气象学基础知识精华整理海上边缘人

青梅，本科毕业于上海海事大学，大连海事大学硕士，现已远离航运江湖。青年女作家，在线酒馆老板，原北京某文化传媒公司联合创始人，现从事品牌文案工作。梦想作三流的编剧，二流的文案，一流的自由撰稿人。已出版长篇小说《带我去看海》，新书《小满》即将面世。

《带我去看海》讲述的是航海院校学生的人生抉择和经历，很多东西值得去思考，自己的人生更应该去思考！

当浪漫的女生离开象牙塔，她与海员的爱情还能走多远？高收入？长期漂泊在外？海员的感情生活你了解多少？有多少人看的明白，说的清楚。带你去看海吧！因为这片海，有着无数人的牵念与期盼。

气温

1.气温：摄氏温标以0℃,℃表示水的冰点和沸点；华氏温标以32℉,℉表示水的冰点和沸点，一些英语国家习惯使用这种温标；绝对温标以K,K表示水的冰点和沸点，多用于理论计算。关系：K=+CF=1.8C+32.

2.太阳辐射称为短波辐射;地面辐射和大气辐射称为长波辐射。大气受热的主要热源不是太阳直接辐射，而是地球表面辐射。

3.对流(Convection)是空气的铅直运动（上升，下降），对流运动占据的面积通常只有单个云块的尺度，但进行得相当激烈和迅速。（热力对流：下垫面受热不均；动力对流：地形阻隔）.

4.平流(Advection)是指空气的水平运动，平流是水平大气中最重要的热量传递方式，对局地温度，湿度变化影响甚大。

5.湍流或乱流（热力湍流及动力湍流）:空气微团的无规则运动，称为乱流或湍流。乱流与对流相比，规模较小，也不旺盛，一般只发生在1km以下的摩擦层。但因为乱流的产生比对流更经常和普遍，所以它是下垫面和空气之间热量交换的重要方式之一。

6.气温的日变化：最低气温出现在接近日出前。最高气温陆地夏季14-15点，冬季13-14点，海洋比陆地滞后1-2个小时。一天中的最高气温和最低气温之差，称为气温日较差。气温日较差与纬度、下垫面性质、海拔高度、季节及天气状况等有关。

（1）纬度：随着纬度的增高而减小；

（2）下垫面性质：海洋上的日较差比陆地小很多；

（3）海拔高度：海拔越高，气温日变化越小；

（4）季节：中纬度地区的日较差有明显的季节变化。夏季大，冬季小。

（5）天气状况：晴天比阴天大。

7.气温的年变化：北半球：大陆上最高值出现在7月，海洋上出现在8月，大陆最低值出现在1月，海洋上则出现在2月。南半球相反。

一年中月平均气温的最高值与最低值的差，称为气温的年较差。大小与三个因素有关：

（1）纬度：随着纬度的增加而变大，赤道附近最小，两极地方最大。（与日较差相反）

（2）下垫面性质：海洋上气温年较差小，陆地上则较大。

（3）海拔高度：海拔越高，气温年较差越小。

（4）赤道地区一年中出现了两个高值和两个低值，它们分别出现在春分、秋分和冬至、夏至前后。

气压

1.低气压：由闭合等压线构成的，中心气压比周围低，形如盆地。

2.低压槽(Trough)：由低压向外延伸出来的狭长区域，或由一组未闭合的等压线向气压较高的一方凸出的部分称为低压槽，简称槽，类似山谷。

3.高气压：由闭合等压线构成的，中心气压比周围高的区域，形如山丘。

4.高压脊(Ridge)：由高压向外延伸出来的狭长区域，或由一组未闭合的等压线向气压较低的一方凸出的部分称为高压脊，简称脊，类似山脊。

5.鞍型区(Col)：相对并相邻的两个高压和两个低压组成的中间区域，称为鞍型区，简称鞍。在鞍型区，气压梯度几乎等于零。

6.两个低压之间的狭长区域称为高压带；两个高压之间的狭长地带称为低压带。

7.在气象学中规定，垂直于等压线，沿气压减小的方向，单位距离内气压减小的数值称为水平气压梯度；水平气压梯度是一个矢量，其方向与等压线垂直，指向气压减小的一方。等压线弯曲较大处，水平气压梯度较小；而等压线较平直处，水平气压梯度较大。

