海洋气象学复习题答案.doc

海洋气象学复习题 2013. 6.301 说明海洋气象学研究的主要内容 海洋气象学是研究海上大气的物理和动力特征，以及海洋与大气相互作用规律的学科。海洋气象学既涉及大气又涉及海洋，因此它是大气科学和海洋科学共同研究的领域。 由于地球表面的绝大部分为海洋所覆盖，而海水又具有和陆地迥然不同的物理、化学性质，这就决定了海洋在海洋气象学研究中的重要地位。2 说明海洋气象预报的基本内容1、 海洋环境气象水文要素和灾害的监测、预报以及海上事故救援、海洋调查、海洋航运、海上工程等方面的气象保障。2、 海洋气象预报的内容包括海洋气象水文要素的预报和海洋灾害性天气的预报警报两大类3、 按预报时效来划分，海洋气象预报业务包括海洋天气监测、沿海及海区临近预报、短时预报、短期预报、中期预报、延伸期预报。对各类预报都要进行预报质量检验。4、 海洋气象业务还包括建立各种海洋气象灾害的应急预案和按海域分等级的海上事故救援气象保障预案，提供海事区域风、能见度、浪、降水、气温等要素预报评估，开展海洋气象灾害评估和各类气象保障服务效果评估。3 什么是大气环流, 驱动大气环流的主要因子 水平尺度2000km以上的大气运动称为行星尺度运动,大气环流是一种全球行星尺度的大气运行现象。其活动的水平空间范围在几千公里 以上。大气的运动就是风。大气环流也是风的大尺度水平流动和流动状态轨迹以及流动的分布状态。大气环流是在热力因子和动力因子的共同作用下形成和维持的。热力因子主要的是指太阳辐射随纬度分布不均匀、动力因子主要包括地球自转,海陆分布和大地形起伏等。其中太阳辐射随纬度分布不均匀,是影响大气环流形成和维持的最基本的因子,是大气环流产生的源动力。4 海陆热力差异的表现海陆热力性质差异表现在三个方面: 1 辐射性质差异: 太阳辐射在陆地上只限于一个薄层内,而在海洋里可以达到几十米深。因此大陆上的温度远比海洋上温度对太阳辐射敏感。2 热容量差异: 海水的热容量是陆地热容量的两倍, 海洋升温和降温速度远小于陆地。3 下垫面的差异：海水具有流动性， 海水的流动使热量在较大范围和较深层次内均匀分布。海面相对柔软平坦 。5 什么是大气环流活动中心,如何分类?在海陆热力差异影响下, 冬季陆上气温低,海上气温高,大陆高压发展,海上为低压控制。夏季则相反, 大陆上低压发展, 海洋为高压控制。分析月平均海平面气压图可以看到, 全球经常存在7-8个巨大的高低压区,通常称为大气活动中心。大气活动中心的形成与下垫面有很大关系, 北半球海陆交错, 大气冷热源受下垫面影响有显著的季节变化 , 所以大气活动中心也随季节呈现明显变化;南半球 陆地面积较小, 大气活动中心相对较为稳定。全年始终存在的大气活动中心称为永久性大气活动中心,随季节改变的称为半永久活动中心。PS: 永久性大气活动中心自北向南主要有：冰岛低压、阿留申低压、北大西洋副热带高压、北太平洋副热带高压、赤道低压带、南大西洋副热带高压、南太平洋副热带高压、南印度洋副热带高压 、南半球副极地低压带、南极高压。这些永久性大气活动中心，除南极高压外，均位于海上，南极大陆由于终年积雪，气温较低，因此一年四季都是高压。 1月多年平均海平面气压场显示， 半永久性大气活动中心主要有亚洲高压（又称西伯利亚高压或蒙古高压）、北美高压（又称加拿大高压） 、澳大利亚低压、南美低压、南非低压。7月多年平均海平面气压场显示， 半永久性大气活动中心主要有亚洲低压、北美低压、澳大利亚高压、南美高压、南非高压。北极地区冬季一半为低压区，一半为高压区：冷极出现在格陵兰和西伯利亚，高压区连接北美高压和西伯利亚高压，低压区连接冰岛低压和阿留申低压。夏季北极无闭合气压系统，主要与北美北部低压区相连。所以北极没有单独的大气活动中心。6 季风的定义与分类季风:大范围地区风向随季节有规律转变的盛行风。季风的形成及分布主要与海陆分布、行星风带的季节性位移、大地形的影响有关。1 海陆季风: 由于海陆热力差异引起。夏季海洋温度较低,海上副热带高压加强, 水平气压梯度力由海洋指向陆地, 形成从海洋吹向陆地的夏季风。冬季大陆温度较低,造成 由大陆吹向海洋的冬季风2 行星季风: 因行星风带随季节南北移动而形成的季风.地球上的5个行星风带,在北半球 夏季向北移动 ,在南半球夏季向南移动,风带边缘地区的风向随东夏的改变会发生近180的转向变化,从而形成季风。就纬度而言, 行星季风在赤道和热带地区最明显,常称为赤道季风或热带季风。行星季风区基本呈带状分布, 可以发生在沿海、内陆和大洋中部。3 大地形作用的季风: 大地形对季风形成和季风强度的 影响有动力因素和热力因素。 