航海气象与海洋学知识点重点.docx

1、航海气象与海洋学知识点重点航海气象与海洋学第一章重点1.2.1大气在垂直方向上的温度、成分、气流状况和电离现象等有显著差异，根据不同高度气层的特点，特别是气温的垂直分布，可从地面到大气上界将大气层分为五层，依次为对流层、平流层、中间层、热层和逸散层。 对流层（Troposphere）：下界为地面，上界随纬度和季节变化，平均厚度1012 km。通常在高纬为68 km，中纬度1012 km，低纬度1718 km。夏季对流层的厚度比冬季高。 对流层有三个主要特征： （1）气温随高度增加而降低，平均而言，高度每增加100 m，气温则下降约0.65，这称为气温直减率。 （2）具有强烈的对流和湍流运动。对

2、流和湍流运动的强度主要随纬度和季节的变化而不同，一般低纬较强，高纬较弱，夏季较强，冬季较弱。 （3）气象要素水平分布不均匀。由于地表面有海陆差异、地形起伏等，因此在对流层中，温度、湿度等的水平分布是不均匀的。一般说来，低纬比中高纬温暖、潮湿，海上比内陆潮湿。 根据大气运动的不同特征又可以将对流层分为行星边界层或摩擦层和自由大气。摩擦层的范围一般从地面到11.5 km高度，其厚度夏季高于冬季，白天高于夜间，大风和扰动强烈的天气高于平稳天气。湍流输送是该层的基本运动特点，各种气象要素都有明显的日变化。行星边界层以上的大气层称为自由大气。在自由大气中，地球表面的摩擦作用可以忽略不计，大气运动规律显得

3、比较简单和清楚。自由大气的基本运动形式是层流，气流多波状系统。500hPa等压面最能代表对流层大气的一般运动状况。 空气的增热和冷却主要是非绝热过程引起的，受下垫面的影响很大。下垫面与空气之间的热量交换途径有以下几种： 1热传导 空气与地面之间，空气团与空气团之间，当有温度差异时，就会以分子热传导方式交换热量。但是地面和大气都是热的不良导体，所以通过这种方式交换的热量很少。只有在贴近地面几厘米以内，空气密度大，单位距离内的温度差异也较大，热量交换较为明显。 2辐射 大气主要依靠吸收地面的长波辐射而增热，同时，地面也吸收大气放出的长波辐射，这样它们之间就通过长波辐射的方式不停地交换着热量，如白天

4、辐射增温，夜间辐射冷却。 3对流 对流又分热力对流和动力对流。由于空气受热不均引起有规则的热湿空气上升干冷空气下沉，称为热力对流。由于动力作用造成空气的升降运动称为动力对流，如空气遇山爬升等。通过对流，上下层空气互相混合，热量得以交换，使低层的热量传递到较高的层次。 4水相变化 在大气常温状态下，水有液态、气态和固态之间的变化，当水在蒸发（或冰在升华）时要吸收热量；相反，水汽在凝结（或凝华）时，又会放出潜热。因此，通过蒸发（升华）和凝结（凝华），促使地面和大气之间、空气团与空气团之间发生潜热交换。 5湍流 空气的不规则运动称为湍流。湍流是在空气层相互之间发生摩擦或空气流过粗糙不平的地面时产生的

5、。有湍流时，相邻空气团之间发生混合，热量也就得到了交换。湍流是摩擦层中热能、动量和水汽交换的主要方式。 6平流平流是指某种物理量的水平输送，它是大气中异地之间热量传输最重要的方式，对局地温度变化影响很大。如南风送暖，北风送寒，属于温度平流；东风送湿、西风送干，属于湿度平流。在地气系统热量收支平衡过程中，太阳辐射处于主导地位，因此随着日夜、冬夏的交替，地面的温度也会相应地出现日变化和年变化，且变化的幅度与纬度、天气及地表性质等因子有关。 1气温的日变化 气温主要受地表面增热与冷却作用而发生变化。一日内气温昼高夜低，最低气温出现在日出前，日出后气温逐渐上升，陆地上夏季1415时、冬季1314时达到

