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2008年年初低温雨雪冰冻期间(包括4次过程),冷暖气团长期对峙是"低温雨雪冰冻"天气持续的主要原因;准静止锋稳定、少动,锋面较平缓;等θse经向和垂直向梯度不断加强;冷暖气团形成的逆温很明显;主锋区前部上空存在多层锋区现象;锋区渐强,最强时在10个纬度内南北温差超过20℃;相对湿度≥90%的高湿度区的移动趋势、范围、垂直伸展高度均与4次过程吻合较好;锋生函数的分布与等θse密集区的分布一致,呈向北倾斜上升状,滇黔地区准静止锋区域内,多数时间段有锋生发生,华南地区上空静止少动的锋生中心,正是低温雨雪冰冻期间准静止锋长期稳定的原因之一;南北风交界线的移动趋势与低温雨雪冰冻过程趋势一致,4次过程都伴有偏南风低空急流;当副热带高空急流逐渐加强、水平风垂直切变加强并向下伸展时,低空急流加强;高位涡舌向下伸展,高纬度的高位涡舌与主锋区的中高层相对应,中纬度高位涡舌与副热带锋区对应;湿位涡斜压项PMV2量级较小,但其与,4次过程的对应关系非常好;锋区上界和下界等熵面上的气流能较好地反映准静止锋区上、下界特征;约290 K等熵面上(锋区下界以下)在贵州均为偏东气流,这是贵州及江南大部分地区长时间维持低层冷气团的主要原因. 相似文献
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利用地面观测资料、中国气象局PM2.5质量浓度数据、L波段探空秒数据等，对华北地区三个大城市(北京、石家庄和太原)的雾、霾及晴天天气的地面风场特征及PM2.5浓度分布情况进行了统计分析。同时分析了典型雾、霾天气过程中的边界层气象要素垂直结构及逆温层特征，并与晴天过程做了对比。通过对不同强度雾、霾天气过程的边界层动力、热力学结构差异的讨论，发现逆温强度与雾、霾天气的能见度有负相关关系，并对雾、霾天气的发生有一定的预报指示意义。 相似文献
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西北干旱区夏季大气边界层逆温强度和高度的频率密度研究 总被引：3，自引：0，他引：3
利用敦煌干旱区陆气相互作用外场加强观测试验数据,分析了夏季干旱区边界层高度、逆温层逆温强度以及频率密度的特征.结果表明,虚位温垂直变化的极值可以确定对流边界层(CBL)、稳定边界层(SBL)和残留层顶(RLT)的高度.夏季敦煌干旱区CBL、SBL和RLT的高度平均为2.09 km、594 m和3.53 km,三者逆温层强度(△θv,zi)平均为0.084～0.088 K·(10 m)-1.CBL高度基本遵从均匀分布,SBL和RLT高度分别遵从显著的伽玛分布和极值分布,三者的△θv,zi均遵从显著的伽玛分布.CBL高度与△θv,zi的联合频率密度在0.05≤△θv,zi≤0.1 K·(10 m)-1的线状区域中最大,SBL高度与△θv,z.的联合频率密度在SBL高度＜1 km、△θv,zi=0.1 K·(10 m)-1和0.025 K· (10 m)-1附近的两区域中较大,RLT高度与△θv,zi的联合频率密度则在RLT高度等于3.5 km附近且△θv,zi=0.11或△θv,zi=0.06～0.08 K· (10 m)-1的区域中较大. 相似文献
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利用NOAA卫星AVHRR资料解译哀牢山区逆温 总被引：2，自引：0，他引：2
运用ＮＯＡＡ卫星的ＡＶＨＲＲ资料，经过大气的水汽订正来反演地面温度，并对哀牢山东西坡逆温的强度和厚度进行分析。结果表明用ＮＯＡＡ资料来解译山区逆温的方法是可行的。 相似文献
