航海气象与海洋学

懒猴航海

第一章
大气概况

气象要素（Meteorological Elements）是表征在某一地点和特定时刻大气状态的物理量和物理现象，如气温、气压、适度、风，云、雾、降水和能见度等。表层水温，海流，潮汐，海浪和海冰等是水文要素，但也可以看成广义的海洋气象要素。天气（Weather）是指某一定的地区在某一瞬时或某一短时间内大气中气象要素的空间分布及其伴随气象要素的综合表现。气候（Climate）是指某一区域各种气象要素的多年平均特征，其中包括它们的极值。天气表示大气运动的瞬时状态，而气候则表示长时间统计出来的平均的结果。因此，要了解天气变化和海洋气候规律，必须从研究气象要素入手，也有把影响人类日常生活，生产的大气现象和状态，例如：阴、晴、冷、暖、干和湿等当作为天气。从本章起，我们陆续介绍海上气象要素的一般特征，相互联系，时空分布，以及在当时的环境和情况下船舶进行海洋水文气象要素观测的方法和要求。海水和大气都是流体，有许多相同或相似之处。因此为了便于比较和对照和了解并预测海洋上的天气和海况变化，必须从观测和研究气象要素入手。
本章主要介绍大气概况和海洋气象要素知识。





§ 1.1 大气和海洋概况
一．海洋的概况
地球上广大的连续水体总称为海洋。它构成了地球的水圈。海洋的面积为361300000平方公里，体积1338000000立方千米，面积占地表总面积的70.8%，海水的总质量约为地球质量的1‰。由于海水中含有大量的盐分，其密度比纯水要大，为1.01—1.03g.m-3。海水的密度与海水的温度、盐度和压力有关，也是它们的函数。
海洋对太阳辐射的反射率比陆地小，因此，海洋单位面积所吸收的太阳辐射能比陆地多25%-50%左右，全球海洋表层的年平均温度要比全球陆面温度10℃左右。据估计，到达地表的太阳辐射能约为80%被海洋表面吸收，通过海水内部的运动，热量向下传输混合。而大气与海洋之间的关系尤为密切，通过海-气相互作用来影响大气环流，水循环和气候变化。
根据水文及海洋形态特征，可将海洋法划分为主要部分及附属部分。主要部分称之为洋，附属部分就是洋的边缘部分，其包括海（SEA）、海湾(GULF)和海峡(STRAIT)。
1．洋（Ocean）
洋的面积广阔，约为海洋面积的89%。洋的特点具有深度大，一般在2—3 km以上;水文要素相对来说比较稳定，不受大陆的影响，季节变化小，日较差不大;盐度平均约为35‰；水色高，透明度大；有独自的潮波系统和强大的洋流系统。
世界大洋是互相沟通的。根据岸线的轮廓，底部起伏和水文特征，世界大洋分为太平洋，大西洋，印度洋，北冰洋和南大洋。表1.1中已把南大洋三个扇形部分的面积归入三大洋。其中总面积太平洋最大，大西洋次之，北冰洋最小；最大深度太平洋最深，北冰洋最浅。


表1.1

各大洋的面积和深度

名称(不包括附属海)	面积×106 Km2	平均深度(m)	最大深度(m)
太平洋	165.246 45.8%	4028	11500
大西洋	82.442 22.8%	3627	9219
印度洋	73.443 20.3%	3897	7450
北冰洋	5.035 1.4%	1296	5220

2．
（Sea）
大洋靠近大陆边缘部分，由弧岛或半岛所隔离，或居于两陆中间，或由陆地包围的部分，皆称为海。还的面积要比洋的面积小得多，只占海洋的11%，深度较浅。海水的物理化学性质各有特点,受大陆影响大，季节变化显着；水色低，透明度小，没有独立的海流系统和潮波系统，多数受大陆和大洋的共同影响。
按照海的地理位置可分为内陆海和边缘海。内陆海位于陆地内部，仅通过一个或几个海峡和与大洋相通的海,它又称为地中海。内陆海又分为陆间海和陆内海.陆间海是在几个大陆之间的海，如欧洲与非洲之间的地中海。内海是在一个大陆内的海,如波罗的海，红海，波斯湾，渤海等。边缘海是位于大陆边缘，以岛弧或半岛与大洋为界，海流和潮流直接受大洋影响；靠近大陆的那一面受大洋影响大，水文气象状况的季节性变化明显;连接大洋的那一面受大洋影响最大,但水文气象状况相对比较稳定。边缘海如日本海，白令海，鄂霍次克海，中国的黄海、和南海等。
3.海湾(Gulf & Bay)
洋和海延伸入大陆的一部分水域,其深度和宽度逐渐减小,且它大部分范围被陆地所包围,仅有一面通向洋和海,这种水域称为海湾。海湾中的海水与邻近的海或洋可以自由沟通,所以水文气象特性一般与海相似。海湾中潮差一般来说都比较大,这显然和水域较窄以及水深逐渐变小有关,出现最大潮差,如杭州湾的钱塘江潮差达8.9米,朝鲜金华湾为12米,加拿大东岸的芬兰湾潮差达18米,芬兰湾可达18-21米.海湾的面积大小差别很大,大的很大，如孟加拉湾；小的较小，如大连湾,胶州湾和北部湾等.
4.海峡(Strait & Channel)
沟通两个海或海与洋,宽度较窄的水道称为海峡。如中国的台湾海峡沟通东海（DONGHAI）和南海（NANHAI）,巴士海峡沟通南海和太平洋。海峡的特点是流急,尤其是潮流的流速大,多旋涡,底质多为岩石或沙砾,细小的沉积物很少。海流有的由上,下层流入或流出,如直布罗陀海峡和博斯普鲁斯海峡;有的由左、右侧流入或流出,如渤海海峡等。因此,海湾中的海水温度、密度在水平及垂直方向上的变化都比较大。如台湾海峡和津轻海峡等主要的海峡都是世界各国船舶航行的国际信道。
应当指出的是,由于历史习惯等原因,原本是海，伋称为湾的有波斯湾,墨西哥湾等；原本是湾,都伋称为海的有阿拉伯海和渤海等。
二.地球大气的成份
地球大气现在的组成是由46亿年前地球形成后逐渐变化而来的。要正确地解释发生在地球大气中的各种物理想象和物理过程，进而掌握它们的变化规律，首先必须对大气的成分，结构和基本物理性质等有一个概要的了解。
1．
大气（Atmosphere）
大气是一种特定的气体，即具有不同物理性质的各种气体的及悬浮其中的不等量固态和液态小颗粒组成。大气是指环绕地球表面的整个空气层，即为大气层中的气体。其总质量为5.3×1021g,约为地球质量的百万分之一，是地球水圈质量的1/250。在标准情况下，地面附近的干空气的密度的数值为1293g.m-3。由于空气具有可压缩性，在地心引力作用下，大气质量绝大部分集中在大气底层，越往高处越稀薄，即空气的密度随高度的增加而迅速减少。观测表明，大气质量的75%集中在10km以下，99%集中在35km以下。至于大气上界目前也难以确定，我们只能通过物理分析和现有的观测资料进行两种方法确定，即：一种是根据大气中的某些物理现象，以极光出现的最大高度——1200km作为大气的上界，因为极光是太阳发出的高速常电粒子使稀薄空气分子或原子激发出来的光，它只出现在大气中，星际空间无这种物理现象；另一种是根据大气密度随高度增加而迅速减小的规律，以大气密度接近星际气体密度的高度定为大气上界，按卫星观测资料推算，该高度约为2000-3000km。
2．
大气成分
大气是个混合体，包括气体和一些悬浮的固态和液态杂质。通常将大气分为干洁空气、水汽和大气颗粒物三种。
1）干洁空气
气象上通常称为不含有水汽和悬浮颗粒物的大气为干洁空气，简称为干空气，其组成分为主要成分、微量成分和痕量成分三种。在80─90km以下，干空气成分（除臭氧和一些污染气体外）的比例基本不变，可视为单一成分，其平均分子量为28.966。干洁空气是组成大气的主要成分，且组成干洁空气的所有成分在大气中均呈气体状态，不会发生相变。干洁空气的主要成分，其浓度在百分之一以上，它们是氮（N2）78.09%，氧（O2）20.95%，氩（Ar）0.93%，三者之和为99.97% ；干洁空气的微量成分，其浓度在1ppm─1%之间，包括二氧化碳（Co2）0.03% 、甲烷（CH4）、氦（He）、氖（Ne）、氪（Kr）等干空气成分；干空气痕量成分，其浓度在1PPM以下，主要有氢（H2）、臭氧（O3）、氙（Xe）、一氧化二氮（N2O）、一氧化氮（NO）、二氧化氮（NO2）、氨气（NH3）、二氧化硫（SO2）、一氧化碳（CO）等。此外,还有一些人为所产生的污染气体,它们的浓度多为ppt量级。而在90km高度以下,除CO2和O3等易变成分以外,干洁空气中各主要气体的浓度几乎是恒定的.
干空气的状态方程可写成如下形式:P=ρd•Rd•T式中P、ρd
、T 、Rd分别表示干空气压强、密度、温度和比气体常数.
众所周知,氧除了生命呼吸外,还在有机物的燃烧,腐化及分解过程中起着冲淡作用,使氧气不致于太浓,氧化作用不过于激烈;二氧化碳,它对太阳辐射的吸收很小,但能强烈地吸收地面的长波辐射,即二氧化碳能起着对地面和空气增温效应,即温室效应,所以它是一种温室气体,即:低层大气地球的平均温度逐年按比例升高有一大部分的原因,就是CO2含量的逐年递增的结果。
臭氧(O3)的分子由三个氧原子组成,不同于人类呼吸所需的两个原子组成的氧气。大气中臭氧含量极小,体积含量为10-7─10-8,如果将所有的臭氧都置于地表,只能形成一层厚度为4um的气层.臭氧随高度的分布是不均匀的,在10km以下含量只有10-8,10km以上逐渐开始增加,在25km处最大,达10-5量级,再往高空又逐渐减少,至50km高空则含量极小，因此通常称10-50km这一层为臭氧层。臭氧层的形成与大气中的氧气对太阳辐射的吸收休戚相关，氧分子吸收太阳的短波辐射(紫外线)后被分解为两个氧原子,氧原子再与一个未分解的中性氧分子结合而成为一个臭氧分子。
大气中各层臭氧的浓度除随时间而明显变化,这与地理纬度,季节以及天气形式有关,火山活动与太阳活动对它也有影响。南极地区的大气中各层臭氧的浓度变化幅度最大,在春季臭氧含量急剧减小,而会形成“臭氧层空洞”现象。
臭氧对地球大气及地球生命非常重要.臭氧能强烈地太阳紫外线,而使臭氧层及其上层迅速增暖,影响大气温度的垂直分布,从而对大气环流和气候产生重要影响;另一方面,由于太阳的紫外辐射在高空被臭氧挡住,地面上的生物就能免受紫外线的伤害。根据资料,如果臭氧减少1%,则将会使到达地面的紫外辐射增强1%,因紫外辐射而诱发的皮肤癌病人将每年增加2%-5%.
2)水汽 (Vapory)
大气中的水汽来自江、河、湖泊、海洋及潮湿物理表面的水分蒸发和植物的蒸腾。空气的垂直运动使水汽向上输送，同时又可能使水汽发生凝结而转换成水滴,因此,大气中的水汽含量一般随高度的增加而明显减少。观测证明,在1.5-2.0km高度处,只有地面的1/10;再向上含量就更少了。显然,大气中的水汽含量还与地理纬度,海岸分布,地势高低,季节以及天气条件等密切相关。在暖而潮湿的热带地区,低纬的暖水洋面上,低空水汽含量最大,其体积混合比的数可达4%,而干燥的沙漠地带和极地,水汽含量极小,仅为0.1%-0.002%。同一地区,一般夏季的水汽含量多于冬季.
大气中的水汽在天气变化和地球系统的水循环中起着重要角色。水汽是云和降水的源泉，水汽是唯一能在常态中以三种形态存在的物质(固态,液态和气态)。随着大气的垂直运动,空气中的水汽会发生凝结或者凝华,即绝热上升过程,进而绝热冷却而产生云和降水(雨,雪,冰雹等)。当水从一种形态转变为另一种形态时,它会吸收或释放出一定的热量(潜热);水汽又能强烈地吸收和放出长波辐射。因此,它直接影响地面和空气的温度,从而也影响大气的垂直运动。通过水的形态变化,海洋、河流、江湖以及潮湿土壤等的蒸发向大气输送水汽,大气中的水汽通过凝结或者凝华形成降水,又回到海洋、河流、土壤,使不同部分的水不断发生更替,形成水循环,将地球的四圈(岩石圈,水圈,生物圈和大气圈)紧密地联系在一起。
3)大气的颗粒物
大气颗粒物又称大气杂质,它是悬浮在大气中的各种固体和液态的微粒,统称为大气气容胶粒子。它们在空气中停留时间各不相等,极小的粒子可以停留在空气中相当长时间,而那些比较重的颗粒在重力的作用很快就落到地面。大气杂质来源很广,有自然的,也有人为的。自然的包括海浪破裂产生的海盐细粒,花粉及被风吹起的有机物质,火山喷射及大风卷起的灰尘。这些颗粒在它们的发源地(地球表面)尤其密集,随着上升气流它们也被带到高层大气；另外,一些流星体在穿过大气层时燃烧也会释放一些固体质粒到高层大气中。随着人口增长和工业,交通运输的发展,大气中的烟粒、灰尘、煤粒尘和盐粒等大量增加。
在气象上,这些杂质对云雾、降水、辐射传输、大气、海面能见度、大气光学以及大气污染有很大影响。它们可以作为大气中水汽凝结或冻结的核心,也
是形成雾、云和降水的重要条件;它们能吸收和辐射太阳、大气和地面的辐射,也能改变地球的辐射平衡;它们使大气和海面能见度以及空气质量变坏;它们能造成我们熟知的诸多的大气光学现象,如日出、日落时太阳呈瑰丽的桔色与红色,当大气中存在高密度粒子较大的大气杂质时,天空变成乳白色等，将造成严重的大气污染。
3．
大气污染对地球环境的影响
地球大气既是人类赖以生存的氧的来源,又是人类活动过程中排放各种废气的稀释场所。然而,大气并非无限,大气质量的3/4集中在距地球表面十几公里(对流层)的范围,离地面越高,大气越稀薄。当由于人为和自然因素改变了大气的组成(90km以下),致使人类和生态系统出现不良反应,破坏了系统的平衡和协调,就成为大气污染.造成这种反应的物质称为污染物。目前大气污染成为严重的环境问题，普及全球性的环境问题中最为突出的有四个方面，即温室效应与全球气候变暖、臭氧层的破坏、酸雨和城市空气污染。
温室效应与全球气候变暖：大气中CO2、CH4和NO等温室气体的增加，将导致对流层大气温度的升高，其中以CO2最为突出。根据资料，由CO2的增加，使近100年来世界平均气温升高了0.6℃，若大气中的CO2含量由300ppm增加到600ppm，增加一倍，则地球表面的平均气温会升高2—4℃。而气候变暖将会对粮食生产，水资源，能源生产，交通运输，生态系统，以及社会产生极大影响。温室效应与全球气候变暖还会因南极冰层部分溶解而引起海平面上升。
臭氧层的破坏：臭氧层对人类说至关重要，因为它能屏蔽有害的太阳紫外线辐射。1985年发现了南极上空出现了空洞。近20年来观测研究表明，臭氧的减少是全球性，其中南极平流层尤为明显。
酸雨：它是指酸性的降水。通常把PH值低于5.6的降水称为酸雨，酸雨是区域尺度的环境问题，它是大气污染物（主要是SO2和氮氧化合物）在远距离输送过程中经过化学转化和清除过程而形成，它能通过土壤和河流、湖泊的酸化，使生态系统受害，即土壤贫瘠化和鱼类死亡等；还能腐蚀建筑材料，油漆，金属结构和海上航行船舶的结构等；酸雨中的汞和镉等金属通过水体和土壤进入动物和植物体内，对人类健康构成严重威胁。
城市空气污染：随着工业和交通事业的发展，工业和汽车排放的有害气体越来越多，城市空气污染越来越引起人们的重视，世界各大城市出现的污染事件很多，其中以1952年12月5日至8日的伦敦烟型和烟雾；1943年美国洛杉矶光化学烟雾最为著名；1974年以来我国兰州西部地区也曾出现光化学烟雾，产生“雾茫茫，眼难睁，人不伤心，泪长流”大情景。
4.天气与气候
天气与气候是两个不同的概念，但也有不少共同之处。天气在不停地变化之中，一个小时与另一小时，一天与另一天的天气是不同的。天气描述的是在一个特定时间与在一个特定地点的大气状态和天气现象。虽然天气在不停地变化着，有时甚至变化莫测，但可以将其归纳为一个普遍状态，这就是气候。因此，气候是指在影响天气的各因子（太阳辐射，下垫面性质，大气环流和人类活动等）长期互相作用下所产生的天气综合，不仅包括某些多年经常发生的天气状况，还包括某些年份偶然出现的极端状况。也就是说，气候是在一定时段内大量的天气过程综合平均得出的，它与天气之间存在着统计联系，即气候是多年来对某一时段，某一区域天气的平均表现形式。
水汽，二氧化碳和臭氧在整个大气中虽然含量很少，但它们都是天气变化的重要成分，对天气过程、产生各种天气现象影响很大。
三.地球大气的垂直分层
按照传统的观点，将地球分为四个部分岩石圈，水圈，大气圈和生物圈，它们共同组成一个综合体，称为地球系统。而在垂直方向上，地球大气的下边界是从地球表面或海洋表面开始的，而地球大气的上边界都不像下边界那幺明显，因为大气圈与星际空间之间很难有一个“界面”，至今我们是通过资料和物理分析来确定大气的上界的。

观测表明，地球大气在垂直方向上的物理性质（温度，成分，电荷和气压等）有显着差异，根据这些性质随高度的变化特征可将大气进行不同类型的分层（如图1.1所示）。

图1.1大气的垂直结构图

1.
大气的垂直分布
气象随高度的变化非常明显，但并单一的降低或增高。按其垂直分布的具体特征，通常将大气分成对流层，平流层，中层，热层和散逸层等五层。

1）
对流层（Troposphere）
对流层是地球大气的最低层，其下边界为陆面或海面。对流层的平均高度为10-12km，其随着纬度和季节等因素而变化，在低纬度地区平均为17-18km，中纬度地区平均为10-12km，高纬极地附近平均为6-8km。就季节而言，夏季对流层高度大于冬季。
概括起来，对流层有五个主要特点：①在对流层中气温随高度的增加而降低，其降低的数值是随地区，时间和所在的高度等因素而变。平均而言，每上100米气温约降低0.65℃，这个气温降低率称为气温垂直递减率，通常用γ表示，即平均值γ=0.65℃/100m。当然，有时在某些地区会出现气温不随高度而变，甚至随高度增加而升高的现象，这就我们常说的“逆温”（Inversion,& Temperature Inversion）。处于对流层顶的温度在低纬度地区平均约190k，高纬度地区平均约为220k；②大气的密度和水汽随高度增加而迅速减少，对流层中几乎集中整个大气质量的80%—90%的水汽；③有强烈的空气垂直运动，即有规则的对流和无规则的乱流运动，它们使空气中的动量、水汽、热量以及大气杂质得以混合与交换；④气象要素（如对流层中的温度和湿度等）在水平方向分布不均匀，主要由于海陆分布、地形起伏等差异引起，所以存在气团和锋面等中尺度天气系统；⑤常见的天气现象如雨、雾、雪、云、霾、沙尘暴等都发生在对流层中。
根据大气运动的不同特征，通常将对流层分为摩擦层和自由大气层两个层次。在对流层底部贴地表面或海面的气层，空气的运动主要是受地球下垫面的摩擦和大气的粘性作用显着，称为摩擦层(Frictional layer),其厚度在1—1.5km左右，在摩擦层中，摩擦作用是随着高度的增加，由于与地面距离的增加和空气密度的迅速减少而减少。通常风是随高度的增加而增大，气温在很大程度上受到下垫面冷热的影响，两者有明显的日变化；在摩擦层以上，由于地表距离较远，空气密度也很少，摩擦力较小，通常可以忽略不计，称为自由大气（Free Atmosphere）。如航海上常见的高空天气图500hpa，700hpa和850hpa均属于在自由大气中的图，即高空图。在自由大气中，大气的运动规律显得比较清楚和简单，尤其处于对流层中部（500hpa等压面上）的气流状况，基本上可以代表整个对流层空气的基本运动趋势，因此500hpa的高空图在天气分析与要素预报时是备受关注的主要气层。在中纬度的对流层的中，上部，盛行西风，并且高空风随着高度的增加而增大，并在北半球向右偏转，南半球向左偏转。
此外，在对流层与平流层之间有一厚度约为1-2 km的过渡层，称为对流层顶（Tropopause）。其主要特征是气温的垂直递减率突然变小或几乎不变，甚至出现随着高度的增加而上升的现象，即称之为逆温（Inversion,& Temperature Inversion）现象，气温随高度增加而不变的现象，称它为同温现象。有逆温的空气具有一定的厚度，即为逆温层，它的作用就是好似一个盖子一样，能有效地抑制对流的发展，从而使绝大部分的水汽、能量和杂质保持在对流层中而不易向高处散逸。由于对流层顶的这种阻碍作用，我们经常可以观察到发展旺盛的积雨云的云顶受逆温层被阻挡，平衍成蛅状现象。
2）
平流层（Stratosphere）
自对流层顶向上至55km左右这一范围称为平流层。其主要特点为：①最初20km以下，气温基本均匀（即随高度基本不变），从20km到55km，温度很快上升，至平流层的顶，其温度可达270-290k，这主要由于臭氧吸收太阳辐射所致，从而产生逆温现象，臭氧层（Ozonosphere）位于10-50km，在15km-30km臭氧浓度最高，30km以上臭氧浓度虽然逐渐减小，但这里的紫外辐射很强烈，故这里温度随高度能迅速增高；②层内气流稳定，对流微弱，而且水汽极小，因此大多数人为晴朗的天空，能见度很好，有时对流层中发展旺盛的积雨云顶部（卷云）也可伸展到平流层下部，在高纬地区有时日出前、日落后，会出现贝母云（也称珍珠云）。
3）
中层（Mesosphere）
自平流层顶部向上，气温又再次随高度增加而迅速下降，至离地80-85km处达到最低值，约为160-190k，这一范围的气层称之为中层，或称之为中间层。造成气温随高度下降的原因，一方面，在这一层几乎已没有臭氧；另一方面，氮和氧等气体能直接吸收的太阳辐射大部分已被上层大气吸收掉。在中层，有相当强烈的垂直对流和乱流混合，故有称之为高层对流层。然而，由于中层中水汽极小，只是在高纬地区的黄昏时刻，在该层顶部附近，有时会看到银白色的夜光云。
4）
热层（Thermosphere）
中层顶（85km）以上是热层，这一层没有明显的上界，而且与太阳活动情况有关，有人观测到其高度约在250-500km。在这一层，由于氧原子和氮原子吸收大量的太阳短波辐射，而使气温再次升高，可达1000-2000k。在100Km以上，大气热量的传输主要靠热传导，而非对流和乱流运动。由于热层内空气稀薄，分子稀少，传导率小，因此该层的气温能很快上升到几百度。然而，由于空气稀薄，分子间的碰撞机会极小，故热层内的温度有很显着的日变化，下午的温度可比早晨温度高出300k，甚至更多。
5）
散逸层（Exosphere）
热层顶以上是散逸层，它是大气层的最高层。在这层中气温很高，但随高度的增加很少变化。由于气温高，粒子运动速度很大，而且这里的地心引力很小，因此，一些高速运动的空气质粒可能散逸大气层到星际空间，空气极为稀薄。
2.大气组成随高度的变化
根据大气组成，可将大气分为均匀层和非均匀层两个层次。从地面到80-100km（平均90km），大气的气体成分，即：干洁空气成分随高度基本不变，称为均匀层；90km以上的稀薄空气成分则不均匀，称其为不均匀层。
3．
电离层
高空大气中的气体分子和原子在太阳短波辐射（紫外辐射和X射线）和微粒辐射（质子，电子等）作用下会电离而形成离子和自由电子。这种电离现象发生在地面以上50-1000km之间，电离的正离子和负离子密度在80-400km范围达最大，称为电离层。
电离层的电性结构不均一，它由三个密度不同的层次构成，自下而上依此称为D、E、F层。由于电离需要太阳直接辐射，因此，白天和夜间的离子密度有所不同，尤其在D和E层，它们夜间消失，白天又形成。
电离层对电磁波的传播有重要影响，这是因为电离层对电磁波会发生吸收，反射和折射作用。无线电波可以借助于地面和电离层之间的多次反射而实现其远距离传输，从而使我们可以接收到好几百公里远外的电台。但有时夜间能收到的电台，第二天白天都消失了，这是由于白天被上层反射的电波有一部分被D层吸收掉了，而夜间D层已不存在。电离层的结构与太阳活动有着密切的关系，当太阳发生各种爆发现象时，会增加射向地球的太阳辐射和粒子流，使电离层状态发生剧烈变化。例如，当太阳出现耀斑时，会使D层的电离度突然增加，导致中、短波无线电信号突然衰减，甚至使通讯中断。
四.大气状态方程
大气状态方程是气象学的基本方程之一，它反映了大气的基本物理性质及大气状态变化大基本规律。
1.干空气的状态方程
对于质量为m，摩尔质量为M的单一成分的理想气体而言，其状态方程为：
P·V=m/M·Rd·T
(1.1)
式中: Rd为普适气体常数，其数值为8.314焦耳/摩尔·度;
T为绝对温度(K)
可以将(1.1)改写成:
P=ρd·Rd·T
(1.2)
式中:ρd = m/M是气体的密度
P,ρd ,T和Rd分别表示干空气的压强，密度，温度和比气体常数。
式中表明，在气温一定时，气体的压强与气温的高低成正比。
2.湿空气的状态方程
实际大气总是含有水汽的。而且，在一般情况下，愈接近地面，水汽含量愈多。通常将含有水汽的空气称为湿空气。水汽的密度小于干空气的密度，两者之比为0.622，因此水汽的存在总是使实际大气的密度变小。可以证明，湿空气的状态方程具有与干空气状态方程同样的形式，即：
P=ρω·Rd·T
(1.3)
式中Tv表示虚温.虚温能反映湿空气中的水汽效应，它并非实际温度，总要比实际温度要高。但它用虚温代替湿空气的实际温度T。Tv=T(1+0.378·e/P)
（1.4）
式中e/P很少超过0.02，说明空气中的水汽含量越大（即水汽压e越大值时），Tv与T之间差值越大，所以在低层大气，尤其是夏季，e值较大时，必须用湿空气状态方程表示的状态变化。
由（1.1）和（1.3）可以看出，当气压与气温相同时，空气越潮湿（e越大），则其密度越小；在气压相同的情况下，暖湿空气的密度要比干冷空气的密度小得多。所以水汽的状态方程可写成：e=a·Ra·T
（1.5）
式中e，a和Ra分别表示水汽的压强、水汽密度和水汽的比气体常数。

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第二章  气温与湿度



气象学上四个常用的气象要素为温度，气压，湿度和风，它们是随时间和空间而变化，其观测记录是天气预报，气候分析以及与大气科学有关的科学研究的基础资料，本节先介绍温度的有关内容。温度一般包括两方面，即气温和海温。

一、气温(air Temperature)

1.      气温的概念

表示空气冷热程度的物理量称为空气温度，简称气温。由热力学知识告诉我们，气体温度T（绝对温度）是分子平均动能的量度，也是气体分子运动快慢的量度。气温越高，空气分子不规则运动的平均动能越大，分子不规则运动的速度也越大。

气温不仅是天气预报的直接对象，而且在相同高度下，温度场，气压场和风场之间存在着相互制约的内在联系，温度场的变化必然引起气压场和风场的变化，即引起天气形势和天气的变化。此外，气温的分布与变化还与大气稳定度、云、雾和降水等天气现象密切相关。

度量温度高低的尺子（即单位）称为温标。常用的温标有三种：

1）  国采用的摄氏温标，用ºC或C表示，由它表示的纬度为摄氏温度，常用符号t表示。摄氏温标以标准气压1013.25hpa下纯水的冰点为0℃，沸点为100℃，其间分为100个等分，每一等分，即为1℃。

2）  际通用的绝对温标，以K表示，它所表示的温度称为绝对温度，以符号T表示。这是理论研究上常用的温标，绝对温标的零度（称为绝对零度）规定它等于273℃。因此，绝对温标和摄氏温标之间的转换关系为：T=273+t。

3）  欧美国家常用的华氏温标，用℉表示。这种华氏温标规定水的沸点定为212℉，水的冰点定为32℉，并将这两点之间分成180等分，每一等分表示1℉。华氏温标和摄氏温标之间的关系为：F=9/5℃+32             (1.6)

或C=5/9（℉-32）        (1.7)

2.      太阳，地面和大气辐射

1）  辐射的概念（Radiation）

   自然界中一切温度高于绝对零度的物体都以电磁波形式时刻不停地向外传递能量，这种传递的方式称为辐射。辐射不依赖于任何介质，它以光速向外传播，以辐射的方式向四周传送的能量称为辐射能。研究表明，物体的温度越高，放射能力越强，辐射出的波长越短；物体的温度越低，放射能力则越弱，辐射出的波长越长。任何物体一方面因放辐射消耗内能使本身温度降低；另一方面有因吸收其它物体放射的辐射能并转化成内能而使物体本身内部的温度升高。

2）  太阳辐射，地面辐射和大气辐射

太阳辐射(Solar Radiation)是地球表面和大气唯一的能量来源。太阳光球的表面温度为5800K，内部中心温度可达1.5×107K。无论是太阳光球或者太阳大气都经常处于剧烈的运动中，光球表面的黑子温度只有4500K左右，而太阳所辐射的总能量是地球上得到的太阳辐射能量的22亿倍。图1.2给出了大气上界太阳辐射光谱。

图1.2大气上界太阳辐射光谱

图中的虚线是温度为6000K的黑体辐射光谱。由图可见，它们的能量分布比较接近。能量的绝大部分集中在0.15-4um之间，称为短波辐射。根据实测和计算表明，每单位时间，单位面积上所接收的太阳辐射能，即称之为太阳常数S0,即：

S0=1372瓦/米2（W·m-2）                        (1.8)

太阳与地球之间，除了万有引力和辐射之外，还有其它联系。时刻不断地从太阳飞向地球的带电粒子流，构成太阳风。在太阳活动发生强烈爆发后，太阳风的速度和粒子流密度就会增大，而到达地球时，将产生各种效应，它包括地球磁场发生变化，电离层中出现异常电流等，也可导致天气，气候的异常变化。

3）  地面总辐射

到达地面的太阳直接辐射与散射之和称为地面总辐射。在夜间，总辐射为零，日出后随太阳高度角增加而增大，在正午时达最大值，午后又逐渐减小。云对总辐射的影响很大，有云时虽然增加散射辐射，但使直接辐射减少，中午云量的增多会使总辐射的最大值提前或推后出现。一年之内，总辐射在夏季最大，冬季最小；总辐射的纬度分布，一般是纬度愈低，总辐射愈大。但实际上总辐射并不出现在赤道，而是在纬度20ºN附近，这是因为赤道附近常为多云的缘故。总辐射的年变化情况和太阳直接辐射的年变化基本一致，中高纬地区最大值出现的夏季月份，最小值出现在冬季月份；赤道地区，一年中有两个最大值分别在春分和秋分。

4）  地—气系统的热收支

研究表明，就全球平均情况而言，如果把从大气上界进入大气层的太阳辐射作为100个单位，大气本身和漂浮在大气中的云层与粉尘吸收了太阳总辐射的19%，地球表面吸收51%，剩下的30% 太阳总辐射却被陆地、海面、云层和大气反射回宇宙。地球表面吸收这些辐射后，除一部分传入深层或存留在近地表的土壤和水层中，其余则变成长波辐射散入大气和太空中；另一部分使液态水蒸发变成水蒸气的蒸发热能进入大气；还有一部分使近地面空气受热并以乱流和对流的形式进入大气。由此可知，大气受热的主要直接热源不是太阳直接辐射（短波），而是地球表面，它主要靠吸收地面放射的几乎全部波长的长波辐射来维持其一定温度。

3.空气的增热和冷却

当空气从外界得到的热量多于支出时，空气增温；反之，当收入的热量少于支出时，空气降温。研究表明，空气增热和冷却的主要过程是非绝热的。如前所述，下垫面是对流层大气主要的直接热源，因此空气的增热和冷却主要是受到下垫面影响，这种影响是通过下垫面与空气之间的热量交换来实现的。下垫面与空气之间的热量交换主要与以下几种途径，即：

1）辐射  如前所述，大气的主要直接热源是下垫面的长波辐射。白天，地面增温，低层大气吸收地面长辐射使气温升高，再由大气辐射等作用将热能向上传递；夜间，地面因得不到太阳辐射而降温，地面辐射减弱，大气本身也因向地面放出逆辐射而使气温降低，从而形成白天暖和而夜里冷的一般变化规律。可见，长波辐射是地面与大气之间交换热量的最主要方式。

2）对流与平流（Convection & Advection）对流是指空气在垂直方向上有规则的升降运动。如较暖而轻的空气上升，周围有冷而重的空气下沉，便形成了垂直对流运动。在对流运动过程中上下层空气互相混合，可使低层的热量传递到较高层次，如图1.3所示。对流分为热力对流和动力对流两种，即：热力对流指由于下垫面受热不均匀而引起空气的有规则升降运动，如季风，海陆风，山谷风及积云对流均属不同尺度的热对流，又称为热对流；动力对流是在外力（如山，岛屿和建筑物）影响下，如气流受地形阻挡或另一气流冲击而形成的对流。平流是指大范围空气的水平运动，同时伴有某种物理量在各地之间水平输送。如“南风送暖，北风送寒”就是指空气的冷而暖的平流运动，它对局地的温度变化影响甚大。如温度平流，湿度平流等。

3）乱流（Turbulence）乱流，又称之湍流，它是指空气小微团的不规则运动，如图1.3所示。当下垫面受热不均匀的范围和程度较小时，或者当空气流经粗糙的下垫面时，都可形成空气的乱流运动。它一般只发生在贴近地面1km以下的摩擦层内。由于乱流运动能使空气在各个方向上充分混合，同时也使热量，水分和微小的灰尘的分布趋于均匀。白天地面增热，乱流作用将热量由地面向上传送；夜间，乱流运动又将热量向下传送给地面，但强度比白天弱。例如，在有风的夜间，低层空气乱流运动较强，乱流作用向下传递热量，使夜间地面辐射失去的热量得到部分补偿，地面降温作用减少，因而地面气温比静风时要高些。

图1.3对流与乱流

4）水相变  液态水在蒸发或者冰在升华时，要吸收热量，水气在凝结或凝华时，又会放出凝结潜热。见图1.4所示为水相态变化过程中，伴随热量的吸收和释放，因此蒸发和凝结能使地面与大气之间，空气与空气之间发生热量交换。实际上水相变就是在一定温度和压力的条件下从一种状态（固态，液态或气态）转变到另一种状态。由于水具有明显的相态变化，使它既能作为气体离开海洋，又能作为液体返回海洋，从而使水分循环得以存在，相态变化需要热量的吸收或释放，图1.5为地球系统的水平衡。

图1.4水的相态变化示意图

图1.5地球系统水平衡图



5）热传导  空气与下垫面之间，空气与空气之间，都可以通过分子热传导交换热量。但由于空气是热的不良导体，其分子热传导作用十分微小，通常不予考虑。

综上所述，局部地区气温的变化是多种物理过程综合作用的结果，只是具体情况具体分析。通常地面与大气之间的热量交换以辐射为主，乱流和水相变次之；各地空气之间的热量交换以平流为主；上、下层之间的热量交换以对流和乱流为主。

4.气温的绝热变化

系统与外界没有热量交换，随着高度的变化，外界的气压也随之改变，则空气体积被压缩或外膨胀而引起气温变化的过程，称为绝热过程（Adiabatic Process）。在实际大气中，有时加热作用比较缓慢，或空气运动速度很快，来不及与周围空气交换热量，这种变化也可以看成是绝热的。在绝热过程中，温度的改变完全由外界气压的改变而改变，由于气压随高度变化很快，空气块的温度随着外界气压的变化在很短时间内就发生很大变化。在气象上，在讨论空气热状态和热力过程时，常将空气分为未饱和湿空气和饱和湿空气两大类，下面分别讨论它们的绝热过程。

1）干绝热过程  干绝热过程是指绝热过程中，空气块内的水汽始终未达到饱和，没有相变发生的过程。即：干空气或未饱和湿空气在其升降过程中其温度的变化过程，而未饱和湿空气的绝热方程与空气的绝热方程相当接近，故这两种情况在分析时都采用干绝热直减率。干绝热直减率（Dry Adiabatic Lapse Rate）即为干空气团在绝热上升过程中或下降过程中，空气块的温度随高度的递减率称为干绝热直减率，用γd来表示。即空气块在绝热上升过程中，由于外界气压减小，空气块对外作功体积膨胀，消耗内能是空气块的温度降低；而在绝热下降过程中，气压上升，外界压缩对空气块作功，内能增加，温度升高。根据热力学计算，rd=-(dT / dz)≈0.98℃/100m，实际工作中，近似地取-1℃/100m，这表明干空气或未饱和湿空气每上升100米，温度下降1℃；每下降100米，温度上升1℃。而对未饱和湿空气绝热上升时，随着气压和温度的降低，与此相应**温度Td也将降低，因此在湿空气上升过程中会到某与高度达到饱和状态而开始发生凝结，此时未饱和湿空气达到饱和时的高度即为凝结高度，它可以当作为云底高度。

2)饱和湿空气的绝热过程

未饱和湿空气上升时，首先空气按干绝热过程降温，到达凝结高度水汽达饱和时就开始出现凝结。如果饱和空气块继续上升，其绝热过程就称为湿绝热过程。湿绝热过程中饱和气块内有水的相变，即饱和空气作垂直升降运动时的温度变化过程，称为湿绝热过程（Wet Adiabatic Process）。在湿绝热过程中，空气块的温度随高度的递减率称为湿绝热直减率（Wet Adiabatic Lapse Rate），用γm表示。通常取γm为0.5—0.6℃/100米之间，它不是个常数，是随气温和气压而改变。

γm与γd相比，γm在饱和空气绝热上升过程，气温下降使水汽凝结释放潜热，潜热对空气块的加热作用使上升冷却变得缓慢；反之在绝热下降过程中，水滴蒸发吸收蒸发热，使空气块的下降增温作用减弱。所以γm<1.0℃/100米。故得出γm与γd至少有两点区别：①. γm<γd;  ② γd=g/ Cpd是常数，而γm是P，T的函数。高温时，γm值却很小，但随温度的降低，水汽含量逐渐减小，γm逐渐向rd接近。

3）状态曲线 图1.6 给出了干绝热γd线（Dry Adiabatic line）和湿绝热线γm线（Wet Adiabatic line）的比较，由γd是常数，故其随着高度增加，它是一条斜率不变的直线；γm<γd，故γm线在γd线的右方（即左方的线值要大），并且γm又不是常数，其数值是下部小，随着高度的增加，气温也降低，则γm值逐渐增大越来越接近γd形成γm线越往上空越接近于与γd线平行。原因是与水汽含量成正比，即气温高，水汽含量多，γm值就小；而随高度的上升，气温降低，水汽含量迅速减小，γm值就增大。这也就说明γm值是随气温的降低而增大，随水汽含量的减小而增加。故干绝热线和湿绝热线都表示气块在垂直运动中温度随高度的变化率，它们统称为状态曲线（State Curve）

图1.6干绝热线与湿绝热线的对比

5.气温的日，年变化

气温在一天中和一年中的正常有规律的变化，叫气温的日变化和年变化。午后热早晨凉，夏季热冬季寒，这是近地面气温的一般规律，而且越近地面的气层，这种变化越显著。

1）气温的日变化  气温日变化的特点是：一天内气温一个最高值和一个最低值。气温的最高值陆上出现在午后13：00-14：00左右；海洋上则最高气温出现在中午前后12：30左右，气温最低值海洋上和陆上出现的时间接近均在日出前后，接近于日出前。自日出后气温逐渐上升，陆地上夏季14：00-15：00，冬季13：00-14：00时达到最高值，以后逐渐下降直到日出前为止。一昼夜内最高值与最低值气温之差值，称为气温的日较差，它的大小与纬度、季节、下垫面的性质、地形、海拔高度及天气状况有关。气温的日较差随着纬度的增高而减少，即日较差低纬度大，而高纬度则小，产生的原因即为太阳高度角在一天内的变化范围随纬度的增高而见效所引起的。热带地区气温日较差平均为12.4℃，温带地区平均为8-10℃，极地附近只有2-3℃。但中纬度地区的气温日较差还有明显的季节性变化，夏季大，冬季小；另外气温日较差还与地表性质有关，即陆地大，海洋小（海洋比陆地小得多）；海上沿海同纬度向内陆逐渐增加，故大洋只有1-2℃，陆地常达10-15℃。但到沙漠最大；气温的日较差还与天气状况有关，晴天大，阴天小，降雨天更小；气温日较差还随海拔高度增高而减小。

2）气温年变化  气温年变化是指气温在一年中正常的有规律的变化。一年中，出现一个月平均气温的最高值和一个月平均气温的最低值。北半球，陆上最高气温出现在7月，最低气温则出现在1月；海洋上比陆上推迟一个月，即陆上为8月，海上2月；南半球最高月平均气温值与最低月平均气温的最低值出现的月份则与北半球相反。

气温年变化的大小是随着纬度、下垫面的性质和海拔高度的变化而变化。即其随着纬度的增高而增大。赤道地区最小，两极最大；其与下垫面的性质为陆地大，海洋小，即陆上大于海洋；其海拔高度增高而减小。但明确指出的，虽然气温年较差在赤道地区最小，但在一年中出现两个高值和两个低值，高值出现的春分和秋分；低值出现在冬至和夏至。

气温的日变化和年变化都具有周期的有规律的变化，实际上气温还存在非周期性的变化。例如，随着大气环流有冷、暖平流作用时，气温的正常日变化规律会受到干扰和影响，不仅使气温变化反常，同时将伴有各种天气变化。另外受热带气旋，寒潮的影响，以及地方性天气系统的影响，导致气温具有非周期变化。所以，掌握气温的各种变化规律，对天气分析与预报具有极重要意义。

6.海平面平均气温的分布

海平面气温的分布通常用等温线表示，图1.7和图1.8分别表示订正到海平面后的全球1月和7月平均气温的地理分布。从图中的全球海平面气温等温线分布的主要特征可以看出影响气温分布的主要因素及其作用。

图1.7   1月份海平面平均气温分布

图1.8   7月份海平面平均气温分布



1）等温线大致与纬度圈平行，这一特征南半球表现明显；而北半球，等温线并不完全与纬度圈平行，其特征是冬季时比北半球。陆地上为冷源，海洋上为热源；夏季大陆地上为热源，海洋上为冷源。所以冬季（1月）海平面气温等温线在大陆上凹向赤道，海洋上凸向极地，北太平洋和北大西洋上海平面的等温线向北突出，而北大西洋的海平面的等温线向北凸更为明显，向北凸的原因即为北大西洋西海岸的墨西哥湾流和海陆分布共同作用的影响，值得说明的由于北大西洋墨西哥湾流的影响，使得位于北纬60度以北的挪威，瑞典，月份平均气温比同纬度的亚洲及北美东岸气温高10-15℃；在盛行西风带的北纬40度处，欧亚大陆的西岸，1月份平均气温比同纬度亚洲东岸高出20℃以上。此外，高大山脉能阻挡冷空气的流动，从而影响气温的水平分布。例如我国的青藏高原，喜马拉亚山阻挡寒流向南流动，使空气折向向东流动；如欧洲的阿尔卑斯山和北美洲美国的洛基山等都能使寒流向东流而不向南流动。这一事实表明气温的分布还要受到海陆分布、地表不均匀、洋流和地形的影响而影响。

2）海平面气温的分布为赤道地区气温高，向两极逐渐降低，这一特征表明太阳辐射增暖了地面对气温的影响，其主要由纬度所决定。

3）夏半年的等温线一般比较稀疏，冬半年的等温线则比较密集。这与冬季和夏季高纬、低纬度之间地面所接收的太阳辐射差的不同有关。

4）地球的平均气温为15℃，在南半球，不论冬季和夏季最低气温都出现在南极地区，即南半球冷极区的位置在南极点，与地理位置南极重合。而在北半球，冬季的两极不与地理位置北极重合，而出现两个冷极区，即：一个在西伯利亚，1月份平均气温在-48℃以下；另一个在格陵兰地区，1月的平均温度在-40℃以下。当然地球上最冷的地方是南极，1967年在南极极点附近所测得最低气温为-94.5℃的低温。在北半球的西伯利亚的奥依米亚康地区1956年1月份曾经测得最低气温为-73℃。

5）地球上最高气温带并不与地理赤道吻合，其平均在1月和7月的平均气温均高于25℃，这个高温带称为热赤道，热赤道的位置有南北位移，热赤道均向夏半球移动，其平均位置约在10&ordm;N附近。热赤道上高温区均位于大陆上，极端最高出现在15-40&ordm;N范围内的沙漠地区。在索马里的黎波里境内，曾经测得63℃的高温记录。

6）赤道与极地的温差，无论南北半球，冬季约为夏季的2倍。年较差由赤道向极地增大，在赤道附近只有1℃左右，极地达35-40℃。在纬度相同的情况下，北半球的年较差比南半球大。这是由于北半球地球的陆地面积较大的缘故，这是由于这个缘故，北半球的平均气温高于南半球，前者为15.2℃，后者为13.3℃，全球平均气温为15℃。

二、大气湿度

某船舶装载货物由高温区航行到低温区的过程中，舱内空气中的水汽由于冷却、饱和，而凝结出水汽凝结物，造成货物表面出汗或者船舱壁出汗，这些问题就与大气湿度有关。另外还考虑雾和降水等天气现象。本节将详细介绍大气湿度的内容。

大气湿度是直接决定舱内空气是否达到饱和、大气中的云、降水和浓雾等天气现象形成的重要因素。同时，随着大气湿度的变化，大气中的水汽发生相变的物理过程直接影响着天气系统的发展和天气的变化。锋面气旋和热带气旋等风暴天气系统的发展其能源，即为大气中水气凝结所释放的大量的潜能。

1、大气湿度的概念和常用的表示方法

大气湿度（Atmospheric Humidity），简称为湿度，它是用来大气中水气含量多少的物理量或是表示空气潮湿程度的物理量。湿度的表示方法很多，航海上常用的有以下几种湿度的物理量。

1）水汽压（Vapor pressure）

水汽压（Vapor pressure）是指大气单位面积中空气中的总水汽量的产生的压力，其用e来表示。其单位与气压相同，用hpa、mb和mmHg其中常用的是hpa 单位。水汽压的大小与空气中含有水汽含量的多或少有关，水汽含量多，水汽压值就大；反之则小。所示水汽压的大小可以直接反映了水汽含量的多少，另外水汽压还与空气中的绝对湿度和**成正比。但水汽压的大小与气温的变化影响不大或无多大关系。

水汽压又可分为未饱和水汽压和饱和水汽压二种。饱和水气压(Saturated Vapor pressure)是航海上常用的物理量，它表示空气中的水汽含量达到一定限度，即空气达到饱和时的那部分水汽所产生的压力，用E来表示。水汽压e和饱和水汽压的大小直接可以反映空气所处的状态，如当e< E时，空气的状态为未饱和；当e=E时，空气为饱和；当e > E时，空气为过饱和。当空气为过饱和或饱和时，水汽就发生凝结和凝华现象。饱和水汽压E与气温有一定关系的，由马格奴斯公式：E=E0·10at/(b+t)            (1.12)

其中：Eo表示为t=0℃时饱和水汽压,Eo=6.11hpa；

a、b 都是常数；

t为气温

图1.19饱和水汽压与气温的关系



由（1.12）式得出：饱和水汽压E的大小与气温有关，而且二者成正比。即气温上升，饱和水汽压E也升高；气温下降，饱和水汽压E也降低，用函数关系为饱和水汽压E是温度的函数关系，见图1.19所示。

从公式得以下结论：

① E 随气温的增加而增加，随气温的减少而减少；

② 降低气温空气由未饱和→饱和；

③升高温度，空气由饱和→未饱和。

所以空气到达饱和采取三种方式，即：

① 降低空气的温度；

② 增加空气中的水汽含量；

③ 一边降低气温，一边增加水汽的含量。

2）绝对湿度(Absolute Humidity)

绝对湿度是指单位容积中含有的水汽质量，用α来表示。绝对湿度又称为水汽密度，单位为克/米3（g/m3），实际上绝对湿度也代表空气中水汽的绝对含量。所以绝对湿度α 与空气中水汽含量的多少、水汽压和**温度成正比，即绝对湿度α大，水气密度也大，空气中水汽含量就多，**温度也高；反之绝对湿度小，水汽密度也小，水汽含量就少，**也低。但是绝对湿度一般无法直接测得，通过计算的方法求得，原理是采用绝对湿度与水汽压成正比的原理，利用湿空气的状态方程导出α与e 的关系。即：当水汽压e单位取hpa时，公式为α=217·e/T；当水汽压e单位取mmHg时公式为α=289 e/T。式中T为绝对温标。在对e的单位取hpa时，e/T =1时，α≈e,则t=-56℃;对e的单位取mmHg时，e/T =1时，α≈e，则t=16℃。因近地面气温的变化范围通常在-40℃—+43℃之间，特别在中纬度地区，常年平均气温在15℃左右，故实际工作中常用水汽压值来代替绝对湿度的大小。

如果在单位体积空气中，在一个标准大气压的情况下，气温15℃，水气质量约为3.8克，则绝对湿度α=3.8克/米。

3）相对湿度（Relative Humidity）

按习惯上，常把相对湿度理解于空气中的实际水汽压（e）与同温度下的饱和水汽压（E）的之比的百分比，即：

f=e/E ×100%                                   (1.14)

相对湿度f的大小直接反映空气距离饱和的程度，还能反映空气中的潮湿程度，如果f值越小，说明空气距离饱和程度越远；f=100%表示空气为饱和；f值越大超过1时，表示空气为过饱和。但在海上由于有一定的盐度f=80%以上，空气就饱和了。从公式（1.14）中得到e<E时f<100%表示空气为未饱和；当e=E时，f=100% ，空气为饱和；当e>E时，表示空气为过饱和。相对湿度的大小还与气温有关，如当气温在逐渐增加时（就象晴空的早上），则相对湿度f逐渐减少；当温度在逐渐降低时（就象晴空的夜间），则相对湿度f将逐渐增大。

另外，相对湿度 f 还与干湿球温度差（t-t’）的值有关，如t>t’(t-t’>0)时，则f<100%,空气为未饱和；当t=t’(t-t’=0)时，则f =100%，空气为饱和；当t<t’(t-t’<0)的现象是不可能存在的。

4）**温度（Dew—Piont temperature）

**温度是指在不改变气压与水汽含量的情况下，把空气冷却到相对于水面（或冰面）达到饱和时的温度。**温度简称**，又称之为霜点，用td表示。**的单位与气温的单位相同。**的大小与水汽压e、水汽含量和绝对湿度成正比，即**大，则水汽压e也大，水汽含量多，绝对湿度也大；反之**小，则水汽压e、水汽含量和绝对湿度也小。另外，**的大小与气温的大小的关系也可判定空气饱和情况，在一定气压情况下，当td<t时，空气为未饱和；当td=t时，空气为饱和；当td>t时，空气为过饱和。

5）气温**差（t-td）

在一定的气压情况下，**一般低于气温，仅在空气达到饱和时，它们两者才会相等。因此，我们根据将气温和**之差值简称为气温**差，用t-td来表示。在天气分析和预测中，常用（t-td）来判断空气的饱和程度，即：当t-td>0时，表示空气相对湿度越小，f<100%，空气为未饱和；当t-td=0时，表示空气相对湿度f=100%，其相对湿度值为1，空气为饱和；当t-td<0时，表示空气相对湿度f≥100%，其值大于或等于1，则空气为过饱和。所以t-td值的大小，表示空气距离饱和程度的远近。

6）饱和差d

饱和差d是指在某一温度下，空气的饱和水汽E与当时空气实际水汽压e的差值，即：d=E-e。饱和差也能反映空气距离饱和的程度，如d=E-e<0时，则表示f≥100% 或 f≥1，即 空气为过饱和；当d=E-e=0时，则表示f=100% 或 f=1，则空气为饱和；当d=E-e>0时，则表示f<100% 或 f<1，则空气为未饱和。

懒猴航海

第三章 气压

人们早就发现，气压和天气之间存在着密切的关系，即气压的高低及变化趋势，与天气状况及其未来变化关系十分密切。众所周知，当气压降低时，天气往往变坏，出现阴雨，大风和低能见度等不良天气，海面会出现大浪；当气压升高时，则天气往往转好。因此，气压表又有“晴雨表”之称。目前气象台每天分析几次地面天气图和高空天气图，主要就是分析气压的分布和变化情况，即对气压形势分析与预报，是制作天气预报的基础。
一.气压的定义和时空变化规律
1.气压的定义和单位
大气是有重量的。我们把在垂直方向上单位截面上大气拄的重量称为大气压强，简称为气压，有时有称之为大气压（air pressure & pressure）。显然，大气任意高度上的气压，就是从该点起直至大气上界为止单位面积铅直空气拄的总重量，如图1.12所示。在标准情况下，即气温为0℃，纬度在45度的海平面上，760 mmHg（相当于1013.25hpa）水银柱高的大气压，称为1个标准大气压。气压一般用P来表示。在单位上，中国与国际接轨也采用以下的气压单位：即：
①国际单位制气压常用的“百帕”（hPa）;
②中国以前的气压单位（有些国家仍在使用）的“毫巴”（mb）；
③毫米水银柱高（mmHg）。
三种单位之间的关系是：
①
1mb=1hpa（1hpa=100Pa）

②
1mb=3/4mmHg

或
1hpa=3/4mmHg

图1.12大气压力的确定

二.气压随高度的变化
根据气压的定义可知，气压的大小与空气的密度成正比，空气的密度随高度的增加而迅速减少，则高度增加，空间任意点的气压等于从该点起直至大气上界单位截面积铅直空气柱的重量。因此气压总是随着高度的增加而减少。因此，在地面上气压最大，到大气大界的气压为零。在图1.12中Z处，由于Z处以上的空气柱长度比地面变短，大气柱重量减少，即Z处气压P小于地面气压。考虑空气的密度，则气压随高度的升高而减少的速度很快。表1.1所示为气压随高度变化的一些典型数据。由表1.1看出，5.5km高处，气压已减到地面气压的1/2，到16km高度处，气压减少到地面气压的1/10，到31km高空处仅是地面气压的1/100。
表1.1
气压随高度的变化

高度(Km)	0	1.5	3	5.5	9	12	16	20	24	31	36	48
气压（hpa）	1000	850	700	500	300	200	100	50	30	10	5	1

1.大气静力方程
假定某空气柱的空气处于静力平衡，即在垂直方向上所受到的力达到平衡。根据图1.13所示，在截面积为ΔS的垂直空气柱中，取一高度从Z1-Z2高度的ΔZ的薄层，当ΔZ很小时，其中的大气密度ρ可视为不随高度而改变，对应的气压为ΔP。因假定空气柱是处于静力平衡状态，则该气层从Z1至Z2的上下底面的压力差：
F1—F2=P1·ΔS — P2·ΔS，