7 说明亚洲季风(东亚、南亚季风)的成因东亚季风主要是因为海陆热力差异造成,是世界上最强盛的海陆季风。在亚欧大陆东南部和太平洋之间, 气温梯度和气压梯度的季节变化比其他地方更显著。冬季西部利亚冷高压盘居欧亚大陆, 寒潮和冷空气不断爆发南下, 大陆高压前缘的偏北风成为冬季风, 夏季欧亚大陆为热低压控制, 同时西太平洋副高北上西伸, 大陆低压和太平洋副高之间的偏南风 成为伸向亚洲东部的夏季风。南亚季风形成受行星风带的季节性位移影响。夏季行星风带北移, 南半球东南信风越过赤道进入北半球,受地转偏向力影响, 逐渐转为西南风 。此时南亚大陆增温强烈, 形成高温低压区, 中心位于印度半岛北部。而南半球为冬季,澳大利亚高压发展,与南印度洋副高合并加强, 位置偏北, 使该地区由南向北的气压梯度加大,南来的气流跨越赤道后,受地转偏向力作用, 形成西南风。此外, 印度半岛的岬角效应和青藏高原大地形存在, 都对维持和加强西南风,起到重要作用。冬季行星风带南移, 赤道低压带移到南半球, 亚洲大陆高压强大,其南部的东北风成为亚洲南部的冬季风。 因为亚洲南部远离大陆高压中心, 并有青藏高原阻挡, 加之印度半岛相对面积较小, 纬度较低, 海陆间的气压梯度较弱, 所以冬季风不强。8 亚洲季风的异同特征(东亚南亚) 南亚季风与东亚季风一样是冬季干燥,夏季潮湿。它们的主要区别可归纳为: 1 影响范围不同: 东亚季风影响我国东部、朝鲜、日本等地区和附近海域, 南亚季风影响北印度洋及其周围的东非、西南亚、南亚、中印半岛和东南亚一带,并与东亚季风区相连 。2 主导风向有差异：主导风向东亚季风冬季为偏北风 ，夏季为偏南风 ；南亚季风东北风为冬季风 ，西南风为夏季风 。3 强度季节变化不同:南亚季风是夏季风强于冬季风, 东亚季风是冬季风强于夏季风。4 形成原因不同: 南亚季风是行星风带的季节性位移造成, 东亚季风主要为海陆热力差异造成。5 发展过程不同:南亚夏季风来得迅速, 称为季风爆发, 东亚夏季风到来得慢, 4月初到达广东, 6月底才到华北北部,而冬季风却来得快, 不到一个月, 就能从渤海扩展到南海。9 列出主要的海洋灾害性天气系统海洋灾害性天气系统包括： 热带气旋 (台风、飓风、热带风暴 ) 温带气旋、 东风波、 赤道辐合带（ITCZ）、 寒潮、 热带扰动（热带云团）、 风暴潮等10 热带气旋、台风、温带气旋的定义,理解异同. 热带气旋: 指发生在低纬度海洋上的低压扰动,根据热带气旋中心附近的最大风力(两分钟的平均风速或蒲福风力)区分热带气旋的等级为热带低压、台风、强台风等等。台风: 是发生在西北太平洋和南海海域的较强热带气旋系统。是暖中心的低压系统，水平分布近乎圆形，半径约几百公里，垂直范围可以从地面伸展到对流层上部。地面中心气压低是台风的重要特征，一般当地面中心气压低到990hPa 时，开始形成台风，发展到很强时可降到900hPa 以下。 温带气旋：是出现在中高纬度地区中心气压低于四周且具有冷中心性质的近似椭圆型的空气涡旋，是影响大范围天气变化的重要天气系统之一。温带气旋的直径平均1000公里，小的也有几百公里，大的可达3000公里或以上。气旋随高空偏西气流向东移动，前部为暖锋，后部为冷锋，两者衔接处的波动南侧为暖区。异同：1 一些温带气旋由锋面上的一个波动发展而成。在锋面上因某些原因而形成波动，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。如果亚热带气旋能够北移至温带一带，并与锋面结合，变成拥有温带气旋的特性，可以转化成温带气旋。2 热带气旋在洋面上急速旋转,是气旋性大气涡旋,因它生成的地区不同有不同的名称:在美洲称为飓风 ,在大西洋称为暴风 , 在西北太平洋及 南海洋面上称为台风。其中在南海形成的又称为南海台风。11 东风波的基本三维结构*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区，呈波状形式自东向西有规律地移动，这就是东风波。东风波的波长一般为10001500 公里，但有的可达40005000 公里，周期一般为37 天。波动的垂直伸展高度一般在67 公里，最大强度出现在700500 百帕之间，波槽随高度向东倾斜。波的移速一般比较稳定，约为2025 公里/小时。东风波具有倒“V”型对称式的模式, 其中云带大体上与低空风切变方向一致，波轴正好位于倒“V”云带的平分线上，这种模式主要出现在大西洋西部和加勒比海地区在东太平洋和中太平洋上也可经常发现一些倒“V”云型西移。而西太平洋上则以另外一种东风波模式，即涡旋模式较多。这种东风波常有较明显的天气，并且地面或低层有涡旋环流出现，云带或雨区出现在波轴之后，它是一种较强的东风波。