海洋气象课后思考题

第一章

1、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。

2 海洋气象学发展方向和涉及内容

发展方向：一方面要继续改进探测系统，通过现场调查和实验，提高观测的精度，根据获得的信息资料，继续揭露海-气间尚未被发现的一些现象，进而从理论上阐明观象的本质，将研究结果应用到实际的海上天气和海况的分析及其预报。另一方面，要从理论上基本弄清海洋和大气相互作用的物理过程的基础上，建立合适的海洋-大气的流体动力学模式，阐明海洋在大气环流的形成、演变和气候变迁过程中所起的重要作用，大气对海洋环流和海浪的形成和演变及其他诸海洋要素的强迫驱动与影响。 涉及内容：在海洋气象学中所研究的海-气相互作用，主要是海洋和大气之间各种物理量，包括热量、动量(或动能) 、水分、气体和电荷等的输送和交换的过程，及其时空变异，海-气边界层的观测和理论，以及大尺度海气相互作用。

3 说明海洋气象预报的基本内容

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。

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 什么是行星风带和大气环流?

大气环流：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，反映了大气运动的基本状态和基本特征, 是各种不同尺度大气运动的基础。 行星风带：

5 驱动大气环流的主要因子及作用。

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，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。动力因子主要包括①地球自转②海陆分布和③大地形起伏等。由于海陆分布和地形起伏，理想的气压带和风带受到不同程度干扰，发生断裂与变形。在南半球，陆地面积较少，地球表面相对较均匀，气压分布基本维持带状。在北半球，陆地面积较

大，海陆热力性质差异显著，带状结构受到很大影响，变形显著，而且夏季与冬季气压分布也明显不同，相应地大气环流有较大差别。

6 南北半球大气环流中的风带与气压带分布情况。

7 海陆热力差异的表现。 （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。

8 什么是大气环流活动中心, 如何分类?

分析月平均海平面气压图可以看到, 全球经常存在7-8个巨大的高低压中心区, 通常称为大气活动中心。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。

9 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。 分类：

（1）海陆季风: 由于海陆热力差异引起。 （2）行星季风: 因行星风带随季节南北移动而形成的季风 （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。

10 说明亚洲季风(东亚、南亚季风) 的成因。

（1）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, 势力强盛。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。

（2）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。

11 亚洲季风的异同特征(东亚\南亚)

同：南亚季风与东亚季风一样是冬季干燥, 夏季潮湿。 异：（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。

12列出主要的海洋灾害性天气系统 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。

13热带气旋、台风、温带气旋的定义

（1）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。

（2）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。

（3）温带气旋：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, 以及冷暖气团在中心交汇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。

14如何判定气旋的强度

15东风波的基本三维结构及大致分类

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1000－1500 公里，但有的可达4000－5000 公里，周期一般为3－7 天。东风波中的风速随高度增加而减小，因此槽前低层辐散，槽后低层辐合，波向西移，天气产生于槽后，波动垂直伸展高度一般在6-7公里，有时可达对流层顶，最大强度在500-700hpa 。波槽随高度略向后倾斜。

大致分类：（1）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。

（2）涡旋模式：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

16赤道辐合带的分类与基本结构

分类：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，一种是无风辐合带，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；另一种是信风辐合带，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。

基本结构：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5~10 纬度处。在卫星云图上表现为一条由许多云团有间隔地组成的、近东西向的长云带，宽约200~300km，断断续续地几乎绕地球一周。有时在一些地段，南北半球各有一条同时出现，形成所谓“双热带辐合带”形势，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。

17台风形成的海浪场的基本特征及风压关系

（1）基本特征：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。从台风外围到中心，存在着较大的气压梯度和很强的气旋性辐合流场；在距中心数十公里处，风力达到最大，并伴有暴雨和巨浪；但在近中心附近的小范围内，气压梯度很小，风息、雨止、浪消，出现强热带气旋特有的台风眼景象。 （2）风压关系：

（Pc 为

台风中心最低海平面气压，单位为百帕（hPa ）；Vmax 为1 分钟平均最大持续风速，单位为海里/小时）

18风暴潮的定义与分类特征.