6、最高值，以后逐渐下降直到日出前为止。 一天中气温的最高值与最低值之差称为气温日较差，其大小反映气温日变化的程度。气温日较差的大小一般与纬度、季节、海拔高度、下垫面性质和天气状况等有关。在其他条件相同的情况下，气温日较差随纬度的增加而减小。日较差夏季大于冬季。低海拔日较差大，高海拔日较差小。陆地地区日较差大于海洋地区，沙漠地区日较差比潮湿地区的大。晴天的气温日较差比阴天大。 2气温的年变化 气温的年变化表现在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。通常，北半球中、高纬度陆地的气温以7月为最高，1月为最低。海洋上的气温以8月为最高，2月为最低。 一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称为气温年较

7、差。气温年较差的大小与纬度、下垫面性质和海拔高度等因素有关。赤道附近，昼夜长短几乎相等，最热月和最冷月热量收支相差不大，气温年较差小；高纬度地区气温年较差远大于赤道低纬。气温年较差低海拔处大于高海拔处。陆上气温年较差比海洋大得多。气压的变化 1影响气压变化的因素 影响气压变化的因素有热力因素和动力因素。 热力因素：温度高，空气受热膨胀，空气密度变小，空气发生辐散现象，气压下降；温度低，空气冷却收缩，空气密度变大，空气发生辐合现象，气压升高。 动力因素包括水平气流的辐合和辐散、空气密度变化和空气的垂直运动。气流水平辐合时，空气聚积，导致气压上升；气流水平辐散时，空气离散，导致气压下降。移来的气团

8、密度大，空气质量增多，气压上升（如冷空气南下）；移来的气团密度小，空气质量减少，气压下降（如暖空气北上）。在空气没有垂直运动时，空气质量不变，气压不变；在空气有下沉运动时，上层空气质量减少，气压降低；在空气有上升运动时，上层空气质量增多，气压升高。 2气压随高度的变化 气压总是随着高度的增加而降低的。气压随着高度降低的速度与空气密度有关，空气密度大的地方,气压随高度降低得快些,空气密度小的地方则相反。气压与高度的对应关系如表1.1。表1.1 气压与高度的对应关系高度 km01.535.59121620.524313648气压hPa100085070050030020010050301051 （

9、1）大气静力方程 假设大气相对于地面处于静止状态，则某一点的气压值等于该点单位面积上所承受垂直气柱的重量。是气象学中的大气静力学方程。方程说明，气压随高度递减的快慢取决于空气密度（）和重力加速度（g）。重力加速度（g）随高度的变化量一般很小，因而气压随高度递减的快慢主要取决于空气的密度。气层密度大，气压随高度递减快，反之则递减慢。 （2）单位气压高度差 船舶实际工作中经常引用单位气压高度差（h），它表示在垂直气柱中气压每改变一个单位所对应的高度变化值。可以推出：。 在同一气压下，气柱的温度愈高，密度愈小，单位气压高度差愈大。反之，气柱温度愈低，单位气压高度差愈小。 在同一气温下，气压值愈大的地

10、方，空气密度愈大，单位气压高度差愈小。反之，气压值愈低的地方，单位气压高度差愈大。在垂直方向上，随着高度的升高单位气压高度差迅速增大。在航海上，近似取单位气压高度差为8 m，即高度每增加8 m，气压降低1 hPa。气压随时间的变化气压随时间的变化包括气压日变化、年变化以及气压的非周期性变化。 气压日变化表现为双峰型，最高值出现在上午910时,最低值出现在下午1516时。2122时出现次高值,次日凌晨34时则出现次低值。最高和最低气压与气温的变化有关。气压日较差随纬度的增加而减小，低纬日较差可达35 hPa，中纬地区则小于1 hPa。 气压在一年之内的周期性变化称为气压年变化。气压年变化受气温的

11、年变化影响很大，也与纬度、海陆性质、海拔高度等地理因素有关。气压的年变化以中纬度地区最为明显，概括为3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，气压年变化值很大，并由低纬向高纬逐渐增大。 （2）海洋型：一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季，年较差小于同纬度的陆地。（3）高山型：一年中气压最高值出现在夏季，是空气受热，气柱膨胀、上升，质量增加所致，而最低值出现在冬季，是空气受冷，气柱收缩、空气下沉、高山质量减少的结果。月平均气压最高值与最低值之差称为气压年较差。气压年较差海洋小于陆地，低纬小于中高纬。 海平面气压场的基本形式 海平面气压的分布状况称为海平面气压