8.当水平温度分布不均匀时，温度高的地方单位气压高度差较大，因此上空等压面之间的距离增大；而温度低的地方单位气压高度差较小，因此上空各等压面之间的距离缩小。

9.温压场对称的浅薄系统（冷高压、热低压）；温压场对称的深厚系统（热高压、冷低压）。

10.温压场不对称的系统：高压中心轴线向暖区倾斜，低压中心轴线向冷区倾斜。在中、高纬度地区，温度场不对称的低压总是东暖西冷，不对称的高压总是东冷西暖，因此：在北半球，高、低压中心轴线通常都是随高度分别向西南和西北倾斜。在南半球，高、低压中心轴线通常都是随高度分别向西北和西南倾斜。

空气的水平运动-风

1.作用在空气微团上的力:

（1）基本力：真正作用于大气的力：重力g+水平气压梯度力Gn+摩擦力R。

（2）惯性力：在随地球旋转的坐标系中，观察大气运动时候所表现的力：水平地转偏向力An+惯性离心力C。

2.水平气压梯度力Gn：水平气压梯度力是空气产生水平运动的原动力。

水平气压梯度力与水平气压梯度方向一致，垂直于等压线，由高压指向低压；水平气压梯度力与水平气压梯度数值成正比，与空气密度成反比。

3.水平地转偏向力An：水平地转偏向力的大小与风速成正比，与纬度的正弦成正比。赤道上的地转偏向力为0，两级最大。由于地转偏向力恒垂直于物体运动的方向，它只改变物体运动的方向，不能改变物体运动速度的大小。

4.惯性离心力C：当空气微团作曲线运动时，产生由运动轨迹中心沿曲率半径指向外的力称为惯性离心力。始终与风向垂直，自曲率中心指向外面。只改变物体运动的方向，不能改变物体运动速度的大小。直线远动没有惯性离心力，只存在曲线运动。

5.摩擦力R：其大小取决于地面粗糙程度。

6.地转风：在自由大气（忽略摩擦力存在）中，空气的水平匀速直线运动（不存在惯性离心力）称为地转风，以vg表示。地转风是在无摩擦力作用时，水平气压梯度力与水平地转偏向力平衡时产生的风。地转风速与纬度的正弦成反比。当气压梯度相同时，地转风速随纬度的减小而增大，但在赤道附近的低纬地区，地转偏向力很小，无法与气压梯度力平衡。因此，在赤道附近的低纬地区，地转风是不存在的。方向平行于等压线。

其中p是每间隔60nm（1度纬距）的气压差。

例如在日本传真地面图上，一处纬度30度，相邻等压线间隔3度纬距，如果不考虑摩擦，该点的地转风速为：4.78*4hPa/sin30/3=13m/s

7.梯度风：在自由大气（忽略摩擦力存在）中，空气的水平匀速圆周运动（存在惯性离心力）称为梯度风。在气旋中水平气压梯度不受限制，可以取任何值，实际情况是在低压区，特别是台风中心附近，等压线非常密集，水平气压梯度很大，风速很大。在高压中心水平气压梯度受限，具有上限值，地面天气图高压内等压线稀疏。反气旋内最大梯度风速表示如下：

高压区梯度最大风速与曲率半径及纬度正弦正比。

高压边缘风速大，越往中心风力越小。

曲率半径相同时，高纬度梯度风大于低纬度。

根据公式，如果水平气压梯度相同时，高压中的梯度风速最大，低压中的梯度风速最小，即vavgvc但是实际情况是低压风速大于高压风速，这是由于低压气压梯度密集，范围比较小，空气运动曲率半径小。

8.海面实际风速的确定：通常，陆面上风速约为地转风速的1/3～1/2（33%-50%）；海面上风速约为地转风速的3/5～2/3（60%-67%），海面实际风速越为地转风速的65%。