（1）定义：是一种灾害性的海岸自然现象。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。 （2）分类特征：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和由温带气旋引起的温带风暴潮两大类。台风风暴潮多见于夏秋季节，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，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；冷锋配合低压类风暴潮多发生于春、秋季节；强孤立温带气旋风暴潮类，这是指无明显冷高压与之配合的、暖湿气流活跃的那种气旋，往往在春、秋季和初夏期间发生。

19局地风的分类

（1）海陆风：沿海地区近地面层，白天风由海洋吹向陆地, ，夜间从陆地吹向海洋，这种随昼夜交替，有规律变化的风，称为海陆风。 （2）山谷风：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。

（3）地方性风：由于气流越过山地或绕过山地而受到变形的风。

20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。

（2）狭管效应：当气流从开阔地区流入峡谷时，地形引导，风向集中，风速加大，而当流出峡谷时，地形突然开阔，风向散开，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。

（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，会造成风速增强或减弱，称为海岸效应。当气流沿海岸线方向吹，在北半球，如果海岸在气流流动方向的右侧，科氏力作用使气流右偏, 此时受到右侧海岸阻挡, 流线将会变密集，即风力增强；如果陆地在气流的左侧，科氏力作用使气流右偏, 气流右侧为开阔海区, 流线会疏散开，使风减弱。在南半球, 情况正好相反。

21海陆风与季风的区别

海陆风：响的范围小，强度相对较弱，以一天为周期海陆风交替，热力因子为主。

季风：涉及的范围大，强度较强，以一年为周期冬季夏季分交替，热力与动力因子共同作用。

22焚风与布拉风的异同

同：越过山顶向背风山麓吹的强风，都属于下山风。 异：焚风是具有高温低湿的强风，布拉风是具有低温低湿的强风。

23什么是动量传递作用, 如何判断。

1）动量传递作用：在摩擦层中，风速一般由地面向上增大，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80～100m 以上的层次，则与地面相反，午后风速最小，夜间最大。

（2）判断：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。

24世界海洋风的分布特征

（1）热带海洋在赤道附近为无风带

（2）副热带海洋受副热带高压控制，海面风很小。只有当热带气旋影响时，才出现强风；冬季冷高压南下，锋面气旋活动影响，常出现大风。

（3）中高纬海洋北半球夏季风小，海面平静，冬季大风频率每月10天以上。南半球风速大于7级以上大风全年各月可达10天左右，或以上。

低纬热带风场对系统的描述与表现优于气压场

低纬：斜压性弱；温度高，气压梯度小，故等压显示要素能力较弱，风场分布能表示风场描述优于气压场。

26中国近海大风分布特征 （1）风向：

a. 冬季盛行偏北风，西北–东北季风，风向稳定，风力强。渤海、黄海多西北风和北风，东海主要是偏北风和东北风，南海多东北风。

b. 春秋季为过渡时期，盛行风不稳定，风向较紊乱。 c. 夏季，盛行西南-东南季风, 风力较弱，风向不如冬季风稳定。渤海、黄海及东海北部为东南季风，东海南部及南海为西南季风。 （2）风速：

年平均风力大于等于8级大风日数在东海沿岸最多，黄海、渤海沿岸次之，南海沿岸最少。台湾海峡大风较多。秋末和冬季我国近海风力较大，大风出现频率在一年中最高。春季是渤海黄海海区平均风力最大的季节，东海北部风力也较大，但次于冬季。夏季，近海盛行风的风力比冬季小得多，但是当热带气旋侵袭时风力很强。

27列出海面风场分析的主要方法

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。

28介绍根据气压场计算风场的经典方法 （1）地转风：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）梯度风：空气质点作曲线运动时，受水平气压梯度力、地转偏向力和惯性力心力作用，三力平衡时的风, 为梯度风。假定气压场是定常的，但等压线是弯曲的，此时梯度风为：

R V V g gr ﹥=

0 11 V ；R ﹤ 0 气旋性 2+4+g fR

（3）考虑摩擦作用：若不考虑风的加速度，只考虑 d V

dt

=G +f V ⨯K +R =0摩擦力使风速减小，风向偏离等压线，指向低压一侧

（4）考虑气压场非定常效应：在海面风场计算时，可考虑三种作用：①等变压梯度作用

②等压线分流作用③地转风水平切变作用

29说明完全预报方法与MOS 预报方法的区别

MOS 预报方法和完全预报方法类似，即求出海面风和预报因子的统计关系，但不同之处是预报因子不是从观测值分析求得，而是从特定的大气预报模式的输出求得。因此，MOS 预报方法可能的预报因子是大量的，可以包括不同时次的预报因子，并且与特定模式有关，随特定模式的改进预报因子也在变化。而完全预报方法所确定的预报方程是和大气预报模式独立的，预报精度可随着大气预报模式的改进而提高。

