降水分析（共11篇）
降水分析 篇1
目前, 在气象地面观测中, 大部分气象要素都已实现自动化观测, 雨量也是如此, 然而, 由于自动雨量传感器本身构造上的原因, 虽然雨量传感器已经正式使用了多年, 但在实际的观测工作中, 会发现一些时候两者所测数据存在差异。为了对这些差异进行分析, 提高数据的精确度, 对自动雨量传感器的工作原理、产生数据差异存在原因等进行分析比较, 对其存在误差原因提出解决办法, 使自动雨量传感器获取的数据能更好的使用。
1 各类雨量仪器工作原理
1.1 人工站
雨量器由雨量筒 (含20cm的正圆形承水器、储水瓶和外筒) 与量杯组成, 雨量筒包括承水器、储水瓶和外筒, 以收集降水量。量杯为一特制的有刻度的专用量杯。到一定量或定时观测时, 由人工进行测量。
1.2 自动站
自动雨量传感器。主要由承水器、上翻斗、计量翻斗、计数翻斗和调节螺钉、干簧管组成。承雨器收集的降水通过漏斗进入上翻斗, 当雨水积到一定量时, 由于水本身重力作用使上翻斗翻转, 水进入汇集漏斗。降水从汇集漏斗的节流管注入计量翻斗时, 就把不同强度的自然降水, 调节为比较均匀的降水强度, 以减少由于降水强度不同所造成的测量误差。当计量翻斗承受的降水量为0.1mm时 (也有的为0.5mm或1mm翻斗) , 计量翻斗把降水倾倒到计数翻斗, 使计数翻斗翻转一次。计数翻斗在翻转时, 与它相关的磁钢对干簧管扫描一次。干簧管因磁化而瞬间闭合一次。这样, 降水量每次达到0.1mm时, 就送出去一个开关信号, 采集器就自动采集存储0.1mm降水量。
2 自动站数据误差存在原因
自动站的雨量传感器主要存在以下四个反面的误差:
2.1 雨量传感器定位基点漂移产生的误差雨量传感器中计量翻斗的两侧装有一
对定位螺栓, 这对螺栓间的距离是测量降水量的基础, 距离过大或过小, 都会影响计量翻斗的翻转倾角, 使翻斗矩发生变化, 翻斗力矩的改变使斗内盛水量改变。倾角大, 盛水量多, 反之就小。在日常使用中, 定位螺栓由于翻斗的经常碰撞而导致两个螺栓之间距离的改变, 进而导致测得降水量的不准确。解决这一误差的方法是:定期 (一般为一个月) 对雨量器进行自身排水量与计数、记录值相比。如出现异常, 应及时按照说明书对定位螺栓进行调节。
2.2 雨量传感器关键元件 (磁钢扫描干簧管) 引入的测量误差
因计数翻斗中的磁钢扫描干簧管一次, 开关信号发送一次, 代表产生了0·1mm的降水量。若干簧管元件失常, 发生多发送信号、漏发或不发送信号, 就会出现雨量异常现象。只需更换干簧管就可解决这一误差。
2.3 维护保养不及时产生的误差
整套翻斗中都是有机械构成组成, 在室外容易受到外界因素的影响, 如承水口被灰沙、树叶、草叶和昆虫等堵塞;在雨量筒内部可能结有蜘蛛网等原因均会造成测量误差。日常工作中加强对自动雨量传感器的维护保养就可消除这一误差。
2.4 本身结构产生的固有误差
根据雨量传感器的原理:降水通过承雨器进入上翻斗, 然后进入汇集漏斗。通过汇集漏斗的节流管注入计量翻斗, 当计量翻斗承受的降水量为0.1mm时 (也有的为0.5mm或1mm翻斗) , 计量翻斗翻倒, 把水倾倒入计数翻斗, 使计数翻斗翻倒一次。磁钢既对干簧管扫描一次。干簧管因磁化而闭合, 输送出去一个开关信号, 采集器就自动采集存储0.1mm降水量。这个设计本身并没有什么问题, 然而降水是一种持续性的天气现象, 而翻斗每翻动一次都需要一定的时间, 在翻斗每一次翻动的过程中, 都会流失少量的降水。虽然一次翻动时间很短暂, 但累积起来仍然是很可观的。尤其在降水时间越长、降水量越大的情况下, 损失的降水量就越多, 自动雨量传感器测量出的降水量跟实际降水量的误差就越大。通过对其的构造原理进行分析发现, 这种误差虽然无法消除, 但是由于翻斗翻动一次所用的时间是固定的, 那这种误差就应该是一个恒定的系数。
本站经过长达两年的实测降水和自动站降水对比观测。期间共取得降水样本387次, 其中降水量达0.1mm以上有研究价值的231次。对其进行对比分析。通过研究发现, 降水量<20mm的时候, 自动站降水与实测降水相比较, 误差在1%以内;降水量在20mm~50mm之间时, 误差为2%;降水量>50mm的时候, 误差在3%以上。
3 结语
自动与人工雨量观测数据的差异是多种原因造成的。这些原因包括仪器的工作原理、日常维护和人为因素等等。从比较分析情况可以看出人工观测雨量获取数据在对比上较优于自动观测雨量。虽然自动站雨量观测在提供雨量累计量方面还有缺点, 但它能及时提供雨量信息, 作为天气预报上使用是有优越性的, 因此在工作中只要做好日常的维护, 通过科学的计算方法尽量把误差消除。就能获取具有准确性、真实性和代表性的气象资料, 从而进一步提高天气预报准确率。
参考文献
[1]万日金, 吴国雄.江南春雨的时空分布[J].气象学报, 2008 (3) .
[2]李建, 宇如聪, 王建捷.北京市夏季降水的日变化特征[J].科学通报, 2008 (7) .
[3]强学民, 杨修群, 孙成艺.华南前汛期降水开始和结束日期确定方法综述[J].气象, 2008 (3) .
深基坑支护及降水施工技术分析 篇2
关键词：深基坑支护；降水施工；护坡桩；土钉墙
一、深基坑开挖的降水施工
目前，对于深基坑开挖施工中的降水问题，可根据水位、地质等情况的不同，分别采用深井井点、轻型井点、电渗井点、喷射井点等措施。值得注意的是，在进行深基坑降水的过程中，受地下水位降低的影响，基坑内部的土体将出现液压沉降现象，其不仅会直接加大土粒间的应力，同时也将造成地面的沉降，倘若没能及时采取有效措施加以控制，甚至可能导致临近地面构筑物发生倒塌、倾斜。
二、工程中的实际应用
2.1工程概况。某工程基坑开挖面积达3200m2，周长800米，深18米。由于工程距离河流较近，地下水资源丰富，渗透系数不一、降深大、水位高、水量分布不均、基坑开挖深度大。设计时采用了支护刚度较大，对位移和沉降有较好控制能力的管井降水方案和桩锚支护、土钉墙与预应力锚索相结合的支护体系，要确保工程顺利进行，基坑降水和支护就成为施工的一个关键。
2.2工程地质概况 。工程距离某河流最近距离仅有1.5km，地下水位较高并属软地基。常年有水，平均水深1.8m，地质状况复杂。整个场区地层主要为：①层素填土，主要由粘性土组成，夹约20%的碎砖瓦等生活垃圾及植物根茎等杂物，土质不均匀，呈软塑状态，层厚0.40～3.3m，层底埋深0.40～3.3m。②-1层亚粘土，以软塑状态为主，局部硬塑，中压缩性，该层层厚0.3～2.4m，层底埋深1.5～3.5m；②-2层淤泥质亚粘土，为饱和，流塑状态，局部夹薄层亚砂土，中高压缩性，层厚1.5～14.50m，层底埋深2.5～17.00m；②-3层淤泥质亚粘土夹薄层粉砂，为饱和，流塑状态，粉砂呈薄层状，层厚1.0～4.0cm，呈千层饼状，中高压缩性，层厚0.9～11.6m，层底埋深3.3～24.5m；②-3a层粉砂，饱和，松散～稍密状态，局部夹薄层亚粘土，以硅质砂砾及石英砂砾为主，中压缩性，该层层厚1.4～7.9m，层底埋深5.00～16.00m；②-3b层粉细砂，饱和，稍密～中密状态，局部夹薄层亚粘土，以硅质砂砾及石英砂砾为主，中低压缩性，该层层厚4.90～15.5m，层底埋深19.00～27.50m；②-4层亚粘土，以软塑状态为主，局部硬塑，部分地段夹淤泥质亚粘土团块，呈流塑状态，局部夹薄层粉沙，中高压缩性，干强度中等，韧性中等，该层层厚5.00～15.70m，层底埋深19.00～37.30m。
2.3方案设计：（1）基坑降水设计 。根据场区水文地质条件，工程具体情况和各种降水方法的适用条件，经过工程类比和理论验算，基坑四周设计深井管降水，共设置56口深井（包括基坑中间2口观测井）。井径600mm，井深22m，井距6～8m，井中心距槽边1m，无砂水泥管直径400mm，滤料2～8mm碎石，基坑四周每50m左右设一集水池。采用潜水泵抽水，直接排入集水池，再进入地面排水系统，排至市政污水井。（2）基坑支护设计 。根据基坑周边环境、工程地质条件、支护结构适用条件，通过技术经济分析和论证，同时参考类似工程实际经验，基坑支护采用桩锚支护，土钉墙与预应力锚索相结合的支护方案。基坑西北两侧壁由于紧邻建筑物和道路，-5.0m以上的边坡，采用土钉墙支护，其以下部分采用桩锚支护（即排桩与预应力锚索联合支护结构）。基坑东南两侧壁采用土钉墙与预应力锚索相结合支护。
三、施工技术措施
