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利用山西省18个积冰站电线积冰观测资料和91个气象站常规观测资料,采用逐步回归分析方法,针对不同气候区分别构建电线覆冰设计冰厚的气象估算模型,推算各站30 a、50 a、100 a重现期下的设计冰厚。在此基础上,结合DEM数据和电网运行覆冰观测资料,对设计冰厚进行地形订正和易冰区微地形运行经验修正,最终得到山西省电网电线覆冰厚度空间分布及区划结果。结果表明:(1)山西省电线覆冰的设计冰厚整体与气温、相对湿度、风速、水汽压等密切相关,其中高山区的设计冰厚还与降水量、日照时数关系密切,且受连续3 d的气象条件影响,而丘陵和平原区则与当日和前一日或前二日的气象条件密切相关;(2)构建的分区设计冰厚气象估算模型对各气候区的覆冰厚度模拟效果较好,估算偏差五台山前约2 mm,其余地区小于1.2 mm;(3)地形订正后的结果更为合理地反映山西省各重现期下电线覆冰厚度的空间特征,即覆冰厚度随纬度降低而减小,中、重冰区主要分布在恒山、五台山、管涔山、吕梁山、太岳山和太行山等高海拔地区,而沿黄河一带和盆地为轻冰区,且盆地覆冰最轻;(4)易覆冰区经运行经验修正后,其覆冰厚度能够更加精确表达局部微地形区覆冰真实情况,这对电力部门具有实际参考价值。 相似文献
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El Nio可通过海—气相互作用遥相关型影响东亚季风,进而影响中国气候,是中国短期气候最重要的预测指标之一。典型的El Nio事件通常在春、夏季开始,在秋、冬季成熟,在下一年的春、夏季消退,考虑到海—气作用的滞后效应,El Nio事件甚至可以在消退时期对东亚大气环流系统造成影响。因此,利用中国160站的逐月降水资料、NCEP/NCAR再分析资料以及美国NOAA提供的全球海温数据,对比分析了2015/2016年和1997/1998年典型El Nio衰减年我国夏季降水和东亚环流特征的差异,并讨论了造成差异的可能原因。结果表明:1)2016年和2008年夏季降水都大范围偏多,2016年夏季降水异常更为集中,但降水强度不及1998年。2)2016年降水的季节推进特征不明显。1998年6—8月的降水逐渐从南向北推进,与传统的季风降水演变进程较为一致。3)2016年和2008年我国夏季降水的差异与副热带高压的变化有直接的关系。1998年6—7月副热带高压较2016年同期偏西偏南,而2016年8月副热带高压更为偏西并明显比气候平均偏北。4)1997/1998年El Nio事件中的赤道西太平洋异常冷海温比较强盛,而2015/2016年基本表现为偏暖,可能是造成1998年6—7月副热带高压较2016年同期偏西偏南的原因。 相似文献
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采用Cloudsat/CPR云雷达,FY2C/TBB亮温,Aura/MLS大气成分等卫星遥感资料,结合ECMWF气象分析资料和HYSPLIT4轨迹模式,研究了2009年6月一次东亚切断低压的暖区深对流和异常副热带锋面的结构和演变.分析表明,由于低压切断前的旧槽背景,在低涡的近成熟期,内部冷、暖锋降水偏弱,边沿的高空副热带锋面异常发展到对流层底部,低空西南暖湿水汽在副热带锋前聚集,形成千公里长的暖区深对流降水带.随着该锋面的快速东移,副热带锋区进入原暖区雨带,锋区热力间接次级环流的强上升支,加强了锋下冷侧(原暖湿区)的深对流,但该锋面阻挡了来自暖侧的水汽补充,降水结束.该异常副热带锋区还发生了强烈的平流层-对流层相互交换,在高空急流出口区的下方,平流层1.5PVU等位涡线向下入侵可达5.5km(约500hPa)处,锋下向上的深对流注入可达10km,在入侵-注入混合区,臭氧和水汽的散点图上出现了二者浓度双高和双低的特殊气团. 相似文献
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基于信息量模型的涪陵区地质灾害易发性评价 总被引：2，自引：0，他引：2
