船舶气象知识点.docx
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船舶气象知识点
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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14～15时、冬季13～14时达到最高值，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。
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1．海陆热力差异对气温变化的影响
海陆热力性质差异表现在三方面：
（1）辐射性质差异：
太阳辐射在陆地只限于一个薄层内，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得多。
（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）海水具有流动性：
海水的流动使热量在较大范围和较深的层次内均匀分布。
海陆热力差异对气温变化的影响很大是两种热属性很不相同的下垫面，如果海面和陆面吸收同样的热量，海面温度与陆面温度的变化有很大不同，海面变化缓和，陆面变化剧烈。
因此，冬季大陆是冷源，使其上面的空气变冷，而海洋是热源，使其上面的空气变暖；夏季的情况与冬季相反，大陆是热源,海洋是冷源。
2．气温的水平分布
影响气温水平分布的主要因素有纬度、海陆分布和高度。
在一年内的不同季节，气温分布是不同的。
通常以1月代表北半球的冬季和南半球的夏季，7月代表北半球的夏季和南半球的冬季。
（1）气温的水平分布是随着纬度增加而逐渐降低。
（2）冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向极地，而夏季相反。
（3）北半球冬季大洋西部从低纬向西北方向伸出一个暖舌直达大洋东部中高纬海域。
（4）在5°～10°N处，夏季移到20°N左右，平均在10°N左右。
（5）南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极。
北半球仅夏季最低温度出现在极地附近，而冬季最冷地区出现在西伯利亚东部和格陵兰地区。
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1．温压场对称的系统
温压场对称是指温度中心与气压中心基本重合，即系统中水平面上等温线与等压线是基本平行的。
浅薄系统是指气压系统的强度随高度增加而减弱，这种系统有冷高压和暖低压。
深厚系统是指气压系统的强度随高度增加不变或增强，这种系统有暖高压和冷低压。
2．温压场不对称的系统
温压场不对称是指气压场中的高、低压中心与温度场中的冷、暖中心不相重合的系统。
这种气压系统，中心轴线不是垂直的，而发生偏斜。
地面低压中心轴线随高度升高不断向冷区倾斜，高压中心轴线随高度升高不断向暖区倾斜。
北半球中高纬度的冷空气多从西北方向移来，使得低压中心轴线常常向西北方向倾斜，而高压的西南侧比较温暖，高压中心轴线多向西南方向倾斜。
因此，在中高纬度地区，不对称的低压总是东暖西冷，不对称的高压总是东冷西暖。
在空间的每一点都有一个气压值，如果把所有气压相同的点连接起来，就形成一个等压面。
将同一时间各个台站的某一高空等压面的高度填在一张地图上，画出等高线，则称为等压面图。
等压面上凸部分对应一组闭合等高线的高值区，等压面下凹部分对应一组闭合等高线的低值区。
换句话说，在同一高度上，气压比四周高的地方，等压面上凸，而且气压愈高的地方等压面上凸的愈厉害；气压比周围低的地方，等压面下凹，而且气压愈低，等压面下凹的愈厉害。
因此，等压面的起伏形势和该面附近等高面上气压的分布形势相对应，即等压面上等高线的低（高）值中心在邻近等高面上等压线对应着低（高）压中心，且两线走向一致。
值得注意，等高线的数值不是几何高度，而是位势高度。
所谓位势高度，就是把单位质量的物体从海平面上升到某高度时克服重力所作的功来表示的高度，其单位是位势米。
以位势米为单位的位势高度和以米为单位的几何高度意义完全不同，前者是能量的一种单位，后者仅为高度单位。
但在数值上虽有差别，但差别很小，可忽略不计。
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1．垂直分布
绝对湿度随高度的增加而迅速减小。
在2km处不足地面1/2，5km处减到地面1/10，90%的水汽集中在3km以下的低层大气。
2．水平分布
绝对湿度的水平分布与气温的水平分布基本一致。
它与下垫面性质（如海面、陆地、沙漠、冰面等）关系密切。