3.1基坑降水施工。管井使用钻头为600mm的逆循环钻机来制孔，人工制作泥浆护墙。钻孔成功后即刻将400mm不含砂的水泥管垂直的放入中间位置。为避免撞偏了井管，要以井口为中心从其周围平均回填滤料，使用粘质土填落井管距地表2m之内周围的封口。对管井进行取水前，需先使用空压机清理井，消除管中泥沙，直至处理成清水，以此确保排水通顺。
3.2基坑支护施工：（1）护坡桩施工。采取长螺旋钻孔机，中间压注混凝土，插进钢筋笼为桩的施工技术。确定桩位和高程调控点需根据策划护坡桩的桩位示意图。还要当场制造绑扎桩身钢筋笼。入场钢筋复核达标才能利用。钻机位置、钻孔机对准角度准许误差20mm。钻机到位后需维持机体稳定、钻杆挺直，钻孔时需保证孔墙平直，钻入灌浆即成孔，还需记载好施工数据，搜集水文地质材料。直至钻到规划深度方能停止，检验达标后再实施挤注混凝土。为防止砂土层产生塌孔，需增加2-3节护管护壁来巩固护坡桩成孔。伴随着钻具的提高，利用钻杆来压灌混凝土。桩体混凝土崩坍度160-180mm。制作混凝土时需适当控制混凝土总量和桩峰标高。（2）预应力锚索施工。实施锚索工程前，规定挖掘到锚索地段之下0.5m，与护坡桩或土钉桩相距不小于10m范畴里地面平整。平均相距10m建立一个调控点就是定位放线，确保锚索在同样的标高。在施工场地平整广阔的地段制造锚索杆体，其杆体的制造由预应力钢绞线成产形成，需要时将塑料布铺于地表上。锚杆策划尺寸+1.2m是杆体下料尺寸。将平均距离2m的钢绞线烧成丝状与隔离架捆绑于一体，钢绞线夹于隔离架空隙中。杆体防护层深度是20mm，将黄油抹在自由段上，用20mm软塑料管包裹，用胶带粘封住两头，胶带将杆体下部裹紧，方便进孔。
3.3土钉墙施工。土方挖掘与实施土钉墙支护工程划分阶段层次，挖掘一层支护一层，以便减短期限并有效防护已经挖掘层。先行挖掘基坑周围超过10m土钉墙施工操作面的土方，若上部土钉及注射混凝土表层还没完毕，则禁止挖掘下端土方。
器械挖掘后，挂线定位人力修葺坡面，清理坡面上的散土，坡面平坦率偏误≯±20mm。钻孔采用锚杆钻机，部分成孔使用洛阳铲。成孔后需清理洁净孔内残余或松散的土方，孔内一旦产生部分渗漏裂孔或散落松土，需迅速实行灌浆措施。孔深准许偏误±50mm；内径准许偏误±5mm；间距准许偏误±100mm；成孔斜角准许偏误±5%。
参考文献：
[1]王增先.降水无支护深基坑开挖施工方法[J].科技情报开发与经济，2010.
[2]黄强.深基坑支护施工技术在土木工程高层建筑中的作用[J].建筑·建材·装饰，2014，（8）.
降水分析 篇3
1 资料来源及分析
原T213降水预报产品共有44张预报图 (现在只有25张, BJEO 0188至BJEO 2588, 从BJEO 0988至BJEO 2488共16张图, 正好与笔者日常预报时段的短中期相吻合) , 它们分别是003、006、009、…、072、084、…、132, 前24张图每隔3 h 1张, 从084起, 每隔12 h 1张, 2张降水量之和为日降水, 前一天晚上20:00的预报图, 一般要到第2天凌晨4:00左右才能收到。从027到072共16张图, 正好与笔者日常预报时段的短中期相吻合。笔者收集了2007年8—12月5个月 (共163 d, 缺资料4 d, 实际天数为159 d) 的所有T213降水预报资料, 只分析检验1~2 d的短期预报, 利用邵阳、武冈的降水资料作为代表站对其进行统计分析与检验, 并与日本FSAS预报模式进行比较。统计得出各时段的晴雨预报准确率, 降水预报准确率, 空报、漏报率等各项预报指标。各统计参数定义为:
晴雨预报准确率QS= (Y+W-L-K) /S
降水预报准确率TS= (Y-K-L) /Y
降水空报率KS=K/Y
降水漏报率LS=L/Y
其中:S为预报总次数;Y为预报降水的总次数;W为预报无降水实况无降水的次数;L为漏报次数, K为空报次数。
2 预报定性规定
规定凡数值预报模式预报有0.1 mm≤降水量<50.0 mm的降水, 实况出现0.1 mm≤降水量<50.0 mm的降水, 则定性评为正确;实况无降水 (属空报) 、实况≥50.0 mm的降水属漏报, 定性评为不正确;凡预报无降水, 实况出现≥0.1 mm的降水, 则定性评为不正确 (≥0.3 mm属漏报) 。
3 检验结果
3.1 按月统计分析
与笔者过去日常预报评分一致, 以邵阳市作为本地预报检验, 武冈作为区域预报检验。其检验结果见表1和表2。
从表1和表2中可以得出如下结论:一是漏报率很低, 平均只有0.08%;二是区域预报质量QS、TS平均值比本地预报质量QS、TS平均值略高;三是LS、KS的平均值区域和本地相等;四是T213降水预报比日本FSAS预报模式质量高。
(%)
注:QS为晴雨预报准确率, TS为降水预报准确率, LS为漏报率, KS为空报率, 括号内的数据为日本FSAS预报模式的预报结果。下同。
(%)
3.2 按影响本地的天气系统进行分析检验
从实际应用中笔者已注意到T213降水预报准确率与某些天气系统有密切联系[2], 笔者用20:00至翌日20:00资料分别影响本地的高空和地面天气系统及其产生的降水进行分类统计。由于划分天气系统的难度比较大, 在划分影响本地的天气系统时尽可能分得详细, 最后归纳为13种天气系统进行统计, 其检验结果见表3。
(%)
从表3中可以看出, T213降水预报模式预报影响本地的天气系统为冷空气活动、中低层切变线、低涡、高空槽、静止锋、地面切变以及地面倒槽时[3], 其降水的预报水平都比较高, 但影响本地的天气系统为副热带高压和高压脊时其降水的预报水平比较低。在静止锋影响时日本FSAS预报模式的预报效果比北京T213模式预报北京T213模式预报好。北京T213模式预报比日本FSAS预报模式的预报效果好。T213模式对区域的预报准确率比对本地的预报准确率略高。
4 T213降水数值预报产品和日本FSAS降水数值预报产品的应用
笔者从事短期预报工作多年, 从开始接收日本数值预报产品和T106产品, 一直坚持在实际工作中进行检验, 总体感觉预报效果较好, 因此对这2种预报模式非常重视, 作为主要预报参考资料, 凡是T213、日本降水预报图, 报得比较大的过程, 都特别注意。近几年, 比较大的降水过程, 隆回县气象台都报出来了, 可以说这2年数值预报起了一定的参考作用, 比较典型的过程有2008年5月16—17日的暴雨过程, 6月27日大到暴雨过程, 2009年5月12日暴雨、局部大暴雨过程, 5月15日和6月5日大到暴雨过程, 2010年5月6日暴雨、局部大暴雨过程, 6月10—13日和17—18日等强降水过程, T213和日本降水预报图, 都报得比较大, 有时预报中心值达40~50 mm, 只是日本降水数值预报值比实况偏小一点, T213降水数值预报值比实况偏大一点。当然偶尔也有预报失误的时候, 由此可见数值预报产品在强降水预报起到了十分重要的作用。
5 结论
北京T213模式预报比日本FSAS预报模式的预报效果好, 2种预报模式对区域的预报质量QS、TS平均值比对本地的预报质量QS、TS平均值略高。对影响本地不同的天气系统, 2种预报模式的预报效果是不同的[4], 在实际工作中应区别对待不同的天气系统, 进行综合分析, 作出准确的预报。对于强降水过程, 日本降水预报模式的预报值比实况值偏小, 而T213降水数值预报模式的预报值比实况值偏大。在实际应用时, 必须与高空形势、地面天气图、卫星云图、雷达回波、单站资料等有机结合, 才能减少空、漏报和量级的偏差。2种预报模式对强降水的落区预报有较好的指导意义, 预报的强中心和雨量线密集带往往是强降水的落区和落点, 在应用时应该引起预报员的高度重视。
摘要：运用统计分析方法, 利用邵阳市2007年8—12月共5个月的降水资料, 对T213数值预报产品预报进行了分析检验, 并与过去应用的日本FSAS模式进行了比较, 结果发现:T213的降水预报产品预报能力高于日本FSAS模式, 在不同的月份、不同的天气系统影响下, 其预报准确率有所不同。并指出在实际工作中, 结合天气形势、预报员的实践经验以及其他预报方法进行订正, 能大大提高预报准确率。
关键词：降水预报模式,分析检验,准确率,湖南邵阳
参考文献
[1]买买提.阿布都拉.数值预报产品在和田市2009年汛期降水预报中的准确性检验[J].沙漠与绿洲气象, 2010, 4 (6) :20-23.
[2]吴曼丽, 梁寒, 王瀛, 等.2008年T213与德国降水数值预报产品对比检验[J].气象与环境学报, 2009, 25 (4) :22-26.
