见标值：…996，1000，1004…等
闭合等压线中：
我国在低压中心用红色标注“低”或“D”，在高压中心用蓝色标注“高”或“G”，在台风中心用红色标注“ ”。
国外天气图上低压中心标注“L”，高压中心标注“H”。
在中心符号的下方标注高、低压中心气压值（一般为整数）。
注意：等压线不能在图中相交、中断，只能在图中闭合或在图边中止。
2）等3h变压场（传真图上无）
――等3h变压线（一般用虚线表示）
3）锋线
冷锋（蓝色）

暖锋（红色）

静止锋（红蓝双色）

锢囚锋（紫色）

4）天气现象
为醒目起见，用不同颜色铅笔勾画出大风、雾、降水、沙暴、吹雪等重要天气现象的区域。
传真图上用锯齿线标注大风区和浓雾区。
二、低纬流线图
1、流线的概念
――在同一时刻，若一条曲线上任意一点的切线方向都与该点风向一致，则该曲线称为流线（Streamline），意即流线上各点的风向与流线相切。
在流线图上，用带箭头的黑色曲线表示流线，箭头方向为气流方向。
流线有下列特点：不能交叉，但可以分支和汇合；既能起止于图的边缘，也可起止于风向有急剧变化的地方；风速大的地方，流线密，风速小的地方流线稀。
2、流线图上常见的水平流场形式
1）平直流线与波状流线
2）渐近线
――流线分支或汇合的线，相当于数学中的渐近线。
分为辐散渐近线和辐合渐近线。
辐合渐近线往往与一些活跃的对流天气区（如积云、积雨云、阵雨等）相联系。
3）奇异点（静风点）
① 尖点：波动向涡旋发展的过渡形式，生命史很短。
② 涡旋：
辐合型的气旋涡旋，以符号“C” 表示，相当于低压，称为单汇辐合流场；
辐散型的反气旋涡旋，以符号“A”表示，相当于高压，称为单源辐散流场。
③ 中性点：
两条辐合渐近线与两条辐散渐近线的交点称为中性点，相当于气压场中的鞍形场。

第三节高空分析图
一、等压面图（Isobaric Chart  Map）的概念
――空间等压面是一个起伏不平的曲面，用来表示等压面的起伏形势的图称为等压面形势图，简称等压面图。
常用的标准等压面图有850hPa、700hPa和500hPa三种。
1、等压面起伏形势的表示方法
――采用绘制等高线的方法来表示。
一组间距相同的等高面与等压面相交，交线既是等压线又是等高线。
闭合等高线的高值区与等压面凸起部位相对应；闭合等高线的低值区与等压面下凹部位相对应；等高线稀疏处与等压面倾斜程度较小处对应；等高线密集处与等压面倾斜程度大处对应。
2、等压面起伏形势与水平气压场的关系
――等压面的起伏不平现象，反映了等压面附近的水平面上气压分布的高低情况。
等压面上等高线的高值中心对应邻近等高面上的高气压中心，
等高线的低值中心，对应邻近等高面上的低气压中心，
等高线密集的地方对应等压线也密集，水平气压梯度大。
结论：通过分析等压面图上等高线的分布，就可以知道等压面附近空间气压场的情况。
注意：高空图上等高线的高度不是几何高度，是位势高度，单位为位势米或位势十米。
二、高空分析图的填图格式
HHH或HHHH――等压面高度，单位是位势什米或位势米；
TT和T－Td――等压面上的气温和气温露点差，单位℃，填法同地面图；
dd、ff――等压面上的风向和风速，填法同地面图。
三、高空分析图的分析项目
1、等高线（Contour）
――用黑色实线绘制。
我国规定，相邻等高线间隔为40位势米，
850hPa图上：…144，148，152…等高线；
700hPa图上：…296，300，304…等高线；
500hPa图上：…548，552，556…等高线。
国外一些图上，相邻等高线间隔规定为60位势米，
如700hPa图上为3000、3060、3120等
国内闭合等高线的高值（高压）中心（用蓝色）标注“G”，
低值（低压）中心（用红色）标注“D”。
国外高、低气压中心分别用“H”和“L”标注。
在高空等压面图上，等高线的分布多呈波状。等高线密集的地方，风速大；
等高线稀疏，则风小。
2、槽线和切变线
1）槽线
――低压槽内等高线曲率最大点的连线，气压场的特征线。
北半球，槽线多呈南北向或东北西南走向，槽前西南风，槽后西北风。
2）切变线（Shearline）
――风场的不连续线，是风场的特征线，常见于850hPa和700hPa图上。
切变线两侧风向或风速有较强的气旋性切变，但温度梯度小。
槽线和切变线的共同点是风向均有较强的气旋性切变。
3、等温线（Isotherm）
――用红色线绘制，传真图上为虚线。
我国：每隔4℃画一条，暖中心用红色标注“N”，冷中心用蓝色标注“L”。
国外：等温线间隔有采用6℃或3℃的，暖中心标注“W”，冷中心标注“C”。
等温线密集处，冷、暖空气温度对比大，是锋存在的区域。
通常等温线的分布也呈波状，位相稍落后于等高线，表现为冷槽暖脊的水平结构。
4、温度平流
――冷暖空气的水平运动引起某些地区增暖或变冷的现象。
冷平流――冷空气所经之处，气温将下降
暖平流――暖空气流经之处，气温升高
温度平流强度：等高线越密，等温线越密，等高线与等温线之间的交角越大，平流就越强；反之，等高线越稀疏，等温线越稀疏，等高线与等温线之间的交角越小，平流就越弱。

第四节传真天气图实例（并入第二十章）

懒猴航海

2007-12-28 00:29

第十四章气团和锋
第一节气团
一、气团（Air Mass）的概念
――同一时段内在水平方向上物理属性（主要指温度、湿度和大气稳定度）分布较均匀的大块空气。水平范围可达几百到几千公里，垂直范围可达几公里到十几公里，内部天气特点也大致相同。
二、气团的形成与变性
1、形成条件
――大范围物理性质比较均匀的下垫面
――适合的环流，指准静止大型高压系统中的下沉辐散气流
在适合的环流条件下，通过辐射、乱流、对流、蒸发、凝结、大范围垂直运动等物理过程，大范围空气与下垫面进行热量和水汽交换。
气团属性决定于下垫面性质。
2、变性
――气团在移行过程中物理属性和天气特征逐渐发生变化的过程。
变了性的气团又称为变性气团（Modified Air Mass）。
气团变性的快慢和程度，取决于新、旧下垫面性质差异的大小、气团离开源地时间的长短、路程的远近和气团本身的性质。
三、气团的分类和气团天气特征
1、地理分类
按源地的纬度和海、陆位置分：
1) 冰洋气团
――形成于常年冰雪覆盖的极地地区，
当气团来自南极大陆或冰封洋面时，称为冰洋大陆气团（Ac）；
当气团来自未冰封洋面时，称为冰洋海洋气团（Am）。
天气特征：寒冷、干燥，天气晴朗；
低层常有强逆温层，气层非常稳定。
2) 极地气团（Polar Air Mass）
――形成于中、高纬度地区的气团，
位于大陆上的称为极地大陆气团（Pc，Polar Continental Air Mass），
位于海洋上的称为极地海洋气团（Pm，Polar Marine Air Mass）。
极地大陆气团的天气特征：冬季与冰洋气团类似；
夏季，气团低层气温和湿度升高，逆温层消失，稳定度减小，常出现多云天气。
极地海洋气团的天气特征：冬季，经常阴天或多云，有时会出现降水，当移到较冷的海洋或大陆时，还常有层云、雾或毛毛雨等稳定性天气出现。
夏季，极地海洋气团和极地大陆气团差别很小。
3) 热带气团（Tropical Air Mass）
――形成于副热带和热带地区的气团称为热带气团，
位于大陆上的称为热带大陆气团（Tc，Tropical continental Air Mass ），
位于海洋上的称为热带海洋气团（Tm，Tropical Marine Air Mass）。
热带大陆气团的天气特点：炎热干燥，气温直减率大，气层不稳定，晴朗少云，长期控制一个地区时往往形成严重的干旱。
热带海洋气团的天气特点：低层暖湿，层结不够稳定，但中层常存在下沉逆温层，阻碍了低层对流和乱流的发展，水汽不易上传，天气晴热。
4）赤道气团（Equatorial Air Mass）
――形成于赤道洋面上的气团，
天气特点：湿度大，气温高，天气闷热，气层不稳定，多对流和乱流活动，阵雨和雷暴频繁。
2、热力分类
1）冷气团（Cold Air Mass）
――气团温度低于流经地区下垫面温度，或比所遇气团温度低。
――使所经之地变冷，而本身低层迅速增温，稳定度减小，对流易发展，变性快。
――具有不稳定的天气特点：
夏季，形成积云或积雨云，出现阵性大风、阵性降水或雷暴天气；
冬季，晴天多，夜间可形成辐射雾；
低层能见度一般较好；
气温、风等要素有明显日变化。
2）暖气团（Warm Air Mass）
――气团温度高于流经地区下垫面温度，或比所遇气团温度高。
――使所经之地变暖，而本身逐渐冷却，稳定度增加，不利于对流发展，变性慢。
――具有稳定的天气特点：
常形成层云、层积云，下毛毛雨、小雨或小雪；
会形成平流雾；
低层能见度较差。
四、影响我国东部和近海的气团
影响我国东部和近海地区的气团多数为变性气团。
冬季：变性极地大陆气团（冷气团，天气图上表现为冷高压）。
夏季，变性热带海洋气团（暖气团，天气图上表现为副高）。

第二节锋
一、锋（Front）的概念
1、定义
――两个性质不同的气团相遇时，两者之间形成的狭窄而又倾斜的过渡带，
――锋两侧，气温、湿度、风等气象要素差异很大，天气变化剧烈。
例：气团内部水平温度梯度小，一般约为1C～2C/100km，而锋区内水平温度梯度大，量级达10C/100km。
2、结构
――随高度上升向冷空气一侧倾斜，
用锋面坡度表示锋面倾斜的程度，它的形成和维持是地转偏向力作用的结果。
冷锋的坡度最大，暖锋的坡度次之，准静止锋的坡度最小。
高空图上锋区的位置位于地面锋线的冷空气一侧，不同高度上各锋区相对位置越近，表明锋面坡度越大。
――宽度具有上宽下窄的特点，
地面图上分析锋线，
高空图上分析锋区，在高空图上锋区表现为一条窄长的等温线密集带。
二、锋的分类
1、根据气团的地理类型分
――冰洋锋（冰洋气团与极地气团）；
――极锋（极地气团与热带气团）；
半永久性系统，平均位置在45～50N，最北可达70N或更北，最南可达30～25N或以南；锋上有锋面气旋频繁发生和发展。对中高纬广大海域有重大影响。
――热带锋（热带气团与赤道气团，又叫赤道锋）。
注意：上述主要气团之间的锋统称为主锋。有时在冰洋气团和极地气团内部，尤其是后者，由于各部分变性程度不同，或有更冷的空气补充南下，可在冷空气与更冷空气之间又形成锋，这种锋被称为副锋。
2、根据锋伸展的不同高度分
――对流层锋（可垂直伸展到对流层中上层）；
――地面锋（仅存在于对流层低层）；
――高空锋（只出现在高空）。
3、根据冷、暖气团所占地位分
――冷锋（Cold Front，冷气团起主导作用，推动锋面向暖气团一侧移动）；
――暖锋（Warm Front，暖气团起主导作用，推动锋面向冷气团一侧移动）；
――准静止锋（Quasi-Stationary Front，冷、暖气团势均力敌，锋面移动缓慢）；
――锢囚锋（Occluded Front，冷锋赶上暖锋，迫使两锋面之间暖空气抬离地面，锢囚到高空，近地面层由冷锋后部冷气团与暖锋前冷气团构成的交界面），
冷式锢囚锋――锋后的冷气团比锋前的冷气团更冷；
暖式锢囚锋――锋前的冷气团比锋后的冷气团更冷；
中性锢囚锋――锋前后的冷气团无大差别。
三、锋面天气模式
锋面天气的强弱主要决定于锋面坡度的大小、锋附近空气垂直运动状况、气团属性（尤其是暖气团的水汽含量）和稳定度等因素。
1、锋附近的垂直运动
暖锋：两侧冷暖空气均为上升运动；
冷锋：冷空气一侧以下沉运动为主，
暖空气一侧多数整层均为上升运动（一型冷锋），
或上升运动只限于低层，高层为下沉运动（二型冷锋）。
2. 锋面天气
1）暖锋天气――稳定性天气为主
a) 云
暖锋坡度较小，锋上常产生广阔的层状云系，
云系顺序：卷云（Ci）→卷层云（Cs）→高层云（As）→雨层云（Ns）
云系底部与锋面相接，越近地面锋线，云层越厚，云底高度越低。
b）降水
Ns、As内连续性降水，降水区位于锋前冷气团中，一般为300～400km。
c）能见度
地面锋线前50～100nmile的范围内（冷空气），可形成锋面雾，
低压槽中还常形成层云、碎层云、碎积云、层积云等低云。
d）气压
锋位于低压槽中，暖锋前常有明显的负3h变压。
e）风
风向：北半球：暖锋线多为西北－东南走向，锋前E～SE风，
锋后S～SW风，
锋过境时，风向作顺时针变化。
南半球：暖锋线多为西南－东北走向，锋前E～NE风，
锋后吹N～NW风，
锋过境时，风向作逆时针变化。
风力：一般锋前风力大于锋后。
2）冷锋天气
（1）第一型冷锋
――锋面坡度小，移动较慢（又称缓行冷锋），以稳定性天气为主
a) 云
范围较广的层状云系，云序：
雨层云（Ns）→高层云（As）→卷层云（Cs）→卷云（Ci）
b) 降水
As、Ns产生连续性降水，降水区在锋线附近和锋后，平均为150～200km。
c) 雾
锋后有时能产生锋面雾。
（2）第二型冷锋
――地面锋线位于高空槽线附近或槽后，锋面坡度最大，移动快（又称为急行冷锋）。多出现不稳定性天气。
a) 云
夏季：地面锋线附近形成强烈的积雨云（Cb）；
冬半年：锋线前方云序为
卷云（Ci）→卷层云（Cs）→高层云（As）→雨层云（Ns）
b) 降水
夏季：锋线附近出现雷暴、阵性降水甚至冰雹、飑线等不稳定性天气；
冬季：地面锋线附近及锋前连续性降水区不宽，甚至无降水。
冬春季节又有“干冷锋”之称。
（3）气压
锋前气压略降，锋后出现正3h变压中心。
（4）风
风向：北半球冷锋走向为东北－西南向，锋前吹S～SW风，
锋后吹N～NW风，
锋线过境时，风向作顺时针变化；
南半球冷锋走向为东南－西北向，锋前吹N～NW风，
锋后吹S～SW风，
锋线过境时，风向作逆时针变化。
风力：锋后风速常大于锋前风速，强冷锋在海上可造成7～8级甚至更大的风。
3）准静止锋天气
――往往由冷锋演变而成，但锋面坡度最小，以稳定性天气为主。
a) 云
从低纬到高纬锋上大范围的层状云系，云序：
雨层云（Ns）→高层云（As）→卷层云（Cs）→卷云（Ci）
云区范围最广。
b) 降水
连续性降水，降水范围最广，降水强度较弱，持续时间最长。
c) 风
北半球，准静止锋的北侧（高纬）一般吹NE～E风，南侧（低纬）吹SW风。
4）锢囚锋天气
a) 暖式锢囚锋
常由具有层状云系的两条锋合并而成，锢囚锋上的云系也是层状云系，并分布在锢囚点的两侧。若暖空气的湿度大，则锢囚点上形成厚密的雨层云。锢囚点下，一般出现层状云。
b) 冷式锢囚锋
后部锋上积状云，前部锋上层状云，则锢囚后，积状云与层状云相连。锢囚点以下的锋段一般出现积状云。
c）锢囚锋天气比单独的冷、暖锋天气要复杂：
云层增厚，降水增强，降水区扩大，锋线两侧均有降水。
锢囚锋出现预示天气总的发展趋势是好转。