30给出近地面层风速随高度的分布形式 （1）在贴地层，其高度取经验公式：B =3. 0⨯10-4G0为地面地转风，f 为科氏参数，0

（2）在近地面层，按对数定律，取风速垂直分布为：

V z z =

u *

κ

[ln

z -

ψ(z )] 0l

其中 V z为z 高度上的

风速，为贴地层u z 高度上摩擦风速，K 为Karman 常数=0.35，l *

为稳定度长度，z 0为海面粗糙度，为稳定度函z 数。

ψ(l )

31什么是WRF 模式

WRF 模式是新一代非静力平衡、高分辨率的中尺度气象研究与预报数值模式，它采用高度模块化、并行化和分层设计技术，集成了最新的中尺度研究成果，拥有多功能, 包括多重区域、多分辨率、多重嵌套网格以及三维变分同化系统3DVAR 等，具有可移植性、易维护、可扩充、高效率、使用方便等诸多特性。

第二章

1请解释冰期时期和间冰期

冰期时期:全球性的气温降低, 将影响大洋水温的降低, 导致洋流系统的改变, 波及大气环流变化。

当间冰期气候来临时, 一切向相反方向转化: 气候变暖、冰盖消失、海面升高、雨量充沛, 植物可生长季节延长。

2给出世界各地的海面变化曲线分布型

（1）费布里奇高海面型：该曲线在全新世有多次高海面，高低海面波动幅度在6米左右，中国沿海的海面变化曲线也属于这一类。

（2）费斯克基本稳定型：认为全新世以来的海面，先是稳定上升，在距今5000-3600年间达到目前的海面高度，并稳定至今。

（3）谢帕德连续上升型：认为全新世以来海面一直处于上升状态。其曲线特征为全新世期间不存在有高于今天海面的时期，全新世的海面上升是持续性的。不过上升的速度随时间的推移而减小。海面

上升的趋势一直持续到现代。

3说明各种海面高度变化研究理论

（1）大洋容积的变化：如果大洋水体为一常量的话，海洋容积的变化自然会引起海岸地区的海面变动。 （2）海水体积的变化：当全球性的冰盖形成时，将大量水体固着在大陆上，可能数万年不回归海洋。海洋失去了水量，海水体积发生变化, 将引起海面降低。

（3）天文因素引起海面变化：认为天文因子影响地球冰期与间冰期的转变。

（4）冰冻型海面变化：由于全球性的气候变化，导致

u

大陆冰盖发育和山地冰川的扩展，海水体积大为减少，引起冰冻型海面升降。

（5）地动型海面变化：地球内外力运动改变了洋盆容积，形成地动型海面变化，也称构造型海面升降运动。不论是沉积物的填充，还是洋底构造的上升或下沉，都会引起大洋容积的变化，从而导致海面变化。

（6）大地水准面变化引起的海面变化：大洋水体和其他物体一样，都受到地球重力的影响。重力也要控制大洋水面的分布，引起海面变化。

（7）地壳回弹作用引起的海面变化：当地球表面在冰盖的重压下，地壳往往会发生下沉。一旦冰盖融化，从前下沉的地区会终止下沉，甚至会出现地壳重新升起，直至达到一个新的平衡时才停顿，由于冰川的消长比较明显，在地质学上称为地壳回弹现象。

（8）海水的热膨胀引起的海面变化：大洋表层的海水吸收大气的热量向深部输送，其过程是表层混合层——温跃层——大洋底层。输送到混合层需3-6年，温跃层内50-250年，到达大洋深处需500-1000年。

（9）全球海面升起特征的理论性假说：根据克拉克的模拟计算，把全球海洋划分为六大区，每个区有自己特征的海面变化曲线，而各区之间的海面曲线都不相同。

4解释放射性碳定年法

放射性碳定年法，又称碳测年，是利用自然存在的碳-14同位素的放射性定年法，用以确定原先存活的动物和植物的年龄的一种方法。植物进行光合作用吸入大气层中的二氧化碳，然后又被动物进食，故此所有生物都固定地与大自然交流着14C ，直至它们的死亡。当生物体死亡后，新陈代谢停止，由于碳-14的不断衰变减少，因此体内碳-14和碳-12含量的相对比值相应不断减少。通过对生物体出土化石中碳-14和碳-12含量的测定，就可以准确算出生物体死亡（即生存）的年代。由于碳-14含量极低，而且半衰期很长，所以用碳-14只能准确测出5～6万年以内的出土文物。