[3]周长志, 杨群, 高红梅.数值预报产品在短期降水预报中的检验分析[J].贵州气象, 2010, 34 (B09) :100-103.
邹平县大气降水酸度影响因素分析 篇4
邹平县大气降水酸度影响因素分析
应用灰色理论,以,,,2005,连续五年为时间序列点,取大气降水pH值为参考因素,取大气中SO2、NOx、TSP、降尘的浓度为比较因素进行关联分析.灰关联度矩阵表明:邹平县大气降水酸度的`最大影响因素是SO2, 其次降尘的影响也不容忽视.
作 者：赵晓帅 袁香英 Zhao Xiaoshuai Yuan Xiangying 作者单位：山东省邹平县环保局,山东,邹平,256200刊 名：中国环境管理干部学院学报英文刊名：JOURNAL OF ENVIRONMENTAL MANAGEMENT COLLEGE OF CHINA年，卷(期)：18(3)分类号：X51关键词：邹平县 大气降水 酸度 影响因素 灰色理论
伊犁地区一次大降水天气分析 篇5
关键词:多普勒天气雷达;冷锋;分析研究
中图分类号:X16文献标识码:A文章编号:1674-0432(2010)-08-0161-3
1 降水实况
2006年4月1-2日中亚南支波动引起一次天气过程造成了我区大范围的降水天气。整个过程的特点是持续时间长。过程降水全地区普遍达到了中到大量以上,个别山区达到了大雨的标准。(见表1)
表1 2006年4月1-2日我区各地降水情况
站名伊宁市霍尔
果斯霍城察布
查尔伊宁县巩留尼勒克新源特克斯昭苏
1日11.3 8.3 13.6 11.4 7.3 1.4 5.2 0.2 0 0.3
2日2.4 0.9 1.1 9.3 2.3 9.2 9.5 19.5 15.7 12.0
合计13.79.214.720.79.610.614.719.715.712.3
从上表可以看出这次天气过程的降水主要分布比较均匀,其中个别地区降水量较大,这是由于伊犁特殊的地形以及春季(夏季)热力分布不均,造成降水的地理分布存在差异,且存在地形的抬升等作用。
2 环流形势
2.1 高空形势
在3月31日08时500hpa高度场上,欧亚范围内为两支锋区型,北支锋区在北纬50°-60°之间,乌拉尔山以东锋区成西北东南走向,南支上多短波活动,西欧地区、里海以及咸海与巴尔喀什湖之间为低压槽区。
图1 2006年3月31日08时500hpa高度场
图2 2006年4月1日08时500hpa高度场
黑海与里海之间以及咸海為浅脊控制,我区处于高压脊控制下,随着西欧地区的低压槽的加深并东北移,其前暖平流使得北欧脊发展并东移,而里海地区的短波槽的加深使得咸海短波脊发展,并与北支上北欧脊叠加在乌拉尔山地区形成经向度较大的长波脊,引导新地岛冷空气南下, 使得咸海与巴尔喀什湖之间低压槽不断分裂短波东移影响我区大降水的天气。
2.2 地面形势
在3月31日14时的地面图上看到,与高空相对应,在黑海与巴尔喀什湖之间有一冷锋,锋后已有降水区,随着高空形势的发展,此冷锋东移,锋后的正变压区也东移,到02时此冷锋已移入我区附近,锋后出现+4.0hpa三小时正变压,到05时我区开始升压,08时以后开始产生降水。
图3 2006年3月31日14时地面形势
图4 2006年4月1日02时地面形势
3 物理量分析及地形影响
3.1温度平流
从图5可以看出我区处在暖平流区域中,其中心强度为+80,说明低层的辐合上升运动较强。而在巴尔喀什湖的中亚地区存在很强的冷平流,说明南支槽将加深,其冷暖界限就在我区附近,预示地面冷锋系统即将进入我区。产生大降水必须具有很强的垂直上升运动使水汽在绝热冷却过程中大量凝结。图6给出了500hpa垂直速度分布,3月31日02时我区的上升强度为-2×10-3hpa.s-1。
图5 2006年3月31日02时 850hpaT213温度平流
图6 2006年3月31日02时500hpa垂直速度
3.2 相对湿度
自3月31日起至4月1日,我区高层一直受偏西南气流控制,始终维持一个高比湿区,但相对湿度较大,3月31日20时T213相对湿度700hpa预报图上,有一个明显的湿舌区由中亚地区进入伊犁河谷地区,相对湿度普遍达80-90%,说明有南支槽逐步由中亚地区向西移动并与08时开始影响我区。配合地面冷锋系统4月1日08时河谷西部开始产生降水。
图7 2006年4月1日08时t213700hpa相对湿度
4 地形影响
此次天气系统有西西伯利亚低槽南下,伴随者欧洲高压系统的西退,在中亚低值系统的引导下,对我区造成了较强降水天气,还有地形的影响,由于伊犁地区东高西低,由西向东呈一喇叭口形状,尼勒克和新源都处在迎风坡狭管处,地形的抬升作用和狭管效应促使空气的上升运动加强,从而使暖湿空气获得了更大的上升运动能量,使强对流天气容易产生。尼勒克和新源过程降水达到大暴雨说明了地形作用的重要性。
5 雷达回波分析
5.1 雷达回波强度的演变
这次天气是咸海与巴尔喀什湖的一次冷锋东移影响我区的一次大将水天气。4月1日凌晨降水回波的主体在测站西面国境线以外。从07时开始降水回波由测站西北逐渐进入伊犁河谷地区,08时雷达强度回波图上已经可以看到(图8),测距的西部有一呈半圆形分布的片絮状回波群生成且逐渐加强发展,雷达回波形态混合型。回波强中心在25dbz左右。到11时天气系统在雷达回强度波图上表现为加强并东移,出现了一些强回波团,强度中心仍然测站的西南面。中心强度中心数值加强到30dbz。强度回波带移动缓慢,持续时间长,并且在河谷西部的霍城和霍耳果斯出现了中到大雨同时在测站的西南面也出现了一个强回波团,距离测站36km,强度中心达到了33dbz。到14时,位于南边的强回波团不断发展并加强形成一强回波短带,此强回波带也表现为移动缓慢并加强,中心数值达到了35dbz,在南部山区产生了大降水,同时由于天气系统的东移,河谷西部的降水也减弱。到20时,强回波团在测站东面汇合并发展为一强回波带,中心强度度达到了36.7dbz。此强回波带东移,在河谷东部产生了大降水。
图8 08时1.5度仰角强度和2.4度速度08时fy-2红外云图
5.2 雷达速度分析
大尺度运动往往是冷暖平流与大尺度辐合辐散运动的结合。因此它相应的多普勒速度特征存在下列四种类型:
暖平流与辐合的结合;冷平流与辐合的结合;暖平流与辐散的结合;冷平流与辐散的结合。
相应的速度特征类型体现出零速度线在雷达两侧的顺转或逆转的弯曲程度存在明显的差异。这些特征我们定性解释如下:大尺度辐合运动在多普勒速度图上的特征是整个零速度线的形状呈弓状,弓两侧弯向正速度区,大尺度辐散运动在多普勒速度图上的特征是整个零速度线的形状也呈弓状,弓两侧弯向负速度区,而暖平流则表现为零速度线两侧弯曲随距离的增加顺转,整个零速度线呈S型,冷平流则表现为零速度线两侧弯曲随距离的增加逆转,整个零速度线呈反S型。而在这次连续性大降水过程中,其大尺度运动在多普勒速度图上表现出的特征恰恰是上述这些运动结合的集中反映。
这次连续性大降水过程,降水范围很大,表现为积层混合云性降水性质,在相应雷达回波图上可以看出明显的辐合与辐散。在08时速度图上可以看出(图8),零速度线大体呈弓型,弓两侧弯向正速度区,近距离的低层为东南风,速度随高度递减,并且在低层零速度线呈S型,说明在低层存在暖平流,在高层随着高度的增加,零速度线逆转呈反S型,说明在高层存在冷平流。在近地层存在辐合流场,并且有暖平流,这种地层辐合配合暖平流产生较强的垂直运动。而低层辐合运动为提供了水汽输送。在14时仰角为2.4度径向速度度回波图上可以看到(图9),在9.5km处零速度线通过雷达成东北-西南向的直线,即风向为东南风,在中间高度层零速度线发生“S”型的变化,然后向上又呈东北-西南向的直线,而风向转为西南风,风向发生了90度的变化。而在雷达有效探测范围内,零速度线呈“S”型结构,表明为暖平流。有两对“牛眼”型结构,第一对在距离测站12.6km范围内,数值约在7.5-11.3m/s之间,第二对的负最大径向速度距离测站23.7km左右,而正的最大径向速度距离测站40.3km左右,数值约在11.3-15.0m/s。表明低层和高层的风速都是先增加再减小。锋前为暖平流,锋后为偏冷平流,根据风向发生90度的变化,以及牛眼分布可知,在测站的西南面方位角340度处有一条冷锋。此冷锋移动缓慢,几乎停止不动,所以造成我区连续性的降水天气。到了17时,这条冷锋开始减弱,并东移。并且零速度线逐渐向负速度区域弯曲,流场转向辐散流场。在20时仰角为10度速度回波图,正负最大速度中心与测站对称,零速度线两侧开始向负速度区域弯曲。此时的流场为一辐散流场。
图9 14时1.5度仰角强度和2.4度速度08时fy-2红外云图
这种上层冷平流,下层暖平流的不稳定的大气层结,为水汽的产生和输送创造了有利条件。到4月3日,整个回波区范围逐步减小,强度减弱,我区大降水天气结束。
6 结论
通过此次新一代天气雷达的观测可以看到回波的加强,以及合并;由径向速度分布图像可以很好地看出风、冷暖平流的演变情况;在径向速度分布图像上可以分析出锋面结构。
参考文献
[1] 俞小鼎,姚秀萍,熊延南,等.多普勒天气雷达原理与业务应用[M].北京:气象出版社.2006:145-146.