9.海面实际风向的确定:通常，空气斜穿等压线从高压吹向低压，风向与等压线之间存在一个夹角，在中纬地区陆地上α约为35°～45°，在海面上α约为10°～20°。浪大时，海面粗糙度增大，交角也会有所增加。

10.摩擦层风压定律（白贝罗定律）：背风而立：在北半球，高压在右后，低压在左前；在南半球，高压在左后，低压在右前。

11.焚风：指气流翻过山岭时在背风坡绝热下沉而形成干热的风。在我国的太行山东麓的石家庄、武夷山、欧洲阿尔卑斯山北麓和美国的洛山矶等经常会出现焚风。

12.布拉风：黑海的诺诚是最为典型和频繁布拉风。

13.hPa高空图，沿着弯曲等高线所吹的风接近梯度风。hPa高空图，沿着平直等高线所吹的风接近地转风。

地转风在摩擦层也是沿着等压线吹，实际风是斜穿等压线吹。

大气环流

1.大气环流的形成：是指全球性、大范围（水平尺度几千公里以上）的大气运行现象。它不仅决定各地的天气类型，同时还决定各地气候的形成和特点。

2.大气环流的原动力：大气环流是在热力因子和动力因子的共同作用下形成的。这些因子包括太阳辐射不均匀、地球自转、海陆分布和地形差异等，其中太阳辐射不均匀是产生大气环流最基本的因子，也可以说是大气环流的原动力。

3.海陆热力差异：海水热容量比陆地大，热量在海水中混合的厚度比在陆地大。

4.单圈环流：假定地球表面是均一的，即没有海陆之分和地形起伏等现象，同时假定地球不自转（没有动力因子）在这种条件下，地表温度的分布就仅与纬度有关。

5.三圈环流：假定地表是均匀平坦，存在自转；赤道环流圈、中间环流圈、极地环流圈。低纬和高纬的两个环流圈，由于气流流动情况与单圈环流类似，同为暖处上升，冷处下降，称为正环流；中纬的环流圈，气流流动情况与单圈环流不同，为冷处上升，暖处下沉，因此称为反环流。三圈环流形成的地面气压带和行星风带如下图所示：

上述地面气压带和行星风带是假定地表性质均匀的情况下形成的，实际情况因海陆分布、地形起伏而变得非常复杂。全球经常存在着7～8个巨大的高、低压区，通常称之为大气活动中心。

（1）永久性：全年始终都存在的大气活动中心，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。（除南极高压以外，其它都位于海上）

（2）半永久性：随季节改变的大气活动中心。1月份：西伯利亚高压和北美高压，澳大利亚低压、南美低压和非洲低压；7月份：亚洲低压和北美低压；澳大利亚高压、南美高压和非洲高压。（与1月份季节相反，气压也相反）

（3）北半球的副热带高气压带夏季被大陆的热低压截断，保留在太平洋上的称夏威夷高压（保留在大西洋上的称亚速尔高压），夏威夷高压有时分成东西两个，西面这个为西太平洋副热带高压（简称副高）。

（4）在大西洋上的永久性低压活动中心位于格陵兰半岛（干扰项：冰岛附近）。

（5）影响我国天气和气候的大气活动中心主要有：西伯利亚高压、阿留申低压、西太平洋副高、印度低压。

6.通常，将大范围风向随季节而有规律转变的盛行风称为季风(Monsoons)。季风的成因有：

（1）海陆季风：由海陆之间热力差异引起的风系，随季节有极明显的变化,称海陆季风。海陆温差大地方，海陆季风强盛。发生：热带和副热带之间（赤道附近差异终年都很小+中纬度以上气旋活动频繁，风向变化复杂，季风现象不显著）。

（2）行星季风：由于行星风带随季节移动引起的风向季节性转变而形成的季风。（典型代表南亚季风）行星风带随季节有南北移动的规律，在北半球夏季时向北移动，南半球夏季时向南移动。发生：赤道和热带地区最明显，所以常称之为赤道季风或热带季风。

