天气特征（共10篇）
天气特征 篇1
在冬半年, 由于北方强度冷空气的入侵以来至海洋的暖气流相遇, 南方地区形成低温连连的阴雨天气。这种天气是南方地区冬半年的灾害天气之一, 本研究拟对茂名地区近45a来低温阴雨天气产生的环流形势进行解析, 为冬半年南方地区防灾减灾提供重要决策依据。
1 资料支持
依据茂名市国家一般气象观测站1972—2016年的2—3月的数据进行分析。参照NCEP的再分析资料中的850hpa风场、500hpa高度场和地面气压场资料以及往年的平均日照时长、降水、气温等观测资料, 采用统计分析的方法对环流形势场和冷暖气流变化进行分析, 进而总结出茂名1972—2016年低温阴雨天气特征成因。
2 持续低温阴雨天气过程的成因
下面分别从500hpa环流形势场和冷暖空气的变化特征上对1972—2016年茂名十几次低温阴雨天气个例进行详细分析, 进一步总结茂名低温阴雨天气的特征成因。
2.1 500hpa环流形势场特征分析
从1972—2016年茂名十几次低温阴雨天气过程中500hpa环流形势场图中可以看出, 茂名低温阴雨天气前期在500h Pa高度上的基本特征是:中高纬形势呈现两槽一脊型且乌山脊建立强度逐渐加强;西太平洋副热带高压较之于常年同期, 异常偏北偏强, 贝加尔湖横槽聚集向东侧发展, 脊线位处于N18°附近, 中纬以偏西风环流为主且平直多波动, 低纬环流南支槽向东逐渐加强。从近年1月亚洲区 (60°~150°E) 的极涡面积指数数据变化来看, 极涡的持续异常活动是冬季我国天气持续异常的重要原因, 极涡面积指数的增大, 为冷空气频繁南下提高了重要的背景。
2.2 冷空气变化特征
从1972—2016年茂名十几次低温阴雨天气过程中850hpa高度场和温度场, 以及地面平均气压场图中可以看出:850 h Pa华南受强盛的偏西南风控制, 切变线位于长江以北地区, 同时受500h Pa横槽下摆的影响, 地面强冷空气及850 h Pa强锋区从高原的东北侧由北向南而下, 南支槽前西南暖湿气流异常活跃, 西太平洋西侧东南气流向北侧输送。从1972—2016年茂名十几次低温阴雨天气过程中850hpa高度场和温度场, 以及地面平均气压场图中可以看出:地面冷空气堆积在西北地区, 分为2个强盛的冷高压场且中心强度逐渐加强, 并分裂成一个个冷高压, 引导着北方地区的冷空气南下, 影响华南地区的温度、湿度变化。当地面1020线南压时冷空气加强, 北退时冷空气减弱。当高空处于槽前时, 1020线南压至本省, 则本省降水趋势呈连续性的特征, 当1020线北退至岭南以北时, 茂名低温阴雨天气将会持续发生;当1020线南压过茂名陆地到达南海海面上时, 冷空气势力明显加强, 继续维持低温阴雨。
2.3 低层湿度变化特征
从1972—2016年茂名十几次低温阴雨天气过程中850hpa风场和湿度场上可以看出, 850 h Pa的切变线位置一直处于稳定状态, 变化不大, 北方冷空气不断补充和南方暖湿水汽不断输送, 形成了一个冷暖平流交汇区, 茂名站东南风维持在14 m/s左右, 南北风切变加强, 850 h Pa低空受到东南气流控制, 充足的水汽输送, 使茂名地区的相对湿度达到90%以上, 南方地区持续维持阴雨天气。
3 小结
通过对1972—2016年茂名十几次“低温阴雨”天气过程进行分析, 得出以下主要结论:
3.1 当冷高压中心异常偏强
地面冷空气明显堆积时, 冷空气南下导致茂名地区低温阴雨天气的产生, 同时, 地面1020线是等压线指标线, 当1020线北退或南压时, 能反映冷空气减弱或加强。
3.2 在低层850 h Pa上
当华南偏南风少见地持续偏强, 甚至达到急流标准, 且南北风速切变增大, 水汽通量大, 可以为茂名低温阴雨天气的维持提供重要的暖湿水汽来源。
摘要：本文利用常规气象观测资料、NCEP/NCAR的再分析资料及数值预报产品资料等, 对茂名1972—2016年低温阴雨气候特征和产生的环流形势的统计, 经分析, 茂名低温阴雨过程是在北方小槽引导的冷空气不断补充南下、南支小波动东传带来的暖湿气流以及副高西侧的偏南气流向北输送、低层持续的弱切变线存在的有利环流形势中产生的, 是冷暖空气持续在广东上空交汇的结果。
关键词：茂名,低温阴雨,环流形势,冷暖气流
参考文献
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[3]刘丽英, 刘彦斌, 甄建光, 等.春播期关键性降水过程及低温阴雨过程中期预报.农业与技术, 2015, 35 (14) :205.