懒猴航海

2007-12-28 00:30

第十五章锋面气旋
第一节锋面气旋的发展演变
一、气旋（Cyclone）概述
1、有关概念
1）定义
――气压场：低气压
――风场：大型水平空气涡旋
北半球逆时针方向旋转
南半球顺时针方向旋转。
2）范围的表示方法：最外围一条闭合等压线的直径长度表示，一般为1000km左右。
3）强度表示方法
中心气压值：越低，气旋越强；随时间降低，气旋发展或加深（Deepening）；
随时间升高，气旋减弱或填塞（Filling）
中心最大风速：越大，气旋越强。
2、分类
――按地理区域分：温带气旋和热带气旋。
――按热力结构分：锋面气旋和无锋面气旋。
锋面气旋是温带最常见的气旋，无锋面气旋包括热带气旋和热低压等。
二、锋面气旋的生命史
1、波动阶段（初生阶段）
1）一条闭合等压线，低压中心气压比四周低2～3hpa；
2）极锋出现波动，形成冷、暖锋，锋面降水开始出现；
3）锋面气旋沿暖区气流方向移动，速度最快，24h可移动十几个经距。
2、成熟阶段（青年气旋）
1）数条闭合等压线，低压中心气压比四周低10～20hPa；
2）冷、暖锋进一步发展，锋面降水增强，雨区扩大，出现大风；
3）锋面气旋仍沿暖区气流方向移动，速度较快，24h移动10个经距。
3、锢囚阶段（锢囚气旋）
1）气旋发展最强，中心气压降到最低，比四周低20hPa以上；
2）出现锢囚锋，降水强度及范围均增大，风力最强，大风范围进一步扩大；
3）锋面气旋沿暖区气流方向移动，移速大大减慢。
4）随着锢囚锋的发展，气旋在低层逐渐成为冷性涡旋，冷涡旋厚度越来越大。
4、消亡阶段
气旋与锋面脱离，成为冷性涡旋，在摩擦的作用下，慢慢填塞消亡。
三、锋面气旋的再生和气旋族
1、再生
――副冷锋加入后再生。
――冬季气旋入海后再生。
――两个锢囚气旋合并加强。
2、气旋族
――在同一锋系上出现的气旋序列，称为气旋族。
欧洲气旋族最常见，单个气旋则较少，气旋族内平均有4个气旋。
我国境内，江淮流域梅雨季节，有气旋族，族内2～3个气旋。
四、温带气旋的爆发性发展――“气象炸弹”
――气旋在24小时内气压下降量不低于24hPa，即气旋加深率≥1hPa/h。
将加深率≥1BG的气旋，称为爆发性气旋或气象炸弹。
气旋易爆发性发展的地区：西北太平洋；西北大西洋；东北太平洋。
频数最多的季节：冬季。

第二节锋面气旋的天气结构和活动规律
一、锋面气旋的天气模式及风浪分布特征
1、天气模式
以成熟阶段的锋面气旋为例介绍天气模式。
1）船舶沿AB线自东向西从气旋中心低纬一侧通过：
北半球中心南侧
南半球中心北侧
a）气旋前部（东部）的暖锋天气
云：CiCsAsNs。
降水：锋线前约300～400km范围内连续性降水；
若暖空气不稳定时，还会出现积雨云（Cb）、阵性大风和雷阵雨。
雾：锋前50～100 n mile范围内常有锋面雾（春季江淮气旋暖锋前有平流雾）。
气压：越接近暖锋，气压明显降低。
风速：增大。
风向：北半球E～SE风，
南半球E～NE风。
b）暖锋后、冷锋前的暖区天气
云：易出现层云（St）、层积云（Sc）。
降水：无雨或毛毛雨。
雾：可出现大片平流雾。
气压：基本停止下降。
风速：一般不大；但在一定气压场配置下，会出现偏南大风（北半球）。
风向：北半球转为S～SW风，
南半球转为N～NW。
c）气旋后部（西部）的冷锋天气
云：一型冷锋NsAsCsCi；二型冷锋Cb
降水：一型冷锋连续性降水，有时有锋面雾；二型冷锋阵性降水。
气压：冷锋过境后，气压迅速回升。
风速：一般迅速增大，海上常可达7～8级。
风向：北半球转为N～NW 风，
南半球转为S～SW 风。
当船舶远离冷锋后，天气转晴，风力逐渐减小。
2）船舶沿CD线自东向西从气旋中心高纬一侧通过：
北半球中心北侧
南半球中心南侧
遇到的是锋面附近冷气团里的天气。当CD线靠近气旋中心时，
云层很厚：CiCsAsNs。
降水较强：连续性降水。
风向：北半球SEENENNW逆时针改变
南半球NEESESSW顺时针改变。
2、风浪分布特征
西北太平洋气旋区中风和浪南侧较北侧显著，低压中心西南侧更突出，在低压中心南南西方300～600 n mile处，出现波高7m的狂浪中心。
二、活动规律
1、源地
――东亚
――北美中部和东部海岸地区
――太平洋中部、东北太平洋
――大西洋中部
冬季：气旋活动最频繁、发展最强烈，强度大，位置偏南，北美中部和东部的气旋比亚洲多得多。
2、路径
锋面气旋的移动受西风带基本气流的引导，总体上自西向东移动。
北半球：NE方向；南半球：SE方向。
东亚：并入阿留申低压；
北美：并入冰岛低压；
40N、160～170W东北太平洋上：绝大多数向东北方向迅速移动，至北美的太平洋沿岸和阿拉斯加湾；
北大西洋中部：主要移向北欧。
3、移速
初生和发展阶段移速快，锢囚和消亡阶段慢。春季移速快，夏季慢。

第三节我国近海和日本近海的锋面气旋
东亚锋面气旋源地：
――45～55N之间，北方气旋（蒙古气旋、东北气旋、黄河气旋和黄海气旋等）；
――25～35N之间，南方气旋（江淮气旋和东海气旋等）。
东亚锋面气旋路径：
――自西向东；
――自西南向东北；
――先自西北向东南，尔后再折向东北。
一、我国近海的锋面气旋
1、黄河气旋
1）多发季节：夏季。
2）影响地区：黄河下游、辽东半岛、渤海、黄海北部和中部海面。
3）发展路径：沿北北东方向经渤海进入东北地区常能得到发展。
4）天气特点：出现较强的大风，风力可达8级以上；
水汽充沛时，气旋中心附近可出现大到暴雨或雷阵雨（通常降水较少）。
2、江淮气旋
1）多发季节：春季和初夏，尤以6月份最活跃（江淮梅雨季节）
由江淮静止锋上的波动发展而成。
2）影响地区：长江中下游、淮河流域和湘赣地区、黄海。
3）天气特点：
大范围云系和降水，降水区位于700hPa切变线和地面静止锋之间。
恶劣能见度：冷锋后和暖锋前碎雨云和锋面雾，
春季气旋东部常有平流雾或平流低云、甚至毛毛雨。
气旋四周产生大风：暖锋前偏东大风，暖区偏南大风，冷锋后偏北大风。
3、东海气旋
1）多发季节：春季，其次为冬季。
2）影响地区：东海和黄海南部海域。
3）发展路径：向东北方向移动，到达日本南部后常会强烈发展。
4）天气特点：水汽丰富，多阴雨天气，降水区主要分布在气旋中心附近。
气旋后部常突然出现偏北大风，风力以靠近气旋中心的苏南、浙江和福建北部沿海为最强，有时可达7～8级。台湾海峡冷锋过境时风力更大。
二、日本近海的锋面气旋
1、台湾坊主（东海气旋）
它在开始形成时，中心气压往往并不低，边向东北方向移动边发展，到达日本南部海面则迅速加深，中心气压在24h内下降10～20hpa，并伴有10级以上大风；以后气旋移速加快，可达40～60km/h，大风范围不断扩大，天气变化激烈；当其到达千岛群岛及勘察加半岛以东洋面时，中心气压可降至960～940hpa，最终在阿留申一带锢囚消亡。
2、日本海低压
日本海低压在春季较多。产生于黄海、东海的低压移至日本海后迅速加深，可引起全日本吹强劲的西南风，海况恶劣，但天气一般较好（北海道除外）。
3、双低压
当发生于黄海的低压进入日本海并迅速发展时，同时发生于东海的低压朝日本南部沿岸移动，这种形势称为双低压。两个低压在三陆沿岸逐渐接近，并在北海道以东加深，常可达台风的强度。

第四节热低压
1、定义
――出现在近地面层的无锋面暖性气旋，浅薄系统，少移动。
2、成因
――近地面层空气受热不均匀，一般出现在暖季大陆上，发生时间多为午后。
3、天气特点
空气干燥时：晴热少云天气，可出现大风和沙暴。
水汽充分时：产生云雨现象，夏季可出现雷雨、阵性大风，但持续时间很短。

第五节中小尺度系统－－雷暴、飑线和龙卷
中尺度系统――水平范围十几公里至二三百公里，生命周期几小时至十几小时的天气系统，主要有雷暴群（多单体雷暴）、飑线等。
小尺度系统――水平范围几十米至十几公里，生命期几分钟至几小时的天气系统，有雷暴单体、龙卷等。
中小尺度系统特点：
――运动不遵从地转平衡和静力平衡关系
――大气层结不稳定
――强对流性天气，强阵性大风、阵雨和冰雹等。
――雷达、卫星探测和中尺度天气分析等方法。
一、雷暴（Thunderstorm）
1、概述
1）定义
――积雨云中发生的激烈放电、雷鸣现象，一般伴有阵雨，所以常与雷雨通称。
普通雷暴――伴有阵雨的雷暴。
强雷暴――伴有暴雨、阵性大风、冰雹、龙卷等强对流天气的雷暴，也叫“强风暴”。
2）活动地区
低纬多于中纬，中纬多于高纬；
山地多于平原，内陆多于海洋。
3）季节性：夏季出现较多，冬季几乎绝迹。
4）分类
――热雷暴，由热力作用引起的雷暴，一般形成于气团内部，陆上出现在夏季午后，海洋上发生在后半夜至凌晨前后；
――动力雷暴，由动力抬升作用引起的雷暴，一般影响范围大，维持时间长，强度强（强雷暴），坏天气比较严重。
动力抬升作用包括：锋面抬升、低层气流辐合抬升（如低压槽、东风波、切变线、热带气旋等）和地形抬升。
2、雷暴单体的生命史及天气特征
产生雷暴的积雨云叫做雷暴云或雷暴单体，是小尺度天气系统。
多个雷暴单体成群成带地聚集在一起，叫做雷暴群或雷暴带（又称多单体雷暴）。
每个雷暴单体的生命史可分为：
1）发展阶段
――积云阶段，
主要特征：上升气流贯穿于整个云体。地面风一般很弱，风向不定，低空有向云区的辐合气流，气压较低，气温较高，地面相对湿度减小。
2）成熟阶段
特征：开始产生降水。雷暴移行方向的后侧地面出现阵性大风。云与地或云与云之间发生大气放电现象，出现闪电和雷鸣。雷暴云下方形成雷暴高压（冷性）。
3）消散阶段
主要特征：下沉气流占据了云体的主要部分。
3、强风暴的一般天气特征
――大风、暴雨、冰雹、龙卷等严重天气现象。
下击暴流――形成雷暴高压的下沉气流非常强大时，到达地面后转变为很强的水平气流，在地面上或地面附近引起灾害性大风。风向大约偏离地面盛行风向20～30。
二、飑线（Squall Line）
1、概念
――排列成带状的雷暴群（或积雨云带）构成的风向、风速发生突变的狭窄的强烈对流天气带。是比普通雷暴、孤立的强风暴影响范围更大的中尺度系统。
2、天气特征
――飑线前：偏南风（北半球），天气较好，常伴有中尺度低压；
――飑线后：扁长的雷暴高压带和明显的冷中心，
风向急转为偏北、偏西风（北半球），风力大增，
雷暴高压后方有时还伴有尾流低压，
飑线沿线到后部高压区内，暴雨、冰雹、龙卷等天气。
因此，飑线过境时，出现风向突变、风速急增、气压猛升、气温骤降等剧烈天气变化。
3、与冷锋的区别
――冷锋是两种不同性质气团的分界面，是大尺度系统，
飑线是在同一气团内部形成和传播的中尺度系统；
――飑线附近的天气现象比冷锋天气剧烈，气象要素的变率亦比冷锋附近大；
――飑线移速快于冷锋移速；飑线强度有明显的日变化，冷锋没有。
飑线常见于暖湿热带气团中，在中纬度地区多产生在温带气旋冷锋前方附近的暖区中。
三、龙卷（Spout / Tornado）
1、概述
1）定义
――和强对流云相伴出现的、具有垂直轴的小范围强烈涡旋，是破坏力很大的小尺度风暴系统。
2）结构特点
――有如同“象鼻子”一样的漏斗状云柱自对流云底盘旋而下。
――有时成对出现，一个是气旋式的，另一个是反气旋式的，气旋式龙卷较为常见。
3）产生条件
――强的层结不稳定性，因此产生龙卷的雷暴云比别的雷暴云更高、更强。
4）出现时间
――主要出现在夏半年，陆地上以下午到傍晚的机会居多，海上一般出现在清晨6h前后。
5）发生地区
――墨西哥湾、地中海和孟加拉湾上空，水龙卷出现最频繁。
我国南海西沙群岛一带，一年四季均可出现，尤以8、9月为最多。
2、一般特征
――水平范围很小；
――持续时间很短；
――移动路径多为直线，漏斗状云柱的倾斜方向，通常指示龙卷移动的方向；
――中心气压极低，可低至400hPa以下，甚至达到200hPa。
――风力大，最大可达100～200m/s，风速自中心向外增大，在距中心数十米的区域达到最大，再往外，风速便迅速减小。
――破坏力巨大。

