第一章 海洋水文气象要素

海平面气压=本站气压（经刻度、温度和补充订正）+高度订正
风的观测
世界气象组织规定海面风的观测应采用正点前10分钟内的平均风 速及相应的最多风向。船舶在航行时由自动风向风速仪测得的风为 视风，又称合成风。我们应根据船风（风向矢量与航向相反，风速 与船速相等）和视风确定出真风，三者之间的矢量关系为： 视风 = 船风+ 真风 真风的计算可以由仪器自动进行，输入航向、航速后立即可显示出 真风向和真风速。也可以通过上述矢量关系用图解法求出。
气温和湿度的观测
干湿球温度表观测：干球用来测定空气温度；干湿球温差用来计算 湿度；空气越干燥，干湿球温差越大，空气越潮湿，干湿球温差越 小。
注意事项：（1）保持百叶箱洁白。（2）按时加蒸馏水（无蒸馏水
加雨水，其次饮用水），不能加海水。（3）及时更换纱布。 湿度查算：利用气温和干湿球温差，在湿度查算表中查出水汽压和 相对湿度；再利用水汽压（绝对湿度）查算露点温度。
雾 ： 里。 悬浮在空中的大量微小水滴，使水平能见度小于0.5海
毛毛雨：稠密、细小而十分均匀缓慢的液态降水。微弱时徐徐 下落，迎面有潮湿感。 雨 ： 强度变化缓慢的滴状液态降水。
天气现象的观测
8 9 雪 ： 白色不透明的星状、六角形片状结晶固体降水。 雨夹雪：雪和雨同时下降。
10
11 12 13 14 15
风浪充分成长状态：风速越大，风时越长，风浪就越发展。但风 浪的发展不是无限的，当波陡接近1/7时，波浪开始破碎。这是
因为风传给风浪的能量，一部分用于增大波高，一部分消耗于涡
动摩擦，当风传给风浪的能量与涡动摩擦消耗的能量相平衡时， 风浪不再继续增大，即风浪达到极限状态，这种状态称为风浪充
分成长。
风浪成长主要与风速、风区和风时有关。另外还受水深及海域特
§3
风浪、涌浪和近岸浪
风浪
风浪：
(Wind Wave)
由风直接作用引起的水面波动，称为风浪。风浪特征，周期较 短，波面不规则，波长短。波向与风向一致，波高取决于风力、风 区、风时。
风浪成长与风速，风时和风区的关系:
1. 风速：一般风速越大产生的风浪也越大。这只适用于风时和风区不 受限制时。
2. 风时：同一方向的风连续作用的时间。一般对水面持续作用的时间 越长，海水所获得的动能越大，风浪也越大。
天气现象的观测
天气现象有100多种，主要掌握以下几种：
1 2 3 4 5 6
7
霾 ： 大量极细微的尘粒、烟粒、盐粒等均匀的漂浮在空中， 使水平能见度小于5海里的空气混浊现象。 轻雾： 雷暴： 水平能见度在0.5～5海里的薄雾。 积雨云中产生的放电现象。
龙卷： 一种小范围的强烈旋风，外观上表现为从积雨云底盘 旋下垂的一个漏斗状云体。

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波浪的分类（按成因分类）
风浪： 由风直接作用而引起的水面波动称为风浪。
涌浪： 风浪离开风区传至远处或者风区中风停息后所留下来的 波浪，称为涌浪。
近岸浪：风浪或涌浪传至浅水或近岸区后，因受地形影响将发生 一系列变化，称近岸浪。 风暴潮：由于气象原因，如台风，强风暴等引起的海面异常升高 现象称风暴潮，亦称风暴海啸。 海啸： 由于海底或海岸附近发生的地震或火山爆发所形成的波 动。亦称海啸。 潮汐波：由于天体引潮力作用所产生的波动。 内波：不同密度的水层界面处而产生的波动。
气压的观测
船上观测气压通常使用空盒气压表。从气压表上读数到本站气
压需经刻度订正、温度订正和补充订正。刻度订正是指仪器制 造不够精密造成的误差，从仪器鉴定证上查出。温度订正是指
温度的变化引起空盒弹性改变造成的误差，由附温度数和订正
系数求得。补充订正是指空盒的残余变形引起的误差，由空盒 气压表鉴定证上查出。
3．观测基本要求和注意事项
基本要求： ⑴ 认真负责，严格按照规定进行测报； ⑵ 坚持实事求是的科学态度，严禁伪造记录； ⑶ 用铅笔将观测记录填写在记录表上，字迹端正，不要涂 改；
⑷ 观测后立即发报，最迟不能超过正点观测后1小时。
注意事项：
观测仪器应经常进行维修保养，定期进行鉴定；值班员如 遇特殊情况不能观测时，亦应委托他人负责完成测报。
第八章
§1 概述 §2 群波和驻波
海浪
GO GO GO GO GO
§3 风浪、涌浪和近岸浪 §4 有效波高和合成波高 §5 船舶海洋水文气象观测与测报
§1 概述
风力等级表
海浪（Sea
Wave)
海浪与海流都是海水运动的重要形式，对船舶航行有很大的影响。 大风浪造成航速下降，舵效降低，甚至停止不前；在狂涛巨浪中还 会出现“中垂”或“中拱”使船舶结构变形，严重时造成船体断裂， 导致重大海难事故。
§2 群波和驻波
群
波
海洋中的波浪常以“群”的形式出现，通常称为群波 (Group of Waves)。设两列波向、振幅相同，波长和周 期稍有差别的正弦波相互叠加，叠加以后的合成波形如下 图。