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用常规气象观测资料和NCEP2．5°×2．5°再分析资料，对贵州2011年年初和2008年年初2次严重低温雨雪冰冻灾害期间的天气形势、冷空气、水汽和大气层结等特征进行了分析比较。结果表明：静止锋是贵州低温雨雪冰冻天气的主要天气系统；2008年较2011年冷暖空气均较强，故锋区强、锋面坡度较小，这是2008年冰冻天气强于2011年的主要原因；冻雨的发生与层结的逆温有很大关系，逆温发展的阶段均能较好地对应每一次冰冻过程；逆温强度强且长时间存在是2008年冰冻天气持续时间长的原因。2次过程中低层锋区附近有明显的水汽辐合，形成雨雪天气；对2011年降雪和冻雨过程的对比分析表明降雪与冻雨最明显的特征是降雪时层结基本无逆温，逆温层的出现是降雪转换成冻雨的重要原因。 相似文献
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采用经验频率分布、趋势分析等统计分析方法，分析了庐山气象站2005-2015年云海时间变化特征及其与气温、相对湿度和风向风速等气象要素的关系。结果表明：（1）庐山云海平均年日数为133.73 d，最多年份为172 d（2005年），最少年份为106 d（2012年），云海日数呈递减趋势。（2）庐山云海适宜的气象条件为：平均气温8.7~21.0℃，最高气温12.7~24.7℃，最低气温5.7~18.6℃，相对湿度 ≥ 82%，风速1.9~4.8 m·s-1，风向为SSE和S。和无云海时相比，有云海时气温要素整体偏高，相对湿度条件更好，风速频率分布接近。（3）在2005-2015年的云海日中，有效探空数据共1 840时次，其中500时次出现逆温，占27.2%；平均逆温层底高度为793.1 m，平均逆温层厚度为1 054.4 m，平均逆温强度为0.25℃·（100 m）-1，均大于无云海时的逆温参数。有云海时，逆温层底高度300~2 000 m和逆温强度大于等于0.4℃·（100 m）-1所占百分比较无云海时更大，表明有云海时逆温层底更高，逆温层更厚，逆温强度更强。 相似文献
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利用常规观测、地面加密自动站及NCEP再分析资料，针对上合组织青岛峰会的气象服务过程，对海雾维持和消散两个阶段的气象要素特征进行了分析。结果表明：1）当能见度低于1 000 m时，相对湿度为99%，能见度介于1 000～2 000 m之间时，相对湿度为95%～99%。2）近地面层30°N以北黄海海域持续吹东南风，并在青岛形成水汽辐合中心，有利于青岛形成海雾；当东南风转为东北风，水汽辐合中心减弱或消失时，海雾趋于消散。3）在海雾维持阶段，逆温层最低高度稳定在980 hPa以下，总逆温差逐渐增强，逆温梯度跃升与海雾强度增强同步；最大逆温层厚度和逆温层总厚度下降12 h后海雾逐渐减弱，逆温层最低高度上升时能见度也随之上升。4）白天逆温层之上为下沉运动，之下为上升运动，夜间700 hPa之下均为上升运动，且上升运动中心位于逆温层之下，这种垂直结构有利于逆温层和海雾的维持；当逆温强度减弱，垂直运动穿越逆温层贯穿700 hPa以下对流层时，海雾趋于消散。 相似文献
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利用地面气象站的观测资料、观象台的探空资料和NCEP/NCAR再分析资料对1960—2013年北京地区20个地面气象观测站冻雨天气过程的特征及其发生条件进行了分析。结果表明:1960—2013年北京地区11月至翌年4月均可能出现冻雨天气,北京东南部的大兴区和通州区、西北部的昌平区为冻雨发生相对较频繁的地区。低层丰富的水汽和抬升条件有利于冻雨天气的出现,大气层结的垂直结构可分为无融化层(整层<0℃)和有融化层(冷—暖—冷)两类,两种类型冻雨出现的概率相当(各占50%)。通过对北京地区冻雨天气过程典型个例的对比研究发现:850—700hPa暖平流对逆温强度的变化有重要影响;无融化层时,云顶高度较高,700hPa以下气层温度为-10~0℃,降水以过冷却水的形式降落至地面发生冻结形成冻雨;有融化层时,湿层较浅薄(位于850hPa以下),暖湿空气在近地层的"冷垫"上滑行,是此类冻雨发生的有利因素之一。 相似文献