[2] 张培昌,杜秉玉,戴铁丕.雷达气象学[M].北京:气象出版社.2001:363-385.
[3] 朱乾根,等.天气学原理和方法[M].北京:气象出版社, 1981.
怎样分析大气降水的形成 篇6
老师:
在分析大气环境有关大气降水的问题时, 尤其是分析某地大气降水的形成原因时不知从何着手, 究竟应该考虑哪些因素进行针对性分析, 学习时我们感到有些困惑, 请予解答。
浙江李罡
李罡同学:
所谓大气降水, 就是指大气中的水汽以固态或液态的形式降到地表。大气降水是怎么形成的?应怎样分析?现解答如下。
一、大气降水形成的根本原因
大气中所含水汽的多少, 与大气的温度呈正相关。一般来说, 温度越高, 大气所含的水汽越多;反之, 大气所含的水汽越少。在某一特定的温度下, 大气中所含水汽过度饱和, 则多余的水汽便可以凝结形成降水。因此, 在自然界实现大气降水最主要有两种途径:在湿度一定时大气实现降温和在温度一定时大气实现增湿。这也是大气降水形成的根本原因。
二、全球性大气降水的分布及其成因
全球性的大气降水主要受大气环流的影响。大气环流包括三圈环流和季风环流, 其中三圈环流在近地面的表现为七个气压带、六个风带。气压带、风带、季风的性质决定了全球性的大气降水分布的基本规律。依据降水量的多少, 全球又被划分为四个降水带:赤道多雨带、副热带少雨带、温带多雨带和极地少雨带。
(1) 气压带对降水的影响
对流层大气温度随高度的增加而递减, 离地面越近, 气温越高;离地面越远, 气温越低。陆地表层约四分之三的大气和水汽集中在对流层底部。因此, 高压带控制区由于盛行下沉气流, 大气温度会上升, 水汽难以凝结, 降水偏少;低压带控制区由于盛行上升气流, 大气温度会降低, 水汽易凝结, 降水较多。大气环流在近地面形成的七个气压带中, 赤道低气压带和副极地低气压带控制区常年盛行上升气流, 降水较多, 形成世界上的赤道多雨带和温带多雨带;副热带高气压带和极地高气压带控制区常年盛行下沉气流, 降水较少, 形成世界上的副热带少雨带和极地少雨带。
(2) 风带对降水的影响
地球表面太阳辐射的分布呈现从低纬向高纬地区递减的规律, 因此地表温度也大致呈现由低纬向高纬递减的规律。大气由低纬向高纬流动过程中, 大气温度降低导致水汽凝结, 形成降水;大气由高纬向低纬流动过程中, 大气温度上升导致水汽不易凝结, 难以形成降水。在三圈环流形成的六个风带中, 中纬西风带的盛行风由较低纬度吹向较高纬度, 故中纬西风带控制的地区降水较多, 如欧洲西部常年受西风控制, 年平均降水量为700~1000毫米;极地东风带的盛行风由较高纬度吹向较低纬度, 其控制的地区降水较少, 一般年降水量在200毫米以下。
(3) 季风对降水的影响
中低纬度的大陆东岸受季风环流的影响, 常年受冬夏季风交替控制。夏季, 大陆东岸地区主要受来自中低纬海洋上的湿热气流控制, 大气在向中高纬地区运动过程中, 温度会降低, 可以形成降水, 并且降水较多。冬季, 大陆东岸地区主要受来自中高纬大陆地区的干冷空气控制, 大气在向低纬运动过程中, 温度会升高, 难以形成降水。如我国的华北平原, 夏季受来自太平洋的湿热空气控制, 降水集中在7、8月份, 占全年降水量的43%左右。
三、局部地区降水差异的成因分析
局部地区降水的多少除了受空气运动影响外, 还主要受天气系统、地形、洋流、海陆位置以及人类活动等因素影响。
(1) 气压系统对降水的影响
高压中心盛行下沉气流, 降水偏少, 受高压控制的地区常会出现晴朗天气。低压中心盛行上升气流, 降水较多, 受低压控制的地区多阴雨天气。如我国江南地区的伏旱季节降水较少, 就是受高压控制。
(2) 锋面系统对降水的影响
冷气团和暖气团相遇时, 暖气团主动或被迫抬升, 导致上升气流温度降低, 水汽凝结可以形成降水。一般来说, 冷锋降水主要集中在锋线后方, 降水持续时间短, 强度较大, 雨区范围较小;暖锋降水主要集中在锋线前方, 多为连续性降水, 强度较小, 雨区范围较广。如我国北方地区夏季的暴雨多为冷锋形成的锋面雨。
(3) 地形对降水的影响
在山体的迎风坡, 暖湿空气受地形阻挡被迫抬升, 温度降低, 水汽凝结, 可以形成降水;在山体的背风坡, 空气下沉, 温度升高, 难以形成降水。如印度乞拉朋齐世界“雨极”的形成:夏季, 来自印度洋的暖湿气流从恒河三角洲进入孟加拉国的低地平原, 暖湿气流在向北前行的时候, 突然受到山地的阻挡, 被迫在2~5千米的范围内上升至1370米的高度, 处在山地迎风坡的乞拉朋齐形成大量降雨, 而北侧背风坡年降水量不到500毫米, 相差很大。
例1 (2013年高考浙江文综卷第36题第2小题) 根据下面材料, 完成问题。
材料美国本土年降水量分布及棉花带范围。
描述美国西部年降水量的空间分布特点, 并分析其成因。
【简析】根据等降水量线数值大小和疏密特征, 可以判定西部沿海地区的降水量大, 降水变化大, 尤其是西北部地区更为明显;西部内陆的降水量小, 降水变化小。这是由于西风带来的太平洋上的暖湿气流受到南北走向的科迪勒拉山系阻挡, 迎风坡气流抬升形成地形雨, 而山间的高原盆地处于背风坡、雨影区, 水汽难以进入, 降水少。
【答案】分布特点:大致由沿海向内陆递减;西北部降水空间差异较大。成因:西部南北走向的高大山脉阻挡来自太平洋的湿润气流, 山脉西侧地处迎风坡, 降水多;西部的山间高原盆地, 水汽难以进入, 降水稀少。
(4) 海陆位置对降水的影响
海陆位置对大气降水的影响主要体现在两方面:一方面, 距离海洋的远近。距离海洋越近, 能到达的湿润空气越多, 降水也越多;距离海洋越远, 能到达的湿润空气越少, 降水也越少。如我国西北内陆地区距离海洋远, 降水偏少。另一方面, 海陆热力性质的差异。如沿海地区, 白天风由海洋吹向陆地, 可以带来大量水汽。
(5) 洋流对降水的影响
暖流有增温、增湿作用, 可以促进区域降水的增加;寒流有降温、减湿的作用, 会减少区域降水量。如秘鲁受秘鲁寒流影响, 降水偏少, 年降水量不足100毫米;西部欧洲受强大的北大西洋暖流的影响, 年降水量可以达到1000毫米。
(6) 人类活动对降水的影响
由于人类活动, 下垫面的物理性质或大气成分发生改变, 从而使局部地区的降水发生变化。如修建水库可以使库区年降水量增加, 温差变小;大量砍伐森林会使所处地区降水减少, 变得干旱。
当然, 大气降水受到众多因子的影响, 但一个地区往往只有一两个因子起到主要的作用。因此在解题时考生需要结合区域的具体特征进行有效的分析。
例2 (2013年高考全国文综新课标卷Ⅱ第9~11题) 雾是近地面大气层中出现大量微小水滴而形成的一种天气现象。当暖湿空气经过寒冷的下垫面时, 就易形成雾。下图中, S市附近海域夏季多雾, 并影响S市。据此完成 (1) ~ (3) 题。
(1) S市附近海域夏季多雾的主要原因是
A.沿岸暖流提供了充足的暖湿空气
B.半岛东侧海湾海水温度较低
C.海陆间气温差异较大
D.沿岸寒流的降温作用较强
(2) S市夏季常被雾笼罩, 是因为
A.降水较少
B.气温较高
C.风力较弱
D.光照较强
(3) 夏季, S市主要受
A.季风影响
B.西风带影响
C.低压控制
D.高压控制
【简析】根据图示提供的信息, 可判断该地是美国西海岸地区;结合题干中“当暖湿空气经过寒冷的下垫面时, 就易形成雾”这个条件, 判断该地有加利福尼亚寒流流经, 从而起到降温作用;该地属于地中海气候, 夏季受到副热带高压的控制, 盛行下沉气流, 风力小, 云雾不易扩散。
【答案】 (1) D (2) C (3) D