（1.9）
应与两点间气块重量W=—ρ·g·Δz·ΔS
相等。即：
(P1-P2)·ΔS=—ρ·g·Δz·ΔS




(1.10)
-(P2-P1)=
ρ·g·Δz
即得到大气静力方程：ΔP=ρ·g·Δz
(1.11)

图1.13空气的静力平衡

式中右边的“负号”表示当Δz>0时，则ΔP<0，即随着高度的增加，气压是下降的。所以ΔP=-ρ·g·Δz就是大气静力方程的表示式。根据大气静力方程可得如下结论：
①当Δz时，ΔP<0，即气压随着高度的升高而递减。
②任一单位截面积的微小气层，上、下界的气压差等于该层空气柱的重量，如图1.13所示。
③由ΔP=
-ρ·g·Δz式，转换为ΔP/Δz = -ρ·g后得到ΔP/Δz，该式称为为单位高度气压差，即在垂直的大气柱中，含义为每改变单位高度时，对应的气压改变量。一般情况下，g为重力加速度g=9.8ms-2，在不同纬度上变化不大，可视为常数，那么，随着高度的升高气压递减的速度仅取决于空气的密度，且ΔP/Δz与密度成正比。由于空气密度随高度的增高而迅速减少，则低空空气密度小，而越往高度密度就越小，所示单位高度气压差低空大，而越往高空则越来越小。
④由ΔP=
-ρ·g·Δz式，转换为Δz/ΔP=
- 1/ρ·g，该公式称为单位气压高度差。即在垂直大气柱中，含义为每改变单位气压时，对应的高度的改变量。在一般情况下，g为常数，那么，随着气压的下降高度递增的速度与空气的密度成反比。在低空，空气密度ρ大，要使气压降低1hpa，只需上升较小的高度；随着高度的升高，空气密度ρ正在减小，气压要降低1hpa，所需上升的高度也就越来越大。可见，ΔZ的大小表示气压随高度变化的快慢。
在水平方向上，温度是影响空气密度ρ的主要因素。在暖区，气温高，空气密度ρ小，ΔZ值就大；在冷区，气温低，空气密度ρ大，ΔZ值就小。所以，在水平方向上单位气压高度差ΔZ的大小主要受气温的影响，暖区要大于冷区。
另外，由ΔP/Δz = -ρ·g式的计算得出：ΔP/Δz = -ρ·g=0.13hpa / m，即表示高度每改变1.0m，气压变化量为0.13hpa。也就是说，高度上升1.0米，气压下降0.13hpa;高度下降1.0米，气压上升0.13hpa。但在下垫面到1km高度的低层空气中，每上升100m，气压约降低12hpa以上；在2-3km高度，每上升100米，气压下降不到10hpa；到4-5km高度时，高度每上升100米，气压下降7hpa左右；在9-10km的高空，每上升100米，气压只降5hpa左右。
此外，由Δz/ΔP=
-1/（ρ·g）式计算公式得出结论：Δz/ΔP=-1/（ρ·g）= —8.0 m/hpa，即表示每改变单位气压值，高度的变化量，气压上升1hpa，高度下降8米；气压下降1hpa，则高度上升8米。
三.气压随时间的变化
根据长期观测的结果发现：气压随时间的变化分为具有气压随时间周期性变化和气压随时间非周期性变化两种。
1.
气压随时间的周期性变化
气压随时间的周期性变化主要包括二个即为气压的日变化和气压的年变化两种。
1）
气压的日变化

气压日变化的特点为：下垫面气压一天中有两个峰值和两个谷值，呈现两个大致对称的半日波。两个峰值的时间分别在地方时10时和22时，其中10时左右的气压值为最高值，22时左右的气压值为次高值；两个谷值的时间分别在地方时04时和16时，其中16时左右的气压值为最低值，04时左右的气压为次低值。所以，气压日变化是每12小时为一个周期。
每天的最高值与最低值之差称之为气压日较差。气压日较差的大小主要与纬度有关，即气压日较差的大小随纬度变化为：随着纬度增高，气压日较差逐渐减少。低纬度地区最区最大，日较差可达3-5hpa；中纬度地区，日较差小于 1hpa,又因经常受到高、低气压系统的影响，致使气压的日变化不甚明显。中高纬地区只有在稳定的天气形势下，才能观测和记录得到完整的气压日变化和气压日较差的大小。
2）
气压的年变化

根据气压的月平均值资料，发现气压具有年变化周期，而且气压随着下垫面的性质的不同而不同。月平均气压的一年为周期的变化，称为气压的年变化。一年中出现一个月平均的最高气压和一个月平均最低气压。气压的年变化主要可区分两种类型：
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，在大陆上气压年较差大。例如北京的气压年较差可达26hpa之多，即为北半球大陆上月平均最高气压的月份是1月份，月平均最低气压是在7月份；南半球大陆上月平均最高气压的月份是7月份，月平均最低气压出现在1月份。
②海洋型：一年中在海洋上月平均气压最高的月份出现在夏季，月平均最低气压出现在冬季，即北半球海上月平均气压最高气压出现在7月份；月平均最低气压出现在1月；；南半球平均的最高气压出现在1月，月平均气压最低值出现在7月份。但气压的年较差大小为：陆地年较差要大于海洋上年较差。
气压的年变化出现上述两种类型主要是由海陆热力差异所造成的。冬季同纬度相比，海洋上的气温高于陆地，海洋上空气膨胀上升，在海洋上形成一个海上低压，陆地上气温低，空气冷却下沉，形成一个陆地高压，水平气压梯度力Gn的方向是由陆地指向海洋；而夏季陆上温度高于海洋，陆上空气膨胀上升，形成一个陆地低压，海洋温度低，海洋上空气冷却下沉，形成一个海洋高压，水平气压梯度Gn的方向是由海洋指向陆地。
在一年中月平均气压的最高值与月平均气压的最低值之差，称为气压的年较差。它的大小与纬度和下垫面的性质有关。即随着纬度的增高而增大，低纬度小，高纬度大，但气压年较差在中高纬度最为显着；与下垫面的关系，即陆上的气压年较差大，而海洋上的气压年较差则小。
2.气压随时间的非周期性变化
气压在一定的时间内存在非周期性变化。即气压没有固定的周期或有规律的变化，它是由于天气系统移动和演变的结果。例如，冬季强冷空气南下时，它所经之地气压明显上升；在夏季受热带气旋的影响时，气压明显下降等。说明气压的非周期性变化与冷，暖空气及天气系统的活动直接有关。气压的非周期变化的幅度也大于周期性日变化的幅度。一般在当天气转变（变坏）后，正常的气压日变化和年变化规律将遭到破坏。
四.气压的观测
船舶上观测气压的气压表是常采用空盒气压表，有时把空盒气压表称为晴雨计。国产空盒气压表如图1.14所示。它是利用金属的弹性的形变和大气压力相平衡的原理制成的，它分感应部分，传动放大部分和指示部分三大部分。空盒气压表在船舶上用得比较多，一般放置在驾驶室的海图桌上或海图室中的专用柜里。放置时要求水平、没有热源、温度少变和不直接通风的房间里，最好要有减摇装置，要始终避免太阳光的直接照射，不使用的时候应把盖子盖上。

图1.14国产空盒气压表

空盒气压表的观测：观测前打开盒盖，先读附温表，然后用手轻敲几下气压表大玻璃表面，待指针静止后，读取指针指示的气压值，读数时视线要通过指针并与刻度面垂直，将读数记在记录纸上的气压读数栏内。
将气压表读数进行温度订正、刻度订正和补充修正，即得到船舶的本站气压；如果再进行修正该空盒气压表距离海平面的高度，即得到海平面气压。例如，某船舶某日0800在海图室上进行气压观测，驾驶台高度为20米，测得气压表的读数1015.3hpa，当时气温为21℃，刻度订正值为+0.1hpa，补充订正为+0.3hpa,温度订正值=a·t(a=-0.01)
温度订正值为：a·t =-0.01×21℃=-0.02 hpa,
则船舶的本站气压p＇=1015.3+0.1+0.3+(-0.02)=1015.7
hpa
海平面气压： P = P’ + 20/8 = 1018.2
hpa
五.海平面气压场的基本类型
在观测气象要素的时刻，气压在空间的数值分布称为气压场。而在海平面上的气压数值分布称为海平面气压场，它反映了海平面附近的气压形势。船舶在定时进行水文气象要素后，电传或电报到海洋部门或气象部门后，预报员进行分析和预报，把地面分析资料和分析图电传或电报发给船舶，船舶上所接收到的传真地面天气图，实际上就是海平面气压形势图，图上绘制了等压线，用等压线来反映海平面气压分布的特征。为了便于地面天气图的分析，先介绍海平面气压的基本形式。
1.空间等压面和等压线
1）
空间等压面

等压面（Isobaric Surface）是指在空间由气压相等的点所组成的曲面。由于气压是随时间、地点和高度的变化而变化，所以空间等压面是类似于地形起伏不平的曲面，而且空间等压面的数值是近地面大，而随着高度的升高而减少。如图1.15所示，由图可见，该组等压面的空间分布特征是：等压面的右边向上凸起，对应着是高值区；左边向下凹，对应着是低值区。

图1.15空间等压线和海平面等压线

2）
等压线

根据图1.15所示中，用海平面截去该组等压面，在海平面上得到一组截线，每条截线上大各点气压相等，即为海平面等压线（Isobar）。所谓等压线是指在海平面上把气压相等的各个点的连线。右边是一组等压线的高值区，即表示高气压(High pressure)；左边是一组等压线的低值区，即表示低气压(Low pressure)。高气压在空间等压面上是向上凸起的，类似于高山；；而低气压在空间等压面上是向下凹的，类似于盒地。可见，海平面上等压线的分布情况能清楚地反映了海平面附近空间气压场的分布情况。船舶上收到传真地面分析图，就是海平面气压形势图，它是海拔高度为零的等高面图。
2.海平面气压场的基本类型
由于气压场的分布是复杂多变的，所以海平面等压线的形状及组合也是多样的。气象上主要有以下几种海平面气压场的类型，如图1.16所示。
1）
气压(High pressure) 高气压，又称为高压，它具有准静止时，称高压；而具有
移动性的高压，称为反气旋。它是指由闭合等压线构成的，中心气压高于四周的水平空气涡旋，见图1.16 a)所示。其空间等压面的形状向上凸起的，如高山。
2）气压(Low pressure)
低气压，又称为低压，它具有准静止时，称为低压；而具有移动性的低压，称为气旋。它是由闭合的等压线构成的，中心气压低于四周的水平空气涡旋。如图1.16 b)所示。其空间等压面的形状向下凹，如盒地。
3）低压槽(Though)
低压槽是由低压所延伸出来的狭长区域部分，见图1.16 c)所示。在低压槽中，把等压线曲率最大处的各点的连线，称之为槽线(Though line)。
4）高压脊(Ridge)
高压脊是指由高压所延伸出来的狭长区域部分，见图1.16d)所示。在高压线曲率最大的各点的连线，称为脊线(Ridge line)。
1）
低压区，又称为低压带(Low pressure area)低压区是指两个高压之间的狭长区域，(Depression belt)。
2）
压区，又称为高压带(High pressure area)。高压区是指两个低压之间的狭长区域，(High pressure belt)。
7）鞍形区(Col) 由两个位置对称的高压和两个位置对称的低压分布所组成的中间区域，称为鞍形区，简称鞍。其等压线的空间分布形如马鞍，见图(1.16 e)所示。
以上七个海平面气压场基本类型，它们都是气压系统(Pressure systems)，而不是气象要素。

图1.16几种海平面气压场的基本类型

六.气压系统随高度的变化
任何气压系统都有三度空间分布。由大气静力方程可知，气压系统随高度的变化与它和温度场的配置密切相关。下垫面上的高，低气压系统随高度的升高是加强，还是减弱，主要气压场和温度场的配置情况。
1.温度场与气压场对称的系统
所谓温度场与气压场对称是指系统的温度场与气压场重合，即：温度的冷、暖中心与气压场的高、低压中心相重合，称这样的系统可称为温压场对称的系统，即暖高、冷高、暖低和冷低系统。

图1.17温度场与气压场对称的气压系统的垂直结构

1）暖高压(Warm high pressure)
暖高压是指当温度场的暖中心与气压场高压中心重合时的天气系统。其是指中心温度高于四周的，由闭合的等压线构成的中心气压高于四周的水平空气涡旋。由于中心气温高，所示空气的密度相对要小。根据大气静力平衡方程可知，中心部位的等压面随着高度的上升而越来越向上凸起，如图1.17a)所示。如北太平洋副热带高压、阻塞高压和北大西洋高压等就是其强度随高度的升高，伸展的高度也很高，所以，暖性高压系统属于气压系统随高度变化的深厚系统，上、下气压系统同名，即下垫面为高压，高空也为高压系统。
2）冷低压（Cold low pressure）
冷低压是指温度场的冷中心与气压场低压中心重合时的天气系统。其是指中心温度低于四周的，由闭合的等压线构成的中心气压低于四周的水平空气涡旋。由于中心温度低，所以空气的密度相对要高些。根据大气静力平衡方程可知，中心部位的等压面随着高度的上升而越来越向下凹陷，如图1.17b)所示。如高空冷涡、冰岛低压和阿留申低压等就是属于正涡度值随高度增加而加强的，为气压系统随高度变化的深厚系统，上、下气压系统同名，即下垫面为低压，而高空也为低压系统。
3）冷高压(Cold high pressure)
冷高压是指温度场的冷中心与气压场的高气压中心重合时的天气系统。其是指中心温度低于四周的，由闭合的等压线构成的中心气压高于四周的水平空气涡旋。由于中心温度低，所以中心空气的密度较高。根据大气静力平衡方程可知，中心部位的等压面原本在下垫面是向上凸的，且其是随高度的上升而变得逐渐平坦，再向上等压面则开始向下凹陷，即由下垫面的高压，到高空却变为低压系统，见图1.17c)所示。如在中高纬度大陆上所形成的西伯利亚冷高压、蒙古高压、非洲高压、南美高压和北美高压等都是下垫面为较强的冷高压，而到了高空逐渐变成低压系统，即该天气系统称之为浅薄系统，以中高纬度大陆上出现为多。
4）热低压（Heat low pressure, Thermal low pressure）
热低压是指当温度场的暖中心与气压系统的低压中心重合时的天气系统。其是指中心温度高于四周的，由闭合的等压线构成中心气压值低于四周的水平空气涡旋，由于中心温度较高，则中心区的空气密度小。根据大气静力方程可知，中心部位的等压面在下垫面向下凹陷的，随高度的上升，而变得逐渐平坦，高度再向上则等压面向上凸起，即气压系统由下垫面的低压系统，到高空却变为高压系统，见图1.17d)所示。如热带低压区和热低压等都是下垫面为一个暖低压，到了高空变成一个高压系统，即该天气系统称之为浅薄系统。
以上温度场与气压场对称的系统其中心轴线在空间是与下垫面垂直的。暖高压和冷低压在对流层中可以达到很高的高度，即为深厚系统；冷高压和暖低压系统随高度增加，其强度是减弱消失的，称为浅薄系统。这里值得一提的是，热带气旋是属于暖性低压系统，由于其伸展高度较高，可到达平流层，而在对流层中，热带气旋为深厚的天气系统。即在对流层中，下垫面与高空天气系统为同名时为深厚系统，异名时为浅薄系统。
2.温度场与气压场不对称的系统
温度场与气压场不对称是指下垫面上的高压系统中心和低压系统中心与温度的冷中心和暖中心配合不重合时的天气系统。其中心轴线与下垫面不垂直，倾斜于某一侧。图1.18即为不对称的剖面图。对于高气压，随高度的升高中心轴线向暖的一侧倾斜的，象冷性高压，其温度场的分布为东冷西暖的，所以它的中心轴线向西倾斜，即中心轴线向NW方向倾斜；而暖高压的西南部较暖，则中心轴线便向SW方向倾斜。同理，不对称的低压总是东暖西冷，则中心轴线是向冷的一侧倾斜，即向西倾斜，即是向NW方向倾斜。

图1.18温度场与气压场不对称的气压系统垂直结构

应当要指出的，热带气旋属于暖性低压的气压系统，它在下垫面上气压很低，等压面坡度大，其伸展的高度又特别高，故它为深厚系统。大气中温度场与气压场配置，有时可能是对称的，但很少，大多情况为不对称的。因而气压系统（高，低压）的中心轴线通常都随高度增大而向NW或SW倾斜。

懒猴航海

第四章 水平运动-----风

大气经常处于不断的运动状态之中,一切天气气候的变化都是在空气运动过程中产生的。引起空气相对地球运动的直接原因是水平方向上气压分布的不均匀性。此外，在形成各种形式的运动中，地转偏向力和摩擦力有时也起着很大作用。其主要运动方式包括有规则的大气环流运动和无规则大气乱流运动。有规则的环流运动分为空气的水平方向运动和空气的垂直方向的运动。
风是天气分析和预报的重要项目之一，又是天气预报的重要依据之一。风也是一种对航海有重大影响的气象要素，对船舶航行具有很大影响的海浪和海流就是主要由风直接引起的。船舶在大风浪中航行会造成船舶严重失速，甚至停滞不前，螺旋桨可能露出水面空转，使主机负荷剧变而受损。船舶剧烈颠簸会引起舵效的降低，难以保持船舶航向。若在浅水区还可能使船舶触及海底。船体受巨浪冲击可能发生严重损伤，还会出现“中垂”或“中拱”，使船舶结构变形，严重时能造成船体断裂，严重时还会出现船舶的共振，甚至有导致船舶倾覆的危险。由于风直接作用船舶，还会引起偏航、触礁、碰撞和搁浅现象。当然风的作用使下垫面的热量、灰尘和水分进行水平输送。
一．作用于空气的力
空气受到力的作用，就要改变其运动状态。作用于空气上的力有好多，如：气压梯度力、重力、地转偏向力和摩擦力等。下面就简单扼要介绍这四种力的概况。
1．水平气压梯度力（Pressure Gradient force ）
在热力和动力等因素的影响下，海平面上同一高度的气压值并不相等，因此，就使得等压面的走向并不平行于海平面，而是与海平面构成一定倾斜角度，这样就产生了水平气压水平梯度，并产生水平气压梯度力，从而引起空气的水平运动，即由于在水平方向气压分布的不均匀而产生水平气压梯度和水平气压梯度力。
1）水平气压梯度(-ΔP/Δn )(Pressure Gradient)
水平气压梯度就表示在海平面上气压分布不均匀的程度，它代表单位容积，其与ΔP成正比，与成Δn反比。
ΔP：表示为相邻两条等压线之间的气压差，
中国规定ΔP =2.5hpa或5.0hpa，国外包括日本，英美国家ΔP =4.0kpa。
Δn：表示相邻两条等压线之间最短的水平距离。
气压梯度-ΔP/Δn 的方向：是垂直于等压线（等压线与水平气压梯度之间的夹角是090&ordm;），且由高压指向低压一侧，所以其负号就是表示气压沿水平气压梯度方向是减少的，即-ΔP/Δn 总是大于零的。水平气压梯度的单位是 hpa·m-1，在实际工作中常用hpa/赤道度来表示，1个赤道度等于60海里或约等于111km左右。
水平气压梯度的大小最终与Δn成反比，即Δn大，表示等压线稀疏，则水平气压梯度就小；Δn小，表示等压线越密集，则水平气压梯度就大。所以我们可以根据Δn的大小和等压线疏密的程度来断定水平气压梯度的相对大小。
2）水平气压梯度力
在海平面上，由于在水平方向上气压值分布不均匀，而使单位质量空气的微团在气压场中所受的水平方向上的静压力，称为水平方向上的气压梯度力，用 Gn
来表示，其表达式为：
Gn=-ρ-1·ΔP/Δn
（1.15）
式中：ΔP、Δn分别两条等压之间的气压差和最短垂直距离;
ρ为空气的密度。
从上式(1.15)得，水平气压梯度力Gn的大小与空气的密度成反比，而与水平气压梯度ΔP/Δn成正比，水平气压梯度力Gn方向由高压指向低压，与气压梯度的方向相同。由于空气的密度是随高度的增加而迅速减少，所以水平气压梯度力高空水平气压梯度力Gn大于近地面层水平气压梯度力Gn；当-ΔP/Δn=0时，Gn=0，所以空气不可能产生水平运动，也就没有风了，一般为均压场；当-ΔP/Δn≠0时，Gn
≠0 ，则空气的流动是由高压流向低压。所以水平方向上气压分布不均匀是产生风的直接原因，即水平气压梯度力是风产生的原动力。在地面天气图上，等压线密集处，水平气压梯度和水平气压梯度力一定大，地面风也一定大；反之，等压线稀疏处水平气压梯度小，水平气压梯度力也小，则地面风一定小。
2．水平地转偏向力 An（Deflection force of Earth Rotation）
根据研究，由于大气参与了地球本身的自转运动，因此以相对速度V和地球一起运动，空气质点除了具有向心加速度和相对加速外，还要受到水平地转偏向力的作用。所以地转偏向力主要由于地球自转而引起，故我们有时候把水平地转偏向An力又称里奥利力（Coriolis force）。水平地转偏向力用An表示。在北半球水平地转偏向力An永远作用于运动方向的右侧；而在南半球则永远作用于运动方向的左侧。但应该指出的，水平地转偏向力An与空气运动方向是垂直的，所以不影响速度的大小，而只影响运动方向的改变。其大小表示为：
An=2ω·V·sinφ

(1.16)
式中：ω为地球自转的角速度；
V为空气运动的速度；
Sinφ空气所在的地理纬度的正弦
由（1.16）式得地转偏向力如下性质：
1）由公式 An=2ω·V·sinφ公式得到水平地转偏向力与空气运动的速度成正比。在空气所在纬度相同时，当空气运动速度逐渐增加时，水平地转偏向力也增大；反之空气运动速度逐渐减小时，水平地转偏向力也减小；当空气处于静态时V=0，则就没有水平地转偏向力了，即An=0。
2）由公式 An=2ω·V·sinφ公式得：水平地转偏向力与空气所在的地理纬度的正弦成正比，即在风速相同的情况下，随着纬度的增加而增加，随纬度的减小而减小，当φ=0（在赤道）时，则
An=0，也就是说地转偏向力An在赤道及附近的低纬度海域不适用。
3）水平地转偏向力的方向为垂直于空气运动方向，在北半球指向空气运动方向的的右侧。如北太平洋海上，如实际风的风向为北风，则水平地转偏向力指向W；在南半球指向空气运动方向的的左侧。如南大西洋海面上，如实际风的风向为北风，则水平地转偏向力指向E。
4）水平地转偏向力适用一切运动的物质，也适用天气系统（高气压、寒潮、低气压和热带气旋等的移动，海水的流动、潮汐、海流和海冰的移动等。
5）水平地转偏向力的大小只能改变运动物质（包括空气等）的方向，不能改变运动物质的大小。
⒊ 重力
单位质量空气由于受到地球中心的吸引力的作用，该吸引力为重力,其方向指向地心，即为向下。其大小用来表示：
W = m g
(1.17)
式中：
m 为空气微团的质量；
g 为重力加速度，g是随纬度的增加而增大。
故：重力W是随纬度增加而增加的，但是，重力对空气的水平运动不起作用。
⒋摩擦力
(Frictional Drag)
空气具有向不同方向和以不同运动速度运动时，由于空气之间的粘性、空气与空气之间的摩擦和空气与下垫面之间的摩擦，从而产生一个与空气运动方向相反的力，这力就称为摩擦力，用 R 表示。其大小用公式：R = - k ·V
（1.18）
式中: V是表示空气水平运动速度；
k表示摩擦系数，（其与地面的粗糙度和空气之间的粘性有关）；
负号表示摩擦力的方向与空气运动方向相反。
摩擦力的大小与空气的粘性有关。当粘性大，摩擦力则大；反之粘性小，摩擦力则小。摩擦力的大小还与下垫面的粗糙程度有关，表现为陆地上的摩擦力要比海上大，山地的摩擦力比平坦陆地面的摩擦力要大，城市比农村大，波涛汹涌的海面要比平静的海面大，有风浪的海面要比有涌浪的海面要大。另外摩擦力在垂直方向的分布为低层的较大，随着高度的增加而逐渐减少，下垫面最大，到摩擦力顶（1—1.5km）摩擦力可以忽略不计了。所以850npa以上的高度，我们近似把摩擦力为零，所以850npa以上的高度的大气称为自由大气，而把1km以下的大气称为实际大气（又称为具有摩擦力的大气）。
另外，考虑空气大部分是做曲线运动，在空气曲线运动时，还产生一个惯性离心力C（Inerfial Cenfugal force），其大小为：C=V2/r
(1.19)
式中:V 为空气质点运动的线速度;
r为曲线的曲率半径。
惯性离心力C的方向与空气质点在曲线切线相垂直，并自曲线中心指向外缘。但C相对较小，即在高压和低压外围某处的惯性离心力都是指向外缘，见图1.20所示。但是惯性离心力C比其它四个力都要小，可以说相对较小。

图1．20
高、低气压惯性离心力的方向

可见，惯性离心力和地转偏向力一样都为一个虚力，它只能改变空气运动的方向而不能改变空气的运动大小。但有时候惯性离心力很大，即当在低纬度地区或空气运动速度很大而曲率半径很小时，惯性离心力很大，可能要超过地转偏向力。例如，在海上龙卷风或台风级别的热带气旋的近中心附近，惯性离心力达到最大值，其对海上龙卷风或台风级别的热带气旋的中心结构的形成产生很大影响。
综述作用于空气微团的力，它们对空气运动的影响是不一样的。一般来讲，水平气压梯度力对空气运动的影响是直接动力，是基本力，其力的大小是在空气开始运动前产生并起作用，从而在高空就形成地转风和梯度风，在摩擦层中形成实际风。
二.自由大气中的风
在1km以上的空气在水平地转偏向力、水平气压梯度力和惯性离心力作用下而产生的空气的运动称为自由大气中的风。自由大气中的风包括地转风和梯度风两种高空风。
1.地转风（Geostropic Wind)
1)定义：
地转风是在自由大气（1Km以上）中，在平直的等压线的气压场中，当水平地转偏向力An与水平气压梯度力Gn达到平衡时，即大小相等，方向相反，空气所做的水平直线运动，称之为地转风，用Vg来表示。即：
An = -Gn
（1。20）
2ω·Vg·sinφ=-ρ-1·ΔP/Δn
Vg=-1/2ρωsinφ·ΔP/Δn
(1.21)
2)
地转风的形成过程
地转风的形成:在自由大气中任意取一单位气体容积，设它位于平直等压线的不均匀的气压场中，如图1.21所示。即在平直等压线分布的情况下，原处静止的空气微团因为受到水平气压梯度力Gn的作用，空气微团将开始加速度地由高压向低压方向移动，但是当它一经具有初速度V1时，立即就会出现地转偏向力，其作用方向在北半球是位于初速度V1的右侧,并和它成90度的角度。在地转偏向力的作用下，风向将逐渐向右偏转。随着风速不断增大，地转偏向力也相应地增加，及至地转偏向力与水平气压梯度力达到平衡时风向才停止偏转，风速也不再变化,空气的运动将变为稳定运动，这种空气的运动称为地转风。

图1.21地转风的形成过程

3）地转风的性质
显然，在地转风的条件下，An与Gn相平衡得地转风风速为:
Vg=-1/2ρωsinφ·ΔP/Δn
(1.22)
该式有以下结论：
⑴⑶地转风的风速与水平气压梯度成正比，即: Vg∝-ΔP/Δn。说明在高空天气图中在等压线密集的地方，地转风就大；在等压线稀疏的地方，地转风就小。
⑵地转风的风速与空气的密度成反比，即: Vg∝1/
ρ。说明空气密度大的下垫面附近，地转风就小；而空气密度小的的高空，地转风则大，地转风的风速的大小是随着高度的增加而增加。即在当水平气压梯相同时，高空的地转风大于低层的地转风。
⑶地转风的风速与所在的纬度的正弦成反比，即： Vg∝1/
sinφ。当气压梯度相同的情况下，地转风的大小是随着纬度的增加而减少，随着纬度的减少而增加，即低纬度地区的地转风大于高纬度地区的地转风。但在赤道地区， φ=0&ordm;，sin φ=0,则在赤道附近和低纬度地转风就不存在。
4）地转风的风压定律（法则）：
由图1.21所示，地转风的风向与等压线平衡，即：风场与气压场之间有一定的规律，即地转风的方向是等压线的走向决定，与等压线平行，并沿等压线方向吹。规律为:背地转风而立，北半球，高压在右侧，低压在左侧；南半球，高压在左侧，低压在右侧。见图1.22所示。

图1.22南、北半球地转风的风压定理

5）地转风的计算方法
⑴在海图上，取Δn = 60 n.mile（Δn = 111.1 Km）时，即为1个赤道度时，当ΔP=1hpa 时，将标准情况下空气密度ρ=1293g/m3，代入地转风的公式(1.22)中：
Vg=-1/2ρωsinφ·ΔP/Δn
计算后得到地转风风速公式：Vg=4.78/sinφ
(m/s)
(1.23)
上式可以讨论纬度对地转风的影响，如表1.3所示
表1.3

纬度与地转风速的关系

纬度φº	0º	10º	20º	30º	40º	50º	60º	70º	80º	90º
地转风（m/s）	∞	27.4	14	9.5	7.4	6.2	5.6	5.1	4.9	4．8

当ΔP≠1hpa,
Δn任意时，在我国的传真地面天气分析图ΔP=2.5 hpa或ΔP=5.0 hpa时，则Vg=4.78/sinφ ×2.5/Δn
;
在日本JMH传真地面天气分析图ΔP=4.0 hpa,则地转风的风速为：Vg=4.78/sinφ ×4.0/Δn
例如，当 =30N，ΔP=4.0 hpa,
Δn=1.5时 (在日本JMH的ASAS图中)时（在日本JMH的ASAS图中）,则: Vg=4.78/sin30&ordm; ×4.0/1.5
=25.5
m/s
⑵利用地转风尺来测算地转风
欧美国家及南半球有些国家发布的地面传真天气图上一般附有地转风尺（Geostrophic Wind Scale），如图1.23所示。该图为北半球地面天气图所附的地转风尺.图中的纵坐标代表纬度，曲线是地转风速线（单位为Kn）。它是每隔4.0 hpa 画一根等压线的天气图上所附的地转风尺。利用地面天气图上等压线的分布和地转风尺，可得到任意地区的地转风速。

图1.23不同纬度可用的地转风尺

例如，在ASAS图中，30 N的某处，量得两条等压线之间的垂直距离Δn = 1.5
cm，则通过纵坐标30&ordm;N与横坐标地转风（风速）为a点，从而得到地转风速在30节—40节之间，内插一下即得到地转风风速Vg=30节。
2.梯度风（Gradient Wind）
在自由大气中，等压线经常呈闭合形状，在忽略有摩擦力作用的情况下，沿圆形或弯曲等压线运动的空气质点不仅受水平气压梯度力和水平地转偏向力的作用，而且还要受惯性离心力的作用，如果当三力达到平衡时，即变为稳定的运动。因此，在没有摩擦力作用的条件下沿圆形或弯曲等压线稳定的水平运动称为梯度风,即形成梯度风的条件为弯曲等压线的条件下的水平地转偏向力、水平气压梯度力和惯性离心力三力达到平衡时的空气水平运动
1)
低气压(气旋)中的梯度风
在北半球低气压(气旋)中的梯度风是沿等压线绕中心逆时针方向吹,水平气压梯度力Gn的方向是沿着某点的半径指向中心,地转偏向力An和惯性离心力C是沿着某点指向外缘.见图1.24所示.即:

图1.24
在北半球高气压和低气压中梯度风的受力情况

→
→
→

Gn = C + An



(1.24)

上式（1.24）说明:在低气压(气旋)中,水平气压梯度力Gn总是大于水平地转偏向力An的.在南半球低气压(或气旋)中的梯度风是沿等压线绕中心顺时针方向吹,An,Gn和C三力的方向与北半球相同。低气压(或气旋)的梯度风风速用Vc表示。上式（1.24）转变为:
-ρ-1·ΔP/Δn
=2ω·VC·sinφ+ VC2/r
VC=-rωsinφ±√(rωsinφ)2+r/ρ·(-ΔP/Δn)
当r、ф、ρ、-ΔP/Δn一定时,低气压中梯度风的风速是唯一确定的，去掉一个不合理的根,并进行简化公式得到低气压中最大梯度风的风速:VC
=
-r·ω·sinφ
对Vc= -r·ω·sinφ式得到如下结论:
⑴在低气压(气旋)中,大风区域主要出现在气旋中心附近,在气旋中心点的梯度风为0。故在中心附近等压线密集,外围等压线稀。
⑵低气压(气旋)中梯度风的值是没有限值的.
⑶曲率半径小(曲率大)风力就大;曲率半径大(曲率小),风力就小.
⑷低气压(气旋)的梯度风Vc 随着纬度的增加而减小.
2)高气压(反气旋)中的梯度风
在北半球高气压(反气旋)中的梯度风在某处沿等压线绕中心顺时针方向吹;而南半球高气压(反气旋)中的梯度风在某点沿等压线逆时针方向吹.即An、Gn和C三个力分别为:水平气压梯度力Gn和惯性离心力C沿某处的半径反向指向外缘,见图1.24所示。即:

→
→
→
An = C
+
Gn




（1.25）
该式（1.25）说明:在高气压(反气旋)中,水平地转偏向力An总大于水平气压梯度力Gn的。高压(反气旋)中的梯度风风速用Va来表示.即上式转化为:

2ω·Va·sinф=-ρ-1·ΔP/Δn
+
Va2/r

Va =rωsinφ±√(rωsinφ)2+r/ρ·(-ΔP/Δn)

当r、ф、ρ、-ΔP/Δn一定时,高气压(反气旋)中梯度风风速是唯一确定的.去掉一个不合理的根,简化得到高气压(反气旋)梯度风的最大值,即:

Va =rωsinφ
(1.27)

对(1.27)Va =rωsinφ式得到如下结论:
⑴在高气压(反气旋)中,大风区出现在高压(反气旋)闭合等压线的外围,即闭合等压线的分布为外围密集,而近中心附近比较稀疏；
⑵高气压(反气旋)中梯度风的值是具有限值的；
⑶在等压线曲率不均匀的时候,曲率较小的地方,即等压线平直的地方,等压线一般比较密集,高压中的梯度风大;在曲率较小处,即等压线弯曲较大的地方,等压线稀疏,高压中梯度风就小；
⑷高纬度的梯度风要比低纬度的梯度风要大,即随着纬度的增加而增加；
⑸冬季中高纬度大陆上的反气旋等压线较密集,高压梯度风风大；而夏季等压线就稀蔬,高压梯度风就小.
以上讨论只是对等压线呈弯曲的气旋和反气旋而言.但在实际大气中的等压显得形状比理想情况复杂的多,但是在气旋中气压梯度要大于高压中的气压梯度,故低压中的风速通常比高压中的风速大的多。但理想上,当(-ΔP/Δn)和曲率半径相同的情况下,反气旋中梯度风要大于气旋中的梯度风,即Va>Vc。而地转风的风速比反气旋的梯度风要小,而比气旋中的梯度风要大,即:
Va>Vg>Vc
（1.28）
3.旋衡风(cyclostrophic wind)
在风力特别强的_尺度天气系统中,由于空气微田运动轨迹的曲率半径很小,气压梯度风特别大,即水平地转偏向力An比水平气压梯度力Gn和惯性离心力都小很多,故水平地转偏向力An可以略去,这时空气为C和Gn；两个力平衡所产生的空气的水平运动称为旋衡风。如龙卷风等强垂直运动的天气系统就属于这类空气的运动.即:

→
→
Gn = C
(1.29)
-ρ-1·ΔP/Δn
=
V2/r
即: V=√-r/ρ·ΔP/Δn
为旋衡风的风速大小。
由V=√-r/ρ·ΔP/Δn
风速得,风沿着圆形的密集的等压线吹,而且与等压线有一交角,并偏向低压一侧。故旋衡风是属于在忽略水平地转偏向力An时的梯度风的一个特例,但梯度风要比地转风的效果要好些。如多用于热带气旋和龙卷风等。
四. 摩擦层中的风---------实际风
在近地面 1 km以下的摩擦层中,由于下垫面高低粗糙不平,即空气在作水平运动中,要受到到地面动力引起的摩擦力的作用,使空气水平运动速度减慢,风速减小,并且也破坏了水平气压梯度力Gn和水平地转偏向力An的平衡关系,因而实际风向并不完全沿着等压线方向吹,而是与等压线之间存在一个交角θf。所以风向由于摩擦力的作用而受到干扰,使空气的水平运动变得复杂。
1.实际风向,风速与摩擦力的关系
在自由大气中空气运动是由水平气压梯度力Gn、水平地转偏向力An和惯性离心力C所决定的,其中忽略了摩擦力的作用。但是,在摩擦层中摩擦力R与An和Gn具有同样的量级,所以必须考虑摩擦力对空气水平运动的影响。因此,摩擦层中在平直的等压线情况下,使空气产生水平运动的力有摩擦力R、An和Gn三个力，而且当空气运动达到稳定状态时,三力达到平衡,从而得到:

→
→
→
R + Gn + An=0
(1.30)
在摩擦层中,当水平气压梯度力Gn与自由大气中完全相同,则由于下垫面粗糙的摩擦动力作用,空气水平运动速度比自由大气中要小,因此地转偏向力An也相应减小。水平气压梯度力Gn与等压线相垂直,An和R的合力应与Gn大小相等,方向相反，摩擦力的方向与空气运动方向相反,水平地转偏向力An始终与空气水平运动方向相垂直,在北半球An垂直地面风,且偏向地面风去向的右方，要同时满足上述条件，An、Gn、R、地转风和地面风之间的相互位置见图1.25所示。从图中可以看出,在平直的等压线情况下,空气运动达到稳定的条件必须是Gn与R和An二力之合力相平衡,而这样的条件是只有当地面风偏向于低压一方时才可能发生。其结果必然在等压线与风速矢量之间形成一个角度θf。角度θf与摩擦力R的大小有关,摩擦力愈大, θf也愈大;反之，摩擦力愈小, θf也愈小。θf还应考虑大气稳定度和纬度的关系，稳定度大,纬度低时，θf大；反之稳定度小,纬度高时，θf小。由于下垫面粗糙程度比海面大，所以海面上的θf比陆地小，平坦的陆面θf比山地的θf小。通常，在海面上θf约为10&ordm;—20&ordm;左右(有时用15&ordm;),平坦的陆面上的θf约为20&ordm;—30&ordm;，山地的θf约为35&ordm;—45&ordm;（如台湾海峡的西海岸和台湾东部海岸）。

图1.25在平直的等压线的情况下具有摩擦力时的空气稳定运动

在弯面的等压线情况下，当空气运动达到稳定状态时,必然出现Gn、An、C和R四个力达到平衡状态,即：




→
→
→
→
Gn + An + C + R = 0
（1.31）
所以,在低气压(气旋)中，当水平地转偏向力An、惯性离心力C和摩擦力R三个力的合力与水平气压梯度力Gn平衡时,空气的水平运动达到稳定状态，这时风向向低压(气旋)中心偏转而使空气从气旋（低压）的边缘向其中心辐合输送。所以在摩擦力的作用下,在此半球低压(气旋)中的风（气流）绕中心逆时针（反时针）方向向中心辐合,见图1.26a)所示;南半球低压（气旋）中的风（气流）绕中心顺时针方向向中心辐合.
而在高气压（反气旋）中，当水平地转偏向力An、惯性离心力C和摩擦力R的合力与水平气压梯度力Gn平衡时,空气水平运动将达到稳定状态，这时风向向高压（反气旋）边缘偏转，即也向低压一侧偏转，而空气自高压（反气旋）中心向边缘输送，见图1.26b)所示。所以在摩擦力的作用下,在北半球高气压（反气旋）中的风（气流）绕中心顺时针方向向外辐散;南半球相反,高气压(反气旋)中的风（气流）绕中心逆时针方向向外辐散。

图1.26在北半球的摩擦层中高气压和低气压的气流情况

在摩擦层中,实际风速比相应的地转风速要小,通常在陆面上的风速(取10—12m高度处的风速)约为相应的地转风的1/3—1/2；海面上风速约为相应地转风速的3/5—2/3。计算海面实际风速Vo时,通过可采用公式:
Vo = Vg · 65%
(1.32)
Vo =65%·4.78/sinφ·ΔP/Δn
对于在JMH发布的地面天气图求实际风速Vo =65%·4.78/sinφ·ΔP/Δn
即: Vo =12.43/sinφ·1/Δn (Δn通过尺子量取等压线的最短垂直宽度，并转化成赤道度。其单位为赤道度)
2.风的变化
近地面层的空气受到下垫面的性质影响最大,在摩擦层空气和下垫面之间以及空气之间不断地进行能量交换,而这种交换的强度又与大气的层结有密切关系,如果大气层结是稳定的,则不利于空气的乱流运动,因而气层之间能量交换很小,结果造成了相邻气层中风速相差较大,亦即风速随高度的变化非常迅速；如果大气层结果是不稳定,则风速随高度的变化比较缓慢。另外由于季节、昼夜、下垫面的性质都可影响风的变化.
1)风随着高度的变化
在气压场不随高度改变的情况下,风随高度的变化主要由摩擦力随高度的变化、空气密度和大气稳定情况而引起的。

在摩擦层中,摩擦力和大气密度随增加而减少,因而风随着高度增加而增大。另外，风随着高度的变化还考虑受气压场随高度变化影响。其变化规律是:风随着高度增加而逐渐加大，在北半球风向不断向右偏转；南半球风向不断向左偏转,到摩擦层顶部，风速与风向都逐渐接近地转风。见图1.27所示。

图1.27摩擦层中风随高度的变化

从摩擦层下部边界至30—50m(不超过100m)高的气层,成为近地面层.在这一层中的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。当气层稳定时,不利于乱流发展,上下层能量交换很少,而风速随高度变化迅速,且较明显; 当气层为不稳定时,有利于乱流发展,也有利于上下层能量交换,上、下层风速差变小,则风速随高度变化而比较缓慢。例如在天空有积状云时,大气为不稳定,则上下层风速差小,风速随高度变化比较缓慢;在存在逆温的大气中,可观测到上下层的较大的风速差异.
另外,在摩擦层以上的自由大气中,风随着高度的改变是由气层中的温度分布和大气稳定情况决定的。这里不再详细讨论.
2)风的日变化和风的阵性
⑴风的日变化
在近地面层中,一天中的风速通常是白天大,夜间少的日变化规律.在上层则相反,风速白天小,夜间大。见图1.28所示。风的这种日变化规律主要是由于下垫面的热力性对流和热力性乱流的作用所造成的。白天由于太阳辐射作用,下垫面受热而使得近地面层空气度不稳定,乱流也得到发展,午后乱流最强烈。随着近地面层乱流的发展,上、下层空气对流交换频繁,上层风速大,能量大的空气下传,使得下层风速加大,上层风速减少，午后,下层风速达到最大值,上层风速达到最小值;夜间,乱流明显减弱,下层的风速随之减少,到清晨到最小值,上层风速则增至最大。这里所述的上、下层分界的高度是随乱流的强弱而变化,平均高度约为50—100m米之间。

图1.28各高度上的风速日变化

风的日变化幅度,通常是晴天大于阴天,夏季大于冬季,陆地大于海洋。当有强的天气系统影响时,这种日变化规律不明显或被打乱。另外在乱流比较强的夏季,适合当时天气条件下,日变化作用在中午前后可造成局地大风。沿岸航向的船舶要掌握风的这一特点.
⑵风的阵性
风向随时间的正常变化而来回摇摆不定,风速时大、时小的现象,称为风的阵性,又称之为风的脉动性(Wind Velocity Fluctuation)。阵风则是指在某一段时间里(一般只指在一天中)最大的瞬时风速。例如,气象报告中”今天到明天受南下冷空气影响,海面上偏北风7—8级,阵风9级”的含义即为:平均风速为7—8级,该日最大瞬时风速为9级。图1.29所示为某日白天地面风速的自记曲线,由图上可知风的阵性是很显著的。造成风的阵性的原因主要由于下垫面较强乱流运动。图1.30所示表示,在大范围平均气流上夹带着一个绕垂直轴的小涡旋,涡旋随平均气流一起运动,两种运动叠加使A点风速增大,C点的风速减少，B点和D点风向、风速发生了如图示的改变,实际上在小涡旋每处的气流都会发生相应的改变,因此,若测站P的位置,就可以观测到风的脉动性。

图1.29某日风的阵性

图1.30风的阵性的形成示意图

摩擦层中风的阵性表现的经常而且显著,随着高度的升高,阵性逐渐减弱,一般到2000—3000m以上就不太明显,也可以就没有风的阵性。阵风发生的时间规律是:一天中午后1400时最强；一年中,夏季明显；海洋不太明显,而陆上特别是山地较明显。
3.风在天气图上的表示
1)风的定义和单位
空气相对于地面或海面的水平运动称为风(wind)。风是一个表示空气运动的矢量,它既有大小,也有方向(风向)。
2）风速(wind speed & wind velocity) :风速是指单位时间内空气在水平方向上移动的距离。常用单位有米/秒(m/s)、公里/小时](km/h)和节（海里/小时）（n mile/h）。“节”的风速单位，我国用kn表示,而国外用KT或KTS表示；风速的单位中国、日本和越南等国家有时还在用”级”来表示；单位m/s与kn之间的关系为:1kn=0.5m/s
1m/s=2kn ，也可用航海上通用的的转化,见表1.4所示。目前中国对风的观测是2分钟的平均风速，而国际则采用10分钟的平均风速。
表1.4
风速与 米/秒的 转化

Kn	1-3kn	4-10kn	11-17kn	18-24kn	25-31kn
m/s	1/2kn	1/2kn+0.1	1/2kn+0.2	1/2kn+0.3	1/2kn+0.4

在日常生活和实际工作中，人们习惯于用风力来表示风的大小。根据风对地面物体或者海面的影响的程度，定出风力的等级（Wind Force Scale）。目前，国际上采用的风力等级是英国人蒲福特（Francis Beaufort,1774—1857）于1808年拟定的，故又称之为“蒲福特风级”或“蒲氏风级” （Beaufort Wind Scale），当时将风级划分为0—12级，共13个等级。等级越高，风速则越大；等级越低，风速则越小。自1946年，气象学家们又对风力等级进行了修正，并将风级增至为0—17级，共18个等级。在实际工作中各国家的陆地气象观测站、海上船舶观测站和海洋气象部门所使用的风级都是0—12级，见表1.5所示。船舶驾驶员在进行目测风力和风向时，按海上的观测经验，采用风级来表示风的大小（风速）。那么，级与m/s之间的关系为：

１m/s=0.836B3/2

(1.33)

式中的B为蒲氏风级。

表１．５“蒲氏风级”风力等级表

例如２００１年１２月２０日，受强冷空气影响，华东地区陆上将有偏北风７—８级，黄海南部和东海北部偏北风１０—１１级，则风力用 m/s 来表示为：，华东地区陆上将有偏北风15.5-19.0/s，黄海南部和东海北部偏北风26.5—30.5 m/s。
风作用于物体时或经过障碍物时，在与风垂直的方向上单位面积所受到的压力称为风压（Wind Pressure）,如风速越小，风压也小。风压与风速之间的关系，可用下面的关系式来表示：

P=0.0625V2
(1.34)

式中：P为风压，其单位用N/m2
V为风速的大小。其单位为m/s
例如，某轮2001年12月20日在黄海中部北上，测得风速为30m/s（相当于11级），风向西北，船舶左舷船艏的面积大约为 6×5m2，则船舶左艏舷所受的风压力为:
P=0.1625×302×5×6
=16,875
KN
3）风向(Wind Direction):风向是风（空气的水平运动）的来向，常用两种方法来表示，一种是圆周法 0—360&ordm;顺时针方向旋转；另一种是常用16个方位点法，见图1.31所示。如西南风是指风从SW方向吹向NE方向。这里特别后面要讲的海浪（风浪与涌浪）的方向也是指海浪来向；而海流是指海流的去向；船舶的航向是指船舶运动的去向。而两种表示风向的关系为：如NW风可用315&ordm;来表示；或者说135&ordm;的风向是指SE风。

图1.31为风向的两种表示方法

2．
摩擦层中的风压定律
船舶在海上航行，船舶驾驶员可以根据船舶实测的真风向来判断高、低气压的天气系统大致的位置，即采用海平面的风压定律（白贝罗风压定律）：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。如船舶某日在北太平洋的中低纬度海域测得真风向为偏南风，则采用海平面的风压定律得到高压在船舶所在纬度以南，经度以东的某一扇形弧内；低压在船舶所在纬度以北，经度以西的某一扇形弧内。
对于在海平面气压场的风的分布情况为：在北半球，高气压中的风是等压线方向顺时针方向向外吹，而在低气压中的风是沿等压线逆时针方向向内吹；在南半球，高气压中的风是等压线方向逆时针方向向外吹，而在低气压中的风是沿等压线顺时针方向向吹，见图1.32所示。

见图1.32为北半球海平面上的风

规则为：由于受摩擦力的作用，在北半球低气压区中的气流绕中心逆时针方向向中心辐合，高气压区中的气流绕中心顺时针方向向外面辐散；在南半球则相反，即低气压区中的气流绕中心顺时针方向向中心辐合，高气压区中的气流绕中心逆时针方向向外面辐散。
5.地形的动力作用及地方性风
这里主要讲述局部地形对气流产生的影响。气流在运行过程中，遇到山脉、高山、岛屿、海岸和海峡等地形时，风向和风速将产生不同程度的变化，从而就产生了一些局部环流和有名的地方性风，如中国北方龙口的地方性风相当强烈。了解和掌握它们能保障船舶在海上安全、经济和环保的要求。地形的动力作用有好多，如：
1）绕流
当气流遇到孤立的山地、山峰和较高的岛屿时，气流会出现绕山和岛屿的两側先辐散，过山和岛屿后气流再辐合的现象，并且在迎风的山坡（迎风面）一侧风速增强，在背风的山坡（背风面）一侧风速将减小，而在迎风的山坡会出现反气旋式的涡旋，在背风的山坡会出现气旋式的涡旋，见图1.33所示。高山、山脉和岛屿的阻挡作用和绕流，使实际的风向和风速可根据气压场的的情况来确定。在迎风的山坡（迎风面）一侧一般是加压的，而在背风的山坡（背风面）一侧一般是减压的，即当气流经过在迎风的山坡（迎风面）一侧，气旋的强度是减弱的，反气旋的强度是加强的；当气流经过在背风的山坡（背风面）一侧，气旋的强度是加强的，反气旋的强度是减弱的。值得一提的是，迎风面和背风面两测的风向可能发生很大的差异，其差值在90&ordm;—180&ordm;范围内。因此，迎风面常出现高压脊或脊线，而在背风面常出现低压、低压槽和槽线。

图1.33地形绕流

1）
狭管效应
当气流从开阔海面进入喇叭口式（即狭谷口）时，在峡谷中风速由于狭管效应而加大，风向被迫改变为沿峡谷的走向吹，即形成了狭谷风，如图1.34所示。如我国的台湾海峡就是一个狭管效应较显著的地区，冬季出现NE大风，夏季出现SW大风，见图1.35 1999年12月30日冬季台湾海峡的峡管效应。

图1.34峡谷风
图1.35 1999年12月30日冬季台湾海峡的狭管效应

3)岬角效应
当气流流经向海洋中突出的半岛或山脉尽头时,会造成气流大范围的辐合,流线密集,使风力大大加强,这种现象称为岬角现象,如图1.36所示。南非的好望角、南美阿根廷南部的合恩角、澳大利亚南部的东南角和我国山东半岛的成山角等都存在这种岬角效应,这些地区周围的海域出现大风浪现象,特别在岬角附近海面要比周围海域高出3—4级的风,浪比周围海域高出2—3级的浪。所以，中小型的船舶经过这些海域切莫注意安全航行。

图1.36岬角效应

4)海岸效应
当气流接近于沿着海岸线的方向吹的时候,因摩擦作用,在海陆交界处,海面与沿岸陆地上因风向与的等压线之间的交角在沿岸处发生明显的改变。如果陆地在气流方向的右侧,当气流接近海岸时,流线变得密集,风速增大;反之如果陆地在气流方向的左侧,流线会疏散开来,风速减弱,如图1.37所示。

图1.37海岸效应

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第五章
空气的垂直运动和大气稳定度

大气除有水平方向的运动之外,还有其空气的垂直运动,垂直运动又称为空气对流运动,它包括空气的上升运动和空气的下沉运动。与空气大规模的水平运动相比,空气的垂直运动的平均速率则稍小些。但有时候空气的垂直运动相当强,例如龙卷、热带气旋和热低压等天气系统的空气垂直运动的速率较大。正因为空气的垂直上升运动过程中空气绝热冷却,饱和和水气凝结,才会有云、雨、雪等天气现象发生,垂直上升较强时会出现阵雨,雷雨和冰雹，并伴有大到强风的天气,这是空气一般处于不稳定的状态；如空气中出现逆温,上升运动很弱或没有空气的上升运动时,会出现连续性降水或雾等天气现象, 空气的水平运动很弱，这是空气处于稳定的状态；如空气产生下沉运动,这是天气状况很好，天空少云，风力又较小。所以各种天气现象(如表1.6所示)都是由空气的垂直运动和大气处于稳定与否所定的。表1.6
天气现象符号

天气现象名称	简写符号	天气现象名称	简写符号
霾	∞	雨	·
轻雾	=	雷雨
雾	≡	阵雨	▽
雷暴		阵雪
龙卷		雨夹雪
冰雹	△	雪	*
毛毛雨	，	阵性雨夹雪

一.空气的垂直运动(Air Vertical Motion)
1.空气垂直运动的类型
空气的垂直运动能引起空气中的热量、水汽和固体杂志等的在垂直方向上进行输送,对天气晴好与否、云雾降水、强对流天气、风雨天气、雷暴天气、海上的大风浪和涌浪等现象的形成和发展有着重要的作用。空气的垂直运动的强弱与大气稳定度有着密切的关系。
大气中任何一单位质量空气在垂直方向上的受到作用力要有二个:一个是重力,方向指向地心,即向下；另一个是在垂直方向上气压梯度力,人们常说的浮力,方向指向地心的反方向,即沿下垫面垂直向上。当垂直气压梯度力小于重力时,空气具有向下的加速度,如果该气块原来是静止,就会因此产生下降运动,类似于高气压(反气旋)天气系统中的向下运动气流；当垂直气压梯度力大于重力时,空气具有向上的加速度,如果该气块原来是静止的,就会因此而产生上升运动,类似于天气系统低压(气旋)的向上运动气流。由此可见,空气的垂直运动是由于气块垂直方向上受力不平衡而引起的。所以将空气的垂直运动主要可分为对流与系统性垂直运动两大类。另外空气的乱流也包括微弱的垂直运动。下面将介绍对流,系统性垂直运动和乱流。
1）
对流
对流在气象上通常指空气有规则的升降运动，有时也指局部的上升运动。根据引起对流的不同冲击力，对流可分为热力对流和动力对流。
热力对流也称自由对流，或叫做自然对流。它是由于空气存在着水平温差，由垂直气压梯度力引起的局部上升运动。具体来说，就是由于地面增热不均匀，使地面层空气有的地方冷，有的地方暖。暖的地方，暖空气上升而形成空气上升运动的对流，；冷的地方，冷空气下沉而形成空气下降运动的对流。例如，白天受太阳照射，陆地增加温度要比海面快，沙地增加温度要比泥地快，因而陆地气温高于海面气温，于是陆地上的暖空气就会产生上升运动；较冷海面上的空气就会产生下降运动，这样就形成了热对流。又如海上岛屿与周围的海面，白天岛屿上的空气辐合上升，而海面上空气却下降；夜间则相反，海面上的空气产生上升运动，而岛屿上的空气下降。见图1.38所示。