5给出海面高度测量的地质学方法

(1) 地壳下沉区测量：在理想的情况下，地壳下沉区的海水入侵期(相当于气候上的暖期) ，沉积了海洋环境的地层；在海退时期(代表寒冷的气候期) ，沉积了大陆环境下的地层，两者互相重叠，埋藏在地下的深处。 (2) 海岸上升区测量：在古海面变化的研究中，一些海洋生物化石具有特殊的重要价值，这是因为某些生物种属只能生活在一条非常狭窄的地带，因此用放射性碳测年法测出它们的年龄，就能获得海面位置信息。 (3) 地质学方法得到的海面变化曲线

6海洋大地水准面与平均海面高度的定义

（1）海洋大地水准面：平均海平面通过大陆延伸勾画

出的一个连续的不规则的封闭曲面。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。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。

（2）平均海面高度：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。

7说明海洋地质学测量海面高度的原理。

首先设定一个与地球形状最为接近的椭球，以其作为实际地球的主体部分，而实际地球与正常椭球的差异则用扰动场量加以分析，这样我们就把地球形状的确定问题转化为地面至椭球面的距离问题。旋转椭球面的标

准方程是：

通过重力水准测量获得的部分，称为正高H ；而相应的起始面为S2 ，被定义为大地水准面。而另一部分，即大地水准面至正常椭球S1之间的距离，称为大地水准面高N ，即H2 = N 。S2至正常椭球面S1之间的距离称为正常高H 3。此时，S2 称之为似地球表面，而S2至地面的距离被称为高程异常ζ。

8如何获得大地椭球面、大地水准面、地球表面、平均表面.

（1）大地椭球面：为了用一个规则几何体描述地球，提出了椭球面的概念，它是一个与地球形状最为接近的正常椭球。

（2）大地水准面：通过确定它与参考椭球面的间距——大地水准面差距（对于似大地水准面而言，则称为高程异常）来实现的。

（3）地球表面：通过重力水准测量获得的部分。

（4）平均表面：统计方法获得的平均海平面，时空平均。

9说明海洋水文学（海洋物理学）测量海面高度的原理 验潮站采用设在验潮井上的自记验潮仪来记录潮位变化，通过验潮仪的记录可绘制出潮汐连续变化曲线，经过分析计算出潮汐调和常数及其他各种潮汐参数，进而获得不同时段的海面高度。

10中国近海海面高度的主要特征与成因

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 输运强造成的。吕宋岛西北的低谷则与该海区的气旋式流场有关。

11说明卫星高度计测量海面高度的原理

以卫星为载体，以海面作为遥测靶，发射机通过天

线以一定的脉冲重复频率向海表面发射调制后的压缩脉冲，经海面反射后，由接收机接收到返回的波形，便可以测量出卫星到海面的距离。

浪场。 （3）气旋型海浪场：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。

（4）冷高压与气旋配合型海浪场：主要出现在春初、

在30°

（4）混合浪：不同来源的波系叠加而形成的海浪(如风浪与涌浪或另一系统的涌浪结合) 。 13说明中国海域的波浪气候区划名称与特点 （1）Ｉ区为渤黄海小浪区：小于3m 以下的海浪较为频繁，而3m 以上的大浪则较少。从航海活动来讲，该区仍然是较为平静的海区。 （2）II 区为黄海大浪较少区：3m 以上大浪出现的频率仍是不大的，航海活动中要应注意11-2月这段时间。 （3）III 区为东海大浪较多区：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。 （4）IV 区为东沙、西沙大浪频繁区：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。 （5）Ｖ区为北部湾小浪区：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。 （6）VI 区为南沙大浪较多区：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，在该区航行时冬季应特别注意大浪的影响。夏季台风活动频繁的７、８月份，大浪出现也较为频繁。 14给出波浪气候区划划分的合理性说明 （1）要求同一航海海浪气候区域内部要素的气候变化特征要一致 （2）要求不同海浪气候区域之间要素的气候变化特征要有明显的差异 为检验其合理性，作海浪各月出现频率值变化图，图中每个海浪气侯区分别选取两点。两点的地理位置不同并代表附近的情况，然后根据资料得到两条曲线。通过计算相关和组间方差及组内方差则可给出定量识别。 15介绍影响海浪形成的主要天气系统 （1）台风型海浪场：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）冷高压型海浪场：冬季西伯利亚或蒙古冷高压形成东移后在中国近海和邻近海域形成的4m 以上的海大风