本文以重庆涪陵区为研究区域,选取坡度、坡向、累计汇水面积、地层岩性、水域、降雨量、植被和土地利用分类8个影响因子,提取高分一号遥感数据（2013.12.24）动态影响因子,引入信息量模型,分别计算上述影响因子对应的信息量,对该时期示范区的地质灾害危险性进行评价,并引入ROC曲线和AUC评价指标,对得到的区域地质灾害易发性评价结果进行精度评估。结果显示,2013年12月研究区内高易发区面积占总面积的9.73%,该易发区内含有104个地质灾害点,占所有灾害点的52.7%,灾积比为5.42,明显大于其他易发等级类别。利用ROC评价方法,计算成功率曲线AUC为0.796,预测率曲线AUC为0.748（74.8%）,具有较高的可靠性,证明本文方法在该区域地质灾害易发性评价的适应性良好。 相似文献
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我国南方冬季异常低温和异常降水事件分析 总被引：22，自引：2，他引：20
统计分析1951 年以来1 月份以及1880 年以来冬季, 我国南方的异常低温与降水事件, 结果表明1 月异常低温(温度距平< -1σ) 有12 次, 降水异常偏多(降水距平> +1") 有10 次, 冷湿组合有3 次(1969、1993、2008); 冬季异常低温有29 次, 降水异常偏多有16 次, 冷湿组合有2 次(1886/87、1904/05)。利用NCEP/NCAR 再分析资料等, 采用合成方法分析异常低温与异常降水事件时大气环流特征, 结果表明有利于南方低温的环流特征是: 西伯利亚高压、东亚大槽及东亚急流异常偏强。有利于降水偏多的环流特征是: 东亚大槽偏弱; 200 hPa 上中东急流异常偏强、东亚急流偏弱; 东亚从对流层低层到中高层都有异常南风。当发生冷湿组合时, 低温主要是受到西伯利亚冷高压异常偏强的影响, 而降水主要受对流层850 hPa 至200 hPa 环流异常的作用。南方冬季水汽主要来自南支槽的西南气流和南海上空的转向 气流, 在降水偏多时有异常西南水汽输送距平。西伯利亚高压、欧亚遥相关型、西太平洋遥相关型、北极涛动4 个环流因子能解释南方1 月和冬季气温方差的47.2%和51.5%; 而中东 急流、东亚经向风、欧亚遥相关型则能共同解释南方1 月和冬季降水方差的49.4%和48.4%。 统计降水异常与ENSO 的对应关系表明, 当发生El Niño 事件时南方冬季降水偏多的概率较 大, 当发生La Niña 事件时, 降水偏少的概率较大, 而温度与ENSO 没有明显的统计相关。 相似文献
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2016年6月,使用双频识别声呐Aris-1800对东港大鹿岛海域内的人工鱼礁进行调查研究,分别采用走航式和定点式观测方法对M型人工鱼礁进行多角度连续观测,对其水下形态特征,鱼类和浮游动物的数量分布的动态变化规律进行了分析,结果表明,使用双频识别声呐对人工鱼礁的水下整体状态进行观测是可行的。声学方法和钓具采样方法相结合,较为客观、全面的反映了礁区水域内生物资源的数量、空间分布和生态行为变动情况,为今后声学方法在人工鱼礁海洋牧场规划建设和效果评估等方面的研究提供了理论基础和科学依据。 相似文献
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基于1979—2014年ERA-Interim逐日再分析温度资料,依据温度递减率插值法计算出青藏高原及同纬度其他地区热带对流层顶气压数据,比较了高原和同纬度其他地区热带对流层顶气压季节变化和长期变化趋势,讨论了热带对流层顶气压与高空温度的关系。结果表明:1)在季节变化上,除12月和1月外,青藏高原热带对流层顶气压全年低于同纬度其他地区;青藏高原热带对流层顶气压、对流层中上层以及平流层下部平均温度均表现出比同纬度其他地区更明显的单峰型特征。2)热带对流层顶气压与高空温度变化关系密切,对流层中上层(平流层下部)平均温度升高(降低),有利于热带对流层顶气压降低;相对于同纬度其他地区,青藏高原对流层顶气压与对流层中上层平均温度的关系更密切。3)1979—2014年青藏高原和同纬度其他地区各季节的热带对流层顶气压均呈现出不同程度的下降趋势,冬春季下降趋势更加显著;青藏高原各季节对流层中上层增温和平流层下部降温的幅度均超过同纬度其他地区,导致其热带对流层顶气压的下降趋势比同纬度其他地区更加明显。 相似文献