12 赤道辐合带的分类与基本结构(ITCZ）：赤道辐合带是热带对流层低层风场上的辐合带，通常出现在赤道两侧510 纬度处。赤道辐合带又称辐合带、赤道锋，是南北半球两个副热带高压之间气压最低、气流汇合点地带，也是热带地区主要的、持久的大型天气系统.根据天气图上气流汇合点情况，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、西风带过渡带；另一种是信风带，它是东北信风与东南信风交汇成一条渐进线形式的气流汇合、气压最低的地带。13 风暴潮的定义与分类特征.风暴潮: 是一种灾害性的自然现象。由于剧烈的大气扰动，如强风和气压骤变（通常指台风和温带气旋等灾害性天气系统）导致海水异常升降，使受其影响的海区的潮位大大地超过平常潮位的现象，称为风暴潮。风暴潮根据风暴的性质，通常分为由台风引起的台风风暴潮(typhoon surge)和由温带气旋引起的温带风暴潮(extratropical storm surge)两大类。 台风风暴潮，多见于夏秋季节。其特点是：来势猛、速度快、强度大、破坏力强。凡是有台风影响的海洋国家、沿海地区均有台风风暴潮发生。 温带风暴潮，多发生于春秋季节，夏季也时有发生。其特点是：增水过程比较平缓，增水高度低于台风风暴潮。主要发生在中纬度沿海地区，以欧洲北海沿岸、美国东海岸以及我国北方海区沿岸为多。14 局地风的分类 由局地的海陆热力性质差异或地形起伏等热力和动力因素引起的一定地区的特殊环流,如海陆风、山谷风等,称为局地环流。14 山谷风形成的原因与特点是什么?原因:在山区, 白天风自谷底沿山坡向山顶吹, 夜间,风自山顶沿山坡向 谷底吹 ,随昼夜交替有规律变化,称为山谷风。白天,山顶增热比山谷快, 山顶空气受热上升, 山谷的空气下沉, 谷底的空气沿山坡爬升, 形成谷风。夜晚, 山顶散热比山谷快, 山顶空气温度比山谷地区低, 山顶上的空气冷却沿山坡下滑,形成了山风。特点：谷风一般出现在日出后9-10时开始, 午后最强.日落后山风开始, 逐渐增强, 到日出前最强 。 通常谷风比山风强些, 在夏季较明显,冬季较弱。15 地形对局地风的动力作用.(1) 绕流和阻挡作用：当气流遇到孤立的山峰 或岛屿时,有绕山峰两侧而过的现象, 并且在迎风面风速增加,在背风面风速减小,在背风面还会产生气旋式或反气旋式涡旋。绕流和山脉的阻挡作用,使实际风向与由气压场确定的风向发生显著偏差,有时可达90 甚至180. (2) 狭管效应：当气流从开阔地区流入峡谷肘，风速加大，而当流出峡谷时，风速减小、这种地形峡谷对气流的影响称为“狭管效应。由“狭管效应”而增大的风称为峡谷风。台湾海峡就是一个狭管效应显著的地区。(3) 岬角效应：因陆地向海中突出（半岛附近）造成气流辐合， 流线密集，使风力大为增强， 称为岬角效应。 南非好望角，由于岬角效应造成强西风，进而引起狂风恶浪。(4) 海岸效应：海岸附近，因海岸摩擦作用的影响，风速增强或减弱，称为海岸效应。当气流沿海岸线方向吹，在北半球，如果海岸在气流方向的右侧，流线将会变密集，即风力增强；如果陆地在气流的左侧，流线会疏散开，使风减弱。16 海陆风与季风的区别(1) 海陆风影响的范围小, 强度相对较弱, 以一天为周期 。热力因子为主。(2) 季风涉及的范围大, 强度较强, 以一年为周期, 热力与动力因子共同作用。17 焚风与布拉风的异同由于气流越过山地或绕过山地而受到变形的风即焚风和布拉风（bora）等。在山麓地区，有时受到从山上吹下的强风的袭击这种风使山麓的建筑物、农作物、渔船等受到很大的危害这种自山上吹下的强风，叫做下山风。根据同温度有关的特征，下山风可分为焚风和布拉风。在背风面山麓，具有高温低湿的强风叫做焚风，具有低温低湿的强风叫做布拉风。布拉风是越过山顶向背风山麓吹的寒冷强风。布拉风同焚风一样，从山顶下沉的空气发生绝热增温，但由于山顶的高度不太大，因此增温效果甚微，而且常常伴随有强烈的寒潮侵入，所以温度降这种风有时极为强烈，引起极大的灾害。也就是说，布拉风由于受到向峰顶的水平辐合的效应和自峰顶下降时的重力效应的双重作用而增强焚风本来是对欧洲阿尔卑斯山脉谷地内由南方吹来的强风所取的名称。而布拉风则是对南斯拉夫的达尔马提亚山脉北面吹来的东北方向的强风的称呼。但是，现在无论焚凤或布拉风都已成为与之同类的现象的通用名称。18 什么是动量传递作用 在摩擦层中，风速一股由地面向上增大，垂直方向上有风的切变存在。当大气中有湍流或对流运动时，空气将上下交换，在交换过程中，上层动量较大的空气传到下层，使地面风速增大，下层动量较小的空气传到上层，使上层风速减小。 