天气特征 篇2
浅析我国强天气气候的特征
我国地处东亚季风区,冷暖空气活动频繁,强对流天气在全国各地十分活跃,造威严重的`经济损失.本文详细研究了我国强降水,雷暴,冰雹等极端天气的气候特征,这些因子对天气预报有很好的指导作用.
作 者：任艳玲 陈建萍 郑凌琳 作者单位：福建省闽侯县气象局,福建闽侯,350100 刊 名：科技风 英文刊名：TECHNOLOGY TREND 年，卷(期)： “”(15) 分类号：P4 关键词：强天气 气候特征 强降水 雷暴 冰雹天气特征 篇3
（铁岭市气象局，辽宁铁岭112000）
摘要：本文利用铁岭地区四个国家级气象站地面观测资料、区域自动站观测数据资料对2014年秋季铁岭地区秋季气候特征及对相关行业的影响进行分析。结果表明2014年秋季铁岭市总的气候特点是：气温偏高，降水偏少。秋季全市平均气温9.0℃，比常年偏高1.1℃，平均降水量为67.2毫米，比常年偏少近4成，且降水分布不均。极端异常天气对农业、交通、人体健康带来不同程度影响。
关键词：气温；降水；气候；分析
中图分类号：P427
文献标识码：A
DOI编号：10.14025/j.cnki.jlny.2015.16.084
1资料与方法
本文利用铁岭地区四个国家级气象站（铁岭、开原、昌图、西丰）的地面观测资料、区域自动站观测数据资料，对2014年秋季铁岭地区秋季气温和降水特征、极端异常天气特征及对相关行业的影响进行分析。
2基本气候特点
2.1气温
2014年秋季全市平均气温偏高，季平均气温为9.0℃，比常年偏高1.1℃（图1），其中西丰较常年偏高0.7℃，其他地区偏高1.1℃～1.5℃。各地均于9月30日出现初霜，其中西丰初霜日期较常年偏晚7天；昌图接近常年；开原较常年提早1天；铁岭较常年提早6天。10月26日我市进入气象意义冬季，较常年晚13天，比去年晚3天。
9月份全市平均气温为16.2℃，比常年偏低0.3℃。各地气温在14.0℃～17.4℃之间，其中昌图与常年持平；铁岭、开原较常年偏低0.1℃～0.4℃；西丰较常年偏低0.8℃。月内气温变化呈上、中旬接近常年、下旬偏低的态势。
10月份全市平均气温为9.7℃，较常年偏高1.1℃，各地气温在7.7℃～11.1℃之间，其中西丰偏高0.8℃，其他地区偏高1.1℃～1.3℃。10月份我市气温波动较大，先后有4次冷空气活动，呈上旬略低、中旬、下旬偏高的态势。
11月份全市平均气温为1.1℃，比常年偏高2.6℃，各地在-1.1℃～2.5℃之间，其中西丰偏高1.9℃；开原、铁岭偏高2.5℃～2.7℃；昌图偏高3.2℃。月内气温变化呈上旬特高、中下旬偏高的态势。
2.2降水
2014年秋季全市平均降水量为67.2毫米，比常年偏少近4成。四个国家观测站降水量在48.8～92.4毫米，其中西丰偏少1成左右；昌图、开原偏少3～4成；铁岭偏少近6成（图2）。
9月份，全市平均降水量为33.4毫米，各地降水量为22.9～54.2毫米，其中西丰接近常年，其他地区偏少5到6成。
10月份，全市平均降水量为27.0毫米，比常年偏少1成以上。各地降水量在8.6～36.4毫米，其中开原接近常年；昌图偏多2成左右；西丰偏少1成；铁岭偏少7成以上。
11月份，全市平均降水量为6.8毫米，比常年偏少6成。各地降水量在4.9～7.5毫米，各地偏少6～7成。11月30日，铁岭出现今冬首次区域性降雪过程，西丰的初雪日期为11月12日。
3异常气候特征分析
3.1铁岭县尧昌图县初雪日期创历史同期最晚