持续时间长，海浪发展充分 b. 风向与台风移动方向相反区，该区海浪最小，大风持续时间短，海浪生成后不久就移出台风域外 c. 风向与台风移动方向相交区 （2）渤海、黄海和东海海域出现北到东北向大风 （3）气旋入海后，气旋后部有自大陆南下入海的冷高压配合，前部和东南部有海上副热带高压配合，北部有高纬度高压配合形成3 个风区 （4）30°N 以北海域 17给出风浪成长的三要素。 风浪成长的三要素为风力、风区和风时，此外还受到海水深度及海域特征等因素的影响。风区指风向和风速近似一致的风所吹刮的距离。风区越长，浪在风区内移行的距离越远，风浪发展越成熟。风时指近似一致的风向和风速连续作用于风区的时间。风力作用于海面的时间越久，海水获得的动能越大，风浪也越大。 18解释风浪成长图 在风速一定时，风浪充分成长需要一定的风时和风区，且风速越大，风时和风区越大。风区越长，风浪发展越成熟。风力作用于海面的时间越久，风浪越大。

19介绍PNJ 风浪谱图 频率很大和很小的成分其能量很少，因而可忽略风浪中周期很小和很大部分，其显著部分分布于一狭频率段。风速越大，波高越大，且波高最大值所对应的波周期也越长。 这种方法是以谱概念为基础，由Pierson 、Neumann 和James 提出的一种预报方法，简称PNJ 方法。其特点是直接通过谱得到海浪要素，而不是通过海浪能量变化的计算求得海浪要素。它以Neumann 充分成长谱:

A 2

(ω) =C π1⎡2g 2⎤2ω6

exp ⎢-⎣U 2ω2⎥ ⎦

为基础改为:

A 2

(f ) =2πC ⎡2g 2⎤

(2π) 6f 6exp ⎢- ⎣4π2f 2U 2⎥⎦

第三章 1请给出海雾的定义

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。 2请列出海雾的分类

雾及海雾可主要分3 大类, 即平流雾、辐射雾和蒸汽雾.

3请描述各类海雾的特征

(1)平流雾:其特点是浓度大、持续时间长、范围广, 对航海和航空影响大. 深入大陆较远。常伴生平流低云，活动多变，出现突然，日变化不明显。 (2)辐射雾:

A 、范围不广，多见于峡谷，洼地，沿海，沿海平原 B 、雾层不厚，移到海上的辐射雾，可看到大船桅杆 C 、不太移动，遇暖下垫面易消散，冬季多发陆面，夏季多发海面

D 、日出现发生的容易消散，日落后产生的不易消散 (3)蒸汽雾: 蒸汽雾是在不稳定大气层结状态下生成的. 其特点是来得快, 消得也快, 像一团一团的不连续的蒸汽. (4) 锋面雾：

①浓度较大，范围较广的锋面雾多出现于锢囚锋两侧和暖锋前。在冷锋后也可产生锋面雾，但浓度不大，范围不广。

②锋面雾随锋面和降水区的移动而移动。

③锋面雾出现的时刻和强度变化均不受气温日变化的影响。

消散：锋面过境而移走。

4请解释海雾形成的基本条件 (1) 有冷暖气团垂向叠置 (2) 雾滴位置低, 在低空集聚 (3) 湿度大, 水汽充沛

(4) 风速小, 雾滴下降速度小 (5) 有充分的凝结核

5请详细描述各类海雾形成的过程

8我国近海主要海雾区分布特征 ①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。 ②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，2～3月最盛；东海：4～6月最盛；黄海：6～7月最盛。8月我国整个沿海的雾骤然减少。 ③南少北多：

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20～30天；

台湾海峡西部和福建沿海：年雾日可达20～35天；闽浙沿岸到长江口一带：年雾日增加到50～60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20～40天。

9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。 A、日本北海道东部至阿留申群岛常年多雾 B、北美圣劳伦斯至纽芬兰附近海面终年多雾 C、挪威、西欧沿岸与冰岛之间海面常年多雾

D 、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

E、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

F 、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。

10海雾简单测算方法 A 、干湿球温度表法: B 、露点水温图解法: C 、海雾与海表温度法:

D 、. 雾笛在海上的传播特性

11我国近海平流雾的几种典型地面天气形势

（1）（2）

（1）入海变性冷高压西部平流雾 （2）黄河气旋，江淮气旋东部平流雾

12海雾预报方法的主要预报因子 风向、风速、海陆温差和相对湿度

SST 日变化:水深、季节特征、排空条件和雾分级

13数值模式中如何预报海雾及其过程

第五章

1请给出气象导航的具体任务

海洋气象导航也称为气象定线，其任务就是： ◆为船舶设计航线

◆跟踪预报沿航线天气和海况， ◆航线服务结束后给出评价报告

2请介绍气象导航的基本原理与目的 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。

3 请介绍气象导航的基本程序

先根据中、长期天气和海况预报图，以及海洋大型天气的主要型式和特殊型式，确定一条基础航线。

然后再根据中、短期预报，在基础航线两侧一定范围内选择最有利的航线。

气象导航由气象导航机构实施，由导航机构把最佳航线

和风浪预报图推荐给船舶，整个航行过程中在该机构指导下航行。

船舶驾驶人员也可根据无线电传真接受的天气和海况预报图，结合本船性能图，自行拟定气象航线。

4请介绍气候航线与气象航线

(1) 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

(2) 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.

5请介绍最佳航线、最短航线、最舒适航线，以及最佳航线服务

A 、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。

B 、最短航时航线又称为经济航线, 为一般货船采用。 C 、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。

D 、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的关系, 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。

6请介绍影响船舶航行的主要海洋环境因素及其影响 影响船舶航行的海洋环境因素主要有：风，海浪，海流，雾，海冰等。

(1)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。

(2)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

(3)海流主要影响船舶的航速和航迹。

(4)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。

(5)由于浮冰的不断撞击和挤压, 船体往往会受到重大的损坏, 甚至破裂、下沉。以及船舶结冰 7 请介绍热带气旋、津浪、海底地震的影响

（1） 每年, 在世界大洋的某些热带地区生成和发展

一些强烈的热带气旋, 伴有狂风、恶浪和暴雨, 造成许多海上灾难。它在太平洋西北部称之为台风, 在印度洋称为热带气旋和风暴, 在大西洋称咫风, 在澳大利亚西北部称威力。

（2） 津浪是由大地震引起的长浪, 往往从大洋彼岸

迅速传到此岸, 它在近岸地区, 能量集中, 速度加快, 浪高可达17 --18米, 转变为一堵巨大而几乎垂直的水墙, 甚至把停在近岸带或港内的船抛到岸上。

（3） 洋底地震, 穿过3 一4千米水层, 传播到洋面,

给船以剧烈冲击, 将会带来各种损害。强度为6 级的海底地震, 不但能从基座上掀下锅炉、机器, 破坏甲板上层建筑和船体, 甚至能把船抛出水面, 导致船的沉没。 8简述气候导航方法

9什么是大圆航线

在地球表面上各航路起点和目的地点间的最短连线。即地球表面二点与球心构成的平面与地球圆形表面相交形成的大圆圈的一部分。

10气候定线比较法对有潮海区最佳气候航线的确定 在有潮区域，为了到达C 点，确定从A 点或B 点出发的时间及合适的船速, 需要编制一些表, 在这些表中列出了在各种船速下, 相对C 点附近满水到来时刻, 每隔1 小时船从上述各点出发的航行数据。根据潮汐性质取间隔时间为12 或24小时。

11气候定线比较法对无潮海区最佳气候航线的确定 在无潮海区选择最佳航线, 要研究水文气象参数对船速的影响。对A 点和B 点之间最佳航路的计算是在整理、分析有关风、浪、流状况的数据基础之上进行的。 将海域划分为1*1 度的方格区:在海域面积不大的情况, 可划分为0.5*0.5 度的方格区, 对每个方格, 从气候资料中抄入关于风、浪、流的月平均数据, 尔后, 在平面图上的标准航路左右画出若干条任意航线, 在其中每条航线上估算船在浪中的失速和海流的影响。

最后, 再通过比较确认, 哪条航路所要求花费的航渡时间最短, 它就是船的最佳航线。这一方法对存在定常流的海区能给出较为满意的结果。

12列出气象导航所需基本资料

(1) 地面气象资料: 南北半球地面实况资料和各种预报实效的数值预报产品, 世界各大洋实时船舶气象报告资料接受定线船舶的天气报告资料。

(2) 高空气象资料: 南北半球高空实况分析和预报图 (3) 波浪资料: 各大洋波浪实况分析和预报图

(4) 卫星气象资料: 覆盖全球实时卫星云图照片(每小时

一次), 各种海洋气象卫星数值计算资料

(5) 冰况资料: 可通过卫星云图分析, 也可通过传真机接受冰况图。

(6) 海流资料: 海流实况图, 海流推算图

(7) 台风警报资料: 通过电传或传真接受获得的各类风暴资料

(8) 船舶资料: 各类船舶性能曲线, 船速、稳性、吃水差, 船舶装载、货物种类等资料, 船舶航行实测反馈资料 (9) 航海资料: 各类海图, 引航图、水路志( 日本、英国、美国版), 航行警告(实时的和非实时的), 不同航线、不同种类船和实际航行航线的统计资料, 航海专业书籍