图1.38
白天岛屿与海洋之间的对流

热对流中的气块在垂直方向上，形成垂直加速度：
α=dω/dt=(T’/T-1)·g
(1.35)
式中：T’表示气块内部的温度；
T
表示周围环境的温度
显然，当T’> T 时，说明：气块内温度高于周围环境的温度时，即：
α= dω/dt>0，空气为上升运动；反之，当T’< T 时，说明：气块内温度低于周围环境的温度时，即：
α= dω/dt<0，空气为下降运动。
动力对流也称为强迫对流。它是由于空气的水平辐合、气流过山时强迫抬升、锋面抬升等机械作用所触发引起的局部上升运动。
对流的特点表现为：水平范围较小，约有几公里到几十公里；持续时间较短，一般为几十分钟到几小时；垂直速度大，一般为1—10m/s，大的可达几十米/秒。如低压的上升运动强烈的话，能造成阵性大风、阵性降水、雷雨、暴雨和冰雹等大气不稳定的天气，但以积雨云Cb为主的天气。
2）
系统性垂直运动
系统性垂直运动是由水平的辐合、辐散、锋面和大地形对空气的强迫抬升作用所产生的。其特点是：水平范围大，约为几百公里到几千公里；持续时间较长，一般为几小时到几十小时；垂直速度小，一般为1—10m/s。虽然垂直速度小，但由于持续时间较长，空气在昼夜内可上升几百米到几公里，因而可造成广大地区连绵不断的阴雨天气。
⑴水平气流的辐合、辐散，可引起系统性垂直运动：在垂直方向上的气层，当垂直气压梯度力大于重力，则气层将产生上升运动；反之，当垂直气压梯度力小于重力，则气层将产生下降运动。由此可见，当底层气流有水平辐合时，就会引起空气的上升运动；相反当气层气流有水平辐散时，就会引起空气的下降运动。在实际大气中，地面低压存在着水平气流的辐合，地面高压必存在下降运动。根据同样的理由，在摩擦层内，低压槽内的锋面水平气流的辐合也引起上升运动；高压脊或脊线上的水平气流的辐散也引起下降运动。所以，低压、高压、低压槽和高压脊间的不同垂直运动，是造成它们具有不同天气的主要原因。

图1.39：辐合、辐散引起的垂直运动

⑵气流过山和沿锋面滑升可产生上升运动
当水平气流遇较大的山脉阻挡时，空气沿山坡向上滑升而产生上升运动；气流过山后又沿着背风坡下滑而产生下降运动。由于地形引起的垂直运动的范围及伸展高度，与风向、风速以及山脉的水平延伸范围和高度有关：当风速越大，风向与山脉走向接近垂直，山脉高且越陡时，则引起的垂直运动越强。这就是地形引起的垂直运动。
当水平气流沿锋面向上滑升时，也引起空气的上升运动。锋面的上升运动由冷、暖空气中垂直于锋面，风速大小及锋面的坡度决定是：当风速越大，风向与锋面走向越接近垂直、锋面的坡度越陡，则上升速度越大。因冷锋坡度一般大于暖锋坡度，故冷锋上的上升速度一般比暖锋上的上升速度大，由此造成了冷、暖锋天气的差别。
3）大气中的乱流。
乱流也叫湍流。它是指以空气微团为单位的空气不规则运动。在乱流运动中，每个空气微团的速度与方向随时间和空间有不规则的变化，其途径杂乱无章。由于乱流运动中每个空气微团的方向不定，因而乱流运动中可存在微弱的垂直运动。实际大气运动中，可看成是有规则运动（如水平运动和垂直运动）与乱流运动叠加组成的。
根据乱流产生的原因，常把乱流分成为热力乱流和动力乱流二种。热力乱流是指当地面各部分增热不均匀时，较热的空气上升，较冷的空气下降，形成不规则的小型气流与小型涡旋。这里强调的，热力乱流与热力对流不同，前者是小规模的，不规则的小型气流与涡旋，而后者是有规则、单体规模比前者大得多的上升与下降气流。动力乱流是指空气流经高低不平的地面或障碍物时，由于摩擦阻碍作用，各部分气流的速度发生了不规则变化，由此而产生的乱流。见图1.40所示。当风速随高度的变化愈大、地面愈粗糙，障碍物愈高，动力乱流就愈强。

图1.40动力乱流形成示意图

实际大气中的乱流常由热力、动力两种原因共同引起。但在地面障碍物多而高、风速大、风速随高度变化大时，主要以动力乱流为主；在风速小，地面受热不均匀时，主要以热力原因为主。
乱流在实际大气中是经常存在的，但乱流时强时弱，这主要与空气温度、大气垂直稳定性、风速随高度变化率有关。在对流层中，乱流容易出现在近地面层、摩擦层顶附近以及锋面附近等地方。近地面层的乱流，一般陆地比海面强；岛礁区比海面也强；白天比夜里强；夏季比冬季强；沿岸、沿海比海洋强。乱流可以在垂直方向与水平方向上输送能量、水汽、动量和大气杂质，它对大气中的蒸发与凝结过程也有一定的影响。
二、大气垂直稳定度
大气中的对流有时发展十分强烈，有时却十分微弱。夏季大陆上的热雷雨由于对流较强，经常发生在下午到傍晚，而海洋上的热雷雨却多出现在半夜到凌晨。为了判断对流运动（如雷雨大风）能否发生和发展，首先介绍大气稳定度的概念。
1、大气垂直稳定度的概念
1）大气层结和大气层结曲线
大气层结指的是大气中温度和湿度随高度的分布，大气层结状况直接影响大气的变化。通常，气象台站就是根据每天探空气球的定时探测资料，绘制某地区的温度随高度的变化曲线，该曲线称之为大气层结曲线（stratification Curve），如图1.41所示。它是随时间、地点和高度的不同而变化，层结曲线是表示环境温度随高度的变化率。

图1.41气温垂直递减率和大气层结曲线

2）大气稳定度的概念。
例如大气中某一高度上有一空气块，它受到一个对流冲击力的作用，空气块产生向上或向下的扰动，那么它以后的运动趋势如何？这主要是取决于空气块周围环境空气的层结状况。通常可能会出现三种情况：
⑴如果空气块在垂直方向上受力扰动后，周围空气有使减速并返回起始位置的趋势时，则大气层结是稳定；（
⑵如果空气块在垂直方向上受力扰动后，周围空气有使它加速远离起始位置的趋势时，则大气层结时不稳定的；
⑶如果空气块被推到任意一位置后，当气块随时都与周围空气取得平衡时，则大气层结时中性稳定。
可见，大气稳定度是周围大气使垂直方向上受扰动的空气块返回或远离起始位置的趋势和程度，又称之为大气层结稳定度（Atmospheric Stability），见图1.42所示。

图1.42大气稳定度的三种状态

2.大气稳定度的判据
大气层结是否稳定，通常用环境空气的气温直减率γ与干绝热直减率γd或者是湿绝热直减率γm的对比来判断。
图1.43所示中，有A、B、C、三空气块，它们在初始时刻均静止于高度为200米的平衡位置上，气温都为12℃，即在200米的高度上，空气块具有与周围空气相同的气压、温度和密度。以下分两种情况讨论：

图1.43干空气或未饱和湿空气层结稳定度示意图

1）假设A、B、C空气块是干空气和未饱和和湿空气（见图1.43所示）。那么,空气在升降过程中，其温度按γd＝1℃/100m变化；A、B、和C三点周围空气的气温直减率γ分别为0.8℃/100m、1.0℃/100m和1.2℃/100m。
A空气块在受外力的扰动，绝热上升100m，到达100米高处的高度时，气温降低1℃，空气块的温度将变为11℃，低于周围环境温度11.2℃，空气块密度大于周围空气，重力使它下降；如果A空气块受到外力扰动，绝热下降100m，到达100高处的高度时，气温升高1℃，温度为13℃，高于环境空气温度12.8℃，空气块密度小于周围空气，垂直气压梯度力使它上升。由此可见，在γ<γd时，空气块受到外力扰动后，不论上升或者下降均有返回起始面的位置趋势，则说明大气层结是稳定的。
同理可知，对B空气块而言，不论外力扰动使它上升或下降到任何高度，它都与周围环境空气具有相同的温度，如外力停止，它也就停下来。故当γ＝γd时，大气层结是中性稳定的，对于C空气块受到外力扰动后，绝热上升到达100m的高度，空气块本身的温度变为11℃，高于周围空气温度10.8℃，密度比周围空气小，垂直气压梯度力使它继续上升；如果外力能使它下降离开原来位置后，它会越来越比周围空气低，即越来越加速下降。所以，当γ>γd时，大气层结是不稳定的。
2）假设A、B、C空气块是饱和湿空气，则当它们受外力扰动后，在垂直升降中空气块的温度按γm变化。同理可知，对饱和湿空气而言，当γ<γm时，大气层结稳定的，当γ＝γm时，大气层结中性稳定，当γ>γm时，大气层结不稳定。
综合上述，总结以下结论：
⑴对于γ<γm时，必有γ<γd，大气层结无论对干绝热过程，还是湿绝热过程都是稳定的，则称为绝对稳定；
⑵γ越小，大气层结越稳定，等温层中γ=0，逆温时γ<0；
⑶当γ>γd时，必有γ>γm，大气层结无论对干绝热过程，还是湿绝热过程都是不稳定的，称为绝对不稳定；
⑷当γm<γ<γd，表示大气层结对干绝热过程是稳定的，对湿绝热过程是不稳定的，称之为条件性不稳定。
绝对不稳定的情形，多发生在夏季下垫面温度比较高的局部地区。午后，太阳辐射强烈，陆面上近地面层空气急剧增温而与上层空气之间的温差加大，常为形成大气的不稳定，即：γ>γd，从而有利于对流的发展和加强，所以夏季大陆上在午后至傍晚之间多有积雨云及热雷雨天气发生。而海洋上水温下半夜至凌晨温度比较高，所以造成海洋上在下半夜至凌晨的热雷雨和大风的天气，海面出现大浪等海况。故在有积雨云、积云和积状云时，大气层结一般为不稳定，对流（上升运动）较强，即γ>γd。
绝对稳定的情况，一般以层状云为主，低层空气的上、下层温差小，有时出现逆温，所以在绝对稳定的大气层结中，γ<γd，出现的云系为以层状云为主而为多的雨层云和层云，出现的天气现象为连续性降水、毛毛雨和雾等。
3、条件性不稳定大气层结
实际大气中，除了绝对稳定、绝对不稳定之外，还有条件性不稳定的层结，且当γm<γ<γd的条件性不稳定的大气层结在实际情况中是常见的。在这种情况下气层稳定与否取决于气层中水汽含量的多少。图1.44中实线代表是层结的曲线γ，虚线代表干绝热线γd，点划线代表是湿绝热线γm。图中情况满足γm<γ<γd。即为条件性不稳定的层结状态。

图1.44条件性不稳定大气对流发展示意图

空气块A未饱和，在外力的作用下，按干绝热线被强迫抬升，到B点到达时为饱和，B点所在的高度称为抬升凝结高度。由B点向上，空气块是湿绝热线上升，到C点与γ线相交，把C点称之为自由对流高度。自C点向上γ>γm，T’ > T，空气块内的温度高于环境温度，空气块必须有外力抬升才能上升，所以把C点所在的高度称为自由对流高度。显然，自由对流高度越低，若空气块中水汽含量越多，对流越容易发展；反之，自由对流高度越高，若空气块中水汽含量小，对流越不容易发展。再往上，两线再次交于E点，当空气块到达E点之后，总有T’<T，即空气块获得的加速度总是向下的，使对流运动不能再继续向上发展，故称E点所在的高度称为对流上限，它大致相当于对流云云顶的高度。
综合上述可知，在C点以下，空气块必须靠外力作用才能上升，因此三角形ABC的面积就代表了空气块自A上升到C点所需要的外部能量，故成为负面积区。三角形CDE面积称为正面积区，因为空气块通过C点后，空气块上升的能量来自于凝结潜热不断加热空气块，这种能量是储藏在大气中的潜在不稳定能量。当空气块湿度足够大时，则有正面积区大于负面积区，称之为真潜不稳定；如果空气块湿度小，则有负面积区大于正面积区，称之为假潜不稳定。显然，只有在真潜不稳定的情况下，低层空气受到垂直方向扰动后，对流才能得以维持和发展。由此可见，条件性不稳定的大气层结状况下，对流发展的重要条件之一就是大气湿度要足够大。
夏季，低层大气气温高、湿度大，容易形成真潜不稳定的大气层结，加之中午前后太阳辐射强烈，地面增温迅速，经常具备局地增热不均匀的热力抬升条件。因此，大陆上在午后至傍晚多出现局部的雷雨、阵雨和大风天气，并伴有雷声。

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第六章
云、降水和雾

云是大气中水汽凝结（凝华）而产生的凝结物，云悬浮在空中，与下垫面有一定的厚度或高度，所以云与雾的差别。：雾是水汽凝结（凝华）物与下垫面有接触的，即贴地的；而云为不贴地的。云的形态千变万化，一定的云状是伴有一定的天气，所以云既是大气运动的产物，在一定程度上又能反映大气的变化趋势。所以，正确观测和分析云的变化，是掌握天气变化规律的一个重要部分。但有些云出现时，会直接引起强烈的阵风、阵雨、冰雪、龙卷或低能见度等恶劣天气现象，特别在海洋上时，云给海上航行船舶的安全会带来严重的危害。当然云就相当于一面镜子，能很好地反映出当时天气的物理状态并能指示未来的天气变化趋势。因此，云被广泛用于预报海上和地方性天气的重要依据。本节主要讲述云的种类、形成过程、演变方式和云的观测方法。
一、云
1、云的形成机制
云是自由大气中热力过程和动力过程的外观表现。各种云都是大气中空气湿度对水面和对冰面来说变得过饱和时才形成的。大气中使水汽达到饱和状态一般有两种途径。一是空气冷却，使饱和水汽压减小到小于当时的实际水汽压；二是增加空气中的水汽，使空气中的实际水汽压增加到当时温度下的饱和水汽压；或者是这两种途径共同作用的结果。但实际上以两种因子的共同作用的结果为多。但是，空气的冷却作用可以很大，而要使水汽含量的不断增加，两者中降温作用比增加湿度作用要大10～20倍，所以降温是有利于云的形成。
在自由大气中，云的形成主要是空气上升膨胀冷却的结果。形成云主要是空气绝热上升膨胀冷却的结果。空气的上升运动不仅能降低温度，而且能使低层的水份、气溶胶质粒源源不断地向空中输送。由于起因的不同，空气中上升运动有不同形式，而每种上升运动都能形成相应的云的形状。可归纳如下：
1）暖而有浮力的空气块。在条件性不稳定的环境中局地上升，形成对流云。对流云的生命期很短，只有几分钟到几小时。
2）稳定空气的被强迫抬升时，就会形成层状云。层状云范围大，边缘很模糊不清，其生命期可达到几十小时左右。
3）空气流经丘陵山脉时，由于被地面抬升作用而形成地形云，其维持时间往往很短，但当风很稳定时，可维持较长时间。
4）由于大气中波状运动的发展，也可形成波状云，这类云垂直厚度比较小，一般只有几十至几百米。有时也可达2～3km，水平范围可伸展到几十到几百公里。
5）混合冷却，当温度和湿度不同的两团未饱和空气混合后，可能达到饱和或者过饱和。例如锋面气旋的前部、后部和锢囚锋两側的锋面雾就是一种水平混和的冷却过程和垂直混和冷却的结果。
6）平流冷却，辐射冷却和蒸发冷却。
7）大气中由于局地急剧减压所造成的绝热膨胀冷却也可以形成云。这个过程是造成陆地龙卷和水龙卷的漏斗云的原因。
所以，为了容易记，可将云的形成条件简单归纳为下列公式：

空气上升运动 ＋ 水汽（空气饱和）→云的形成；

下沉运动
———→云消散。

2、云的分类
云的种类繁多，形态各异，千姿百态，形状各异，气象上通常根据云的云底部高度、外形特征及云的物理成因等方面进行分类。
1）根据云底高度、外形结构和成因进行分类
根据国家标准（GB），国家质量技术监督局2000年2月1日发布并实施的《船舶海洋水文气象辅助测报规范》中采用的是《中国云图》中的分类，它是根据云底部高度将云分为高云、中云和低云三族，然后按照云的外形特征、结构和成因划分为十一属。见表1.7所示。
2）按照云的物理成因，上升运动的特点和云的形态进行分类，将云分为：积状云、层状云和波状云三种基本类型，见表1.8所示。
表1.8
云的物理成因、上升运动特点进行分类

云型	高云	中云	低云
层状云	卷层云（Cs）卷云（Ci）	高层云（As）	雨层云（Ns）
波状云	卷积云（Cc）	高积云（Ac）	层积云（Sc
积状云			淡积云（cu.hum）
			浓积云（cu.cong）
			积雨云（Cb）

表1.7
按云底高度进行分类

云族	云底高度	云属		降水特点
		中文学名	国家缩写
高云	>5000米	卷云	Ci
		卷层云	Cs
		卷积云	Cc
中云	2500～5000米	高层云	As	连续性或间歇性雨或雪
		高积云	Ac
低云	<2500米	层积云	Sc	间歇性微弱的雨或雪
		层云	St	毛毛雨
		雨层云	Ns	连续性中～大的雨或雪
		碎雨云	Fn	附属性云
		积云	Cu
		积雨云	Cb	阵性降水

3、各种云的组成和形成
1）低云
多由水滴组成，厚的或垂直发展旺盛的低云则是由水滴、过冷水滴、冰晶混合组成。云的底部高度一般在2500米以下，但又随季节、天气条件及不同的地理纬度而有变化。大部分低云都可能产生降水，雨层云常有连续性降水，积雨云多有阵性降水，有时降水量很大，层云可能产生毛毛雨。其分类为（见表1.7所示）：
积云（Cu）：积云个体明显，底部较平，顶部凸起，云块之间多不相连；由空气对流、水汽凝结而成的云。它可按对流强度大小可分为：对流强的浓积云和对流较弱些的淡积云，即水平宽度小于垂直宽度的为浓积云；水平宽度大于垂直宽度的云为淡积云。
积雨云（Cb）：云具有浓而厚，云体面积一般较庞大，很像耸立的高山，顶部已开始冻结，呈白色，轮廓模糊，有的有纤维般的结构。底部十分阴暗，常有雨幡下垂并伴有碎雨云。积雨云多由水滴、过冷却水滴、冰晶、雪花组成，有时还包含有散粒、雹。在云体内有强烈的上升、下沉气流区，可观测到速度为几十米/秒的上升、下沉气流，并经常出现起伏不平的云底。积雨云是对流发展的极盛阶段。发展成熟的积雨云常产生较强的阵性降水，可伴有大风、雷电等现象，有时还会降冰雹，偶尔有龙卷风产生，海面上会出现大到巨浪。
层积云（Sc）：云块一般较大，在厚薄、形状上有很大差异，有的成条，有的成片，有的成团。常呈灰白色或灰色，结构比较松散，薄的云块可辨太阳的位置，厚的云块比较阴暗。云块常呈行或呈波状排列。层积云厚度一般从几百米到二千米。多由直径为5－40微米的水滴组成。在冬季出现的积雨云也可能是由冰晶或雪花组成。层积云在多数情况下，是由于空气的波状运动和乱流混合作用使水汽凝结而成。有时是强烈的辐射冷却而形成的。一般表示天气比较稳定，不过层积云逐渐加厚，甚至融合成层则表示天气将有变化。低而厚的层积云往往产生降水。
层云（St）：云体一般均匀成层，呈灰色很像雾，云的底部很低，但不接触地面。层云一般由直径5－30微米的水滴或过冷却水滴组成。厚度一般为400～500米。层云是在气层稳定的情况下，由于夜间强烈的辐射冷却或乱流混合作用使水汽凝结或雾的抬升而形成。层云经常在日出后因气温上升，稳定的气层遭到破坏而随之消散。有时层云也会下毛毛雨或者米雪。
雨层云（Ns）：雨层云低而漫无定形，云体一般均匀成层，能完全遮蔽日月，呈暗灰色或灰白色，云的底部常伴伴有碎雨云。云层水平分布范围很广，常布满全天。云层厚度达4000～5000米。雨层云的下部一般由水滴或过冷却水滴组成。北方出现的雨层云中，上部常由冰晶或冰晶组成。雨层云多出现在暖锋云系中，（有时出现在其他天气系统中），由整层的潮湿空气系统性滑升，绝热冷却而形成。它往往会造成较长时间的连续性降水，农民谚语的“天上灰布悬，雨丝定连绵”即指雨层云的降水状况。
2）中云
中云多由水滴、过冷水滴、冰晶或它们混合而成，有的高积云也可由单一的水滴组成。云的底部高度通常在2500～5000米之间。高层云有时常产生降水，薄的高积云一般无降水产生。
高层云（As）：云体一般成均匀分布，灰白色或灰色，云的底部常有条文结构，多出现在锋面云系中，常布满全天。高层云一般由直径5—20微米的水滴、过冷水滴和冰晶、冰晶混合组成。
高积云（Ac）：云块较小，轮廓分明，在厚薄、层次上有很大差异，薄的云块呈白色，能见日月轮廓，厚的云块呈暗灰色，日月轮廓分辨不清。常成扁圆型、瓦块状的鱼鳞片或水波状的密集云条。高积云由水滴或水滴冰晶混合组成。日月光透过薄的高积云常由于衍射而形成内为兰、外为红的光环和华。高积云的成因与层积云类似。薄的高积云稳定少变，一般预示晴天，民间有“瓦块云，晒煞人”、“天上鲤鱼斑，晒谷不用翻”的说法。厚的高积云如继续增厚，融合成层，则说明天气将有变化，甚至会产生降水。
3）高云
高云全部有细小的冰晶组成。云的底部高度通常在5000米以上。高云一般不产生降水，冬季北方的卷层云、卷云偶尔也会降雪，有时可以见到雪幡。
卷云（Ci）：云体具有纤维状结构，常成白色，无暗影，有毛丝般的光泽，多成条状、片状、羽毛状、钩状、团状等。卷云由冰晶组成。
卷层云（Cs）：云体均匀成层，透明或成乳白色，透过云层日月轮廓清晰，地物有影，常有晕的现象。卷层云加厚降低，系统发展，多预示有天气系统影响船舶观测站，故民间有“日晕三更雨，月晕午时风”等说法。但是如果无明显发展，甚至云量减少，未来天气也不会有明显变化。
卷积云（Cc）：云块很小，呈白色细鳞片状，常成行、成群排列整齐，很像微风吹拂水面而成的小波纹。卷积云通常是由高空大气层结不稳定产生波动而形成的。如果天空中存在卷积云时，如与卷云连接，并系统发展，一般均预示将有天气系统影响船舶观测站，常有阴雨、大风天气。农民谚语中的 “鱼鳞天，不雨也凤颠” 即指这种情况。
4）积状云的形成
积状云（Cumuliform
cloud），又称为对流云，是垂直对流发展而形成的云块，主要包括淡积云、浓积云和积雨云三类，积状云形成于不稳定自由对流的大气中，是大气层结不稳定的标志。在同一气团内部，单纯由热力对流形成的积状云具有孤立、分散和垂直发展的特点；由锋面强烈抬升，由暖湿空气形成的积状云常沿锋面平行排列，形成一个狭长的积状云带，见图1.45所示。

图1.45积雨云的形成

当空气受到热力或动力抬升之后，能否形成积状云，主要取决于对流上升所能达到的高度，如图1.45a所示，如果对流上限高于凝结高度，则淡积云就形成了，见图1.45b所示；当对流上限超过过凝结高度很多时，云体就会变成高大臃肿，云顶变成花椰菜状，表明浓积云形成，见图1.45c所示；对流继续向上发展，则浓积云顶往上伸展，最后发展为积雨云，如图1.45d所示。可见，要积雨云形成，并不断发展，气层中必须具备大量潜在不稳定能量，以转化成空气上升的动能。强盛的积雨云中对流运动强烈，上升气流可达20～30m/s，最大曾观测到60m/s的上升运动速度，下沉气流也可有10～15m/s，说明云中乱流也十分强烈。它可产生阵性降水、阵性大风和雷暴等剧烈的天气现象，海面上还会出现大到巨浪。
5）层状云的形成
层状云系是大气降水的主要源泉之一，天气扰动造成的大量的，具有大范围暖湿空气抬升是形成降水性层状云系的主要因子。低气压、低压槽、槽线和锋面气旋的低空气流有大范围的水平辐合，从而造成的大范围缓慢而持续的空气抬升运动，把低空的水汽向上输送，形成层状云系(Cs、As、Ns和Ci)。另外，通过湍流或冷却也可形成层状云，如Ac、Sc、St云系。
层状云（Stratiform cloud）是均匀如幕布状的云层，范围较大，（如图1.46所示），其中主要包括卷层云、卷云、高层云、雨层云，有时把高积云、层积云和层云也括在层状云中。天空有层状云，大气为稳定层结，层状云的上部通常有逆温层存在，云不易向上发展，只有水平方向的伸展，云顶较为平坦，形如海面起伏；从云的上空俯瞰，似“云海”（sea of cloud），十分壮观。

图1.46 系统性层积云形成

图1.47
层云的形成

另外，在低压和低压槽中，由于气流的辐合上升，可以形成高层云As，卷层云Cs，甚至雨云层Ns；气流越过山时，如果大气稳定，湿度又比较大，在迎风坡的一侧形成层状云，高层云As，卷层云Cs。
近地面层发生较强的乱流时，乱流顶部形成乱流逆温，逆温层下聚集大量的水汽；同时乱流上升所造成的乱流层的上部的降温作用，见图1.47所示。使空气中的水汽达到饱和状态而形成较低的层云，所以，层云（St）也是低层大气层结稳定的标志。
6）波状云的形成
波状云（wave cloud）是指在某一大气层中，由于大气的波状运动，小规模的湍流，细胞状涡旋环流和辐射冷却等作用，可引起波状云。如卷积云（Cc）、高积云（As）和层积云（Sc）。这些云的特征是外表不均匀，观测这些云的特征多少呈有规则的波动，皱纹和云浪，如平静的海面。
大气中有空中逆温层存在时，逆温层上下空气密度和气流速度都有较大差异，如同在大气交界面上容易产生波浪一样，在逆温层附近容易产生气流的波动。水汽条件适当时，波峰处空气上升绝热冷却，即形成云，波谷处空气下沉绝热增温，即无云形成，见图1.48所示。如果在波动之前该处已有厚度均匀的层状云存在，则在波峰处的云层加厚，波谷处云层减薄以至消失，从而形成厚度不大，保持一定间距的平行云条，呈一列列或一行行的波状云。

图1.48波状云的形成

层积云Sc是较低的波状云，云的底部高度只有1000米左右。它是由空气的乱流作用造成的。乱流逆温层附近如果产生波动，则形成波状云——层积云（区别于层云）。另外，气流越山后，在背风坡的气流波动也能形成波状云。
由以上介绍云的形成过程可以看出，任何一种云都是与大气运动相联系，即在一定天气条件之下所形成的。它具有千变万化的，但也具有一定规律性。所以，航海上，船舶在装卸过程中可以根据天空中云的云状及变化，来预测天气，并确定装卸货关舱和开舱的时机，以防货损。
4．云的外形特征，见表1.9所示

表1.9 云状特征比较表

5．典型锋面云系分布和天气特征
1）．暖锋云系
暖锋的特点是锋面坡度常小于1/100，在暖、湿空气沿锋面向上缓慢向上滑升时，便可形成有规则的云系。当地面暖锋过境前，先出现由暖空气沿锋面滑升，而产生层状云，见图1.49所示的暖锋云系。这些云随着暖锋的逼近而高度逐渐下降。暖锋到来前，先出现的云为卷云（Ci），后为卷层云（Cs），当锋面更近时，就可见到高层云（As），接近锋面有300～400km以内，就可见到雨层云（Ns）。

图1.49暖锋云系

暖锋云系常因季节、地理位置和气团性质不同而有差异，例如我国华东地区的春、夏季，常有暖湿不稳定的空气，暖锋上常可产生积雨云、阵性降水和雷暴天气。
2）冷锋云系
冷锋是在冬季和春季的中、高纬度船舶海上航行时最常见的一种锋面，航行是应特别注意。根据冷锋和高空槽线的配置、移动速度和垂直运动速度等特点，可将冷锋分为第一型冷锋和第二型冷锋。
第一型冷锋：其地面锋线一般位于高空槽的前部，移速慢，坡度小，暖空气沿锋面缓慢上升，云系和降水的分布和暖锋大致一致，见图1.50所示。但排列次序相反，且云系主要在冷锋的后部，不会出现对流性天气。

图1.50第一型冷锋云系分布

第二型冷锋：又称为急行冷锋。地面锋线一般位于高空低压槽后或者槽线附近，它移动速度快，坡度大（约为1/70），低层锋面特别陡峭，因此，暖空气在冷锋前强迫抬升剧烈，特别是在夏半年，当暖气团潮湿而不稳定时，在地面锋面附近常发展起旺盛的积雨云（Cb），伴有对流性天气.冷锋前有Cc、Cs、As和Cb，冷锋后有Fn和Sc等云。见图1.51所示。

图1.51第二型冷锋云系分布

海洋上的雾和降水

雾，其英文为fog，它是一种天气现象，雾的出现是影响海面能见度的首要因素，降水对海面能见度也有一定的影响。不论在海洋还是在港口，当发生浓雾和强降水时，海面能见度将变得十分恶劣，对船舶的活动带来很大影响。国内外大量的海事表明，有70%以上的海事是由海面能见度不良的情况下造成的。即使备有雷达，ARPA等现代化导航仪器，船舶仍有偏航，搁浅，触礁和碰撞的危险。因此船舶驾驶人员应具备海洋上的雾的有关知识，掌握雾的生、消的规律和特点，以及海雾的分布，以达到船舶在国内，国际航线营运中安全，经济和环保的目的。本章主要介绍海洋上的雾的分布、特点和成因及降水的类型等。

§3.1
雾及其分布

雾（fog）是指水汽凝结物（小水滴和小冰晶）悬浮在地面层空气中，使水平能见距离小于1km（或0.5海里）的天气现象。如海面的水平能见度在1~10km（0.5海里~5海里）称为轻雾（Mist 或Slight fog）。某些雾的形成与大气层结的稳定性有关，即与逆温有关。
一.
大气中的逆温
1.
逆温对天气的影响

对流层中的温度变化一般为气温随高度的增加而降低，即：温度层结一般是γ>0。但是有时可能在某一气层内出现气温随高度增加而上升（或不变）的现象，即：γ=0或γ<0的现象，即称为逆温；这样的气层称为逆温层。显然，当存在逆温时，γ<γm，大气层结为绝对稳定。逆温的作用是逆温层好像一个盖子，能有效地抑制对流的发展，阻挡热量、水汽和大气杂质等向上传送，将之稳定在逆温层的下部。当在高层上空有逆温时，一般逆温层下的上升运动很难突破它，而在逆温层下形成层状云，并易形成雾和低云等天气现象；只有在低层大气极不稳定的情况下，上升运动才有可能突破逆温层而向上发展。由此可见，大气中的逆温，对天气有重要影响。
2.
逆温的种类
根据逆温形成过程的不同，将大气中的逆温分为以下几种类型，即：
1).
平流逆温

暖（湿）空气流经到冷的陆面和海面，在近地面层内，产生气温随着高度的增加而增加的逆温称之为平流逆温。如图3.1所示的暖（湿）气层中，气温随高度的分布原为abc线，暖（湿）空气受冷的陆面或海面的影响产生冷却作用后，底层空气在受到下垫面影响而迅速降温，上层空气降温少，则在垂直方向气温随高度而增大，即bd线，从而形成逆温，如果在暖（湿）空气与冷的下垫面之间温差越大，则平流逆温就越强。

图3.1
平流逆温的形成培训教材陈家辉 P4

平流逆温伴随暖（湿）空气的活动而出现的，因此它可以在一天中任何时间，而且水平范围较广，持续时间较长，有时可达几天。海上的海雾就是在平流逆温层结下形成的。所以，平流逆温的垂直厚度远少于水平范围，夜间平流逆温要强于白天。海上主要是由低纬度的暖气团在移动过程中，在水温与**差值如适合的话，会形成大范围的平流逆温，并产生大范围的天气现象—平流雾。
2).
辐射逆温
晴天、微风的夜间地面辐射冷却，使贴近地面的空气降温多，而上层降温少，则在垂直方向上气温随高度增加而上升形成辐射逆温。辐射逆温形成的条件就是在陆上、晴空的夜间和微风的情况下才能形成的。如图3.2所示。

图3.2
辐射逆温

辐射逆温有明显的日变化的，一般而言，辐射逆温在半夜后形成，日出前最强，日出后随着下垫面的增温，逆温层便由下而上消失，其消失时间多在9—10时，比较强的辐射逆温午后才能消失。辐射逆温现象以秋、冬季的中、高纬陆地出现最多，冬季最强，消失也慢。在逆温层下部，当气温降至**温度时，常会出现霜、露和辐射雾等天气现象，就像近年来入冬后陆上出现大片的辐射雾和港内的辐射雾就是辐射逆温所引起的。
3）锋面逆温

在锋面上冷、暖气团的交界的过渡层内形成的逆温，即锋面形成后冷气团把暖气团抬升而在垂直方向上气温随高度上升而增温的现象，称为锋面逆温，如图3.3所示。因为锋面自地面向冷空气
一侧倾斜，所示锋面逆温只能在冷气团一侧才能观测到，并且距地面锋线越近，锋面逆温高度越低；距地面锋面越远，锋面逆温高度越高。

图3.3
锋面逆温

4）下沉逆温

图3.4所示，当某一气层发生下沉运动时，因气压逐渐增大以及空气向水平方向的辐散，使其空气层的厚度减少（h’<h）。如果下沉过程是绝热的，当下沉到某一高度上时，有可能出现气层顶部温度高于底部温度从而形成逆温层。这种因整个层的空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。

下沉逆温一般出现在高气压区内。范围广，厚度大，在离地面数百米到数千米的高空都有可能出现，下沉逆温在副热带高压的上空由于盛行下沉气流，而常存在中层，导致在副高中心区域维持晴朗少云和闷热的天气。

图3.4
下沉逆温的形成

5）乱流逆温

由于低层空气的乱流混合而形成的逆温，称为乱流逆温。大气中的乱流交换强度在各高度上不是均匀的，在某一层可能很强，而在该层之上就比较弱。这种现象经常在摩擦层上层和自由大气中发生，摩擦层中更多些。在摩擦层内由于动力和热力原因而引起的强烈乱流交换运动，促使温度的垂直递减率接近于绝热状况。而层结曲线由图3.5图中虚线转变为图中的实线，但在摩擦层之上的空气层中乱流运动却非常弱，因此那里的层结曲线仍然保持着原来的位置，这样就在磨擦层顶部和以上空气层的过渡高度上就形成了逆温。

图3.5
乱流逆温培训教材
陈家辉 P46

乱流逆温的垂直厚度一般不超过几十米，其形成高度是随着乱流交换运动的强弱而定。

二.
.雾的分类与特点

在海上及海岸区域能常见到好多种类雾，按照其主要成因和特点大致分为两大类：一类是主要受下垫面影响形成的雾，如辐射雾，蒸汽雾和平流雾等；另一类与某些天气系统活动有关，如锋面雾等。实际上雾的形成往往有多种因素共同作用的结果，一般来说，内陆和港内地区发生的雾以辐射雾为主；海洋和沿海地带上形成的雾在夏季的平流雾，而冬季海洋上以锋面雾为主，冬季高纬度冰缘之间或港内发生的雾以蒸汽雾为主；而锋面雾则是伴随锋面天气系统而产生和移动。当贴近下垫面的低层空气达到饱和状态，而空气中有凝结核存在时，空气中的水汽就开始凝结出小水滴或小冰晶悬浮在空气中，使海上水平能见度下降，达到一定的浓度即形成雾。对形成雾的条件就是使得未饱和空气变成饱和空气或过饱和状态，使得空气中的相对湿度达到80—90%时，成雾的概率较大，特别注意的是在海洋上由于存在大量盐粒，故其形成雾的相对湿度更小些，一般在70~80%就可以形成海雾。形成雾的有以下几种过程。
①冷却过程：在空气中的水汽含量不变的条件下，降低温度使空气达到饱和状态而发生凝结；
②蒸发过程：气温不变，通过水面蒸发过程使空气中的水汽含量不断增加，使空气达到饱和或过饱和状态而发生凝结；
③既有冷却，又有蒸发过程。
1.
平流雾（Advection Fog ）

暖湿空气流经到冷的海面或者陆面时，受冷的下垫面的影响、降温，使暖湿空气达到饱和或者过饱和状态，凝结出小水滴和小冰晶悬浮在近地面空气中，而形成的雾称之为平流雾。平流雾形成的根本原因就是暖湿空气流经到冷的下垫面（海面或者陆面），从而在水面、海面或陆上产生平流雾，当然形成在海上的平流雾，又称为海雾（Sea
fog）。海雾的形成具备一定的条件、一定的特点和一定的分布特点。
1）平流雾形成的条件：
平流雾的形成的条件，如干湿球温度差值和海水温度与**的关系，风场、水汽含量以及大气层结等因素。
⑴要有冷的海面

根据长期海上观测表明，水平温度较大的海陆交界区域和冷、暖海流交汇处的冷海流一侧的海域是形成平流雾（海雾）的必要条件，且发生的概率和形成雾的浓度都较大。例如，在北大西洋上夏半年，拉布拉多海流（冷）和墨西哥湾流（暖）在冰岛以南附近海域相遇，在拉布拉多海流一侧形成世界上最著名的雾区；另外，夏半年在源于白令海和鄂霍茨克海的亲潮在日本北海道以东至阿留申群岛以南与黑潮相遇，在亲潮的一侧形成北太平洋上著名的海雾区。冷海面是形成平流雾的基本条件，每个海域上的平流雾发生时，其表层海水温度有大致的界限。例如，据调查，西北太平洋上，有利于平流雾发生的表层海水温度应低于摄氏20&ordm;C，在海水温度高于20℃的海域，平流雾逐渐减少，而在海温超过25℃的等水温线的海域内，不再有海雾发生。中国沿海的平流雾，表层海温界限在于20℃左右，而在黄海北部的夏半年（8月）海水温度界限为24℃时，仍有平流雾发生。
⑵适当的海气温差

适宜的海、气温差是形成平流雾的重要条件之一。春夏季节，大气增温，暖湿空气活跃，空气温度t高于海水温度tw，是海上形成平流雾的多发季节。根据海洋局水温站资料可以看出：我国山东南部沿海4—6月份的海、气温度差（t—tw）都大于零，这些月份恰好这些海域的海雾的盛雾期。8月份以后，海一气温度差开始变小，并向负值转变，海雾也骤然消失。通常，船舶驾驶员一般都认为t—tw>0且之差值越大时，越有利于海雾的形成。另根据观测资料，我国长江口外海域和日本北海道以东的洋面至阿留申群岛之间海域，海雾主要集中发生在t—td在0℃—6℃度之间，其中t—td的温差为2℃—4℃，海雾的发生频率最高；日本海和北太平洋的其海域t—td之差为1℃—2℃时海雾发生的频率最高；当t—td< 0℃，或t—td> 8℃时，平流雾很少发生。由此可见，适宜的海、气温差是形成平流雾的必要条件。
⑶合适的风场

风场共包括风向和风力两部份，合适的风向就是把暖湿空气吹到冷的下垫面，即最佳风向与海面等温线垂直；而适宜风力就是风不要太大，也不能没有风力，形成平流雾的风力一般为2~4级。这样，既有利于不断输送大量的暖、湿空气，同时又有一定强度的乱流使雾达到一定的厚度。风力大于6级时很少出现平流雾。所以中国沿海的海雾发生的有利风向通常是：黄海和东海主要为SE或Sly风，海南省东海岸以Ely为主，在黄海北部为SE或Sly风和山东半岛北部沿岸的有利风向为Nly或NE风。英吉利海峡的海雾发生时多为SW风。
⑷充沛的水汽（即空气湿度大）

平流过来的暖湿空气要含有充沛的水汽，即湿度大。在其他的条件满足时，一旦接触冷海面便容易达到饱和而形成平流雾。因此当源源不断的暖、湿空气来补充时，海雾将能维持和进一步发展。
⑸低层有逆温层结

据统计，在能见度小于500m的平流雾中，90%以上都有明显的逆温层结。当暖、湿空气到达较冷的海面时，低层大气层结趋向稳定并产生平流逆温。它能有效地抑制低层大气中对流的发展使低层的水平凝结物和一般凝结核不易扩散到高空，有利于平流雾的形成和维持。所以形成平流雾的大气层结为γ< γm的情况。
2）平流雾的特点
⑴浓度大和厚度厚。特别是在海上出现平流雾时，水汽充沛，雾滴浓密，有时伴有毛毛雨。因此，雾的浓度往往很大，海面能见度十分恶劣，甚至出现水平视程小于50m的情况。雾的厚度常可达几十米至几百米以上，遮天蔽日，严重影响船舶驾驶人员的正常了望、物标定位和天体定位。
⑵平流雾在一天中任何时刻都可形成或消散。在沿岸的平流有明显的日变化，一般早晚浓，中午前后浓度一般较稀，而在大洋中的平流雾，其生成的时间及浓度没有明显的日变化。
⑶持续时间较长。
在中国东部海域所形成的平流雾，持续时间一般都在2—3天，有时达4天。例如，在上海的长江口1993年4月12日—19日连续8天被雾遮盖，1973年7月1日到29日在中国成山头沿岸雾日可达30天。
⑷水平范围广。通常可达数百，甚至数千公里，形成大片的雾区。1988年6月10日一次海雾使整个黄海海域笼罩在同一片雾中。
⑸随风漂移，常伴有较多的层云，并向下风方向扩展。当条件适当时，海雾可以登陆并会深入内陆几十公里。沿岸陆地及港湾，早晨气温最低时，大气层结稳定，对海雾登陆最为有利，雾来临时，往往先见到大片破碎的层云，随后贴近海面的大雾涌上岸来，中午日照最强，地面增温迅速，受热力作用，上升气流和乱流加剧，这时海雾不易登陆，如能登陆，海雾将被抬升成为层云，随风漂移。
3）平流的生消规律

平流雾的形成是在以上条件都有满足的情况下，当然它有明显的年变化，即：春、夏季多，秋、冬季少。而且海上的平流雾在中高纬出现的时间为夏季，冬季中高纬很少出现平流雾，而出现在中、纬度的海域。平流雾形成的区域一般是在：入海高压的后部；副高的西侧；锋面气旋前部的无降水区内；冷暖海流交汇处的冷海流一侧；秦岭静止锋的南侧等。如中国沿海的平流雾主要形成在黑潮分支——台湾暖流与中国沿岸流交汇处，在沿岸流一侧；日本北海道的东至阿留申群岛之间的平流雾主要在夏季形成在黑潮主流和亲潮交汇处在亲潮一侧。

平流雾生成以后，如果上述条件发生转变或遭到破坏，平流雾就要趋于消散。其中主要原因是环流的形势而发生变化，引起风向，风速有较大改变。如我国沿海冷锋过境后出现偏北大风，会使海雾很快消散。另外，海雾生成后随风漂移由海面移到沿海陆地后，白天陆地升温较快，促进海雾很快消散等。且平流雾主要出现在不下雨的阴天中。
2.
辐射雾（Radiation Fog ）

辐射雾出现的天气主要是在晴天。在晴朗微风而又比较潮湿的夜间；由于下垫面的长波辐射冷却，当近地面层的空气降温，降至**或**以下时，空气中的水汽凝结出小冰晶和小水滴，悬浮在空气中所形成的雾称之为辐射雾。它是一种典型的陆雾。在海上或阴天时一般不可能形成辐射雾。晴夜、微风和近地面层水汽充沛是形成辐射雾的主要条件。秋、冬季节，高气压控制下的大陆和港湾地区，水平气压梯度小，风力较弱，天气晴好，特别是有利于地面辐射冷却，近地面气层降温明显，如低层空气中水汽多的话，则容易发生凝结形成辐射雾。
辐射雾的范围不广，它只占据局部地区，多见于潮湿的大陆和港湾内。其形成具有以下特点：
1）辐射雾一年四季都能产生，以秋季和冬季为频。一般发生在内陆及港湾地区。冬季，因海上水温高于陆地气温，移往海面的辐射雾会很快消失；夏季，辐射雾较小产生，但因海面水温低于陆地气温，若有辐射物自陆上移往海面时，雾不易消散。
2）辐射雾具有明显日变化规律。辐射雾主要形成于夜间，日出前最浓，日出后随气温的上升，一般到8—10时，当逆温层被破坏时，辐射雾随即消失。
3）晴天是形成辐射雾的有利条件，晴天也是有利于辐射雾的消失；阴天是不利于辐射雾的形成，使辐射雾生成后出现天气转阴天时，又不利于辐射雾的消失。
4）形成辐射雾的有利风力为1—3 m/s，强风时有利于辐射雾的消失，静风时不易消散。
5）辐射雾冬季消散慢，夏季消散快。
3.
锋面雾（Frontal Fog）
在锋面气旋的中，从锋面以上暖气团里下降的雨滴又落到冷气团里后，如果雨滴温度高于其周围环境的冷空气温度，则水滴将不断蒸发，使锋面以下的低层冷空气中的水汽含量增加，达到饱和状态而形成的雾，这种雾称为锋面雾。出现锋面雾的时候一般都伴有降水，即与降水同时存在，故我们有时把锋面雾也称为雨雾（Rain Fog）或降水雾（Precipitation Fog ）。

锋面雾对航海的影响仅次于海上的平流雾，其出现时一般伴有大风、降水和大浪。其发生的区域在锢囚锋的两侧、锋面气旋的暖锋前的降水区中、冷锋后的降水区中和静止锋北侧的降水区中。但以锢囚锋两侧和暖锋前的降水区里比较突出。所以，锋面雾有以下特点：
1）锋面雾的浓度及强度，出现的时刻均不受气温日变化的影响。
2）锋面雾是随着锋面和降水区的移动而移动。
3）在局地持续的时间一般较短。
冬春季节，中、高纬度的海洋上，如北太平洋高纬阿留申群岛附近洋面，北大西洋中高纬冰岛附近洋面多锋面气旋活动，而出现锋面雾的频率大。
4.
蒸汽雾（Steam Fog）
在中、高纬度的水面上，当寒冷而稳定的气流流经到较暖水面时，由于水温远高于气温，水面上蒸发水汽进入较冷的低层空气中，水蒸气冷却、饱和、凝结，凝结出小水滴和小冰晶悬浮在空气中而形成的雾，称之为蒸汽雾。蒸汽雾看起来犹如水面上冒出来的白色的蒸汽，所以把之称为蒸汽雾。其出现的季节为深秋和冬季，多产生于极地冰缘之间的水面上和亚洲和北美的东海岸，如鄂霍茨克海的高压向西南突进接触到暖海面，就出现蒸汽雾；日本千岛北部也常常出现这种雾；在挪威和荷兰西岸沿海；我国的渤海和黄海北部在严冬时，有时也出现这种雾。蒸汽雾有很多特点，即：
1）蒸汽雾形成的条件为海面或水面温度要远远高于气温，即一般tw—t≥15℃。
2）出现的季节：多在深秋和冬季。
3）浓度不大，占的面积也不广，厚度很浅薄，不能遮蔽较高船舶的桅杆。
4）多限于高纬沿海，冰缘与冰间的水面上。
5）蒸汽雾多产生于早晨，日出后随着时间变化而逐渐趋于消亡。
6）蒸汽雾的发生与风速无关，在5—40 m/s的风速时都有可能形成蒸汽雾，但蒸汽雾的形成与风向改变有关，即只要风向一改变，蒸汽雾即消失。
三.
中国近海海雾的时间分布和地理分布
中国近海是太平洋上多雾海区之一，从冬季到夏季，中国近海的雾逐渐北移，即：北起渤海，南至北部湾，大致显带状分布。雾区范围和数量具有南窄、北宽，南少、北多的特点，南部宽度约100—200km，舟山群岛一带宽度将达400km左右，黄海在6—7月份整个海域几乎都是雾区。我国沿海有三个多雾区，即：成山头附近的黄海，长江口至舟山群岛一带和北部湾三个多雾中心，见图3.6所示。各海区雾的分布如下：

图3.6 中国近海海雾分布直线表示一年中海雾出现的数量

1.
渤海（BOHAI）

渤海里的雾主要以蒸汽雾为多，（平流雾很少见到），只有出现在春、夏季节，年雾日只有25—35天，原因暖流不易到达渤海，所以海雾只有在渤海海峡能见到，在渤海里很少见到海雾。
2.
黄海（HUANGHAI）

黄海的雾区一般始于3月，成山头以南的黄海3—8月份作为雾季，4—7月作为盛雾季；成山头以北的黄海雾季在4—8月，盛雾季为6—7月。
3.
东海（DONGHAI）

东海上的海雾一般始于2月，闽江口以南及台湾北部海面雾季在1—6月，盛雾季在3—5月；闽江口以北及浙江沿海的雾季在3—6月，盛雾季在3—5月；长江口外海区包括江苏沿海雾季2—7月，盛雾季在4—6月。
4.
南海及华南沿海（NANHAI）

南海上的海雾主要出现在12月至次年的5月，夏季基本上没有海雾，珠江口上以西的华南沿海及琼洲海峡的雾季为12月—4月，盛雾季1—3月，珠江口以东的华南沿海的海雾季为1—5月份，盛雾季为3—4月份，其中北部湾为多雾区，琼洲海峡及雷州半岛的东部海雾也较多。

中国近海的海雾主要是由中国的沿岸流（寒）与黑潮的分支台湾暖流交汇，加之该海区正处于副高脊线的西侧或者入海高压的后、或锋面气旋的前部，而形成所致。中国近海的海雾，出现的频率是随纬度和月份的变化而变化，见图3.7所示纬度和月份与雾出现的频率的关系。

图3.7
中国近海海雾频率的年度化（%）

四.
中国近海海雾生成的原因

中国近海自南向北推移，雾区的出现自冬季到次年的8月，8月份以后中国近海的雾骤然减少。所以从冬季到次年夏季，雾区由南向北推移，表现为南少、北多；南早、北晚；南窄、北宽特点，其形成有一定的成因。中国近海海域有两支海流系统：一支是著名的黑潮暖流及其支流（包括台湾暖流、对马暖流和黄海暖流）称为外海流系；另一支是沿岸流，是由江河径流的淡水组成，包括渤海、黄海、东海和南海沿岸流。沿岸流的范围和流向直接受大陆径流和季风的影响，随季节而变化。冬半年，受大陆低温和融化的冰雪影响，具有明显的冷流性质，势力较强。由春至夏，受大陆增温影响，冷流逐渐减弱北缩，进入盛夏后，沿岸流的低温性质便隐而不见了。

以上这种海流的分布状况，在适宜的风场的配合下，为平流雾的产生提供了必要的下垫面条件。春、夏季节正是东亚夏季风控制的季节，东南气流源源不断地将黑潮上空的暖湿气流输送到我国近海，当这种气流抵达变性、北缩的沿海冷流海面时，便在该冷水域形成海雾。图3.8，图3.9，图3.10，图3.11所示为我国近海平流雾的几种典型地面天气形势。
图3.8
入海变性冷高压西部平流雾
图3.9
黄河气旋，江准气旋东部平流雾
图3.10
西太平洋副高线西部平流雾
图3.11
华南静止锋或冷锋前平流雾
除了上述原因外，我国春季，从陆上吹往海上的空气，气温可能稍高于水温，这时也能形成平流雾；冬季，北方沿海有时会出现蒸汽雾；秋、冬季节，河口，港湾或低湿平原的沿海，夜间常产生辐射雾，可能移往附近海面。锋面雾四季都产生，但以春夏季居多。
一.
世界海洋的雾的分布
世界海洋的雾主要产生在冷、暖海流汇合处的冷水面和信风带海洋东岸附近的上翻冷水上，多出现于春夏季节。由图3.12所示和图3.13所示可以看出，雾的高发区集中在中高纬度靠近大陆东岸的海洋上。大洋中央洋面和赤道附近的热带海面上几乎没有雾。现将世界海洋上的主要雾区、雾季及其成因简要介绍如下：

图3.12为1月份世界海洋雾出现的频率（%）

图3.13为7月份世界海洋雾出现的频率（%）

1.
日本北海道东部至阿留申群岛之间的洋面上的雾
这一海域常年有雾。这里海雾是由黑潮暖流与亲潮冷流的汇合处所形成的，夏季北太平洋高压势力加强，日本以东盛行暖湿的偏南气流，于是在冷水面上频频出现广大而浓厚的雾区。夏季（6—8月）最盛月平均雾日超过10天，雾区超过10天，雾区伸展极广，南始40&ordm;N，北至50&ordm;N，西始日本北海道东岸，东至阿留申群岛，往往弥漫一片，是世界最著名的雾区之一。冬季这一区域锋面气旋的活动又频繁，多锋面雾，雾区范围不大，频率在10%以下。
2.
北美圣劳伦斯湾至纽芬兰外海

这一海域常年有雾。这里是墨西哥暖流与拉布拉多冷流的交汇处，春夏季（4—8月）雾最盛，平均每月超过10个雾日。雾区范围很大，向东延伸，可达冰岛附近洋面，南北跨越20多个纬度，覆盖着整个北大西洋北部的欧美航线，也是世界上最著名的雾区之一，冬季这个区域锋面气旋的活动更频繁，多锋面雾，雾区范围不大，频率在10%以下。此外，冬季有来自高纬的强冷空气吹向海面，常出现蒸汽雾。
3. 挪威、西欧沿岸与冰岛之间洋面

这一海域也是常年有雾。夏季来自SW方向的暖湿空气流至高纬冷水面上，平流雾出现较频繁，8—9月英吉利海峡海雾的频率达10%，泰晤士河口附近水域雾特别多，甚至与潮的涨落还有一定关系，冬季，挪威和西欧沿海的锋面雾又很频繁，挪威沿岸多峡谷和港湾，秋、冬季时多辐射雾和蒸汽雾。

这一雾区的范围和频率，虽然比不上纽芬兰附近和北海道以东海面，但是它位于北美与西欧和北欧的主要航道上。英吉利海峡和北海等航道狭窄，来往船舶众多，水流急且流向多变，再加上海雾出现的频率较大，就更增加了船舶航行的困难。据资料统计，这段水域上发生的雾中碰撞事故在世界上堪称榜首，占海上事故的75.65%，其中船舶碰撞中的海事最大。
4.
阿根廷东部海面、塔斯马尼亚与新西兰之间海面和马达加斯加南部海面

这是南半球洋面3个主要平流雾区，它们分别位于巴西暖流、东澳暖流、厄加勒斯暖流与冷性的西风漂流的汇合处。雾区均不广，多发生于夏季。此外，在40&ordm;S以南整个中高纬度的西风漂流上，终年有雾，特别是夏季（12月至次年2月），海面能见度一般在良好的天数很少。
5.
信风带海洋东岸

加利福尼亚沿海、秘鲁与智利沿海、北非加那利海面和南非西岸海面位于信风带海洋的东岸。流经沿岸的冷流受常年盛行的离岸风的吹刮作用，下层冷水上翻，偶尔有暖湿气流经过这里的冷海面时也会形成雾。每年春夏季较多，范围和浓度都不大。
6.
其他