11月30日，铁岭市出现区域性雨雪天气，此次降雪为2014年入冬后我市出现的首场降雪（西丰县除外），较常年同期偏晚35天。其中，铁岭县、昌图县也刷新了各地有气象记录以来初雪的最晚日期。（1958年11月29日和1994年11月27日）。
3.2铁岭县秋季降水量显著偏少
9月1日～11月30日，铁岭县降水总量为48.8毫米，较常年同期偏少57%，为1961年以来历史同期第2少值。10月份，我市各地降水分布不均，铁岭县降水量不足9毫米，为历史同期第四低值，较该地区常年值偏少7成以上。
3.3昌图县11月份平均气温异常偏高
11月份全市平均气温均偏高，11月1～30日，昌图县平均气温较常年偏高3.2℃，为历史同期第二高值。
4主要气象灾害
2014年9～11月遭受的主要气象灾害有：寒潮天气、雨雪天气、重度霾和强浓雾。
4.1寒潮天气
入冬以后，北方高压势力不断增强，干冷空气源源不断地由北、西北方向侵入我市，秋季我市共出现三次寒潮天气，分别出现在10月12～14日，10月20～22日，10月26～28日。
4.2雨雪天气
受北方强冷空气影响，11月30日白天到夜间，我市出现明显雨转雪天气过程，各地降水量为（单位：毫米）：铁岭6.7、昌图4.9、开原7.5、西丰6.3。降水过后造成道路湿滑、结冰，对交通和市民出行造成不利影响。铁岭市气象台提前发布道路结冰黄色预警信号，提醒市民注意防范。
4.3重度霾天气
受弱气压梯度场和静稳气象条件影响，从10月30日白天开始，铁岭市出现轻度污染，30日夜间到31日白天转为重度污染。此次霾天气过程具有影响范围大、持续时间长、污染物浓度强等特点。铁岭市环境监测站的数据显示，从30日夜间开始，AQI持续爆表超30小时，首要污染物为PM2.5和PM10。此次铁岭地区重霾天气过程导致的高浓度污染物聚集及能见度下降，给市民的健康和出行带来不利影响。气象部门先后发布了霾的黄色预警和橙色预警信号。
4.4强浓雾
11月21日4时左右，我市大部地区出现大雾天气，铁岭市区、铁岭县、开原市、昌图县能见度低于500米，8时左右，铁岭县、开原市大雾呈逐渐加强趋势，部分地段能见度不足50米。铁岭市气象台先后发布大雾黄色、大雾橙色预警，提醒公众注意防范，出行注意交通安全。
5气候对各行业的影响评价
5.1气候与农业
生长季光热充足，对作物生长及产量形成有利，水稻病虫害发生程度较轻，利于丰产；但降水量偏少，特别是作物生长关键期降水不足，夏秋季降水持续偏少，一定程度上造成了旱田作物减产。
5.2气候与交通
11月21日4时左右，我市大部分地区均出现不同程度大雾天气，铁岭、开原地区能见度下降尤其明显；受大雾影响，铁岭境内高速公路全线封闭，市内行车缓慢，市民出行受到很大影响。11月30日的雨雪天气造成道路湿滑，同样对交通和市民出行造成不利影响。
5.3气候与健康
进入秋季，各地气温较前期开始下降，昼夜温差较大，早晚气温偏低，同时气温波动幅度较大，致使季节性感冒、心脑血管病高发，对人体健康不利。10月份冷空气十分活跃，寒潮频发，气温升降变化明显，导致心脑血管疾病呈现多发趋势。
6结语
2014年秋季铁岭市总的气候特点是：气温偏高，降水偏少。秋季全市平均气温9.0℃，比常年偏高1.1℃。其中，昌图县平均气温较常年偏高3.2℃，为历史同期第二高值。秋季平均降水量为67.2毫米，比常年偏少近4成，且降水分布不均。其中，铁岭县降水总量为48.8毫米，较常年同期偏少57%，为1961年以来历史同期第2少值。铁岭县、昌图县初雪日为有气象记录以来初雪的最晚日期。
极端异常天气多发，对农业、交通、人体健康带来不同程度影响。
参考文献
[1]崔童，王东阡，李多，等.2014年夏季我国气候异常及成因简析[J].气象，2015，41（01）：121-125.