当气压形势变化不大时，由于动量传递的原因，摩擦层中的风，就有明显的日变化，最大风速出现在午后，深夜达最小值。大约在80100m 以上的层次，则与地面相反，午后风速最小，夜间最大。 动量传递作用的大小，由大气的稳定度和风的垂直切变决定。大气越不稳定，风的垂直切变越大，动量传递的作用就越大。19 介绍根据气压场计算风场的经典方法由于海洋上风的观测网十分稀疏，风场分析计算通常采用间接的方法。 对海面风场实况分析和通常用的地面天气图等压线分析方法不同, 常用分析方法有2种。地面天气图方法是已有海面等压线分析场和模型场。然后分析风场尽量与模型场一致风场实况分析方法为已知天气扰动的风场分布模型， 再利用气压场资料作微小调整。海面上气象要素的分布是不均匀的，求起始风场。一般100-150公里间距，30%的情况风速差可达2米/秒，即误差与测值同量级。因此，观测风可以与由气压场计算求得的风速相差2-3米/秒，这完全是由于海面风场空间不均匀型引起的。(1) 假定气压场是稳定的，等压线是平直的，此时地转风为：Vg 为地转风，f 为柯氏参数， G为气压梯度的绝对值，风向沿等压线 (2) 假定气压场是定常的，但等压线是弯曲的，此时梯度风为：R 0 反气旋 空气质点轨迹的曲率半径R 0 气旋性 可采用等压线曲率半径(3) 考虑摩擦作用 若不考虑风的加速度：(4) 考虑气压场非定常效应 20 海洋大地水准面与平均海面高度的定义大地水准面：指平均海平面通过大陆延伸勾画出的一个连续的封闭曲面。大地水准面是不规则的封闭曲面, 它是重力等位面，重力处处相等,即物体沿该面运动时，重力不做功（如水在这个面上是不会流动的）。大地水准面是描述地球形状的一个重要物理参考面，也是海拔高程系统的起算面。与平均海水面相吻合的称为大地水准面平均海面高度-平均海平面：将某地区或某测站测得任意时段的每小时的潮高取其平均值，称为某测站的、在某一段时间的平均海平面。平均海平面有日平均海平面、月平均海面和年平均海面。每天、每月和每年的平均海面都是变化的。同时不同地点的平均海面也有差异。 平均海平面具有以月、年、多年为周期的变化，由于天文因素有长周期性(9年、19年)的变化。因此，取9年、19年资料计算的平均海平面较为理想。 21中国近海海面高度的主要特征与成因 中国采用1985 国家高程基准(即青岛19521979年平均海面)作为全国大地高程的起算点. 由计算得知, 中国高程基准点在全球平均海面之上24.7 cm.用不同独立方法均得出中国东部近海平均海面有南高北低的变化. 所研究的南海部分西南高东北低,是由中国近海东北风比西南风Ekman 输运强所造成的. 吕宋岛西北的低谷则与该海区的气旋式流场有关.PS:由环流模式和大地水准测量两种独立的途径得到的中国沿岸平均海面高度分布十分一致, 其拟合系数可达95%以上. 因此结合这两种数据所给出的中国近海平均海面高度分布具有高的可信性. 与以往结果比较表明本结果具有可信程度高、分辨率高的特点, 可以用于海洋测量、重力场计算及卫星高度计海洋学研究.22 影响海浪高度的主要天气系统(1)台风型；台风是热带海洋上一种强烈的大气涡旋，台风的风力很强，大风范围大，能形成很大的海浪。(2)冷高压型；冬季当西伯利亚或蒙古冷高压形成东移时，地面天气图上只有一条东北-西南走向的冷锋经过渤海、黄海和东海，造成渤海、黄海和东海海域出现北到东北向大风。同时冷锋还常常越过南岭，直达南海中部和南部，然后再向东扩展到日本以南和日本以东洋面，这时中国近海和邻近海域都会形成4m 以上的海浪场。(3)气旋型；中国近海一年四季都受气旋影响。尤其是渤海、黄海、东海、日本海、日本以南和以东洋面。冷锋后的西北风区以风浪为主，冷锋前的西南风区和暖锋前的偏东风区以涌浪和风浪并存的混合浪为主。(4)冷高压与气旋配合型。这类天气系统主要出现在春初、秋末和隆冬季节，发展强烈的气旋与冷高压配合，在30N 以北海域常常形成4m 以上海浪场，浪区中心最大波高可达10m，仅次于台风形成的海浪场。 23 给出中国海域的波浪气候区划名称,说明其年变化特征. 用非线性方法计算, 当K=0.198时输出计算结果, 根据计算出的一维数值场分析,最后确定出各航海气候区的分界线,把中国海划分为6个海浪气候区。 I 区 : 为成山头到白翎岛连线以北的渤黄海海域。海区的特点是小于3m以下的海浪较为频繁, 而3m以上的大浪则较少。所以, 从航海活动来讲, 该区仍然是较为平静的海区。 II区 : 南界为长江口北面的小庙洪到日本长崎的连线。该区3m以上大浪出现的频率仍是不大的, 航海活动中屯要应注意11-2月这段时间。 