在北冰洋和南极洲沿岸冰缘、冰间的水域以及中高纬度大陆东海岸附近海面，冬季多蒸汽雾。
二.
海雾的简易测算方法

利用船舶观测资料测算海雾的生、消的趋势通常可用以下几种方法：
1.
干、湿球温度表法

当空气在未饱和时,湿球温度表的数值总是要比干球温度表数值低。当空气饱和或过饱和时，干、湿球温度表的读数应接近一致，湿球温度表的读数大于干球温度表的读数的情况，是不可能发生的。显然，若干球温度高于湿球温度的时候，并且两者的差值向增大的趋势发展时，则可以断定不会出现雾；反之，如果两者的差值越来越小，则表明向成雾的趋势发展，有出现雾的可能。当读数达到或接近一致时就会出现雾。雾形成后，若干、湿球的温差又开始增大时，雾就会趋于消散。

这种方法简便、易行，但下雨前干、湿温度值也会趋于一致。因此，需要与天气形势分析和其他方法结合起来应用。
2.
**水温图解法

利用船舶沿途每隔几个小时连续观测得到的**温度和表层海水温度在同一张图上点绘出两条曲线。如图3.14中td表示**温度，tw表示表层海水温度。海上平流雾的生、消趋势可根据这两条线之间的位置和距离变化来判断，当两条曲线的间距逐渐变小时，表明成雾的可能性增大；当两条曲线相交并且**温度高于海水温度时，表明雾可能快产生了。据统计表明，当td —tw≥2℃，且其他条件适当时，出现海雾的概率为80%左右；反之，如水温高于**温度且两曲线的间距拉大，就不可能有雾。在存在海雾以后，如果出现这种变化趋势时，则表明雾将趋于消散。

图3.14**水温曲线图

3.
利用传真地面天气图和水温图

船舶航行在海雾多发区域时，应连续接收地面分析图、地面预报图和表层水温图，以便了解该海域是否存在形成海雾形成的适当环流条件、充足的水汽来源和冷海面条件。经过综合分析之后，船舶就可以从更大的范围着手，对海雾发生的可能性、大致位置、浓淡情况等有一个初步考虑，并可以根据船舶单站观测资料，进行综合分析和估算，并进行判断海雾的状况。

气象杂志《海の气象》中曾介绍日本北方海域的海雾与海水表层温度之间的关系。图3.15中实线为等水温线，通常呈东西走向，并有经度5—8&ordm;波长的波状弯曲。发生平流雾时，雾的分布在较大范围内并不是均匀的，而是浓淡不同，成团混杂分布的。浓雾发生在低温轴附近，高温轴附近几乎没有雾或者只有轻雾。图3.16是1966年8月23日12时海上雾的分布状况。当时从日本北海道钏路外海南下的亲潮冷流在40&ordm;N附近处有一股支流逆转而北上，造成一大片伸向三陆冲的冷水舌，当时海面刮东南风，于是在该冷水团上形成局部平流雾。

图3.15 雾区与水温分布的关系

图3.16
由冷水团造成的平流雾

4.
雾笛在海上的传播特性

在雾中航行时，根据《海上避碰规则》规定：船舶对水移动时应每隔2分钟施放“—”的雾号；船舶不对水移动时应每隔2分钟施放“
·—· ”。雾中航行的船舶所施放雾号所能达到的距离和方向是很复杂的，从海岸发出的警报声音在某一方向很容易听到，而在另一方向则完全听不到的情况是常有的。因此，根据能否听见或听得是否清楚是不能立刻断定距离海岸远近的。雾本身不能削减声音的传播，有海雾时，空气中有冰晶粒子，且气温直减率小，雾中又无强风，反而能传得更远些。可是，雾区中的大气与雾区以外大气因介质不同，声音会在雾的界面上发生折射和反射。这时，在雾内中航行的船舶虽然能听到声音，但是紧靠雾区以外的船舶就不容易听到了，如图3.17所示。在雾区内，因为气温和湿度局地分布的不规则，声音会发生散射和反射，使船舶雾笛所发出的声音信号会出现异常传播，所以仅根据船舶笛声的大小和方向很难确定音源所在。

图3.17
雾笛的传播
培训教材
陈家辉 P78

§3.3

降
水

使云产生能降落到地面上的液态水和固态水称为降水（Precipitation）。降水还需在有利的宏观条件（热力和动力条件）下经过复杂的微物理过程，使云粒子在一定的时间内增长成降水粒子。

降水粒子的尺度要比云的粒子尺度大得多。对于液态云和降雨来说，一般把半径r<100um的水滴称为云滴，r>100um的水滴称为雨滴。而标准云滴半径为10um，标准雨滴的半径为1000um，两者的半径相差100倍，所以降水粒子有雨滴，冰晶，雪花和冰雹等形状，降水形成机制以暖性的云降水和冷水降水及冰雹的形成机制。

常见的降水形式有很多，本节作简单介绍
一.
降水类型

降水类型有液态的，如雨、毛毛雨、冻雨；也有固态的，如雾、冰雹、冰粒、冰针、霰等。关于它们的形态和结构特征作了解。
二.
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、渗透和流失，在水平面上所积聚的水层深度，称为降水量，单位用mm。单位时间内的降水量，称为降水强度。常用mm/h或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3.1和3.2所示。

表3.1降雨量等级表(单位：mm )

等级	零星小雨	小雨	中雨	大雨	暴雨	大暴雨	特大暴雨	阵雨
12h总降水量	<0.1	0.1--5.0	5.1—15.0	15.1—30.0	30.1—70.0	70.1—140.0	>140.0	12h内阵雨时间小于5h,降水量不超过15mm
24h总降水量	<0.1	0.1--10.0	10.1—25.0	25.1—50.0	50.1—100.0	100.0—200.0	>200.0

表3.2
降雪量等级表 ( 单位：mm
)

等级	零星小雪	小雪	中雪	大雪	阵雪
12h总降雪量	<0.1	0.1—1.0	1.1—3.0	>3.0	12小时内阵雪累积时间小于5h,降雪量不超过3mm
24h总降雪量	<0.1	1.1—2.5	2.6—5.0	>5.0

三.
降水性质

气象上根据降水的不同性质，将降水分为连续性降水，间歇性降水和阵性降水三种类型。
1.
连续性降水

来自雨层云和高层云的降水，通常具有雨量中常和持续稳定的性质，持续10h以上是常见的。当暖锋通过时，这类降水最典型。
2.
间歇性降水


降自层积云和厚薄不均匀的高层云。降水强度时大时小，时降时止，但变化很缓慢，云和其它要素亦无显著变化。
3.
阵性降水

通常来自积雨云、浓积云（不稳定的层积云也可出现）。降水强度变化很快，具有骤降骤止，天空时暗时亮，持续时间较短（通常为几十分钟到几小时），并常伴有强阵风等特点。如为固体降水，则为大块雪花、霰或冰雹。
四.
酸雨

酸雨（Acid Rain ）的形成是大气污染的恶果。燃烧煤炭、石油或天然气等所产生的大量二氧化硫气体排入大气中，经光化学反应，变成氮硫化物。氮硫化物与大气中的水蒸汽混合后形成硝酸和硫酸，降落在地面就成了酸雨。酸雨降落在地面，会污染土壤，影响森林和农作物生长；落在江河湖海中，会造成水生物大量死亡；落在建筑物或船舶上，会加速建筑物或船体的腐蚀，缩短使用寿命。酸雨还严重危害人体健康，经蒸腾形成的酸雾，可诱发某些呼吸道疾病，伤害人的皮肤和眼睛，其对当地的环境有相当大的影响。

治理酸雨的方法是控制大气污染，限制硫氧化物的排放。同时，大力植树造林、栽花种草，利用绿色植物的净化功能吸附空气中的有毒气体和尘埃也不失为一种良策。
五.
人工降水

人工影响天气是指人们通过理论和实验研究，应用一定的技术方法，使某些局地天气现象有利于人类的方向转化，以达到预定目的的改造自然的科学技术措施。它主要包括人工降水、消云、消雾、削弱台风、抑制雷电、预防霜冻等内容。它又称人工增水。它主要是根据不同云层的物理特性，向云中播撒干冰、碘化银、水滴、盐粉或溶液滴等催化剂，使云滴或冰晶增大到一定程度，降落到地面，形成降水，以达到增雨和抗旱的目的。由于雨水能冲洗和清除悬浮在大气中的污染物，近些年来，一些国家已采用人工降水来防治空气污染，尤其是城市空气污染。
六.
人工消雾

这是用人工方法（播撒催化剂、加热或扰动混合等方法）使雾滴降落地面或蒸发消散的措施。雾按其物态性质的不同，可分为暖雾、过冷雾和冰雾三种，其中冰雾（完全由冰晶组成的雾）常发生在温度为—45℃的时候，而温度在—29℃以上很少产生冰雾。
1）过冷雾：
这是一种温度低于0℃、最低可达—40℃的由过冷水滴组成的雾。对这种雾，主要采用播撒成冰催化剂的方法，使雾中产生相当数量的冰晶，通过伯杰龙过程造成过冷水滴蒸发和冰晶增长而降落，最终使雾消除。与冷云催化相似，可用碘化银（作为人工冰核）或致冷剂（如干冰和丙烷）作为过冷雾的催化剂。丙烷的沸点低达—42℃，因此，将液态丙烷喷入雾中，它立即蒸发、吸热，可使周围空气温度降低到—100℃左右，从而使雾滴冻结形成许多小冰晶。
2）暖雾
：
暖雾由温度在0℃以上的水滴组成。据统计，世界上大多数机场出现的是暖雾，因此，人工消暖雾有更重要的意义。由于消暖雾的能量不能像消冷雾那样通过它本身的相变来提供，往往需要外界提供了消雾的能量，迄今为止，人工消暖雾的研究成果还不及消冷雾显著。其有三种方法可供选择：
⑴加热法：
直接燃烧燃料将空气加热，使空气离开饱和状态，造成雾滴蒸发，促使雾消散。第二次世界大战时，英国在机场跑道两旁装上管道，用燃烧汽油的方法加热空气，使雾滴蒸发，消除大雾。此后，美、法等国用喷气发动机的燃料废气进行加热消雾，也取得一定成效。采用加热法来消雾的效果与气象条件及雾层本身条件有关，在风速较小、层结稳定、雾层薄、含水量小的情况下，效果较好；相反，若风大、湍流交换强、雾的厚度和含水量大，则不易获得成功。由于加热法消耗燃料太大，难以普遍推广。
⑵吸湿法：
在暖雾中播撒盐粉、尿素、硝酸铵等吸湿性物质，吸收雾内水汽而凝结，使雾层脱离饱和状态而使雾滴蒸发，最终导致雾层消散。催化剂用量根据雾层厚度和含水量等因素确定。
⑶扰乱混合法：
利用直升飞机在雾顶缓慢飞行，借助于直升机产生的下部气流，使雾顶以上未饱和空气不断下沉、混合到雾中，减小雾中相对湿度，雾滴蒸发而达到消雾目的。消雾区的尺度约为飞机本身大小的10—20倍。

懒猴航海

第七章
海温与海冰

一.海水温度 （Sea-water temperature ,Water temperature）
海水温度，又称为水温（Water temperature），也称为海温，它是指海水冷热程度的物理量，用tw表示，其单位与气温相同，用摄氏度“℃”表示。海水温度的高低主要取决于太阳辐射、海面辐射、蒸发、海流和海水垂直运动等多种因素。整个海洋的年平均温度几乎没有变化，说明海洋中的热量收支是平衡的。但在一年中的不同时期，热量收支并不平衡，这种差异决定了海水温度的分布与变化，海洋中水温的变化幅度一般在2—30℃之间，在海洋深处，水温较低，而且稳定，大约在-1—4℃之间。当然影响海水温度变化的因素是相当复杂的，它不仅支配海水运动的重要因素，而且对海上天气，海洋气候和海洋要素的状况有着十分重要的影响。
1.表层海水温度的分布
表层海水温度，又称为表层水温，既表示海水表面（海面）到0.5米深处之间的海水冷暖程度的物理量。
1）大洋表层海水温度的分布
据计算，各大洋中，年平均表层水温以太平洋最高，为19.1℃，印度洋为17.1℃，大西洋最低，为16.9℃。三大洋平均表层水温为17.4℃，比近地面年平均气温（14.3℃）约高3℃。图1.9绘出了世界大洋表层水温的分布，大体反映了水温分布的如下规律：

图1.9世界大洋海水表层温度分布

①等温线大体与纬度平行，且水温由低纬度向高纬逐渐降低。大体说来，纬度每增加
1&ordm;，水温约降低0.3℃。这表明影响大洋表层水温的主要因子是太阳辐射。
②北半球的表层水温较高（平均为19.3℃）；南半球则较低（平均为16.0℃）。这是由于海陆分布的差异造成的。
③海流对水温的影响也比较显着。暖流所及之处，海温升高；寒流所及之处，海温则降低。在北半球大西洋西海岸寒流与暖流交汇处，水平温度梯度大，形成等温线密集带，称为“海洋锋”，而在东海岸则等温线较稀疏。这种现在北大西洋特别明显，这是由于大洋西海岸的海洋锋引起的。海洋锋的存在不仅直接影响海水水平本身的运动，而且对气旋和锋面的产生也起到很重要的作用，在海洋锋区的上空是大气风暴频繁活动的地方。总之，大洋表层水温的分布状况主要取决于太阳辐射，冷暖海流和海陆分布三个因素。
2）
中国近海表层水温分布
中国近海靠近亚洲大陆，一方面受大陆性气候影响显著；另一方面，受沿岸江河径流的影响较大，再加上水深浅，因此表层水温的分布状况要比大洋复杂一些。概括起来大致有如下特点：
①全年表层水温2月份最低；冬季表层水温分布是南北温差大（温差达26℃），等温线几乎与海岸线平行；同纬度相比，沿岸表层水温低于外海,如图1.10所示。

图1.10中国近海2月表层水温分布

②全年表层水温8月份最高；夏季表层水温分布是南北温差小（温差只有3-4℃）同纬度比较，沿岸表层水温高于外海，如图1.11所示。

图1.11中国近海8月表层水温分布

2.海水温度的垂直分布
海水温度的垂直分布受两个因素影响，即一是太阳辐射；二是海水的垂直运动。造成在大洋的上层和下层海水温度截然不同，总的特点是：上层水温变化快，下层水温变化慢，可以说几乎没有变化。在大约南北纬45&ordm;之间，海水的垂直结构大体自上而下分为混合层，温跃层和恒温层三个层次。混合层的深度一般为0—100米，在大洋的表层，该层中海水温度很均匀，垂直温度梯度几乎为零；温跃层位于混合层与恒温层之间，因该层中温度梯度很大而得名；恒温层是最下层水温变化很小，在2—6℃之间，相差仅4℃，故而又称为渐变层。
3.海水温度的日变化和年变化
大洋表层水温的日变化比较小，日较差通常小于0.4℃，在平静无风的天气，虽然要大些，但是最高也不超过1℃。而近海表层水温日变化相对较大，可达到甚至超过3-4℃。通常，在大洋上纬度越低，日较差越大；冬季日较差比夏季小。最高水温一般出现在下午14：00-15：00时，最低水温一般出现在早晨日出前左右，具体时间随纬度和季节稍有差异，通常随着纬度的增高而降低，即低纬度则大，高纬度则小；冬季日较差小，夏季日较差较大。
海水温度的年变化比日变化幅度大，一般比气温的年变化滞后1—2个月，北半球月平均最高值出现在8—9月，最低值出现在2—3月。在赤道，热带大洋海域以及寒带海域年较差较小，一般只有2—3℃；而在温带海域较大，大约为5—10℃。另外由于盛行风和海陆分布差异，导致北半球海温的年较差要比南半球大。
与气温的周期性变化相比，表层海水温度的日变化和年变化有两个特点：一是海水温度的变化幅度要比气温小；二是海水温度的变化相位要落后于气温的变化相位，且冬季海水温度比气温高，夏季的海水温度比气温低。
4.海陆热力性质差异对气温的影响
海面和陆面是两种热属性很不相同的下垫面，如果吸收同样的热量，海面温度与陆地温度的变化有很大不同，陆面变化剧烈，海面变化缓和，原因由：
1）海水的容积热容量（1立方厘米海水升温1℃所需要的热量）大约为土壤容积热容量的2倍（约为空气容积热容量的3100倍）。因此，在热量收支相同的情况下，海面温度变化比土壤温度小得多。
2）海水具有流动性。通过对流和乱流向较深层次传播，还有水平方向流动，热量朝远处大范围传播。
3）太阳辐射穿透性的差异。太阳辐射穿透陆地只限于地球表面一个薄层，而在海洋上太阳辐射穿透可达几十米。同样多的太阳辐射能作用陆面和海面，陆面的温度变化大于海面。
由此可见，陆面的温度要比海面温度对太阳辐射敏感得多。在吸收同样多的热量时，海面温度变化缓和，陆面的温度变化剧烈，因此海洋具有很大的热惯性，在海洋的调节作用下，海上气温的变化也缓和。例如海洋上气温日较差和年较差都比同纬度陆地上要少得多。
5.厄尔尼诺现象和拉尼娜现象
厄尔尼诺（EL Nino）在西班牙语中也就是“圣子，圣婴”的意思，在南美洲的秘鲁和厄瓜多尔的沿海地带，海水的温度随着季节的变化而变化。在圣诞节前后海水温度本来应该很低（海水变冷），但是，在某些年份海水都在这个季节突然出现异常增暖。导致东南太平洋高压明显减弱，印度尼西亚和澳大利亚的气压升高，同时赤道太平洋上空的信风减弱，所以有时我们把厄尔尼诺又称为暖信风。拉尼娜一词同样源于西班牙语，并与“厄尔尼诺”相对应，其意思是圣女或女孩，也称反厄尔尼诺。其是使太平洋东部和中部的海水温度降低。但拉尼娜相对厄尔尼诺造成的危害要小一些。
厄尔尼诺本身是一种海洋温度变化的情况，而引起恶劣的气候反常的现象，使大气环流受到一定的影响，天气系统发生巨大变化，从而引起异常的天气变化。据WMO发布的报道说，近500年来，厄尔尼诺发生了100多次。其中1982-1983年那一次，造成全球130多亿美元的损失，2000多人死于洪水，干旱和泥石流等自然灾害。厄尔尼诺现象最为严重受影响的地区为热带和亚热带地区，南太平洋东部地区和南美洲中部地区。这些地区都属于低纬度地区，中国地处中纬度地区，厄尔尼诺对我国有影响但不是特别明显。当然1991年以来，由于厄尔尼诺现象，使印度尼西亚加里曼丹热带雨林的森林大火，经济损失31亿美元，烟雾造成的损失为14亿美元。另外还造成干旱，森林大火，洪水，暴雨成灾，夏冷，冬暖，地震和海上出现风暴潮、海浪、海水、海啸和赤潮。
厄尔尼诺现象本身是一种海洋温度异常现象，它不是一种新生事物，是一种长期自然现象，是全球的气象因素之一。因此厄尔尼诺对全球的气候有着非常重要的影响

二. 世界大洋冰情概况
1. 海冰
广义的海冰是指海洋中各种冰的总称，它包括海水本身结冰和由大陆冰川、江河流入海洋中的陆源冰。海冰能破坏港口设施，造成港口封冻，航道阻塞。流冰，特别是冰山严重威胁船舶航行安全。
按海冰的运动状态，海冰可以分为固定冰和流冰两类。固定冰是指与海岸、海底或岛屿冻结在一起的冰。海面变化时，固定冰能随之发生升降运动，其宽度可以从海岸向外延伸几米至数百公里。流冰是对自由漂浮在海面能够随风和海流漂移的冰的统称。

从冰川分离下来的，高出海面5m以上的各种形状的巨大冰块称为冰山。冰山可以是漂浮的，也可以是搁浅的。冰山淹没的深度取决于冰山和海水的密度。冰山的水上部分与水下部分的体积之比约为1:9。形状规则的冰山，露出海面的高度通常为总高度的1/7~1/5。冰山的水下部分很大，其潜伏在水下的部分可以象暗礁或浅滩一样伸展得很远，不易被航船发现，当船舶接近时有触底或碰撞的危险。因此，船舶遇到冰山时一定要保持足够的距离。另外，当冰山流入暖海区后，因受暖水的溶冰作用，腰部逐渐变细，最后可能会突然翻倒下来激起巨浪，给附近航行的船舶带来危险。

影响海冰漂流的主要因素是风和海流。在无风的海域，浮冰和冰山随海流漂移，其漂移速度、方向与海流一致。在无流的海域，其漂移的方向，在北半球，偏向风的去向之右约28°；在南半球，偏向风的去向之左约28°；其漂移的速度大约是风速的1/50。实际上，冰的漂移运动往往是风和海流引起的漂移运动的合成。
在高纬度海域航行的船舶，应加强了望，注意船舶临近冰区的征兆，同时要注意雷达回波，按时接收冰况图和有关部门发布的冰情报告和警报。
2. 大洋冰况
海冰主要分布在高纬度海域，并随季节而变化。冬半年严重，活动范围大。夏半年较轻活动，范围逐渐向高纬收缩。
1）北太平洋

北太平洋上，白令海、鄂霍次克海、日本海、勘察加半岛以东海湾、北海道湾、阿拉斯加和渤海、黄海北部，都能结冰，但一年中的结冰期有所不同。

在太平洋的西部，冰界线平均位置在58°N附近。从阿拉斯加的马拉斯平纳冰川入海而形成的小冰山数量不多，其活动范围仅限于阿拉斯加湾沿岸较近的水域。日本近海的浮冰主要来自鄂霍次克海，流冰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月末至3月打最盛期，3月下旬开始衰退，4月末完全消失。

我国黄海北部和渤海每年冬季都会出现不同程度的海冰。在一般年份里，冰情并不严重，但在个别年份，可能发生严重冰情。通常，自11月或12月始，渤海和黄海北部海区由北往南逐渐结冰，1~2月冰情最重，2月下旬或3旬由南往北海冰逐渐消失，冰期为3~4个月。
2）北大西洋

在北大西洋，波罗的海和哈德逊湾，常年都有固定的岸冰。北大西洋的冰山主要来源于冰雪覆盖的格陵兰岛。在格陵兰岛的西岸，平均每年有7,000多座冰山滑入巴芬湾，其中平均每年有388座冰山被拉布拉多冷流带入大西洋，并向低纬漂移。这些浮冰和冰山，在格陵兰岛东南海域和纽芬兰东南海域最多，流冰的南界可达40°N。冰山有时能穿越湾流南下到31°N或以南。浮冰自11月下旬开始至次年3月期间不断向南漂移，覆盖纽芬兰岛以南“大滩”50%以上的海面，使向南漂移的冰山受阻。3月以后气温逐渐回升，浮冰开始融化，北方的冰山也随之南下，所以北大西洋西部的冰山的盛行期是每年的4~6月。北大西洋的冰山活动仅限于大洋的西部，东部由于受挪威暖流的影响，很少有冰山活动。
3）南大洋

南极大陆是世界上最大的冰山发源地。在南极大陆周围的洋面上，经常有22万座冰山在游动。因南大洋陆地少，三大洋相通，流冰的漂移自由度较大。多数冰山在向北漂移中被融化掉，因此南大洋的冰山多为2~3m厚的一年冰。这些冰山在55°S以南到处可以遇到，其北界可达45°S~40°S或更低的纬度。

懒猴航海

第八章
海浪

船舶在海上航行过程中，对船舶航行危险最大的海洋与气象要素是海洋波浪，（简称为海浪），所以海浪是制约船舶运动的首要因素。海流是海水水平运动形式之一，它对海洋水文气象要素的分布和变化以及天气和气候均有显著的影响。此外，表层海流还直接影响船舶的航速，顺流增速，逆流减速，横流使船舶偏离计划航线，导致船舶搁浅、碰撞、触礁和航行时间的增加等。本章主要介绍海洋波浪和表层海流的有关知识。

§8.1
海浪

实际航速主要受到浪高和浪向的影响，因此，大风大浪中航行会造成船舶的舵效降低、航速下降。另外，受巨浪的冲击会造成船舶发生中拱或中垂现象，严重时能时船体发生断裂，当船舶摇摆周期与波浪的传播周期相同或基本相同时，会发生死水或共振现象，严重时会导致船舶的倾覆。

一.
. 波浪要素

波动是海水运动的一种普遍形式，它的基本特征是具有周期性。波浪的要素，如图4.1所示。当发生海面波动时，即海浪发生时，我们将波浪看作为简单的正弦波。将正弦波波面的最高点叫做波峰；最低点叫做波谷；相邻的波峰或波谷间的水平距离称之为波长（λ）；相邻波峰与波谷间在垂直方向上距离称为波高（H）；波形的传播速度叫波速（或相速c）。两相邻的波峰（或波谷）通过一固定点所需的时间称为周期（T）。波高与波长之比叫波陡（δ）。沿垂直于波浪传播方向（来向）通过波峰的线叫波峰线。垂直于波峰线的线叫波向线。根据波长、波速和周期的定义，可以得到：

λ=c·T
（4.1）

图4.1
波浪要素

二.
水质点的运动与波形传播的关系

在海洋上波形是沿表面向前传播的，而海水则是原地踏步。大多数海洋中的波，振幅相对于波长为无限小，因此在理论上可以证明，深水波（波长远小于海深的波）中海面上水质点的轨迹是以波高为直径的圆，在海面以下其直径以指数形式迅速减小。当水质点运动到最高位置时，其运动方向与波向一致。当水质点运动到最低位置时，其运动方向与波向相反。由图4.2可见，当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。浅水波（波长远大于海深的波，又称有限深度波动）中水质点运动的轨迹为椭圆（见图4.3）。其长轴和短轴都随着与海面距离的增加而减小，但长轴减小慢，短轴减小快，在海底短轴为零。

图4.2
深水波中水质点的运动

图4.3
有限深度波动中水质点的运动

三. 群波与驻波

实际海洋中的波动十分复杂，其中很多不能直接用简单的正弦波说明。但如果将若干正弦波叠加起来，则可以解释许多波动现象。
1. 群波
根据观测表明得到，海洋中的波浪通常以“群”的形式出现。在一群波中，由小到大，再由大到小排列有序，称为一个群波。设两列波向、振幅相同，周期和波长稍有差别的正弦波相互叠加，叠加后的合成波形如图4.4（下）中所示，所以使合成波的振幅由小变大，又由大变小，形成有规律的排列。其包络线也形成一条正弦曲线，如图4.4中虚线所示。包络线所表示的波形也是向前传播的，其传播速度称为群速（cg）。群速通常慢于其中个别波的波速。如果我们追踪一个个别波时就会发现，当它刚进入一个波群时，它的波高较小，在以后向前传播的过程中逐渐增大，至波浪中央时变得最大，然后又逐渐减小，最后离开这个波群继续前进，把刚刚所穿过的波群抛在后面。

图4.4
群波
2. 驻波
由两列波向相反的正弦波叠加，可以得到一种波形不向前传播的波，波面只在原地振动，称为驻波（见图4.5）。在海滨峭壁处常出现驻波，在热带气旋眼区出现的“金字塔浪”亦属于驻波性质。在驻波中，波腹处的水质点只作垂直运动，在波节处水质点只作水平运动。在波腹和波节中间的那些点，既有垂直速度又有水平速度。当波面处于最高或最低位置时，水质点的速度为零，波面升降速度为零；当波面处在水平位置时，水平流速的绝对值最大，波面升降也最快。


图4.5
驻波
四. 风浪与涌浪

海洋中具有各种不同频率的波，其成因也各不相同。习惯上，把风浪、涌浪以及它们形成的近岸波，合称为海浪。
1. 风浪
风的动量借助于摩擦而传给海水，使它产生风浪。

由风的直接作用所引起的水面波动，称为风浪。当风力作用停止后，风所引起的波浪受到重力和摩擦力影响而逐渐衰减。俗话说“无风不起浪”，指的就是风浪。风浪的周期较短，波面不规则，较凌乱，其传播方向总是与风向保持一致。

波高与风力有密切关系。人们早就有“风大浪高”的经验，风级越大，对应的波高就越高，例如5级风对应2m浪，7级风对应4m浪，10级风对应9m浪。但实际上风浪的大小并不仅仅取决于风力的大小，还与风区（风速和风向近似一致的风所吹刮的距离，又称为风程）和风时（近似一致的风速和风向连续作用于风区的时间）有关。风区越大，风时越长，海水所获得的动能越大，风浪也就越大。在离岸风的作用下，海岸附近产生的波浪较小，是风浪的发展受到风区限制的典型例子。此外，风浪的大小还受水深及海域特征等因素影响。当风速相同时，浅水中的风浪尺寸要比深水中要小。

然而，风浪的发展不是无限制的，当波陡接近1/7时，波浪开始破碎，波高停止发展。这是因为风传递给风浪的能量，除用于增大波高外，还有相当一部分能量消耗于涡动所引起的摩擦上。
2. 涌浪
风浪离开风区后传至远处，或者风区里的风停息后所遗留下来的波浪，称为涌浪。涌浪波面光滑，波长较长。俗话说“无风三尺浪”，指的就是涌浪。显然，涌浪的传播方向与海面上的实际风向无关，两者间可成任意角度。
涌浪在传播过程中，波高逐渐降低。其原因可能有三种。首先，海水的涡动粘滞性和空气的阻力消耗了波浪的能量，从而使波高减小。涌的这种消衰是有选择性的，波长大的衰减慢，小的衰减快，首先消衰的是那些叠加在大浪上的涟漪，这就是为什么涌浪的波面一般都比较光滑的原因。另外离散和角散作用也会使波高降低。

在波高衰减的同时，涌浪的周期和波长都在增加。一方面由于波速与波长的平方根成正比，在传播过程中长的波越来越跑向前面，短的波越来越落后，因此传播的距离越远，周期大（波长也长）的波将越来越占着显著的地位，而我们平时所观测到的波浪，正是这些波高的显著部分。所以，观测的结果将发现随着传播距离的加大，周期和波长都在增加。另外，空气阻力和海水涡动粘滞性的选择消衰作用，使周期小的波消衰得快。

涌浪的波长比其波高大40-100倍。非常低的涌浪，其波长可能超过波高1,000倍以上，所以涌浪又被称为“长浪”。这种涌浪在海上是难以发觉的，仅在靠近海岸的地方才能觉察出来。由于波长越长的浪传播速度越快，它往往比海上风暴系统移动得快，它的出现往往是海上台风等风暴系统来临的重要征兆。另外涌浪在靠近海岸和遇到海底隆起物时，波高突然增大，往往会形成拍岸浪。

涌浪传播的距离是相当大的，例如，在38°S的特里斯坦-达库尼亚群岛的强烈西风区产生的涌浪每昼夜能传播1,000海里，经2-3天左右就可以到达2°N的几内亚海岸。
五. 有效波高

实际海面极不规则。连续观测一列波，按波高大小依次排列，其中前1/3较大波的平均波高称为有效波高，以符号H1/3表示。

研究表明，一个有经验的观测者目测得到的显著波高与有效波高两者相当一致。因此，H1/3成为最常用的一种统计波高。利用同样的方法还可以定义H1/10、H1/100、H1/1000等统计波高。这些“部分大波波高”可以显示出海浪的显著部分或特别显著部分的状态。

设有效波高H1/3为一个单位，则其它几种统计波高与H1/3的比值如下：

：0.63
H1/10：1.27
H1/100：1.61
H1/1000：1.94

由此可知，H1/3大于平均波高，在100个连续波中有一个大波的波高超过H1/3的1.5倍稍多些，在1000个连续波中有一个大波的波高接近H1/3的2倍。

海浪观测中还经常用到合成波高HE的概念，它是观测得到的风浪波高HW和涌浪HS波高的均方根，即：

（4.2）
六. 海浪的观测
海浪是船舶海洋水文气象观测的重要项目之一，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），涌浪向的单位为度（°）。观测波高时首先根据浪的特征，区分出风浪和涌浪，各挑选较远处3~5个显著大波，分别估计它们的波高，然后取平均值作为风浪和涌浪的波高值，精确到小数1位，记入相应栏中。

观测时可利用船体吃水线至甲板的距离作为测定波高的参考标尺。若波长大于船长时，可在船处于波谷时观测前后的波峰高度相当于船身高度的倍数（或几分之一）来确定波高。观测时，如果船体倾斜，则应将上述过程测得的波高进行适当的倾角修正。

观测涌浪向时用罗经上的方位仪，使瞄准线平行于离船较远、波高较大的涌浪波峰线，然后转动90°，使其对着涌浪来向，则指针读数为涌浪来向。需要说明的是，海面上可能同时存在从几个方向传来的涌浪，按规定只对其中波高最大的那列涌浪的波高和涌浪向进行观测。

§4.2
世界大洋主要大风浪区和冰情概况

一．
界大洋主要大风浪区
1. 太平洋
冬季，由于阿留申低压强烈发展，北太平洋的大风和大浪的分布范围很广，出现频率很高，如图4.6（a）和图4.6（b）所示。在30°N以北海域≥7级的大风频率达10%~20%，浪高≥3.5m的大浪频率达20%~30%。大洋西部高于东部，千岛群岛至阿留申群岛之间大风和大浪频率高达40%。低纬度洋面上为东北信风带，风向稳定，风力不大，海面较平静。

夏季，除热带气旋活动外，整个北太平洋十分平静，风力较小，一般在3~5级左右，大浪也较少见到，是全年风、浪最弱的季节, 如图4.7（a）和图4.7（b）所示。

在南太平洋低纬洋面上，常年盛行3~4级的东南信风。在30°S以南中高纬洋面上，≥7级的大风很常见，全年各月都可以达25%~30%或以上，其中合恩角附近高达50%，6m以上的狂浪终年可见。夏季（12~2月），大风范围退到40°S以南，大浪范围也退到了30°S以南，但大风和大浪频率仍然很高。这里终年盛行狂风恶浪，有“咆哮西风带”之称。
2. 大西洋
北大西洋的风、浪分布特征与北太平洋相似。冬季，由于冰岛低压强烈发展，北大西洋中、高纬度海域的大风和大浪十分强烈，分布范围也很广。在30°N以北大风频率达10%~30%， 大浪频率达10%~50%，大洋西部高于东部，在55°N，20°W附近海域，大风和大浪频率都高达40%~60%，狂浪的频率也达15%，是世界海洋上最著名的狂风恶浪海域之一。其中位于法国西部的比斯开湾，经常可遇到10m以上的狂涛。这里位于北半球的西风带，湾口向西迎向西风。盛行西风在大洋上吹刮形成波浪。当外海的波浪传入比斯开湾时，由于水深变浅和沿岸地形的影响，波高剧增；同时，北大西洋海流到东部分支，其中有一支沿比斯开湾北部流入而顺南岸流出，这样入湾时波向与流向一致，更加大了波浪，当波浪遇到出湾的海流时，进一步使波高增大。低纬度洋面以东北信风为主，风和浪都比较小。

夏季，北大西洋上除格陵兰和冰岛南部海域有大风和大浪出现外，其它海域的风、浪都比较小，整个大洋相对比较平静。

南大西洋从赤道至20°S附近洋面，终年盛行3~5级东南信风，大洋中部风向多变，风力较小；30°S以南中高纬海域为咆哮西风带，除阿根廷近海风力略小外，终年为狂风恶浪区。在南非好望角附近，风力常达11级，海面狂浪怒涛，严重影响船舶航行安全。

3. 印度洋
冬季北印度洋盛行东北季风，风力不大，一般3~4级，海面较平静，是航海的黄金季节。夏季，整个北印度洋上为西南季风所控制，7~8月最强盛，风力常达8~9级或以上，浪高达6m以上。尤其是在索科特拉岛东南部海域，大风频率高达40%，大浪频率高达74%，是世界上大浪频率最高的海域。

南印度洋30°S以南中高纬海域为咆哮西风带，终年盛行强劲的西风。冬季大风和大浪区向北可延伸到10°S附近海域，并且在大洋中部有一个大风和大浪高发区。夏季大风和大浪范围向南略有收缩，向北延伸到20°S附近。在南非东西两侧的沿岸，大风浪十分显著。


图4.6（a） 1月大风（≥7级）频率


图4.6（b） 7月大风（≥7级）频率


图4.7（a） 1月波高分布

图4.7（b） 7月波高分布
4. 我国近海的风与浪
我国近海的浪主要受季风制约。冬季，长江口以北海域盛行偏北季风，渤海和黄海多西北浪和北向浪，东海和南海盛行东北季风，以东北浪居多，台湾海峡东北浪占优势，频率高达62%，波高比夏季大，常在1~2m左右。但在寒潮大风的影响下，渤海海峡北向浪最大波高可达8.0m；山东半岛东部成山头一带最大波高6.4m，山东半岛南部沿海一般大浪较少；苏北和浙闽沿海的最大波高在2.9~4.1m；台湾海峡最大波高达9.5m；广东沿海最大波高在3.3m以下，西沙群岛附近最大浪高为4.4m，南沙群岛附近最大浪高可达9.5m。

冬季，总的来看，山东半岛成山头附近、朝鲜济州岛以南海域、日本琉球群岛西侧的海域、台湾海峡以及台湾以东的近海海面，均属于大浪区。

夏季，受东南季风和西南季风的影响，以偏南浪为主，渤海东南浪较多，黄海和东海以南以东南向浪为主，南海多南向浪。夏季风浪较小。但是在有台风活动时，可造成巨浪和强的涌浪。

综上所述可知，世界大洋上的狂风恶浪海域主要有：冬季北太平洋中高纬海域，冬季北大西洋中高纬海域和夏季北印度洋海域。南半球的咆哮西风带终年盛行狂风恶浪。著名的比斯开湾和好望角都处在重要的航道上，由于它们都位于大风浪区中，再加上特定的地理条件和地形作用，致使风浪特别显著。

二. 世界大洋冰情概况
1. 海冰
广义的海冰是指海洋中各种冰的总称，它包括海水本身结冰和由大陆冰川、江河流入海洋中的陆源冰。海冰能破坏港口设施，造成港口封冻，航道阻塞。流冰，特别是冰山严重威胁船舶航行安全。
按海冰的运动状态，海冰可以分为固定冰和流冰两类。固定冰是指与海岸、海底或岛屿冻结在一起的冰。海面变化时，固定冰能随之发生升降运动，其宽度可以从海岸向外延伸几米至数百公里。流冰是对自由漂浮在海面能够随风和海流漂移的冰的统称。

从冰川分离下来的，高出海面5m以上的各种形状的巨大冰块称为冰山。冰山可以是漂浮的，也可以是搁浅的。冰山淹没的深度取决于冰山和海水的密度。冰山的水上部分与水下部分的体积之比约为1:9。形状规则的冰山，露出海面的高度通常为总高度的1/7~1/5。冰山的水下部分很大，其潜伏在水下的部分可以象暗礁或浅滩一样伸展得很远，不易被航船发现，当船舶接近时有触底或碰撞的危险。因此，船舶遇到冰山时一定要保持足够的距离。另外，当冰山流入暖海区后，因受暖水的溶冰作用，腰部逐渐变细，最后可能会突然翻倒下来激起巨浪，给附近航行的船舶带来危险。

影响海冰漂流的主要因素是风和海流。在无风的海域，浮冰和冰山随海流漂移，其漂移速度、方向与海流一致。在无流的海域，其漂移的方向，在北半球，偏向风的去向之右约28°；在南半球，偏向风的去向之左约28°；其漂移的速度大约是风速的1/50。实际上，冰的漂移运动往往是风和海流引起的漂移运动的合成。
在高纬度海域航行的船舶，应加强了望，注意船舶临近冰区的征兆，同时要注意雷达回波，按时接收冰况图和有关部门发布的冰情报告和警报。
2. 大洋冰况
海冰主要分布在高纬度海域，并随季节而变化。冬半年严重，活动范围大。夏半年较轻活动，范围逐渐向高纬收缩。
1）北太平洋

北太平洋上，白令海、鄂霍次克海、日本海、勘察加半岛以东海湾、北海道湾、阿拉斯加和渤海、黄海北部，都能结冰，但一年中的结冰期有所不同。

在太平洋的西部，冰界线平均位置在58°N附近。从阿拉斯加的马拉斯平纳冰川入海而形成的小冰山数量不多，其活动范围仅限于阿拉斯加湾沿岸较近的水域。日本近海的浮冰主要来自鄂霍次克海，流冰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月末至3月打最盛期，3月下旬开始衰退，4月末完全消失。

我国黄海北部和渤海每年冬季都会出现不同程度的海冰。在一般年份里，冰情并不严重，但在个别年份，可能发生严重冰情。通常，自11月或12月始，渤海和黄海北部海区由北往南逐渐结冰，1~2月冰情最重，2月下旬或3旬由南往北海冰逐渐消失，冰期为3~4个月。
2）北大西洋

在北大西洋，波罗的海和哈德逊湾，常年都有固定的岸冰。北大西洋的冰山主要来源于冰雪覆盖的格陵兰岛。在格陵兰岛的西岸，平均每年有7,000多座冰山滑入巴芬湾，其中平均每年有388座冰山被拉布拉多冷流带入大西洋，并向低纬漂移。这些浮冰和冰山，在格陵兰岛东南海域和纽芬兰东南海域最多，流冰的南界可达40°N。冰山有时能穿越湾流南下到31°N或以南。浮冰自11月下旬开始至次年3月期间不断向南漂移，覆盖纽芬兰岛以南“大滩”50%以上的海面，使向南漂移的冰山受阻。3月以后气温逐渐回升，浮冰开始融化，北方的冰山也随之南下，所以北大西洋西部的冰山的盛行期是每年的4~6月。北大西洋的冰山活动仅限于大洋的西部，东部由于受挪威暖流的影响，很少有冰山活动。
3）南大洋

南极大陆是世界上最大的冰山发源地。在南极大陆周围的洋面上，经常有22万座冰山在游动。因南大洋陆地少，三大洋相通，流冰的漂移自由度较大。多数冰山在向北漂移中被融化掉，因此南大洋的冰山多为2~3m厚的一年冰。这些冰山在55°S以南到处可以遇到，其北界可达45°S~40°S或更低的纬度。

§4.3
近岸浪与风暴潮

一． 近岸浪

风浪或涌浪传至浅水或近岸区域后，因受地形影响将发生一系列变化，称为近岸浪。在一定条件下，近岸浪对航海也有重大影响。

1. 波向折射和绕射
折射的结果是使波峰线越来越趋于与等深线平行。因此，外海传来的波浪，当它接近海岸时，通常波峰线总是与海岸平行的。海浪可以绕过障碍进入被岛屿、海岬或防波堤等遮蔽的水域。绕射进入防波堤的波高要减低。

2. 波长变小，波高增大
在波浪移向浅海的过程中，能量集中在越来越薄的水层内，水深变浅，波长变小，波高增大。当波陡接近0.7时，波浪就会变得不稳定并发生破碎。这种情况应引起航海者的高度重视，尤其在某些海区航行时，应密切注意水深的急剧变化，尽可能使船舶保持在深水区航行，例如在好望角沿岸和比斯开湾这种现象尤为显著。当台风袭击时，将船从内锚地调至外锚地深水海域抗台就是这个道理。
3. 岬角处浪高，海湾内浪小
当海岸线有曲折时，在凸出处出现波向辐合，此处波高变大，波浪的冲击力加强；凹进处出现波向辐散，此处波高变小，波浪的冲击力较小。因此，通常岬角受海浪冲击和破坏较大，而海湾内风浪较小，好避风。
4. 波浪卷倒和破碎
在浅水中，当波高接近水深时，波谷处的水质点受海底摩擦的影响，其速度比波峰处的水质点速度要慢些，使波前不断变陡，当波前几乎成垂直时，波浪就卷倒和破碎，称为“破浪”。因此，在暗礁处常出现白浪花。在海岸附近的破浪称为拍岸浪。


二. 风暴潮
1. 定义

风暴潮是指由于强烈的大气扰动（强风和气压骤变）引起的海面异常升高现象。风暴潮的高度与低气压中心气压低于外围的气压差成比例，中心气压每降低1hPa，海面上升约1cm。它具有数小时至数天的周期，叠加在正常潮位之上，而风浪、涌浪具有数秒或十几秒的周期，叠加在二者之上。由这三者的结合引起的沿岸涨水常常酿成巨大灾害，通常称为风暴潮或风暴增水。观测表明，风暴增水的过程最大值可以出现在天文潮的任何时段，较大或特大的最大值发生在天文潮高潮时极易造成大的灾害。世界上有记录以来的最高风暴潮是7.5m，是1969年美国密西西比沿岸的Camille飓风引起的。然而有时也能遇到相反的情况：背离开阔海岸方向的大风长时间吹刮，致使岸边水位急剧下降，暴露出大片海滩，严重影响船舶尤其是大型油轮的正常航行和锚泊。这种现象称为负风暴潮或风暴减水。受风暴潮影响的国家和地区包括日本沿海、美国东海岸、墨西哥沿岸、孟加拉湾沿岸、太平洋赤道以北的一些群岛以及中国沿岸。其中我国受风暴潮影响的地区主要有莱州湾、渤海湾、长江口到闽江口、汕头到珠江口、雷州湾和海南岛东北角一带。

2. 类型

诱发风暴潮的天气系统，有台风、强热带风暴、强锋面气旋、寒潮等。在我国，风暴潮一年四季都有发生，沿海夏、秋季多台风风暴潮，其频发区和严重区为沿海海湾湾顶及河口三角洲区；黄、渤海沿岸春、秋、冬季多温带风暴潮发生，3个温带风暴潮频发区严重区依次为莱州湾、渤海湾和海州湾沿岸区。
1）冷锋配合低压：
这类风暴潮多发生于春、秋季。渤海湾、莱州湾沿岸发生的风暴潮，大多属于这一类。其地面气压场的一般特点是，渤海中南部和黄海北部处于北方冷高压的南缘，南方低压或气旋的北缘。辽东湾到莱州湾吹刮一致的东北大风，黄海北部和渤海海峡为偏东大风所控制，在这样的风场控制下，大量海水涌向莱州湾和渤海湾，最容易导致强烈的风暴潮。
2）冷锋：
当西伯利亚或蒙古等地的冷高压东移南下，而我国南方又无明显的低压活动与之配合时，地面图上只有一条冷锋掠过渤海，造成渤海偏东大风，致使渤海西岸（渤海湾沿岸）和西南岸（黄河三角洲）发生风暴潮。
3）强孤立温带气旋：
指无明显冷高压与之配合的，暖湿气流活跃的那种气旋。这类风暴潮往往在春、秋季和初夏期间出现。
4）台风：
当台风在外海向开阔海岸移来时，岸边验潮站首先观测到海面的缓慢上升或降低，一般只有20~30cm，持续时间通常有十几小时（初振阶段），而后，随着台风的逐渐接近，风暴潮位急剧升高，并在台风过境前后达到最大值（激振阶段），最后是是激振过后遗留下来的一种振幅越来越小的潮位振动（余振阶段）。在我国渤、黄海沿岸，余振还可以是台风过后沿岸传播的边缘波引起的。
3. 预报
我国国家海洋环境预报中心自1974年正式向全国发布风暴潮预报。目前英国气象局能交替给出12、24、36小时或更长时效的风暴潮预报，但由于大气模式给出的风场、气压场尚远不能满足风暴潮预报的要求，温带风暴潮准确预报的时效也不可能太长。我国比较准确的温带风暴潮预报一般只有6~12小时的提前量或更短。尽管台风风暴潮数值预报模式具有24、48、72小时时效（甚至更长）的预报能力，但目前国内外比较准确的时效一般都在24小时之内。

懒猴航海

第九章
海流

海流对船舶运动有较大的影响，顺流增速，逆流减速，横流能使船舶的航迹在计划杭线的左侧或者右侧，即航迹发生明显的飘移，在强流区其作用就更大了；冷暖海流交汇处容易形成海雾，则使海上的海面能见度有明显的下降；海流还能带动海冰的流动，影响船舶的安全航行。此外，强大的海流还对天气和气候也有显著的影响。
一．海流的概述
海流亦称“洋流”。它是海洋中大规模的海水以相对稳定的速度所作的定向水平流动。海流是个矢量，它是具有一定的方向（流向）和一定的速度（流速）的量。流向是指大规模海水流去的方向，与风向的表示方法差180&ordm;，如有南向北的流，其流向是000&ordm;，则风向为180&ordm;；海流的流速是指大规模的海水在单位时间内流过的距离，其单位经常用节（海里/小时）和海里/日等。
海流的强度大小通常用海流的平均流量和平均流速来表示海流的强弱。平均流量大或平均流速大，则该海流就强；反之当平均流量小或平均流速小，则该海流就弱。
海流流动方向上流速最大点的连线，称为海流的主轴。主轴的分布和变化，对海洋水文地质状况影响很大。海流的流幅是指垂直于主轴的水平宽度和在垂直方向上的厚度，即主轴横断面上流速为0的那些点之间的水平距离和上下厚度。海流的规模常用流幅来表示。
二．海流的分类
1、按海流的成因进行分类
按海流的成因可把海流分为风海流、梯度流、补偿流和潮流四种。在大洋中主要考虑风海流和梯度流，潮流的量极小。但在岛礁区和海峡中的海流主要考虑潮流的作用，而且其量也较大，船舶驾驶员应特别要注意在大洋上、沿海、海峡和岛礁区中的航行时多考虑海流对船舶的影响。
1）风海流
风海流是在海面风的作用下形成的海水的水平流动。当风向不变的风在6小时以上的时间持续作用于海面，则使海面上产生的波动。风海流又分为定海流和风生流共两种。
定海流是由盛行风的长期吹刮而引起的，其特点是全年保持着大致相同的流向和流速。定海流又称为海水漂流，大洋洲中的海流多属于海水漂流一类。
风生流是由短时间内吹刮的风速引起的暂时性的海流，其流速和流向多是随着风向和风速而变。同一方向上，持续时间至少6小时以上定向风的作用所引起海面的波动。风海流是对航海较大的海流。
⑴风海流的流向：在地转偏向力的作用下，在大洋深海中，表层风海流的流向在北半球偏向风的去向之右约45&ordm;；表层风海流的流向在南半球偏向风的去向之左45&ordm;。由于流向与海深、海水中的摩擦力（海水粘度）有关。在沿岸浅水中的海流，当海深较浅时，海流的流向与风向几乎相差180&ordm;。如风向为135&ordm;，则流向为315&ordm;。
⑵风海流的流速：表层风海流的流速与盛行风的大小及所在的纬度有关，即：

υ0=0.0247ω√sinφ
(4.3)

式中为无限深海表层流速（以kn为单位）；ω为海面风速（以m/s为单位）；φ为本海区所在的地理纬度。式(4.3)又称为埃可曼风海流流速公式。在浅海中，由于海底摩擦的影响，流速表达式相当复杂，这里不作介绍。
2）梯度流
梯度流是在水平气压梯度力作用下所引起的海水水平流动。它又可分为密度流和倾斜流两种。密度流是指由于海水密度分布不均匀引起等压面倾斜而产生的海流。一般情况下，海水的密度取决于海水的温度和盐度。通常，在海洋中温度变化比盐度变化大得多，所以，海水密度的变化主要取决于海水温度的变化。在北半球，密度小（高温）的水域位于海流流向的右侧；密度大（低温）的水域位于海流流向的左侧；南半球的分布情况与此相反。
倾斜流是指在不均匀的外压场作用下的梯度流。例如，海洋上大气压分布不均匀，大河入海的河口或迎风的海边，它们引起海水的不均匀堆积，使海面（等压面）倾斜于水平面（等势面）而产生倾斜流。在北半球，对于面朝海流去向的观测者来说，海流的右侧等压面高，左侧等压面低。在南半球则相反，左高右低。
3）补偿流
海水的流动具有连续性，一处的海水流失，他处海水将流入补充，于是形成补偿流。风是形成这种补偿作用的重要原因。例如，在近岸处，风可导致增水和减水现象；在大洋中，不均匀的风场可产生海水的辐聚和辐散，它们不但能导致水平方向的海流，而且导致垂直方向的海流——上升流和下降流。因为海水温度随深度增加而降低，所以在有上升流的海区出现低温。
4）潮流
由于天体引力而引起的海潮，使海水发生周期性水平运动，这种海流称为潮流。在大洋中，潮流的量值极小，可以不考虑，而在近海或沿岸，潮流的量值较大，不可忽视。
2．按热力性质分类

当海流的水温低于它所流经海域的水温时，称为冷流或寒流，通常由高纬流向低纬的海流为冷流；当海流的水温高于它所流经海域的水温时，称为暖流，通常由低纬流向高纬的海流为暖流；当海流的水温与它所流经海域的水温基本一致时，称为中性流，通常沿东西方向流动的海流多属中性流。


三。海底地形对海流流速和流向的影响

海底的起伏不平也将对海流产生影响。当海流流经水下高地或山脉时，在上坡过程中，水深变浅，但是由于海水的连续性使单位时间内通过的流量不变，因而流速加快，科氏力也随之增大，原来的平衡状态被打破，海流发生顺时针方向的偏转。海流越过海脊后，科氏力随流速的变慢而减小，海流又发生逆时针偏转。反之，当海流流经水下凹地时，根据上述道理，流速变慢，科氏力减小，海流开始发生逆时针方向偏转，越过凹地之后又按顺时针方向偏转。南半球偏转方向刚好相反。
四、世界大洋表层海流模式

世界大洋表层海流以风海流为主，其形成主要受制于海面风场。由于稳定风系的作用，大洋表层的海水便产生相应的流动，综合各大洋海流的基本状况，可以总结出图4.8所示的大洋表层海流模式，图中划斜线部分表示大陆。

图4.8 大洋海流模式


1.信风流

在稳定的东北信风和东南信风的作用下，形成了两支强大的信风海流 ，分别称为北赤道流和南赤道流，它们自东向西流动，属于中性流，横贯大洋，宽度约2000km，流速约为0.5~1kn，靠近赤道一侧比另一侧大，可达1~2kn。南北赤道流的位置并不完全以赤道对称，而是稍偏向北半球。只有南印度洋的南赤道流位于10°S与南回归线之间。此外，北印度洋的北赤道流只有在冬季出现。

2.赤道逆流

在南、北赤道流之间有一支自西向东的赤道逆流，这是由于南、北赤道流到达大洋西岸时，受到大陆的阻挡分支而成的。赤道逆流在大洋东岸分支，又分别汇入南、北赤道流。它也是一支中性流。赤道逆流的位置与赤道无风带一致，偏于赤道以北，约在3°N~5°N到10°N~12°N之间，流速为1kn左右，最大可达3kn。北半球冬季较弱，许多地方只有0.5kn，甚至更小。

3.西边界流

南、北赤道流流到大洋西岸后分支，小部分向低纬汇入赤道逆流，大部分则转向高纬一侧，沿着大陆的边缘流动，成为近岸水系和大洋水系的边界，称为边界流。在大洋西部，当海水从赤道向极地运动时，地转偏向力也逐渐增大，使海流不断向东偏转，沿着顺时针方向运动（南半球逆时针方向），加上风系的切应力作用，导致大洋西部海水的加速运动。在各大洋中，所有强大的海流都集中在大洋西部的狭窄边缘上，如黑潮、湾流等。大洋的西边界流由于来自热带洋面，水温高、流速大，是较强而流幅窄的暖流，将大量的热量和水汽向高纬度输送。


4.西风漂流

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，其暖流特性在北半球可一直保持到横越大洋。在南半球因无大陆阻隔，形成一个连续水环，三大洋西风漂流彼此沟通。

5.东边界流

西风漂流流至大洋东岸分支，一支沿着大陆的西海岸流向低纬，分别汇入南、北赤道流中，构成了大约在纬度40°以下顺时针方向（南半球为逆时针方向）的大循环。这些大洋东部的海流，称为大洋的东边界流。与西边界流相比，东边界流是一支流动缓慢，流幅宽广，影响深度较浅的海流。平均流速约为0.5kn或以下，具有寒流性质。