13什么是船舶运动性能曲线，通常采用何种方法绘制？ 定义：

船舶运动性能曲线：船舶运动速度受大气与海洋要素影响，发生失速的变化规律曲线。 方法： （1）水和空气对航行阻力的理论计算, 即对“水一船一空气系统”能量平衡的计算。

（2）是在专用水池和风洞中进行模拟试验, 并换算到自然状态下的特征规律。 （3）是利用海上实际观测资料, 经过统计分析, 归纳得出某种计算方案。

14说明航线等时线方法。

等时线( Isochrone)法, 又称最短时间航线作图法.

其基本原理是, 首先用大圆航线将起航点至目的地, 或某时刻船舶在海上的实际位置至目的地连接起来作为参照, 然后在这条大圆航线附近天气海况允许航行的范围内进行作图推算.

等时线方法：最短时间航线作图法 ※具体做法: 以起点为原点，向终点方向的45°范围内，每隔10°定一条方向线。

考虑天气及其影响、航路特征等，利用波浪预报图和船舶运动性能曲线计算出各条行航线上的船航速, 再求出一天的航程, 从而得到24h 后船舶的一系列可能到达点, 将这些点用一条光滑曲线S1 连接起来。

然后由S1上各点出发, 再考虑第二天的天气及其影响、航路特征等，利用波浪预报图和船舶性能曲线求得24小时后的曲线S2, 如此绘制下去, 可以得到S3, „等一系列曲线。

然后以目的地为圆心做最后一条曲线的切线, 得一切点, 该切点离目的地的位置最近.

再以该切点作倒数第二条曲线的切线, 又得一切点, 如此下来, 直至作至第一条S 曲线为止。

这样得到一系列切点, 将这些切点及航点(或某时船舶在海上的实际位置点) 和目的地连接起来, 就得到最短时间航线.

显然最短时间航线的每一分段航线都垂直于各自的S 曲线.,

利用上述方法最后得到图中最短时间线.(BZYXA)。

15如何绘制天气系统和船舶运动的相对位移线。

绘：将天气系统的实际位置和预报位置点在同一张图上，可增绘来自天气报告的12小时预报位置（等距点出）。再绘出船舶在预报时效内的位移线。接着绘出天气系统和船舶的相对位移线。再将天气分析图上和天气报告中的大风警报范围绘在图上。

报：预报出航线上未来12h 或24h 内的天气预报。包括风向、风速、浪、涌、雾的预报。

择：在上述预报基础上，船长可结合本船的性能、技术条件、载货情况，选择一条尽可能避开大风浪区的安全经济航线。

B ：天气系统，A ：船舶 A0----Rm ：相对位移线 Ci 由AiBi 线平移得到。 ※例如：

绘出天气系统位移线，绘出船舶位移线。根据等分点原理点出两条线上各同时刻预测位置点同时刻点相连：A1-B1，A2-B2。两条线均平移到B0点，得到C1与C2点，连接A0-C1-C2点，可获得A0-Rm 相对位移线。Rm 线与Ai 线的夹角即需调整的航线角度。 报：顶风，风浪大，能见度不良。

择：将原航向改为SW （西南：A->C），等避开后，再恢复原航向。注意SW 是在p48页上的Rm 线方向，纬圈方向为西（w ），Rm 方向即为西南。

第六章

1说明海洋气象观测的目的

海面气象观测的目的是为天气预报和气象科学研究提供准确的情报和资料，同时还要提供海洋水文等观测项目所需要的气象资料。

2介绍海洋气象观测的项目内容。

(1) 海面气象观测的项目有：能见度、云、天气现象、风向、风速、空气的温度和湿度、气压、降水量 (2) 海洋水文观测的项目有：站位、水深、波浪、水温、盐度、海况、水色、透明度、海发光、浊度、全航程起航ADCP 海流断面、锚系断面流、水位和波浪等。 (3) 海气边界层观测的项目有：海气界面的动量、热量、水汽通量，海上大气边界层风、温、湿、辐射、海表皮温（SSST) 观测。（不同深度有不同的海温。） 3介绍海洋气象观测的时次及时间要求