懒猴航海

2007-12-28 00:30

第十六章冷高压和副热带高压
第一节反气旋概述
一、反气旋（Anticyclone）的概念
1、定义――流场上：大型水平空气涡旋，北半球顺时针方向旋转，
南半球逆时针方向旋转。
气压场上：高压。
2、强度表示――中心气压值的高低，中心气压值越高，表示反气旋越强，反之，则弱。
――反气旋中的最大风速，最大风速越大，表示反气旋越强。
反气旋中的强风一般出现在边缘。
当反气旋的中心气压值随时间升高，称反气旋加强；
若中心气压值随时间降低，则称反气旋减弱。
3、水平范围表示――以最外围一条闭合等压线的直径长度来表示。
4、总体天气特点――在近地面层，反气旋区中的风从中心向外辐散，垂直方向上盛行下沉运动，反气旋中心部分控制的地区一般为晴朗少云的好天气。
二、反气旋的分类
1、地理分类――极地反气旋、温带反气旋和副热带反气旋。
2、热力分类――冷性反气旋（中高纬大陆近地面层冷高）
和暖性反气旋（副高、阻塞高压）。

第二节冷高压
一、冷高压（Cold High）的结构
1、形成条件――地面强辐射冷却和高空冷平流共同作用
2、结构：
1）准静止型冷高压――温、压场分布近于对称，中心轴线基本上垂直，强度随高度迅速减弱，一般到对流层中层就不明显了，这种冷高压在源地较常见，移动缓慢或基本不动；
2）移动性冷高压――温、压场分布不对称，这种冷高压中心轴线向西南方倾斜（北半球），高压强度随高度逐渐减弱，到3～4km高度上多半变为高压脊。锋面气旋冷锋后面的高压即属此类移动性的冷高压。
二、冷高压的天气分布
1）冷高压前部（东部）
冷高压入侵时，它所造成的最恶劣天气主要出现在冷高压前缘的冷锋附近。
冷锋过境前，偏南风，风力较弱，天气相对较温暖，无雨或少雨。
冷锋过境后，气温明显下降，常伴有雨、雪，气压升高，偏北风增大，渤海、黄海吹西北风，东海吹北到东北风，南海吹北风。
冬半年，强大的冷高压南下侵入我国时，常使气温剧烈下降，风力猛增，出现寒潮天气，寒潮大风在海上一般为6～8级，最大可达10～11级，能激起很高的海浪。
夏季，冷高压弱得多，但当暖空气比较潮湿时，有时会出现雷雨、大风甚至冰雹等天气。
冬初和春末，冷锋移到江南或华南沿海时，由于势力减弱或受地形阻挡常变为准静止锋，造成持续时间较长的阴雨天气。
2）冷高压中部（内部）
冷锋区过后，转受冷高压内部控制，气压升高，盛行下沉气流，以晴冷、少云天气为主，风力微弱。低层能见度变坏，在内陆、港口和沿海夜间和清晨易出现辐射雾。
3）冷高压后部（西部）
气压逐渐下降，偏南风，风力不大，气温回升，湿度增大，天气性质类似暖锋。春季在入海变性冷高压后部，还常出现平流雾、毛毛雨或层云。
冷高压移到海上时，海上出现的低云云量要比陆地上多，尤其是对流云大为增加，产生的降水也多为阵性的。
三、冷高压的活动规律
1、冷高压活动的气候特征
东亚地区大约每3～5天有一次，秋季活动频数最高，冬春季次之，夏季最少。
夏季冷高压强度弱，一般在40N以北活动。
冬半年冷高压强度很强，活动范围可深入到华东沿海。
冬季一次强冷高压活动过程平均为7天左右。
2、冷高压的移动和变化（北半球）
冷高压的移动主要受其上空3～5km高度的气流的引导，移向和高空气流相一致，并趋向冷舌移动，因此总体上冷高压都是自西向东或自西北向东南移动，到海上移行一段距离后再改向东移动。实际工作中一般用700hPa气流来预报地面冷高压的移动。
冷高压的移动有多种形式：整个高压一起移动，或高压中心基本不动，只是向某个方向或两个方向上伸出高压脊，伸出的高压脊也可以发展成一个脱离母体的单独的高压中心。
冷高压在东移和南下过程中，由于变性常会使高压中心产生分裂，它们在我国消失者不多，多数经我国东移入海，在海上变性为暖性高压，最后并入副热带高压中。
3、冷空气的源地和路径
1）源地：据统计，影响我国的强冷空气主要来自3个源地：
① 新地岛以西的北方寒冷洋面，来自这个地区的冷空气最多，达到寒潮强度的也最多；
② 新地岛以东的北方寒冷洋面，来自这个地区的冷空气频数不高，但气温低，达到寒潮强度的次数也较多；
③ 冰岛以南洋面，来自这个地区的冷空气次数较多，但强度一般较弱，达到寒潮强度的较少。
上述三个源地的冷空气在侵入我国以前，95％都要经过西伯利亚中部（70～90E，43～65N）地区，并在那里积累加强，这个地区称为寒潮关键区。
2）路径：（冷空气主体的移动路线）
通常有4条
① 西北路（中路）：频率最高，冷空气强度强，吹西北风，受该路冷空气影响，长江以北以偏北大风和降温为主，江南有雨雪；
② 东路：频率不高，但强度强，此路冷空气常使渤海、黄海、黄河下游及长江下游出现东北大风；
③ 西路：频率较高，一般强度不大，吹偏西风；
④ 东路加西路：东路冷空气与西路冷空气在黄土高原东侧、黄河和长江之间汇合后继续南下，造成黄河、长江之间大范围雨雪和大风天气。
四、寒潮（Cold Wave,Polar Invasion）
1、寒潮的概念
――强冷高压的活动过程。
发布寒潮警报的标准是：一次冷空气活动，24h内气温剧降10℃以上，同时最低气温降至5℃以下；或一次冷空气活动，使长江中下游及以北地区48h内降温10℃以上，长江中下游（春季为江淮地区）最低气温降至4℃或以下；陆上有3个大区伴有5～7级大风，渤海、黄海、东海先后有6～8级大风。
如果上述区域48h内降温达14℃以上，其余条件同上，则称为强寒潮。
未达以上标准者，则称为一般冷空气或较强冷空气。
国家气象局根据冷空气的强度和影响范围，把冷空气活动划分为全国性寒潮、区域性寒潮、强冷空气和一般冷空气四类。
2、寒潮爆发需具备的两个基本条件：
――有冷空气的酝酿和聚集；
――有引导冷空气侵入我国的合适流场。
3、寒潮过程的天气特征
――寒潮是大规模的强冷空气活动过程，在地面天气图上表现为强冷高压的南下。
寒潮天气过程与一般冷高压的天气过程相似，但要剧烈得多，尤其是冷高压前缘的强冷锋附近，出现剧烈降温和大风，有时还伴有雨、雪或霜冻。在高纬海上航行的船舶，除可遭遇大风浪外，还容易引起船体积冰等危害。
五、有寒潮爆发的地区――东亚、北美洲、欧洲、澳大利亚。

第三节副热带高压
一、概述
1、定义
――副热带地区（20～35），由于海陆分布影响，副热带高压带断裂成若干个具有闭合中心的高压单体，这些单体统称为副热带高压（Subtropical High），简称副高，是控制热带、副热带地区的大气活动中心，组成大气环流的重要成员之一，是大型、持久的暖性深厚系统。
2、分布
――主要位于海洋上：
北太平洋副热带高压（夏威夷高压）、北大西洋副热带高压（亚速尔高压）、南太平洋副热带高压、南大西洋副热带高压和南印度洋副热带高压。
二、天气分布（西北太平洋）
高压内部：辐散气流占优势，为下沉气流区，多晴朗少云天气，风力微弱，天气炎热。
北侧：与盛行西风带相邻，气旋和锋面活动频繁，上升运动强，形成大范围的雨带，
雨带位于副高脊线之北5～8个纬距处，走向大致和脊线平行。
南侧：东风气流（信风），当无气旋性环流时，一般天气晴好，
当有东风波、热带气旋等系统活动时，出现雷暴、大风、暴雨等恶劣天气。
东部：吹偏北向的冷风，且大洋东部存在着冷的涌升流，大气层结稳定，有时出现层
云和雾；长期受其控制的一些陆地，因久旱无雨而变成沙漠。
西部：偏南暖气流，又位于暖海流上空，低层大气层结不稳定，多雷阵雨和大风。
三、活动规律及对中国沿海天气的影响
1、副高强度和位置变化的表示方法
――高压单体中心气压值和中心位置；
――500hPa图上副高脊线（闭合等压线或等高线的长轴，副高多呈东西向扁长形状，脊线呈西南西－东北东走向）；
――500hPa图上588位势什米等高线的位置表示移动；
588线所包围的面积变化表示副高的增强和减弱。
2、季节性变化与雨带的关系(见下表)
冬季，副高强度弱，范围小，退居海上和低纬地区；
夏季，势力增强，范围扩大，控制了副热带地区的海洋和大陆。
从春到夏，副高不断北进，北进持续时间较久，速度较缓慢，表现为稳定少变、缓慢移动和跳跃三种形式；入秋以后又南退，南退经历的时间短，速度快。
3、短期变化及对沿海天气的影响
北进中有短暂的南退，南退常伴有东缩。
南退中有短暂的北进，北进常伴有西伸。
一个进退的周期，长的可达10天以上，短的只有1－2天，多数为6～7天。
春末夏初，当副高脊显著加强时，若东部沿海地区有低压（槽）发展，构成“东高西低”的形势，脊西部常可出现偏（东）南大风。
夏初，副高西伸脊边缘控制我国沿海时，其西侧的偏南气流将低纬暖湿空气输送到沿岸冷流水域时，常形成大范围的平流雾或平流低云。
副高脊西伸时，西部地区往往为低压和槽控制，水汽较多，在高压脊西部气旋式风切变地区会产生热雷暴；
随着脊的进一步西伸，下沉气流逐渐加强，受其控制地区则出现晴热少云天气。
当副高脊东缩时，西部常伴有低槽东移，上升运动发展，若大气潮湿不稳定，常形成大范围的雷阵雨天气。

季节副高脊线位置雨带位置备注
冬季 15N附近徘徊位于华南（27.5N以南地区） 3～6月为华南雨季，其中5～6月为华南前汛期
2～4月由18N以南的南海北部缓慢北进
5月上、中旬至6月中旬前后 18～20N
6月中旬前后北跃过20N，后在20～25N之间徘徊。长江中下游和日本一带，梅雨季节。华南酷暑盛夏
7月上、中旬北跳过25N，后在25～30N之间摆动。黄淮流域，黄淮雨季长江中下游酷暑盛夏，华南后汛期开始
7月底或8月初跨越30N，达一年中最北的位置。华北、东北地区，华北雨季黄淮酷暑盛夏
9月上旬回跳到25N附近南撤，长江中下游秋雨季
10月上旬回跳到20N以南南撤，华南又多阴雨
到冬季回到和稳定在15N以南。

懒猴航海

2007-12-28 00:30

第十七章西风带高空常见天气系统
西风带中扰动大致分为两类：大型扰动－－大气长波、阻塞高压、切断低压和高空急流等大型天气系统；中型扰动――短波槽、切变线和低涡等天气尺度系统。