12、场。在空间范围内的气压分布状况为空间气压场。某一水平面的气压分布状况称为水平气压场。 （1）低气压（简称低压）：由闭合等压线围成的中心气压比四周低的系统。空间等压面向下凹，形如盆地。 （2）高气压（简称高压）：由闭合等压线围成的中心气压比四周高的系统。空间等压面向上凸形状，形似山丘。 （3）低压槽（简称槽）：由低压向外伸出的狭长部分，或一组未闭合的等压线向气压较高一方突出的部分。在槽中，各等压线弯曲最大处的连线叫槽线。 （4）高压脊（简称脊）：由高压向外伸出的狭长部分，或一组未闭合的等压线向气压较低一方突出的部分。在脊中，各等压线弯曲最大处的连线叫脊线。 （5）鞍形气压区（简称鞍部）：由两个低

13、压与两个高压交错组成的中间区域，其附近空间等压面形如马鞍。另外,两个低压之间的狭长区域称为高压带；两个高压之间的狭长区域称为低压带。 湿度（Humidity）是表示大气中水汽含量多少或空气潮湿程度的物理量。通常表示大气湿度的物理量有很多，航海常用下列几种： 1绝对湿度 单位体积空气中所含水汽的质量（实际上就是水汽密度）。单位为 g/cm3，kg/m3。它直接表示空气中含水汽的多少，绝对湿度大，水汽含量多，绝对湿度小，水汽含量少。 2水汽压 指大气中水汽所引起的那部分压强称为水汽压，单位与气压相同。它直接表示空气中水汽含量的多少，水汽压大，水汽含量多，水汽压小，水汽含量少。 3饱和水汽压 指空气

14、达到饱和时的水汽压，也叫最大水汽压。饱和空气中的水汽压是温度的函数，即E=E（T），随着温度的升高而增大。它表示空气“吞食”水汽的能力，不反映空气中水汽含量的多少。当温度相等时，水面的饱和水汽压大于冰面。 4相对湿度 指空气中的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的百分比，即f=e/E100%。相对湿度直接反映空气距离饱和的程度，不直接反映空气中水汽含量的多少。当相对湿度接近100%时，表明空气接近于饱和；当相对湿度小于100%时，表明空气未饱和。 5露点 在空气中水汽含量不变，气压一定时，降低温度使其空气达到饱和时的温度，称为露点温度，简称露点（Td）。单位与气温相同。在气压一定时，露点的高低只

15、与空气中的水汽含量有关，露点高，水汽含量多，露点低，水汽含量少，所以露点也直接反映空气中水汽含量多少的物理量。 6温度-露点差 根据温度和露点的差值，可以大致判断空气距离饱和的程度。当露点接近气温时，表明空气接近于饱和。另外，根据百叶箱中干湿球温度差也可以大致判断空气距离饱和的程度。若湿球温度趋于干球温度，说明相对湿度大，空气趋于饱和，一般出现在雾或降水中。 在上述各种表示湿度的物理量中，绝对湿度、水汽压、露点基本上表示空气中水汽含量的多少；相对湿度、温度露点差、干湿球温度差则表示空气距离饱和的程度；饱和水汽压则表示空气容纳水汽的能力。1摩擦层中的风 在摩擦层中，空气的水平运动因受摩擦力作用，

16、风速减弱，风向发生偏转。气压梯度力、地转偏向力和摩擦力（若作曲线运动，还应考虑惯性离心力）构成平衡关系，风不再完全沿着等压线吹，而是斜穿等压线从高压吹向低压。 在摩擦层中的白贝罗风压定律应表述为：在摩擦层中风斜穿等压线吹，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。 在地面天气图上弯曲等压线的气压场中，例如闭合的高压和低压，由于摩擦力的作用，在北半球低压中气流绕中心逆时针方向向中心辐合，高压中的气流绕中心顺时针方向向外辐散；在南半球则相反，低压中气流绕中心顺时针方向向中心辐合，高压中气流绕中心逆时针方向向外辐散。 2海面实际风的确定 在摩擦层中，实际风向与