赤道地区大，随纬度的增高而递减。
3．时间分布
绝对湿度的时间分布与气温的时间分布基本一致。
气温高时，绝对湿度大，水汽含量多；气温低时，绝对湿度小，水汽含量少。
通常大气中水汽含量夏季最多，春、秋季次之，冬季最少。
水汽由气态变为液态的过程称为凝结。
水汽直接转变为固态的过程称凝华。
大气中水汽凝结或凝华的一般条件是：
①增加水汽；②降低温度；③有凝结核或凝华核的存在。
空气的冷却方式主要有三种：
（1）绝热冷却：
指空气在上升过程中，因体积膨胀对外做功而导致空气本身的冷却。
随着高度升高，温度降低，饱和水汽压减小，空气到达一定高度就会出现饱和状态。
（2）辐射冷却：
指在晴朗无风的夜间，由于地面的辐射冷却，导致近地面层空气的降温。
当空气中温度降低到露点温度时，水汽达到饱产生凝结。
（3）平流冷却：
暖湿空气流经冷的下垫面时，冷的下垫面造成空气温度降低，达到饱产生凝结。
另外，冷暖空气平流相遇，水平混合后也可以产生凝结。
在上述几种冷却过程中，对出现在近地层的雾而言，辐射冷却、平流冷却起主要作用；对悬挂在空中的云而言，凝结发生在一定高度上，因而绝热冷却起主要作用。
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1．重力
单位质量空气受到的重力为，方向向下，指向地心。
显然，重力对大气水平方向的运动不起作用。
2．气压梯度力
由于作用在单位质量空气上的压力在水平方向上分布不均匀，所产生的力称为水平气压梯度力。
大小为：
；方向：
垂直等压线从高压指向低压。
（1）水平气压梯度力与空气密度成反比，与气压梯度成正比。
（2）空气密度一定时，气压梯度大，等压线密集，水平气压梯度力大。
（3）气压梯度一定时，空气密度大，水平气压梯度力小。
（4）若气压梯度等于零，两地没有气压差，水平气压梯度力等于零，无风。
可见，水平气压梯度力是使空气产生水平运动的直接原因或原动力。
3．地转偏向力
由于地球自转,作用在运动物体上产生使运动物体发生偏转的力，称地转偏向力。
在任意纬度上作用于单位质量运动空气上的水平地转偏向力为：
An＝2Vωsinφ，式中V为空气运动速度，ω为地转角速度，φ为纬度。
地转偏向力有以下特点：
（1）地转偏向力只是在物体相对于地面有运动时才产生，物体静止时，不受地转偏向力的作用。
（2）地转偏向力的方向同物体运动的方向相垂直，在北半球，地转偏向力指向物体运动的右方，使物体向原来运动方向的右方偏转；在南半球，地转偏向力指向物体运动的左方，使物体向原来运动方向的左方偏转。
（3）它只能改变物体运动的方向，不能改变物体运动速率的大小。
（4）地转偏向力的大小与风速和纬度的正弦成正比。
在同纬度，风速越大，地转偏向力越大。
在风速相同的条件下，地转偏向力随纬度的增高而增大，在赤道上地转偏向力为零。
4．惯性离心力
当空气做曲线运动时，将作用于空气上与向心力大小相等而方向相反的力称为惯性离心力。
惯性离心力同运动的方向相垂直，自曲率中心指向外缘。
对单位质量空气而言，惯性离心力表达式为：
，式中表明惯性离心力C的大小与运动物体的线速度V的平方成正比，与曲率半径r成反比。
惯性离心力和地转偏向力一样只改变物体运动的方向，不改变运动速度的大小。
5．摩擦力
摩擦力是空气贴近下垫面运动时，下垫面对空气运动的阻力。
它的方向与空气运动方向相反，大小与空气运动的速度和摩擦系数成正比，其表达式为：
R＝-μV，式中R为摩擦力，μ是为摩擦系数，V为空气运动速度。
在大气中不同高度上摩擦力的大小是不同的，以近地面层（地面至30～50m）最为显著，高度愈高，作用愈弱，到1～1.5km以上，摩擦力的影响可以忽略不计。
上述四个力都是在水平方向上作用于空气的力，但它们对空气运动的影响不同。
一般来说，水平气压梯度力是空气产生运动的原动力，其他力是在空气运动开始后才起作用的，而且所起的作用视具体情况而不同。
水平地转偏向力对中高纬度或大尺度的空气运动影响较大，而对低纬地区特别是赤道附近的空气运动影响甚小。
惯性离心力只在空气作曲线运动时起作用。
摩擦力只在摩擦层中起作用，对自由大气中的空气运动可以忽略不计。
地转偏向力、惯性离心力和摩擦力虽然不能驱动大气运动，但却能影响大气运动的方向和速度。
大气环流的基本状况是由若干影响程度不同的因子决定的，其中最重要的是：
太阳辐射随纬度的不均匀分布、地球自转、海陆分布和高大地形。
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1．太阳辐射与单圈环流
太阳辐射虽然是大气环流的最终能源，但驱动大气运动的真正原因是太阳辐射能在地表面上的不均匀分布。
假定地球不自转，地表平坦，下垫面均一，只考虑太阳辐射随纬度的不均匀性。