（3）青藏高原等大地形的作用。

7.世界上季风的范围很广，主要分布在南亚、东亚、东南亚和赤道非洲四个区域。此外，在澳洲也有一些季风。（主要是4个，不包括北美东部）

8.东亚季风主要是海陆热力差异导致，是世界上最强盛的海陆季风。冬季风强于夏季风，来的快。

（1）冬季：渤海、黄海、东海北部、长江口和日本海附近海面多为西北风，东海南部和南海多为东北风；冬季风盛行时：具有低温、干燥和少雨的气候特征；

（2）夏季：在我国东部和日本附近洋面（约50°N以南）吹东南风；在华南沿海、南海和菲律宾附近洋面上多为西南风。夏季风盛行时：表现为高温、潮湿、多雾和多雨的特征。

9.南亚季风由于行星风带的季节性位移引起的。海陆热力差异和青藏高原大地形也有相当大的影响；是世界上最强盛、影响范围最大的季风。夏季风强于冬季风，来的快。

（1）冬季：自11月至次年4月，北印度洋在东北季风的控制下，风力一般为3～4级左右，被称为北印度洋航海的“黄金季节”。

（2）夏季：西南季风与西南信风迭加在一起，造成了北印度洋夏季的西南风特别强大，成为世界海洋上著名的狂风恶浪区之一。

10.北澳印尼和新几内亚的季风：行星风带位移和海陆热力差异；夏季：西北冬季：东南

11.西非季风：夏季：西南冬季：东北（跟南亚风向一致）

12.北美季风：冬季：西北夏季：西南（得克萨斯州冬季吹北风）

13.南美巴西沿岸季风：夏季：东南冬季：东北或东

14.海陆风（Seaandlandbreeze）：白天，从海洋吹向陆地；夜间，由陆地吹向海洋。低纬地区，一年四季可见；中纬地区，主要在夏季；高纬地区，只有夏季晴朗的日子才能见微弱的海陆风。海陆风出现在大范围气压场比较均匀，等压线比较稀疏的天气形势下，所以海陆风形成的有利条件是反气旋。通常海风比陆风强，海风的水平和垂直厚度比陆风大。海风一般13-15点最强，陆风日出前最强，海陆风交替暂时出现静风，造成低纬傍晚无风时，闷热。

15.山谷风（Mountainandvalleybreeze）：白天，谷风从谷底沿山坡吹往山顶，夜间，山风从山顶吹向谷底。谷风一般午后最强，山风一般日出前最强，谷风比山风强些，山谷风在夏季较明显，冬季较弱。

16.我国连云港和秦皇岛，受海陆风和山谷风叠加作用，白天的向岸风（海风+谷风）和夜间的离岸风（陆风+山风）相当显著。

17.冬季，北太平洋和北大西洋的中高纬洋面上，由于永久性阿留申低压和冰岛低压强烈发展，加上锋面气旋活动频繁，大风范围大、频率高，30N以北海域风力≥7级大风频率高达10%-20%，北大西洋大风频率相比北太平洋要高。

18.中国沿海，年平均风力≥8级大风日数在东海最多，黄海、渤海次之，南海最低。我国东部海域，相同气压水平梯度下，偏北风比偏南风强，主要是海岸效应的影响。渤海海峡，冬季西北风和夏季东南风比邻近海域强，主要是狭管效应。台湾海峡冬季东北风和夏季西南风比邻近海域强，主要是狭管效应。山东成山头附近，偏北风比周围海域大1-2级，主要是岬角效应。

大气湿度

1.大气湿度(AtmosphericHumidity)：用来表示大气中水汽含量的多少或大气潮湿程度的物理量。航海常用下列几种表示大气湿度：

（1）水汽压e(VaporPressure)：大气中由于水汽的存在所引起的那一部分压强称为水汽压。大气中的水汽越多，e越大；反之，水汽越少，e越小。它也表示空气中含有水汽的多少。饱和水汽压E唯一决定于温度，温度越高，对应饱和水汽压越大。温度相等时，水面和冰面的饱和水汽压关系：水面大于冰面，若水面上饱和时，对冰面上来说已经是过饱和了。