III区 : 南界以下到马祖和基隆连线的东海大部海域。该区是大浪较多的海区之一, 在此海区航行, 全年都要注意海浪的影响。 IV区 : 台湾海峡以南直到14 N 以北的南海海域(北部湾除外).该区是大浪影响最频繁的海区, 3m以上大浪的年平均频率值在20%左右, 东沙附近的高值区达25%左右。在此海区活动受到大浪的影响最大, 待别是舰船、海工船支及平台等, 在东沙附近活动, 时刻都要注意大浪的影响 V区：为北部湾海区。此区也是风浪较小的气候区, 尤其是夏季, 除台风影响外, 很少遇到大浪。 VI区 : 14以南的中国南海海域。该区也是中国海大浪较多的海区之一, 大浪频率值的年变化呈双峰值分布, 所以在该区航行时, 冬季应特别注意大浪的影响, 再就是夏季台风活动频繁的、月份, 大浪出现也较为频繁。还有一点值得注意的是 以南的海域, 为一相对平静区, 波高的频率值仅有左右, 在此海区航行可不考虑大浪的影响。或总结为： 个航海气候区分别定义为：区为渤黄海小浪区；II 区为黄海大浪较少区；III区为东海大浪较多区；IV 区为东沙、西沙大浪频繁区；区为北部湾小浪区；VI 区为南沙大浪较多区。 海浪影响最大的为第航海气候区；其次为第、第航海气候区。影响最小的为第、第航海气候区, 浪高的海浪出现的平均频率值仅左右。 海浪年变化特征：冬半年一月大于夏半年以一月, 一月为各海区出现大浪最频的时期, 也就是此期间为浪高的海浪影响船舶航海活动最严重的时期,，是船舶航海保障安全的重要时期。 而一月则是各海区相对最小值出现时期, 也就是中国海较平静的时期, 船舶在此期间进行各种航海活动一般不易受到大浪的影响。24 列出海雾种类及其定义雾是常见的一种天气现象，它由无数悬浮在空气中的微小水滴或冰晶组成。雾滴半径通常小到1微米， 能够反射各种波长的光，因此雾 常呈乳白色。有雾时，视力正常的人能够看清楚目标轮廓的最大水平距离（即能见度）往往小于1公里。雾及海雾可主要 分3 大类,即平流雾、辐射雾和蒸汽雾.平流雾平流雾是人们通常所说的海雾. 其形成的物理机制是由于暖湿空气流经冷的洋面或近地层温度降低,使大量的水汽凝结而形成的. 这种海雾多数出现在低压或气旋的前部. 但在北冰洋和白令海,即使气旋过去了,海雾也会持续较长时间,甚至在没有明显的天气系统的情况下,仍然可在大范围的洋面上持续数天甚至更长的时间.蒸汽雾夏季极昼期,在浮冰区特别是当冷空气下来时,大风把海冰吹散形成大范围的浮冰带. 因为冰是热的不良导体,海洋温度比大气温度高,海洋被冰覆盖着时不能向大气输送热量,一旦海冰破裂,储藏的海洋热能就从冰缝冲向大气,以水蒸汽的形式表现出来,形成蒸汽雾. 海气温差越大,蒸汽雾发展就越强盛.辐射雾 北冰洋出现辐射雾的重要原因是冰雪面上的反照率很高,把80 %的太阳短波辐射反射回太空,使冰雪面不容易升温. 相反大气升温比冰雪面快,如果有云,因云吸收太阳辐射和反射辐射的能力很强,升温很快,容易形成贴地逆温层.在冰盖上由于冰面上的辐射冷却厉害,空气容易达到饱和状态形成辐射雾.25 雾及海雾形成的基本条件与过程*(1) 有冷暖气团垂向叠置 海上生成的雾，种类甚多，其形成原因 简约地说有 冷（暖）空气平流到暖（冷）海面而生成的平流雾； 冷（暖）空气与海面上暖（冷）湿空气混合而生成的混合雾； 海面辐射冷却而生成的辐射雾； 岛屿、海岸附近形成的地形雾。 天气系统造成的锋面雾等常见而范围比较大的是暖空气平流到冷海面上而生成的平流冷却雾。太平洋、大西洋和印度洋上的海雾基本上属于这种类型。近岸海区的海雾常出现在寒流流过的海区，因而海雾的分布和海流的关系甚为密切。表层海水温度、气温、湿度、风和大气稳定度等水文气象因素对海雾的生成和消失都有重要的作用，并由此而形成各海区海雾生消的特殊规律和分布热点。在中国海区，除了纯粹属于伴随天气系统而形成的雾（主要是锋面雾）外，就海雾而言，主要是平流冷却雾(2) 雾滴位置低 ,在低空集聚海雾的形成要经过水汽的凝结和凝结成的水滴(或冰晶)在低空积聚这样两个不同物理过程。在这两个过程中还要具备两个条件：一是在凝结时必须有一个凝聚核，如盐粒或尘埃等，否则水汽凝结是非常困难的；另一个是水滴(或冰晶)必须悬浮在近海面层中，使水平能见度小于1公里。(3) 湿度大,水汽充沛 水汽在大气中要达到凝结，必需要有充足的水汽。虽然广阔的海洋上日夜蒸发着大量水汽，但那里并不是每天都会发生凝结的现象。 这是因为大气一旦达到饱和，蒸发就会立即停止，空气中水汽不再增加也就很难达到过饱和状态，而使水汽发生凝结。 只有当水面温度比气温高出很多时，暖水面才有可能不断蒸发水汽，源源不断地扩散到冷空气层内，使其保持过饱和状态，凝结过程才能不断进行，出现蒸腾似的雾.