第一节西风带大型扰动
一、大气长波（Atmospheric Long Wave）
1、定义
――波长较长、振幅较大、移动缓慢、维持时间较长的波动；活动在对流层中、上部和平流层下部，是西风带行星锋区中的大型槽脊扰动，故又称为行星波或罗斯贝波。
长波波长指两条相邻槽线或脊线之间的东西距离，一般为60～120个经距，因此围绕中高纬纬圈可出现3～6个长波，北半球以4～5个长波的情况为最多；振幅一般为10～20纬距；平均移速在10个经距/日以下，有时很慢，呈准静止状态，甚至会向西倒退。长波一般可维持3～5天。
2、天气图上的结构表现
大气长波在高空等压面图上同等高线的波状流型相对应，波谷对应于低压槽，波峰对应于高压脊，波状流型自西向东移动表现为“槽来脊去”的特征。
由于高空的等温线也呈波状分布，通常等温线的槽脊位相落后于等高线，因此长波具有明显的“冷槽暖脊”的水平结构：
一般槽前盛行暖平流（北半球SW风），对应着大范围的辐合上升运动，有利于地面低压的形成和发展，有降水区出现：长波槽前对应地面气旋或气旋族出现，且气旋族中的每个气旋分别与叠加在长波上的一个短波槽相对应）；
槽后为冷平流（北半球NW风），对应着大范围的辐散下沉运动，地面上常有较强的冷高压存在，天气晴好。
这些对应的地面系统的移动多数受高空大气长波气流的引导：北半球，槽前的地面低压受高空西南风的引导向东北方向移动，槽后的冷高压受高空西北风引导向东南方向移动；南半球，槽前的地面低压向东南方向移动，槽后的冷高压向东北方向移动。
3、长波与大气环流的关系
当长波处于稳定状态时，大型环流很少变动，天气过程按一定型式发展，天气预报比较准确。
当长波波数发生变化或长波进行更替（长波调整）时，大型环流发生变动，天气过程将发生剧烈变化，易导致预报失败。
二、阻塞高压（Blocking High）
1、定义
――西风带的长波脊向高纬度伸展加强，高空暖脊与低纬暖空气的联系会被冷空气切断，在脊中出现闭合的暖高压环流中心，若具备下述三个条件，则称之为“阻塞高压”，简称“阻高”：
①具有闭合暖高压中心，中心位置一般位于50N以北。
②闭合暖高压中心能维持3天或更长时间，在维持期间，移动缓慢，或呈准静止状态，或向西倒退。即使东移，移速不超过7～8个经距/日。
③在阻塞高压区域内，西风急流的主流显著减弱。同时急流在阻塞高压西侧分为南北两支，绕过高压后在高压东侧再会合起来，其分支点和会合点之间的距离一般要大于40～50个经距。
2、季节和地理特点
阻高在北半球集中于55～65N带中，出现在北大西洋、欧洲沿岸（70W～40E）、乌拉尔山、雅库次克至鄂霍次克海一带（120E～120W）和北太平洋东部（包括阿拉斯加）。
阻塞形势的出现率一般冬半年大于夏半年。在欧洲，阻塞高压一般可维持到20天左右，至少也在5天以上；在亚洲，平均为8天，最短为3～5天。
3、天气特点
阻塞高压是高空深厚的暖性高压系统，阻塞形势的建立和崩溃，对广大地区甚至全半球的环流、天气过程都会产生巨大的影响。
受阻高内部控制的地区，天气一般多晴朗少云；阻高东部常有冷平流和下沉运动，天气以晴为主；阻高西部因有暖平流和上升运动，天气较暖多阴雨；阻高南北两侧则为较平直的西风气流，其中常伴有小波动向东传播，时有小股冷空气活动，天气时阴时晴。
阻高建立和维持期间，阻塞或抑制了（西部）上游系统的东移，破坏了西风带波动的正常活动。由于西风带被分为南北两支，则西来的高空波动或地面气旋被阻滞并逐渐消弱，或波动重新加强、新生，沿南北两分支急流移动，从而造成某地区长时间的单调天气。阻高维持时间过长或过短，都能造成大范围反常天气。
当阻高崩溃时，阻高下游的冷空气在西北气流引导下迅速南侵，会爆发一次寒潮天气过程，出现严寒的风、雪天气。
三、切断低压（Cut-off Low）
1、定义
西风带长波槽不断向低纬加深时，高空冷槽与北方冷空气的联系被暖空气切断，在槽中形成具有闭合环流和冷中心的深厚低压系统，称为切断低压（图17－3）。
一般在700hPa以上等压面图上才有明显表现，在300hPa图上最清楚。在地面图上，则往往有一个冷性高压与之对应。一般可维持2～3天或更长一些，移速缓慢。
2、季节特征
大多发生在春、秋两季，北美和西欧地区出现的频率最大，太平洋、大西洋和亚洲大陆上空也有切断低压形成。我国春末夏初也常有冷切断低压活动，尤其是东北地区，在5、6月份最为常见，称为“东北冷涡”，夏季它可造成东北地区持续数天的阵性降水天气，冬季则带来严寒天气。
3、天气特点
切断低压内的不同部位，天气特征各不相同。其前部（东南侧），因低层有冷、暖空气交汇，常发生锋面气旋波动，故云雨区多出现在切断低压东南部的下方。切断低压后部（西侧），由于有冷空气不断补充南下，常有副冷锋或切变线生成，随之带来阵性降水天气。
四、急流（Jet Stream /Current/Flow/Streak）（一般性了解）
1、定义
――高空风场中一股强而窄的气流带，其中心最大风速在对流层上部必须不低于30m/s，风速水平切变达到5m/s•100km，垂直切变达到5～10m/s•km。
急流轴――急流中风速最大点的连线（急流中心的长轴），多呈东西走向，准水平的急流轴上可以有一个或多个风速的极大值中心。
2、分类
――温带急流（又称极锋急流、北支急流）、副热带急流（又称南支急流）和热带东风急流。
其中极锋急流、副热带急流是影响中高纬度地区的急流，称为西风急流。
3、西风急流
西风急流与水平温度梯度很大的锋区相对应，是锋区在高层风场上的表现，特别是极锋急流的主要急流中心都与主要的罗斯贝长波槽联系在一起，因此高空急流与对流层低层的锋面或气旋的生消演变和移动有密切关系。
具有丰富经验的航海者，在北太平洋或北大西洋航行时，常尽量避开在高空急流带下方海域航行，不得已时也尽可能缩短沿急流下方海域的航程。
4、低空急流
对流层600hPa以下也常出现强而窄的气流带，虽然其中心最大风速、风速的水平切变和垂直切变可能都达不到高空急流标准，但它与雷暴、飑线、龙卷等剧烈天气有关，故被称为低空急流。低空急流一般为西北～西南气流或偏南气流，少数为南～东南气流，平均最大风速在16～25m/s，在850hPa等压面图上风速达12m/s或以上的气流带即算作急流区。

第二节西风带中型扰动
一、短波槽
1、与长波槽的比较
短波槽的波长约为2000～3000km，比长波短，但移速比长波槽快，自西向东移动，振幅大的移速慢，振幅较小的移速快。
短波槽维持时间短，又常与锋面气旋、冷高压等天气系统的活动密切相关，可产生阴雨、大风、暴雨、雷暴、冰雹等天气，因此它是使天气发生短周期复杂变化的最活跃的系统之一。
2、结构（北半球）
短波槽一般也有温度槽配合，当温度槽落后于高度槽时，北半球槽前盛行暖湿的西南气流，通常地面有低压对应出现；槽后盛行干冷的西北气流，地面常对应出现冷高压。因此每次短波槽的活动均可引起低层大气中冷暖空气的南北交换，并带来相应的阴雨、降温或大风天气过程。
3、季节和地理特征
短波槽一年四季均有出现，以春季最为频繁。在东亚上空，冬半年在20N以北地区都有西风带短波槽活动；夏季，主要在35N以北地区。
二、切变线（Shear Line）
1、定义
――指在700hPa或850hPa低空风场中风向或风速的不连续线。在其两侧温度梯度很小，但风的气旋式切变很明显（图17－5），因而水平气流辐合强，利于上升运动发生，易产生云雨天气，甚至可产生强烈的雷阵雨和阵性大风。
切变线大多发生在中、低纬地区，近于东西走向（少数南北走向）。多数是由于西风带中的短波槽在东移过程中，南北段移速不一蜕变而成，或在两个高压之间形成，如北侧是西风带小高压，南侧是副热带高压脊，它们之间在风场上构成切变线（图17－6）。
2、江淮切变线
江淮切变线活动在青藏高原以东、25～35N之间，一年四季均可出现，春末夏初最多，它是造成初夏6、7月份我国江淮流域到日本的“梅雨”天气的主要系统，对我国东部地区以及渤海、黄海和东海的天气都有较大影响。
江淮切变线北侧一般是偏东风，南侧是偏西风，两种气流之间构成明显的气旋式风切变；在切变线南侧地面图上，常有准静止锋或冷锋配合。
切变线西段有利于低涡的生成，低涡常沿切变线东传。因此江淮切变线有利于云和降水的产生，雨区常分布在700hPa切变线与地面锋后之间的地带。大多数的江淮切变线过程都能带来暴雨。
受副高和冷空气季节性移动的影响，江淮切变线的活动纬度有明显的变化。4月份切变线主要活动在长江以南，5月份徘徊于长江两侧，6月进至长江与淮河之间，7月到达淮河以北，8月上、中旬常向北越过35N，8月下旬至9月份，又返回到江淮流域。
三、低涡（一般性了解）
在中纬度的中、低层大气中，还常出现由西风带中的短波发展而成的一种强度较弱、范围较小的冷性低压，一般称为低涡（Low Vortex）或冷涡。它们在850hPa和700hPa等压面图上比较明显。在我国通常按其产生地区分别称为西南涡、西北涡、华北涡等。
出现在我国西南地区上空700hPa或850hPa图上，直径为300～500km，具有气旋性环流的小低压，称为西南涡。在地面图上西南涡有时表现为一个闭合低压，有时表现为一个向西或向西南开口的倒槽。西南涡生成后，大多在原地消失，只在源地附近引起阴雨天气。但当它发展东移时，雨区扩大，降水强度增加，还常诱导地面气旋（江淮气旋）的发生、发展，造成长江中下游地区大范围的暴雨天气，东移入海后会使海上出现恶劣天气和海况。

懒猴航海

2007-12-28 00:30

第十八章热带气旋
热带气旋（Tropical Cyclone）――发生在热带洋面上的具有暖中心结构的气旋性涡旋（低气压）。

第一节热带气旋概况
一、热带气旋的等级和名称
1、国际标准
名称代号近中心最大风力等级风速
热带低压 TD（Tropical Depression）    ≤7级 ≤33kn
热带风暴 TS（Tropical Storm）    8～9级 34～47kn
强热带风暴 STS（Severe Tropical Storm）    10～11级 48～63kn
台风 T（Typhoon）    ≥12级 ≥64kn
热带气旋的初级阶段还有一种“热带低压区”（Low Pressure Zone），在（JMH）天气图上以符号“L”表示，其中心风力<8级。它与TD属于同一等级，只是中心位置尚未确定。
2、东北太平洋和大西洋的热带气旋被分为3级
热带低压 TD（Tropical Depression）近中心最大风力≤7级（风速≤33kn）
热带风暴 TS（Tropical Storm） 8～11级（ 34～63kn）
飓风 H （Hurricane） ≥12级（ ≥64kn）
3、孟加拉湾和阿拉伯海的热带气旋被分为2级
低气压（Depression）近中心最大风力≤7级（风速≤33kn）
气旋性风暴（Cyclonic Storm） ≥8级（ ≥34kn）
4、南半球洋面上的热带气旋通常也被分为2级
热带扰动（Tropical Disturbance）近中心最大风力≤7级（风速≤33kn）
热带气旋（Tropical Cyclone） ≥8级（ ≥34kn）
二、热带气旋的命名、编号和范围：
1、命名和编号
2000年1月1日起，西北太平洋台风委员会成员国在向国际社会（包括媒体、航空、航海）发布警报公报时，都统一使用东京台风中心分配的命名和编号。
发生在180°E以西、赤道以北的西北太平洋（包括南海）上近中心最大风速≥34kn（8级）的热带气旋，每年从1月1日起按其出现的先后顺序进行数字编号，如0105表示2001年出现在上述海域的第5个热带气旋，并按顺序从“西北太平洋和南海热带气旋命名表”（见附表）中给其分配名字，依热带气旋命名、编号（加括号）的次序排列。美国对每个热带气旋起英文名字，所用英文名字在美国气象局拟定的台风（飓风）名称表中取得。
2、范围
热带气旋的范围通常以系统最外围近似圆形的闭合等压线直径长度表示。
三、热带气旋发生的源地与季节
1、全球概况
1）源地
热带气旋主要发生在南北半球5～20纬度带的海洋上（副高低纬一侧，赤道辐合带、东风波中），大洋西部多于东部，北半球多于南半球，北半球总数占全球总数的3/4，又以北太平洋最多，占全球总数的12以上。
相对集中出现在以下8个特定区域（源地）：西北太平洋、东北太平洋、西北大西洋、孟加拉湾、阿拉伯海、南印度洋东部和西部、西南太平洋（图18－1）。
南大西洋和东南太平洋至今未发现热带气旋发生，赤道两侧5纬度范围内也几乎没有热带气旋发生。
2）季节
热带气旋一年四季均能发生。但北半球除孟加拉湾和阿拉伯海外，出现最多的月份是7～10月。在南半球出现最多的月份是1～3月。其它月份则显著减少。
由于强西南季风的影响，孟加拉湾热带气旋发生数盛夏很少，在季风盛衰交替的10～11月份最多，5月份其次；阿拉伯海7、8月份几乎无热带气旋发生。
2、西北太平洋概况
1）源地
西北太平洋上的热带气旋数，约占全球总数1/3以上，且强度最强。
西北太平洋热带风暴源地和相对发生高频区主要集中在菲律宾群岛以东到琉球群岛附近洋面、马里亚纳群岛附近洋面、南海中北部海域和马绍尔群岛附近洋面。
2）季节
西北太平洋7～10月是热带风暴盛行季节（我国称为台风季节），以8月份最多；1～3月最少。
在我国登陆的风力≥8级的热带气旋，主要集中在广东和海南，其次是台湾、福建和浙江，上海和长江以北沿海省份极少，华南沿海最多，其次是华东沿海。登陆时间主要集中在7～9月份，尤以8、9月最多，1～4月份几乎没有热带气旋在我国登陆。