（2）绝对湿度a(AbsoluteHumidity)：表示空气中水汽的绝对含量，即单位容积空气中含有的水汽质量，实际上就是水汽密度。绝对湿度和水汽压在一定条件下，数值可以互相代替。T=16℃绝对湿度与水汽压值（mmHg)相等。

（3）相对湿度f(RelativeHumidity)：实际水汽压e与同温度下对应的饱和水汽压E之比称为相对湿度。f的大小表示空气距离饱和的程度。温度上升，相对湿度下降。

（4）露点温度td(Dew-PointTemperature)：当空气中的水汽含量不变且气压一定时，降低温度，使空气刚好达到饱和时的温度称为露点温度。当气压一定时，露点的高低只与空气中的水汽含量有关，与温度无关。水汽含量越多，露点越高；反之，水汽含量越少，露点越低。

描述空气距离饱和程度的物理量：相对湿度+温度露点差（干湿球温差）；直接表示空气中水汽含量多少的物理量：绝对湿度+水汽压+露点；

2.湿度的日、年变化如下图：

3.大气中水汽的凝结：大气中的水汽主要来自下垫面的蒸发：通常海洋多于陆地，森林多于沙漠。蒸发量与气温有密切关系：通常，绝对湿度白天大于夜间，夏季大于冬季，低纬大于高纬。在通常情况下，绝对湿度随高度的增加迅速减小。海面蒸发量大小主意取决于海面空气的饱和差和海面上风速的大小。

4.使未饱和的空气达到饱和有两个途径：增加水汽+降低温度。

5.空气冷却，主要通过三种方式：辐射冷却+平流冷却+绝热冷却；其中绝热上升是形成云的主要冷却过程；而辐射冷却可以形成辐射雾，平流冷却可以形成平流雾。

6.在海面上当相对湿度达到80%左右，常能观测到海雾出现，因为空气中含有大量盐分。

大气垂直运动和稳定性

1.干绝热变化：气温绝热变化过程中，如果不发生水相变化，称为干绝热变化。在干绝热过程中，气块温度随高度的递减率称为干绝热直减率，以rd表示。rd为一常数，在实际工作中常近似地取rd=1℃/m;空气块每上升米，温度约下降1℃;干空气块与未饱和湿空气块在升降过程中没有水相变化，空气块的气温绝热变化属于干绝热变化。

2.湿绝热变化：气温绝热变化过程中，如果发生水相变化，称为湿绝热变化。湿绝热直减率用rm表示，恒有rmrd；rm不是常数，而是随气压和温度改变的；航海中通常取0.5℃/m或0.6℃/m。

比较干绝热线和湿绝热线，可以看出rd是常数，干绝热线是一系列斜率相同，互相平行的直线。湿绝热线位于干绝热线上方。

3.对于干空气或未饱和湿空气：当rrd时层结不稳定；当rrd时层结稳定；当r=rd时层结为中性。同理也可以得知，对于饱和空气：当rrm时层结不稳定；当rrm时层结稳定；当r=rm时层结为中性。(r为气层气温的直减率）

4.当大气稳定时（如出现逆温层），则能有效地抑制对流的发展，产生稳定性天气现象，如层云、雾、毛毛雨等；当大气处于不稳定状态时，则有利于对流发展，产生积状云，出现不稳定性天气，如阵雨、雷阵雨、阵性大风，甚至产生冰雹、龙卷风等。

5.在等温层内，气温直降率r=0；在逆温层内，气温直降率r0，气温随空气升高而上升；从热力学角度看，无论等温层还是逆温层，都满足rrm时，表示大气绝对温度。

6.绝对稳定的情形多发生在逆温层附近，逆温层好像一个盖子，能有效抑制对流的发展。绝对稳定多发生在气层上下温差极小的地方。考题如果给你r=-0.65℃/m,那么可以判断该气层绝对稳定。如果r=0.85℃/m,那么该空气层为条件性不稳定。如果r=0.4℃/m，那么该气层绝对稳定。