17、等压线的交角主要取决于下垫面粗糙度、大气稳定度和纬度三个因素。粗糙度越大，稳定度越大，纬度越低时，交角越大；反之，粗糙度越小，稳定度越小，纬度越高时，交角越小。通常在中纬地区陆地上交角约为3545，在海面上约为1020。浪大时，海面粗糙度增大，交角也有所增加。实际风速比相应的地转风速要小，通常陆面上的风速（取1012m高度的风速）约为相应地转风速的1/31/2，海面上风速约为相应地转风速的3/52/3。 3摩擦层中风随高度的变化 在摩擦层中风随高度的变化，既受摩擦力随高度变化的影响，又受气压梯度力随高度变化的影响。在气压场不随高度改变的情况下，风随高度变化主要是由摩擦力随高度变化而引起的。 从

18、摩擦层下部边界至3050 m（不超过100 m）高的气层，称为近地面层。观测及理论研究都表明，在这一层中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。当气层不稳定时，有利于空气上下层的动量交换，使上下层风速差变小；如果气层稳定，则风速随高度变化要明显一些。 从近地面层顶向上至摩擦层顶的气层，风速一般随高度的增加而增大，北半球风向随高度的增加逐渐向右偏转，南半球风向随高度则逐渐向左偏转。当高度达到摩擦层顶附近时，风速接近于地转风，风向与等压线相平行。由大气环流理论得知，在地表均匀的情况下，使南北半球的近地面层中出现了四个气压带，由赤道向极地依次为赤道低压带，副热带高压带，副极地

19、低压带和极地高压。与此相应形成了赤道无风带、信风带、副热带无风带，盛行西风带和极地东风带五个风带。 1信风带（Trades Wind Zone） 位于副热带高压带与赤道低压带之间，平均位置在南北纬1028附近。北半球吹东北信风，南半球吹东南信风。信风带的特征是风向常年稳定少变，风力34级，天气晴朗，大洋西部降水较多，位置随季节南北移动。 2盛行西风带（Westerlies） 位于副热带高压带与副极地低压带纬度3060之间。在北半球低层吹西到西南风，在南半球低层吹西到西北风。在西风带中，天气系统在高空西风的带动下从西向东运行，以槽脊为背景的气旋与反气旋交替出现，来自北方的冷气团和来自南方的暖湿气

20、团在此相遇，形成锋面，使西风带多锋面气旋活动，常伴随大风和云雨天气。在南半球西风带中，常年盛行强劲的西风，7级以上的大风频率每月可达10天以上，故有“咆哮西风带”之称。 3极地东风带（Polar Easterlies） 位于南北纬6090之间，极地高压向南（北）辐散的气流，在地转偏向力作用下，北半球吹E-NE风，南半球吹E-SE风。 4赤道无风带（Doldrums） 平均位于南北纬10范围内，其天气特征是：对流旺盛、平流微弱、云量多、高温、高湿、多雷雨、风微弱不定向，位置随季节南北移动。 5副热带无风带（Horse Latitudes） 位于信风带和西风带之间，平均位于南北纬30附近。副热带高

21、压内部多下沉气流，天气晴朗、温暖、微风，陆上干燥、海上潮湿。 在1月海平面平均气压场上，北半球主要受四个大范围的气压系统（两个大低压和两个冷高压）控制。它们是阿留申低压，冰岛低压，蒙古高压和北美高压。蒙古高压前部的偏北气流就是亚洲稳定的冬季季风。南半球在南太平洋，南大西洋和南印度洋分别是三个高压中心，在南非，澳大利亚和南美大陆上是热低压组成的低压带。 在7月海平面平均气压场上，北半球的大气活动中心有印度低压，北美低压，太平洋副高和大西洋副高，同时冰岛低压和阿留申低压明显减弱，范围缩小，位置偏北。南半球大陆上的南非，澳大利亚和南美高压加强伸展，并与副高合并，在副热带纬度上，高压带环绕全球。 春秋

22、两季属于过渡季节，北半球春季，原有的四个大气活动中心减弱，副热带高压开始增强。 通常将冬、夏季在平均气压场上出现的大型高、低压系统，称为大气活动中心。全年始终都存在的大气活动中心称为永久性大气活动中心，如赤道低压带、海上副热带高压、南极高压、 冰岛低压、阿留申低压和南半球副极地低压带。随季节改变的大型气压系统称为半永久性大气活动中心，如蒙古高压、北美高压、印度低压、北美低压、澳大利亚高压、南美高压、非洲高压、澳大利亚低压、南美低压和非洲低压。 大范围地区的风向随季节而有规律改变的盛行风称为季风（Monsoons）。所谓有显著改变的含义是指1月与7月盛行风向的转变角度至少120，盛行风向的频率超