(1) 担任气象观测的调查舰船（不论是走航还是定点观测），每日都要进行四次绘图天气观测。观测的时间是02，08，14，20时（北京时）。

(2) 在连续站观测中，除四次绘图天气观测外，还要进行四次辅助绘图天气观测。观测的时间是05，11，17，23时（北京时）。 (3) 在大面观测中，一般是到站后即进行一次气象观测，如到站时间是在绘图天气观测后（或前）半小时内，则不进行观测，可使用该次天气观测资料代替。 (4) 观测时间一律使用世界时(z)。每天按世界时00，06，12，和18时4次观测，但表层海水盐度每天06(z)时采样一次，海发光每天在天黑后进行观测，铅直海水温度每天00(z)时和12(z)时进行观测。如遇海上恶劣天气、海况恶劣的情况，风、气压、海浪等项目加密到每小时观测一次。

4说明能见度的定义

能见度( visibility) 指视力正常的人, 在当时天气条件下, 能够从天气背景中看到和辨认出目标的最大水平距离, 以公里 (km) 或海里( n mile ) 为单位表示。

5介绍传统能见度观测的方法与步骤 方法：

当舰船在开阔海区时，主要是根据水平线的清晰程度，参照下表进行能见度等级估计。当水平线完全看不清楚时，则按经验进行估计。

当舰船在海岸附近时，首先应借助视野内的可以从海图上量出或用雷达测量出距离的单独目标物（如山脉、海角、灯塔等），估计向岸方面的能见度。然后以水平线的清晰程度，进行向海方面的能见度估计。下表：海面能见度参照表 (km)

步骤：

（1）观测员站在能看清岸上目标物的高处，用目力找出最远可见的目标物；

（2）从海图上量出或用雷达测量出船与目标物之间的距离，换算为能见度等级；目标物的颜色、细微部分清晰可辨时，能见度定为该目标物距离的五倍以上，目标物的颜色、细微部分隐约可辨时，能见度定为该目标物距离的二倍半到五倍，目标物的颜色、细微部分很难可辨时，能见度定为大于该目标物的距离，但不应超过该目标物距离的二倍半。

（3）夜间，在月光较明亮的情况下，如能隐约地分辨出较大的目标物的轮廓，能见度定为该目标物的距离；如能清楚地分辨出较大的目标物的轮廓，能见度定为大于该目标物的距离；在无目标物或无月光的情况下，一般可根据天黑前的能见度情况及天气演变进行能见度估计。

6介绍前向散射能见度仪的工作原理

能见度是与人的视觉因素紧密结合在一起的一种复杂的心理-物理现象，表示的是可视距离。根据柯西密德（Koschmieder ）定律，对以水平天空为背景的黑体目标物，目标物和背景视亮度对比可以表示为：

r

目标物和观测者之间的距离 σ大气水平消光系数 ε视觉对比阈值

经对光的散射原理和大气物理光学特性的进一步研究和分析，并执行世界气象组织（WMO ）和国际民航组织（ICAO ）的有关规定，可以得出：

（a ）根据对散射线函数的研究可知，在θ为30o~40o区间范围为不敏感区，消光系数与散射系数的比值是不变的。

（b ）在一定条件下，光的吸收效应可以忽略，因而在工程应用上，消光系数被认为等于散射系数

（c ）对能见度观测来讲，视觉对比阈值选用0.05是合适的。

（d ）只要能遮蔽来自其它光源的干扰，能见度观测仪器在白天和夜间都可以使用。

7说明云的分类以及各类云的基本特征

按云底高度，云可分为低云、中云及高云三簇。 (1)低云包括积云、积雨云、层积云、层云及雨层云五类。 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。云底高度一般在2500米以下，但又随季节，天气条件及不同纬度而变化。大部分低云都可能产生降水，雨层云常有连续性降水，积雨云多阵性降水，有时降水量很大。 (2)中云包括高层云和高积云两类。

中云多有水滴、过冷水滴与冰晶混合组成，有的高积云也由单一的水滴组成。云底高度通常在2 500～5 000m 之间。高层云常产生降水，薄的高积云一般无降水产生。 (3)高云包括卷云、卷层云和卷积云三类。

高云全部由细小冰晶组成。云底高度通常在5 000m 以上。高云一般不产生降水，冬季北方的卷积云、密卷云偶有降雪。

8说明天气现象的种类和基本观测方法 天气现象是指在大气中、海面上及船体（或其它建筑物）上产生的或出现的降水、水汽凝结物（云除外）、冻结物、干质悬浮物和光、电现象，也包括一些风的特征。