7.空气的垂直运动主要有五类：热对流、水平辐散辐合引起的垂直运动、锋面上的垂直运动、地形引起的垂直运动、乱流引起的垂直运动（冰晶效应）。空气在垂直运动过程中，可以近似看成是绝热的。热对流是热力作用下引起的垂直运动，水平范围小、持续时间短、垂直速度大。

8.夏季海上雷雨通常发生在一天中的夜间，而陆地上的雷雨常发生在午后。

云和降水

1.云(Cloud)是大量的小水滴、小冰晶或者两者的混合物悬浮在空中的可见聚合体。

2.云是在空气饱和后形成的，未饱和湿空气主要通过增加空气水汽含量和降低温度来达到饱和状态；自由大气中，空气冷却过程主要有三种：绝热上升、乱流交换、辐射冷却。绝热冷却是形成云的主要冷却过程。上升运动＋水汽→云的形成；下沉运动→云的消散。

3.从云形成的物理成因和条件方面，考虑上升运动的不同特点，可以将云分为:

（1）积状云(CumuliformCloud)：是孤立、分散、垂直发展的云块，有水平的底和明

显圆弧或菜花状结构,分淡积云（Cu)、浓积云和积雨云(Cb)。积状云发展是大气层结

不稳定的标志。发展旺盛的积雨云顶部呈毡状，这是由于对流层顶存在逆温层造成的。

（2）层状云(StratiformCloud)：由系统性抬升作用产生，其中以发生在暖锋面上的云系最为典型。层状云是大气层结稳定的标志，其特点是水平范围广、云顶较平坦、形如海面起伏、均匀成层，主要有卷层云Cs/高层云As/雨层云Ns/层云St等。

（3）波状云(WaveCloud)：大气层结稳定或逆温条件下，由乱流和大气波动形成的云。包括卷积云Cc、高积云Ac或层积云Sc。

4.按照云底高度分类：

（4）高云形成于m以上高空。高云族主要包括卷云(Ci，Cirrus)、卷积云(Cc，Cirrocumulus)、卷层云(Cs，Cirrostratus)。

（5）中云于2m至0m的高空形成。中云族主要包括高积云(Ac，Altocumulus)、高层云(As，Altostratus)。

（6）低云是在2m以下的大气中形成。当中包括浓密灰暗的积云(Cu，Cumulus)、层积云(Sc，Stratocumulus，不连续的层云)和浓密灰暗兼带雨的雨层云(Ns，Nimbostratus)。

5.连续性降水（NsAs)：雨层云和高层云，当暖锋通过时，这类降水最典型。

6.间歇性降水(ScAs)：层积云和厚薄不均匀的高层云，降水强度时大时小，时降时止，但变化很缓慢，云和其它要素亦无明显变化。

7.阵性降水(CbCuSc)：积雨云、浓积云和不稳定的层积云。

8.我国气象部门规定的常用24H降水量及降水强度分级情况：

24H降水量：小雨（0.1-10），中雨（10-25），大雨（25-50），暴雨（50-），大暴雨（-），特大暴雨（大于）。

24H降雪量：小雪（0.1-2.5），中雪（2.6-5），大雪（大于5）。

雾和能见度：

1.雾(Fog)是大量的小水滴、小冰晶或者两者的混合物悬浮在贴近地面的气层中，使水平能见度小于5nmile天气现象。

明显日变化的雾：辐射雾、沿海平流雾、蒸汽雾。

2.平流雾(AdvectionFog)：暖湿空气流经较冷的下垫面（水面或陆面）时，受到冷面的影响，气温下降，当空气达到饱和状态时，其中过剩的那部分水汽就会凝结出来，这样形成的雾，称为平流雾。它是海上出现最多，对航海影响最大的一种雾，故有时又称为海雾(SeaFog)。平流雾的形成条件有以下四个：