第二节热带气旋的形成条件和强度变化
一、热带气旋形成的必要条件
1、广阔的暖洋面，洋面水温高于26～27C
南大西洋和东南太平洋海水温度较低，所以该海域几乎没有热带气旋形成。
2、低层初始扰动的存在
低层初始扰动的存在提供了动力条件。同时高空（300hPa或200hPa）有较强的辐散气流（北半球辐散气流顺时针方向旋转，南半球逆时针旋转），且高空辐散气流超过低层辐合气流，则有利于暖心形成和地面气压不断降低。
这种初始扰动多数源于热带辐合带和东风波，热带辐合带中涡旋发展成的台风约占总数的85％，东风波发展起来的约占10％。
3、地转参数大于一定值
只有足够大的地转偏向力，低层的辐合气流才能由径向风速转变为切向风速，逐渐形成沿逆时针方向（北半球）旋转的空气涡旋。
赤道上地转参数为零，赤道两侧5以内地区地转参数非常小，所以这些地区即使有热带扰动存在，也易被辐合气流所填塞而无法形成强的水平涡旋。只有在离赤道5以外的地区，热带扰动才能加强发展成台风。
4、对流层风速垂直切变要小
孟加拉湾和阿拉伯海，盛夏低空盛行强西南季风，高层有强东风存在，风的垂直切变很大，因而台风发生数很少，但在春秋两季，风速垂直切变小，台风发生数相应增多。
二、热带气旋的生命史
对于中心风力达到12级的强热带气旋（台风）来说，其生命史通常分为四个阶段：
① 形成期，由最初形成低压环流到强度达热带风暴时（中心附近最大风力达到8级）；
② 发展期，热带风暴继续发展，直到中心气压达到最低值，近中心最大风速达到最大值时；
③ 成熟期，中心强度不再发展，中心气压不再降低，风速不再增大，但大风和雨区范围逐渐扩大，直到大风范围达到最大；
④ 衰亡期，台风登陆减弱填塞，或进入中高纬度减弱消亡或转变为温带气旋。
三、热带气旋的强度变化
引起热带气旋强度减弱的原因主要可以归结为：
① 登陆。
② 受中高纬冷海面的影响。
③ 冷空气的侵入。
④ 大量降水

第三节热带气旋的天气结构和风浪分布特征
一、热带气旋的天气结构
通常根据台风区内低空风速大小的分布，将台风分为外圈、中圈和内圈三个区域：
1、外圈（外围区）
由台风边缘向内：
风力逐渐增大，一般在8级以下，呈阵性；
气压先缓慢下降，后下降速度逐渐加快；
天空出现辐射状卷云、卷层云、高层云、高积云，低空有被称为“飞云”或“猪头云”的塔状层积云和浓积云；
浓积云有时带来分散的小阵雨，出现高层云时，开始下雨，并逐渐增大；
气温升高，湿度增大，天气闷热
2、中圈（涡旋区）
进入涡旋区（风力8级以上）：
风力向台风中心急速增大，并在台风眼壁处达最大，热带气旋近中心最大风速可根据公式计算；
气压急剧下降，气压自记曲线呈漏斗状；
雨层云，雨层云和外圈的多种云系组成螺旋云带旋向台风眼壁，台风眼壁为高大的积雨云组合成的宽数十公里、高达8～9km的环状垂直云墙；
出现雨层云时开始降大暴雨，积雨云云墙下下倾盆大雨，能见度恶劣，是台风中最大降水所在之处。
3、内圈（台风眼区）
进入眼区后：
风速向中心迅速减小，风小甚至静风；
气压降到最低，不再明显下降；
暴雨立刻停止，低云基本消散，天空豁然开朗，有时可见蓝天，夜间星光明亮。
台风区中最大风速，通常在靠近副高一侧水平气压梯度较大，风速较大，大风范围也大。台风暴雨的分布一般也是不对称的，北半球，暴雨中心常位于台风路径的右侧，在右前方雨量最大、范围也最广，只有少数偏在左方。
二、热带气旋引起的海浪和风暴潮
热带气旋中的大风和中心的极低气压，使海面产生巨大的海浪和风暴潮
1、浪
1）风浪
越接近热带气旋中心，风浪越高。北半球热带气旋移向的右后象限中风浪较高，最高中心出现在距热带气旋中心40～90km（20～50n mile）的右后侧。
在台风眼区内，形成具有驻波性质的波幅很大的陡峭波，俗称“三角浪”或“金字塔浪”，该浪一般在大洋中出现。
2）涌浪
涌浪以台风中心移速的2～3倍速度向外传播，距离可达1000～2000km，往往在台风中心到达前两至三天就可以观测到涌浪。我国黄海和东海沿岸观测到的台风涌浪，波高一般在3m以下，周期为10s左右。
2、风暴潮
气压降低会引起沿海地区水位上升，加上暴雨和向岸风的影响，如再遇天文大潮，可引起海面水位异常上涨，这种现象称为台风暴潮。

第四节热带气旋的移动
一、热带气旋移动的一般规律
热带气旋的大部分路径近似抛物线型，北半球为右旋抛物线型，南半球为左旋抛物线型，南北半球抛物线弯曲的方向正好相反。
在西北太平洋，热带气旋的常规路径大致有三条：
① 西行路径。沿此路径的热带气旋对中国华南沿海地区影响最大。
② 西北（登陆）路径。沿此路径的热带气旋对中国华东地区影响最大，对内陆也有不同程度的影响。
③ 转向路径。这条路径一般对我国影响较小，但若转向点靠近我国大陆时，则对中国东部沿海地区影响最大。
一般6月前和9月后的热带气旋主要走①、③路径，7、8月主要走②、③路径。
除常规路径外，热带气旋还可能走成如打转、蛇形、突然折向、回旋等异常路径，这些异常路径基本出现在热带气旋转向前。
热带气旋的移动速度平均约为20～30km/h。
移速特点：转向后快于转向前，转向时移速较慢，停滞打转时移速最慢；
减弱阶段快于加强阶段；
高纬快于低纬。
二、影响热带气旋移动的因素
1、水平气压梯度力
在东风带中，水平气压梯度力指向南（南半球指向北）；在西风带中，指向北（南半球指向南）。
2、水平地转偏向力
在完全没有其它力作用的情况下，当热带气旋以一定初速移动时，因受地转偏向力的作用，在北半球其轨迹将是一个顺时针方向的近似惯性圆。
3、内力
北半球，整个热带气旋受到的内力指向西北方向（南半球指向西南）。
当很小时，可视与达到平衡，此时，热带气旋将沿大型流场的地转风方向移动，在东风带中，基本上往偏西方向移动；在西风带中，基本上向偏东方向移动。热带气旋的移动受大型基本气流的引导。常取500hPa的气流作为引导（操纵）气流。
当不可忽略时，处于东风带的热带气旋，其移向偏向高压一侧，北半球偏于引导气流方向的右边，南半球偏于左边，移速小于引导气流；处于西风带的热带气旋，其移向偏向低压一侧，北半球偏于引导气流左边，南半球偏于右边，移速大于引导气流。
综上所述，当外力强而稳定时，热带气旋一般取常规路径移动。如果外力作用弱，或外力变化快而复杂时，热带气旋则出现复杂的异常路径。
三、影响热带气旋移动的主要天气系统
1、副热带高压的影响
热带气旋的移动主要受500（或700）hPa副热带高压外围大型基本气流的引导，尤其在热带气旋转向前，副高的作用更突出。
当副高呈东西带状分布，且强度较强、形状稳定时，位于副高南侧的热带气旋受偏东气流引导，将向偏西方向移动，且西行路径比较稳定。副高加强西伸越显著，热带气旋西移路径越稳定，不易转向。
若副高脊的位置虽然西伸较多，但强度反而有减弱趋势时，位于副高南侧较强的热带气旋则可使副高分裂为二，热带气旋从副高分裂处北上。
当副高在热带气旋东侧有脊往南伸，特别是副高脊线有自东西向转为南北向的趋势时，热带气旋会很快转成往北移动。
当副高减弱东撤，处于副高南侧的热带气旋，未来将转向北上，如果此时热带气旋位置偏东，将在海上转向；若位置偏西靠近我国时，热带气旋可能登陆我国以后再转向出海。
当热带气旋转向到达副高北侧时，将在副高与西风带系统共同作用下往东～东北方向移动。
当西风带高压或大陆副热带高压与西北太平洋副高合并时，副高的形状和强度将发生很大变化，导致热带气旋路径发生突变或出现异常路径。
2、西风带长波槽、脊的影响
西风带长波槽脊的演变，对热带气旋的移动也有相当大的影响。
当西风带长波系统没有发生急剧调整，东亚长波槽维持甚至不断发展，在东移过程中槽底伸展到35N以南时，常迫使太平洋副高减弱东退，位于副高西南端的热带气旋将向西北方向移动，并在长波槽前很快转向北上，以后受槽前西南气流引导向东北方向移动。
此外，当西风带高空阻塞高压强大稳定时，若副高减弱东退，则已转向进入西风带中的热带气旋将改向西移动。
3、“双台风”效应
在一定范围内同时存在两个热带风暴等级以上热带气旋，且两者中心距离在20个纬距内时，这种现象称为“双台风”，在西北太平洋夏秋季节较常见到。出现双台风时，由于气旋性流场的作用，两个热带气旋将绕它们中心联线的“质量中心点”作逆时针方向旋转，并互相趋近，使彼此的路径相互受到影响，出现停滞、摆动或打转等异常路径。

第五节南海热带气旋
一、概况
1、来源：南海地区发生的热带气旋（40％）和从西太平洋菲律宾以东洋面西移进入南海的热带气旋。
达热带风暴强度的热带气旋平均约占西北太平洋总数的1/3，相当于北大西洋出现的总数。
2、季节：南海热带气旋8～9月最多，其次是6月，1～4月极少有热带气旋发生。
3、源地：南海中北部（12～20N，112～120E）（南海中部偏东洋面）。
影响南海的热带风暴约有一半在华南沿海一带登陆，登陆的时间大多集中在7～9月。
二、特征
1、与西北太平洋热带气旋比较，南海热带气旋强度弱，水平范围小，垂直伸展高度较低。
2、天气、云系分布很不对称。
一般情况下，热带气旋移向的右前方云区最广，云层最厚，云顶高度最高，雨量最大；而左后方云区较狭窄，云层较薄，雨量较小。
热带气旋经过测站前后，云系的演变顺序通常是：

3、两种特殊情况须注意：
1）“豆台风”（Midget Typhoon）：小而强，发展迅速、强度强、移动快，破坏力大。
2）“空心台风”：外围风力比中心附近风力（4～5级）大，气压自记曲线呈“脸盆”状，发展较前者慢，破坏力也较前者小。这类热带气旋一般出现在秋冬季节南海海面，热带气旋本身较弱，但由于它的北半圆受到冷锋影响，外围风力可达10～11级。
三、路径
常见路径大致可以分为三种：
正抛物线型路径，多发生在5～6月；
倒抛物线型路径，多发生在7～8月；
西移型路径，多发生在6～12月，6～9月西移路径偏北，10～12月偏南。
此外，打转后北上路径也较多见。
南海热带气旋的异常路径中，较多的是双台风和突然折向问题。
双台风现象一般发生在7～9月。一般来说，当东西两个台风距离≤14纬距时，两个台风之间的相互作用就比较明显，导致台风路径复杂多变。
突然折向是指北上热带气旋的突然西折。盛夏季节发生的西折主要由海上副高和大陆副高的强度、位置变化造成。入秋以来（9月下旬到11月）的突然西折路径则与冷空气活动有关。秋季冷空气南下到华南和南海北部时，使南海低层流场转为一致的东～东北风，北上热带气旋受此偏东气流引导将折向西行。

第六节船舶测算和避离热带气旋的方法
一、热带气旋来临前的征兆
1、海象
1) 涌浪：如果无风来涌浪，说明远处可能有热带气旋存在。另外，从涌浪的来向还可以判断热带气旋中心所在的方向。但须注意，涌浪在前进过程中如受到岛屿或陆地的阻挡，可能改变方向和强度。
2、天色和气象要素的变化
1) 天色：
当距热带气旋中心约1000km时，有时会看到天空的颜色由正常转变成早、晚霞一般的色彩。这种变化不一定发生在早晚，因此不会与早、晚霞混淆起来。
2) 云：
当热带气旋外围接近时，天空出现辐射状卷云，并逐渐变厚、变密。随着热带气旋的移近逐渐出现了卷层云、高层云和层积云，低空伴有的灰黑色的碎层云和碎积云随风急驶。在中纬度地区，高云一般从偏西向偏东方向移动，当热带气旋西行时，高云随热带气旋自偏东向偏西方向移动。所以如果看到高云移向反常时，也可作为热带气象来临的征兆。
3) 风：
当热带气旋接近时，当地的盛行风会发生改变。在信风区域内，若小范围内发现东风风速比平均值大25％以上时，就应当提高警惕，尤其是在流线有气旋性弯曲的地方。以我国为例，在南海沿岸西南风季节里，或是东海、黄海沿岸南风、东南风季节里，若观测到东风或东北风出现并逐渐加强，说明可能有热带气旋来临。
4) 气压：
随着热带气旋的接近，气压明显下降，日变化消失。
3、物象
二、热带气旋中心方位判定法
1、利用云和涌的特点
辐射状卷云在水天线上的汇合点方向，基本就是热带气旋中心所在的方位。
在外海，有规律且不断增强的涌浪的来向，就是热带气旋中心所在的方位。
2、利用风压定律和风力大小
方法是：背真风而立，以正前方为0，北半球，热带气旋中心的方位在左前方45～90；南半球，热带气旋中心的方位在右前方45～90。当风力为6级或6级以下时，中心在45左右；风力8级时，中心在67.5左右；风力为10级或以上时，中心在90的方向上。
3、利用风压定律和气压距平值
北半球，背真风而立，正前方定为0，当气压距平值为6hPa或以下时，热带气旋中心在左前方45左右；距平值为10hPa时，在左前方67.5左右；距平值为20hPa或以上时，在左方90。南半球则相反，分别在右前方45、67.5和90左右。
三、船舶所处热带气旋部位及其判定法
1、危险半圆和危险象限
1）划分法：
沿热带气旋移动方向往前看，将其分成左、右两个半圆，
右半圆――北半球危险半圆（Dangerous Semicircle）；南半球可航半圆（Navigable Semicircle）
左半圆――北半球可航半圆；南半球危险半圆。
危险象限――北半球右前象限、南半球左前象限（Dangerous Quadrant）。
2）划分理由：（以北半球为例）
① 右半圆一般与副高相邻，造成水平气压梯度比左半圆大，风大、浪大。
② 热带气旋中风沿逆时针方向由外向里旋转，右半圆各处的风向与热带气旋整体移向接近一致，风速与热带气旋移向两矢量叠加的结果有利于风加大。而左半圆风向与热带气旋移向基本相反，风力被抵消一部分，使得风力相对较小。
③ 当船舶处于右半圆（尤其是右前象限）时，容易被吹进热带气旋中心的移动路线上去，一旦被吹进中心，就不容易驶离。另外，北半球大多数热带气旋向右转走抛物线路径，一旦转向，处于右前象限的船舶被卷入热带气旋中心的危险性更大。
2、船舶所处热带气旋部位的判定方法
1）左、右半圆
右半圆左半圆
真风向顺时针旋转逆时针旋转
真风速增大减小增大减小
气压降低升高降低升高
象限右前右后左前左后
北半球危险象限
可航半圆
危险半圆
南半球
可航半圆危险象限
危险半圆