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利用1979—2016年ERA-interim逐日再分析资料,定义了青藏高原臭氧谷(Ozone Valley over the Tibetan Plateau,OVTP)极端和普通强(弱)事件,并讨论了其特征。结果表明:1) OVTP极端强事件在夏秋季节多发,10月最多,频率达2. 0%; OVTP普通强事件在春夏季多发,7月最多,频率达1. 7%。OVTP极端弱事件在秋冬季多发,12月最多,频率达3. 8%; OVTP普通弱事件在冬季多发,1月最多,频率达2. 0%。2) OVTP极端强事件出现频率显著增加(0. 004%·a~(-1)),极端弱事件出现频率显著减少(-0. 015%·a~(-1))。OVTP普通事件的变化均不显著。3) OVTP极端强事件的面积和强度均在秋季最大,10月达到最大值,面积为4. 3×10~5km~2,强度为1. 5×10~5t; OVTP普通强事件的面积和强度均在夏季最大,7月达到峰值,面积为1. 7×105km~2,强度为4. 1×10~3t。OVTP极端弱事件的面积和强度在春夏较小,4月达到最小值,面积为3. 2×10~4km~2,强度为1. 1×10~2t; OVTP普通弱事件的面积和强度在春夏秋均较小,4月和10月达到极小值,4月面积为2. 5×10~4km~2,强度为68 t,10月面积为2. 2×10~4km~2,强度为97t。4) OVTP极端和普通强事件的面积(强度)均呈显著增大(增强)趋势,极端强事件的面积达2. 5×10~2km~2·a~(-1),强度达2. 5×10~2t·a~(-1),普通强事件的面积达4. 5×10~2km~2·a~(-1),强度达4. 5 t·a~(-1)。极端和普通弱事件的面积(强度)均呈显著减小(减弱)趋势,极端弱事件的面积达-1. 7×10~4km~2·a~(-1),强度达-7. 0×10~3t·a~(-1),普通弱事件的面积达-2. 3×10~3km~2·a~(-1),强度达-2. 7×102t·a~(-1)。 相似文献
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利用NCEP/NCAR 10 hPa月平均高度场资料, 计算了1948\_2007年南半球10 hPa极地涡旋的强度指数P、 面积指数S和中心位置指数(λc, φc)。用它们分析了南半球10 hPa极地涡旋的季节变化、 年际异常及其可能成因, 分析了10 hPa极地涡旋强度与南极涛动的关系。结果表明： (1) 南半球10 hPa极区12月~1月受反气旋控制, 3~10月受气旋控制, 2月、 11月为环流转换季节。(2) 1(7)月反气旋(气旋)指数P\, S均在1970年代后期发生了显著的跃变; 跃变前反气旋(气旋)由极弱(极强)振荡地增强(减弱)至接近气候均值, 跃变后反气旋由极强振荡趋于气候均值, 气旋在偏弱的状态下振荡。(3) 1月反气旋中心位置存在显著的年代际变化, 而7月气旋中心位置的年际变化明显。(4) 臭氧异常可引起南半球10 hPa 1月极地反气旋年际异常(正相关), 但与7月极地气旋异常无关。(5) 1月、 7月极地涡旋强度指数P与南极涛动指数(AAOI)呈显著的负相关, 可由P来表征AAOI。 相似文献
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利用ERA-interim月平均再分析资料、相关分析和信息流方法,分析了1979~2015年夏半年（5~9月）100 hPa上南亚高压与邻近地区臭氧变化的相互作用。结果表明:除7月外,夏半年南亚高压与南亚高压区臭氧低值（简称臭氧低值）存在相互作用。6月和9月南亚高压和臭氧低值强度变化相互影响,而在5月和8月二者的作用仅仅是单向的。在6月南亚高压和臭氧低值的中部和西部边缘,以及9月南亚高压北部和臭氧低值中心区,臭氧低值增强（减弱）可能是南亚高压增强（减弱）的部分原因,南亚高压增强（减弱）也可能是臭氧低值增强（减弱）的部分原因。在6月南亚高压和臭氧低值的东南部、8月南亚高压和臭氧低值的西部和东部,以及9月南亚高压的西部,南亚高压增强（减弱）可能导致臭氧低值增强（减弱）。在5月南亚高压西部和臭氧低值南部,臭氧低值的增强（减弱）可能导致了南亚高压的增强（减弱）。根据相关分析,推测臭氧变化对南亚高压变化的可能影响机制如下:当南亚高压区臭氧浓度出现正异常时,辐射加热在其上部（下部）为负异常（正异常）,导致高层（低层）异常辐合（辐散）,从而导致下沉异常。高层异常辐合与下沉异常最终使南亚高压异常减弱。而臭氧浓度负异常导致南亚高压呈现正异常的过程与上述过程相反。 相似文献