由于赤道和低纬地区是辐射源，温度高，产生上升气流；高纬和极地是辐射汇，温度低，产生下沉气流。
在对流层高层空气由赤道流向极地，低层空气由极地流向赤道，从而产生了一个理想的直接热力环流圈，称单圈环流。
2．地球自转与三圈环流
假定地表平坦、下垫面均一，在太阳辐射随纬度不均匀和地球自转（地转偏向力）二个因子的作用下，产生三圈环流，即赤道环流或哈德莱环流、极地环流和中间环流。
而在水平面上则形成了东、西风带和分隔它们的极锋辐合带、副热带高压带和赤道辐合带。
3．海陆不均匀分布
海陆热力性质差异表现在三方面：
（1）辐射性质差异：
太阳辐射在陆地只限于一个薄层内，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得多。
（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）海水具有流动性：
海水的流动使热量在较大范围和较深的层次内均匀分布。
由于海陆分布不均匀，冬季大陆是冷源，使其上面的空气变冷，易形成高压，而海洋是热源，使其上面的空气变暖，易形成低压。
当空气由大陆移向海洋时，在陆面上不断冷却降温，常在大陆东岸形成温度场中的冷舌和高度场中相应的高空低压槽。
夏季的情况与冬季相反，大陆东岸容易出现高空脊，大洋东部容易出现高空槽。
由于海陆的不均匀加热有明显的年变化，所以它对大规模风系的年变化（季风现象）必将发生重要的作用。
世界上最明显的季风区就在亚洲南部，冬季盛行东北季风，夏季盛行西南季风。
4．高大地形影响
高大地形对大气运动产生热力的和动力的作用。
在动力作用方面，强迫气流过山时发生爬升和绕流，哪一种占优势要看山脉的形状和大气的稳定度而定。
当气流爬山时，在迎风坡，导致槽变浅，脊变强。
反之，在背风坡，导致槽加深，脊减弱。
如果地形过于高大或气流比较浅薄，气流发生绕流，在高原南北两侧气压梯度最大，这里的风速也最强，于是常形成南北两支西风急流。
在热力作用方面，象青藏高原这样的大地形矗立在大气之中，由于其热力性质与四周大气迥然不同，冬季它是一个冷源，夏季是热源。
这种热力作用使大气温度场产生扰动，并进而使气压场产生相应的槽脊。
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。
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1．信风带（TradesWindZone）
位于副热带高压带与赤道低压带之间，平均位置在南北纬10～28°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3～4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30～60o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（PolarEasterlies）
位于南北纬60o～90o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10o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（HorseLatitudes）
位于信风带和西风带之间，平均位于南北纬30o附近。
副热带高压内部多下沉气流，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°，盛行风向的频率超过40%，盛行风的平均合成风速超过3m/s。
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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、渤海和东海的风力在5～6级左右，寒潮南下时，最大风力可达8～12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3～4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140°E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。