新疆降水资源变化特征分析 篇7
传统对降水变化特征研究,多集中在全国或各省、区降水量、降水日数、降水强度和极端降水等时空分布特征分析[5],然而,对干旱区各季节不同等级降水量、降水日数及其降水贡献率和降水频率等方面的研究较为缺乏,尤其针对不同等级降水对年降水量贡献率分析更为鲜见。本文以1980年为时间节点,将过去50年分为两个时段(1961—1980年为时段Ⅰ,1981—2010年为时段Ⅱ),系统分析研究区年、季尺度及不同强度等级降水量、降水日数的时间演变和空间分布特征,进而明确不同等级中不同季节内降水量贡献率和降水日数频率的变化特征,为研究区域未来适应气候变化合理利用降水资源提供科学参考。
1 材料
1.1 数据来源
气象数据来源于中国气象科学数据共享服务网,包括新疆41个气象站点1961—2010年逐日降水资料。
1.2 干湿区划分
进行农业气候分析时,气候要素的多年平均值仅能反映50%的可能性,采用80%保证率下的结论更准确,因此,本文以80%保证率下的年降水量数据作为干湿区划分的基础数据。按照经典的经验频率法将多年降水量数值进行降序排列后,依次计算近50年降水量对应的保证率,计算公式如下:
式中P———保证率,%;
n———样本序列数,即年数;
m———新排列序列中的序号,由1到n。
降水数值为降序排列中第80个百分位对应的降水量,数值为排序后m=40(P=78.40%)和m=41(P=80.40%)对应降水量值的线性插值。
以年降水量不大于200mm为干旱区,大于200~400mm为半干旱区,大于400~800mm为半湿润区[6]。
1.3 降水等级标准
依据中国气象局降水等级标准,日降水量不小于0.1~10mm为小雨,日降水量不小于10~25mm为中雨,不小于25~50mm为大雨,不小于50mm为暴雨。
1.4 降水频率与贡献率
研究区域内各站点逐年降水日数和降水量分4个降水等级进行分类汇总;各等级降水日数占年降水日数百分比,为各等级降水频率,而各等级降水量占年降水量百分比,为各等级降水贡献率。以同样方法计算各季节的降水频率和贡献率。
2 成果分析
新疆近50年年降水量为15~509mm,平均为141mm,过去50年呈增加趋势,平均每10年增加5.60mm,且有34%的站点通过显著性检验;研究区年降水日数在13~141d,平均为54d,总体呈增加趋势,每10年增加0.90d,有67%的站点通过显著性检验。新疆降水空间分布差异明显,高值地带主要在新疆北部,即北疆天山山脉,而新疆的塔里木盆地为严重少雨区,降水量低于40mm,年降水日数在20d以下。
2.1 不同等级降水特征分析
新疆各研究时段内不同等级降水分配见表1,1981—2010年各等级降水量和降水日数指标均高于1961—1980年,尤其是小雨、中雨降水量和降水日数增加幅度最大;小雨和中雨降水量呈升高趋势,且均达极显著水平(P<0.01)。全年94%以上的降水量为小雨和中雨贡献。全年小雨的雨量为13~294mm,过去50年内小雨量呈极显著增加趋势(P<0.01);全年小雨日数为12~127d;过去50年小雨降水日数呈增加趋势。全年中雨量为2~187mm,过去50年中雨量也是呈显著增加趋势(P<0.01);全年中雨日数为1~13d;干旱区内大雨、暴雨事件少见,过去50年仅有5%的站点平均大雨和暴雨日数在1d以上,其他地区极少有大到暴雨事件出现。
各等级降水空间分布格局与降水总量分布近似,降水量和降水日数的高值区位于北疆天山山脉及其以北地区;而低值区均位于北疆吐鲁番盆地、南疆塔里木盆地南部的沙漠地区,极小值中心在新疆吐鲁番。
注依据中国气象局降水等级标准规定,日降水量不小于0.1~10mm为小雨,日降水量不小于10~25mm为中雨,日降水量不小于25~50mm为大雨,日降水量不小于50mm为暴雨;季节划分:3—5月为春季,6—8月为夏季,9—11月为秋季,12月—翌年2月为冬季。*为通过显著性检验,**为通过极显著性检验。鉴于新疆大雨、暴雨事件较少,多年平均后的数据小于其量级标准,故该指标列出该区域多年来大雨、暴雨雨量及雨日的极值范围。
2.2 各季节降水特征分析
由表1可见,与1961—1980年相比,1981年之后(时段Ⅱ)各季节降水均有增加,尤以冬季雨日、雨量增加趋势最明显。其中,春季降水量为2~148 mm;降水日数在2~40 d,高值区降水量在60 mm以上,降水日数在25d以上,主要在新疆西北部的昭苏。夏季降水量为7~273mm,降水日数在7~60d。秋季降水量为1~91mm,降水日数在1~28d;极大值中心出现在新疆昭苏,极小值均位于新疆吐鲁番和新疆且末、若羌。冬季降水量为0~60mm;降水日数在7~60d,均有极显著增加趋势(P<0.01);极大值中心出现在伊宁和塔城,2个极小值中心位于新疆七角井、铁干里克。
2.3 不同等级降水量贡献率和频率的比较
结合表2、表3可以看出,干旱区小雨量在当地年降水量中所占比例最大,贡献率达70%以上,干旱区春雨贡献率明显高于全区平均水平,且春季降水频率呈显著增加趋势(P<0.05)。夏季降水量在全年中所占的比率明显低于全区域平均值。冬季降水量贡献率和频率最大,且贡献率有显著增加的趋势(P<0.01)。
注+和++分别表示该指标的气候倾向率经检验呈显著增加趋势(P<0.05)和极显著增加趋势(P<0.01);-和--表示该指标的气候倾向率经检验呈显著减少趋势(P<0.05)和极显著减少趋势(P<0.01)。表3中同。
3 结语
a.新疆年降水量显著增加,时段Ⅱ内各项降水指标均高于时段Ⅰ,尤其是小雨、中雨等级。季节变化中,尤以冬季降水量最明显。近50年来小雨和中雨雨量占年降水量的94%,强降水主要分布于研究区北部,即北疆天山山脉,低值区位于新疆的盆地、沙漠地区。
b.新疆近50年不同等级降水分配比例变化显著,小雨频率和贡献率均下降,而中雨频率和贡献率升高显著。春冬两季降水量的贡献率上升,夏季降水频率下降。夏秋两季降水贡献率和频率变动大,若因极端降水引起,将对各地区农作物生长产生不利影响。
摘要：新疆降水资源空间差异较大且种植结构迥异,细致分析降水资源的变化规律和分布特征,可为新疆地区合理利用降水资源、调节种植结构、适应气候变化提供科学参考。本文利用新疆41个气象站点1961—2010年逐日降水资料,以1981年为时间节点,将过去50年分为1961—1980年和1981—2010年两个时段,系统分析了研究区小雨、中雨、大雨及暴雨各等级降水量和降水日数在全年降水量和降水日数中的比例,以及降水在一年四季中的分配特征。所得结论可为明确研究区降水资源变化及种植结构和作物布局调整提供参考。
关键词：新疆,降水,变化,特征
参考文献
[1]丁一汇,任国玉,石广玉.气候变化国家评估报告(I):中国气候变化的历史和未来趋势[J].气候变化研究进展,2006,2(1):3-8.
[2]王春乙,娄秀荣,王建林.中国农业气象灾害对作物产量的影响[J].自然灾害学报,2007,16(5):37-43.
[3]黄荣辉,杜振彩.全球变暖背景下中国旱涝气候灾害的演变特征及趋势[J].自然杂志,2010,32(4):187-195.
[4]邹旭凯,张强.近半个世纪中国干旱变化的初步研究[J].应用气象学报,2008(6):679-686.
[5]任国玉,陈峪.综合极端气候指数的定义和趋势分析[J].气候与环境研究,2010,15(4):354-364.
[6]王延禄.我国建立、引用和验证气象干旱指标综述[J].干旱区地理,1990(13):80-86.