另一种凝结方式，就是依赖降低水汽的温度，从而达到过饱和水汽的出现。当暖湿气流经过冷海面时，它把热量传给冷海面而降低了自身的温度，这时饱和水汽量随温度降低呈现出过饱和状态，就会发生凝结。这种因降温使水汽量达到过饱和状态形成的海雾还有多种。如高纬度冰雪覆盖的海面，由于冰雪面上的辐射冷却(特别是夜里)，常能形成冰面辐射雾；此外，岛屿地形的斜升作用，常将从海面吹来的温暖空气在岛屿迎风面上抬升，便有可能因上升降温促进凝成为地形雾。(4) 风速小 , 雾滴下降速度小水汽的凝结是产生海雾的一个重要条件，凝结的水汽如何保持在低空层中而不下落，这是形成海雾的另一个不可缺少的条件。要保持凝结的水汽在低空积聚，这就需要水汽凝结的雾滴(水滴或冰晶)足够的小。经测量雾滴的直径一般为10微米左右，比通常的雨滴要小1000倍左右，因此雾滴下降的速度很慢，每分钟仅1厘米左右，看似好像积聚不动的状态，所以有雾时一般风速都很小，风速大时雾滴很快就被吹散或蒸发掉。(5) 有充分的凝结核对海雾雾滴残存物的分析发现，其凝结核中燃烧核占50，盐微粒占40，土壤粒子占10，为什么会出现这样的比例? 经分析这些燃烧核个体都很小，半径在1微米左右，而绝大部分盐粒的半径却在2-4微米之间，此外，燃烧核的表面常有一层吸湿性物质薄膜有利于凝结。 平流冷却雾、平流蒸发雾 当暖湿空气吹送到比它冷的海面上时， 由于 海洋与大气之间的分子传导、湍流交换和辐射效应等作用，不断地进行热量和水分的交换，净输送是由大气指向海面，使气温逐步降低，空气达到过饱和状态，其中过剩的那部分水汽就会凝结出来，许多凝结的水滴聚集在低空而不消散，使水平能见距离小于1公里。这种雾称为平流冷却雾。相反，在冷平流经过的海面， 气温低于水温，热量和水分交换的净输送是由海面指向大气，使空气温度升高，这种温度平流不利于雾的形成。但当水温与气温的差值达到某临界值时 ，由于强烈的蒸发和混合效应也有可能形成平流雾。这种雾称为平流蒸发雾。习惯上的平流雾单指平流冷却雾，而平流蒸发雾称为蒸发雾，也有人称其为蒸汽雾或冰洋烟雾 。形成过程空气团移入冷水面时，气温与露点同时下降，但气温下降速度大与露点下降速度，两者的值逐渐接近，在差值接近0.3时，出现清雾，两者的值相等时，雾就形成。有暖湿气流 保持输送， 雾就维持或扩展。从冷区看， 随着暖湿气流的不断吹来， 其气温（T）、绝对湿度 （e），饱和水汽压（E）都是逐渐上升的，只不过空气增湿的速度大于增温的速度 ，最后使实际水汽压e 上升到与饱和水汽压E相等，形成雾。蒸汽雾 冷空气流经暖的洋面，近海面的低层大气处于不稳定状态，此时海面与大气之间既有水汽交换又有热量交换，但是不论是分子扩散还是湍流交换，暖海面总有蒸发作用把水汽不断带到冷空气中，增加空气的湿度 ，最终使空气达到饱和。在空气达到饱和后，如果气温直减率小于饱和空气的温度直减率，则热量又从大气输向海洋，使空气降温。加上空气本身的辐射也要失去热量，于是水汽凝结成雾。形成过程 蒸汽雾是冷平流作用下海面蒸发而产生的 。海面与空气温度的差值越大,蒸发越强烈,越有利于雾的生成。在水温高于气温的差值越大时，空气就越不稳定，强烈的对流对雾的生成和维持都很不利。却对雾的消散有利。锋面雾 从锋面以上暖空气里下降的雨滴落到冷空气里后，如果雨滴温度远高于其周围的空气温度时，雨滴会不断蒸发，使锋面以下的冷空气里水汽增多。当水汽多到不能被冷空气容纳时，就会有水汽凝结现象发生。如果这种凝结现象出现在近地面层，就形成了雾，也称为锋面雾。由于这种雾是与锋面降水同时发生，又称雨雾或降水雾形成过程一个大雨滴蒸发出的水汽可转变为数量众多的小雾滴，雨滴半径逐渐缩小，雾滴则变密集，雨雾并存。即锋面雾。混合雾 在低压天气系统中，降落到贴近海绵的雨水，因温度增高使水滴蒸发，增加了低空的湿度，再与海面上较冷的空气发生混合作用，降低其饱和水汽压，聚集形成的雾，称为混合雾。如果没有降水，则只有在温差较大的两股湿空气之间的混合，才能产生混合雾。局地雾1 海陆轻风雾 海陆轻风雾通常为伴随海陆风出现的一种海雾。夏秋季节，近海岸陆地上温度高且湿度大的空气流到相对较冷的海面时，就很容易在冷得海面上空形成雾。在白天，这种雾可以随着海风吹送到滨海地带。2 岸滨雾 在海岸附近， 夜间因陆地辐射冷却形成的辐射雾，可随陆风吹向海洋，与海面空气产生水平混合，空气中水汽含量增加 ，使雾变浓；白天又随海风吹向陆地。 此种雾在形式上很像海陆轻风雾，但在成因上却不完全相同，又因其出现在海岸附近，所以称为岸滨雾。3 岛屿雾 海洋中的岛屿，好像陆地上坡度很小的缓慢倾斜的山地一样。