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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
2
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
3
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1000－1500公里，
但有的可达4000－5000公里，周期一般为3－7天。
波动的垂直伸展高度一般在6－7公
里，最大强度出现在700－500百帕之间，波槽随高度向东倾斜。
波的移速一般比较稳定，
约为20－25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5~10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（typhoonsurge）和由温带气旋引起的温带风暴潮（extratropicalstormsurge）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。
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,
4
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80～100m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
5
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。
Vg
G
（1）
f
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：
Vgr
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
dV
fR
（3）
fVK
R0
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
dt
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1952~1979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24.7cm.
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.
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。
6
（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
30°
N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°
Ｎ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７、８月份,大浪出现也较为频繁。
还有一点值得注意的是４°
Ｎ以南的海域,为一
相对平静区,波高≥３ｍ的频率值仅有２％左右,在此海区航行可不考虑大浪的影响。
或总结为：
６个航海气候区分别定义为：
Ｉ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；
Ｖ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ＩＶ航海气候区；
其次为第ＩＩＩ、第ＶＩ航海气候区。
影响最小的为第Ｉ、第Ｖ航海气候区,浪高≥３ｍ的海浪出现的平均频率值仅５％左右。
海浪年变化特征：
冬半年１０一３月大于夏半年以４一９月,１１一１月为各海区出现大浪
最频的时期,也就是此期间为浪高≥３ｍ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５一６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
7
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.
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