赤道流、西边界流、西风漂流和东边界流，主要是受信风和盛行西风作用而形成的，因为所在纬度较低，水温较高，所以又称为暖水环流系统。


6.高纬冷水环流和南极海流

在北半球，西风漂流到达大洋东岸后向高纬的分支是暖流，进入极地东风带后，在风系和岸形的影响下，先向西然后在大洋西部折向南行，具有寒流性质。它在大约40°N附近与西风漂流汇合，构成一个反时针方向的小循环。这个小循环的海水温度较低，特别是大洋西岸，冬季结冰，春季多流冰或冰山，故称为冷水环流系统。

在南半球，陆地少，三大洋在西风带里相互连接，西风强劲，形成自西向东的西风漂流，而没有小循环，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。

综上所述，实际海洋上主要环流系统的形成是盛行风带、地转偏向力、海陆岸形分布等因子共同作用的结果。北印度洋海流受季风影响，随季风的风向变化而变动，称为季节流。


五、大洋表层海流系统

1. 太平洋

如图4.9所示，在北太平洋上，北赤道流在10°~22°N之间，自东向西流动，平均流速约为0.5~2.0kn，北赤道流达到菲律宾东岸分支，主流北上称为黑潮。黑潮是世界著名的暖流之一。它沿菲律宾以东北上，流经台湾东部海面进入东海，再转向东北经日本南部在40°N附近与亲潮汇合。黑潮的宽度和流速都有明显的季节变化，宽度一般约100n mile，流速在我国东海约为1~2kn，在日本南部沿海约为3~4kn，最大5~6kn。

黑潮到达40°N~50°N之后受盛行西风影响，形成了一支自西向东横穿大洋的海流，称北太平洋海流，其流速较小，约为0.5~1.0kn。达到北美西岸分为南北两支，一支沿北美西岸南下，称为加利福尼亚海流，是一支冷流，平均流速约为0.5kn。另一支沿北美西岸北上进入阿拉斯加湾，形成阿拉斯加流。它的一部分沿阿留申群岛南下，称为阿留申海流。

亲潮形成于鄂霍次克海和白令海，沿勘察加半岛和千岛群岛向西南流动，它是北太平洋上水温最低的寒流，流速约为0.5~1.0kn。

在南、北赤道流之间，有一支自西向东流动的赤道逆流，流到大洋东岸分成两支，分别汇入南、北赤道流，流速约为0.5~1.0kn，其位置偏向北半球。

南赤道海流约在4°N~10°S之间自东向西流动，流速约为0.4~1.3kn。其主流到大洋西部后沿澳大利亚东岸向南流动，称为东澳暖流，流速约为1.0kn。它在40°S以南与南大洋的西风漂流汇合。南太平洋的西风漂流，在南半球整个西风带上自西向东越过南太平洋到南美西岸后北上，形成秘鲁海流，流速约为0.5kn。秘鲁海流是世界大洋中行程最长的一股冷流。

图4.9 世界大洋重要表层海流系统示意图

2.大西洋

北赤道流源于佛得角群岛，在15°N~20°N之间自东向西流，横渡大洋后转向西北经安的列斯群岛进入加勒比海和墨西哥湾，流速均为2.0kn，然后经佛罗里达海峡，沿北美东岸北上，流至35°N附近后转入深海，这就是著名的墨西哥湾流，简称湾流，是世界上最强大的暖流。湾流的水温很高，常可达30℃以上。其宽度虽不宽，但流量相当大，流速可高达4~5kn。湾流到达40°N附近折向东北横过北大西洋，改称北大西洋海流，流速约为1.0~1.3kn。它的水温仍很高，把大量的热量输送至高纬，使西、北欧冬季气温比同纬度的亚洲大陆东岸高出10℃以上。

北大西洋海流在大洋东部形成几个主要分支，分别向南或北流去。一支经伊比利亚半岛和亚速尔群岛之间南下，称为加那利海流。一支经挪威沿岸向北流，称为挪威海流。另一支向北，在冰岛南部转向西流，称为爱尔明格海流。

拉布拉多海流是源于极地水域沿北美东岸南下的强寒流，水温很低，它将大量的冰山和海冰沿北美东岸向南带往纽芬兰岛附近。

东格陵兰海流是一支自极地海域沿格陵兰东岸流向西南的冷流，水温极低，常从北冰洋带来大量的海冰。此外，沿格陵兰西岸北上经戴维斯海峡进入巴芬湾的一支暖流，称为西格陵兰海流。

在赤道以北大约3°N~10°N，南、北赤道流之间自西向东流动的海流，称为赤道逆流。

南赤道流源于几内亚湾，沿着4°N~10°S之间向西流动，在南美东岸南下，称为巴西海流，流速小于1.0kn。巴西海流到40°S附近折向东与西风漂流汇合。在好望角附近，一部分沿非洲西岸北上，形成本格拉冷流，流速约为0.8kn。另一支沿南美东岸北上的海流，称为福克兰海流，这是一支夹带着冰山的寒流。


3.印度洋

北印度洋的海流主要受季风影响，称为季风流。冬季北印度洋在东北季风作用下，引起表层海水向西南方向流动，称为东北季风海流，平均流速约为2~3kn。东北季风流在赤道附近与东流的赤道逆流相接，构成了北印度洋冬季的反时针方向环流系统。

夏季北印度洋盛行西南季风，海水在西南季风作用下向东或东北方向流动，称为西南季风流。另外，在索马里沿岸有一支流向东北的索马里海流，表层海流均为东流，流速较大，一般都在4kn以上，最大可达7kn。夏季，赤道逆流消失，整个北印度洋直到5°S，表层海流均为东流，7、8月份最明显，它与南赤道海流构成一个顺时针方向的环流。由此可见，北印度洋的海流为季风流。

南赤道流在10°S~20°S之间向西流，流速在1.5~2.5kn。流到大洋西岸，一部分沿马达加斯加岛南下，称为马达加斯加海流。另一部分沿莫桑比克海峡南下，称为莫桑比克海流。莫桑比克流沿南非东岸继续南下，称为厄加勒斯海流，其流速比较大，有时可达4.5kn。它在非洲之角与西风漂流相接，抵达澳大利亚西岸后部分北上，形成西澳海流。


4.红海和亚丁湾

红海和亚丁湾的海流主要受季风影响。在东北季风期间，亚丁湾是西向海流，流速1.0~1.5kn，通过曼德海峡进入红海。在西南季风期间，亚丁湾为东向海流，流速约为2.0kn，红海海流经曼德海峡流入亚丁湾。

5.地中海和黑海

地中海的海流总体为逆时针方向环流，其中非洲沿海基本上是东流，欧亚沿海基本为西流。从直布罗陀到2°W附近的东流，平均流速2kn左右。从1°E通过西西里岛到塞得港的东流，平均流速0.5kn左右。从达达尼尔海峡出来的流进入爱琴海后，往南绕过希腊向西流去，流速0.5kn左右。

黑海的海流总体上也是逆时针方向流动。由于注入的河川较多，降雨量也多，形成了速度约为3kn的海流从黑海经博斯普鲁斯海峡流入地中海。在达达尼尔海峡通常为西南流，流速1~4kn。偏北大风时，在查纳卡累附近可达6kn。刮西南大风时，会出现逆流，但不多见。在马尔马拉海通常为西流，流速较小。在博斯普鲁斯海峡通常为南流，流速2~4kn，遇偏北大风时，流速有时可达7kn。图4.10为地中海、黑海海流示意图。

图4.10 地中海、黑海海流示意图


6.中国近海及邻近海区

1）渤海、黄海和东海

渤海、黄海和东海的海流是外海流和沿岸流两个流系组成，具有气旋式环流的特征。

外海流系是由黑潮主干及其分支（台湾暖流、对马暖流和黄海暖流）组成。黑潮起源于北太平洋上的北赤道流，自东向西的北赤道流在菲律宾东岸受阻后向南北分流：向南的一支流向棉兰老岛海岸南下；向北的一支就是黑潮，它沿菲律宾北部诸岛北流，在向北流的过程中，除有一部分流入巴士海峡外，其主流沿台湾东部流向东北，进入东海，并沿大陆坡流向东北，见图4.11。流抵日本奄美大岛以西约29°30′N、129°E附近又开始分支，主要的分支向东，通过吐噶喇海峡后沿日本南岸向东北方向流动。

图 4.11 渤海、黄海和东海的海流系统示意图

奄美大岛以西黑潮的另一分支，向北流经九州西岸外海，大约在五岛列岛南方海域再分两支：一支向东北流，通过朝鲜海峡进入日本海，这支海流通过对马岛附近，故称为对马暖流。另一支在济州岛南面北上进入黄海南部，称为黄海暖流。黄海暖流在北上过程中，受到沿岸水文气象条件的影响而很快减弱。这支海流的流向比较稳定，终年偏北，流速比黑潮和对马暖流要小，大约0.10~0.15m/s；在温度、盐度的分布上，呈现出明显的由黄海南部伸向黄海北部的高温、高盐水舌，特别是冬季最为明显。因而它可以给渤海、黄海带来高温、高盐的外海水。这支海流进入渤海分为两支：一支入辽东湾构成右旋环流，另一支在渤海南部构成左旋环流。

黑潮主流在台湾东北海域分出一个小分支，沿闽浙外海北上，可达杭州湾外，然后转折，向东与黄海冷水混合而变性。这支海流从台湾附近流来，故称台湾海流。这支暖流给我国浙江近海带来高温、高盐的外海水。当它与沿岸流交汇时，存在着明显的锋面，形成著名的舟山渔场。

黑潮在台湾的东南海域，于10月到翌年4月，有一部分流经巴士海峡进入南海，约在台湾的南面又分两支：主流向西南，称为南海左旋环流的一个组成部分，支流沿台湾西岸北上，与黑潮主干和台湾暖流汇合。

在东海，黑潮流速为1.02~1.54m/s，平均流量大约相当与长江年平均径流量的1,000倍。黑潮的水温较高，水面温度夏季可达29℃，冬季为20℃，由南向北递减。

由于我国沿岸有许多大小不同的江河入海，构成沿岸流系。沿岸流把沿岸海水冲淡，这些被冲淡的海水沿岸边流去。为了保持与外海暖流的交换与平衡，它们运动的总趋势是由北向南，同时不断地与外海海水混合，产生许多小旋涡。在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。


2）南海

南海位于热带季风区，夏季盛行西南风，冬季盛行东北风，季风方向与海区长轴一致，有利于稳定流系的发展。南海表面环流在风的作用下，具有季风漂流的特性。如图4.12所示，在西南季风期南海主要为东北流，在东北季风期主要为西南流。

图4.12 南海季风流

在西南季风期间，海水主要从爪哇海经卡里马塔海峡和卡斯帕海峡进入南海。主流靠近马来半岛和中南半岛一边，流速较快，流幅较窄，在向东北运动过程中，流幅逐渐分散。到达南海北部时，大部分海水通过巴士海峡流出南海，与南来的黑潮汇合北上，小部分海水继续北上，进入台湾海峡到东海。

在东北季风期间，南海盛行西南向的漂流，与夏季情况相反，黑潮部分海水经巴士海峡输入南海北部，同来自台湾海峡的沿岸流合并流向西南，主流沿中南半岛南下，绝大部分海水经卡里马塔海峡和卡斯帕海峡流入爪哇海，小部分海水经马六甲海峡流入安达曼海。在南海的东部，从苏禄海进入南海的海流有南、北两支：北支从吕宋岛和巴拉望岛之间的海峡流入，开始向西北，然后并入主流。南支从巴拉巴克海峡进来，向西或向西南，在南海中部和东部形成一个范围比较大的逆时针环流。冬季和夏季，南海西部的海流均比东部的海流强，强流区在越南近海。

3)中国近海及邻近海区海流的季节变化

影响中国近海及邻近海区海流系统季节变化的因素是很复杂的。对于外海流系来说，一般受黑潮及其本源（北赤道流）的季节变化、季风的作用、沿岸流系的消长、底层海水的削弱作用和海区的水量平衡等因素的影响。黑潮四季变化无一定的规律性，有的年份冬强夏弱，有的年份夏强冬春弱或冬夏相同；对马暖流的流速和流量有着年周期的特点，流速以9月最大，约为0.62m/s，2月最小，仅为0.10m/s左右；黄海暖流的流速也有明显的季节变化，通常是冬季强，夏季弱；台湾暖流的流速具有明显的季节性，夏季强，冬季弱；南海的表面流，夏季为东北流，最大的流速约为1.02m/s，冬季为西南流，最大流速约为1.54m/s。

影响沿岸流系季节变化的主要因素是沿岸江河大陆径流的年变化和季风的影响。我国沿海主要河流的径流量，夏季最大，冬季最小，沿岸流系的消长与之对应。由于沿岸流系除了大陆径流外，主要由浅海风海流和风效应引起的倾斜流组成，因此它的变化与季风变化相一致。在冬半年沿岸流有冷流的性质。

懒猴航海

第十章

大气环流

大气环流（General Circulation），是指全球性，大范围（水平尺度可达数千公里以上，垂直尺度在10km以上，时间尺度为1—2日以上）的大气运行现象。它既包括平均状况，也包括瞬时状况。其反映了大气运动的基本状态和基本特征，是各种不同尺度天气系统活动的基础。一般所谓的天气系统是大气环流的组成部分，而各种特定的天气过程也是以某种大气环流状态为背景。因此大气环流不仅决定各地的天气类型，而且还决定各地气候的形成和特点。本章主要介绍大气环流中的三圈环流、全球行星风带和气压带、季风环流、海陆风和山谷风的特点和生消规律。

§ 1.1§ 1.1§§2.1
单圈环流与三圈环流

一．
控制大气环流的基本因子

大气环流形成与维持是由影响大气运动的一些基本因子在长期作用下造成的，其中最主要的因子是太阳辐射、地球自转、地球表面不均匀（海陆和地形）和地面摩擦，当然这些外因都受通过大气本身的特性而起作用。
1.太阳辐射和单圈环流
在假设静止的地球上（An=0）以及在地表均匀(无海洋和陆地之分)的地球上，大气环流的直接能源来自于下垫面的加热、水汽相变的潜热加热和大气对太阳短波辐射的少量吸收。然而其最终的能源还是来自于太阳辐射，而由于赤道和极地的下垫面接受太阳辐射的差异及其年变化，支配着大气环流及其年变化。根据气象卫星得到的资料来看，地球—大气系统吸收太阳辐射在赤道附近有极大值，向两极迅速递减，故赤道的气温远高于两极，即得到太阳辐射能收支分布导致低纬度能量有盈余，而高纬度能量亏欠。所以在南北方向上产生一个温度差，从而在高空产生一个由赤道指向极地的位势梯度力，使高层的空气就产生向极地运动，空气在极地冷却下沉，使极地下垫面的空气有堆积，而赤道下垫面温度高有空气上升，这样在下垫面产生一个由极地指向赤道的气压梯度力，也就产生了由极地向赤道的气流，空气在赤道附近加热将垂直上升，就构成了一个南北向的闭合环流。这种大规模的闭合环流的特征是：在赤道附近的下垫面海洋为辐合上升运动，而极地为下沉辐散运动，在北半球高空为南风，低层为北风，这种环流圈是由大气加热不均匀造成，故又称为直接热力环流圈，即单圈环流。但实际上地球是在不停地旋转着，所以这种大规模环流尚不考虑地转自转的情况下，以及假设地球表面性质均匀的情况下，其实，单圈环流是不存在的。可以说是理论下的结果，见图2.1所示。

图2.1
单圈环流示意图

２．地球自转与三圈环流

对于大规模的大气环流，地转自转的作用很重要，同时还必须考虑地球自转参数，即地转偏向力在各个纬度上的差异，地转偏向力A=2ω·Ｖ·sinф在赤道上（sinф=0）为零，它是随着纬度增加而增加，到了两极最大。

在自转的地球上，假设地球表面性质均匀，地球—大气系统所接受的太阳辐射能，各纬度分布并不均匀，产生由热带地区指向两极的温度水平梯度，温度高的地方空气密度小；温度低的地方则密度就大。这样，在对流层中，赤道和极地上空就产生了由赤道指向极地的水平气压梯度，同时在低层又有极地指向赤道的水平气压梯度。当空气由赤道上空向极地流动时，受逐渐增大的地转偏向力的影响，气流本来与纬圈垂直，而逐渐向右转向沿纬圈方向运动。约在纬度30度附近，水平气压梯度力与地转偏向力达到平衡，气流运动方向转为自西向东（偏西风）。于是自赤道地区的气流源源不断向两极运动，在纬度30度附近堆积，形成一个高压区，从而产生下沉运动流到下垫面，使下垫面气压升高，形成一个眼纬度狭长的高压区，该高压称之为副热带高压。高压区内低层空气向四周辐散，一支向南补充赤道下垫面的空气流失，于是在低纬地区形成一个闭合经圈环流，称为赤道环流或哈德莱环流，又称低纬环流。
另一支向北的气流正好与来自极地高压流出的气流相遇，形成狭长的极锋区域，两股气流辐合上升，下垫面形成一个副极地低压，高空形成一个狭长的高压，高空气流辐散，分成两支，一支向南，向南补充副热带高压在高空的空气流失；向北的一支气流，补充极地高压高空的低压的空气流失，这样就构成了第二个闭合环流和第三个闭合环流。见图2.2所示为北半球三圈环流示意图，南半球的三圈环流与北半球对称。

图2.2
北半球三圈环流

3.地球表面的不均匀性
1）海、陆分布对大气环流的影响：由于海洋上空温度的日变化和年变化比陆地上小得多。夏季，当太阳直射到北半球时，大陆上增暖比海洋快，即陆地上的气温高于海洋上；冬季相反，海洋上的气温高于陆地上的温度。
2）地形的影响：大范围的高原和山脉对大气环流的影响是相当显著的。它们迫使气流绕行，分支和爬坡，并使气流速度发生变化。
二．世界行星风带与气压带
根据地转自转而引起的三圈环流模式，在下垫面的性质均匀的地球表面形成平行于纬度圈，而且绕地球成带状分布的气压带和风带，如图2.3所示。由赤道下垫面附近气压较低，形成的低气压就称为赤道低压带；在纬度30度附近的下垫面，气压较高，称为副热带高压带；在纬度60度的下垫面附近气压较低，该低压称之为副极地低压带；南、北极地下垫面附近气压较高，形成的高气压称之为极地高压。即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，气压带之间形成了风带，该风带依次为赤道无风带、信风带（北半球为NE信风带，南半球为SE信风带）、盛行西风带和极地东风带，见图2.3所示。下面简单介绍各气压带风带的特点。

图2.3
地面行星风带和气压带培训
陈家辉
P49

1、
行星风带


地球表面均匀而产生了行星风带，虽因为海陆分布和地表形态影响而改变，但仍能分辨出其带状分布，尤其在性质均匀一致的海洋，表现较为明显。
1).
赤道无风带（Doldrums）,
赤道无风带又称为赤道槽（Equatorial Trough），在赤道地区形成了低气压，即为赤道低压带，考虑地转偏向力很小，考虑地转偏转力很小，且南北两半球NE信风和SE信风的汇合处，故又称为赤道辐合带。又因赤道低压的等压线稀疏，且气压梯度力又小，风也很小，所以把这个地区称为赤道无风带。而赤道低压带在NE信风而SE信风之间，平均位置在南北纬10&ordm;范围内有南北位移，但其位置稍有偏北一些，这个区域由于气温高，多为上升气流，风力小，所以我们的远洋船舶航行于这个地区有时感到闷热之感，天空多为对流云系，夜间常有阵雨或雷雨，能见度不好。赤道地区，根据地转偏向力An=2ωVsinф,
sinф=0, An接近于0 ，所以风小，但赤道无风的位置随季节而南北移动，即常向暖的海域移动，能7—9月移向北半球；1—3月份移向南半球。
2).
信风带（Trades）

信风带的位置在南、北副热带高压带与赤道低压带之间的区域，平均位置在南、北纬20—28&ordm;之间，气流都是由高纬度的副热带高压流向低纬度的赤道低压，即北半球在吹北风过程中受地球自转（An≠0）作用而向右偏转，故在北半球吹NE信风，NE信风又称为贸易风；而南半球在吹南风过程中受地球自转（An≠0）作用，而向左偏转，吹SE信风。所以信风有以下特点：
⑴在北半球为东北信风带，信风带因为在副高之南，吹NE风，在海洋的东部，偏北成份大些，而海洋的西部则偏东成份大一些。
⑵在南北半球为东南信风带，信风带因为在副高之北，吹SE风，在海洋的东部，偏南成份大些，而海洋的西部则偏东的成份多些。
⑶信风区中一般比较干燥，晴朗，且能见度好，在大洋的东部和西部的天气有所不同，大洋的东部，大气层结稳定，晴朗天气，而大洋的西部，大气层结不稳定，降水较多。
⑷信风的最大特点是风向，风力几乎常年稳定，范围较大，其风力一般为3—4级，最大不超过5级。
3).
副热带无风带（Subtropical Calms）

在南、北纬度30&ordm;~35&ordm;一带是副热带高压呈东西向的脊线，脊线两侧的静风或者微风频率高，因气流下沉增温，天气晴朗，温暖，闷热少雨，称为副热带无风带，国外称为马纬度（Horse Latitudes）
4)盛行西风带
（Westerly）

盛行西风带的位置是在副热带高压带与副极地低压带之间的区域，由于在区域存在一定的气压梯度力，气流的方向由副热带高压向副极地低压流动，在北半球向北，而南半球向南，加之在地球自转的作用下，北半球向右偏转，而且地转偏向力又较大，故为WSW风；而南半球向左偏转，在地转偏向力又较大，即为WNW风。由于偏西成份很多，故把该区域称为盛行西风带。南半球，因海洋范围广，风向稳定，风力强，故又称为咆哮西风带（Roaring Westerly）。而在北半球，由于海陆分布和地形差异等因素的影响，西风带内处于副高的高纬度一侧，正好处于冷暖气团的交汇处，故多锋面气旋活动，出现明显的降水、锋面雾和大风的天气，海洋上还出现大浪，冬季大洋的西北部更为突出。
5)极地东风带（Polar Easterlies）

位置处于极地附近在60&ordm;—90&ordm;之间，由于纬度高，地转偏向力An较大，从极地高压流向低纬度的气流，在北半球右偏的量和在南半球左偏的量较大，接近于偏东风，故这个区域称为极地东风带（北半球为ENE，而南半球ESE）。
2、大气活动中心（Atmospheric Center of Action）

由月平均海平面气压图得到，全球经常存在着7—8个巨大的高、低压区，通常称之为大气活动中心。大气活动中心的存在与海陆分布和下垫面的性质有一定的关系，北半球海陆交错，大气受冷源的下垫面影响，有明显的季节变化，因此有的大气活动中心随季节变化而存在，这种称为半永久性大气活动中心；而有的大气活动中终年存在，只不过其强度随季节而变化，这种系统称之为永久性大气活动中心。属于半永久性大气活动中心的有冬季的西伯利亚高压、北美高压，澳大利亚高压，南美高压和非洲高压等，夏季的北美低压，印度低压，澳大利亚低压，南美低压和非洲低压等；属于永久性大气活动中心的有赤道低压带，副热带高压，副极地低压，极地高压。其中副热带高压包括北太平洋高压（夏威夷高压）、北大西洋高压（亚递尔高压）、和南印度洋高压；而副极地低压包括南北半球的副极地低压，像北半球的阿留申低压（Aleutian Low）和冰岛(Iceland Low)为较强副极地低压，而又较明显。这些行星气压带都属于永久性的大气活动中心。

§2.2
季风环流与局地环流

一、季风环流
通常，将大范围风向随季节而有规律转变的盛行风称为季风（Monsoons）。
1、季风的成因和分布
1）季风的成因

季风的形成与多种因素有关，但最主要的是由于海陆热力差异和行星风带的季节性位移，此外像青藏高原，美国的洛基山和法国的阿尔卑斯山等庞大的地形，对大气的动力作用和冬季冷、夏季热源作用也不可忽视。
⑴海陆季风（Sea--Land Monsoon）

海陆季风是指由于海陆热力差异引起的风向随季节明显变化的风系。冬季，陆地上温度比同纬度海洋要低，从而陆地上气压高于海洋上的气压，即陆上为高压，而海上为低压，则水平气压梯度力的方向由陆地指向海洋，形成陆地吹向海洋的冬季风；而夏季，陆地上的温度要高于同纬度海洋，从而陆地上的气压要低于海洋上的气压，即陆上为低压，而海上为副高，水平气压梯度力的方向由海洋指向陆地，形成海洋吹向陆地的夏季风。故冬季近地面的风从陆地吹向海洋；夏季由海洋吹向陆地。中国沿海地带是世界上较著名的海陆季风之一，所以冬季的风是由陆地吹向海洋，而夏季的风是由海洋吹向陆地，但还要考虑水平地转偏向力的影响，北半球是向右偏转，南半球是向左偏转。见图2.4所示。

图2.4
海陆季风形成示意图

地球上季风最强的区域在热带和副热带范围内，原因就是在赤道附近海、陆的温度差异终年很小，随纬度增高，海、陆的温度差异增大季风明显增强，故到达中纬度较明显，而到了高纬度，该区具有锋面和气旋的活动多，风向变化复杂，季风规律性受到扰乱，故高纬度季风不明显。
⑵行星季风（Plantary Monsoon）

行星风带随季节有规律南北位移，从而引起风向随季节性转变而形成的季风称为行星季风。地球上有五个行星风带总是向夏半年而移动，如北半球夏季向北移动，南半球向南移动。如冬季北半球西风带的最南缘地带，到了夏季可能被东风带所占据，所以冬、夏季的盛行含有180度的变化。行星风向变化的区域基本上呈带状分布，可以发生在沿海，内陆以及大洋中部。就纬度而言，这种季风在赤道和热带地区最明显，常称之为赤道季风或热带季风。例如，在太平洋东部，冬季赤道低压带停留在南半球，夏季，赤道低压带将越过赤道，移到北半球，最北可到达10&ordm;N。
⑶青藏高原等大地形的作用

青藏高原的平均高度4km，东西宽3000km，南北宽1600km。从而对维持和加强南亚夏季风起了重要作用。也是南亚SW季风较强的重要原因之一。而冬季时，由于大地形的阻挡作用，冷空气进入南亚后强度明显减弱，故南亚的冬季风的强度也较弱。
此外，除了以上各因素的共同作用而形成了季风，但季风的强度和特点也受所处的纬度和地理条件的不同而不同。
2）季风的分布

世界上季风的分布范围很广，主要分布在亚洲（南亚和东亚和东南亚），和赤道非洲，此外在澳大利亚季风也较明显，见图2.5所示。南亚季风的明显主要是由行星风带的季节性位移引起的。当然海陆热力差异和青藏高原大地形也起着相当大的作用。

图2.5
世界季风分布图（有斜线的区域为季风区）

2亚洲季风（Asia Monsoon）

亚洲季风是世界上范围最广，最强盛的季风。亚洲大洲处于中低纬度地区，而且又是地球上最大的大陆，东侧又是海洋。所以亚洲季风根据季风的成因和季风气候特征可分为东亚季风和南亚季风区。
1）东亚季风（East Asia Monsoon）

东亚季风主要是由海陆热力差异而形成的。东亚位于欧亚大陆（世界上最大的大陆）的东南部和北太平洋之间，气温和水平气压梯度的季节变化比其他任何地区都显著，因此这一地区发生的季风主要是由海陆热力差异引起的季风，所以亚洲季风是世界上最强盛的季风。其范围包括我国东部，朝鲜，日本等地区和附近的广阔海域。
冬季，欧亚大陆上的西伯利亚高压盘踞着亚洲大陆，寒潮或较强冷空气不断爆发南下，陆上温度较低，而形成冷性高气压，而海洋上温度高，海洋上气压与陆上相比明显要低，故水平气压梯度力的方向由陆上指向海洋，故高压前缘的偏北风就成为亚洲东部的冬季风，见图2.6所示中的直线风向。由于所外的高压部位的差异，通常各地的冬季风风向由北向南依次为NW，Nly和NE风。如渤海，黄海，东海北部和日本海附近海面多为NW风和偏北风，东海南部和南海多为NE风，东北信风在东海南部和南海也得到加强。由于西伯利亚冷高压南下时，强度较强，水平气压梯度较大，故风向较稳定，风力较强，一般黄海，渤海的风力可达7—8级，东海为5—6级，寒潮爆发时，中国沿海的风力可达10—11级阵风可达12级。

图2.6亚洲东部的季风

夏季，亚洲大陆为热低压控制，同时西北太平洋的夏威夷高压北跳西伸，副高与热低压之间出现偏南风，SLY便成亚洲东部的夏季风，见图2.6所示的点划线的风向和气压场分布。夏季风在中国沿海由北向南风向为SE，Sly和SW 风，即渤海，黄海，日本海多为SE风，东海北部为SLY，东海南部、华南沿海、南海及菲律宾附近洋面多为SW风。由于在夏季水平气压梯度比冬季时小，所以，夏季风的强度弱于冬季风，海上风为3—4级左右。
2）南亚季风（South Asia Monsoon）

南亚季风区域较广，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接。南亚季风以印度半岛和北印度洋表现最突出，因此又称为印度季风。南亚季风的明显主要是由行星风带的季节性位移引起的。当然海陆热力差异和青藏高原大地形也起着相当大的作用。

冬季，行星风带将南移，赤道低压带移到南半球，欧亚大陆冷性高压强大，其南部的NE风就成为南亚的冬季风。由于亚洲南部远离冷性的大陆高压中心，并有青藏高原大地形的阻挡，再加上印度半岛面积相对较小，纬度较低，海陆之间水平气压梯度较弱，所以冬季风不强，自11月至次年4月，北印度洋的洋面上吹NE季风，风力一般为3—4级，被航海界称之为航海的“黄金季节”。

夏季，亚洲南部增热强烈，形成高温低气压，低压中心位于印度半岛北部，该地区水平气压梯度增大，盛行SW季风，而此时南半球为冬季，澳大利亚冷性高压开始发展加强，并与南印度洋副高合并加强，位置偏北，使这一地区水平气压梯度加大。与此同时，南半球的SE信风越过赤道进入北半球之后，受到地转偏向力的作用，逐渐转为SW信风。这样，在北印度洋上SW季风与SW信风迭加在一起，风力成倍增大，造成夏季北印度洋洋面上SW风特别大，成为著名的狂风恶浪的海域。在北印度洋上一般5月份由NE转为SW，7月—8月，SW风达到最强，风力可达8—9级，并伴有暴雨，巨浪。到10月由SW转为NE。
综合上述东亚季风和南亚季风的主要成因不同，性质也不相同。南亚季风中，由于受大地形影响，夏季风要强于冬季风；而中国沿海则由海陆差异，冬季风要强于夏季风。除亚洲季风以外，还有北澳大利亚，印尼和伊里安季风、西非季风，北美季风和南亚季风等。
二、局地环流

大范围气压场在水平气压梯度不大的条件下，在海陆，山谷等地表热力作用差别较明显的地区，其风向，风速常表现出某种地方性特征。海陆风及山谷风就是这些地方性风比较常见的两种风。这两种风都是由于低层大气各地的局部增热（或冷却）不均匀而发展起来的一种小规模的热力环流，所以地转偏向力在其中的作用较次要。下面讨论时将不予考虑，即认为空气就是沿水平气压梯度方向运动的。局地环流产生的原因就是下垫面的性质不均匀，或地形的局部热力和动力因素而引起的特殊的地方性环流。
1．海陆风（Sea—Land Breeze）

在海陆交界的地区，白天，近地面层的风从海洋吹向陆地，某一高度以上，风又从陆地吹向海洋；夜间，情况完全相反，近地面层的风从陆地吹向海洋，高层则由海洋吹向陆地。这种有明显日变化特征的风系称之为海陆风环流。其中白天由海面吹向陆地的地面风称之为海风；夜间从陆地吹向海洋的风为陆风。见图2.7所示。

图2.7
白天和夜间的海风陆风

产生海陆风的根本原因是海陆的热力差异，即海上和陆地空气增热、冷却不均，实际上就是完全由海陆温差而引起的，而与大范围的气压系统无关。白天，陆地上空气增温迅速，海面上气温变化甚微，因而陆地上空气受热膨胀向上空输送的空气质较海洋上为多，这样造成临时性的海上为气压高于陆地的，而出现由海洋指向陆地的水平气压梯度，并在水平气压梯度的作用下，下垫面的气流由海洋流向陆地，故白天下垫面上吹海风（Sea Wind）；而夜间，陆地上空气冷却很快，即陆上的气压高于海洋，水平气压梯度的方向由陆地指向海洋，所以下垫面的气流由陆地流向海洋，故夜间下垫面上吹陆风（Land Wind）。
一般海风要比陆风强。海风最大可达2—4级左右，陆风只有1—2级，由于最大温差发生在海岸线附近，故海陆风强度在海岸地区达最大值，随着远离海岸，海陆风逐渐减弱。海陆风发展最强烈的地区是在温度日变化最大及昼夜海陆温差最大的地区。所以在气温日变化比较大的热带地区，全年均可见到海陆风；中纬度地区海陆风较弱，且多在夏季才出现；高纬地区只有在无云的日子里才偶尔见到弱的海陆风。中国中低纬度沿海及台湾地区在夏半年海陆风明显，且海陆风较强。特别注意的是，白天海陆温差大，加以陆上的气层又较不稳定，有利于海风的发展，而晚间海陆温差较小，能涉及的气层一般较薄，相应的陆风也要弱于海风。
海风和陆风的转换时间随地区和天气条件而不同。通常，海风始于9—11时，到13—15时海风最强，日落后明显减弱，17—20时开始转为陆风。如果是阴天，海风出现的时间要延迟，有时到中午12时左右才出现，强度也明显减弱。

我国的不少港口如连云港，秦皇岛等港口有明显的海陆风。白天海风能从海上带来大量的水汽，使陆地上空气湿度增大，有时在沿海港口形成雾和低云，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；海风还使船舶靠泊的时候有向岸风，对顺利靠泊有一定作用。夜间时靠泊的时候有离岸风的出现，这对船舶在靠泊时有一定的困难，应特别注意。
2山谷风（Mountain----Valley Breeze）
白天，山是伸入到大气中的一个热源，它加速了山坡附近空气的增温，使同一时刻山坡的气温高于谷地的气温。夜间，山对大气是冷却，它加速了山坡上气温的下降，使其温度比谷地气温低。如果大范围气压场的水平气压梯度不大时，这种由地形起伏所造成的热力不均匀，也能引起一种有
明显的日变化的地方性环流—山谷风环流。
白天，山坡外很快增热，暖空气不断上升，而谷地增热却很慢，造成在山坡和谷地之间的气压相比较，谷地的气压高于山坡，则水平气压梯度由谷地指向山坡，故白天风从谷地吹向山坡，称为谷风；夜间则相反，山坡冷却快于谷地，山坡温度低，而谷地冷却快，且山坡的气压高于谷地，水平气压梯度由山坡指向谷地，故夜间风从山坡吹向谷地，称为山风,见图2.8所示。

图2.8
山谷风

在山区，山谷风是很普遍的现象，例我国乌鲁木齐市的天山、准噶尔盆地，还有沿海港口如云港，和秦皇岛都能观测到明显的山谷风。特别强调的谷风一般9—10时开始，午后最强；山风于日落后开始，逐时在增强，日出前最强。通常谷风要比山风强，且山谷风夏季明显，冬季不太明显。
无论是海陆风还是山谷风，对它们的出现有决定的意义的，是局地温度场细微结构及其变化。但要满足以下条件：
1)系统性的风不很强；
2)陆地（或谷地）的气温将有较大的日振幅。
这两个主要条件，就可以预知海陆风或山谷风是否明显表现出来。
中国沿海港口如连云港和秦皇岛能观测到明显的海陆风，但还由于地形作用，同时存在山谷风，造成白天的向岸风（海风+谷风），和晚间的离岸风（陆风+山风）很显著。所以在连云港等白天靠泊很方便，而晚间靠泊相当困难的原因，故船舶驾驶员在这些港口靠泊时多考虑海陆风和山谷风的作用。

懒猴航海

第十二章天气图的基础知识

为了能清楚地表示各地天气和天气系统的分布及其发生展的情况，通常把各地区同一时间所观测到的气象要素（包据陆地、海上商船和渔船），用国际规定的天气符号，按统一的格式，把有关资料和信息等填绘在空白的地图（称为天气图底图）上，这就是天气图。将前后不同时次的天气图进行比较， 分析大范围天气演变情况，再根据天气演变的规律，并配合气象卫星云图，船舶驾驶员就可以简易地制作出未来的航线天气预报。


一.
天气图底图
天气图底图的范围，主要根据预报时效的长短，预报区域所在的地理位置和季节而定。如常用的亚欧地区的天气图，东亚地区天气图、区域小的图以及北半球天气图等。由于球面是不可伸展的球面，而地球仪在使用中很不方便，所以需要用不同的地图投影方法，按一定的比例把地球面上的特点变换到平面上去。在地图投影中，通常按照下列三个方面的要求来选择地图投影法。
(1)正形：指地图上保持了地球表面小区域原有的形状，任意地点微分线段的比例尺不因方向而异。其最明显的特征是，地图上各处经线和纬线都相互垂直。此类投影又称等角投影。
(2)等积：指地图中任何部分的面积与地球表面上相应部份的实际面积的比例相等。
(3)正向：指地图上从投影中心到其他任何地点的方向都与地球表面的实际方向一致。
在天气图分析中，主要考虑保持图形形状和方向的正确，使用上所填的风向和所显示的气压系统的形状及移动方向都能符合实际情况。所以，天气图中所采用的地图的投形都需要满足正形和正向的要求。
天气图底图常用的地图投影有以下三种：
1.兰勃特正形圆锥投影
兰勃特正形影圆锥投影是在圆锥投影的基础上经过改进而得到的。 圆锥投影法是将平面图纸卷成圆锥形，使圆锥的轴和地球仪地极轴重合，圆锥面与地球仪相切于某一纬圈或相割于两标准纬圈，光源置于地球仪中心，将地表投影到圆锥面上， 见图12.5.a所示。天气图使用的圆锥投影，经过了适当的修正，使用一点上经向和纬向长度的放缩率相同，称这为兰勃特正形圆锥投影，这种投影法，在中纬度地区误差较小，是海上收到的传真天气图广泛采用的一种天气图底图， 见图12.5.b所示。

图12.5a双标准纬线圆锥投影法

图12.5b兰勃特投影法

2.墨卡托投影
墨卡托投影是在圆柱投影的基础上经过改进而得到的。圆柱投影法是将平面图纸卷成圆柱形，使圆柱的轴与地球仪地轴相重合，圆柱面与地球赤道相切，或与地球仪相割于某两标准纬圈，光源置于地球仪中心，还将球面各点投影到圆柱面上， 见图12.b.a所示，然后将圆柱面展开即可得到圆柱投影图。经过订正后的圆柱投影 ，为满足正形要求，每一点上经向和纬向长度的放缩率相等，标准纬圈是南北纬22.5&ordm;。投影图的经线和纬线都是直线， 且相交成直角。赤道和低纬度地区的天气图的底图一般多采用此种投影法，见图12.6.b所示。

图12.6.a圆柱投影法

图12.6.b墨卡托投影法

3、极射赤面投影
极射赤面投影是将光源放在地球仪的南极，把地球表面上各点投影在北极的切平面TG或60&ordm;N的割平面T’G’上，如图12.7.a所示。用此投影法得到圆形，见图12.7.b所示，其经线为放射状直线，纬线为同心圆，经、纬线相交成直角，能满足正形和正向的要求，一般高纬度地区及南、北半球的天气图的底图一般多采用这种投影法。

图12.7.a极射赤面投影法

图12.7.b墨卡托投影图

二、天气图的种类
由于天气现象是三度空间的现象，所以必须在水平方向和垂直方向上同时考虑气象要素或天气系统的分布。根据海上简易的航线天气预报的需要，通常采用的天气图有地面天气图、高空天气图和辅助天气图等。
根据世界气象组织（WMO）的规定，地面天气分析图（AS）是通过利用每隔6 小时一次即每日世界时00，06，12，18时的观测资料分别填绘，并制作出来的，因而图时分别各每日世界时00，06，12，18时，相应东八区的北京时间分别为08、14、20、02时。除了上述每日4次基本天气观测时间这外，中间还有4次补充观测时间，分别为世界时03，09，15，21时，所以实际上每日3 小时就有一张地面天气分析图产生。但在船舶上一般只能收到四张地面天气分析图。而高空天气图，则是利用每日世界时00和12时（北京东八区为08和20时）。
三、天气图的绘制过程
天气图的绘制（分析）过程基本上有三个方面要做，即：
第一：是气象中心部门和海洋部门对气象、水文要素观测记录的收集。各陆上，山顶上和船舶海上观测站按规定对各气象、水文要素定时观测和记录后，进行编报并向中心气象台或国家海洋气象中心发报或传真或E-MAIL；
第二：气象中心或海洋气象中心的分析员收到电传、电报和E-MAIL后，按各观测站的位置和资料进行绘填，按国际统一规定格式，立即将气象电码译成数字或符号填在天气图底图上的相应位置上；
第三：天气图分析，在填好的天气图上，绘制各种的等值线，并标注天气系统符号和天气区等。这样就产生一张可供海上天气预报用的天气图，特别注意的是各种等值线是用计算机和人工同时绘制进行比较而得来的，各种天气系统符号和天气区为人工绘制。而预报图都是由计算机绘制得来的，即就是各数值预报产品。所以船舶驾驶员尽可能使用数值产品，来制作出简易航线天气预报，使船舶在海上安全、经济和环保航行。
用于绘制天气图的观测资料要满足同时性、代表性和准备性三个条件。所以，就要求气象观测台站，特别是海上船舶观测站在水文、气象观测时，具有认真、负责、真实的态度。严格执行GB观测规范，做好海洋水文气象的测报工作，使海上天气预报更准确，使海上航行的船舶更安全。
四、地面分析图和低纬度流线图
1．
地面分析图——AS图（Surface Analysis）
将地面气象要素按照统一的格式，见图12.8所示，填写到天气图底图上就形成的地面天气图。地面天气图简称地面图（AS），除了填写地面和海平面观测记录外，还填有一部分高空气象要素的观测记录，如云等。此外，还填写有一些反映最近时段内气象要素变化趋势的记录，如三小时变压（△P3）、海平面气压变化倾向、最近6小时内出现过的天气现象等。另外海平面上的气象素包括气温、**、风向、风速、海平面气压和天气现象。所以地面天气图是天气分析和预报中最基本的很适用的综合性天气图，分析的内容一般包括：等压线、等三小时变压线、风场情况、锋面和天气区等。通过对地面图的分析，可以了解地面天气系统和天气现象的分布和历史演变情况，从而推断出未来航线上的天气情况和变化。地面分析图的实例见第12章第三节中ASAS图

图12.8地面天气图的填图格式

1）海平面气压场的分析
海平面气压场的分析，就是按规定在地面图上绘制等压线，等压线绘出后，就能清楚地看出海平面高度上气压系统的分布情况。
等压线（Isobar）shi 用黑色实线绘制。我国规定一般每隔2.5hpa或5.0hpa画一条等压线，按…995.0,997.5,1000.0,1002.5…等数值线序列绘制等压线；在冬季时北半球欧亚地面天气图上气压梯度很大时，则用5.0hpa画一条等压线，按…995.0,1000.0,1005.0,1010.0…等数值序列绘制；像日本、美国和英国等国家常每隔4.0hpa画一条等压线，按…992,996,1000,1004…等数值序列绘制。等压线绘制完毕后，确定高、低压天气系统中心时，高压，国际上用“H” 表示，我国用“G”表示，都用蓝色；低压，国际上用“L”表示，我国用“D”表示，都用红色，对热带气旋也用红色的
或T表示。高、低压中心强度数值，一般为整数，用黑色醒目地标注在H或L的下方。
2）等3小时变压量的分析——△P3
在地面图上通过分析等三小时变压量线，可以了解等三小时变压量的分布情况。由各地三小时变压线，一般用虚线表示，通常每隔1.0hpa分析一条，要标注每条等值线的数值和气压中心的最大变压值，并在正、负变压中心前分别加注正号（蓝色），负号（红色）。三小时变压量的值是过去三小时内海平面气压变化的综合反映，在一定程度上可以指示未来短时时间内气压变化的趋势。因此等三小时变压量的分析有助于确定锋面性质和位置，亦可作为预报气压系统和锋面移动方向的重要依据。
3）锋线的分析
锋是重要的天气系统之一，在地面图上锋表现为锋线，在其两侧气象要素的分布常具有不连续的特征，即有突变现象。据此在地面图上可分析出锋线的位置、性质和强度等。各种锋线用不同的符号或颜色表示，如图12.1所示。

表12.1各种锋的符号

4）天气现象的分析
为使各种主要天气现象的分布一目了然，在气象台的地面分析图上，还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（Weather Phenomena）的区域。见表12.2所示。

表12.2重要天气区的表示方法

2. 低纬度流线图（Streamline Chart）
在赤道附近和低纬度地区，空气运动不遵从地转平衡关系，并且气压日较差通常比实际变化大，往往掩盖了天气系统活动所引起的气压非周期变化。因此低纬度地区以流线分析代替等压线分析比较恰当。
1）流线的概念和表示方法
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），即在流线上各点的风向与流线相切。在流线图上，用常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：流线不能交叉，但可以分支；既能起止于流线图的边缘，也可起止于风向有急剧变化的地方;风速大的地方，流线密集分布，风速小的地方，流线分布比较稀疏。
2)流线图上常见的水平流场型式
⑴平直流线与波状流线
流线中最常见的是平直流线和波状扰动流线，见图12.9所示。平直流线是由一束接近于平行，略有弯曲的流线组成的。波状流线相当于气压场中的波状低压槽和高压脊，反映了低纬大气中的波动扰动。

图12.9平直流线与波状流线

⑵渐近线
渐近线是指流线分支或汇会的线，想当于数学中的渐近线，当流线离开它时，流线呈辐散状，称为辐散渐近线，如图12.10.c所示。当流线处于趋近它时，流线呈辐合状，则称为辐合渐近线，见图12.10.d所示。辐合渐近线往往与一些活跃的对流天气区相联系，天气区一般出现积云、积雨云、阵风、阵雨等云和天气。

图12.10渐近线

⑶奇异点
奇异点是流场中的静风点，在此点上风速为零，没有风向，其附近风速也较小。通过该点可画出一条以上的流线。奇异点可分为尖点、涡旋（汇、源）和中性点。
尖点：尖点是波动向涡旋发展的过渡型式，其生命史一般很短，在实际工作中常因资料不足而难以分析出来。如图12.11所示，是表示在东西方向气流中的气旋性和反气旋性的尖点。

图12.11尖点

涡旋：涡旋的流型包括流入气流、流出气流、气旋式气流和反气旋式气流等多种型式。通常地面流场中主要有两种涡旋，即：辐合型的气旋式涡旋和辐散型的反气旋涡旋。分别以符号“ C ”和“ A ”表示，它们相当于气压场中的低压和高压。这处具有辐合点（汇）或辐散点（源）的流场，也称为单汇辐合流场或单源辐散流场 ，见图12.12所示。

图12.12涡旋的种类

中性点：二条辐合渐近线与二条辐散渐近线的交点称为中性点，它相当于海平面气压场中的鞍形场，见图12.13所示。

图12.13中性点

五 .
高空天气图（Upper Chart ,Isobaric Chart）
高空天气图，在实际工作中普遍采用的是等压面图。将各等压面的观测资料填写在天气图底图上，填图格式见图12.14所示，就构成了等压面图。航海上常用的标准等压面图通常有850hpa，700hpa和500hpa三种，它们所对应的平均高度分别为1500米，3000米和5500米。高空等压面图上一役分析等高线、等温线、槽线、脊线和切变线，它能清楚得反映高空气压系统和温度场的分布，还可以对天气系统的空间结构作进一步的分析研究。因此，它也是日常工作中的一种基本天气图。

图12.14高空天气图填图格式

1 .
等高线（Contour）的分析

等高线是用黑色铅笔以平滑的实线绘制的。我国规定，相邻等高线间隔为40位势米。所以在850hpa等压面图上的等高线的数值为…140，144，148，152…；700hpa等压面图上的等高线的数值为…296，300，304，308…；500hpa等压面图上的等高线的数值为…576,580,584,588…。闭合的等高线的高值区（高压区）中心标注“G ”，低值区（低压区）中心标注“ D ”。国外有些国家，如日本，英国，美国等规定相邻等高线间隔为60位势米，高值区（高压区）和低值区（低压区）分别“ H ” 和“ L ”来表示。所以850hpa等压面图上等高线的数值为…1440，1500，1560…；700hpa图为…2940，3000，3060，3120…；500hpa图上为…5760，5820，5880,…。在高空等压面图上，等高线的分布多呈波状。由于高空大气运动受地面摩擦力的影响很小，因此高空风与等高线的关系接近与地转风，即地转风的去向就是等高线的走向，等高线密集的地方，风速则大；等高线稀疏的地方，风速则小。
2 .
槽线(Trough line)和切变线(Shear line)的分析
槽线是低压槽内等高线曲率最大点的连线，它是气压场的特征线。槽线和切变线都是用棕色铅笔绘制的。在北半球，槽线多呈南北向或东北与西南走向，通常槽前为SW风，槽后为NW风。切变线是风的不连续的一条线，切变线两侧风向或风速巨有较强的气旋性切变，它是风场的特征线，切变线常见于850hpa和700hpa图上。槽线和切变线的共同点是风向均巨有较强的气旋性切变。
3 .
等温线(Isotherm)的分析
等温线是用红色铅笔绘制的，而在传真天气图上是用虚线来表示，我国规定每隔4&ordm;C画一条等温线，冷中心用“L”来表示；暖中心用“N”表示。国外高空图上的等温线之间的间隔一般采用6&ordm;C或3&ordm;C，冷中心用“C” ；暖中心用“W” 。等温线的分布有的地方密集，有的地方稀疏，如等温线较密集处就是冷、暖空气交汇的地带，既存在锋区。当然大部分的等温线呈波状分布，其位相稍落后于等高线，表现为冷槽、暖脊的水平结构，见图12.16所示。

图12.16高空图上常见的温压场配置情况

4 .
温度平流(Temperature Advection)的分析
温度平流，又称为温度的平流变化，是指冷、暖空气的水平运动引起某些地区增暖或变冷的现象。在高空图上，可根据等高线和等温线的配置情况，来判断温度平流的性质和强度，从而推断气温和气压未来的变化。图12.17所示，等高线与等温线相交，气流由低值等温线的冷区吹向高值等温线的暖区，在这种情况下，冷空气所经之处，气温下降，故有明显的冷平流(Cold Advection)；图12.18所示情况正好相反，气流由气温的高值区（暖区）吹向气温的低值区（冷区），暖空气流经之处，气温升高，故有明显的暖平流(Warm Advection)；图12.19所示中的等高线与等温线基本平衡，风沿着等温线方向吹，温度平流为零。双断线为温度平流零线，它是冷，暖平流区的分界线。

图12.17冷平流12.18暖平流

图12.19零平流

温度平流线强度是指单位时间内因温度平流而引起的温度变化数量大小。可从等高线疏密程度、等温线疏密程度、等高线与等温线的交角这三方面定性判断温度平流的强弱，即：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。
高空分析的实例，请参阅§12.3中的AUAS图。
五、
海上主要气象传真图
气象传真广播(Meteorological Facsimile Broadcasts)是一种发展迅速的现代化通信技术。它既能传送信息的内容，又能传送信息的图像，所以航海上在70年代已经开始使用了。近几十年来，气象传真广播得到了迅速发展，其覆盖范围几乎遍及全世界海洋。几乎所有重要的沿海国家都通过传真广播，为沿岸航行的船舶服务，并为沿岸航行的船舶提供各种天气图，海况图及卫星云图等，使航行该海区的船舶有充足的天气和海况资料信息，另外船舶利用无线电气象接收机、电传、GMDSS、广播电视和互联网，及时获得周围海区的各种气象和海况信息。这样，船舶就可以通过这些信息资料来选择安全的、经济的和环保的最佳航线，保障船舶能顺利完成船舶运输业务任务。
1．
世界气象传真广播的分布
WMO将全世界各地的气象传真广播台划分为8个区域，即：NM太平洋、NE北太平洋、S太平洋、印度洋和波斯湾、S大西洋、NM大西洋、NE大西洋、北大西洋北部和地中海。每个区域可分配8~10个发射台。到目前为止，世界上气象传真广播电台已经发展规律到将近83个。图12.20给出了世界上主要的气象传真广播台的分布情况。目前中国台湾已开始发布传真气象广播，其呼号为BMF，并对航海和渔业船舶开放。

图12.20世界主要气象传真广播台

2．
世界气象传真广播台的呼号，频率和发图内容
各台的发图内容和发图时间可查阅每年印发的《无线电信号表》第3卷。值得注意的是各台使用的频率、发图内容和发图时间时有变动，使用时应注意各台预先发出的通知。船舶可根据各传真广播台发布的广播节目表中，有选择地接收气象传真图。
3．气象传真图的种类
目前，世界各国发布的气象传真图的内容、种类繁多，可供不同行业和部门根据需要选择接收。这里我们着重介绍航海上常用航海气象传真图。适于航海使用的气象传真图大致可归纳为：
1)地面图，（包括地面分析AS和地面预报FS）；
2)高空图，（包括高空分析AU和高空预报FU）；
3)卫星云图，（包括可见光云图VS和红外云图IR）；
4)海浪图，（包括海浪分析AW和海浪预报FW）；
5)海流图，（SO，FO）；
6)海温图，（CO，FO）；
7)水况图，（ST，FI）；
8)热带气旋警报图（WT）。
4 .
气象传真图的图题(Heading)
各国发布的气象传真图都在醒目的位置注有图名标题，简称为图题，图题中包括传真图的类别、区域、时间（世界时）、日期、年份和发射台的呼号。图题一般采用如图12.21所示的格式。

图12.21图题格式

其中图类代号参照表12.1所示。注意，勿将实况分析图上的图时与收图时间混为一体。在预报图上注有预报时效，即预报的起始时刻和预报的未来时刻。

表12.1常用气象传真图类别代号

表12.2部分传真图区域代号

气象传真图图题的识读，如：
ASAS：为亚洲地面分析图；
AUAS70：为700hpa亚洲高空分析图；
FSAS：为24小时亚洲地面预报图；
FUAS504：为500hpa48小时亚洲高空预报图；
AWPN：为北太平洋波浪分析图；
FWPN：为北太平洋波浪预报图；
STPN：为北太平洋冰况分析图；
ASXT：为热带地区流线分析图；
WTAS07：亚洲72小时热带气旋警报图；
AUAS50：为500hpa亚洲高空分析图；
AUAS85：为850hpa亚洲高空分析图；
三.
气象传真图的识读
1 .
地面分析图的实例
1）实例1.