（1）冷的海面和适当海气温差(冷却条件）：观测表明，水平温度梯度较大的海陆交界区域和冷暖海流交汇的水域是平流雾发生最多的地方，并且平流雾大都出现在冷暖海流交汇区的冷海面上。在北太平洋海雾发生的区域大致限于表层水温低于20℃的冷海面。因此，4～9月份海雾的南界随着等水温线的季节性北上而相应地从30°N向较高纬度推移。在我国海域雾发生的区域也大致与这个水温界限相符。黄海北部8月份的海雾可能发生在低于24℃。

长江口外海域和北海道以东洋面，海雾主要集中发生在海气温差为0～6℃的范围内，其中为2～3℃左右时雾出现的概率最大。在日本海和北太平洋，气温高于海面水温1℃温差左右时，雾出现最多；当海气温差大于8℃时，雾就很少发生。

（2）适宜的风场（环流条件）：有平流雾时的风力多在2～4级风之间。我国近海产生平流雾的有利风向为S～SE～E（在黄海北部还包括NE风），而在英吉利海峡为SW风。

（3）充沛的水汽（水汽条件）：有充沛的水汽，即湿度要大。

（4）低层逆温层结（稳定度条件）：低层逆温能有效地抑制大气中对流的发展。

3.平流雾的消散条件：

（1）风场改变，暖湿平流中断，如冷锋过境或风向有较大角度的转变；

（2）低层空气增温，水汽温差变化；进入暖洋面；

（3）风速增大或减少很多，大气稳定状态遭到破坏。（考试说：风力增大是不对的）

4.平流雾特点：浓度和厚度可以很大、水平范围广、持续时间长，一日之中任何时刻都可能产生，在大洋中没有明显的日变化，但在沿海或岛屿等浅海地区有明显的日变化（夜间浓，白天薄），年变化：春夏多，秋冬少，随风漂移，常伴有较多的层云：在近岸处，平流雾来临时，往往先见到大片破碎的层云，随后就是贴近海面的大雾涌上岸来。

5.辐射雾(RadiationFog)：在晴朗微风又比较潮湿的夜间，地面以长波辐射的形式损失热量，地表温度迅速下降，贴近地面的空气也几乎同步降温，当气温降低到露点或露点以下时而形成的雾称为辐射雾。辐射雾是典型的“陆雾”，港湾附近在海面上通常不能产生。辐射雾四个条件：晴夜、微风、近地面气层中水汽比较充沛和大气层稳定。

6.辐射雾的特点：明显的日变化规律：夜间形成，日出前最浓，日出随气温升高而减弱，晴天是产生辐射雾的有利条件；一年四季都能产生，尤以秋冬季最频，冬季消散慢，夏季消散快；辐射雾的范围不广，它只占据局部地区，多见于峡谷、洼地、湿地或沿海地区；雾层不厚：在雾中往往还可以见到大船的桅顶，沿岸港口的辐射雾会影响船舶进出港及港内的装卸作业风向适宜，风力轻和，在沿海地区产生的辐射雾可随风缓慢地移往附近海面，但离岸很少超过10nmile，会给航行带来一定影响。形成辐射雾的有利风速是1～3m/s。

7.锋面雾(FrontalFog)：暖锋前暖气团产生的水汽凝结物，在往地面降落时要穿过较冷的气团，同时水汽凝结物在下降的过程中是要蒸发的，当蒸发出的水汽不能被冷空气容纳时，又重新凝结成小水滴或小冰晶悬浮在近地面的低层空气中而形成的雾，称为锋面雾。这种雾是伴随降水同来的，所以又称为降水雾或雨雾。

8.锋面雾对航海的影响仅次于平流雾，特点：浓度较大、范围较广的锋面雾一般出现在锢囚锋两侧，暖锋前和一型冷锋后。雾区沿锋线呈带状分布，锋面雾随锋面和降水区的移动而移动，因此在局地持续时间一般较短。但当锋面和降水区移动缓慢或停滞不前时，持续时间就会延长；锋面雾出现的时间不受气温日变化的影响。

9.蒸汽雾(SteamFog)：寒冷而稳定的空气覆盖在暖海面上，海面蒸发使贴近海面的空气达到饱和状态而形成的雾，称为蒸汽雾。（水温远大于气温）通常当气温低于水面温度15℃以上，并且空气层结稳定时，就会产生蒸汽雾。