腾冲县降水丰沛成因分析 篇8
注:单位分别是℃、mm。
从表中可以看出,腾冲虽位于北纬26°05'—27°08'之间,但最热月8月的平均气温也只是20.6℃,主要是因为自4月—10月降水量都很多,阴雨天多,故而腾冲的夏天不热。腾冲位于云南西部高黎贡山西侧,降水丰沛,降水时间长。究其原因,主要有:经纬度位置,海陆位置,西风带南支气流和小地形位置等,这些因素对腾冲的气候和其他自然人文地理产生了很重要的影响。
一、经纬度位置决定降水丰沛
腾冲位于北纬26°05'—27°08'之间,从世界气候带的划分来看,此位置属亚热带季风气候的西端。亚热带季风气候分布在北纬25°~35°亚热带大陆东岸,它是热带海洋气团和极地大陆气团交替控制和互相角逐交绥的地带。该气候区域冬季不冷,1月平均温普遍在0℃以上,夏季较热,7月平均温一般为25℃左右,冬夏风向有明显变化,年降水量一般在1000毫米以上,主要集中在夏季,冬季较少。从中可看出,腾冲在这个大气候背景下,降水丰沛。
二、海陆位置决定降水丰沛
从图中可以看出,腾冲位于中南半岛的北端,距太平洋和印度洋的距离大致相等,所以几乎都能受到来自东南方向的太平洋和来自西南方向的印度洋湿润气流的影响,而这两股湿润气流差不多同时对腾冲带来影响并带来降水。但在这两股气流中,对腾冲地区带来降水的主要是西南季风。因为东南季风在深入的过程中受到层层阻挡,气流在翻过哀牢山后,所含水汽就所剩无几了,而西南季风则可以一路深入到本地区,并带来丰富的降水。
三、西风南支气流决定降水丰沛
冬半年,亚欧大陆受到来自大西洋的西南风吹拂,经过长途跋涉后的西南风到达中亚已偏转成了西风,这股西风收到了隆起的青藏高原的阻挡,分成了南支和北支,北支继续北上,而南支要绕过青藏高原再北上。南支在绕青藏高原再北上的过程中,先由高纬吹向低纬,从而使气流由冷变暖,然后再向北时是有低纬吹响高纬,气流由暖变冷。气流由暖变冷就会产生降水,而此时的气流正好经过腾冲,给腾冲带来降水,时间是4月份左右。在这一波降水之后就进入了夏季,由夏季风———西南季风和东南季风,主要是西南季风给本地区带来的降水。
四、小地形位置决定降水丰沛
腾冲处于横断山脉的西南端,总体地势呈东部、东北部高,西部西南部底趋势,这使得来自太平洋的东南季风很难到达,但来自印度洋的西南季风却能长驱直入的深入到本区。高黎贡山呈南北走向屹立在腾冲东侧,是西南季风受到阻挡抬升而形成降雨,腾冲刚好处于雨影区,降水很丰沛。
另外,昆明准静止锋对腾冲的降水影响也很大。
降水分析 篇9
1 误报降水数据状况及特点
27个站实测记录反映, 误报降水问题各站均有发生, 但玉树、果洛地区测站出现次数最多, 海南、黄南、海北、海西、格尔木各站出现次数相对较少, 西宁站偶尔出现。经统计, 2011年12月至2012年3月囊谦、杂多、久治、玛沁4站资料, 累计误报降水记录达1 000多次, 平均每站每月发生80多次, 月累计误报降水值达35.2 mm。误报严重, 导致台站根本无法正常运行。
根据资料汇总分析, 发现误报降水记录有3个特点:一是误报降水现象大多数发生在白天时段 (即08:00—21:00) , 高峰期在09:00—12:00, 次之在19:00—22:00, 而0:00—06:00出现较少;二是产生误报降水数据量最高点在每天10:00—11:00和20:00—21:00 2个时间段, 4个站曲线变化规律基本一致;三是误报记录以0.1mm次数为最多, 占到总次数的60%, 0.2~0.3 mm占总数的30%, 0.4 mm以上占10%。为便于分析, 以果洛玛沁站资料为例, 具体误报情况如图1所示。
2 误报降水原因分析
2.1 温度变化产生降水数据
根据DSC2型称重式降水传感器原理, 温度的变化会对称重式传感器的采集产生影响, 为了消除温度的影响, 从电路和计算软件设计了温度修正系统, 来消除因温度影响而引起的误差。因此, 从设备原理而言, 温度的变化的确有可能影响降水数据的产生。
每天10:00—11:00、20:00—21:00产生误报降水频次最高, 为了证明温度是否影响传感器的可靠性, 查阅了玛沁站相对应时间的自动站观测资料, 每天最高和最低温度分别在14:00、07:00左右, 与出现降水数据的10:00—11:00、20:00—21:00不重合。因此, 可初步得出结论, 温度的变化和产生误报降水数据没有直接关系, 因此可以排除温度影响产生误报降水的因素。
2.2 太阳能供电原因产生降水记录 (和日出日落有关联)
这类记录的特点是无大风、无沙尘、无霜降及结冰等天气现象, 在无降水晴好天气产生的误报降水值, 以玛沁站为例, 2013年1月出现57次, 占总数的65%, 可见出现的次数比例最高, 影响也最大。
根据DSC2型称重式降水传感器原理, 降水传感器采用振弦技术, 即以弦丝为弹性部件, 根据其所受拉力与振动频率的对应关系, 通过相应测量电路得到降水质量。降水传感器称重弦工作的压控震荡方式, 传感器输出频率对供电电压的波动很敏感, 在传感器设计中使用交流供电系统, 对电压变化要求较高。玉树、果洛等地区大部分自动气象站设备供电以太阳能电站为主, 在实际使用中太阳能电站充放电过程中电压的波动或不稳定可能会造成传感器频率的变化或稳定度, 从而影响传感器产生误报数据。因此, 从设备原理看, 太阳能供电造成称重式降水传感器产生误报降水数据的可能性是存在的。
由于太阳能光伏电站系统, 为了保护蓄电池的正常使用寿命, 控制器中设计有充放电自动控制电路, 具备过充保护、深放电保护等功能, 充放电控制器在蓄电池电压达到最终充电电压时启动过充保护功能, 即在蓄电池电压达到最终充电电压后充电控制器通过极快速、短暂的短路 (脉冲宽带调节) 来减小充电电流, 此时易形成供电电压的波动。同理, 当蓄电池电压达到最终放电电压时启动过放保护功能, 来减小放电电流, 此时也易形成供电电压的扰动[1,2]。
太阳能光伏电站的运行功能是白天通过光-伏采光板产生的电流 (电压) 给蓄电池充电储备电能, 夜晚通过蓄电池放电向用电设备供电, 这就存在一个充电、放电的时间节点, 即和当地日出日落时间有关系, 每天从天亮 (自然光也可产生小的充电电流) 到太阳升起, 采光板开始产生充电电流, 随着太阳光线角度直射光伏采光板的增加, 充电电流呈从小到大的递增状态, 到正午11:00—12:00, 采光板处于太阳光线采光直射的最佳状态, 此时光伏板产生最大充电电流, 太阳能控制器会启动最大充电电流过充等保护功能, 此充电保护过程会影响太阳能控制器及逆变器输出电压及频率的波动, 从而造成称重式降水传感器频率的变化, 致使传感器误报降水数据, 产生降水量;相反, 从每天下午日落至进入夜晚阶段, 太阳能电站蓄电池开始放电, 到20:00—21:00, 太阳能供电系统停止充电, 供电系统进入放电状态, 太阳能供电系统从充电转换为放电, 此时蓄电池电压从白天浮充状态变为放电状态, 输出电压及频率相对也会发生扰动, 致使传感器误报降水数据。
以上虽然只是用称重式降水数据出现的时间段, 结合太阳能供电系统运行机理进行了简单推理 (缺少太阳能供电系统相对应充电电流和称重式降水传感器采集器供电端电压等变化实时数据资料) , 但至少发现DSC2型称重式降水传感器误报降水数据的变化和太阳能供电系统充放电时间上存在一定的关联[3]。此外, 通过对太阳能供电和交流供电站的资料进行比较, 发现交流供电站如海西、格尔木、海北、海南各站出现误报次数较少, 西宁站基本没有出现误报降水数据。因此, 可初步推断太阳能供电是DSC2型称重式降水传感器产生误报降水的一个重要因素之一, 与实验室模拟得出结论也基本符合。
2.3 霜、结冰产生降水记录
这类记录的特点是有霜降、结冰天气现象, 以玛沁站为例, 2013年1月实测资料如图2所示, 共出现结冰、霜降天气现象28次, 占本月总误报降水次数的32%, 从时间上看, 主要集中在每天09:00—11:00和20:00—23:00 2个时间段, 最高点在10:00, 次高点在21:00, 误报降水数据为0.1~0.4 mm。经查阅地面观测A文件数据, 06:00—11:00、20:00—23:00, 是测站霜降、结冰形成及融化的时间, 和误报降水发生时间一致, 据此可初步判断, 结冰、霜降也存在产生误报降水的可能性。
技术保障人员在现场维护检查设备时, 发现在传感器称重黑色桶口附着一层霜, 待太阳出来温度升高霜化后导致霜进入桶中设备判断为降水采取数值, 致使误以为降水, 传感器误将霜、结冰质量作为降水量进行采集, 形成了降水值。进一步验证霜降、结冰也是产生误报降水的原因之一[4]。
2.4 大风、沙尘天气产生降水记录
这类记录的特点是伴随着大风及沙尘天气, 以玛沁站为例, 查阅地面观测A文件资料, 2013年1月出现大风天气2次, 2月出现12次, 未发现大风天气和误报降水有直接关系, 但从全省其他站上报资料看, 也有大风天气产生误报降水的情况, 考虑是有些站设备基础施工不符合要求, 基座不稳固, 在大风天气称重式降水传感器易受干扰, 产生误报降水记录现象。
另一种情况是大风伴有沙尘或灰尘天气出现时, 一般都发生误报降水, 如贵南站2012年12月2日13:18出现大风沙尘天气, 产生0.1 mm降水数据;格尔木站2012年12月14日13:05出现沙尘天气, 产生0.2 mm降水数据。进入冬季, 当地气候干燥, 大风天气常伴有沙尘或灰尘产生, 当沙尘进入称重式降水采集桶, 达到了称重式降水传感器的重量范围, 传感器会将沙尘及其他杂质的混合物计算重量并输出降水量数据。
3 改进和完善措施
通过以上分析, 表明DSC2型称重式降水传感器存在抗干扰能力差, 因供电、大风、沙尘、霜降、结冰等因素影响易产生误报降水记录问题, 应从以下几个方面对现用仪器进一步改进和完善:一是改造完善设备供电稳压设计, 消除因供电骚扰产生降水记录问题, 提高固态降水观测设备运行稳定度和可靠性, 适应高原偏远台站业务运行。二是增加除霜、冰设计措施, 能自动消除霜、结冰等天气现象对降水记录的影响, 提高设备的自动化运行程度。三是进一步完善和提高大风天气对设备运行的抗干扰能力, 对沙尘天气, 提出相应防护措施, 减少大风沙尘天气对设备的影响[5,6]。四是建设时严格按照称重降水传感器设备安装基础要求施工, 不同地区提出不同安装标准, 保证传感器的水平和稳固性, 避免因大风干扰产生假降水记录。
参考文献
[1]姚作新.新疆阿勒泰国家基准气候站ZQZ_BH型称重式固态降水试验研究[J].气象, 2011, 37 (6) :714-719.