当暖湿气流从海面吹向岛屿时，在迎风面上有上升运动，因而产生绝热冷却，就有可能使空气达到饱和形成雾。这种雾称为岛屿雾。形成这种雾的条件是上升气流的相对湿度必须相当高。风速也不大，环境呈对流性稳定。例如海拔高度为250-300米的山坡，因空气爬坡作用产生的绝热冷却，12小时可达2，就有可能凝结成雾。26 我国近海主要海雾区分布特征南窄北宽：南部海雾宽约一二百公里，舟山群岛一带约三四百公里，北部更宽些，如黄海六月几乎全部都是雾区。 南早北晚， 从春至夏由南向北推延：南海北部沿岸出现最早，始于1月，23月最盛；东海：46月最盛；黄海：67月最盛。8月我国整个沿海的雾骤然减少。南少北多：海南岛以南和台湾以东洋面:终年受暖流控制,水温较高,雾极少出现。 琼州海峡和北部湾西部：冬春季节多雾,年雾日(一日中任何时间出现雾,不论持续时间长短,均计为一个雾日)可达2030天；台湾海峡西部和福建沿海：年雾日可达2035天；闽浙沿岸到长江口一带：年雾日增加到5060天； 山东半岛南部成山头和石岛一带：海面雾最频，年雾日可达80多天，最长连续雾日超过25天，有“雾窟ku”之称。渤海湾：是我国的内海,暖流不易到达,也不存在水温的不连续带,因而雾很少,仅在渤海海峡附近多些,年雾日可达2040天。27 世界海雾主要分布区 世界海洋上的雾, 主要产生在冷暖海流汇合处的冷水面上以及信风带海洋东岸附近的翻腾冷水上。海雾多出现于春夏季节。雾的高发区集中在高纬靠近大陆东岸的海洋上， 大洋中央和赤道附近的热带海面上几乎没有雾。1、日本北海道东部至阿留申群岛常年多雾2、北美圣劳伦斯至纽芬兰附近海面终年多雾3、 挪威、西欧沿岸与冰岛之间海面常年多雾4、 阿根廷东部海面、塔斯马尼亚与新西兰之间的海面和马达加斯加5、 加利福尼亚沿海、秘鲁和智利沿海、北非加那利海面和南非西岸海面等信风带海洋的东岸流经沿岸的冷流受常年盛行的离岸风的吹挂作用，使下层海水上翻，偶尔有暖湿气流经过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、 北冰洋和南极洲沿岸冰缘、冰间水域以及中高纬大陆东海岸附近海面，冬季多蒸汽雾。28 熟悉海雾简单测算方法1、 干湿球温度表法: 干湿球温度表由两支温度计组成,其中湿球为纱布包扎,用蒸馏水润湿, 所指示的温度为湿球温度,Tw. 另一支为气温温度计,测量空气温度T.由于蒸发,湿球表面不断消耗蒸发潜热 ,使湿球温度下降,同时由于气温与湿球的温差使四周空气与湿球产生对流热交换,在稳定平衡条件下,蒸发支出的热量将等于由于四周空气热交换得到的热量。当空气没有到达饱和时, 湿球温度计读数总是低于干球温度计读数。当空气处于饱和状态时，干湿球温度计的读数是一样的。当空气中的水汽含量越少即空气越干燥时，干湿球温度计读数差值就越大。如果水汽含量增多，那么差值就越小。根据干湿球温度计读数差值的变化，可以估计海上雾的生消趋势。干球温度表读数高于湿球温度表读数，并且这种差值向增大的趋势发展时，则不会出现海雾；如差值越来越小，说明环境向成雾的趋势发展。当两读数达到一致时就应出现海雾。雾形成后，若干湿球读数差值增大时，海雾就趋向消散。2、 露点水温图解法:在一个光洁的金属镜面上等压降温,当温度降低至空气的露点温度时, 金属面上开始有小的露珠凝结,测定金属片的表面温度,就可确定流过镜面样本空气的露点温度Td , 当气温低于零度,镜面上的凝结物可能是小水滴,也可能是小冰晶,后者所处温度为霜点温度Tf.将船舶沿途不同时刻观测的空气露点温度和海水表层温度的资料点绘成两条曲线。td曲线是露点温度随时间变化的曲线，tw是海水表层温度随时间变化的曲线。海水平流雾的生消趋势根据这两条曲线之间的距离变化来判断。水温高于露点温度时没雾； 两条曲线的间距越来越小，说明成雾的可能性越来越大； 当两条曲线相交并且露点温度高于海水温度时，雾就产生了。据统计，tdtw 2其它条件适当时，常出现海雾； 如水温高于露点温度并且两曲线的间距越来越大，就不可能有雾；有雾时则说明海雾正在消散。、 海雾与海表温度法:据海雾与海水表层温度之间的关系图，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4、 雾笛在海上的传播特性： 雾本身不能削弱声音的传播,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,反而能传的更远些。可是雾区中的大气与雾区以外大气因介质不同,声音会在雾区界面上发生折射与反射。这时,雾区内航行的船舶虽然能听到雾笛声音,但紧靠雾区以外的船舶就不容易听到了。 