23、过40%，盛行风的平均合成风速超过3m/s。 1季风的成因和分布（大纲1.6.2.1） 季风的形成与多种因素有关，但主要是海陆间的热力差异以及这种差异的季节变化，其它如行星风带的季节性移动和高大地形的热力、动力作用等。通常将海陆热力差异形成的季风称为海陆季风，将行星风带的季节移动形成的季风称为行星季风。高大地形在夏季的热源作用和冬季的冷源作用对季风的维持和加强起重要作用。 世界上季风区域分布甚广，主要集中在南亚、东亚、东南亚和赤道非洲四个区域。此外，在澳洲、北美和南美也有一些季风区。 2东亚季风（大纲1.6.2.2） 东亚季风主要是由于海陆热力差异形成的。这里位于世界上最大的大陆-亚欧大陆的东

24、南部和世界上最大的海洋-太平洋之间，气温梯度和气压梯度的季节变化比其它任何地区都显著，所以，这一地区发生的季风强度大、范围广。它的范围包括中国东部、朝鲜、日本等地区和附近海域。 冬季，北太平洋是强盛的阿留申低压控制，西伯利亚高压盘踞亚欧大陆，寒潮和冷空气不断爆发南下，高压前缘的偏北风就成为亚洲东部的冬季风。在冬季风盛行时期，由于东亚各地所处高压部位的差异，冬季风的方向不尽相同。通常渤海、黄海北、中部及日本附近海面都盛行西北风；黄海南部和东海北部盛行北风，有时吹东北风；东海中部和南部盛行东北至北风，以东北风占多数。我国台湾附近海面及南海，东北风占绝对优势，频率高达70%以上。一次冷空气活动，黄、

25、渤海和东海的风力在56级左右，寒潮南下时，最大风力可达812级。 夏季，亚洲大陆为热低压控制，同时，北太平洋副热带高压西伸北进占据整个北太平洋，因此，高低压之间的偏南风就成为亚洲东部的夏季风。由于暖性低压的气压梯度不如冬季冷高压前部的气压梯度大，所以夏季风比冬季风弱，风力一般34级。夏季风时期，渤海盛行东南风，黄海和东海盛行东南至南风，日本海及日本以东洋面盛行南至西南风或西风。南海南部海区以及菲律宾以东直至140E洋面盛行西南风。 东亚季风的天气气候特征：冬季风盛行时，具有低温、干燥和少雨的气候特征，来临快、强度大；当夏季风盛行时，则表现为高温、潮湿和多雨的气候特征，季风来临慢、强度弱。 3南

26、亚季风（大纲1.6.2.3） 南亚季风主要是由于行星风带的季节性位移（南半球东南信风带越过赤道）引起的，其次也有海陆热力差异和青藏高原大地形的影响。 南亚季风是世界上最著名的季风，季风区域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。南亚季风以印度半岛和北印度洋表现最显著，因此，又称印度季风。 夏季，全球风带和气压带北移，南半球的东南信风越过赤道进入北半球之后，受地转偏向力作用转变为西南风。与此同时，亚洲南部大陆形成印度低压，而此时南半球为冬季，澳大利亚高压发展，并与南印度洋副热带高压合并加强，位置偏北，使这一地区由南向北的气压梯度加大，南来气流跨越赤道后，形成西

27、南风。这样，西南信风与西南季风迭加在一起，造成了北印度洋夏季的西南风特别强大，成为世界海洋上最著名的狂风恶浪区之一。另外，印度半岛的岬角效应和青藏高原大地形的存在对维持和加强南亚夏季风起了重要作用。78月份风力达89级，并伴有暴雨，给船舶的安全航行造成一定困难，910月份开始减弱。阿拉伯海的风大于孟加拉湾，尤其是索科特拉岛南侧的北印度洋，西南风特别大，是世界上最著名的狂风恶浪区之一。 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，其南部的东北风就成为亚洲南部的冬季风。因为亚洲南部远离大陆高压中心，并有青藏高原的阻挡，再加上印度半岛面积相对较小，纬度较低，海陆之间气压梯度较弱，所以