[2]陈志国.浅谈DSC3型称重式降水传感器工作原理[J].鸡西大学学报, 2013 (5) :157-158.
[3]中国气象局.地面气象观测规范[M].北京:气象出版社, 2003.
[4]巩宏亚, 谢万军, 马良, 等.浅谈称重式降水传感器[J].甘肃科技, 2013 (1) :60-62.
[5]王彬彬, 孙雪, 刘春玲.称重式降水传感器与雨量筒降水量误差分析[J].农业与技术, 2013 (2) :145.
降水分析 篇10
关键词：暴雨过程；环流形势；动力条件；露点锋；三线图
引言
孝感市暴雨、大暴雨主要集中在梅雨期（6-7月），但是，春末夏初的暴雨过程与农业生产关系更加紧密，近年来出现在春末夏初的暴雨过程也引起了一些气象工作者的关注[1-4]。5月属初夏，在雨季开始较早的年份，暴雨也常多发。孝感站1958～2008年5月出现暴雨33次，占全年203次的16.2%[5]。如果前期春季降水量偏多，初夏的暴雨也常造成农田渍涝[5]，这种情况下的强降水必然引起地方党政领导和社会公众的特别关注。根据孝感市2015年春季（3-5月）气候影响评价分析，今年孝感市3-5月降水量偏多8～12%，且呈南多北少的分布特征。在前期春季降水量偏多的背景下，受高空500hPa槽和中低层低涡切变的影响，2015年5月14～15日孝感大部地区又出现了一次强降水过程，本文对这次强降水过程进行了成因分析。
1 天气实况
2015年5月14～15日孝感大部地区出现了大到暴雨天气，局部有大暴雨。根据区域自动雨量站监测资料显示，14日08时～15日08时，全市113个站中，雨量≥50mm的有29个站，≥100mm的有4个站，其中最大雨量为189.3mm，出现在汉川沉湖站（图1）。
本次过程从14日傍晚开始，15日早晨结束，历时短、影响范围广，雨量分布为南大北小；伴随出现雷电等强对流天气，主要表现为短时强降水，降水主要集中在14日夜间。
图1 14日08时～15日08时雨量图 图2 14日20时高空系统综合图
2 环流形势及影响系统
14日20时～15日08时，200hPa上空孝感位于辐散气流中；500hPa上空中纬度地区有高空槽逐步向东移动，且移速较快，伴随高空槽向东移动，低空急流形成且强度逐渐增强（图2线条：槽线/切变线；箭头：700hPa急流，红色方框处为孝感位置，下同）；15日08时孝感已位于槽后。
高层辐散，中低层辐合的配置为暴雨的发生提供了有利的动力条件[6]。这次暴雨发生时段内高空为500hPa槽前，中低层受到低涡切变的影响。200hPa上位于分流区中，高空辐散形势造成整层的上升运动，最大上升运动中心在700hPa附近。同时孝感市南部汉川近地面层最大比湿大于17.0g/Kg。不稳定能量较大、K指数接近40℃，具备出现短时强降水的条件。
水汽的汇集也主要靠低空流场的辐合[7]。本次强降水过程中，低涡和急流的相互配合较好。14日08时～15日08时，中低层在四川盆地东部有低涡生成并逐步向偏东方向移动。14日20时700hPa及850hPa低涡位于川东，孝感市上空位于700hPa及850hPa切变线之间， 700hPa低层暖式切变从江汉平原向湖北东北部地区延伸、850hPa切变线较700hPa切变线略偏南；此时低空急流建立，西南风急流中心轴东移至鄂东南，中心最大风速达18m/s（如图2所示）。受其影响，降水从南向北开始影响孝感市。
15日08时700hPa低涡移至孝感市东部，850hPa低涡位于鄂东与安徽省交界，此时，孝感市强降水过程结束。
3 诊断分析
3.1 水汽条件
比湿时间剖面图可见，在14日20时～15日08时降水集中时段，孝感市上空850hPa以下层次水汽十分充沛，其最大比湿大于17.0g/Kg（图3a）。
水汽通量的值越大，水汽输送越充分；水汽通量散度的值越小，水汽汇集质量越大[8]。水汽通量散度时间剖面图上，暴雨发生时段孝感市正处于西南风风速辐合区内，孝感市上空中低层有明显水汽辐合，最大辐合值出现在14日20时925hPa附近，为42*10 g/（hPa*cm *s）（图3b）。
3.2 动力条件
由散度时间剖面图可见，在降水时段内，孝感上空低层为辐合，最大辐合中心值为27s ，出现在925hPa附近。高层为辐散，最大辐散值达36s ，出现在200hPa附近（图3c）。
上升运动与水汽辐合紧密相连，在不考虑地形作用及比湿不变的条件下，降水强度就等于整个气柱的水汽辐合，整层水汽辐合量与500hPa上升速度成正比[9]。垂直速度时间剖面图（图3d）可见，14日20时～15日08时强降水时段孝感市上空整层为深厚的垂直上升运动，最大的上升运动速度出现在700hPa附近，为5*10 Pa*s 。
图3 水汽条件和动力条件的物理量场时间-高度剖面图
（a）比湿、（b）水汽通量散度、（c）散度、（d）垂直速度
3.3 不稳定能量分析
K指数是反映中低层稳定度和湿度条件的综合指标[10]。孝感上空K指数呈现南大北小的空间分布特征。14日08时（图4a）到20时K指数为整体增加的过程，20時K指数（图4b）总体在36℃ 以上，南部汉川已经接近40℃（图8）。较大的不稳定能量，对暴雨的发生十分有利。
图4 K指数 （a）14日08时，（b）14日20时
4 卫星云图分析与雷达组合反射率拼图分析
4.1 中尺度对流云团
在14日下午16时的FY2E红外云图上可以看出（图5a），延长江一线有一条切变云系，孝感市位于切变云系边缘的无云区，而造成本次强降水的对流云团已经在宜昌、荆州之间生成，但水平尺度只有20km左右。对流云团缓慢向东北方向移动、发展，到14日20时发展为水平尺度80km左右的密实中尺度对流云团，孝感市南部开始受到对流云团影响（图5b），由此造成了孝感市南部14日22时～15日1时的强降水集中时段。此中尺度对流云团在孝感市南部维持了4个小时，造成了汉川沉湖、田二河二站降水量均达100 mm以上，汉川沉湖站小时雨强最大值达76.4mm（图5c）。
图5（a）14日16时红外云图、（b）14日20时红外云图、（c）汉川沉湖站小时雨量
14日23时～15日5时，中尺度对流云团随着切变云系缓慢北移，雨带逐渐亦向孝感市北部推移。本次过程孝感市各站点小时雨强最大值大多出现在14日22时～15日5时。
4.2 雷达组合反射率拼图
从雷达组合反射率拼图可以看出（图6），14日上半夜受低涡暖切影响，孝感市西南方向的江汉平原不断有对流单体形成、发展、向东北方向移动，从而影响孝感市，回波强度在20时以后明显增强、范围不断扩大，20时48分强回波从仙桃向汉川发展（图6a），14日22时回波范围和强度均达到最大（图6b），此时也是孝感市这次过程雨强最强时段，孝感市最南部的汉川沉湖站小时雨强达到76.4 mm、田二河53.7 mm。
图6 雷达组合反射率拼图 （a）14日20时48分（红圈处为汉川）；（b）14日22时00分
15日1时18分回波向北发展到孝感市中北部，回波强度明显减弱。反应在降水量分布图上为南大北小的特征（图1）。15日5时回波趋于消散，孝感市近于尾声。
5露点锋与三线图喇叭口对强降水的影响
5.1露点锋的演变，反映强降水前后露点锋对于强降水的触发作用
850hPa 14日20时的露点锋（图7a），位置偏北、近乎东西向的露点锋存在，露点梯度较大，1个纬距约5℃。汉川位于锋区南侧，有Td≥16℃的湿舌存在。锋区北侧有偏北气流穿越露点锋。孝感市强降水随之发生发展。
850hPa 15日08时的露点锋（图7b），已经南下入侵到孝感市，偏北气流随之控制孝感市，孝感市强降水趋于结束。
综合以上分析，本次强降水过程主要是因低层露点锋区的存在，锋区北侧偏北气流穿越露点锋使得低层正涡度增大，辐合加强，诱发了中小尺度的低涡发生发展，从而触发了本次强降水过程。
图7露点锋（a）14日20时、（b）15日08时（风向杆为850hPa风场，等值线为850hPa露点值）
5.2本地三线图反映，强降水也是高温高湿低压（即高能）的释放过程
三线图是地方气象台预报强对流天气的常用工具，MICAPS提供了三线图的阅读功能。三线图喇叭口形态对于强降水有直观的指示作用，汉川三线图（图8）12日14时到14日20时是喇叭口的形成和发展阶段，也就是本地高温高湿低压（即高能）的积累过程。而14日20时到15日08时是三线图喇叭口的收束闭合阶段，也就是本地高溫高湿低压（即高能）的释放过程，同时对应强降水的形成和发展。比较孝感市各站三线图，汉川由于空气潮湿、露点线与温度线更加接近、喇叭口形态尤为明显，因此三线图对强降水落区预报也很有参考价值。
图8汉川三线图
6 总结
6.1 本次暴雨过程在大尺度天气系统槽线、西南风风速辐合、低涡切变线及地面冷空气相互配合作用下，具有较明显中尺度对流云团系统等中尺度系统特征。反映在红外卫星云图和雷达反射率拼图，14日夜间孝感不断有中尺度对流单体延暖切变线新生、发展影响孝感市。
6.2 850hPa的露点锋南下入侵，伴随暴雨过程的发生发展。本次强降水过程主要是因低层露点锋区的存在，锋区北侧偏北气流穿越露点锋使得低层正涡度增大，辐合加强，诱发了中小尺度的对流单体发生发展，从而触发了本次强降水过程。
6.3 本次暴雨过程前K指数为整体增加的过程，20时K指数孝感市总体在36℃以上，南部汉川已经接近40℃。
6.4 三线图喇叭口形态对于强降水有直观的指示作用，本次强降水也是高温高湿低压（即高能）的释放过程。比较孝感市各站三线图，汉川喇叭口形态尤为明显，因此三线图对强降水落区预报也很有参考价值。
参考文献
[1]徐双柱，邹立维.一次梅雨期暴雨的中尺度数值模拟分析[J].暴雨灾害，2008，27（1）：17-23.