图12.22日本东京JMH发布的地面分析图

图12.22为日本东京气象中心发布的亚洲地面分析图。
⑴图题：图中左上角和右下角的长方形为图题，其含义表示由日本东京气象中心发布的2000年9月10日00时（世界时）亚洲地面分析图。
⑵填图符号：日本的传真图（ASAS）上，对单站填图符号中海平面气压值作了简化，只保留气温（TT）、三小时变压量（△P3）和气压变化倾向、现在天气（WW）、过去天气（W）、风向（dd）、风速（ff）、总云量（N）、低云量（NL）和云状（CL、CM、CH）。
⑶气压系统：在ASAS图上，等压线用一般实线或虚线来表示，等压线有三种，即粗实等压线、一般等压线和虚线等压线。粗实等压线是每隔20hpa，且能被20整除所画的等压线，目的是为了分析方便和醒目；一般等压线是每隔4.0hpa，且能被4.0hpa整除的所画的等压线；虚线等压线一般在低纬度热带地区由于观测站稀少，等压线也稀少，为了分析方便和醒目起见，每隔2.0hpa所画的等压线。图中的气压系统有高压（用“H”来表示），低压（用“L”来表示），锋面（冷锋，暖锋，静止斜和锢囚锋），在高、低压H和L下方还标有中心气压值。普通的天气系统的移动和发展情况通常用表12.3表示。箭头表示一般气压系统中的移动速度。如箭头旁标有如表12.4所示，它也表示一定的含义。

表12.3天气系统和天气区符号的说明

表12.4气压系统移动说明

如图12.22所示，有热带气旋，按其强度等级用下列缩写符号表示：

国际上热带气旋的英文简写	热带气旋的中文名称	中心附近的最大风速
TD (Tropical Depression)	热带低压	风力<8级
TS (Tropical Storm)	热带风暴	风力8~9级
STS (Severe Tropical Storm)	强热带风暴	风力10~11级
T (Typhoon)	台风	风力≥12级

　　对强度大于TS级别（包括TS）和风力≥10级的强锋面气旋的移动，一般采用扇形和预报误差圆（虚线圆表示）来表示热带气旋和强锋面气旋的移动方向和预计中心可能到达的区域，但进入该虚线圆内的概率只有70%，虚线圆的旁边还标有预报的日期和数字。
⑷锋面：在ASAS图中用符号来表示冷锋，暖锋，静止锋和锢囚锋，见表12.3表示
⑸警报：在海上已经出现或预计未来24小时内将出现恶劣天气时，在相应的位置上注有醒目警报符号，如表12.5所示。

表12.5警报符号的说明

　　特别指示的是，ASAS图中有热带气旋，而且有热带气旋引起的大风，风力达到10~11级时，应标注[SW]；如果图中无热带气旋，而出现[SW]，则说明该区域的风力为≥10级。
⑹英文短语：如出现风力>=8级时的热带气旋和强锋面气旋时，一般标注英文短语进行介释，内容包括时间、编号、英文名称、位置、强度、移动方向、移速近中心附近的最大风力大小等等。这是特别强调介释中的位置精度，出现PSN GOOD、PSN FAIR、PSN POOR三种精度，其含义为：
PSN GOOD：
表示飞机定位，定位误差小于20n mile；
PSN
FAIR：
表示卫星定位，定位误差为20~40n mile；
PSN POOR：
表示外推定位，定位误差>40n mile
2）实例2：图12.23为美国关岛发布的1990年5月6日00Z西太平洋和印度洋地面分析图。图中在20&ordm;S，20&ordm;N以上均为等压线分析，两相邻等压线间隔为4.0hpa，其中等压线只标注二位数（十位与个位），中心气压值横线下的箭头表示该系统中心移向，旁边数字表示移速（kn）。QS表示准静止，图中有5条冷锋，2条暖锋，1条锢囚锋和1条静止锋。用虚线连接的锋表示处于减弱之中。该图的上方还附有一个地转风尺，可用来量取在海平面上风速的大小。

图12.23关岛地面分析图

该图在20&ordm;N~20&ordm;S之间的热带地区为流线分析。其中气旋与反气旋环流中心分别标注C和A，它们的流场和天气特征与低压和高压是对应的。在西太平洋和印度洋的低纬度洋面上，还标有10&ordm;×10&ordm;经纬网格中的平均海面风。图中有长方形框中为热带气旋警报信息（T.C. WARNING），包括该热带气旋中心附近的最大风速、移向和移速等，本图该热带气旋位置处在印度东南方的孟加拉湾海域。
地面预报图与地面分析图的分析方法差不多，这里简化了。

2 .
高空分析图

高空分析图一般有850hpa、700hpa和500hpa的高空等压面分析图。图12.24为日本东京气象中心（JMH）发布的1998年10月26日00Z的亚洲850hpa的高空等压面分析图。图中的实线即为等高线，两相邻的等高线间隔为60位势米；虚线为等温线，两相邻等温线的间隔为3&ordm;C；高、低位势中心就代表高低压中心，用“H”和“L”来表示。湿区∷（T—TD<3&ordm;C）表示图中分析气温与**之差小于3&ordm;C的潮湿区。在图中（850、700hpa图）用方形斑点组成的区域来表示T—TD<=3&ordm;C的潮湿区。AUAS85图中的潮湿区可视为低云区；AUAS70图中的潮湿区可视为中云区；而AUAS85和AUAS70两张图中的潮湿区相重叠的区域，可视为降水云层区。图中还有虚线方格组成的区域为平均海拔高度≥4000米的高原区，如青藏高原，帕米尔高原；虚线直行线组成的区域为平均海拔高度≥2000米的高原区，如蒙古高原、云贵高原等。

在高空图的图题中，图区代号后面紧跟有2—3个阿拉伯数字，用以表示不同高度和相应的时间。通常两个数字表示等压面高度，如50表示500hpa，70表示700hpa，85表示850hpa；3个数字表示等压面高度和预报时效，其中前面的数字表示高度，后面表示时效，如852表示850hpa24小时预报，504表示500hpa48小时预报，712表示700hpa120小时预报，详见表12.6所示。

表12.6高空图图题中数字的代号

3 .
热带气旋警报图（WT）

图12.24为日本东京气象中心（JMH）发布的72小时热带气旋警报图。图中有一“×”，三圆（二直线圈和一虚线圈），“×”表示热带气旋在该图时的当前的概位，即热带气旋的中心位置，该中心位置有一定的误差，误差的大小系当天地面分析图ASAS，PNS是GOOD、FAIR，还是POOR；“×”号外面的直线圆，即为该WTAS 07图的暴风圆（风力大于或等于10级的圈），也就是说在该圆内的风力都是10级（50KT）以上的，最小的风力为10级，（因在图中已绘出了暴风圆，故在英文补语说明中，有关风速≥50KT的范围这部分内容省略掉）；虚线圈外面的直线则表示也是风暴圈，就是表示预报未来12，24，48，72小时海面风速大于或等于50KT的范围（预报暴风圈）；虚线圈表示热带气旋的预报误差圈，也就是说热带气旋在未来12，24，48，72小时的热带气旋可能进入的区域范围，但入圆的概率只有70%。
热带气旋警报图只有在强度达到TS级别的热带气旋时才能播发，每天四张图，一旦热带气旋强度减弱为TD时，WTAS图停止播发。

图12.24热带气旋警报图

4 .
海温图（WATER TEMPEATURE CHART）

图12.25所示为日本东京气象中心（JMH）发布的中旬（11—20日）平均表层海温实况图，它是根据日本静止卫星（GMS）的红外资料绘出的。图中等温线间隔为1&ordm;C。为了醒目起见，0&ordm;C，5&ordm;C，10&ordm;C，15&ordm;C，20&ordm;C，25&ordm;C和30&ordm;C等为加粗等海温线。图中日本东部海域等海温线十分密集，即是亲潮和黑潮交汇的区域，航海上常把之称为海洋锋。大约25&ordm;N以南的低纬度洋面上海温较高且比较均匀，最高海温可达31&ordm;C，所以把25&ordm;N的区域的海温资料制成的月平均海面水温图。海面水温图在海雾分析、预报上和热带气旋强度预报上很有参考价值，特别是在渔业行业中分析海温图可以预报出各种不同鱼种的大致位置。

图12.25日本东京气象中心（JMH）发布的平均海面水温图

5 .
海浪分析图（AW）

图12.26日本东京气象中心JMH播发的北太平洋波浪分析图

图12.26为日本东京气象中心（JMH）发布的北太平洋波浪分析图（AWPN）。海洋波浪图是根据船舶和海岸观测站的资料对海上波浪状况进行分析所绘出来的图，其对船舶航行和处理海事很有用处。由这种图可以预知从海面传来的最大波浪，因此对沿岸港口的防灾工作也有帮助。本图中直线为等波高线（HE），即为风浪的波高（HW）和涌浪的波高（HS）两者的矢量合成，即：HE=√HW&sup2;+HS&sup2;

式中：HW和HS分别为海上所观测到风浪和涌浪的平均显著波高，
HE为风浪和涌浪的合成波高。
风浪波高、涌浪波高和合成波高的单位为“米”，在AWPN图中，HE=1米的等波高线一般不绘，当波高≥2米时，开始绘制等波高线，每条等波高线之间的间隔为1米，如2米、3米、4米、5米··· ，每隔4米且被4能整除的，画一条加粗的等波线，其目的是为了分析方便和醒目，如4米，8米等等波高线。

图中还绘出主波向（几列波并存时，波高最大者的传播方向）、乱波区和海上观测船DE船位点所观测的水文、气象要素（包括风向、风速、风浪向、风浪高、风浪周期、涌浪向、涌浪高和涌浪周期）其填图格式和图例，见图12.27所示。此外，图中还标出该图时时刻的高压、低压中心位置，中心气压值（强度）及锋的位置和锋的类型。另外，图中有热带气旋时对热带气旋除标注中心位置外，还在图左上部图题下的方框内标明热带气旋名称、中心气压值和中心位置（概位）的经纬度等等。

图12.27波浪分析填图格式和图例

此外，日本JJC台发布的北太平洋海域波浪分析图，图区范围大，除了上述内容外，还标绘出浓雾区的范围和海浪的强度，对横渡大洋的船舶选择气象航线有一定的参考价值；另外由JMH台发布在日本海域的波浪分析图，即AWJP，对航行在日本海域附近的船舶，作用很大，因为海上观测站很多，分析得比较准，很实用。国内的船舶也用得很多。


6 .
波浪预报图（FW）
图12.28为日本东京气象中心发布的北太平洋24h波浪预报图。图中给有等波高线，（该等波高线是等有效波高线，一般是H1/3线，其周期为1—30S的有效波高线），主波向及个别地点的波高和周期，还标有高压，低压，热带气旋的中心位置强度以及锋的类型和位置，标绘技术规定类同AWPN图。要注意在波浪预报图中，有效波高线（H1/3）是由海洋部门用计算机根据海洋学理论计算得出的。我国国家海洋局也通过广播传真（BOF台）和电视每天发布中国海域及周围海区的24小时波浪分析与预报。现阶段，世界各国发布的波浪预报时效多为24~36小时，最长不超过72小时。

图12.28西北太平洋波浪预报图

7 .
传真海流图

一般情况下，海流移动缓慢，且比较稳定，因此传真海流图的播发时间间隔比传真天气图要长得多。常见的海流图有旬和月平均海流图两种。

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图。图12.29所示为日本东京气象中心（JMH）发布的旬海流图。图中简矢表示流向，不同形式简杆表示不同流速。图中还标出了黑潮（KUROSHIO）与亲潮（OYASHIO）的主轴位置、水平范围和流速分布等情况。

图12.29旬海流图

2）海流预报图（FO）
图12.30为日本东京气象中心（JMH）发布的北太平洋表层海流（旬）预报图。图中的细实线表示预报的该旬表层海水等平均海温线，单位&ordm;C，每隔1&ordm;C画一条；粗实线和其中数字表示海流主轴的推算位置和流速（单位kn）。

图12.30北太平洋表层海流（旬）预报图FOPN

海流传真图要比航海资料所给出的旬、月海流气候图更接近于实际情况，对航海上有更高的参考价值。例如，远洋，特别是跨洋航行的船舶可以利用近期的海流传真图精细地调整航线，顺流时尽量将航线选在主轴位置附近，逆流时则尽量避开主轴位置，或从两个主轴之间逆流速度相对较小的区域通过，这样就可以缩短航期和节省燃油的显著效果。

8 .
传真冰况图（Ice Condition Chart）

冰况图是根据卫星及其他观测资料绘制而成，图中简单地表示冰量、冰块的位置和可能通航的航道，冬季高纬航行的船舶应经常接收这种图。目前发布冰况图的传真广播台有日本东京气象中心、瑞典斯德哥尔摩、英国布拉克内尔和加拿大哈利法克斯等。多数广播台只限于冬季指定的星期发送海冰况图（ST）。

图12.31所示为日本东京气象中心发布的西北太平洋冰况图（ST）。对照图上方的图例说明和阅读图左上方附有的英文的冰情分析与展望，可了解不同海域的海况状况。另外，图中还绘出表层等水温线，相隔两等水温线的间隔为1&ordm;C

图12.31 JMH冰况图

图12.32 哈利法斯冰况图

图12.32为加拿大哈利法克斯播发的格陵兰巴芬湾附近的冰况图，该冰况图图例说明如下：

1）冰的密集状态为：Cn / n1，n2，n3
式中：Cn为密集状态Concentration的英文缩写，为指示符号；

n1为小的碎冰与破裂的冰，用数字1~10表示；

n2为小、中冰块，用数字1~10表示；

n3为大冰盘与大面积，用1~10表示。

2）冰面上的融解状态Pd / dominant condition
式中：Pd为融冰状况Puddles的英文缩写，为指示符；

横线下面用F、R及数字1~10表示冰面冻结程度，
例如Pd/F，Pd / R， Pd/2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：海面状况、陆源冰，见图12.33所示

图12.33. 冰的形势a),海面状况b),陆源冰c).

现在有些国家已经开始发布冰况预报（FI，Ice Condition Forecast Chart），如日本JMH台发布的西北太平洋2天（48小时图题FIOHO4），如图12.34所示。一周（168h, 图题FIOH16）的冰况预报，如图12.35所示。

图12.34
48小时冰况预报

图12.35
168小时冰况预报

9 .
卫星云图（Satellite
Cloud
Picture）的识别
近三十年来，卫星气象事业迅速发展，卫星资料在我国气象业务部门广泛使用，并在天气分析、监视和大气科学研究方面发挥越来越重要的作用。人们通过气象卫星昼夜不停地收到从卫星所发回大量的图片和各种数据，其中包括陆地、海洋、沙漠和山区等。它对海上天气预报，特别是对热带气旋的监视能起十分重要的意义。它的特点是图片真实、直观形象、成图迅速、水平分布连续、使用方便等。
1)卫星云图的种类
卫星云图有两种，即：一种是可见光云图（Visible Satellite Image，VS），又称为电视云图；另一种是红外云图（Infrared
Satellite
Image，IR），见图12.36和图12.37所示。

图12.36可见光云图

图12.37红外云图

2)可见光云图：
可见光云图是卫星仪器在可见光谱段测量地面、云面的反射太阳辐射，经过转换得到的。其色调决定于反射太阳辐射的大小，若反射太阳辐射大，色调就白，反之就暗。而反射太阳辐射决定于入射到目标物的太阳辐射及目标物的反照率两个因素
①反照率对可见光云图色调的影响：在一定的太阳高度角下，物体的反照率愈大，它的色调就愈白；物体的反照率愈小，它的色调就愈暗。见表11.7所示。
表11.7

各目标物的色调

编号	色 调	目 标 物
1	黑色	海洋、湖泊、大的河流
2	深灰色	陆地上大面积的森林、牧场、草地、耕地
3	灰色	陆地上的晴天积云、沙漠、陆地上空单独出现的卷云
4	灰白色	大陆上空簿的中高云
5	白色	积雪、冰冻的海洋和湖泊中等厚度的云（中云、积云、层积云）
6	浓白色	大块厚中、低云、积雨云、厚的卷层云、地面有降水

②太阳高度角对可见光云图上色调的影响：在可见光云图上，目标物的色调还与太阳高度角有关，即与卫星观测时的照明条件有关。也就是说云图上的色调与卫星观测的季节和每天卫星观测时刻有关。如在北半球夏季和冬季的高纬度地区，白天的太阳高度角不同，图片色调也不一样。在冬季，高纬度地区的太阳高度角很低，色调很暗。如果卫星在早晨或傍晚观测，太阳高度角较低，光照条件差，图片就很暗。如果卫星在中午时观测，光照条件好，图片的色调较明亮，物象间的反差较大。
3)红外云图
卫星在10.5—12.5微米通道得到的云图称为红外云图或长波红外云图。这种云图所反映的是地面和云面的红外辐射或温度分布。在这种云图上，色调越黑表示红外辐射越大，温度越高；色调越白表示红外辐射越小，温度越低。根据这种云图上的色调差异可以估计地面、云面温度的相对分布和云的相对高度。由于大气和地表的温度是随着季节和纬度而变，所以红外云图的色调表现为以下集中几种特点：
①红外云图上地面、云面色调随着纬度和季节而变化。在红外云图上，从赤道到极地色调愈来愈变白，暗的色调却少见了。这是由于地面和云面的温度向高温度减少的缘故。同一高度的云，愈往高纬度，云顶温度愈低。这种现象，低云比中高云显著，这样就造成在高纬度地区，低云和地表面的色调同中高云的色调很相近。这种现象冬季最明显，而且尤其是在夜间，最不容易看出冷的地面上空的云。在冬季热带和副热带地区，地表面和高云的温度差达100℃以上，但在大陆极地区域，这种温度差不到20℃，这就是说在高纬度地表面和云面之间的温度差很小，所以在红外云图上只有很小的色调反差，不容易将冷的地表面和云区别开，同时在红外云图上识别不同种类的云也有困难。
②红外云图上海洋和陆地色调的变化。在冬季中高纬度地区，海面温度高于陆面温度，所以海面的色调比陆面要暗。但是在夏季，陆面的温度高于海面温度。这时陆面的色调比陆面要暗。
在红外云图上，根据云顶表面的色调差异可以估计云顶温度和高度，云的色调越白，云顶高度越高，温度越低。但是在估计时常因以下几种原因造成一定程度的误差：
①空间分辨率对估计云顶温度和高度的影响；
②大气吸收对估计云顶温度（高度）和地面温度的影响。
4)可见光云图与红外云图的比较
可见光云图上的色调决定于物体的反照率和太阳高度角，红外云图上的色调决定于物体的温度的高和低，所以比较这两种云图，有一些特征在外貌上相差很大，但也有许多是相似的。表11.8给出了在这两种云和地表的色调特征的比较。
表11.8
可见光云图与红外云图的比较

↑ 红 外 云 图 ↓	黑				沙漠（白天）		暖海洋
	深灰		层 积 云		晴天积云 沙漠（夜间）		冷海洋
	灰	层云（厚） 雾（厚）		晴天积云 卷层云（薄）	纤维状卷云	**高原	高山 森林
	淡灰	高层云（厚） 浓积云		纤维状卷云	高层云（薄）
	白	密卷云，多层云、卷层云，高山积雪和极地冰雪			消失中的 卷云		宇宙 空间
		白		淡灰	灰	深灰	黑
	← 可 见 光 云 图 →

5)卫星云图上识别云的判据
在卫星云图上识别云，一般是根据云的六个基本特征来判别，这六个特征是结构型式、范围大小、边界形状、色调、暗影和纹理。
①结构型式
在卫星云图上的结构型式是指由于光的不同强弱的反射所形成不同明暗程度物象点的分布式样，这些物象点的分布式样可以是有组织的，也可以是散乱的，即表现一定的结构型式。在卫星云图上云系的分布型式有带状、涡旋状、细胞状和波状等，由云的分布型式能帮助我们识别云的种类和了解形成云的物理过程。例如冬季洋面的细胞状云系是冷空气从陆地到达洋面变性引起的，云系以积状云为主。如热带气旋、气旋云系有涡旋结构，锋面、急流则表现为云带。
在一张卫星云图上，常包含有许多复杂的型式，而且有些型式是相互重迭的，这种重迭的型式长是由于陆地地貌、水、冰雪和云同时存在所造成的，或者是高、中、低云同时存在造成的。分析这种复杂型式要十分仔细，可以利用不同时刻、不同通道的云图相互比较，然后利用我们对各种物象型式的认识，判断物象的型式及其形成的原因。
②范围大小
在卫星云图上云的种类不同，其表现的范围也不同。例如与锋面、气旋相连的高层云、高积云和卷云，分布范围很广，可达几千公里以上，而与中小尺度天气系统相连的积云、浓积云和积雨云的范围很小。因此从云的范围可以识别云的种类、天气系统的尺度和大气物理过程，如在山脉背风坡一侧出现一系列排列规则的细云线，就可以知道这是山脉背风坡一侧的重力波形成的。
③边界形状
在卫星云图上的云系都具有一定的边界形状。要区别云图上的物象是云还是地表，或者识别云的种类，边界形状是重要依据。云的边界形状有直线、圆形、扇形的，有呈气旋性弯曲（云的边界向南凹）、有反气旋弯曲（云区边界向北凸）等。有的云边界很整齐光滑，有的则不整齐，例如层云的边界一般整齐光滑，急流卷云的左界光滑，细胞装云系呈环状等。
云的边界还是判断天气系统的重要依据，如成熟的热带气旋（台风）呈原形，冷锋云带呈气旋性弯曲。
④色调（亮度）色调也称亮度或灰度。它指的是卫星云图上物象的明暗程度。不同通道云图上色调代表的意义也不同。如在可见光图上的色调与反照率、太阳高度角有关。云的色调随云的厚度随着云的厚度加大而变白，在云厚和照明条件相同的情况下，水滴的云要比冰区白，大而厚度的积雨云最白；水面的色调决定于水面的光滑程度、含盐量、混浊度和水层大深浅，一般说来，光滑的水面表现为黑色，水愈混浊和水层愈浅，其色调愈浅。
在红外卫星云图上，物象色调决定于其本身的温度，并随物象温度变低而变白；温度高而变黑。
⑤暗影是指在一定的太阳高度角下，高的目标物在低的目标物上的投影，所以暗影都出现在目标物的背光一侧。在可见光云图上，暗影可以出现在云区里或云区边界上，表现为一些细的暗线和斑点。云顶愈合高，暗影愈宽；当高度角较低或高云边界叫陡时，在迎太阳光一侧色调很明亮，而在背太阳一侧出现暗影，并且太阳高度角愈低，暗影愈宽愈清楚；暗影在上午的云图上，暗影位于云区的西边界一侧，而在下午的云图刚好与上午相反，在东边界一侧；暗应一般在低云表面、沙漠、冰雪表面和太阳耀斑区最易见到暗影；
⑥纹理
纹理是用来表示云顶表面光滑程度的一个判据。云的种类不一、或云的厚度不一，使得云顶表面很光滑或呈现多起伏的斑纹，或者表现为纤维状。如果云的纹理很光滑和均匀，表现云顶高度和厚度相差很小，例如层云就是这种特点。如果云的纹理表现表现为皱纹和斑点，表示云面多起伏，云顶高度不一，如积状云具有这种特点，如果云的纹理呈纤维状，说明这种云就是卷云。
在识别时要注意的时在云图上显示的云是地面观测到的云的集合体如，如果地面观测的云小于卫星探测分辨率，那么这些云在卫星云图上就不能辨认。
卫星云图在航海上应用是能够对锋面云系的识别，积云、浓积云和积雨云的识别，这些当然要靠理论和实际的结合。

懒猴航海

第十三章气
团
与
锋

锋是一种重要的天气系统，在它附近常形成广阔的云层和降水区，有时还会出现大风、低能见度、雷暴等恶劣天气现象。锋对于其它的天气系统如锋面气旋的发生、发展也有影响。因此研究锋的一般特征及其天气特点具有重要意义。锋与气团有密切的关系，因此在介绍锋之前，先介绍有关气团的知识。

§ 7.1
气
团

一.
气团的形成和变性
1. 气团的形成
从地表广大区域来看，存在着水平方向上物理性质(温度、湿度、稳定度等)比较均匀的大块空气，它的水平范围常可达几百到几千公里，垂直范围可达几公里到十几公里，水平温度差异小，一千公里范围内的温度差异小于10℃~15℃，这种性质比较均匀的大块空气叫做气团。

由于空气的物理属性受到下垫面性质的很大影响，因此形成气团首先要有大范围性质比较均匀的下垫面，如辽阔的海洋、无垠的大沙漠、冰雪覆盖的大陆和极区等等都可成为气团形成的源地。下垫面向空气提供相同的热量和水汽，使其物理性质较均匀，因而下垫面的性质决定着气团属性。在冰雪覆盖的地区往往形成冷而干的气团；在水汽充沛的热带海洋上常常形成暖而湿的气团。
其次还必须有使大范围空气能较长时间停留在均匀的下垫面上的环流条件，以使空气能有充分时间和下垫面交换热量和水汽，取得和下垫面相近的物理特性。例如，亚洲北部西伯利亚和蒙古等地区，冬季经常为移动缓慢的高压所盘据，那里的空气从高压中心向四周流散，使空气性质渐趋一致，形成干、冷的气团，成为我国冷空气的源地；又如我国东南部的广大海洋上，比较稳定的太平洋副热带高压，是形成暖湿热带海洋气团的源地；较长时间静稳无风的地区，如赤道无风带或热低压区域，风力微弱，大块空气也能长期停留，形成高温高湿的赤道气团。
在上述条件下，通过一系列的物理过程(主要有辐射、乱流和对流、蒸发和凝结，以及大范围的垂直运动等)，才能将下垫面的热量和水分输送给空气，使空气获得与下垫面性质相适应的比较均匀的物理性质，形成气团。这些过程有的发生于大气与下垫面之间的，有的发生于大气内部。

2. 气团的变性
气团形成的地区，称为气团源地。气团在源地形成以后，如果环流条件发生变化，就会离开源地移动到新的地区。随着下垫面性质的改变，通过上述物理过程，气团的属性也必将逐渐发生相应的变化。气团属性的这种变化称为气团的变性。

对于不同的气团来说，气团变性的快慢是不同的。即使是同一气团，其变性快慢还和它所经下垫面的性质与源地性质差异的大小有关。一般而言，冷气团移到暖的地区变性较快。因为在这种情况下，冷气团的低层受热趋于不稳定，乱流和对流容易发展，能很快地把下垫面热量传到上层去；相反，暖气团移到冷的地区则变性较慢。因为它的低层变冷后趋于稳定，乱流和对流不易发展，其冷却过程主要是通过缓慢的辐射作用进行的。从大陆移入海洋的气团容易因海面蒸发而变湿，可是从海洋上移入大陆的气团变干就慢得多了。此外，当气团所经下垫面的性质与源地性质差异较大时，气团容易改变，变性快些；反之就慢些。

气团在下垫面性质比较均匀的地区形成，又因离开源地而变性。气团总是在或快或慢地运动着，它的性质也总是在或多或少地变化着，气团的变性是绝对的，而气团的形成只是在一定条件下获得了相对稳定的性质而已。由于我国大部分地区处于中纬度，冷暖空气交绥频繁，缺少气团形成的环流条件，同时地表性质复杂，很少有大范围均匀的下垫面作为气团的源地，因而活动在我国境内的气团，严格说来都是从其它地区移来的变性气团。


二.
气团的地理分类及其特征

气团的地理分类是按气团属性的地域特点来划分的。既然气团是在一定的地理环境中形成的，它的属性也必然会带有特定的地域性特点。地理分类就是依据这些特点，把气团划分为冰洋气团、极地气团（又称中纬度气团）、热带气团和赤道气团。除了赤道气团因源地几乎全为海洋外，前三种气团又各分为海洋性气团和大陆性气团。

1. 冰洋气团
它形成于常年冰雪覆盖的极地地区，在北半球的又称北极气团，南半球的称南极气团。其中来自冻结冰面的称大陆性冰洋气团，来自未封冻洋面的称为海洋性冰洋气团。冰洋气团的下垫面温度极低，在低层常有强逆温层，气层非常稳定，水汽含量少，很少发生凝结现象。所以冰洋气团的天气特点是干燥、寒冷、晴朗。

2. 极地气团
形成于中、高纬度大陆或海洋上的气团，分别称为极地大陆气团和极地海洋气团。这类气团的天气特点因季节和源地的不同而有所不同。极地大陆气团在冬季因下垫面常被冰雪覆盖，天气特点与冰洋气团相类似。夏季。大陆增暖，河川解冻，低层气温升高，水汽含量明显增加，逆温层消失，稳定度减小，所以常以多云天气为主。极地海洋气团大多是由极地大陆气团移至海洋上变性而成的。冬季，海面温度高于大陆，水汽供应也比较充分，所以天气较大陆气团差，常见多云、阴天，有时也可出现降水。这类气团移到较冷的海洋或大陆，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之间的差异就不很明显。


3. 热带气团
形成与副热带地区的陆地或海洋上的气团，分别称为热带大陆气团和热带海洋气团。热带大陆气团多形成于副热带的沙漠地区，天气炎热而干燥，气层因低层温度高而不稳定，以晴朗少云天气为主。这种气团长期控制一个地区往往形成严重的干旱。热带海洋气团的气温较高，湿层厚，大气低层不够稳定，由于副热带高压中盛行下沉气流，中层存在下沉逆温，阻碍了对流和乱流的发展，天气常是晴热。只有当副热带高压伸入内陆，逆温层被上升运动破坏时才会出现不稳定降水天气。

4. 赤道气团
形成于赤道附近海洋上的气团称为赤道气团。这类气团气温高，湿度大，天气闷热。气层不稳定，对流、乱流十分活跃，多雷暴、阵性大风和阵性降水天气。


三.
冷、暖气团的主要天气特征
根据气团移动时与其所经下垫面之间的温度对比或相邻两个气团之间的温度对比进行分类，气团可分为冷气团和暖气团两种类型。

1. 暖气团
如果气团向比它冷的下垫面移动，称为暖气团。暖气团使所经之地变暖，而本身逐渐冷却，气温直减率减小，气层趋于稳定，有时形成逆温或等温层，不利于对流的发展。如果暖气团中水汽含量较多，常形成很低的层云、层积云，并下毛毛雨、小雨或小雪。有时，因为低层空气迅速冷却，还会形成平流雾，所以暖气团中能见度通常比较差。特别是冬季，从南方海洋移入中国近海和大陆的暖气团，是具有这种天气的典型气团。如果暖气团中的水汽含量较少，天气就好一些，一般是少云或无云。

2. 冷气团
如果气团向比它暖的下垫面移动，称为冷气团。冷气团使所经之地变冷，而本身逐渐增热，由于低层迅速增温，气温直减率增大，气层往往趋于不稳定，有利于对流的发展。夏季，如果冷气团中水汽含量较多，常形成积云或积雨云，甚至出现阵性大风、阵性降水或雷暴天气。冬季，冷气团中的水汽含量通常很少，这时多为少云或碧空。冷气团中由于乱流、对流活跃，所以低层能见度一般较好。

冷暖气团还可以依据相邻气团之间的温度对比来划分：两气团相邻时，温度较高的气团称为暖气团，温度较低的气团称为冷气团。


四.
影响我国的主要气团

我国地处西风带，气流川流不息，因此，影响我国的气团一般不是气团源地。影响我国东部和近海地区的气团多数为外来的变性气团。冬季主要为来自北方大陆的变性极地大陆气团，夏季主要为来自较低纬度海洋上的热带海洋气团。

冬半年，通常受极地大陆气团影响，它的源地在西伯利亚和蒙古地区，我们通常称之为西伯利亚气团。这种气团的地面流场特征为很强的冷性反气旋，中低空有下沉逆温，它所控制的地区，天气干冷。当它与热带海洋气团相遇时，在交界处在华南地区，则在华南地区能构成阴沉、多雨的天气，冬季华南常见到这种天气。热带海洋气团可影响到华南、华东和云南等地，其它地区除高空外，它一般影响不到地面。北极气团也可南下侵袭我国，造成气温急剧下降的强寒潮天气。所以在冬季我国境内的天气情况为“南涝北旱”的局面 。
夏半年，西伯利亚气团在我国长城以北和西北地区活动频繁，它与南方热带海洋气团交汇，是构成我国盛夏南北方区域性降水的主要原因。热带大陆气团常影响我国西部地区，被它持久控制的地区，就会出现严重干旱和酷暑。来自印度洋的赤道气团，可造成长江流域以南地区大量降水。所以在夏季我国境内的天气情况为“北涝南旱”的局面 。


春季，西伯利亚气团和热带海洋气团两者势力相当，互有进退，交汇的位置在江淮流域，因此是锋面及气旋活动最盛的时期。春夏之交两气团相遇在江淮流域、湘、赣地区，而且两股势力相当，就形成静止锋。所以造成这些地区大范围的降水和高温天气，这就是我国著名的江淮静止锋，江淮静止锋的北侧有300—400公里的降水区；江淮静止锋的南侧却天气晴好，但气温很高。
秋季，变性的西伯利亚气团不强，但其占主要地位，而热带海洋气团退居东南海上，我国大部分地区在单一变性极地大陆气团的控制下，出现全年最宜人的秋高气爽的天气。

§ 7.2
锋的概况

一.
锋的概念
锋是两个性质不同的气团之间狭窄、倾斜的过渡地带。因为不同气团之间的温度和湿度有相当大的差别，而且这种差别可以扩展到整个对流层，当性质不同的两个气团在移动过程中相遇时，它们之间就会出现一个交界面，叫做锋面。锋面与地面相交而成的线，叫做锋线。一般把锋面和锋线统称为锋。所谓锋，也可理解为两种不同性质的气团的交锋。由于锋两侧的气团性质上有很大差异，所以锋附近空气运动活跃，在锋中有强烈的升降运动，气流极不稳定，常造成剧烈的天气变化。因此，锋是重要的天气系统之一。

图7.2 锋的空间状态
　　锋是三维空间的天气系统。它并不是一个几何面，而是一个不太规则的倾斜面。它的下面是冷空气，上面是暖空气。由于冷空气比暖空气重，因而，它们的交接地带就是一个倾斜的交接地区。这个交接地区靠近暖气团一侧的界面是锋的上界，靠近冷气团一侧的界面是锋的下界。上界和下界的水平距离称为锋的宽度。它在近地面层中宽约数十公里，在高层可达200-400公里。而这个宽度与其水平长度相比(长达数百-数千公里)是很小的。因此，人们常把它近似地看成一个面，称为锋面。锋面与空中某一平面相交的区域称为锋区(上界和下界之间的区域)。
二.
锋的分类
关于锋的分类，目前主要有两种分类方法：
1. 根据锋面两侧冷暖气团的移动方向及结构状况，锋可以分为下列四种：
　　1)冷锋：是冷气团向暖气团方向移动的锋。暖气团被迫而上滑，锋面坡度较大，冷暖两方中，冷气团占主导的地位。
　　2)暖锋：是暖气团向冷气团方向移动的锋。暖气团沿冷气团向上滑升，锋面坡度较小，冷暖两方中，暖空气占据主导地位。
　　3)准静止锋：是冷暖气团势力相当，使锋面呈来回摆动，这种锋的移动速度很小，可近似看作静止。
　　4)锢囚锋：是冷锋追上暖锋，或者两条冷锋迎面相遇，将地面暖空气挤至空中，地面完全为冷空气所占据，造成冷锋后面冷空气与暖锋前部的冷空气相接触的锋面。如果前面的冷气团比较暖湿，后面的冷气团比较寒干，则后面的冷气团就楔入前面冷气团的底部，形成冷锋式锢囚锋；如果后面的冷空气不如前面的冷空气那样冷而干，则后面相对暖的冷气团会滑行于前面冷气团之上，形成暖式锢囚锋。在冷式锢囚情况下，暖锋脱离地面，成为高空暖锋，位于锢囚锋之后；在暖式锢囚情况下，冷锋离开地面，成为高空冷锋，位于锢囚锋之前。如果锋前后的冷气团无大差异，则称为中性锢囚锋。
2. 地理分类：锋还可以按照它所处的地理位置分类，从极地到低纬分为：冰洋锋、温带锋(极锋)、热带锋。
　　1)冰洋锋是冰洋气团和极地气团之间的界面，处于高纬地区，势力较弱，位置变化不大。
　　2)极锋是极地气团和热带气团之间的界面，冷暖交绥强烈，位置变化大，对中纬地区影响很大。
　　3)热带锋是赤道气流和信风气流之间的界面，由于两种气流之间的温差小，以气流辐合为主，可称为辐合线。它也有位置的季节变化，夏季移至北半球，冬季移至南半球。多出现在海上，是热带风暴的源地。
　　此外，还有处于空中的副热带锋，处于特定条件下的地中海锋等。

三、锋的一般性质
锋是两种性质不同的气团相互作用的过渡带，因而锋两侧的温度、湿度、稳定度以及风、云、
气压等气象要素具有明显差异，可以把锋看成是大气中气象要素的不连续面。
1. 锋面有坡度
锋面在空间向冷区倾斜，具有一定坡度。锋在空间呈倾斜状态是锋的一个重要特征。锋面坡度的形成和保持是地球偏转力作用的结果。一般锋面的坡度约在1／50~1／200之间，据统计，冷锋的坡度最大，约为1/50~1/100，暖锋的坡度次之，约为1/100~1/200，准静止锋的坡度最小，约为1/150~1/300。由于锋面坡度很小，锋面所遮掩的地区必然很大。由于有坡度，可使暖空气沿倾斜面上升，为云雨天气的形成提供有利条件。
2. 气象要素有突变
气团内部的温、湿、压等气象要素的差异很小，而锋两侧的气象要素的差异很大。
　　1) 温度场：气团内部的气温水平分布比较均匀，通常在100公里内的气温差为1℃，最多不超过2℃。而锋附近区域内，在水平方向上的温度差异非常明显，100公里的水平距离内可相差近10℃，比气团内部的温度差异大5-10倍；在垂直方向上，气团中温度垂直分布是随高度递减的。然而锋区附近，由于下部是冷气团，上部是暖气团，锋面上下温度差异比较大，锋面往往是逆温层。
　　2) 气压场：锋面两侧是密度不同的冷、暖气团，因而锋区的气压变化比气团内部的气压变化要大的多。锋附近区域气压分布不均匀，锋处于低压槽中，等压线通过锋面有指向高压的折角，或锋处于两个高压之间气压相对较低的地区，等压线几乎与锋面平行。
3) 风场：通过锋时，风呈气旋性切变，并且锋区内风的气旋性切变大于周围地区。暖锋线在北半球多为西北-东南走向，锋前吹E~SE风，锋后吹S~SW风。锋过境时，风向作顺时针变化；在南半球则不同，暖锋的走向多为西南-东北走向，锋前吹E~NE风，锋后吹N~NW风。锋过境时，风向作逆时针变化。

冷锋线在北半球多为东北-西南走向，锋前吹S~SW风，锋后吹N~NW风。锋过境时，风向作顺时针变化；在南半球冷锋的走向多为东南-西北走向，锋前吹W~NW风，锋后吹S~SW风。锋过境时，风向作逆时针变化。
锋前、锋后风速值的大小主要取决于水平气压梯度的大小，一般与季节、地理位置和地形条件等有关。例如冬季冷锋后偏北风一般较大，而夏季则较弱。

3. 锋面附近天气变化剧烈
由于锋面有坡度，冷暖空气交绥，暖空气可沿坡上升或被迫抬升，且暖空气中含有较多的水汽，因而，空气绝热上升，水汽凝结，易形成云雨天气。由于锋面是各种气象要素水平差异较大地区，能量集中，天气变化剧烈。所以，锋是天气变化剧烈的地带。

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第十二章
锋面气旋与中小尺度天气系统

形成和活动于中高纬度的气旋大都和锋面相结合，称为锋面气旋。发展强盛的锋面气旋可带来强烈的降水、雷暴、大风等恶劣天气，在海上可造成大范围的大浪区域，是重要的海上风暴系统。

§8.1
锋面气旋概况

一.
气旋与反气旋概述
大气中存在着各种大型的旋涡运动，其中水平尺度在几百到几千公里以上的大型空气旋涡称为气旋和反气旋。气旋和反气旋是常见的天气系统，它们的活动对高低纬度之间的热量交换和各地的天气变化有很大的影响。
1.气旋和反气旋的特征
　　气旋是中心气压比四周低的水平旋涡。在北半球，气旋区域内空气作逆时针方向流动，在南半球则相反；反气旋是中心气压高四周气压低的水平旋涡。在北半球，反气旋区域内的空气作顺时针方向流动，在南半球则相反。气旋和反气旋一般也称低压和高压。
　　在低层大气里，特别是在近地面附近，风向与等压线斜交，所以气旋在北半球是一个按逆时针方向旋转向中心汇集的气流系统；在南半球是按顺时针方向旋转向中心汇集的气流系统。由于气流从四面八方在气旋中心相汇，必然产生上升运动，气流升至高空又向四周流出，这样才能保证低层大气不断地从四周向中心流入，气旋才能存在和发展。所以气旋的存在和发展必须有一个由水平运动和垂直运动所组成的环流系统。因为在气旋中心是垂直上升气流，如果大气中水汽含量较大，就容易产生云雨天气。所以每当低气压（或气旋）移到本区时，云量就会增多，甚至出现阴天、降雨的天气。
　　在低层大气里，特别是在近地面附近，因为反气旋的气流是由中心旋转向外流动。所以，在反气旋中心必然有下沉气流，以补充向四周外流的空气。否则，反气旋就不能存在和发展。所以反气旋的存在和发展必须具备一个垂直运动与水平运动紧密结合的完整的环流系统。由于在反气旋中心是下沉气流，不利于云雨的形成。所以，在反气旋控制下的天气一般是晴朗无云。若是在夏季，则天气炎热而干燥。如果反气旋长期稳定少动，则常出现旱灾。我国长江流域的伏旱，就是在副热带反气旋长期控制下造成的。冬季，反气旋来自高纬大陆，往往带来干冷的气流。
　　气旋的直径一般为1000公里，大的可达2000~3000公里，小的只有200~300公里或者更小一些。面积大的反气旋可以和最大的大陆和海洋相比（如冬季亚洲的反气旋，往往占据了整个亚洲大陆面积的3/4），小的直径也可达数百公里。
2.气旋和反气旋的强度
　　气旋和反气旋的强弱不一。它们的强度可以用其最大风速和中心气压值的大小来度量：最大风速大的表示强，最大风速小的表示弱。在强的气旋中，地面最大风速可达30米／秒以上。在强的反气旋中，地面最大风速为20~30 m/s。
　　气旋和反气旋的中心气压值常用来表示它们的强度。地面气旋的中心气压值一般为1010~970hPa，个别中心值有低于930hPa的。地面反气旋的中心气压值一般为1020~l040hPa，冬季寒潮高压最强的曾达1083.3hPa。 当气旋中心气压值随时间降低时，称气旋发展或加深；反之，当气旋中心气压值随时间升高时，则称气旋减弱或填塞。同样，当反气旋心气压值随时间升高时，称反气旋发展或加强；反之，当反气旋中心气压值随时间降低时，称反气旋减弱。
3.气旋和反气旋的分类
气旋和反气旋的分类方法比较多，按其生成的地理位置，气旋可分为温带气旋和热带气旋；反气旋可分为温带反气旋、副热带反气旋和极地反气旋；按照结构的不同，温带气旋可分为锋面气旋、无锋面气旋；反气旋可分为冷性反气旋和暖性反气旋。
二.
锋面气旋的生命史

温带气旋发生和活动在热带气团与极地气团交界的温带地区，是经常影响中高纬大洋航线天气的主要锋面系统。在发展强盛的锋面气旋种，最大风速可达32.6m/s（12级）以上。由于在温带气旋中大多伴有锋面存在，所以又常称为锋面气旋。

在温带气旋中有冷锋和暖锋并存。锋面气旋是在锋面上发生波动发展而成的。有关锋面气旋生成的学说很多。挪威锋面学说首先指出，气旋是在静止锋或冷锋上发生波动而生成的。开始时，在锋上形成一个波动，并在波动顶点附近出现一条闭合等压线，此后逐渐发展，形成一个完整的气旋。锋面气旋的演变过程，大致可分为初生阶段、青年（成熟）阶段、锢囚阶段及消亡阶段（填塞阶段）。
1.初生阶段：原先地面上有一条准静止锋或缓行冷锋，锋北面是冷空气，锋南面是暖空气。冷空气自东向西运动，暖空气自西向东运动，当冷空气向南插入锋下，暖空气向北抬升，地面上波峰附近气压开始下降，比四周气压低2~3hPa，并出现1～2条闭合等压线。在初生阶段通常气旋沿暖区气流方向移动，速度较快，24h可移动10几个经距。在卫星云图上，锋面云带变宽，向冷区凸起，色调变白，中高云加多（见图8.1a）。

图8.1a锋面气旋的生命史

　　2.青年阶段：随着波动的发展，气压进一步下降，闭合等压线增加，冷空气进一步向南推进，冷锋附近出现阵雨或阵雪，暖锋前也出现降水，降水区域扩大。随着气旋的发展，低层扰动逐渐向高层发展，气流作螺旋式的上升，高空低槽也逐步加深。在此阶段，地面上出现多根闭合等压线，中心气压值比周围低10~20hPa，出现降水和大风。在成熟阶段气旋一般仍沿暖区气流方向移动，速度仍较快，24h可移动10个经距左右。卫星云图上，锋面云带隆起部分更明显，中高云后界开始向内凹（见图8.1b）。
3.锢囚阶段：气旋发展至最盛时期，自地面到500hPa高度均已成为圆形闭合环流。地面冷锋逐渐追上暖锋，并将地面暖空气上抬，气旋开始锢囚。这时，云雨范围最大，强度加强，风力最大，天气变化最剧烈。但由于地面已为冷空气所占据，成为冷性涡旋，因而气旋开始减弱。 在锢囚阶段地面低压中心比四周低20hPa以上，并且移速大大减慢。卫星云图上云系后部有明显干舌，螺旋结构明显，云带伸至涡旋中心（见图8.1c）。
4.消亡阶段：气旋发展的最后阶段，暖空气仅残留在地面东南角，低层整个气旋中心辐合加强，地面加压，已变为冷性涡旋，低压中心部位开始填塞。从地面到500hPa左右的闭合环流减弱，上升运动已消失，气旋减弱，以至消亡。卫星云图上干舌伸到气旋中心，螺旋云带围绕中心旋转一周以上，高低空环流中心与云系涡旋中心重合（见图8.1d）。

图8.2 锋面气旋各阶段卫星云图特征

a：波动阶段；b：青年阶段；c：锢囚阶段；d：消亡阶段

上面几个阶段为单个气旋的生命史。从初生到开始消亡需2天，长者可达6天，东亚和我国的锋面气旋的发展过程，一般为3天左右，短的约1天，长的约4～5天。实际上并不是所有的锋面气旋都完全符合上述理想模式，如有的气旋尚未锢囚就趋于消亡。此外，气旋生成的方式也不仅限于准静止锋上的波动。但由于这个模式基本上把握了大多数锋面气旋各个发展阶段的主要特征，因此还是很有指导意义的
三.
锋面气旋的再生

趋于消亡的锋面气旋，在一定的条件下又重新发展起来的过程，称为气旋的再生。研究表明，锋面气旋发展的主要能源是冷空气的位能释放。此外，下垫面或大气中其它方式的加热作用，如大量凝结降水等，也是促使气旋发展的有利因素。气旋的再生主要有三种情况：
1.
有时气旋已经锢囚，但由于冷空气活动，在锢囚点处新生一个气旋；
2. 有时气旋后部有新鲜冷空气补充，并与变性的冷空气之间构成新的温度对比，形成副冷锋，使气旋重新活跃起来；
3. 有时气旋入海，特别是冬半年，由于海面的加热作用而明显加深；如东北低压入海后就可能再度发展；华北及江淮地区有些低压在大陆上本来没有很大发展，但当它们东移进入渤海、黄海或日本海以后，就常能迅速发展，甚至造成海面突然出现大风。
四.
气旋族

在温带地区，有时在一条锋上会出现一连串的气旋，沿锋线顺次移动，最先一个可能已经锢囚，其后跟着一个发展成熟的气旋，再后面跟一个初生气旋等等。这种在同一条锋上出现的气旋序列，称为气旋族。

我国境内气旋族出现较少，单个气旋入海后在海上常有气旋族发展，欧洲单个气旋较少，而气旋族却常见。在中纬度的高空，象锁链一样的气旋一个挨着一个，首尾相接，一直延伸到高纬度地区。每一族的气旋个数不等，太平洋和我国沿海多为2~3个，大西洋上平均为4个。每一个气旋族都与一个高空大槽相对应，而气旋族中的每一个气旋都和大槽槽前的一个短波槽相对应。

§8 . 2
锋面气旋天气

锋面气旋天气是由各方面的因素决定的。锋面气旋的中部和前部在对流层中、下层主要以辐合上升气流占优势，但由于上升气流的强度和锋面结构各有差异。同时，由于季节和地面特征的不同，组成气旋的各个气团的属性也有所区别。因此锋面气旋的天气特征不仅是复杂的，而且随着发展阶段、季节和地区的不同而有差异。要给出锋面气旋在各种情况下的具体天气特征，确实有一定困难，同时也过于烦琐。但只要牢牢掌握住各种锋面、气团所具有的天气特征，各种天气现象（如云、雨和风等）的成因及气旋各部位流场的情况，那么由锋面气旋带来的各种天气现象就不难推断出来。

一.
概况
　　锋面气旋在波动阶段强度一般较弱，坏天气区域不广。暖锋前会形成雨层云，伴有连续性降水及较坏的能见度，云层最厚的地方在气旋中心附近。当大气层结构不稳定时，如夏季，暖锋上也可出现雷阵雨天气。在冷锋后，大多数是第二型冷锋天气。在气旋的暖区，如果是热带海洋气团，水汽充沛，则易出现层云、层积云，有时可出现雾和毛毛雨等天气现象。如果是热带大陆气团，则由于空气干燥，无降水，最多只有一些薄的云层。
　　当锋面气旋处于发展阶段时，气旋区域内的风速普遍增大，气旋前部具有暖锋云系和天气特征。云系向前伸展很远，尤其靠近气旋中心部分，云区最宽，离中心愈远，云区愈窄。气旋后部的云系和降水特征是属于第一型冷锋，还是第二型冷锋，则要视高空槽与地面锋线的配置情况及锋后风速分布情况而定。若高空槽在地面锋线的后面，地面上垂直于锋的风速小，则属于第一型冷锋；若地面锋位于高空槽线附近或后部，则属于第二型冷锋。
　　当锋面气旋发展到锢囚阶段时，气旋区内地面风速较大。辐合上升气流加强，当条件充足时，云和降水天气加剧，云系比较对称地分布在锢囚锋的两侧。
　　当锋面气旋进入消亡阶段，云和降水也就开始减弱，云底抬高。以后，随着气旋消亡，云和降水区也就逐渐减弱消失了。
　　以上所讲都是假定气团为热力稳定时的情况，如气团处于热力不稳定时，则在气旋各个部位，都可能有对流性天气发生，特别在暖区，还可产生暴雨。
二.
成熟阶段锋面气旋天气模式

图8.3为发展成熟的锋面气旋模式。如果船舶沿AB线从锋面气旋以南（低纬度一侧）通过时，会遇到如下天气变化：
1.气旋中心低纬一侧
①前部（东部）

在气旋前部，为暖锋云系和降水。云系向前伸展很远，特别是靠近气旋中心部分，云的边缘离中心可达1500km左右。最前面是卷云（Ci），依次为卷层云（Cs）、高层云（As）、雨层云（Ns）。降水位于地面暖锋前约200~400km范围内，以靠近气旋中心部分为最宽，一般为连续性降水。暖锋前多E~SE风（南半球E~NE）。此外，在锋前约50~100n mile范围内常有锋面雾。
②暖区（暖锋后，冷锋前）

进入暖区后，气压基本停止下降。风向多转为S~SW（南半球为N~NW）。其天气特征主要取决于暖气团的性质。如果暖气团比较潮湿，靠近中心的地方会有层云（St）、层积云（Sc），有时可出现大片平流雾或毛毛雨，离中心较远的地方通常是少云。如果暖气团比较干燥，至多有一层薄的云出现。
③后部（西部）

冷锋过后，风向多转为N~NW（南半球S~SW），气压迅速回升，具有冷锋的云系和降水。如果是第一型冷锋，一般为层状云、连续性降水和锋面雾。如果是第二型冷锋，则为积云、阵性大风和雷阵雨。

2.气旋中心高纬一侧

如果船舶沿CD路径从气旋中心以北（高纬一侧）通过时，则遇到的是锋面附近冷气团的天气。靠近气旋中心时，有很厚的云层和较强的降水。风向逆转：SE-E-NE-N-NW（南半球风向顺转NE-E-SE-S-SW）。
当气旋强烈发展时，在上述各区域中均可能出现大风天气。风力的大小主要取决于水平气压梯度、纬度。在海上常可达7~8级，有时可达12级。


图8.3 发展成熟的锋面气旋天气模式

图8.4
太平洋上出现的不同阶段的锋面气旋

3.强锋面气旋中的风、浪分布

对西北太平洋较强低气压的研究表明，其中风和浪的分布并不是以中心对称的，而是南侧比北侧显著。这种不对称在冬季表现得尤为突出。图8.5显示，在低气压中心西南侧相当远处仍有强风和高波，3m以上的高波中心位于低压中心SSW方向300~600n mile处。


图8.5典型锋面气旋发风浪分布

（a）风速分布（单位m/s）
（b）浪高分布（单位m）

§8 . 2大洋上锋面气旋活动规律

一.
概述

锋面气旋主要活动在冷、暖气团接触频繁的温带地区，极锋是锋面气旋频繁发生的地方。极锋的位置与锋面气旋的源地和路径有密切关系，极锋的平均位置在45°~50°N一带，随着季节而南北移动，最北可达70°N或更北，最南可达30°~25°N或以南。

气旋产生之后，由于受西风带基本气流引导，无论是在北半球还是南半球，总的说来都是自西向东移动。例如中高纬大洋上气旋强烈发展，500hPa平均大槽的槽前总是地面气旋频繁活动的地带。主要的气旋路径，出现在高空平均大槽东部的西南气流中，与东亚大槽相对应，东亚的气旋入海后沿槽前西南气流向东北方向移动，不断并入阿留申低压，形成了北太平洋上的主要气旋路径；与北美大槽相对应，北美的气旋入海后向东北方向移动并入冰岛低压，最后都锢囚消失在那里，这是北大西洋上的重要气旋路径。
二.
太平洋

贝加尔湖一带和我国江淮流域、东海至日本南部分别为两大气旋高发区，分别称为北方气旋和南方气旋。东亚气旋移动路径主要有三种情况：自西向东；自西南向东北；先自西北向东南，再折向东北。在太平洋中部，40°N附近、160°~170°W的海域气旋发生和通过的频数最大，且气旋在这里强烈发展，迅速向东北方向移动，移速常可达35~40kn，这里的气旋最终移至北美的太平洋沿岸和阿拉斯加湾（见图8.6）。

就整个北太平洋海域而言，冬季（12~次年2月）是气旋活动最频繁、发展最强烈的季节，1月是全年气旋出现频率最高的月份，所占海域也最广，可达30°N以南。夏季气旋活动明显减少，中心强度减弱，所占海域向北收缩，7月是全年气旋出现频率最低的月份。其移动速度平均为30~40km/h，慢的只有15km/h，快的可达100km/h。一般情况下，气旋新生时移动的快，锢囚和消亡阶段慢；气旋强度减弱时快，加深时慢；春季移动最快，夏季最慢。

在南太平洋上，气旋比较集中的地方是靠近南美和澳大利亚以西的洋面上。也是自西向东移动，冬季出现的频率最大，夏秋季节较少，其移速多在30~40km/h。
三.
大西洋

影响北大西洋的气旋主要来自北美大陆和美国的东部沿海。大多数沿着东北和北北东方向移向冰岛洋面，最后锢囚消失。

北大西洋中部产生的气旋主要移向北欧。另外，北大西洋上的气旋也有移入地中海的。北大西洋上的气旋活动具有与北太平洋相似的特点：冬春季频率高、强度大，而且冬季北美中部和东部气旋的活动比东亚多得多；夏季气旋出现得较少，路径偏北。

非洲南部以西的洋面上，也是多气旋的地区之一，尤其是冬季频率更大。
四.
印度洋

印度洋上的锋面气旋比较少，其中多数起源于非洲南面以西的洋面上。气旋移动较快，一般都在60km/h以上，其移动方向也是自西向东横渡印度洋到达澳大利亚西岸。
五.
地中海