28、，冬季风不强。自11月至次年4月，北印度洋在东北季风控制下，风力一般为34级，被称为北印度洋航海的“黄金季节”。在冬季风最盛期，季风区可越过赤道转变为西北季风，可影响到10S以北的海域。 南亚季风和东亚季风一样也是冬季干燥，夏季潮湿，但是它和东亚季风有一个明显差别，即南亚夏季风比冬季风强。每年5月由冬季风转为夏季风，而10月由夏季风转为冬季风。 4其它地区的季风（大纲1.6.2.4） （1）北澳、印尼和伊里安的季风远比亚洲季风弱。夏季（123月）多为西北季风，冬季（69月）多吹东南风。 （2）西非的季风从塞内加尔到塞拉里昂的西非沿岸一带，有西南季风与东北季风交替的现象。夏季（58月）吹西南季风

29、，其余时间为东北季风。 （3）北美与南美的季风在北美大陆东岸与南岸具有类似季风的风向转换现象，但除得克萨斯地区外，并不十分明显。得克萨斯冬季（104月）吹北风，夏季吹南风。在北美东岸和西北大西洋冬季具有类似季风的西北风，而在夏季转为西南风，冬夏风向转变不甚明显。 在南美洲，只有巴西东海岸有较明显的季风，从布立科角到南回归线，7月份为东南风，1月份则为东北风或东风。1云的定义和形成 云是由大量的小水滴、小冰晶或两者混合物组成的悬浮在空中的可见聚合体。大气中形成云的重要条件是：（1）水汽条件：充足的水汽使空气达到饱和状态。（2）冷却条件：上升运动促使未饱和的空气绝热上升降温达到饱和状态。（3）凝结

30、核：可以促使水汽在一定温度下凝结长大。故此，上升运动水汽条件云形成；下沉运动云消散。 2云的物理分类及其基本特征 按照大气中上升运动的不同特点，将云分为积状云、层状云和波状云。 积状云是由不稳定层结的自由对流发展而形成的云。对流愈强，对流上限高于凝结高度的差值就愈大，积状云厚度就愈大。对流上升区的水平范围广大，则积状云的水平范围也就愈大。积状云主要包括淡积云（Cu）、浓积云（Cu）和积雨云（Cb）。实际上，淡积云、浓积云和积雨云是积状云发展的不同阶段。积状云的外形特征是块状、孤立分散、底部平坦、顶部凸起呈圆弧状或菜花状，云内不稳定，水平范围小。 层状云是由于稳定大气层结中大规模的系统性上升运动

31、而形成的云。这种系统性的上升运动，通常水平范围大，持续时间长，能使空气上升几千米。层状云主要包括卷层云（Cs）、高层云（As）、雨层云（Ns）、层云（St）。层状云的外形特征是均匀成层，呈薄幕状，水平范围大，云顶较为平坦，形如海面起伏，云内较稳定。 在稳定大气层结中，由大气波动作用所产生的云，称为波状云。波峰处空气上升绝热冷却而形成云，波谷处空气下沉则无云。波状云主要包括卷积云（Cc）、高积云（Ac）、层积云（Sc）。波状云的外形特征是波浪起伏状的碎云块和云片，排列整齐，云顶常有逆温层，水平范围较大。天气谚语“瓦块云，晒死人”、“天上鲤鱼斑，明天晒谷不用翻”，就是指透光高积云或透光层积云出现后，天气晴好而少变。 3云的高度分类 在实际工作中通常根据云底高度把云分为高、中、低三族，再结合云的外形特征、结构和成因分为11属，如表1-8-1所示。关于这11属云的主要观测特征、伴随典型天气等可参考云的观测内容。1平流雾的定义 当暖湿空气流经冷的下垫面时，下垫面的冷却作用使空气达到过饱和、发生凝结而形成的雾称为平流雾。海洋中冷、暖海流之间或海陆沿岸，只要风向适当，即空气从暖区吹向冷区，都可能在冷的下垫面上形成平流雾。平流雾是海上出现最多、对航海影响最大的一种雾，故又称为海雾（Sea fog）。 2平流雾的形成条件 （1）冷的海面