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 （standing wave）。海滨峭壁处常出现驻波，台风眼 区的“金字塔浪”就是驻波。波腹处的水质点只作垂直运 动，波节处的水质点只做水平运动。
等。绘制等波高线所依据的数据是风浪高（HW）与涌浪高（HS）两者
的合成波高（HE）：
H E HW H S
2
2
式中：HW和HS为海上观测船分别目测得到的平均显著波高。
波浪分析图
日本东京JMH台发布的西北太平 洋24h波浪预报图。其中绘有等波高 线（单位为米）、主波向及主波的波 高和周期。此外，还标绘出H、L、 TD的中心位置、强度以及锋线位置 等。在波浪预报图中，等波高线的数 值为有效波高（H1/3）。它是基于波 谱分析等海洋学理论经复杂计算得出 的。
中云：高层云、高积云。 低云：层积云、层云、雨层云、碎雨云、积云、积雨云。
2．云量、云状的观测和记录 云量观测包括总云量和低云量，云量用云遮蔽天空视野的成
数来表示，如云占天空的 1/10 时，云量记 1 ，云布满全天时，云
量记10。云状按国际简写字母，分高、中、低三族记入相应的栏 内。若天空同时出现几种云时，按高、中、低云和云量多少的顺 序记录。
近岸浪
近岸浪：
(Coastal Wave)
当波浪传到沿岸浅水区，波 长变短，波高增大，水质点运动 的速度不等，在波谷处，由于水 浅，水质点受海底摩擦影响，其 速度慢于波峰处水质点的速度， 使波峰超过波谷，波形前侧变得 陡峭突出，后侧变得平缓，从而 使波浪发生倒卷和破碎。
流波效应和海气温差对波浪的影响
在冬季西北太平洋中高纬海域，强盛的锋面气旋，气温低于海温，加之流 波效应，有时出现比预料高2-3倍的异常大浪，是海事多发的海域，有 “魔鬼海域”之称。
波高的测算
平均波高：Hp=（H1+H2+H3+…Hn）/n 其中n为观测到的波的总个数，H1，H2，...Hn为各实测波的波高。 合成波高：H = √HW2 + HS2 部分大波的平均波高：将观测到的波高按大小排列起来，取最高 的一部分波的波高计算平均值，称为部分大波的平均波高。一般 计算H1/100，H1/10，H1/3，它们的意义是，若观测1000个波，则分别 代表其中最高的10，100，333个波的平均波高（有效波高）。
涌浪
所遗留下的波浪。
(Swell)
涌浪: 涌浪是指风浪离开风区后传到远处，或风区里的风停息后
涌浪又称长波，其波形规则，波面光滑，波速较快，波长和周期 较大，波陡小。 波速公式： C = 1.5 T
涌浪传播过程中,在波高衰减的同时，波长和周期增大,波速加快,
比风暴的移速快很多,可以作风暴来临的先兆，亦称先行波。
海浪按其形成原因分为：风浪、涌浪、近岸浪、内波、潮汐波、海 啸、风暴潮。 按水深相对波长大小分为：深水波、浅水波。（后述）
波浪要素
波峰： 波面的最高点； 波谷： 波面的最低点； 波高H： 相邻的波峰与波谷间的垂直距离； 波长λ ：相邻的两个波峰（或波谷）间的水平距离，单位米； 波陡δ ：波高与波长之比，它是表示波形陡峭的量； 波幅a： 波高的一半称为波幅； 周期T： 两相邻的波峰（或波谷）相继通过一固定点所需时间， 单位为秒； 波速c： 波形传播的速度，即波峰（或波谷）在单位时间内的水 平位移； 波峰线：沿垂直于波浪传播方向通过波峰的线叫波峰线； 波向线：垂直于波峰线的线叫波向线； 波长、波速、周期三者关系：
H1/3：称为有效波高。是波浪预报的一个重要指标。
§4
有效波高和合成波高
波浪分析图
图中粗实线表示等波高线，单位为米。从2m开始，两相邻等波高线间 隔为1m。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点的水文气象要素实况，其中包括风向、风速、风
浪向、风浪高、风浪周期、涌浪向、涌浪高和涌浪周期等。.此外图中 还标绘出同一时刻的高、低气压、热带气旋中心位置、强度及锋线位置
云的观测
3．天气状况不明时云的记录 因雾等天气现象使云量、云状无法辩明时，总、低云量记 10，云状栏记天气现象符号。若因烟、霾等现象使天空云量、 云状全部或部分不明时，总、低云量记“-”， 云状栏记天气现 象符号。
4．云的夜间观测
夜间应站在没有灯光或灯光比较暗的地方进行观测，根据 星光的有无和模糊程度来判断是否有云或什么云。高云一般都 可见星光，Cs 使星光模糊而均匀， Ci 使星光有的地方明亮，有 的地方模糊。层状云（ Ns 、 As 、St ）一般都遮蔽全天，看不到 星光。 As 使天空较明亮， Ns 使天空较暗黑， St 使天空均匀低暗。
3. 风区：指风在海上吹过的距离。风区的大小对风浪的成长起着不可 忽视的作用，若风区的长度不够，风浪也不能充分发展。
风浪的三种状态
过渡状态： 风吹到大洋上，风浪