2）台风进路上
真风向少变或不变，但真风速增大、气压降低，处于热带气旋中心进路的正前方；
真风向少变或不变，但真风速减小、气压升高，则表明船舶处于热带气旋中心的尾迹上。
3、脱离热带气旋驾驶法
若船舶误入危险半圆，在北半球应使右舷（南半球左舷）船首顶风全速航行，保持风从右舷（南半球左舷）10～45来，直到离开危险区域为止。
若船舶处于可航半圆，则在北半球应以右舷（南半球左舷）船尾受风航行，保持受风角为30～40。
若因风浪过猛或其他原因无法向前航行时，应采取北半球右舷船首（南半球左舷船首）受风滞航的方法来操纵船舶，这样随着热带气旋的移动，船舶就会逐渐脱离其控制。
四、扇形避离法
采用扇形避离法须注意下列几点：
① 只有在开阔海域上航行的船舶可以应用，沿岸航行的船舶因无回旋的余地不能用；
② 扇形的半径也可考虑8级大风圈的半径，使船位最好离热带气旋中心200n mile以上，至少也不要小于100n mile；
③ 扇形夹角的大小，当热带气旋尚在低纬海区或接近转向时，应取80～90，当热带气旋处在高纬或转向后可以取小些，一般取60°左右。

第七节热带辐合带、东风波和热带云团
一、热带辐合带（Intertropical Convergence Zone,ITCZ）
1、概述
1）定义：南北半球信风气流的汇合区或信风与赤道偏西风之间的汇合区（又称赤道辐合带），是赤道低压带（又称赤道槽）在流场方面的表现；
在卫星云图上为近赤道附近有一条或数条呈东西向断续分布的狭长对流云带（热带辐合带云带）。
是热带地区主要的、持久的、具有行星尺度的大型天气系统。在热带海洋上，卫星云图是确定辐合带位置和分析研究其演变规律的有用工具。
2）分类
① 信风槽型：北半球东北信风与南半球东南信风交汇的一条渐近线形式的辐合带，主要位于北大西洋、太平洋中部和东部地区。
② 季风槽型：在北半球，辐合带的北侧是东或东北风，南侧是西或西南风；
在南半球，其北侧是西或西北风，南侧是东或东南风。
是信风（偏东风）和赤道西风的过渡带，主要特征是风向切变大，风向转换带内地面基本静风，所以又有“无风带”之称。季风槽型辐合带主要出现在南亚到西太平洋一带。
在西太平洋低纬地区，上述两种类型的辐合带都可以出现，且往往交替出现。
2、天气
在卫星云图上，热带辐合带表现为由很多大小不同的对流云团组成，云团与云团之间夹有大小不一的晴空区或少云区。在对流云团里，天气非常活跃，常有暴雨和阵雨出现，在发生强阵雨的海区，会使能见度急剧下降，影响船舶航行。热带云团内又包括若干个热带中尺度对流云群，在中尺度对流云群的边缘，常有飑线活动，风力可达8～9级。因此在同一条辐合带上，天气存在很大差别，大范围的降水和强烈的天气一般都出现在辐合最强或气旋式环流最强的地方。
热带辐合带对我国华南和南海一带天气影响很大。盛夏，热带辐合带可北进到我国华南地区，直接造成该地区的强对流天气。当它活跃在南海时，常有南海热带气旋发生、发展。
二、东风波
1、概述
东风波（Easterly Wave）是副热带高压南侧（北半球）东风气流受到扰动而产生的自东向西移动的波动，与其相应的气压场是开口向南的到V型槽，波槽线呈南北向或东北～西南向，槽前为东北风，槽后是东南风。
2、结构和天气
卫星观测发现，处于早期或较弱的东风波，其云型模式呈倒“V”型对称，可在大西洋和太平洋的东部、中部观测到。
处于发展中或较强的东风波的结构是不对称的，大体上可分为两类：
一类是槽前低层有辐散下沉运动，天气较好；槽后低层空气辐合上升，在槽区和槽后多积雨云和雷阵雨天气。其波动最大强度出现在700～500hPa之间，这类东风波大多出现在对流层中、低层的东风层中，且东风风速随高度减小，它在大西洋加勒比海和西太平洋上都有出现。
另一类是波轴附近及其前方低层辐合最强，云雨区在波槽线附近及前方，而后部天气较好。这种东风波出现在5km以上直至对流层顶，其中以400～200hPa中表现最强。从西太平洋到南海地区，对流层下层经常处于西南季风和偏东信风交绥处，因此上述两类不同东风波在我国均有出现。
3、东风波活动对我国天气的影响
盛夏，西太平洋副热带高压位置偏北，其脊线可位于30N以北，当其势力向西伸入内陆时，我国长江以南、云贵高原以东地区常受东风波影响。少数位置偏北的东风波，可影响到日本及我国东部30～35N地区。
东风波天气主要是对流云降水，一次东风波过程可持续有24～36h的雷阵雨天气，强而深厚的东风波，可产生强烈的飑线和暴雨天气。东风波在其槽区如有加深现象，则可能发展成热带低压，如再进一步加深，可发展成热带风暴甚至台风。影响浙江一带的东风波都有低云和降水，有时可引起暴雨。东风波从台湾移至广东一带需两天左右的时间，并常引起雷阵雨天气，波槽过境后，天气转好。南海低层如有热带低压存在，当东风波移到热带低压上空时，可促使热带低压发展成台风。
三、热带云团
在卫星云图上发现，热带地区常存在直径为100～1000km，平均约为4个纬距的白色密闭云区，称为热带云团（Tropical Cloud Cluster）。
热带云团由中尺度（10～100km）对流云体群组成，而每个中尺度对流云体，又由尺度为1～10km的对流云单体群所组成。它们随盛行风向移动，往往在上风方形成，到下风方消亡，不停地新陈代谢，其所经地区常发生大风和暴雨。
热带云团可以分为三类：
① 季风云团，是地球上规模最大的云团，这种云团和西南季风活动有明显联系，因而称为“季风云团”，主要发生在热带印度洋和东南亚一带。云团可造成特大暴雨。
② 一般热带云团，常发生在海洋上的热带辐合带上空，尺度在4个纬距以上，是热带气旋、东风波发展的基础。这种云团对我国华南、华东等沿海地区有较大影响。
③ 尺度较小的云团（爆玉米花状云团），它是由几个到10个积雨云组成的积雨云群，多发生在南美大陆的热带地区和我国西藏地区，有明显的日变化。

懒猴航海

2007-12-28 00:31

第十九章天气预报原理和简易方法
第一节天气预报的基本原理
一、天气形势与天气
1、天气形势与天气的关系
天气形势（Synoptic Situation）的定义
――同一时间众多天气系统分布的概貌，包括高压、低压、锋、热带气旋的位置、强度等的分布状况和大范围环流型（如高空长波槽、脊的分布型式等）。
天气系统是天气现象的制造者和传播者；天气形势决定天气变化。
2、天气系统的尺度
对流层的中、上部的天气系统以波动为主，大气超长波（如中高纬的西风带和低纬的东风带），长波（如西风带上波长为几千公里的波动）；对流层低层的天气系统以闭合的涡旋为主，如气旋（即低气压）、反气旋（即高气压）等。
大气运动的各种尺度
水平尺度（km） 2×103 2×102 2
尺度类型大尺度中间尺度中尺度小尺度
天气系统温带超长波、长波气旋、锋背风波雷暴
副热带副热带高压切变线飑线、暴雨龙卷风
热带热带辐合区、季风热带气旋、云团热带风暴、对流群对流单体
时间尺度（h） 102 10 1

二、天气预报的思路
1、天气图是反映天气形势的图，目前仍是天气预报的主要工具。
天气图预报方法的主要依据
――天气形势决定天气变化，天气形势预报是天气预报的基础。
早期的天气图预报与预报人员的经验有很大关系，称为主观预报。
20世纪50年代以来，数值天气预报得到了迅猛发展，称为客观预报。
目前，数值预报的逐日预报上限为2～3周，欧洲中期天气预报中心（ECMWF）用全球谱模式可作出10天的逐日全球气压形势预报。
在我国，短期预报通常指1～3天的预报，3～10天的预报称为中期预报，10天以上（月、季、年等）的预报称为长期预报，又称气候预报。
2、天气预报的实现分为两步：先作出形势预报，然后再给出要素预报。
三、船舶补充天气预报的步骤
1、定义――
船舶补充预报又称航线天气预报，是在气象台发布的海洋天气预报基础上，结合船舶接收的气象传真图、本船观测资料、船所在海区的地理条件和航行要求等，补充、订正气象台发布的海洋天气预报，以得到本船前方航线上更准确的天气预报。
2、主要步骤：
1）收集资料
① 接收气象传真图。
② 接收海岸电台发布的海洋天气报告和各广播电台发布的海洋天气预报。
③ 做好本船的气象观测记录。
2）分析天气形势
3）作出“形势”预报
――预报本船前方推算航线上将受何天气系统以及天气系统的何部位控制和影响，并考虑该系统的发展演变趋势。
4）作出要素预报
在预报过程中，应注意船舶和天气系统间的相对运动。
四、气压场变化的原因
1、空气水平辐散辐合对局地气压的影响
对某一地区而言，当总辐散占优势时，气压降低；
当总辐合占优势时，气压升高。
显然，地面低压要发展，低压上空高层辐散必须大于低层辐合；
地面高压要发展，高压上空高层辐合必须大于低层辐散。
2、空气垂直运动对局地气压变化的影响
3、下垫面加热或冷却作用引起的局地气压变化
当气团局地增热时，上层气压比四周地区高，上层空气向四周辐散，下层出现辐合。当上、下层总辐散占优势时，低层气压继续降低。热低压就是这种原因造成的。
当气团局地冷却时，上层气压比四周低，上层空气从四周流入，产生辐合，下层出现辐散。当上、下层总辐合占优势时，低层气压继续升高。
4、冷暖平流对局地气压变化的影响
当某地受冷平流影响时，下层和地面气压升高；
当受暖平流影响时，下层和地面气压降低。
5、地形影响
在地形的迎风坡一侧，常形成地形脊，在背风坡一侧形成地形槽，例如台湾海峡、日本海、东北平原和华北平原等地方常有地形槽出现。
综上可见，通常，冷平流和下垫面冷却总是引起下沉运动和上层质量辐合，使上层气压降低而下层气压升高；暖平流和下垫面加热总是引起上升运动和上层质量辐散，使上层气压升高而下层气压降低。