7～8月份风力达8～9级，并伴有暴雨，给船舶的安全航行造成一定困难，9～10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，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3～4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10°S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（12～3月）多为西北季风，冬季（6～9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（5～8月）吹西南季风，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（10～4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。
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1．海陆风
由海陆热力差异而产生的具有明显日变化的周期性风系称为海陆风环流。
白天近地面层的风由海洋吹向陆地叫海风（Seabreeze），夜晚风由陆地吹向海洋叫陆风（Landbreeze）。
海陆风可以出现在不同纬度的沿岸地区，但以热带地区最为突出。
海风比陆风强，海风可达5～6m/s，陆风只有2～3m/s；海风的水平范围和垂直厚度也比陆风大。
海风和陆风的转换时间随地区和天气条件而异。
通常，海风始于8～11时，到13～15时最强，日落后明显减弱，20时后转为陆风。
如果是阴天，海风出现的时间要向后延迟，有时到中午12时左右才出现，强度也明显减弱。
在海风和陆风交替期间可暂时出现静风，在低纬地区，特别是傍晚无风时，使人有异常闷热之感。
2．山谷风
在山区，白天自谷底沿山坡吹向山顶的风称为谷风；夜间自山顶沿山坡吹向谷底的风称为山风。
谷风一般在日出后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。
山谷风在夏季较明显，冬季较弱。
在我国沿海，不少港口都能观测到明显的海陆风。
有些港口因受地形影响，海陆风与山谷风往往同时出现，由于两者迭加作用的结果使向岸风（海风十谷风）和离岸风（陆风十山风）都相当显著。
例如，秦皇岛和连云港就是如此。
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1．绕流和阻挡作用
当气流遇到孤立的山峰与岛屿时，有绕山峰两侧而过的现象，并且在迎风面风速增强，在背风面风速减弱。
在背风面还会产生气旋式和反气旋式涡流。
2．峡管效应
当气流从开阔地区进入峡口时，而产生的强风，称为峡谷风。
通常气流从开阔海面进入嗽叭口式地形时，气流的横截面积减小，由于空气质量不能在此堆积，于是气流加速运动，从而使风速明显加大，风向被迫改变为沿峡谷走向，这是一种峡管效应。
3．岬角效应
因陆地（如山脉尽头或半岛附近）向海中突出造成气流辐合，流线密集，风力明显增强，称为岬角效应。
如南非的好望角，是个令航海者生畏的地方，由于岬角效应助长咆哮西风带上的狂风恶浪。
我国山东半岛的成山头附近海面，由于岬角效应偏北风通常比周围要大1～2级左右，有中国的好望角之称。
4．海岸效应
因摩擦作用，当气流沿海岸线方向流动时，如果陆地在气流方向的右侧，流线会变密，气流增强；反之，如果陆地在气流方向的左侧，流线会变疏，气流减弱。
在世界海域上，南半球中高纬咆哮的西风带是著名的狂风恶浪海域，尤其在南非的好望角和南美的合恩角风浪更大。
在冬季北大西洋中高纬度海域、北太平洋中高纬度海域和夏季北印度洋海域也是典型的狂风恶浪海域。
另外，比斯开湾和一些海峡风浪均比较大。
我国海域冬季常盛行偏北大风，其中渤海、黄海多西北风，东海主要为北风，台湾海峡和南海多东北大风。
夏季，渤海、黄海东海主要吹东南风，台湾海峡和南海多吹西南风
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1．垂直运动与天气
垂直运动包括上升和下沉运动。
空气在垂直运动中，体积会发生很大变化，从而引起温度的改变、水分的凝结或蒸发。
垂直运动可使大气中的水分、热量、尘埃等在垂直方向上发生交换。
此外，空气的垂直运动与空气的水平运动相联系，凡是有强烈上升运动的地方往往都伴有低气压和大风、阴雨等恶劣天气。
2．垂直运动的类型
（1）对流
对流是热力作用下引起的暖湿空气上升、干冷空气下沉的垂直运动，又称热对流。
对流运动的特点是水平范围较小，持续时间较短，垂直速度大。
它可造成雷暴云，产生阵性降水、雷雨大风或冰雹等不稳定天气。
（2）水平辐散、辐合引起的垂直运动
低层水平气流辐散引起下沉运动，低层水平气流辐合引起上升运动。
这类垂直运动特点的特点是水平范围大，垂直速度小。
（3）锋面上的垂直运动
在锋面上，大规模暖空气沿锋面滑升而产生的垂直运动。
这类上升运动是由冷、暖空气中垂直于锋面的风速
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