[2]施望芝，高琦，张萍萍.基于T213的6～8月湖北省暴雨落区（点）预报模型和指标研究[J].暴雨灾害，2007，26（3）：217-222.
[3]章征茂，沈桐立，马月枝.“05.8”十堰大暴雨的数值模拟与诊断分析[J].暴雨灾害，2008，27（1）：24-31.
[4]李明，张涛，魏杰平. 2008年初夏孝感一次大暴雨天气过程的分析与诊断[J].暴雨灾害，2009，28（1）：51-57.
[5]崔讲学.湖北省天气预报手册---暴雨预报J].气象出版社，2011，9（1）：3-5，93.
[6]李桂红，彭习先，舒桃奎.对2002年夏季咸宁市一次连续性暴雨天气过程的分析[J].湖北气象，2003，（4）：17-19.
[7]肖春玲，吴建成，贺汉清. 平远“6.14”特大致洪暴雨分析.广东水利水电，2010，5：27-29.
[8]刑用书，孙日丁. 西风槽影响下鹤壁一次连续性暴雨分析.气象与环境科学，2009，32：138-143.
[9]刘建国，何正梅，孔银华，等. 大同地区一次暴雨天气过程分析与预报[J].气象，2003，29（2）：46.
深基坑工程降水实例分析 篇11
深基坑降水是深基坑工程施工中的一项重要技术措施,能起到促使土体固结,提高土体强度,改善施工条件,缩短工程工期等效果[1]。
本文针对上海市某地铁车站的深基坑降水项目,分析场地的工程地质和水文地质参数,运用现场抽水试验结果,优化降水方案设计,以达到在确保基坑安全条件下,尽量减少对地下水的抽水,保护周边环境。
1 工程概况
上海市轨道交通某车站位于两条主干道交叉口,是地下2层站。车站长183.1 m、宽23 m。车站主体围护结构采用地下连续墙,车站标准段开挖深度为16.5 m,端头井基坑开挖深度18.1 m。
2 工程地质与水文地质条件
2.1 土层特性
工程所处场地地貌类型单一,属长江三角洲下游滨海平原。
2.2 水文地质条件
拟建场地地下水主要有浅部粉性土层中的潜水及深部粉性土、砂土层中的承压水。浅部土层中的潜水位离地表面0.3 m～1.5 m,年平均地下水位离地表面0.5 m～0.7 m。深部承压水位(第⑦层),埋深在3 m～11 m之间。
勘察期间测得的潜水位埋深为1.00 m～1.50 m,根据上海市工程实践,承压水水位标高呈年周期变化,埋深在3 m～11 m之间。第⑦1层承压水水位埋深为5.99 m,绝对标高为-2.29。
3 抽水试验与降水设计
3.1 抽水试验
试验布置见表1,单井试验和两井试验数据参见图1,图2。
由试验数据分析结果可知,⑦层承压含水层初始水位埋深为3.70 m,实测单井流量为11 m3/h～13 m3/h。单井试验10 h后,观测井中水位下降了2.09 m。两井试验24 h后,观测井水位下降了4.81 m。如图1所示,单井和两井试验的观测井中的水位并未稳定,井中水位还有下降的趋势。从图2可见,Y8井中动水位恢复较快,10 min就恢复了75%,可见,降水运行过程中要注意保护降压井和制定应急预案。
3.2 设计方案
本设计采用坑内坑外相结合的布井方式,坑内布置1口降压井和3口备用井,坑外布置9口降压井。采用疏干井疏干上部含水层中的潜水,共计在基坑内布置22口疏干井,其中南端头井3口,标准段18口,北端头井2口。
降水井井口应高于地面以上0.50 m,以防止地表污水渗入井内,一般采用优质黏土,其深度为3.00 m。井壁管均采用焊接钢管,降水井的井壁管直径273 mm(外径)。所有滤水管外均包一层30目～40目的尼龙网,滤水管的直径与井壁管的直径相同;沉淀管接在滤水管底部,直径与滤水管相同,长度为1.00 m,沉淀管底口用铁板封死。疏干井从井底向上至地表以下3.00 m均围填中粗砂。观测兼备用井的井结构同降压井。在黏土球或滤砂的围填面以上采用优质黏土填至地表并夯实,并做好井口管外的封闭工作。
3.3 降水对环境影响的分析和控制
抽水时及时观测水位降深情况及抽水流量,合理控制地下水水位,在满足基坑稳定性要求的前提下,按需抽水,防止水位降低幅度过大,使降水对周边环境的影响减少到最低限度。及时整理基坑开挖和降水时的水位资料,调整抽水井及抽水流量,指导降水运行和开挖施工。
在坑外保护建筑物一侧布设观测回灌井,及时监测坑外水位和沉降量的变化,发现沉降量达到报警值时,应及时实施回灌措施。将井点中抽取的水经过沉淀后注入管内,形成一道水墙,以防止土体过量脱水,而基坑内仍可保持干燥。
4 降水效果与环境效益分析
4.1 减压诱发附加沉降计算
地下水下降引起的土层附加荷载按下式计算:
ΔP=γw(h1-h2) (1)
其中,h1为降水前土层的水头高度,m;h2为水位下降后的水头高度,m;γw为水的重度,kN/m3。
具体在计算中,用实际水头乘以含水率对以上地下水的浮力进行折减。
降水引起的地面附加沉降量,按下式计算[3]:
其中,U为该层土的固结度;Si为第i计算土层的附加沉降量,m;Hi为第i计算土层的土层厚度,m;Ei为第i计算土层的压缩模量,kPa。
对于砂土,Ei为弹性模量;对于黏土和粉土,可按下式计算:
Es=(1+e0)/av (3)
其中,e0为土层的原始孔隙比;av为土层的体积压缩系数,MPa-1,应取自土的有效自重应力至土的有效自重应力与附加应力之和的应力段。
运用三维渗流数值模拟软件预测本工程降承压水的影响,并根据前述的理论方法计算距离地墙10 m,20 m,40 m位置地面沉降最大、最小值,成果见表2。
由表2数据可见,坑外10 m ⑦1层最大水位降深为8.78 m,不计⑦层以上地层沉降影响的地面沉降最大为9.94 mm,坑外40 m位置最大水位降深为7.03 m,不计⑦层以上地层沉降影响的地面沉降最大降深为8.16 mm。
4.2 监测资料分析
减压抽水目的层是下部⑦层承压含水层(⑦1层和⑦2层),基坑开挖至13.8 m(标高-10.1 m)时,开始减压抽水。
经观察,随着降压井的依次开启,坑外水位随之下降,到第50天,即基坑开挖到设计深度时,坑内的备用井YG3和Y10的观测水位满足降水设计要求[4],坑外观测兼回灌井内的水位埋深最大值为15 m～16 m,并与数值模拟的水头线相吻合。④层和⑤层的水位变化比较平缓,但是②3层中出现明显的水位降落,比正常潜水位低4 m,这可能是由于地墙存在局部缺陷。在前期的潜水疏干过程中,地墙内外过大的动水压力造成地墙接缝处坑外地下水向坑内渗漏,引起坑外过大的水位降低。
5 结语
本工程运用抽水试验结果的数值拟合,优化降水方案,并在降水井实际运行坚持按需抽水,在坑外保护建筑物一侧布设观测回灌井,及时监测坑外水位和沉降量的变化,发现沉降量达到报警值时,应及时实施回灌措施。
利用数值模拟得到的坑外水位降深,计算出的距基坑围护体外缘10 m处的地面沉降为9.94 mm。基坑完成端头井区的降水工作后,运用观测井的实际水位资料,又作了沉降分析,在距基坑围护体外缘10 m处的地面沉降仅为7.98 mm。而根据监测资料,考虑基坑开挖影响,最大地面沉降发生在基坑西侧,为25.4 mm。基坑变形在允许范围内,减少了深基坑降水对周边环境的影响,取得了较好的经济效益和社会效益。
参考文献
[1]谭少桁.地铁车站深基坑降水施工工艺[J].企业科技与发展,2007,12(1):160-162.
[2]GB 50307-1999,地下铁道、轻轨交通岩土工程勘察规范[S].
[3]吴林高.工程降水设计施工与基坑渗流理论[M].北京:人民交通出版社,2003:37-43,243-260.
[4]薛禹群.地下水动力学[M].北京:地质出版社,2003:61-87.