第二节船舶适用的简易天气预报方法
一、外推法
1、外推法的原理
利用天气系统发展在一定时间间隔内具有连贯性和渐近性的特点，将天气系统过去的演变趋势外延到以后一段时间，以推测天气形势的未来变化，这种预报方法称为外推法（Extrapolation）。
外推法适用于各类天气系统的位置、强度和移动路径等的短时间预报，也可用于天气区，如大风区、雾区或降水区等的移动和发展的预报。
2、外推法的分类
――等速外推（直线外推）和变速外推（曲线外推）两种。
3、使用外推法应注意的问题
在使用外推法时应注意外推时间以6～12h为宜，最好不超过36h。
外推法不能预报出天气系统的新生、消亡、移速和强度发生的突变以及受山脉或岛屿阻挡等情况。
在船上用外推法作预报时，还必须考虑船与相关天气系统之间的相对运动。
二、相似形势法
1、应用范围――
既可用于形势预报，也可用于单站要素预报。
但要注意相似并不是相等，如果能抓住主要的相似特征，预报效果是良好的。
2、我国近海几种典型大风形势
1）低压大风
――锋面气旋，低压前部为偏东大风，中部为偏南大风，后部为偏北大风。
――热带气旋
――雷暴大风（强烈发展的积雨云）
――西南倒槽
2）冷锋后偏北大风
冬半年，当强冷高压过境时，可出现很强的偏北大风，甚至寒潮大风。
出现寒潮大风有三种基本形势：小槽发展型（经向型）、槽脊东移型（纬向型）和横槽型（阻高崩溃型）。
3）高压后部偏南大风（配合形势）
“南高北低”型――西南大风
“东高西低”型――东南大风。
3、中国近海产生平流雾的几种典型天气形势
1）入海气旋或低槽东部的雾（春夏季）
2）太平洋副高西伸脊西部的雾（入夏，夏初）
3）入海变性冷高压西部的雾（春季）
4）准静止锋或冷锋前部的雾
三、引导气流法
1、应用范围――青年锋面气旋、冷高压等一些浅薄系统，和热带气旋、地面锋线等。
北半球，高空槽前的地面低压，受高空槽前SW气流的引导，向NE方向移动；
槽后的地面冷高压，受槽后NW气流的引导，向SE方向移动。
预报热带气旋的移动时，一般用500hPa等压面上的气流作为引导气流；
预报冷高压的移动，一般用700hPa等压面上的气流作为引导气流；
地面锋线则常沿700hPa或500hPa等压面上的气流方向移动，移速与高空气流垂直于锋面的速度分量成比例。
2、引导系数――地面系统移速与引导气流速度之比，称为引导系数α。
地面气压系统的移速为500hPa等压面上风速的50％～70％，为700hPa等压面上风速的85％～100％；
地面锋线的移速约为700hPa等压面上气流垂直于锋的分速的80％～110％。
α夏季大，冬季小；引导气流速度越小，α越大，反之，引导气流速度越大，α越小。
对于锋线而言，α还受引导气流与锋线交角大小的影响。
地面气压系统的移向与引导气流方向之间也存在一定偏差，引导气流越强，偏差角度越小。
3、应用引导气流法时应注意：
① 要估计引导气流本身速度和方向可能发生的变化；
② 遇到地形的阻挡，地面系统可能不按引导气流方向移动；
③ 深厚系统，不能应用引导气流法；
④ 地面系统加深时，引导气流法不适用；
⑤ 引导气流速度小于6m/s时，也不适用。
四、雷达回波的应用简介
降水回波可分为层状云降水、积状云降水、混合型降水和雪的回波。
层状云降水在雷达上显出的回波，一般范围较大，边缘模糊不清晰，结构比较均匀，有时呈大的片状或丝条状，回波区内无明显块状结构。在距离高度显示器（RHI）上，层状云降水回波顶一般发展得不高，约5～6km，回波顶比较平坦，没有明显的泡体结构。
积状云降水回波通常由许多分散的回波单体组成。单体的结构密实，边界清楚，棱角分明，回波强度较强。在RHI上，积状云降水回波单体常呈柱状，一些发展强烈的单体，回波顶部常呈砧状或花椰菜状结构。因为雷暴、冰雹、龙卷等剧烈天气现象都出现在积状云降水的情况下，所以对积状云降水回波的观测应特别重视。

第三节天气系统的常用预报规则
一、高空槽（脊）的常用预报规则
1、温度平流法――
当温度槽（脊）落后于高度槽（脊），高度槽（脊）线附近及槽（脊）后有明显的冷（暖）平流时，该槽（脊）将加深（强）。
当温度槽（脊）超前于高度槽（脊），高度槽（脊）线附近及槽（脊）后出现明显的暖（冷）平流时，该槽（脊）将减弱。
当温度槽（脊）与高度槽（脊）重合时，冷（暖）平流微弱，则槽（脊）未来强度变化不大，基本稳定少动。
2、涡度平流法――
1）在对称性的槽（脊）中，
若槽（脊）前疏散，槽（脊）后汇合，则该槽（脊）将迅速移动；
若槽（脊）前汇合，槽（脊）后疏散，则该槽（脊）将缓慢移动。
该类槽（脊）不发展。
2）在非对称性的槽（脊）中，
疏散的槽（脊）将加深（加强），汇合的槽（脊）将填塞（减弱）。
3、上游地区槽、脊发展（减弱），会影响下游地区槽的发展（减弱）。
4、短波槽叠加于长波系统上移动，西风风速大的浅槽移动快，西风风速小的浅槽移动慢。
5、西风带小槽移近副热带高压时，常会受阻减弱或沿副高北缘滑动。

懒猴航海

2007-12-28 00:31

第二十章气象报告和气象传真图的识读与应用
第一节海上天气报告和警报
一、海岸电台的播报范围
海岸无线电台：例如，我国大陆的大连、上海、广州台，香港台，台湾的基隆、花莲和高雄台等，每天定时用中、英文明码电报向国内外商船转发海上天气报告和警报。
大连台负责播报的海域：渤海、渤海海峡、黄海北部、黄海中部。
上海台负责播报的海域：渤海、渤海海峡、黄海北部、黄海中部、黄海南部、东海北部、东海南部、台湾省北部、台湾海峡、济州、长崎、鹿儿岛、琉球、台湾省东部。
广州台负责播报的海域：台湾海峡、广东东部、广东西部、北部湾、巴士、东沙、西沙、海南岛西南部、华列拉、头顿、中沙、南沙、曾母暗沙。
香港台的预报区域：香港、广东、东沙群岛、台湾海峡、台湾省北部、台湾省东部、琉球群岛、舟山、西沙群岛、巴士海峡、巴林塘海峡、黄岩岛、民都洛、南沙群岛、华烈拉、岘港、北部湾。
基隆、花莲、高雄的预报范围为台湾省近海。
日本东京气象厅JMC天气报告的范围，范围A为一般警报，范围B为紧急警报。
二、天气报告的内容和阅读注意事项
1、天气报告的内容
各岸台均按统一规定的格式和内容编发报文，完整的报文由10部分组成，通常船舶只抄收前面第一到第三部分内容：
第一部分――警报（如大风、风暴、热带气旋、浓雾警报等）；
第二部分――天气形势摘要（高压、低压、锋、热带气旋等天气系统的位置、强度、移向、移速等）；
第三部分――海区天气预报（天空状况、天气现象、风力、风向、浪级等）。
四、天气报告的应用
阅读天气报告后应明确的两个问题：
1）目前船舶所在海域处于何天气系统及该系统的何部位控制。目前天气状况是该系统控制下的一般天气还是包括地方性特殊天气；该系统是新生的还是趋于加强或减弱，还是稳定少变等。
2）未来的天气形势和天气状况。在未来24h内，推算船位附近海域将处于何系统及该系统的何部位控制，在该系统控制下将出现什么样天气。

第二节气象传真图概述
一、世界气象传真广播台概况
各气象传真广播台使用的呼号、频率、广播时间和节目内容等在每年印发的《无线电信号表》第三卷（《Admiralty List of Radio Signals》Vol.3）查到。
二、气象传真图的种类
适合航海使用的主要有三大类：
① 传真天气图：地面分析图（AS）、地面预报图（FS）、高空分析图（AU）和高空预报图（FU）；
② 传真海况图：波浪分析图（AW）、波浪预报图（FW）、表层海流图（SO，FO）、表层海温图（CO，FO）和海冰状况图（ST，FI）；
③ 传真卫星云图：红外（IR）和可见光（VIS）云图。
三、气象传真图的图题（Heading）
图题一般采用如下格式：
TTAA(ii/ iii) CCCC
YYGGggZ MMM JJJJ
… … …

其中：TT――图类代号；AA――图区代号；
ii/ iii――同类资料图的区分代号，常用2～3个数字表示，2个数字常表示预报时效或等压面高度，3个数字表示等压面高度和预报时效，高空图图题中 ii/ iii所代表的含义详见表20－3；
CCCC――传真台呼号，各传真台有固定的呼号，如北京台为BAF，东京一台为JMH；YY――日期；GG――时；gg――分；Z――世界时Zebra Time的缩写，有时则用GMT表示世界时；MMM――月份的缩略形式；JJJJ――年；…――其它说明

第三节传真天气图的识读
一、地面图
1、地面分析图（AS）
日本东京JMH台发布的亚洲地面分析图包含以下内容：
1）图题
第一个AS――图类代号，表地面分析；
第二个AS――图区代号，表东亚和西北太平洋区域；
JMH――传真台呼号，表示东京一台；
第二行――表示图时（世界时）；第三行――图类的英文全拼。
注意：实况分析图的图时为图上资料的观测时间，而非收图时间；
2）单站填图资料
在站圈周围相应的位置上，保留了：
气温（TT）、3h气压变量和气压倾向（±PPa）、现在天气现象（WW）、过去天气现象（W）、风向（dd）、风速（ff）、总云量（N）、低云量（Nh）和高、中、低云状（CH、CM、CL）。
3）气压系统的分布
实线――等压线，相邻两等压线间隔为4hPa；
虚线――辅助等压线，与相邻实线等压线相差2hPa，为了醒目；
加粗线――每隔20hPa加粗一根，如1000hPa、1020hPa等。
普通气压系统：
高压中心标注“H”，低压中心标注“L”；
 或 ×表系统中心位置；
10KT――箭矢表示系统中心的移动方向，所注数字表示移动速度，单位kn（KT）；
箭矢旁只有SLW或SLY时，表示有移向，但移速小于5kn；
无箭矢只标注STNR或QSTNR或ALMOST STNR时，表示系统中心移向不定，移速小于5kn，为（准）静止系统。
NEW 表示新生的气压系统；
UKN 表示情况不明。
热带气旋：
TD――热带低压；TS――热带风暴；STS――强热带风暴；T――台风。
热带气旋中心定位精度的三种情况：
PSN GOOD――飞机定位，误差20 n mile；
PSN FAIR――卫星定位，误差为20～40 n mile；
PSN POOR――外推定位，误差>40 n mile。
强风暴（热带风暴等级以上的热带气旋和风力10级的强锋面气旋）移动的表示方法：实线扇形区表示强风暴未来的移动方向，扇形前面的虚线圆表示气旋中心可能到达的位置，气旋中心进入虚线圆的概率为70％，虚线圆又称为风暴中心预报位置的概率圆。概率圆边上的数字表示预报日期和时间。
强风暴的进一步说明：图的空白处列有一段或几段英文简报作更具体的说明。
4）锋
5）警报
〔W〕-――般警报（Warning），表示风力7级，或有必要警告提防大雾等情况；
〔GW〕――大风警报（Gale Warning），风力8～9级；
〔SW〕――风暴警报（Storm Warning），风力10级
（对热带气旋，则指风力10～11级）；
〔TW〕――台风警报（Typhoon Warning），风力12级；
〔WH〕――飓风警报（Hurricane Warning），风力12级；
〔WO〕――其它警报（Other Warning）；
FOG〔W〕――浓雾警报，海面水平能见度1km（或0.5 n mile）。
并用锯齿状折线标出大风或浓雾警报海域的大致边界，以提醒船舶注意。
2、地面预报图（FS）
图题：
第一行FS――表地面预报，其它符号的含义同地面分析图；
第二行图时――表预报起始时刻；
第三行――表预报到未来的某时刻；
第四行――24h地面预报（预报时效）。
图中内容：
绘出了等压线，标注了气压系统的类别、中心位置和强度，还有锋的类别、位置以及热带气旋中最大风速值和大风分布情况，并在图的左上部方框中给出冰区和雾区符号的说明。
预报图根据预报时效还有：48小时预报、72小时预报，日本东京JMH台还发布的远东中期地面预报图（FEFE19）。
3、热带气旋警报图（WT）
图题：
第一行WT――台风警报，代码07表示预报时效为72小时。
英文简报：
详细说明了预报起始时刻热带气旋的中心位置、强度、移向、移速和最大风速。
图左上角热带气旋警报图图例的详细说明：
① 实际大风区（Area of Storm －force Winds ，风速50kn,即10级）――以热带气旋中心当前位置 “×”为中心的实线圆，圆外风力小于10级；
② 预报概率圆――虚线圆，表热带气旋中心未来12h、24h、48h、72h可能落入的范围（Area of Possible Position），实际落入圆中的概率为70％；
③（10级）大风警（预）报区（Area of Possible Storm－force Winds）――热带气旋中心预报位置概率圆外的实线同心圆表示，预计该圆内某些部位未来可能受10级大风的影响。
二、高空图
1、高空分析图（AU）
实线――等高线，两相邻等高线间隔为60位势米（JMH）；
高、低气压中心分别标注H和L。
虚线――等温线，两相邻等温线间隔4℃；冷、暖中心分别标注C和W。
2、高空预报图（FW）
内容同高空分析图，除单站资料外。

第四节传真海况图的识读
一、传真波浪图
1、波浪分析图（AW）
等波高线――实线（单位m），2m起画，两相邻等波高线间隔为1m；
等波高线数据是合成波高（HE）。
加粗等波高线――为醒目起见，从4m等波高线开始，每隔4m加粗一根，如4m、8m
等。
主波向――几列波并存时波高最大者的传播方向。
乱波区――虚线勾勒。
观测船观测的实况――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，填图格式和图例（图20－12）。
天气形势的标注――高、低气压中心位置、强度及锋线位置；热带气旋中心位置，
名称、中心气压和中心位置的具体经纬度（图左上部图题下的
方框内）。
2、波浪预报图（FW）
等波高线――实线（单位m），等波高线的数值为有效波高（H1/3），根据海浪理论计算出；
主波向及个别地点主波的波高和周期；
高、低气压、热带气旋的中心位置、强度以及锋线位置等。
标绘技术规定同分析图。
我国海浪预报时效为24h。世界各国发布的波浪预报时效多为24～36h，最长72h。
二、传真海流图
常见海流图有旬和月平均海流图。
1、海流实况图（SO）
海流实况图是根据上个旬（或上个月）的海流实测资料绘出的。
箭矢――表示流向，箭杆――表示流速，
粗箭头――表示海流的主轴位置、水平范围和流速分布等情况。
2、海流预报图（FO）
粗矢线和其中数字――表示海流主轴的推算位置和流速（单位kn），
细实线――预报的该旬（或月）表层海水等温线(单位C）。
三、传真海温图
等温线间隔为1C，为醒目起见，0C、5C、10C、15C、20C、25C等为加粗线。
四、传真冰况图（Ice Condition Chart）
目前发布冰况图的传真广播台有日本东京、瑞典斯德哥尔摩、德国奎克博恩、英国布拉克内尔和加拿大哈利法克斯等。冰况图中简单地表示冰量、冰块的位置和可能通航的航道。图中还绘有海面等水温线，相邻两根等水温线间隔1C。
加拿大哈利法克斯广播的格陵兰巴芬湾附近的冰况图中符号说明如下：
① 冰的密集状态
式中：
Cn――密集状态Concentration的英文缩写，为指示符；
n1――小的碎冰和破裂的冰（用数字1～10表示）；
n2――小、中冰盘（用数字1～10表示）；
n3――大冰盘与大面积冰（用数字1～10表示）。
② 冰面上的融解状态
式中：Pd――融冰状况Puddles的英文缩写，为指示符；
横线下用F、R及数字1～10表示冰面冻结程度，例如、、分别表示冰面融水全部冻结、冰面融水冻结不佳、冰面融水冻结占表面积的2/10，以此类推。
③ 冰的形势
―― 起伏状冰；
     －― 脊状冰；
     ―― 丘状冰。
④ 海面状况
―― 龟裂冰； ―― 流冰；
―― 被冰包围的海域。
⑤ 陆源冰
▲ ―― 较多漂流海上；
△ ―― 较少漂流海上。
日本JMH台发布西北太平洋2天（48h，图题FIOH04）和一周（168h，图题FIOH16）的冰况预报图。