地中海是世界各国船舶往返频繁的海域，也是锋面气旋活动频繁的海域。就整个地中海来讲，每个地方每年至少都会遇到一次温带气旋的影响。地中海的西北部出现的次数最多，平均每年在10次以上，其次是爱琴海、突尼斯海峡和爱奥尼亚海、利古里亚海，而地中海的东南和西南地区锋面气旋的次数明显减少。地中海的锋面气旋，多产生于地中海的西北部，当它生成、强大后再向东或向南扩展。除此之外，也有少数是从北非移到地中海，然后再向东扩展的。

该地区的锋面气旋冬半年（10~次年4月）出现的次数最多，平均每月都在3次以上，最多的一个月份可出现6~7次，而在夏半年（5~9月）次数显著减少。该地区的锋面气旋，出现的大风持续时间一般都在20小时以上，最长的大风时间可达2~3天。总的移动路径也是自西向东。

图8.6
太平洋锋面气旋路径示意图

图8.7
大西洋锋面气旋路径示意图

图8.8
印度洋锋面气旋路径示意图
图8.9 地中海锋面气旋路径示意图

六.
气旋的爆发性发展

80年代以来，地面气旋的迅速加深发展成为气象学家的热门研究课题之一。人们发现有些气旋可在短时间内急速发展，24h内加深率每小时可达1hPa或以上，称之为气旋的爆发性发展或“气象炸弹”。

根据Sanders等对1976年至1979年6月三年冷季中出现的北半球爆发性气旋的统计，爆发性气旋主要出现在冬半年暖海洋上海温梯度最强的海域附近，大部分位于北太平洋和北大西洋的西北部。在西北太平洋上年平均约有31个气旋经历过爆发性发展阶段，从11月至翌年3月最多，占全年总数的80%，西北大西洋上的爆发性气旋在数量上比北太平洋略少，但强度上要强。东北太平洋是第三个爆发性气旋的多发区，年平均约有15个。

爆发性发展的气旋可以达到台风的强度，具有很大的破坏性。在卫星云图上地面中心附近的云区中，存在类似于“眼”的晴空区，并有螺旋形云带结构，因此有人将这类气旋称为“温带台风”或“高纬度台风”。

目前，气象台对气旋爆发性发展的预报尚无有效方法。

懒猴航海

第十五章冷高压与暖高压

§3.1§9.1

冷高压

一.
概况
冷高压在中、高纬地区一年四季活动都很频繁，尤其在冬半年势力最强，是影响中高纬广大地区的重要天气系统之一。最强大的冷高压地面最大风速可达30m/s（11级），冷高压的范围一般比锋面气旋大得多，直径多为1,500~2,000km。大的可达5,000km以上，最大的冷高压可与最大的大陆或海洋相比，小的也有几百公里。冷高压中心气压一般在1,020~1,040hPa，目前最高纪录是1,083.3hPa。 亚洲的冷高压是世界上最强大冷高压，对东亚和西北太平洋的天气和气候都有重大直接影响。



二.
冷高压的天气和移动

1.冷高压的天气分布

根据冷高压控制地区的不同天气特征，通常可大致分为前部、中部和后部三个部位。即：

1)冷高压前部（东部）

冷高压入侵时，它所造成的恶劣天气主要出现在冷高压前缘的冷锋附近。在这里等压线较密集，冷平流较强。主要天气特征是气温明显下降，偏北风较大，并常伴有雨雪。降温幅度和风力大小则由冷空气强度、路径及季节的不同而有差异。冬半年，寒潮或强冷空气带来的天气最为剧烈。在高纬度海上航行时，在冷高压前部除可能遭遇大风浪外，由于气温剧降，还容易引起船体积冰等危害。

2)冷高压内部（中部）

冷锋区过后，则转受冷高压内部控制，等压线变稀疏，风速明显减小。由于气团干冷，盛行下沉气流，以晴冷、少云天气为主，风力微弱。在内陆、港口附近和沿海，由于辐射逆温和下沉逆温的存在容易出现辐射雾、烟、霾等天气现象。冬季可能有层云、层积云出现，夏季可能有淡积云出现。下沉逆温上的波动，则容易形成波状云。高压中部天气一般可维持2~3天，以后随着气团的变性增暖，气温开始回升。

3)冷高压后部（西部）

当冷高压中心入海后，我国沿海地区就处在高压后部，偏南气流把海上的暖湿空气输送过来，气温有所回升，湿度增大，出现近似暖锋性质的天气。春季在变性入海高压后部，常出现平流雾、毛毛雨或层云。

冬季一次强冷高压活动过程，平均为7天左右，我国东南沿海民间对此有所谓“三寒四暖”的说法。

2.冷高压的移动和变化规律

冷高压的移动是受高空气流引导，因此，总体上都是自西向东或自西北向东南方向移动。一般700hPa气流来预报地面冷高压的移动效果较好。

实际上冷高压的移动情况比较多样化。它可以是整个高压一起移动，也可以是高压中心基本不动，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，由于变性会使高压中心产生分裂。它们在我国消失的不多，多数经我国东移入海，逐渐变性为暖性高压，最后并入副热带高压中。

3.冷空气的活动

我国一年四季都有冷空气活动，其强度和影响范围随季节而异。据统计，全年平均每4天左右就有一次冷空气活动。无论冬夏，冷高压都以贝加尔湖西南方出现最多。从贝加尔湖到我国河套地区，是东亚冷高压经常活动的地方。冬季冷高压强烈发展，可到达华东沿海。夏季则偏北，出现在40°N以北地区，强度很弱。

除冬季经常由于强冷空气活动造成寒潮等恶劣天气外，在春、秋季节，冷空气仍可带来大风、降温、降水等天气。夏半年，特别是夏季，除西北地区以外，冷空气活动一般较弱，达不到寒潮标准。但是由于暖湿空气活跃，只要有冷空气南下，就会造成大范围降水，并往往伴有雷暴、雷雨大风或冰雹。


三.
东亚冷空气源地和路径

影响我国的冷空气的源地：第一个是在新地岛以西的洋面上，冷空气经巴伦支海、俄罗斯欧洲进入我国。它出现的次数最多，达到寒潮强度的也最多；第二个是在新地岛以东的洋面上，冷空气大多数经喀拉海、太梅尔半岛、俄罗斯进入我国。它出现的次数虽少，但是气温低，可达到寒潮强度；第三个是在冰岛以南的洋面上，冷空气经俄罗斯欧洲南部或地中海、黑海、里海进入我国。它出现的次数较多，但是温度不很低，一般达不到寒潮强度，但如果与其它源地的冷空气汇合后也可达到寒潮强度。

冷空气的路径，主要是指冷空气主体的移动路线。统计结果表明，上述三个源地的冷空气在侵入我国以前，95%都要经过“关键区”（70°E~90°E，43°N~65°N），如图9.1所示。冷空气从关键区入侵华北、东北地区，一般需3天左右。侵入长江以南，需4天左右。

图9.1 侵入我国的冷空气源地、路径及关键区.
　　冷空气从关键区入侵我国有四条路径：
　　1.
西北路(中路)：冷空气从关键区经蒙古到达我国河套附近南下，直达长江中下游及江南地区。循这条路径下来的冷空气，在长江以北地区所产生的寒潮天气以偏北大风和降温为主，到江南以后，则因南支锋区波动活跃可能发展伴有雨雪天气。
　　2.
东路：冷空气从关键区经蒙古到我国华北北部，在冷空气主力继续东移的同时，低空的冷空气折向西南，经渤海侵入华北，再从黄河下游向南可达两湖盆地。循这条路径下来的冷空气，常使渤海、黄海、黄河下游及长江下游出现东北大风，气温较低，并有连阴雨雪天气。
　　3.
西路：冷空气从关键区经新疆、青海、**高原东南侧南下，对我国西北、西南及江南各地区影响较大，但降温幅度不大，不过当南支锋区波动与北支锋区波动同位相而叠加时，亦可以造成明显的降温。
　
4.
东路加西路：东路冷空气从河套下游南下，西路冷空气从青海东南下，两股冷空气常在黄土高原东侧，黄河、长江之间汇合，汇合时造成大范围的雨雪天气，接着两股冷空气合并南下，出现大风和明显降温。


四.
寒潮
1.概念
　　大气中冷高压的活动相当频繁，就东亚地区来说，大约每3-5天就有一次。但是冷高压的强度在不同季节相差很大，夏季一般强度很弱，地面团上冷高压中心气压值仅有1010-1020hPa，冬季强度可达1060一1070hPa，甚至有的在1070hPa以上。强烈的冷高压活动带来强冷空气侵袭，如同寒冷的潮流滚滚而来，给我国广大地区带来剧烈降温、霜冻、大风等等灾害性天气。这种大范围的强烈的冷空气活动，称为寒潮。寒潮天气过程是一种大规模的强冷空气活动过程，它能导致河港封冻、交通中断。
　　我国中央气象台规定，由于冷空气的侵入，长江中下游及其以北地区48小时内降温10℃以上，长江中下游（春秋季为江淮地区）最低气温≤4℃，陆上三个大区有5~7级以上大风，渤海、黄海、东海先后有6~8级大风，作为寒潮警报标准。如果上述区域48小时内降温达14℃，其余同上时，则作为强寒潮警报标准。
2.寒潮的天气过程

寒潮是大规模的强冷空气活动，因而寒潮侵袭时，引起流经地区剧烈降温、大风和降水天气现象。在不同季节、不同地区寒潮天气也有不同。冬半年，寒潮天气的突出表现是大风和降温。

寒潮冷锋过境前，多吹偏南风，风力一般较弱，天气相对较温暖。冷锋一过境，便转为偏北风。若冷锋南下快，锋面坡度陡，锋前低压系统比较强时，主要气压梯度集中在冷锋的北侧，风向一旦转北，风速就立即增大。若寒潮冷锋南下慢，锋面坡度小，锋前低压系统比较弱时，主要气压梯度在较远的地区，则在风向转偏北后风力逐渐增大，最大风力常出现在冷锋过境后3h左右。大风在海上可达6-8级，有时短时出现12级大风，大风持续时间多在1-2天。渤海、黄海和东海多为北到西北风，南海多为东北风。
　　寒潮冷锋过境后，气温猛烈下降，降温可持续1天到几天。西北、华北地区降温较多，中部、南部由于冷空气南移变性，降温有所减少。
　　降水主要产生在寒潮冷锋附近。在我国淮河以北，由于空气比较干燥，很少降水，有时偶有降雪。淮河以南，暖空气比较活跃，含有水分较多，降水机会增多，尤其当冷锋速度减慢或在长江以南准静止时，能产生大范围的时间较长的降水。春、秋季时，寒潮天气除大风和降温外，北方常有扬沙、沙暴现象，降水机会也较冬季增多。
3.寒潮活动的一般概况
　　我国冬半年的全国性寒潮平均每年约有3-4次，还有约2次仅影响长江以北的北方寒潮或仅影响长江以南的南方寒潮。但各年之间差异很大，全国性寒潮多者达五次，少者一次也没有。但是一般强度的冷空气则活动十分频繁，冬半年平均每3-4天就有一次冷空气活动。
　　寒潮活动的年变化也很明显。3-4月是寒潮活动额数的最高峰，11月是次峰。这是因为春秋两季是过渡季节，西风带环流处于转换期内，调整和变动都很剧烈，特别是春天，低层比高层增暖大得多，有助于地面低压强烈发展，从而促使风力增强，温度变化也剧烈。隆冬季节，虽然冷空气供应充足，活动频繁，但是天气形势变化较小，因而南下的冷空气往往达不到寒潮的强度。
　　全国性寒潮一般于9月下旬开始活动，一直到第二年5月才结束。每一次寒潮从爆发到结束(移出我国)，约需要3-4天，但也有一些寒潮，待冷锋过后，北方又有一股更冷的冷空气补充南下，气温持续下降，这样总的历时可达7-10天。
　　当亚洲大陆有寒潮爆发南下时，由于青藏高原和伊朗高原的阻挡作用，强冷空气很少能直接侵袭南亚地区。但东南亚和南海地区却经常受强冷空气侵袭。尤其从12月开始，强冷空气可以直入南海，到达越南南部、马来半岛南部，甚至越过赤道侵入南半球。欧洲的阿尔卑斯山、北美的落基山也有类似使冷空气向东而不向南移动的作用。


除东亚寒潮外，在北美洲，极地大陆气团在加拿大堆积形成冷高压，在一定的高空环流形势下向南爆发也能形成寒潮天气，冬季常侵袭美国中部和东部，有时甚至影响墨西哥沿岸海域。南半球的冬季，大陆上只有澳大利亚为较强的冷性反气旋控制，有寒潮过程。

§9.2副热带高压

在南北半球的副热带地区，经常维持着沿纬圈分布的不连续的高压带，这就是副热带高压带，由于海陆的影响，常断裂成若干个高压单体，这些单体统称为副热带高压。这些高压主要出现在海洋上，分别称为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。

副热带高压在平均图上表现为行星尺度的环流系统。在每日天气图中，尤其是对流层中、下层等压面图中，有时以天气尺度系统的特点出现。副热带高压的强度和移动，除考虑高压单体中心气压值和中心位置外，还常以500hPa副高东西向脊线或588位势什米等高线的位置来表示，有时也用588线所包围的面积变化表示副高的增强或减弱。
　　副热带高压是制约大气环流变化的重要成员之一，是控制热带、副热带地区的、持久的、大型天气系统之一。西北太平洋上的副热带高压的西部脊在夏季可伸入我国大陆，对西太平洋和东亚地区的天气变化有极其密切的关系，且是最直接地控制和影响台风活动的最主要的大型天气系统。本节简要讨论这个系统的基本特征。

一.
太平洋副高概况
　　多年观测事实表明，太平洋副热带高压是常年存在的，它是一个稳定而少动的暖性深厚系统。其强度和范围，冬夏都有很大不同，夏季，太平洋副热带高压特别强大，其范围几乎占整个北半球面积的1/5~1/4。冬季，强度减弱，范围也缩小很多。太平洋副热带高压多呈东西扁长形状，中心有时有数个，有时只有一个。一般冬季多为两个中心，分别位于东、西太平洋。西太平洋副热带高压除在盛夏偶有南北狭长的形状外，一般长轴都呈西西南-东东北走向。
　　副热带高压脊的强度总的看来随高度是增强的。通常所说的太平洋副热带高压脊主要是指500hPa及其以下的情况。在对流层内高压区基本上与高温区的分布是一致的。每一个高压单体都有暖区配合，但它们的中心并不一定重合。大洋上副高的形成，动力因子是主要的，热力作用也不能忽略。

二.
副高的天气分布
太平洋副热带高压脊中一般较为干燥。因此，在夏季，当副热带高压西伸进我国大陆时，往往会造成长时间的高温干旱天气。太平洋热带高压脊线附近气压梯度较小，平均风速也较小。副高西部和东部的天气有很大差异。在高压东部为偏北向的冷气流，而且大洋东部存在着冷的涌升流，所以下层数百米高度内成为相对的冷空气层，大气层结稳定，大洋上有时会出现低的层云或雾。长期受其控制的一些陆地，因久旱无雨而变成沙漠；在副高的西部是偏南向暖气流，而且位于暖海流上空，大气层结不稳定，多雷阵雨和雷雨大风；在副高的西北和北部边缘，与西风带交界，多锋面和气旋活动，上升运动强，多阴雨和风暴天气。副高南侧是信风气流，通常风向稳定，风力不大，天气晴好。但当有东风波、热带气旋等天气系统活动时，则会出现大风、暴雨等恶劣天气，见图9.2所示。

图9.2 副热带高压天气分布特征
　　在卫星云图上，副热带高压主要表现为无云区或少云区，无云区的边界一般较明显。副热带高压脊线一般位于北方锋面云带伸出来的枝状云的末端；或是在副高西部洋面上常有一条条呈反气旋曲率的积云线时，500hPa副高脊线常位于积云线最大反气旋曲率北边l一2个纬度处。副高西部常有的一些呈反气旋性曲率的积云线，常可维持2-3天。当副热带高压强度减弱时，低层常有大范围的对流云发展，有时甚至可出现一些小尺度的气旋性涡旋云系(常出现在副高南侧东风气流里)。这些云系在天气图上常反映不出来，但其出现对副热带高压强度减弱有一定的预报意义。另外，当强冷锋入海后，冷锋云系的残余常可伸入到副热带高压内部，甚至越过副热带高压进入低纬度，这在春秋季节发生较多。

三.
副高的活动

西太平洋高压夏季伸入我国东部大陆，冬季在南海上空形成闭和系统，亦称南海高压。西太平洋副高的活动，存在明显的季节性变化，短期变化以及长期变动。

1.季节变化

西太平洋副高受太阳高度及海陆热力差异影响，有明显的季节性变化，并且直接联系到东亚地区不同纬度带上的夏季风的进退。 图9.3给出了5~10月500hPa图上以588线为代表的西太平洋副热带高压脊的月平均位置。5~8月副高北进，8月位置最北，8月以后副高逐渐减弱南退。副高一年中北进与南退过程并不是匀速进行的，而表现为稳定少变，缓慢移动和跳跃三种形式。冬季脊线在15°N附近徘徊。随着季节的变暖，脊线开始缓慢北移。5月底至6月初，特别是6月中旬，出现第一次北跃，脊线突然北跃到20°N以北，并稳定在20°N~25°N之间，到7月中旬，脊线再次北跃，到达25°N~30°N之间。7月底或8月底，副高脊线越过30°N，达到一年中最北的位置。从9月起，副高开始南退，9月上旬脊线回跳到25°N附近。10月上旬再次南退到20°N以南地区，这就是副高在一年中季节性的南北移动（图9.4）。副热带高压强度的季节变化，亦发现有突变现象，一般在6月至7月出现突然增强，到9月中旬以后出现突然减弱。
图9.3 (a)
5~8月500hPa西太平洋副热带高压脊的月平均位置
图9.3(b)
8~10月500hPa西太平洋副热带高压脊的月平均位置

图9.4 110°E~130°E西太平洋副热带高压脊位置随季节的纬度变化

2.短期变化

西太平洋副热带高压在随季节南北移动的同时，还存在一种短期变化，即北进中可能有短暂的南退，南退中可能有短暂的北进，表现出南北振荡的现象，并且北进常与西伸相结合，南退常与东撤相结合。如果将一个进退算一个周期的话，则长的可达10天以上，短的只有1~2天。研究表明，西太平洋副热带高压的的短期变化是与它周围东风带和西风带天气系统互相联系和互相制约的。

3.长期变化

长期变化表现为某些年份副高强、位置偏北、偏西，而另外一些年份副高弱、位置偏南、偏东，对我国天气影响相对较小。


四.
西太平洋副热带高压活动与中国天气的关系
　　西太平洋副高对我国天气的影响十分重要，夏半年更为突出，这种影响一方面表现在西太平洋副高本身；另一方面还表现在西太平洋副高与其周围天气系统间的相互作用。
1.短期活动的影响

副高是向我国大陆输送水汽的重要系统。我国降水的水汽来源，虽然主要依靠西南气流从印度洋输送来，而太平洋副高的位置、强度和活动，不仅对西南气流的水汽输送有影响，而且还影响着它南侧的东南季风从太平洋向大陆输送来的水汽。同时，西太平洋副高的北侧是沿副高北上的暖湿空气与中纬度南下的冷空气相交绥的地带，往往形成大范围的阴雨天气，是我国大陆地区的重要降水带。因而我国降水带的南北移动同西太平洋副高的季节活动相一致，通常降雨带位于副高脊线以北约5-8个纬度。在副高南缘，当有东风带扰动活动时，则常出现暴雨、雷暴大风等恶劣天气。

西太平洋高压脊的短期东西进退，对其西部地区的天气影响甚大。当高压脊开始西伸时，在高压脊西部气旋式风切变地区，产生雷雨天气；当高压脊东撤时，其西部往往伴有低压槽东移，在其西侧大气潮湿不稳定地区，常形成大范围的雷阵雨天气。

2.季节性位移的影响

1)我国东部雨带的季节性移动，与西太平洋副高位置的变动密切相关。每年2-4月，副高脊线稳定在18°~20°N间时，我国华南地区出现连续低温阴雨天气。6月副高脊线北跳越过20°N，稳定在20~25°N间，降水带位于长江下游和日本一带，正是梅雨季节开始的时期。由于每年副高的势力强弱不同，北进快慢有别，梅雨期的长短和入梅、出梅的早晚都有很大差异。梅雨可以出现在5-7月间的各个时段。出现在5月的梅雨称为早梅雨，出现在6-7月的梅雨称正常梅雨。一般在6月中旬前后入梅，7月上旬出梅，梅雨期平均约20天。造成梅雨期连续降雨过程的天气系统，主要是准静止锋、切变线和西南低涡。这些系统在长江中下游地区的连续出现或缓移、停滞，都能造成大面积的洪涝。到7月份，副高脊线再次北跳，越过25°N以后，梅雨结束，降雨带从长江流域推移到黄淮流域。从7月底到8月初，高压脊线进一步越过30°N，雨带也北移至华北、东北地带。这时长江中、下游开始被西太平洋副高所控制，天气变得炎热少雨。如果副高强大，控制时间长久，将造成严重干旱现象。华南地区在副高以南的热带东风区里多受西太平洋热带气旋影响，于是出现第二个雨量集中期。9月上旬，高压脊线开始向南回跳，雨带也自北南移。当副高脊线向南退回25°N之后，长江流域转入秋雨季节。当其脊线撤回20°N以南时，华南又多阴雨。
　　2)上述情况仅仅是西太平洋副高活动对我国天气影响的一般规律。实际上，副高的南、北季节性移动经常出现异常，造成一些地区干旱；另一些地区洪涝的反常天气。例如，1954年副高比较久地稳定在20°~25°N间，长江流域梅雨持续时间达两个月之久，结果造成江淮地区几十年罕见的大水。1958年副高脊线第一次北跳偏晚，第二次北跳偏早，形成了这一年空梅，造成了干旱。

3)副高对西北太平洋热带气旋的移动路径具有决定性的影响。这将在热带气旋一章中讨论。

4)春季和夏初，副高脊线西伸，其西侧的东南气流将低纬暖湿空气输送到沿岸冷流水域，常形成大片平流雾区。

5)当副高加强西伸，而大陆又有低压或低压槽东移发展，构成“东高西低”形势时，副高西部常出现东南大风。

懒猴航海

第十六章 西风带高空天气系统

在中高纬度地区上空，大气基本盛行沿纬圈流动的带状西风气流（盛行西风带），但在西风气流中常产生南北方向的扰动，使带状气流呈波状前进（西风波动）。西风带上的扰动大致有大型扰动和中型扰动两类。大型扰动主要包括大气长波、阻塞高压、切断低压和高空急流等大型天气系统；中型扰动主要有短波槽、切变线和低涡等天气尺度系统。这些系统的发展演变和相互作用，构成了不同的环流型式，给中高纬度地区带来不同的天气过程。

一. 西风带大型扰动——大气长波
大气长波（Atmospheric Long Wave）是指波长较长、振幅较大、移动缓慢、维持时间较长的波动。它活动在对流层中、上部和平流层下部，是西风带行星锋区中的大型槽脊扰动（其水平尺度可与地球半径相比），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5000～7000km，相当于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。长波振幅一般为10～20纬距。长波的平均移速在10个经距/日以下，有时很慢，呈准静止状态，甚至会向西倒退。其移速可根据下式计算：
c=U-bL2/(2p)2
（11.1）
式中：c为长波移速（向东为正，向西为负）；U为平直西风速度；L为波长；b=&para;f/&para;y=2wcosj/R
（f=2wsinj为地转参数，w为地球自转角速度，j为纬度，R为地球半径）。长波一般可维持3～5天。
由于高空大气运动满足地转平衡关系，所以西风波动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。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，有时两者基本重合，少数情况下等温线的槽脊位相可超前些。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，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；槽后为冷平流，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。图11.4显示：高空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（脊前）则对应地面冷高压的出现。并且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。

图11.4地面气旋位于长波槽前

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，预报起来较容易掌握。但当长波波数发生变化或长波进行更替，即长波调整时，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。天气分析实践发现，长波和短波的相互作用和相互转化，往往使长波波数改变。如长波衰减蜕变为短波，使长波波数减少；而不稳定的短波可以发展成为新的长波，使长波波数增加。在船舶条件下，可接收气象部门处理好的传真500hpa合成波图，以了解大气长波的情况。
二.
西风带大型扰动——阻塞高压
西风带长波槽脊在发展过程中，若槽脊加强、振幅增大演变成闭合系统，则会形成阻塞高压和切断低压，两者往往同时出现。人们常将阻塞高压出现后的大范围环流形势称为阻塞形势。
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（如图11.5所示），若具备下述三个条件，则称之为“阻塞高压”（Blocking High），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/天。
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。

图11.5阻塞高压形成过程中温压场演变示意图

阻塞高压的出现有其特定的地区和时间。在北半球，其集中于55°～65°N带中，出现在北大西洋、欧洲沿岸（70°W～40°E）和北太平洋东部（包括阿拉斯加），以及乌拉尔山、雅库次克至鄂霍次克海一带（120°E～120°W）。各地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。
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。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。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。
研究阻塞高压的活动特征对选择航线有重要意义。例如，当太平洋北部（一般在白令海）维持－阻塞高压时，中部太平洋地区低压的路径则向南偏移，即可预报伴随低压的大风浪区将出现在比往常偏南的海面，而纬度较高的白令海域却风浪小，天气状况良好，能为西航的船舶提供顺风顺浪的良好航行条件。
三.
切断低压
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（Cut-off Low），如图11.6示。

图11. 6切断低压形成过程中温压场演变示意图

切断低压一般在700hpa以上才有明显表现，在300hpa最清楚，在地面图上，往往有一个冷性高压与之对应。只有在适当条件下，高空气旋逐渐向下发展时，才会在地面出现较弱的气旋性环流。切断低压的形成过程有两种情况，一种是与阻塞高压相伴出现；另一种是不伴有阻塞高压。
切断低压大多发生在春、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。切断低压出现后，一般可维持2～3天或更长一些，移速缓慢。
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
急流（Jet Stream /Current/Flow/Streak）是指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。
急流的水平长度达上万公里，水平宽度约几百公里，厚度约几公里。急流中风速最大点的连线称为急流轴（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。根据急流所在的高度和所处的气候带，可将急流分为温带急流（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。
西风急流与水平温度梯度很大的锋区相对应，可以说急流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，图11.7表示极锋急流轴与地面气旋族的配置情况。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。

图11.7极锋急流轴与气旋族的配置

此外，在对流层下部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上述急流标准，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上风速达12m/s或以上的气流带即算作急流区。

五.
西风带中型扰动
在中、高纬度对流层中、下部的西风气流里，常有水平尺度在2000～3000km的中型扰动（短波）出现。中型扰动大多产生于大型扰动上，并同大型扰动相互作用、相互转化。虽然中型扰动的水平尺度比大型扰动小得多，但对不同纬度间冷暖空气的交换也起着明显的作用，影响着中、高纬度的天气变化。
1.
短波槽
短波槽的波长约为2000～3000km，比长波短，但其移速比长波槽快，自西向东移动，平均每天可达10～20个经距，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。
短波槽一般也有温度槽配合，当温度槽落后于高度槽时，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。
短波槽一年四季均有出现，以春季最为频繁。在东亚上空，冬半年西风带南北纬度宽广，在20°N以北地区都有西风带短波槽活动；夏季因西太平洋副热带高压位置偏北，短波槽的活动主要在35°N以北地区。由于青藏高原和山脉的影响，我国西部地区经常有短波槽活动，按它们出现的地理位置可分为南支槽、西北槽、青藏（高原）槽。
2.
切变线
切变线（Shear Line）一般是指在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，如图11.8所示，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。

图11.8切变线的几种风场结构

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）。它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，即北段移动快，南段受西伸的副热带高压阻挡而停滞不前或前进缓慢，于是逐渐变成东北－西南走向的切变线。切变线也可以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，如图11.9所示。

图11.9江淮切变线天气示意图

我国不少地区都有切变线活动，其中最著名的是江淮切变线。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。
图11.9即是常见江淮切变线的示意图。由图可见，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；江淮切变线就位于西风带小高压和伸向我国东南沿海的西太平洋副高脊之间的弱低槽内（近东西走向）；在切变线南侧地面图上，常有准静止锋或冷锋配合。切变线西段也有利于低涡的生成，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。据统计，大多数的江淮切变线过程都能带来暴雨。切变线从形成到消失，通常为3～5天时间，最短2天，最长可达10天以上。
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。
3.
低涡
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。

六.
热低压
热低压（Heat Low
& Thermal Low）是出现在近地面层的无锋面暖性气旋，是浅薄少移动的气压系统。热低压一年四季均可出现，夏季最多，初秋次之，冬季最少。地方性热低压是由于近地面层空气受热不均匀而形成的，一般出现在暖季大陆上。
热低压的天气因条件不同而有差别。当空气很干燥时，一般为晴热少云天气，热低压发展较强时，可出现大风和沙暴。当水汽较充分时，可产生云雨现象，夏季可出现雷雨、阵性大风，但持续时间很短，一般不超过1～2小时。

§11.3
热带辐合带、东风波和热带云团

热带天气系统除了热带气旋以外，还有一些活动在南、北半球副热带高压带之间的热带天气系统，如热带辐合带、东风波和热带云团等天气系统。
一.
热带辐合带（Intertropical Convergence Zone）
热带辐合带，又称为赤道辐合带，英文简写为ITCZ，是热带低压带（又称赤道槽）在流场方面的表现，是南、北半球信风气流的汇合处或信风与赤道偏西风之间的汇合区,也是热带地区主要的、持久性的大型天气系统，有时甚至可以环绕地球一圈。它的移动、变化及强弱对热带地区的长、中、短期天气变化影响很大。热带气旋的发生和发展与赤道辐合带也有极密切的关系。根据天气图上气流汇合的情况，赤道辐合带可分为两种类型。一种是无风带，在辐合带中，地面基本静风，辐合带正处于东风带和西风带之间，是东、西风的过度带；另一种是信风带，它是东北信风与东南信风交汇成一条渐近线形式的气流汇合、气压最低的地带，其主要位于N大西洋、太平洋中部和东部地区，见图11.10所示。

图11.10南北半球热带辐合带模式天气学原理和方法P。694

1.
热带辐合带的季节变化和短期变化
热带辐合带有明显的季节性南北位移。北半球夏季，由于副热带高压北移和西南季风的增强，热带辐合带位置偏北，冬季则相反，热带辐合带偏南。在中南半岛经度上，热带辐合带活动于25&ordm;N和10&ordm;S之间。7月，它的平均位置在我国南海东部，8月，正好位于台湾省之南，9月在20&ordm;N左右的南海北部海域，10月开始南退到8&ordm;—15&ordm;N之间，11月在赤道和5&ordm;S之间。到12月热带辐合带以离开北半球活动于10&ordm;S和赤道之间。见图11.11为热带辐合带的事例。

图11.11为热带辐合带的实例
天气学原理P696

热带辐合带的短期变化主要表现为位置的移动，以及强度的增强和减弱。西太平洋赤道辐合带的演变过程可分为两个不同的阶段或类型。
1)比活跃阶段，又称为不活跃型
当来自南半球的SE信风减弱时，西太平洋地区低层多盛行北半球副热带高压南侧的NE信风。赤道西风只在中南半岛一带，它们与东风的汇合带在南海海域。此时，赤道辐合带较弱，位置偏南。在菲律宾以东海域接近赤道，只要表现为一条弱的、不明显的来自两半球信风（NE与SE）间的汇合线。云系主要是面积较小的分布散乱的信风云系。在这阶段，西太平洋海域的热带气旋活动的频率一般较少。
2)活跃阶段，又称为活跃型
当南半球冬季高压势力增强，其北侧SE气流迅速增大时，西太平洋海域出现大范围西风和南风，原来低纬度地区的偏东气流撤到15&ordm;—20&ordm;N以北，辐合带北抬。由于南北半球气流的强烈相互作用，在辐合带水平切变较大的地区开始出现一些气旋性涡旋环流，产生大面积的云团。在卫星云图上表现为一条东西方向的、连续性的密蔽云带。这个阶段，热带气旋最容易在辐合带中发生。且常有几个热带扰动同时或相继发展成热带气旋。
2.
热带辐合带的结构和天气
对中南半岛和南海海域的赤道辐合带进行分析，所得结果表明：这一地区的热带辐合带绝大多数是随着高度向南倾斜的，也有几乎近于垂直，向北倾斜的极少数。平均倾斜角度约3&ordm;左右，比锋面的坡度大得多。辐合带两侧的温差很小，一般都小于3&ordm;C
热带辐合带的湿度场多数呈舌状分布，一般是其南侧湿度大于北侧，但湿舍伸展的高度往往是北侧大，最高可达300百帕的高度左右，热带辐合带的散度场分布，高层以辐散为主，低层以辐合为主，但并非沿辐合线都是一致的。由于辐合带低层辐喝总是存在的，而且它上面常有低涡或热带气旋形成和发展，所以辐合带上常有活跃的天气现象出现，中南半岛、南海和华南地区一带的盛夏降水，常与辐合带的活动有联系。
辐合带的降水范围可达200—800公里的宽度。主要降水一般位于辐合带的两侧附近。辐合带的天气分布是不连续的。最大降水区位于辐合最强的气旋性环流的区域，24小时的降雨量可达100毫米以上。在中南半岛南部和沿海地区雨量中心往往位于低层辐合带的南侧，24小时降水量可达200毫米以上。这除了辐合带影响外，可能还与SW季风的加强和地形有关。在辐合带上有的部分并无降水，最多出现一些积状云。所以，在赤道辐合带的狭长带内，好坏天气交错存在。在卫星云图上常可看到赤道辐合带是一条狭长的近于连续的对流云带，有时云区和晴好区相间出现，有时则云区十分宽广，东西长达几千公里，图11.12是赤道辐合带实例，在赤道处存在一明显的赤道辐和带。

图11.12是热带辐合带实例P698

3.
热带辐合带的短期变化
热带辐合带的强弱和移动与副热带高压的强弱和进退、南海和孟加拉湾的天气系统、中纬度的天气系统活动等均有直接和间接的关系。下面介绍有关热带辐合带强弱、移动预报的着眼点。
1)当副热带高压增强西伸以后，如果我国西部地区无明显的大槽向东移动，中纬度为平直的西风气流，则副热带高压可稳定地控制着我国华中、华南地区一带，其南侧的偏东气流也就稳定控制华南沿海地区；而此时如果地纬度地区的SW气六也比较强盛时，热带辐合带便呈东—西向，控制中南半岛，维持时间一般较长。
2)当中纬度地区有低压槽出现，并加强东移时，则副热带高压将很快减弱并东撤，低纬度地区的SW气流亦很快北上，热带辐合带便在北移过程中很快减弱消失。
3)当有较强冷空气南下影响中南半岛北部和华南沿海地区一带时，华南沿海地区及中南半岛北部地区的NE风将会增强，不过持续时间一般不长，它随NE气流的减弱而迅速减弱。
4)孟加拉湾及南海海域同时有低压（热带低压和热带气旋等）活动时，中南半岛上热带辐合带也比较活跃；如果热带气旋在华南沿海一带登陆，热带气旋前部的偏北气流常可使赤道辐合带一度加强，随着热带低压和热带气旋的西移减弱或北上消失，辐合带也很快地减弱或消失。
5)热带辐合带在短期内的移动很不规则，南北摆动显著。其摆动幅度最大可达400—500公里/天。最北的位置可达22&ordm;—25&ordm;N，影响华南地区、云贵一带的天气。
6)热带辐合带北侧附近的风向、风速和变高的变化，可以帮助判断赤道辐合带的移动情况，如果其风向普遍地逆转，风速增大，辐合带将开始迅速南移；反之，如果风向顺转，风速减小，辐合带将北移。
二.
东风波（Easterly Wave）
在副热带高压南侧对流层中、下层的东风气流里，常存在一个槽或气旋性曲率最大处，呈波状形式自东向西移动，这就是热带波动。因为这种波动出现，并活动在东风气流里，因此，泛称为东风波。
1.
东风波的结构和天气
每个东风波的结构并不一样，这里首先介绍其基本模式，见图11.13所示。在这个模式里，东风波的槽线多呈南北向或东北—西南走向，槽前吹NE风；槽后吹SE风气流沿波槽改变方向。东风波中的风速随高度增加而减小，因此东风波槽两侧的辐合、辐散分布在对流层低层较为明显，其分布是槽前有低层辐散，在槽后有低层辐合，波向西移，天气产生于槽的后部。波动的垂直伸展高度一般在6—7公里，有的可到达对流层顶，其最大强度出现在700—500百帕之间，波槽随高度略有向动倾斜。

图11.13一个典雅的东风波的模式P701

东风波的波长一般为1000—1500公里，但有的可达4000—5000公里。较强的东风波在卫星云图上具有较强的涡旋状云系。周期3—7天，东风波移向与波槽垂直，波速约为20—35公里/小时移速一般比较稳定。当东风波发展加强时，移速一般贵减慢；若西移过程中与西风槽接近，两者都会减速。在北半球的大西洋、太平洋和非洲地区对流层中低层的东风波活动最频繁。东风波移到大陆后将会立即减弱并消失。
但是，盛夏季节在我国华南地区，可出现与模式完全不同的东风波。它出现在西南季风之上的热带东风波中，槽前低层辐合，高层辐散；在槽后低层辐散，高层辐合。故坏天气产生于槽前及槽区附近。从太平洋到南海地区，对流层下层经常处于SW季风和东北信风交汇区。近年来气象卫星观测发现，在大西洋地区，东风波呈对称的倒“V”型云系的结构，见图11.14所示。但在西太平洋地区很少观测得到。

图11.14大西洋东风波的倒“V”云系模式

2.
东风波的形成及移动
1)东风波的成因一般认为是西风槽伸入低纬度地区而形成的，即东部副高脊向北移动，槽断裂成南北两段，其南段成为东风波向西移动。
2)东风波在海上形成以后，自东向西移动，移向与波槽垂直，移速比较稳定，约为20—25公里/小时。故用外推法作预报，效果显著。当东风波发展加强时，移速一般减慢。若西移过程中与西风槽接近，两者都会减速。
3)东风波有时可发展成热带低压，有的则可发展成热带气旋。
4)东风波移到大陆后，都会减弱消失，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，需要两天左右的时间，常引起雷阵雨天气。波槽过境后，天气转好。
5)西太平洋低层的东风波向西移过菲律宾以后，可沿着副热带高压西南部的气流向西北转向，这时，一般在风场上已不清楚，但仍有坏天气。
6)南海低层如果有热低压存在，东风波移到热低压上空时，可促使热低压将发展成热带气旋，据统计，全球约有15%的热带气旋形成于东风波里。
7)东风波有时在等压面图上不太明显，掌握其活动就有一定的困难但要了解其移动情况。
东风波的主要天气现象是降水，即雷阵雨的天气。强而深厚的东风波，可产生强烈的飑线和暴风雨天气。
三.
热带云团（Tropical Cloud Cluster）
在热带地区卫星云图上经常出现的直径达4个纬距以上的白色密蔽云区，称为热带云团。在天气图上有时没有与云团相对应的天气系统，但云团移动所经之地会出现大风和暴雨天气。

图11.15热带云团铅直结构示意图案
原理P713

夏季（7—9月），西太平洋热带地区云团活动十分频繁，每月约有40个热带云团生成，其中大部分在1—2天消失，维持三天以上的热带云团往往发展成为热带气旋。我国南方地区及东南沿海地区，也经常因有热带云团入侵而造成暴雨。从全球而言，热带云团的结构情况，见图11.15所示。热带云团可分为三种类型，即：
1.第一种是尺度较小的所谓“爆玉米花状”云团。这种云团是由一些离散的积雨云群组成的离散云团。而一个尺度为50×50公里的积雨云群是由10个左右积雨云单体所组成。这一类云团多发生于南美大陆的热带地区和**高原，它有明显的日变化。
2.第二种是一般的热带云团，常发生在热带海洋上的赤道辐合带中，尺度在4×4纬距以上。这种云团对我国华东地区和华南地区有较大的影响，而且是发生热带气旋和东风波的主要来源。
3.第三种称为“季风云团”，发生于热带印度洋和东南亚。冬季这种云团的位置大约为5&ordm;—10&ordm;N。自6月中旬开始，随着季风的推进，这种云团就爆发性向北发展。约位置在10&ordm;—20&ordm;N，70&ordm;—100&ordm;E的地区，常为一、两个季风云团所遮盖。这是地球上最大的云团，南北宽10个纬距以上，东西宽可达20—40个纬距。到了8月份时这种季风云团可推进到20&ordm;—30&ordm;N。在被移过程中常分裂成海洋地区的那种热带云团，但稳定后又重新结成“季风云团”。这种云团中可产生季风低压，自孟加拉湾侵入印度东北部—缅甸，造成该地区的特大暴雨。
有90%的云团与热带地区大尺度扰动，如赤道辐合带、东风波、热带气旋等天气系统相联系。有许多热带气旋、东风波等热带天气系统是由云团与环流场扰动相配合而发展起来的。

懒猴航海

第十七章
热带气旋

船舶在海上航行除了遇到前面所讲的天气系统以外，还有船舶在低纬度地区的海上的热带气旋，它对船舶的安全航行有很大的危险，对陆上沿岸地区的灾害性也较强。它是低纬度地区热带天气中的主要天气系统之一，影响范围大；发展强烈的热带气旋会给所经之地带来狂风暴雨，海上还伴有巨浪、巨大的涌浪和风暴潮；热带气旋影响的范围内，浪高一般在5—10米，如正逢天文大潮时，巨浪高达20米左右，严重威胁航行船舶的安全；其有时还袭击中纬度地区的陆地和海上，如1975年8月7508号热带气旋侵入我国河南驻马店地区，造成千年不遇的特大暴风雨，最大风力可达12级以上，总的降水量达1631mm，日最大降水量达1005.4mm，1小时的最大降水量达235mm，伤亡人数和损失惨重。所以航海专业人员（特别是船舶驾驶员）一定要了解并掌握热带气旋的发生发展及活动规律，以便能及早采取有效措施，避免和减少热带气旋所造成的直接和间接损失，使船舶顺利完成航运任务。本章将详细介绍其生成的条件、天气、海况和特点。

§10.1
热带气旋的概况

热带气旋（Tropical Cyclone）是发生在热带洋面上的，具有暖中心结构的、强烈的气旋性涡旋（暖性低气压）；热带气旋在以前叫台风，在东太平洋和大西洋的称为飓风；在印度洋的称为热带风暴；在NW太平洋、中国的南海和南半球洋面的称为热带气旋。
一.
热带气旋的等级和名称
国际上以热带气旋中心附近（国际为10分钟平均，中国为2分钟）最大风力和中心气压值的大小作为其强度，以热带气旋中心附近的最大风力（风级）作为分级的标准，各等级标准及名称见表10.1所示。
表10.1
国际热带气旋的等级

名称	代号	风力级	风速
热带低压	TD（Tropical Depression）	近中心最大风力< 8级	<34kn
热带风暴	TS（Tropical Storm）	近中心最大风力8～9级	34～47kn
强热带风暴	STS（Severe Tropical Storm）	近中心最大风力10～11级	48～63kn
台风	T（Typhoon）	近中心最大风力≥12级	≥64kn

在2000年1月1日起，我国中央气象中心与亚太地区气象中心（总部在东京，有北太平洋沿岸国组成）一道并同时启用一套新的热带气旋的轨迹标准，即：西北太平洋和中国南海海域热带气旋命名法，并保留原来的数字编号法，见表10.2所示。北太平洋沿岸国，包括中国和日本在内的国家均采用这个标准，并对发生在西北太平洋和南海海域上生成的热带气旋统一进行编号和命名以及等级划分。

表10.2西北太平洋和中国南海海域热带气旋的命名表

国际上根据热带气旋中心附近最大平均风速对其进行分级，并且按产生的地理区域规定了不同的通用标准名称。目前，不同地区在习惯上仍沿用自己的标准和名称，如：
1. 东北太平洋和大西洋的热带气旋将分为三个等级，即：
热带低压 TD（Tropical Depression）
近中心最大风力< 8级（风速<34kn）；
热带风暴 TS（Tropical Storm）
近中心最大风力8～11级（风速34～63kn）；
飓
风
H （Hurricane）
近中心最大风力≥12级（风速≥64kn）。
2.
阿拉伯海和孟加拉湾的热带气旋将分为二个等级，即：
低气压（Depression）
近中心最大风力< 8级（风速< 34kn）；
气旋性风暴（Cyclonic Storm）
近中心最大风力≥8级（风速≥34kn）。
3. 南半球洋面上的热带气旋通常也将分为二个等级，即：
热带扰动（Tropical Disturbance）
近中心最大风力< 8级（风速< 34kn）；
热带气旋（Tropical Cyclone）
近中心最大风力≥8级（风速≥34kn）。
4.在西北太平洋和南海海域将热带气旋分为四个等级，见表见表10.1所示。
二.
热带气旋的编号和范围：
我国中央气象中心将发生在180°E以西、赤道以北的西北太平洋和南海海域上的近中心最大风速≥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年出现在西北太平洋和南海海域上的第5个出现的热带气旋。2000年以前北太平洋沿岸国家各自进行编号，而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（4列）中取得。日本和美国一样既对台风进行数字编号又使用英文名字，而我国只编号。但由于在同一地区对于同一热带气旋可能有不同的编号，故2000年以后各北太平洋沿岸国，包括中国和日本在内的国家均采用这个新标准，并对发生在西北太平洋和南海海域上生成的热带气旋统一进行编号和命名以及等级划分。
热带气旋的范围通常以该天气系统最外围近似圆形的闭合等压线直径宽度表示，一般为600～1000km，最大的可达2000km，最小的只有100km或更小。
三.
热带气旋发生的源地、发生的频率和季节
1. 全球概况
全球热带气旋集中发生在热带低纬度洋面上一些特定海域，见图10.1所示。热带气旋主要发生在南、北半球5°～20°纬度带内，其中10°～20°之间占65%，在西北太平洋和西北大西洋20°以外的较高纬度亦有热带气旋发生，不过只占总数的13%。热带气旋集中出现在8个特定洋面上的海域内，即西北太平洋、东北太平洋、西南太平洋、西北大西洋、孟加拉湾、阿拉伯海、南印度洋西部和澳大利亚西北等洋面上。
统计结果表明，热带气旋在一年四季均可发生，在北半球，除了孟加拉湾和阿拉伯海以外，热带气旋出现最多的月份是7—10月；在南半球热带气旋出现最多的月份是1—3月。这表明大多数热带气旋发生在该海域太阳赤纬δ达到最大的三、四个月里，而其他月份就明显较少。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, 见表10.3所示。

全球平均约有80个热带气旋产生，其中有50%—75%的热带气旋能达到台风和飓风的强度。一般来说，北半球要多于南半球，占全球总数的73%；南半球较少，占全球总数的27%；在大洋西部发生的热带气旋要多于东部；又以北太平洋最多，占全球总数的1/2以上，达52%；西北太平洋占全球总数的1/3以上，达36%；中国南海海域的热带气旋占西北太平洋总数的1/3以上和相当于北大西洋的总数。而南大西洋和东南太平洋至今未发现热带气旋发生，赤道两侧的5°纬度范围内也几乎没有热带气旋发生。

图10.1全球热带气旋发生次数及占全球总数的百分率的区域分布

表10.3逐月发生热带气旋的平均数

2. 西北太平洋概况
根据资料统计表明，西北太平洋平均每年发生35个热带气旋。其中8—9月最多，约占总数的40%，其中风力≥8级的热带气旋平均每年有28.0个，约占全球总数三分之一以上，且强度最强；1—3月最少，仅占4%；7—10月是热带气旋的盛行季节，约章占全年总数的68% 。
西北太平洋热带气旋，南起3°N，北到37°N，南北宽达34&ordm;，西起105°E，东至180°范围内都有热带气旋生成。从纬度方向看，5°～22.5°N之间出现的热带气旋占总数的91%，其中11°～18°N之间更为集中，占总数的52.1%。从经度方向看，126°～133°E范围内热带气旋形成的频率最高，其次是139°～147°E范围，第三位是111°～118°E范围，而167°E附近海域热带气旋形成频率相对很少。由此可见，西北太平洋热带气旋源地和相对发生高频率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。
西北太平洋终年都有热带气旋活动，其中7～10月是热带风暴盛行季节（我国称为台风季节），热带风暴发生数占全年68％，其中又以8月份最多；1～3月最少，仅占4％。
我国濒临西北太平洋，受西北太平洋热带气旋影响相当严重。据统计，年均有20.1个热带气旋进入海岸线300km的沿海海域，其中南海频率最大,占总数的60.4% 。在我国登陆的风力≥8级的热带气旋年均8个，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，因此华南沿海最多，占58.1％，其次是华东沿海占37.3％。登陆时间主要集中在5～12月份，尤以7～9月最多，占全年热带气旋总数的76.4%,是袭击我国的高峰季节,1～4月份几乎没有热带气旋在我国登陆，但仍有在南海四大群岛活动。历史上统计得到,年登陆热带气旋数最多达12个、最少为3个(1998)。

§10.2
热带气旋的形成条件和强度变化

一.
热带气旋的形成条件
热带洋面上发生的热带扰动只有少部分能发展成台风或飓风，且热带气旋只形成在特定的海域和季节，这说明热带气旋的形成受一定条件的限制。热带气旋形成的必要条件目前国内外气象学者比较一致地认为有四个,即：广阔的暖洋面；整个对流层风速垂直切变小；要有一定的地转偏向力；低层初始气旋性扰动的存在。
1. 广阔的暖洋面。根据分析得到热带气旋发生的频率与该海区的海温的高低有关，低纬度热带洋面的热带气旋几乎都发生在海水温度（tw）高于26.6°C(80℉)，其中在西北太平洋低纬度热带海域（20&ordm;N以南，130&ordm;E—160&ordm;E），8月份平均海水温度≥29&ordm;C，其中有一条东西长20—25个经距、南北宽10个纬距的大于30&ordm;C的高海温区，其高温轴线与热带气旋发生频率最大的轴线几乎重合，并且与夏季热带辐合带的平均位置很接近，这就给热带气旋的发生提供了有利的条件。
广阔的高温洋面不断向低层大气输送热量和水汽，使低层大气的层结稳定度大大地降低，这种不稳定的暖湿空气一旦得到初始扰动的外力抬升，其中的水汽冷却、饱和，到某一高度后便凝结，并释放的大量凝结潜热会促使扰动对流的发展，使空气块作湿绝热上升，其中心温度一直到十几公里高度内都要比四周空气暖，从而保证热带气旋的暖心结构的形成，并使它的暖心结构和垂直环流得以维持和保证。根据实测资料表明，西北太平洋和西北大西洋低纬度的海水温度一般较高，所以热带气旋就发生较多；南大西洋和东南太平洋的海水温度较低，所以该海域就没有热带气旋的形成。
2. 低层初始扰动的存在
热带气旋要发展成台风等级的热带气旋，需要存在一个热带的低层气流的扰动和大气低层有持续不断的能量、动量和水汽的输入，低层初始扰动的存在提供了动力条件。若在低层初始扰动区域有较强的辐合气流，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，则造成对流活动不断发生，有利于积云对流的增热积累，使扰动气流的暖心形成和地面的气压值不断降低。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热带气旋占总数的85%，东风波发展起来的占15%。这里指出的是：①当热带辐合带处于不活跃阶段时，很少有热带气旋发生；当热带辐合带处于活跃阶段时，南半球SE信风活跃，赤道附近的W风突然增强，或者南亚和东亚SW季风爆发，有利于热带辐合带加强，这样最容易发展成热带气旋。②在热带气旋形成过程中，东风波有二种作用，即一是东风波可以为一种初始的扰动，在适当的环境和条件下增强，最后发展成热带气旋；二是东风波作为一种启动机能激发起其他类型的扰动发展成热带气旋。
3. 要有一定的地转向力
地球自转偏向力有利于气旋性涡旋的产生，只有在足够大的地转偏向力An（An=2ωVsinφ），低层的辐合气流才能由径向风速转变成切向风速，逐渐形成沿逆时针方向（北半球）旋转的空气涡旋，并随低层辐合的加强，空气的气旋性旋转造成的风力迅速增加而达到台风的强度。在初始风速很小的情况下，地转偏向力大小取决于地转参数（f=2wsinj）的大小。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，即地转偏向力很小。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，而无法形成较强的水平涡旋。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。所以热带气旋的形成要有一定的地转偏向力，实际上就是要有一定的纬度（大于5°的纬度）。
4. 对流层风速垂直切变要小
对流层风速垂直切变的大小，反映了对流层中风随高度的变化情况，也决定了初始扰动的对流凝结所释放的潜热能否集中在一个有限的空间范围之内。如果对流层风速垂直切变小，说明风速随高度变化不大，通风不良，水汽凝结的潜热始终加热同一个有限范围的空气柱，很快形成气旋涡旋的暖中心结构，促使热带气旋的形成；如果对流层中风速垂直切变大，通风良好，潜热会迅速向外流散，并带到扰动区上空，热带气旋的暖心结构很难形成，则热带扰动不易发展成台风。就像在孟加拉湾和阿拉伯海海域上，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，因而很少热带气旋的发生，但在春秋两季，风速垂直切变小，热带气旋发生数相应增多。
分析表明，在洋面上风速垂直切变小的正是热带气旋发生频繁的海域。NW太平洋、NE太平洋、NW大西洋、SW太平洋和S印度洋的洋面上，热带气旋的发生频率较高。这些海域的风速垂直切变很小，特别是盛夏季节（北半球是8月，南半球是1月），这些海域是热带气旋相对集中发生的海域。
当热带气旋产生和维持条件发生改变时，就会逐渐减弱和消亡。热带气旋的消亡通常有三种情况：一种是热带气旋登陆后迅速减弱消失；第二种是热带气旋移向中高纬度的冷海面或者说有冷空气侵入，使热带气旋将变成温带气旋；第三是热带气旋的范围内大量的降水。热带气旋登陆后，由于水汽大来源被切断，同时由于陆地较大的摩擦作用，因而迅速减弱，最后完全消失。但其中有一部分热带气旋在近海海域登陆后不久又重新入海，在回到海上后进一步发展并加强。热带气旋移向较高纬度进入较冷的海面，一般会减弱变成温带气旋，并有锋面连结成锋面气旋，逐渐减弱消失。
二.
热带气旋的生命史
热带气旋的生命史是指热带气旋从形成、发展、最后消亡（消失或者说变成锋面气旋）的全过程。对于中心风力达到12级（64节）的热带气旋等级的台风来说，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，热带气旋将继续发展，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，热带气旋将逐渐减弱，并逐渐填塞、消亡或进入中高纬度而转变为温带气旋。
热带气旋的生命期一般为3～8天，最长达20天以上，最短仅1—2天，夏、秋季生命期较长，冬、春季较短。
三.
热带气旋的强度变化
热带气旋的强度用中心气压值或者中心附近最大平均风速的大小来表示，中心气压越低或中心附近最大风速越大，热带气旋的强度就越强。发展强烈的热带气旋的中心气压值一般低于950hpa，曾观测到最低中心气压868hpa（1999年8月12日9909号台风），中心附近最大风速极值达110m/s（1958年9月24日5827号台风）。
造成热带气旋的强度变化的原因很多，主要可以归结为以下几点：
1.
海水温度的影响，它决定水汽的来源和热力不稳定度的维持，形成和发展于低纬度的暖洋面上的热带气旋，一旦移向中高纬度冷海面时往往减弱消亡。
2.
大尺度环境流场是否有利，其中包括低空辐合、高空辐散流出、风的垂直切变大小、冷空气作用等情况。经研究发现，当高空槽强烈发展，热带气旋是位于槽前急流的反气旋切变区时，热带气旋将会明显加强；当热带气旋移到急流的气旋性切变区时，热带气旋减弱。如热带气旋中若有冷空气入侵，则其就不再是单一的暖气团，而会逐渐形成冷暖锋，转变为温带气旋后逐渐减弱消失。此种情况多在热带气旋移到高纬地区后出现。但须注意，极少数热带气旋在变成温带气旋后，由于斜压作用重新获得能量而强烈发展，如7416号热带气旋。
3. 地形影响，主要是陆地和大面积岛屿对台风的影响。热带气旋登陆后，水汽来源被切断，能量供应枯竭，而地面摩擦消耗增强，使台风迅速减弱，最后消亡。部分热带气旋登陆后又转向出海，其强度会得到加强。