在雾区内，因气温和湿度距地分布的不规则，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。29 数值模式中用何种要素预报海雾.1.预报因子的选取： 风向、风速、海陆温差和相对湿度 SST日变化:水深 季节 排空条件和雾分级：2.预报方程的建立 预报因子来自数值天气预报模式输出 30 气象导航基本原理 海洋气象导航的基本原理是根据当前天气、短、中、长期天气和海况预报，结合船舶特性和船舶运载情况，选择一条尽量能避开大风浪，特别是顶头浪和横浪等不利因素，又能充分利用有利的风、浪、流等因素的航线，使其达到最佳经济和安全航线。其目的：一是安全，二是经济。因此，大范围、中长期的天气和海况预报是船舶气象导航的基础。气象导航主要依据有两个 : （1）一是从大量天气和海况的多年资料归纳出海洋大型天气形势的重要型式与特殊型式。而实际出现的天气形势都可以在主要型式和特殊型式中找到与其类同的一种，从大型天气形势中，可清楚区分出一般气压分布、风暴路径和移动速度。归纳它们的主要型式和特殊型式，可求出各种型式中的最有利航线。 （2）二是依据船舶运动性能曲线图，即船舶航速与波高关系曲线进行导航。影响船舶运动速度的主要环境因素有风、浪、流、涌、雾和冰等。其中以浪、涌影响最大，它常常是造成船损和船舶失速的主要因素。因此在导航中需要预测环境因素的影响,给出趋利避害的最佳航线指导。31 气候航线,气象航线,最佳航线,最短航时航线,最舒适航线,大圆航线气候航线(Climate routing)以气候资料为基础, 结合航海经验制定的航线,又称习惯航线。气候航线建立是前人宝贵经验的总结, 经历了一个不断丰富发展的过程,有良好的指导作用。气候航线与气象航线的关系为: 气候航线是气象航线的基础,气象航线是气候航线的发展气象航线(weather routing) 又称天气航线 ,是根据短期、中期 及有效的长期天气 和海洋预报,结合船舶性能、装载特点、技术条件、航行任务等,为横渡大洋的船舶选择的最佳天气航线。最佳航线: 指在始发港和目的港之间寻找一条既保证 船舶航行安全,又能使航行时间最短 的航线 。根据 船舶的航行任务和船长的不同要求 ,推荐的航线也不同,通常可分为最短航时航线和最舒适航线。最短航时航线又称为经济航线,为一般货船采用。最舒适航线要求经量减少风浪影响, 这种航线多为客船和旅游船所采用。大圆航线：在地球表面上各航路点间的最短连线。即地球表面二点与球心构成的平面相交形成大圆圈的一部分。最佳航线服务就是根据船舶航行过程中的水文气象状况和船舶航行过程中的水文气象状况和船舶本身的运动性能, 不断调整航向和航速, 以求得安全有利的航迹, 使各项运输经济指标达到最佳效果。32 列出影响船舶航行的海洋环境要素 影响船舶航行的海洋环境因素主要有：风，海浪，海流，雾，海冰、热带气旋、津浪、海底地震的影响等。 风对船舶的影响,一方面使船舶向下风漂移,另一方面使船舶产生偏转。船舶因风压产生横向漂移速度与风速、风舷角、船速、船舶水上受风面积和船舶形状等因素有关。当船在运动状况时, 在船上测得的风向和风速, 有别于海上的真风向和真风速, 称为“ 感觉风” 。感觉风对于船舷和上层建筑会产生压力, 其大小决定于风速、风向及上层建筑的面积和形状。风对船速的影响，一般情况下 ，顶风 减速，顺风增速。当风 速小于 20kn 时 ， 顶风约减速5%，顺风约增速2%，其他情况介于两者之间。当风速较大时，风引起的中、大浪对船速影响很大，无论顺、逆风均使船速减小。当船速与风速相当时， 即影响船速又影响航向，导致船舶发生偏荡运动 。海浪（Sea wave） 是发生在海洋中的一种波动，是海水运动的主要形式之一，同时也是影响船舶运动的重要因素。船舶在海浪的作用下可以导致摇摆、偏荡、砰击、上浪和失速等现象。船在海流的作用下会偏离真航向, 形成流偏角, 它与船速、流速及流的方位角有关。船在风和流的作用下, 将产生综合偏离效应, 它是风偏移值和流偏移值的代数和, 在公海和大洋中航行, 在不存在危险地理条件下, 偏移不会威胁船舶航行安全, 但如果航行区域有海滩和暗礁存在, 偏移则可能是危险的, 当偏移值较大时, 船有可能搁浅。雾是影响海上能见度的主要因子之一。在雾中航行，稍有不慎，就会发生偏航、触礁、搁浅或碰撞的危险。船舶结冰的形式有两种： 一是由于飞溅来的水滴在船体上产生冻结, 它是由一定的水文气象条件引起的, 其中主要受气温、水温、风向和风速的影响。当气温下降到海水冰点以下时, 打到船上的水滴首先就会结成“ 玻璃状冰” , 而后附着在甲板设备和货物上, 且随时间淮移, 冰层越结越厚。当船顺浪航行时, 其尾部结冰更强烈, 因而引起