第五节传真卫星云图
一、概述
卫星云图分析包括四个部分：
――云图的识别，即从云图上识别各种云和地表面的物体；
――根据云图上云的大范围分布特征找出天气图上对应的各种系统；
――利用卫星云图追踪系统的移动和发展；
――从云图推论风和其它气象要素的分布。
二、卫星云图的识别
1、卫星云图种类的识别
1) 可见光云图（Visible Satellite Image,VS），又称电视云图。
在可见光波段，卫星观测仪器感应云或地表面对阳光的反射差异，图片上黑白差异表示云或地面的反照率大小，白色表示反照率大，黑色表示反照率小。
通常云层越厚，反照率越大，颜色越白。
阳光的照明条件相同时，同样厚度的云，水滴云比冰晶云亮。
2）红外云图（Infrared Satellite Image,IR）。
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断云顶的高低：色调白，温度就低，表示云顶高度高；色调黑，温度就高，表示云顶高度低。
2、卫星云图上云的识别
根据云图上图像范围大小、结构形式、边界状况、色调、暗影和纹理这6方面基本特征，来识别和判断云的种类、云系和其它物象。
三、重要天气系统的识别和跟踪
1、热带气旋
在卫星云图上，热带气旋为白色的涡旋状云系。
涡旋状云系由两部分组成：系统中心周围的浓密云区（或称密闭云区），浓密云区中的黑色无云区或浅黑色少云区为眼区；由外围旋向系统中心的弯曲或呈螺旋形的云带。
当云图上热带气旋云系形状呈“9”时，表明热带气旋向西移动；当云系形状呈“6”时，表明热带气旋向东北方向移动（北半球）。
2、冷锋
在卫星云图上，冷锋锋区表现为一条长几千公里、宽二三百公里的白色云带。
3、暖锋
在卫星云图上，暖锋云区表现为长几百公里、宽300～500公里的短而宽的带状云区。
4、锋面气旋
锋面气旋处于波动阶段时，云系模式的主要特征是没有涡旋状结构。成熟阶段的云系模式的主要特征是，在靠近气旋移动方向的一侧有一条条卷云线，向外呈辐射状，这是气旋发展的标志，并且在中、高云区的后部边界表现出凹向低压中心的曲率，是即将出现干舌的前兆。锢囚阶段的云系模式，其典型特征是云系中出现明显的螺旋状结构，在锋面云带后面出现干舌（即无云区），并逐渐伸向气旋中心。进入消亡阶段的锋面气旋，其云系特征是原涡旋云带断裂，断裂处无云。
5、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，其南北两侧均为多云区（白色多）。无云区边界一般很清楚，大致与500hPa图上588位势什米等高线一致。
副高区色调很黑，碧空无云，说明副高区内下沉运动很强；
当副高减弱时，副高区颜色将变淡，表明内部云系增加。

第六节气象传真图的应用
一、海上天气分析和预报
1、根据地面分析图明确目前大范围以及船舶所在海区的天气形势和天气状况
2、恶劣天气的推报
在船舶条件下，可以直接利用所接收的地面预报图、警报图等，再结合对地面分析图的分析，来推报恶劣天气的变化趋势。
3、开阔海面上风的推算
在地面预报图上，一般不给出具体风场的预报。在这种情况下，若船舶需要知道推算船位上具体的风速和风向，则可利用地面预报图来求。
下面介绍计算开阔海面某点风的方法。
先计算地转风：
方法1 利用地转风尺
方法2 利用简化的地转风公式
具体计算步骤为：
① 通过该点作相邻两根等压线的公垂线BC，以纬距为单位量出线段BC的距离△n， B、C两点的气压差－△P＝4hPa；
② 水平间隔1纬距上的气压差（即水平气压梯度）-△P’＝－△P/ △n＝12/ 5.6≈2.1（hPa/ 纬距）；
③ 将②求出的值和纬度Φ代入简化的地转风公式Vg＝4.78•(-△P’)/ sinφ中，计算得该点的地转风速VgA (m/s)。
由白贝罗风压定律可知A点处的地转风向为西南风。
再计算海面风：
根据经验公式V＝65％Vg，求得该点处的海面风速。
中纬度海面风向与等压线（即与地转风向）交角约为10～20，可判断海面风向。
三、利用地面预报图和表层水温图测报海雾
船舶航行在海雾多发区域时，除连续接收地面预报图外，还应接收表层水温图，从而了解是否存在形成雾的冷海面条件，以利于船舶对海雾发生的可能性、大致位置、浓淡等雾情进行分析和预测。
船舶还可利用现场观测资料进一步测算海雾的生消趋势，测算方法有两种：
1）干湿球温度表法
干球温度表读数高于湿球温度表读数，并且两者的差值向增大的趋势发展时，则不会出现雾；若差值越来越小，则表明向成雾的趋势发展，当两表读数相同或接近相同时就会出现雾；雾形成后，若干湿球温度表的读数差又开始增大时，雾就趋向消散。
2）露点水温图解法
将船舶沿途每隔几小时连续观测到的露点温度td和表层海水温度tw值，在同一张图上点绘出两条曲线，则可根据图中两条曲线之间的距离变化来判断海雾的生消趋势。
水温高于露点温度且两曲线的间距增大时，不可能有雾；若两条曲线的间距越来越小，则成雾的可能性增大，当两曲线相交并且露点温度高于水温时，雾就快产生了。雾形成后，若水温高于露点温度且两曲线的间距增大时，则表明雾将趋于消散。

懒猴航海

2007-12-28 00:31

第二十一章船舶海洋气象导航
第一节气象导航概述
一、气象导航的概念
1、定义――船舶气象定线（Ship Weather Routing）
根据大洋气候资料、准确的长期、中期、短期天气和海况预报，结合船舶性能和装载特点，为船舶选择最佳路线，并在航行中利用不断更新的天气和海况预报修正航线，指导航行，以达到在最短的时间内和损失最小的情况下完成航行的航海技术。
气象导航所推荐的航线称为气象航线（Weather Routes），又称为最佳航线（OTSR－Optimum Track Ship Routing）。
2、分类
――岸上气象导航（简称岸导）
――船舶自行气象导航（简称自导）
――船岸结合导航
岸导――由岸上成立的专门船舶气象导航机构，为船舶提供优选航线和跟踪导航服务。
自导――船长根据所能得到的气象和海洋资料，结合本船性能和装载情况，经综合分析自行选择最佳路线。
船岸结合导航――岸导机构为船长提供初始推荐航线和中期天气、海况预报，最后由船长选定航线；或是岸导机构为船长提供第一阶段航线（从进入公海开始至48h的这段航线），并在航行中不断提供气象、海洋方面的预报资料，以后的航线设计由船长完成。
目前，岸导是实施气象导航的最主要方式。
二、气象航线与气候航线的关系
1、气候航线
――根据长期的天气和海况资料分析得出的平均特征即气候资料，结合航海经验，总结分析出与各大洋的季节特征相适应的航线，称为气候航线。
2、气候航线的不足
――航行在气候航线上的船舶遇到的实际天气和海况有时与平均状况有很大差别，这时沿气候航线航行就达不到预期的效果，甚至会因意外的灾害性天气造成船、货损以及费时等损失；
――按气候资料认为是不适宜航行的海域，在某些时候却会出现利于航行的好天气。
3、气象航线的优势
――充分考虑了航线上未来的各种天气过程，使船舶可以及时避开危险航行区域和充分利用有利的天气海况条件。
4、两者的关系
――由于气象航线对天气和海况预报时效有较高要求，但目前国际上天气海况的中、短期预报较准确，长期预报的准确率还无法满足10天以上跨洋航线的要求。因此，现阶段气象航线还不能完全取代气候航线，在很多情况下是将两者结合使用，并且岸导机构在选择气象航线时，常以气象航线作为参考的基础航线，从而避免定线的盲目性，并能大大减少工作量或计算机的计算量。
三、气象导航的基本原理和定线流程
1、气象导航的基本原理
――根据当前天气和短、中期天气海况预报，结合船舶性能、装载情况，选择一条尽量能避开大风浪特别是顶头浪和横浪等不利因素，又能充分利用有利的风、浪、流等因素的航线，使其达到所要求的最佳程度。其中大范围天气和海况预报是船舶气象定线的基础。
2、气象导航的定线流程
在实际定线过程中：首先考虑的是全程优化，由航线选定程序优先出初始推荐航线；然后再不断利用最新资料对局部进行优化而达到最佳目标，即由监视程序对船舶进行跟踪导航，保证气象导航的效果。
3、气象导航使用的资料
1）地面气象资料
2）高空气象资料
3）波浪资料
4）卫星气象资料
5）冰况资料
6）海流资料
7）飓风、台风等警报资料，通过电传、传真机或国际互联网获得。
8）航海资料
9）船舶资料
4、船舶运动性能曲线
在通常情况下影响船速最主要的海洋水文气象要素是波浪。船型、马力和船体特性不同的船舶，对海上波浪的应答特性是不同的，船舶性能曲线，又称“波高－船速曲线”，是表示不同波高、波向的海浪对船速的影响的一种曲线图。
了船舶性能曲线图，就可以根据航行海区的波浪预报图，查出船舶所在处的波高和波向，求得下一段航程中船舶的航速，便可推算未来若干时段内的航程。因此，船舶性能曲线，无论对于岸导还是船舶自导都是不可缺少的资料。

第二节气象导航的应用
一、气导机构提供的服务内容
包括以下几方面：
① 天气和海洋环境的预报；
② 船舶性能分析及航线决策；
③ 计算机处理大量数据及优选航线计算；
④ 利用先进的通讯设备及时与每天在航的大量船舶联系。
二、气象导航的使用程序
要求提供气象导航服务的船舶按下列程序与气导公司联系：
1、出航之前
出航前24～48h内船长或船公司将下列各项内容通知气导机构：
1）船舶名称、呼号及船速；
2）船公司或（本航次）租船公司的名称和地址；
3）预计启航日期、时间（ETD）；
4）出发港口或始发点；
5）目的港（包括中途港及预计停留时间）；
6）特殊事项（如船舶稳性、装载情况、甲板货物、雷达故障等）；
7）船舶吃水（必要时说明夏季、冬季或热带吃水等）；
8）船长要求以及本航次船舶将使用的联络电台。
如船已启航，则由指定的电台联络。
启航时间若因故推迟，应将新订的启航时间及时通知气导机构。
2、航行途中
在航行途中，应将下列各项内容通知气导机构：
1）启航后应立即将实际启航时间（ATD）电告气导机构；
2）每两日电告一次地方午时船位及天气情况，内容包括船名、呼号、日期、时间、经度、纬度、航向、航速、风向、风力、海况等；（？）
3）在航行中，如果不是由于天气影响而发生降低航速、停止前进或自行改变航线等情况，应立即电告气导机构，以便他们掌握被导船舶的动态。
气导机构也每两天向船舶发报一次，提供三天内航线上的气象预报以及航行指导，如需更改推荐航线，将讲明航线情况及航线前方的天气、海况。
3、航行结束时
船舶抵达目的港后，应尽快电告气导机构实际到港时间（ATA）。
整个航次航行结束后，气导机构将及时作出本航次的航行总结报告，此报告送交船公司，副本交船长。
三、应用气导的注意事项
1、气导机构推荐的航线是咨询性质的，是否采纳由船长根据当时的情况最后决断
气导机构提供的推荐航线仅仅是航行建议，不承担任何法律责任。
2、航行途中，要保证通讯畅通，使船长与气导公司保持密切联系
3、船长要报告实情
4、采用气导推荐航线时，仍应做好抗风浪、雾航和高纬度冰区航行的思想准备
5、要备好有关海区的海图

qipaoxian	2008-02-09 20:28
很专业啊

溪上寒梅	2008-02-09 20:36
学习 [s:270]

chiru	2008-03-15 15:59
顶一下

单边带	2008-05-24 10:08
坚决支持！！

cnooc-sunxl	2008-06-15 20:13
兄，这图太深奥了我看不懂。 qO#3I" )' 谁能告诉我，“南海发现号，南海挑战号。”分别位于哪个油田？谢了

yingmeimei	2008-06-15 20:18
谁看的懂啊

5aaaaa	2008-10-23 08:55
[s:275] [s:275] [s:275] [s:296] [s:296] [s:296] 看不懂，走了

luckybear	2009-03-07 19:58
很头晕

好好先生	2009-03-22 09:45
太专业了，ρd表示密度，那么请问DP又是什么？今天场压表上显示DP : -2.5

pfdsj84	2009-07-20 15:41
我正需要这个东西

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