§10.3
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
发展成熟的热带气旋，尤其在海上，其内部气象要素气压、温度、风和云等常环绕热带气旋中心近于圆对称分布，如图10.2所示。热带气旋涡旋的直径一般在600～1000km，个别的可达2000Km垂直高度可伸展到对流层上部，个别还达平流层下部（15～20km），垂直尺度与水平尺度的比值约为1：50。因此可把热带气旋近似看作圆对称的扁平气旋性涡旋。

图10.2热带气旋中气压、风、云和降水的分布

在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，见图10.2 。
1. 外圈
外圈又称外围区，风力由热带气旋边缘向内增大，在8级以下，一般呈阵性。当接近热带气旋低压环流外缘时，气压开始缓慢下降，风速逐渐增大；高空出现辐射状卷云（Ci）、卷云层Cs）和日月晕环，夜间星光闪烁，能见度特别良好。当风力增大到5～6级时即进入外圈。
进入外圈后，气温逐渐升高，湿度开始增大，天气逐渐闷热；气压在继续下降，距离热带气旋中心越近，气压下降越快，水平气压梯度越大，风速增大越快；云层逐渐增厚，天色越来越乌黑，出现高层云、高积云，低空有被称为“飞云”（Cu）或“猪头云”的塔状层积云（Sc）和浓积云（Cu）随风的去向前移动；出现高层云时，开始下雨，并逐渐增大，而海面上有较明显的涌浪（波长长、周期大，而且比较明显）。
2. 涡旋区
涡旋区又称中圈，风力一般在8级以上。进入涡旋区，风力向热带气旋的中心急速增大，并在热带气旋眼壁处达最大，最大风速一般可达60～70m/s，有时甚至超过100m/s，并带有阵性，阵风通常比平均风速大30～50%，该区中风的经向分布特征是：越往中心附近风力就越大，在近眼区附近风达到最大值，其中心附近最大风力可以进行计算 。根据热带气旋的中心气压值P（单位hPa），可用公式求得近中心附近最大风力，即热带气旋近中心最大风速：



（10.1）
式中：Vmax为热带气旋近中心附近最大风速，单位m/s；
K为系数，一般为5.7。
热带气旋中心眼区附近最大风速带，宽度平均为10～20km，与环绕台风眼的云墙区相重合，是热带气旋破坏力最猛烈、最集中的区域（注：在有些文献中，将近中心附近最大风速带称为涡旋区）。
在涡旋区内，进入8～9级风圈后，气压急剧下降，天空被浓厚而灰暗，且不规则的雨层云所遮蔽，开始降大暴雨或特大暴雨。雨层云和外圈的各云系组成螺旋云带旋向台风眼壁。进入10～12级风圈后，即进入热带气旋的云墙区，水平气压梯度迅速增大，气压几乎直线下降，每小时可下降10～30hpa，如图10.3所示。图中呈漏斗状的气压自记曲线中A、B两处，时间仅相差1h气压差值竟达31.5hpa；该区内对流上升运动强烈，产生浓厚、乌黑而高大的积雨云，这些积雨云常组合成宽数十公里、高达8～9km的环状垂直云墙，成为台风眼壁，云墙下倾盆大雨，能见度恶劣，是热带气旋中最大降水所在之处，而海面上出现大—巨浪。

图10.3热带气旋过境前后气压自记曲线

3. 热带气旋眼区
热带气旋的眼区又称为内圈，多呈圆形，也有椭圆形的。直径一般为10～50km，小的只有10～20km，最大的高达100～150km，眼区的直径大小与热带气旋的强度有关，即当强度强，则其次直径就小；当其强度小，则直径就大。进入眼区后，气压降到最低，不再明显下降；风速向中心迅速减小，几乎静风；暴雨立刻停止，低云基本消散，天空豁然开朗，可见蓝天，天空晴好，在夜间星光明亮。
到热带气旋的眼区后面时，气压开始急剧上升，风力又迅速增大，风向和进入眼区前相反，暴风雨又起，出现后半圆涡旋区的恶劣天气，只是时间上没那么长，气象要素比前部要弱些，就是海面上的海浪要比前部大而强。以后又是外围区天气，天气演变顺序相反，当气压上升到接近月平均气压后开始稳定，风速减小，降水开始停止，热带气旋天气基本结束。
值的注意的是，热带气旋区中最大风速的分布开始时比较对称，以后在各个象限并不对称，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。另外，根据热带气旋中的风和气压的分布特点，可利用表10.4或10.5（西北太平洋台风最盛期的风力和气压距平值与台风中心距离的统计平均值）粗略判断船舶与热带气旋中心的距离。

表10.4台风风力分布范围统计表

表10.5气压距平值与台风中心距离关系统计表

二.
热带气旋所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，使周围环境的海面产生巨大的风浪和涌浪。风所引起波浪高度的大小与风速大小、大风持续时间成正比，一般风力达8级时可产生5m以上的巨浪，12级以上的风可以产生波高达十几米的狂涛，越接近热带气旋的中心，风浪越高。北半球按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。这是由于热带气旋在前进方向的右半圆的等压线要比左半圆密集,故右半圆的风速大于左半圆，在热带气旋中心的右后方，波浪传播方向与台风中心移动方向以及所吹的风向一致，使这部分区域的风浪受风作用时间比其它区域长。
在热带气旋眼区中，由于气压极低，会引起海面上升，再加上风向急转，使得新发展的风浪和已有的风浪方向甚至完全相反，这些不同方向的波互相叠加，形成具有驻波特性,而且具有波幅很大的陡峭波，俗称“三角浪”或“金字塔浪”，该海浪一般在大洋中出现。三角浪是在原地附近上下跳动，使船舶进入该区域操纵相当困难，对航行安全造成很大威胁，航行船舶应注意避免进入眼区。
当高而大范围的波浪离开热带气旋向远处传播时，波浪高度逐渐减小，波浪顶部的波峰变圆，周期变长，波长变长,就形成了涌浪。这些涌浪以热带气旋的中心移动速度的2～3倍速度向外传播，距离可达1000～2000km，传播方向如图10.4所示。一般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，波浪高度一般在3m以下，周期为10s左右。

图10.4热带气旋中涌浪的传播方向

热带气旋在来临时，由于气压降低可以引起水位上升，平均气压每降低1hPa，引起水位上升1cm。特别是热带气旋在沿海登陆时，加上暴雨和向岸风的影响，再遇到天文大潮，可引起海面水位异常上涨，港湾内海水壅积，有时冲毁海堤引起海水倒灌，淹没码头和陆地，造成巨大灾害。如1969年7月28日6903号台风在广东惠来登陆时，与天文潮叠加，结果风暴潮把海堤冲毁，浪高达数层楼，把一般50～60吨的船只抛进内陆几十米。

§10.4
热带气旋的移动

一.
热带气旋的一般移动规律
热带气旋的历史资料表明，虽然世界大洋上热带气旋的路径并不完全相同，但其主要常规移动路径还是具有一定规律的，如图10.5所示，大部分路径近似抛物线型，并且南北半球抛物线弯曲的方向正好相反。

图10.5热带气旋的主要移动路经

在西北太平洋洋面上，热带气旋的常规路径大致有三条，如图10.6所示，即：
1. 西行路径，其路经登陆的概率最大。热带气旋的纬度一般不会超过22.5&ordm;N（如超过22.5&ordm;N则要转向），这样的热带气旋将经过菲律宾或巴林塘海峡、巴士海峡进入我国的南海，西行到海南岛的东南部或越南登陆；有时，进入南海西行一段时间后，会突然向北移动进入华南沿海或者登陆。沿此路径的热带气旋对中国华南沿海地区影响较大，登陆的概率也最大，危害也较大。
2.西北行路径（又称为登陆路），热带气旋从菲律宾以东洋面向WNW方向移动，在台湾省登陆，然后穿过台湾海峡在福建省登陆，或者向NW方向经琉球群岛在浙江、上海和江苏沿海地区一带登陆，登陆后在陆地上减弱并消失。沿此路径的热带气旋将对中国华东沿海和地区影响最大，暴风雨、巨浪、风暴潮等对沿海地带的工农业、渔业上造成直接经济损失，对内陆地区的干旱也有的一定缓解和影响。
3.转向路径，又称为抛物线路经。热带气旋从菲律宾以东海面向NW移动，在25°N附近，在地转偏向力、内力和大型的气压梯度力的作用下，转向东北方，向日本方向移动，路径呈抛物线状。这条路径一般对我国影响较小，但若转向点靠近我国东海和黄海南部时，则对中国东部沿海地区影响较大。中日航线的船舶应特别注意，多接收气象报告和气象传真资料，保障船舶的安全、经济和环保航行。
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。

图10.6
NW太平洋热带气旋移动的典型路经

热带气旋的移动速度平均约为20～30km/h。对于转向的热带气旋来说，转向后移动速度要比转向前更快一些，有时可达80km/h以上，转向时移动速度较慢，停滞打转时移动速度最慢。就发展阶段而言，加强阶段时移速慢，减弱阶段时移动速度要快一些。就纬度而言，热带气旋在低纬的移动速度慢于在高纬的移动速度。
二.
影响热带气旋移动的因素
热带气旋的移动是受各种力共同作用的结果，这些力主要有内力N、水平气压梯度力Gn和水平地转偏向力An。
1.
内力
内力是热带气旋内部流场结构在地球自转作用下产生的。热带气旋内空气质点作气旋式辐合运动，将其分解为切向气旋式旋转运动和径向辐合运动。以北半球为例，在图10.7（a）中，设圆周上各点的切向风速大小相等，因D点和B点所处的纬度相同，所以,水平地转偏向力大小相等、方向相反，互相抵消，同理，热带气旋中东部半圆和西部半圆同纬度各点所受的东西方向的地转偏向力大小相等、方向相反，即热带气旋所受东西方向水平地转偏向力总和为零；在A点和C点，由于A点纬度高于C点，则A点的地转偏向力大于C点，即在北半部的质点所受向北偏向力的总和要大于在南半部的质点所受向南的偏向力总和。因此，就整个热带气旋来说，将受到一个净余的向北的内力。同理，在图10.7（b）中，对于向热带气旋中心辐合的气流，将产生一个净余的向西的内力。作用在热带气旋上的总内力应为上述两内力的合成，合力方向指向西北（NW）。在南半球内力方向是指向西南（SW），用N来表示。热带气旋的水平范围越大，则强度也越强，产生的内力也就越大。

图10.7（a）和（b）热带气旋内力示意图

2.
水平气压梯度力Gn
水平气压梯度力的方向在大型的气压场中，也是由气压高的一侧指向气压低的一侧，热带气旋相对于东风带、西风带和副热带高压等行星尺度系统来说，是一个较小的涡旋，可以看作一个空气质点。由于环境流场的气压水平分布不均匀，就会有一个水平气压梯度力Gn作用在热带气旋整体上。在东风带中，大型的气压场中的水平气压梯度力Gn指向南（南半球Gn指向北）；则在西风带中，大型的气压场中的水平气压梯度力Gn指向北（南半球水平气压梯度力Gn指向南），如图10.8所示。水平气压梯度越大，水平气压梯度力越大。

图10.8热带气旋在东风带中、西风带中水平气压梯度力的示意图

3.
水平地转偏向力An
热带气旋向某一方向移动时，会受到水平地转偏向力An的作用，An的方向和热带气旋移动方向垂直，在北半球指向其移动方向的右方；南半球指向其移动方向的左方。研究表明，把热带气旋可以看作为一个空气质点，在完全没有其它力作用的情况下，当它以初速V0移动时，因受到水平地转偏向力的作用，在北半球其轨道将是一个顺时针方向的近似惯性圆，即向右偏转；在南半球其轨道将是一个逆时针方向的近似惯性圆，即向左偏转。故热带气旋所在的纬度越低，初始速度越大，惯性圆也就越大。
通常情况下，热带气旋受到的水平气压梯度力、水平地转偏向力和内力处于平衡状态，即：

Gn＋An＋N＝0
（10.2）

当热带气旋内力很小时，可视Gn与An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，如图10.7所示。由此可见，热带气旋的移动受大型基本气流的引导，北半球走右旋抛物线路径；南半球走左旋抛物线路径；实际工作中常取500hpa的高空气流作为引导（操纵）热带气旋的气流。
在热带气旋的内力不可忽略时，热带气旋的移向与大型的流场（引导气流）方向有一交角，内力越大，交角越大。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，热带气旋的移动速度过难关小于引导气流，见图10.9（a）；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，见图10.9（b）。

图10.9热带气旋移向与基本气流的偏差

当热带气旋处于均压场（Gn＝0）中，又无大的内力，热带气旋的强度一般较弱；或水平气压梯度与内力相抵消时，在水平地转偏向力的作用下，热带气旋将作近似惯性圆运动，作顺时针打转、就地打转或蛇行等异常路径。
综上所述，当外力强而稳定时，如副热带高压强大而稳定时，热带气旋的移动路径一般以上述讲的三条常规路经移动。如果外力作用弱，即如副热带高压强度弱而具有一定的移动时，内力相对较强，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
如上所述，热带气旋所受外力是由周围大型气压场的分布决定的，热带气旋的移动主要受环境流场的基本气流引导。在环境天气系统中，副热带高压是影响热带气旋移动的最直接、最主要的系统，此外，西风带系统、东风波和赤道辐合带等天气系统以及多个热带气旋同时存在也都能直接或间接地影响热带气旋的移动。以下主要介绍副高及西风带中槽脊的变化对热带气旋路径的影响。
1. 副热带高压的影响
副热带高压位置与热带气旋之间最靠近，北半球副热带高压位于热带气旋移动方向的右侧；南半球副热带高压位于热带气旋移动方向的左侧。强大、深厚而又稳定的副高对热带气旋的移动路径，尤其是转向前的路径起着最主要的作用。现以西北太平洋副高为例分析如下：
如图10.10(a)所示，当副高呈东西带状，且强度比较强时，位于副高南侧的热带气旋将西行而且路径比较稳定。当副高在热带气旋东侧有脊往南伸，则热带气旋在西进过程中将有较大的偏北成分，如图10.10（b）所示。当副高减弱东撤，热带气旋处于副高南侧时，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，如图10.10（C）所示。

图10.10副热带高压与热带气旋移动的关系

当西风带高压和大陆上的冷性高压入海后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，即加强， 导致热带气旋的移动路径发生突变或出现异常路径。
2. 西风带长波槽脊的影响
西风带强大长波槽脊的演变，对热带气旋的移动有相当大的影响。当西风带的环流和副热带流型稳定少变时，热带气旋的移动一般较稳定，走正常路径。当西风带长波系统出现急剧调整时，也会导致副高发生突变，从而使热带气旋的路径发生改变，甚至出现异常。
以西北太平洋为例，当东亚出现长波槽时，若在其上游不到一个波长的范围内，有一个正在发展中的长波槽东移，则原先的东亚槽将迅速减弱消失，对热带气旋转向不起作用，但发展槽前方的长波脊与副高叠加，使西北太平洋副高脊加强西伸，热带气旋将在副高南侧增强的东风气流引导下向西～西北方向移动或在我国登陆；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移，位于副高西南端的热带气旋将向西北方向移动，并在长波槽前转向北上，如图18－10（c）所示。统计表明，当槽底与热带气旋中心相距小于18个经距时，有利于热带气旋的向北移动。此外，当西风带高空阻塞高压强大稳定时，若副高则减弱东退，则已转向进入西风带中的热带气旋将改向西移动。

§10.5
南海热带气旋

南海是我国与南亚、非洲和欧洲等地区之间的重要海上通道。南海是热带气旋频繁发生和活动的海域。本节对南海的热带气旋的概况和特点作简要的介绍。
一.
南海热带气旋概况
南海热带气旋包括一半从南海海域本土形成的热带气旋和从一半从西太平洋菲律宾以东洋面西移进入南海的热带气旋。南海每年的热带气旋达到热带风暴（ST）强度的南海热带气旋平均每年有9个，约占西北太平洋总数的1/3，相当于北大西洋一年中所出现的总数。其中南海地区发生发展的有4个，若包括热带低压，则为7个，占南海热带气旋总数的40%左右，其余则是从菲律宾以东洋面西移进入南海的。
南海热带气旋全年各月均可发生，其中8～9月最多，占南海热带气旋总数的45%左右；其次是6月，1～4月基本无热带气旋发生。大多数南海热带气旋发生在10°N以北，比NW太平洋热带气旋形成的纬度高出5个纬距，主要出现在南海中北部（12°～20°N，112°～120°E）。北部湾和我国大陆南部沿海海面，以及10°N以南的南海南部，只有极少数热带低压发生，且不易发展达热带风暴强度。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。绝大多数南海热带气旋形成于热带辐合带上，少数是由东风波或其他低压扰动形成。
二.
南海热带气旋特征
南海热带气旋与西北太平洋热带气旋比较，强度大的较少，仅占南海热带气旋总数的1/3左右。总的来说，其水平范围小，垂直伸展高度较低，强度较弱。它的半径平均一般为300～500km，最小的不到100km；伸展高度约6～8km，最高达10km左右。统计分析表明，南海热带气旋的中心气压值一般在980～990hpa之间，最低为960hpa，很少低于950hpa；中心附近最大风速一般在35m/s以下，个别的极值达50m/s左右。
南海热带气旋的云系分布很不对称。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；而热带气旋的左后方云区较狭窄，云层较薄，雨量较小。
南海热带气旋的眼区范围大小不一，形状又多变，其中一般都有云，但云层薄，云壁结构松散、很少，南海热带气旋的眼区范围基本上没有降水。
南海热带气旋中有两种特殊情况须注意，第一种是被俗称为“豆热带气旋”（Midget Typhoon）的小而强的热带气旋。它发展迅速、强度强、移动快，破坏力大，在地面图上往往只能绘出一根闭合等压线，甚至有时只看到低压环流而分析不出闭合等压线，6级大风范围不超过50～100km，但气压自记曲线呈漏斗状。因此，航行在南海海域的船舶应特别留心这类热带气旋。第二种叫“空心台风”。它的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，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.
南海热带气旋的路径
由于南海热带气旋范围较小，强度又较弱，其移动路径受周围天气系统的影响较大。当高空形势稳定，在西北太平洋副高形状、位置少变时，南海热带气旋走向为常规路径。当高空环流较弱或有“双热带气旋”影响时，路径出现异常。
南海热带气旋的常规路径大致可以分为四种，如图10.11所示，即：
1.正抛物线型、
2.倒抛物线型
3.西移型
4.打转后北上型。
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。

图10.11南海热带气旋的常规路径

南海热带气旋的异常路径中，较多的是双热带气旋和突然折向。双热带气旋现象一般发生在7～9月。当南海热带气旋生成的同时，西太平洋上或南海东部也有热带气旋出现，习惯上称这种现象为“双热带气旋”，南海中的双热带气旋路经复杂多变。由于气旋性流场的作用，两个热带气旋将绕它们中心连线的“质量中心点”相互逆时针旋转并趋近，出现停滞、摆动或打转等复杂路径。一般来说，当东西两个台风距离≤14纬距时，相互作用比较明显。
南海热带气旋路径的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。而入秋以来（9月下旬到11月）的突然西折路径与冷空气活动有关。秋季冷空气南下到华南和南海北部，使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。因此，入秋后进入南海或南海生成的热带气旋在其向西北方向移动的过程中，要注意冷空气的动向及其强度变化，尤其在中、低层引导气流不一致时，需着重考虑低层引导作用。

§10.6
热带气旋的船舶测算和避离方法

一、热带气旋来临前的征兆
热带气旋来临前海象、天象和物象等方面的征兆（反常现象），可以帮助我们判断航行海区附近有无热带气旋活动，或已知热带气旋活动的最新动向。
1. 海象
1)涌浪：
如果无风来涌浪，说明远处可能有热带气旋的存在，因为热带气旋所产生的涌浪往往先于热带气旋1～2天到达。另外，从涌浪的来向还可以判断热带气旋的中心所在的方向（图18－4）。例如：当热带气旋向西北方向移动，从东南方向来的涌浪就会加强起来，涌浪增强得越来越快，表明热带气旋正在移近；如果涌浪增强到一定程度后又逐渐减弱，说明热带气旋已经在远处转向。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)海水发臭或发光：
有些地方由于热带气旋所引起的涌浪或者风海流使海水发生翻动，海底的腐烂物质上浮而发出腥臭气味。在热带气旋到来前一两天，海水温度常常升高，某些能发光的浮游生物群集在海面，导致海水发光。
3)海响：
在热带气旋到来前一两天，某些地方有时可以听见海响，就像远处吹号角一样。海响与平常风浪所引起的响声不同，它往往在寂静时才能听到，持续时间也较长，有时在两个地点同时发生。广东汕头一带就有“东吼叫，西吼应，热带气旋来到鼻梁根”的说法。
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、东风季节里，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：
在热带气旋到达前2～3天，气压总的趋势是下降的，但是还可以看出日变化。随着热带气旋的接近，气压明显下降，日变化消失。
3. 物象
海鸟成群飞来，乱飞乱叫，很不安宁，或落在甲板上赶也不飞，海猪从外海向港湾回游，海蛇浮出水面，鱼虾比平时密集，鱼撞入捕虾笼，以及突然出现少见或从未见过的生物等。这些现象表明远处有热带气旋活动，使海水激荡和翻腾，海温、海流、波浪等发生异常，海洋生物不适应，出现反常。因此，这些现象可作为热带气旋来临的征兆。
对于上述热带气旋预兆，应根据多种资料进行综合分析，也可以使用经验和计算的方法求得，不可盲目估计。
二、热带气旋中心方位判定法
1. 利用云和涌的特点
热带气旋临近的时候，但还未受到其环流影响时，可看到天空出现辐射状的卷云，这种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，天空中还出现“飞云”，外海出现“涌浪”。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
当船舶受到热带气旋环流影响时，可根据船上测得的真风来判断热带气旋中心所在的方位。背风而立，以正前方为0°，在北半球，热带气旋中心在左前方45°～90°方位；在南半球，热带气旋中心在右前方45°～90°方位。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，如图10.12所示。

图10.12根据北半球风向、风力判断热带气旋中心方位

3. 利用风压定律和气压距平值
本船测得的海平面气压值经过日变化订正后与当地当月平均气压之差，称为气压距平值。在北半球，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°。在南半球则相反，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
顺着热带气旋的移动方向往前看，把热带气旋分成左、右两个半圆。在北半球，右半圆叫做危险半圆（Dangerous Semicircle），左半圆叫做可航半圆（Navigable Semicircle）；在南半球则相反，右半圆称为可航半圆，左半圆称为危险半圆。在北半球右前象限和南半球的左前象限同时又称为危险象限（Dangerous Quadrant）。
在北半球热带气旋的右半圆被称为危险半圆有以下理由为：
1)北半球热带气旋的右半圆一般与副高相邻，等压线特别密集，故水平气压梯度比左半圆大，所以风大；
2)北半球热带气旋中风沿逆时针方向由外向里旋转，而热带气旋总是右转向，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，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总是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。
4)热带气旋的右半圆范围中具有风力大、降水强和风浪大而高的特点。
同理可解释在南半球左半圆为危险半圆，右半圆为可航半圆。须注意的是，危险半圆与可航半圆只是相对而言。实际上，在危险半圆和可航半圆航行同样是具有很危险的。
2. 船舶所处热带气旋部位的判定方法
船舶一旦误入热带气旋区，如又缺乏气象台发布的热带气旋中心位置和移动方向等信息的特殊情况下，可以利用本船（一般处于滞航状态）现场进行观测（可每隔1h一次）的真风向、真风速、气温和气压随时间的变化情况，判断船舶所处的热带气旋哪个部位。
若测得真风向随着时间顺时针方向变化，则表明船舶处于热带气旋的右半圆，见图10.13所示，在北半球船舶处于热带气旋的右半圆（危险半圆），在南半球为热带气旋的右半圆（可航半圆）；又测得真风速随时间增大或气压随时间降低，则表明船舶处于热带气旋的前半圆；如果真风速随时间减小或气压升高，则船舶处于热带气旋的右半圆。
若测得真风向随时间逆时针方向变化，则表明船舶处于左半圆，见图10.13所示，在北半球为可航半圆，在南半球为危险半圆。若测得真风速随时间增大或气压随时间降低，则表明船舶处于热带气旋的前半圆；如果真风速随时间减小或气压升高，则表明船舶处于热带气旋后半圆。
若真风向随时间不变或少变，但真风速增大或气压降低，则表明船舶处于热带气旋的中心在前进道路的正前方；若真风向随时间少变或不变，但真风速减小或气压升高，则表明船舶处于热带气旋的中心在前进道路的后半圆上。

图10.13北半球热带气旋左、右半圆的风向变化规律

值得注意的是，当船舶从热带气旋后部进入热带气旋区或从热带气旋前部离开，则风向随时间呈逆时针旋转，这同左半圆情况相似，此时要仔细分析研究，以正确判断船舶所在的部位。当热带气旋转向时可能停滞不前或原地打转，船舶测得的风和气压都不会有显著的变化，上述方法将是无效的。当船舶离热带气旋中心非常近时，即使有气象台报告的热带气旋位置，由于定位具有一定误差，这时也需要船舶利用现场观测资料自行判断船舶所处的实际部位。
3. 脱离热带气旋驾驶法
在北半球，若船舶误入危险半圆，应使右舷（南半球左舷）船首顶风全速脱离，保持风从右舷（南半球左舷）10°～45°来，直到离开危险区域为止，见图10.14所示。A船（南半球为C船）虚线所示；若船舶处于可航半圆，则应以右舷（南半球左舷）船尾受风脱离，保持受风角为30°～40°，船舶相对于热带气旋的航迹，见图10.14所示。B船（南半球D船）虚线所示。若因风浪过猛或其他原因无法向前航行时，应采取滞航的方法来操纵船舶，这样，随着热带气旋的移动就会逐渐脱离其控制。有关避离热带气旋的航法，详见《船舶操纵》课程中的有关内容。

图10.14船舶驶离热带气旋的方法的示意图

四、扇形避离（热带气旋）法
根据天气报告或传真天气图可以得知热带气旋的中心位置、移向、移动速度，再结合船舶的船位、航向和航速，在海图上作扇形图，使船舶与热带气旋保持一定的距离，这种避离热带气旋的方法称为扇形避离法。
如图10.15所示，H1，H2，H3，H4分别代表0000，0600，1200和1800Z的热带气旋中心位置，A、B、C、D分别代表以上各时刻的船位。当0000时船舶位于A点时，据天气报告或传真天气图得知热带气旋的中心位于H1点，根据热带气旋的预报移向和移动速度，以热带气旋中心H1点为中心作扇形1，其半径等于热带气旋在未来24h移动距离，夹角从热带气旋的未来移动方向线，左右两侧各取30°～45°，就得到了船舶未来24h内所需避离的危险扇形区。然后每隔6h依次制作出该扇形2、扇形3和扇形4，直到船舶行驶至E点已完全脱离热带气旋威胁时，才恢复原来航向。

图10.15扇形避离法示意图

船舶在采用热带气旋的扇形避离法应注意下列几点：
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的中心200n mile以上，至少也不要小于100n mile；
3. 扇形夹角的大小，在低纬度和热带气旋在接近转向时，应取80°～90°，在高纬度和热带气旋在转向后，扇形夹角应小些，一般取60°左右。

懒猴航海

第十八章
海上天气预报

一、天气预报的概念、分类与方法

天气预报是指根据气象观(探)测资料，应用天气学、动力学、统计学的原理和方法，对某区域或某地点未来一定时段的天气状况作出定性或定量的预测。

天气预报的种类按预报时效可大致分为：短时预报(几小时以内)、短期预报(1～3天)、中期预报(4～10天)、长期预报(10天以上)、超长期预报（1年以上）等；按服务对象可划分为：日常天气预报和专业天气预报(如航空天气预报、海洋天气预报等)；按预报范围可大致划分为区域预报和站点预报等。由于服务对象不同，在预报项目、预报时效、预报用语等方面都存在着一定的差异。

目前制作天气预报主要采用天气学预报方法、统计学预报方法和动力学预报方法，以及由这三种基本预报方法相互结合形成的天气—统计预报方法、动力—统计预报方法和天气—动力预报方法等。

天气学预报方法（或称天气图方法）：是以天气图为主要工具，配合卫星云图、雷达图等，用天气学的原理来分析和研究天气的变化规律，从而制作天气预报的方法。这种方法主要用于制作短期预报。

统计预报方法：是采用大量的、长期的气象观测资料，根据概率统计学的原理，寻找出天气变化的统计规律，建立天气变化的统计学模型来制作天气预报的方法。这种方法主要用于制作中、长期预报和气象要素预报。

数值预报方法（又称动力学预报方法）：数值天气预报就是利用大型高速电子计算机，在一定的边界条件和初始条件下，应用数值积分方法，求解描述大气运动的闭合微分方程组来预报天气的一种方法。这种方法可用于制作短期预报，也可做中、长期预报和气象要素预报，近几年还开始用来做气候预报。

近年来，随着大气科学理论研究的深入，大气探测技术、通信技术、计算机技术、信息技术的发展，数值预报得到了快速发展，国内外动力数值预报已在气象业务上得到广泛使用，从而使天气预报从主观、定性向客观、定量发展。现在，世界上15个国家建立了全球数值模式预报，40多个国家建立了有限区域模式预报，10多个国家建立了中小尺度数值预报。我国数值预报从上世纪80年代初建立了第一个短期数值预报业务系统后至今，仅仅用了20余年的时间，已发展成为世界上开展全球、有限区和中小尺度数值模式预报的主要国家之一。目前，利用数值预报方法预报短期大势的准确率已明显高于人工主观预报，4～10天的中期形势预报及部分要素预报也已具有相当的参考价值。现在，以数值预报方法为基础，综合运用动力学、天气学和统计学等各种方法制作天气预报，已成为各国天气预报技术的发展方向。

二、制作天气预报的一般思路

实践表明，天气的变化与天气系统及其空间分布（即天气形势）有密切的关系，有什么样的天气形势就有什么样的天气。因此天气形势预报是天气预报的基础。气象部门制作天气预报一般分两步进行：第一步制作天气形势预报，即先对目前控制和影响预报区域的天气系统的移动和强度变化等做出预报。目前，天气形势预报，尤其是短期形势预报基本上可以依赖数值预报了。第二步在形势预报的基础上再作气象要素预报。

下面以地面风预报为例，说明制作气象要素预报的一般思路。如图11.1所示，图中的B站处于低压南部，吹西南风，根据形势预报，未来12小时低压将向东北移到虚线所示的位置，即B站未来12小时将处于低压的后部，相当于原来A站所处低压的位置。若未来该低压强度变化不大，则可预报B站未来的风向和风速为：在冷锋过境前为西南风6 m/s，过境时，风向从西南转为西北，过境后为西北风8 m/s。若低压在移动过程中是逐渐加强的，则风速可报大一些；若在移动中减弱，则风速可报小一些。在上述预报的基础上再考虑地形、热力环流以及动量的上下交换等因素，结合预报经验，进行订正就可做出该站地面风的预报。例如，当气旋由陆地移到海面时，由于摩擦力减小，即使气旋强度不变，气旋内的风速也会加大，风向与等压线的交角则会变小。当热力环流的低层水平风向与由气压场所决定的风向一致时，风速应报大一些；反之，则报小一些。若未来大气层结和风的垂直切变有利于动量传递，则风速应报大些，风向与上层风接近，等等。

图11.1 地面风预报示意图

实际上，对于气象要素预报，除了运用如上所述的天气学概念模式作预报外，还可有两条途径：一是应用数值预报的结果。数值预报的内容已从过去单一的形势预报发展到包括气压、温度、湿度、风、云和降水等气象要素在内的预报，因此预报员可以数值预报的结论为基础，再综合分析数值预报给出的形势及其它资料作出最终判断；二是定量计算。定量计算是以数值预报产品为基础，利用客观预报的两大分支—数值预报和统计预报结合起来的动力—统计预报方法制作要素预报。目前最常用的方法有完全预报方法(Perfect Prognostic Method ，简称PP法)和模式输出统计方法（Model Output Statiatic Method ,简称MOS法）。

§11.2 天气形势的天气学预报方法

天气学预报方法是一种定性的、经验性的传统预报方法。虽然，目前天气形势与气象要素预报已愈来愈依靠数值预报方法，但在很多情况下，特别是局地天气、航线天气等的预报中，天气学方法仍然是十分重要的方法。下面简单介绍几种应用天气图进行天气形势预报的基本方法。

一、外推法

根据最近一段时间内天气系统的移动速度和强度变化的规律，顺时外延，预报出系统未来的移动速度和强度变化，这种方法叫做外推法。外推法又可分为两种情况：一种是等速外推。等速外推就是假定系统的移动速度或强度变化基本上不随时间而改变，即与时间成直线关系，外推按这种规律进行，故等速外推又叫做直线外推；另一种是变速外推。变速外推假定系统的移动速度或强度变化接近“匀变速”状态，即与时间成曲线关系，这时外推时要考虑它们的“变速”情况，故变速外推又叫做曲线外推。直线外推只需要根据当时和上一时次的两张天气图即可进行，而曲线外推需要利用三张（或以上）天气图进行比较才能进行。显然，曲线外推要比直线外推更全面些，但是由于实际天气过程的复杂性，曲线外推并不一定比直线外推更准确，因此，使用外推法时必须结合其他预报方法。

应用外推法可以对高、低压系统和槽、脊的移动和强度作出预报。下面以闭合系统为例说明外推法的应用。

直线外推。设12 h前低压中心位于点“1”(图11.2 (a))，其中心气压为1008 hPa，作预报时的低压中心位于点“2”，其中心气压为1006 hPa，加深了2 hPa，移动距离为S1。按直线外推可以预报，12 h后该低压中心将移至点 “3”，移动的距离S2=S1；中心气压将继续降低2 hPa，达1004 hPa。

曲线外推。设24 h前低压中心的位置在点“1”(图11.2 (b))，中心气压为1 011 hPa；12 h前中心位置在点“2”，移动距离为S1，中心气压为1002 hPa，加深了9 hPa；作预报时的中心位置在点“3”，中心气压为995 hPa，过去12 h移向向左偏了一个角度，移动距离为S2，加深了7 hPa。由图可见，低压中心的移动是减速的，中心气压的降低也是减速的。这种情况可按曲线外推，预报未来12 h，低压中心的移动距离S3=S2-(S1-S2)=2S2-S1，移动方向也将继续向左偏一个角度，12h后中心位置将到达“4”，中心气压为995-7+(9-7)=990(hPa)。?

图11.2 闭合系统的外推

外推法不仅可以用于天气形势预报，还可用于天气区（如大风、雾区和降水区等）的预报。但使用外推法时，必需注意：①外推时间不能过长，预报时效以6～12小时为宜，最好不超过36小时。②天气系统是否会发生突变。当天气系统处于显著变动状态时，天气系统的运动速度和强度就会发生剧烈变化，这时就不能简单地用外推法进行预报。

二、引导气流法

观测表明，地面高、低压中心的移动方向与系统中心上空平均层上的气流方向基本一致，移速与高空风成一定比例。实际工作中可利用700hPa或 500hPa等压面上的地转风加以适当订正以预报地面系统中心的移动，这就是所谓的“引导气流法”（如图11.3所示）。根据统计，地面气压系统中心的移动速度为其上空500hPa风速的0.5～0.7倍，700hPa风速的0.8～1.0倍。通常夏季引导层较高，常用500hPa等压面作引导层，冬季引导层较低，常用700hPa等压面作引导层。

应用引导气流法时应注意：①要考虑引导气流本身速度和方向可能发生的变化；②对于暖高压和冷低压之类的准静止性的深厚系统，不能应用引导气流法；3）引导气流越强，效果越好。

三、经验预报法

1.相似形势法

一般来说，在不同时间的天气图上的天气形势和天气过程是不完全相同的。但是，如果只考虑其主要方面，忽略次要方面，在大量的历史天气图中，总可以归纳出若干具有代表性的天气形势和天气过程，以此作为预报模式。在预报天气形势时，如果当时的天气形势和过程与某一模式的前期情况相似，我们就可以参考该模式的后期形势进行预报，这种方法称为相似形势法或模式法。例如我国的寒潮天气过程就可以基本上归纳为小槽发展型、横槽转竖型、低槽东移型和纬向环流型等几种模式。我国东部沿海的偏南大风和平流雾也总结出几种天气型。但实际天气过程不会与典型过程完全一致，所以在用相似形势法进行预报时，还必须着重分析影响当时天气系统运动发展的其他因素，预报模式只能作为一种参考。

2.统计资料法

所谓统计资料法就是用统计的方法，从大量的历史资料中统计出各种天气系统的移动路径、速度和中心强度等的平均数据，以供预报时参考。例如，统计表明，在冬季，我国北方（35o以北）高空槽移速多在40 km/h以上，而在夏季，高空槽移速只有25 km/h左右。类似地还可以统计出气旋移速和锋面移速等等。这些统计数据都可以作为预报时的参考资料。在航海气候资料中可以查到这些统计数据，海员在航海实践中也应不断积累这方面的资料，这些资料对做好航线天气分析和预测是很有帮助的。

四、物理分析方法

天气形势预报中主要是气压场形势的预报。引起气压变化的主要因素是动力因子与热力因子，物理分析法就是主要考虑了影响气压变化的温度平流(热力因子)和涡度平流(动力因子)的作用来进行高空形势预报的方法。?

1．冷暖平流法?

冷暖平流是引起气压变化的一个重要因素。在对流层中、上层，冷平流引起减压，暖平流引起加压；在对流层低层，其作用相反。据此总结出在700 hPa或500 hPa等压面图上应用冷暖平流的三条重要规则：?

①当温度槽落后于高度槽，高度槽线附近及槽后有明显的冷平流时，则该槽将加深，如图11.4 (a)；反之，当温度槽超前于高度槽，高度槽线附近及槽后出现暖平流时，则该槽将迅速减弱，如图11.4(b)。?

②当温度脊落后于高度脊，脊线附近及脊后有明显的暖平流时，则该脊将加强，如图11.4 (c)；反之，当温度脊超前于高度脊，脊线附近和脊后有冷平流时，则该脊将迅速减弱，如图11.4(d) 。?

③当温度槽与高度槽重合，或者温度脊与高度脊重合时，冷暖平流微弱，则槽或脊未来强度变化不大，并且位置稳定少动。

应用冷暖平流法应注意以下几点：①在等温线密集的区域(锋区)预报效果好，在等温线稀疏的区域，预报效果较差；②冷暖平流法不能用于预报气压系统中心强度的变化；③应考虑冷、暖平流本身强度的变化。?

2．涡度平流法

涡度是度量空气元量(无限小的空气块)旋转程度和旋转方向的物理量。气象学上规定：空气元量绕垂直轴逆时针旋转时，具有正涡度；空气元量绕垂直轴顺时针旋转时，具有负涡度。因此，在北半球，低压槽(或低压)中空气具有正涡度，高压脊(或高压)中空气具有负涡度。

当空气从涡度高值区流向低值区使局地涡度增大时，为正涡度平流；当空气从涡度低值区流向涡度高值区使局地涡度减少时，为负涡度平流。正涡度平流引起减压，负涡度平流引起加压。?

根据涡度平流规则，得到预报气压系统的移动和强度变化的定性规则如下：?

①疏散槽（疏散脊）是发展的；汇合槽（汇合脊）是减弱的（如图11.5所示）。

②对称性的槽（脊）没有发展，当槽（脊）前疏散，槽（脊）后汇合时，槽（脊）移动迅速；当槽（脊）前汇合，槽（脊）后疏散时，槽（脊）移动缓慢（如图11.6所示）。

图11.5 非对称槽脊的强度变化

图11.6对称槽脊的移动快慢

§11.3 大风和海雾的预报

大风和海雾是影响船舶航行的重要天气要素。许多海难事故都是因为大风和海雾等恶劣天气而引发的。因此，作为航海者对产生大风和海雾的天气形势及其预报着眼点应有所了解。

一、大风的预报

我国将平均风力达到6级（10.8～13.8m/s）及其以上的风称为大风。国外的天气报告中，一般将风力达到8级及其以上的风称为大风。大风是在特定的天气形势下出现的。这里介绍我国及日本常见的几种大风天气形势及预报着眼点。

1．我国近海的几种大风天气形势

根据天气分析预报实践，我国常见的大风有冷锋后偏北大风，高压后部偏南大风，低压大风，以及台风大风和雷雨冰雹大风等。台风大风，雷雨冰雹大风已在有关章节作了介绍，这里主要介绍其余三种大风的特点和预报方法。

1）
冷锋后偏北大风

冷锋后偏北大风，出现在冷锋后高压前沿气压梯度最大（等压线最密集）的地方。这种大风，春季最多，冬季和秋季次之，夏季最少。

预报冷锋后偏北大风时，主要应分析锋后的冷空气活动。一般情况下，与地面冷锋相配合的高空槽愈深、槽后的冷平流愈强，就愈有利于冷锋后出现大风，大风区出现在冷平流最强区域所对应的位置(如图11.7 所示)。另外锋后3小时变压的大小也是预报冷锋后大风的良好指标。冷锋前后3小时变压正负中心的差值越大，则风力越强。大风区出现在正变压中心变压梯度最大的地方。一般冷锋前后3小时变压中心值相差7hPa(长江以南地区为5～6hPa)， 则在锋经过后常有大风出现。

2）
高压后部偏南大风

这种大风多在春季出现，以我国东北、华北、华东等地区最为常见。出现偏南大风时的气压场多是“南高北低”（如图11.8所示）或“东高西低”（如图11.9所示）的形势。东北地区南部、渤海和黄海北部出现偏南大风的形势为“南高北低”型；东部沿海出现偏南大风的形势为“东高西低”型。

预报这类大风，首先应考虑未来气压场是否会出现“南高北低”或“东高西低”形势，然后再进一步分析海上高压、陆地低压的强度变化和移动情况及其与大风的关系。经验表明，当高压后部有强烈暖平流时，有利于产生偏南大风。

3）低压大风

低压大风即在低压发展加深时在低压周围气压梯度最大地区出现的大风。在我国经常出现大风的低压系统有东北低压、江淮气旋、东海气旋等。在我国的东北地区，长江中下游、东海和黄海海面上，经常出现低压大风。这种大风，一年四季都有，但以春季最多，对航运、渔业生产影响很大。

低压大风的预报应着重抓低压的发展加深。因海上摩擦力小，这种大风多在气旋入海后出现，因此应特别注意低压入海后的动向。如果天气图上已出现了低压大风，则应着重分析低压未来的移向和强度变化。若没有减弱的征兆，则可进行外推。如果在预报时，低压周围没有出现大风，则需应用形势预报方法预报低压未来的发展变化。若预报低压发展加深，则应预报有大风。?

2.日本近海的几种典型大风形势?

1)台湾坊主?

日本将冬、春季产生于台湾东北海面上的低气压称为“台湾坊主”(图4.10)。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，到达日本南部海面迅速加深，24 h之内可下降10～20 hPa，并且伴有10级以上大风，然后气旋移速加快，可达到40～60 km/h，大风范围不断扩大，天气变化激烈，当它到达千岛群岛和堪察加半岛以东洋面时，中心气压可降至960～940 hPa，最后在阿留申群岛一带锢囚消亡。?

航行于日本近海的船舶，往往由于对此类低压的迅速加强估计不足而发生海事。?

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，会引起全日本吹 强劲的西南风，海况恶劣,如图4.11所示。

图4.12双低压

图4.11日本海低气压

3)双低压?

当发生在黄海的低压进入日本海并迅速发展，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。两个低压逐渐接近，并在北海道以东加深，常可达热带气旋强度，如图4.12所示。

二、海雾的预报

1．天气形势预报法

海洋上的雾主要是平流雾和锋面雾。平流雾是在某些特定天气形势下，低空暖湿空气移到冷海面上而形成的。海面的热力状况在短期内变化甚微，可视为定常状态，所以对短期预报而言，天气条件是否有利是平流雾能否生成的主要因素。锋面雾更是和冷、暖锋联系在一起的。因此只要预报出未来是否存在有利于暖湿空气输送的天气形势，再参考其他指标，就可以作出未来是否有雾的判断。

在不同的海区和季节，成雾的天气形势可能不同。根据历史资料的分析，我国气象工作者总结出我国近海海雾发生的主要天气形势有入海变性高压西部型、太平洋高压西伸脊西部型、气旋和低槽东部型、锋前型等几种，见图4.13。

(a) 入海变性高压西部型	(b) 太平洋高压西伸脊西部型
(c) 气旋和低槽东部型	(d) 静止锋或冷锋锋前型

图11.13 我国近海海雾发生的主要天气形势

2．单船预报法

船舶在航行中可根据本船沿途的观测资料以及其他资料预测海雾的生消，方法有：

(1)干湿球温度表法

干、湿球温度表的读数差值大，意味着空气中的相对湿度小，不会出现海雾；如果差值愈来愈小，说明相对湿度不断增大，有向生雾的趋势发展；当干、湿球温度相同时，说明空气已达到饱和，就会出现海雾；在雾中，如果干、湿球温度表的读数差值逐渐增大，表明海雾正趋于消散之中。这种方法在有降水时不适用，因为降水前后的湿度也较大，这时干、湿球温度的差值很小，但不一定有雾。

(2)**水温图解法

**水温图解法就是将本船沿途观测到的**和表层水温作成动态曲线（如图4.14所示）来分析判别海雾的生消。图4.14中， 表示**温度， 表示表层海水温度。海上平流雾的生消趋势可根据两条曲线之间的位置和距离变化来判别。当两条曲线的间距逐渐变小时，表明成雾的可能性增大；当两条曲线相交并且**温度高于海水温度时，表明雾可能快产生了。据统计，当 ，且其他条件合适时，出现海雾的概率为80%左右；如水温高于**温度且两曲线之间的距离增大，则不可能有雾产生。有雾后出现这种情况，表明雾将趋于消散。

3）雾风花图法

这实际上是一种气候预测法。在航海气候图上，多用雾风花图(Fog wind rose) 来表示各个海域的雾和季节及风向的关系。图11.15为某一海域6～8月和12～2月的雾风花图。该图指出了8个风向出现雾的概率。由图可知：雾和东风、南风并见的概率，冬夏季几乎一样；其他任何风向出现雾的概率，夏季远远大于冬季。应用这种图，同时参考当时的天气实况，可以预测未来海雾生消的概率。

§11.4 航线天气预报

航线天气预报是指航海人员利用气象部门的预报成果，自行制作航线上未来12或24h内的短期天气预报。

制作航线天气预报与作某一海域的天气预报的不同之处在于，后者只须考虑天气系统的移动，而前者不仅要考虑天气系统的移动，而且还要考虑船舶本身的运动。因此制作航线天气预报的关键是要知道未来12或24h内船舶与影响其航行的主要天气系统之间的相对位置，从而根据天气系统的一般天气模式，结合船上收到的天气报告及船舶实测气象资料等作出航线短期天气预测。下面简要介绍大连海运学校吴永芬等提出的航线天气预报方法。

一、航线天气预报的制作程序与具体方法

制作航线天气预报可分以下五个步骤进行：收—看—绘—报—择。

1．收

通常应接收地面分析图（AS）、地面预报图（FS）、波浪分析图（AW）、波浪预报图（FS）。必要时可加收其他的图，如热带气旋警报图（WT）、海流图和海冰图等。此外还要接收有关海域的天气报告。

2．看

将与地面分析图相同时间的船位点绘在所收的实况图上，并根据计划航向画出计划航线,看：

1）本船目前受何天气系统影响，位于天气系统的什么部位。

2）由计划航向和天气系统的移向，看未来船舶主要受何天气系统影响，是否有危及航行安全的天气发生。如有，则进入下一步“绘”；如无，则结束。

3．绘

绘制船舶和影响其航行的主要天气系统之间的相对位移线。

1）绘天气系统在预报时效内的位移线段

将AS或AW图上天气系统的实际位置及FS或FW图上天气系统的预报位置点在同一张图上，连接实测位置点和预报位置点便绘成了预报时效内的位移线段。如果天气系统在预报时效内的移向和移速有变化，则可增绘12h的预报位置（来自天气报告），将上述三个位置点在同一张图上，连接三点便绘成了天气系统的位移线。此位移线可以为直线，也可以为折线。

2）绘出船舶在预报时效内的位移线段

在绘有天气系统位移线段的图上，点上与图名标题相同时间的船位，画出计划航向，由该轮的航速则可算出预报时效内的推算船位，如6，12，18，24h的推算船位，并在计划航向上作出相应标记。

3）绘出相对位移线

在上述两条位移线段上分别作相同时间间隔的等分记号，逐一画出各等分时刻船舶相对于天气系统中心的相对位置点，最后将各相对位置点用点划线连接起来，便绘成了相对位移线。

下面介绍在实况图上（AS或AW图上）以天气系统为参考点（不动点）船舶相对位移线的绘制方法。

首先在实况图上（AS或AW图上）绘制出天气系统和船舶在预报时效内的位移线段，如图11.16中的线段B0B2和A0A2所示，在位移线上分别点出各时刻（本例取世界时00，12，24三个时刻）天气系统和船舶所在位置，如图中的B0、B1、B2和A0、A1、A2所示。

连接A1与B1，并将线段A1B1平移，使B1这一端与B0（00Z天气系统中心）重合，在另一端点处记C1。同样，连接A2与B2，并将线段A2B2平移，使B2这一端与B0重合，在另端点处记C2。连接A0、C1、C2 ，并向前延伸，则得到24小时内船舶相对于天气系统中心的相对位移线Rm。

如果在预报图（FS和FW图）上操作时，则以预报天气系统中心为参考点（不动点），按上述同样的方法绘出船舶相对于预报天气系统中心的相对位移线。

4）将天气分析图上及天气报告中的大风警报范围绘在图上

4．报

报即作出沿航线上未来12或24h内的天气预报。作天气预报时应考虑图的时效，综合使用实况图和预报图。如用AS和FS图作航线24h天气预报时，通常前12h的预报用AS图，后12h的预报用FS图，而中间12h前后一段时间综合使用AS和FS图。

1）风的预报

（1）风向的预报

风向的预报可通过气压场的情况，按照风压定律作出（风向与等压线平行。北半球，背风而立，高压在右，低压在左；南半球，则相反），还要考虑摩擦力的影响（摩擦力使风向偏离等压线由高压指向低压），在海面上，摩擦力使风向偏离等压线约10&ordm;～20&ordm;。

（2）风速的预报

①天气图的应用

天气图中有大风警报，如[W]、{GW}、[SW]、[TW]等，另外图中有时有关于天气系统风力大小及其范围的文字说明（前面已将其绘在图上），还有单站实测资料，这些可供预报时参考。

②公式计算

在天气图上计算海面风时,通常采用地转风近似法。而地转风速可利用式（3.7 ）或(3.8 )计算得到，也可以查附录1中的地转风速查算表而得。海面实际风速约为地转风速的60%～70%，一般取65%。

2）浪的预报

根据波浪分析(AW)图和波浪预报(FW)图上绘制的等波高线和主波向等来预报，同时要注意参考天气报告中提供的有关浪的预报结果。需要注意的是, 波浪分析(AW)图上的波高为风浪和涌浪的合成波高, 波浪预报(FW)图上的波高为有效波高。

3）雾及其它天气现象的预报

根据天气图上和天气报告中提供的浓雾及其他天气现象的预报结果，同时参考预报点附近单站实测的气象要素综合进行预报。

5．择

在上述预报的基础上，必要时船长可结合本船的性能、技术条件、载货等情况，选择一条尽量避开大风浪区的安全经济航线。

二、航线天气预报实例

明华轮2001年4月5日0000Z位于45&ordm;N，170&ordm;W，计划航向W ，航速20kn，叙述船舶在该航线上0000Z、1200Z和4月6日0000Z的天气与海况。

1．收

明华轮于0400Z收到JMH发布的ASAS图，0700Z左右陆续收到AWPN、FSAS、FWPN图（如图11.17、11.18、11.19、11.20）。

2．看

将0000Z的计划航向点在AS图上，并标明计划航向JH。由计划航向和天气系统移向看出，船将与988hPa的锋面气旋相遇。该锋面气旋正以20kn的速度向NE方向移动，气旋区域内有大风和暴风警报。

3．绘

根据“看”的结果，明华轮应绘制本船和锋面气旋之间的相对位移线。

绘天气系统位移线段：将FS图上该系统24h的中心预报位置点在AW图上（即图上的P点），连接系统的实测和预报位置点，便绘成了天气系统在未来24h内的位移线段（如图中的实线所示）。在位移线段上取一等分点，得到1200Z天气系统的预报位置。

绘船舶位移线段：自AW图上0000Z船位(图中的Q点)画出计划航向JH，由航速（20kn）算得24h内的计划航程480n mile(相当于8个纬距的长度，在天气图上量取一个纬距长度时，应在船位附近经线上量取)，据此得到24h的推算船位点(图中的Q′点)，连接0000Z的船位点和24h的推算船位点，得到24h内的船舶位移线段(如图中的虚线所示)。同样在位移线段上取一等分点，得到1200Z的船舶位置。

绘相对位移线：在AW图上，按照前面讲述的方法，画出明华轮与988hPa锋面气旋之间的相对位移线Rm(如图中的点划线所示)。同样在FS图上，画出明华轮与968hPa预报锋面气旋之间的相对位移线Rm(如图中的点划线所示)。

图11.19地面预报图

将AW图上0000Z、1200Z、2400Z的相对位置点，按其所在的经纬度逐一点到AS图上，连成相对位移线。同理，将FS图上0000Z、1200Z、2400Z的相对位置点，搬到FW图上，绘成相对位移线。

4．报

根据画出的相对位移线,综合考虑AS和FS图,作出未来24h内的航线天气预报。

4月5日0000Z：从AS图上看，0000Z船舶处于988hPa锋面气旋和1040hPa高压之间，在988hPa锋面气旋ESE约1000 n mile，当时海上构成“东高西低”的天气形势，高低压之间吹SW风，风力较大，通过地转风近似法求得0000Z船位点处风速约11.7m/s(5～6级);从AW图上看，浪高为3m左右，浪向SW；从0000Z船位点附近测站看，当时天空多云到阴，但尚未有降水，气温8～10℃，能见度不良。

4月5日1200Z：综合AS和FS图，1200Z船舶仍处于上述锋面气旋和高压之间，在锋面气旋SW约750n mile， 1200Z风向为SSW，通过地转风近似法求得风速约14.6m/s(6～7级)； 综合AW和FW图，浪高为3.5m左右，浪向偏S；1200Z其他天气情况基本同0000Z。

4月6日0000Z：从FS图上看，船舶位于两个高压之间，在锋面气旋偏南方向约800n mile处，风向以偏西风为主，风速不大，约4.5m/s(3～4级风)；从FW图上看，海面波浪仍然较大，浪高5m左右，浪向W。4月6日0000Z的天空状况较前有所好转，能见度中等。

5．择

从以上分析可知，明华轮从4月5日0000Z到4月6日0000Z这段时间里，基本上是顶风、顶浪航行，浪高在3～5m之间，能见度不良。这种状况对船舶的安全航行造成一定的影响，故可以考虑将原航向改为SW，待避开大风浪区域后，再恢复原定航向。

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怎么没有 图 阿