10.蒸汽雾的特点：浓度不大，在多数情况下比较浅薄，占据的面积也不广，多限于高纬沿海、冰缘和冰间水边较狭窄的水带，稍远的地方就没有雾；陆地水面上的蒸汽雾多产生于清晨，日出后随气温的升高而慢慢消散（有日变化）；蒸汽雾的发生与风速无关，在5～40m/s的风速中均观测到蒸汽雾的发生，但风向改变可使蒸汽雾消散。

11.世界海雾分布：主要集中在中高纬度靠近陆地东岸（大洋的西部）的海洋上，大洋中央和赤道附近的热带海面几乎没有雾。世界海雾主要出现在春夏季。

（1）日本北海道东部至阿留申群岛一带洋面：这一海域常年有雾。这里是黑潮暖流与亲潮冷流的汇合处，平流雾多出现在夏季（6～8月），7月最盛。冬季，锋面气旋活动频繁，多锋面雾。

（2）北美圣劳伦斯湾至纽芬兰外海：这一海域常年有雾。这里是墨西哥湾暖流与拉布拉多冷流的交汇处，春夏季平流雾最盛，冬季锋面气旋活动频繁，多锋面雾，此外，冬季有来自高纬的强冷空气吹向海面，常有蒸汽雾。纽芬兰附近4-8月雾最盛。

（3）挪威、西欧沿岸与冰岛之间洋面：这一海域也是常年有雾。夏季来自SW方向的暖湿气流至高纬冷水面上，平流雾较频；冬季，挪威和西欧沿海的锋面雾很频繁。据资料统计，英吉利海峡和北海水域上发生的雾中碰撞事故在世界上堪称榜首。

（4）阿根廷东部海面、塔斯马尼亚与新西兰之间海面和马达加斯加南部海面：雾区均不广，多发生于夏季。

（5）信风带海洋东岸：加利福尼亚沿海、秘鲁与智利沿海、北非加那利海面、南非西岸海面和澳大利亚西海岸位于信风带海洋的东岸。流经沿岸的冷流受常年盛行的离岸风吹刮作用，下层冷水上翻，当有暖湿气流经过这里的冷海面时，也会形成雾。每年春夏季较多，范围和浓度都不大。

（6）在40S以南整个高纬度西风漂流上，终年有雾，最盛期出现在12-2月。

（7）在北冰洋和南极洲沿岸冰缘、冰间水域以及中高纬度大陆东海岸附近海面，冬季多蒸汽雾。

12.我国近海的雾：南窄北宽、南少北多、南早北晚。台湾以东和海南以南受暖流控制，雾极少出现，渤海湾暖流不易到达，雾很少；中国沿海，成山头、闽浙沿海、北部湾比较多雾，其中成山头和石岛一带海面雾最频，有“雾窟”之称。广东沿海2～3月雾最多；长江口4～6月最盛；成山头附近海域6～7月最盛。

13.船舶测算海雾：

（1）干湿球温度表法：当空气饱和（或过饱和）时，干、湿球温度表的读数应接近一致。（2）露点水温图解法：如下图：

14.平流雾一般出现在入海变性冷高压后部（西部）、气旋或者低压槽东部、西部太平洋副高西伸脊西部、冷锋前和气旋暖区。江淮气旋出海前，黄海处于气旋东部，容易生成平流雾。

15.冷高压内部中部，在内陆、港口附近容易出现辐射雾。

16.海面能见度(Visibility)：在海面上，正常目力所能见到的最大水平距离，称为海面能见度，km或nmile为单位表示。所谓“能见”，在白天指目力能辨认出目标物的形体和轮廓，在夜间指能清楚看见目标灯的发光点。“不能见”是指看不清目标物的轮廓，分不清其形体，或者所见目标灯的发光点模糊，灯光散乱。影响海面能见度的因子有：雾、沙尘暴、烟、雨、雪、低云等。

17.浓雾：0.5nm轻雾：0.5~5nm。FOG(W):浓雾警报，海面水平能见度小于0.5nm或者1km。