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[3]于丽华，毕伊红，李娇.铁岭市2014年夏季天气气候特点分析[J].吉林农业，2015，（12）：115-116.
伊宁机场大雾天气特征分析 篇4
雾是由大量的小水滴或者小冰晶在一定条件下浮游在近地面空气层中造成, 它的出现能导致能见度不同程度的减小。大雾是指近地面空气中水汽凝结或者凝华而使主导能见度降低到小于1000m的现象。
1 资料来源
选取伊宁机场气象台2000年~2007年七年的历史气象资料 (00UTC至12UTC的13小时资料) , 对伊宁机场大雾天气特征进行分析总结。
2 伊宁机场大雾天气特点
形成雾的基本条件有以下四个, 首先大气层结稳定, 近地面有逆温层存在;其次空气中含有充分的水汽和凝结核;第三要有适宜的风;第四要有适当的冷却作用。如果低层大气有强而稳定的逆温存在, 逆温层下的大气较为湿润, 气温露点差一般小于或等于2℃, 最有利于雾的形成。适合出雾的气温在0℃~-14℃这个范围, 低于或高于这一温度段都很少出现雾。雾的出现还与湿度条件密不可分, 冬季地面积雪会提高本场的相对湿度, 当然降水更直接增加空气湿度。
2.1 伊宁机场大雾天气年变化
伊宁机场大雾天气主要以辐射雾和平流雾为主, 平均年大雾日数18天, 伊宁机场大雾天气11月份开始出现到次年3月份结束, 大雾天气多出现在11、12两个月。开春后到秋天的夏半年期间里, 出现低能见天气现象极少。月大雾日数4-5天, 每年4月-10月大雾日数较少 (见表1) 。
3.2 伊宁机场大雾天气日变化和持续时间
以分钟为单位把每个大雾出现日中大雾出现的具体时段进行换算, 即以24 (小时) ×60 (分钟) 序列进行统计, 可统计出伊宁机场2000年-2007年七年24小时每分钟大雾出现的累积次数, 这个累积次数与七年大雾出现的总日数相比便得出大雾出现频率。伊宁机场大雾天气的日变化时段性明显, 根据数据统计分析得出:伊宁机场大雾的日变化分可分为3个时段, 大雾出现最集中的时段在08:00-13:00时, 占58.8%, 其次是20:00-24:00时, 大雾出现概率最少的时段为凌晨02:00-06:00时, 占4.2%。一天气温趋于最低的时刻在08:00时, 从夜间开始的降温积累易于使空气达到饱和产生雾, 从11:00时左右到13:00时左右逐渐开始升温。日出后太阳辐射蒸发和增温作用的积累破坏了逆温层, 从而破坏了雾的生成条件, 促使辐射雾逐渐消散。从20:00时左右到24:00时左右, 由于太阳西落, 气温逐渐下降, 空气中的水汽极易凝结形成雾, 所以清晨和傍晚两个时段是辐射雾出现较为集中的时段, 出现概率较高, 因而短期预报或实况报中必须高度重视这两个时段。而平流雾则在一天中的任何时段均可出现 (见图1) 。通过记录大雾的起止时间可以得出大雾的持续时间, 以30分钟为计时单位统计伊宁机场大雾天气出现的累积次数, 与总次数相比计算出大雾出现的频率。伊宁机场大雾持续时间在3小时内的占54%, 大雾持续时间在3小时以上6小时以下的占19%。大多数情况下, 辐射雾消散的较快, 平流雾一般与风向风速以及系统天气等条件密切相关 (见图2) 。
4结论
伊宁机场大雾天气主要以辐射雾和平流雾为主, 平均年大雾日数18天, 伊宁机场大雾天气11月份开始出现到次年3月份结束, 大雾天气多出现在11、12两个月。月大雾日数4~5天, 每年4月~10月大雾日数较少。
伊宁机场大雾天气的日变化具有明显的时段性, 清晨和傍晚两个时段是辐射雾出现的高峰时段, 出现概率较高, 因而短期预报或实况报中必须高度重视这两个时段。而平流雾则在一天中的任何时段均可出现。大多数情况下, 辐射雾消散的较快, 平流雾一般与风向风速以及系统天气等条件密切相关。
摘要：伊犁河谷地处欧亚大陆腹地, 三面环山, 远离海洋, 地形呈喇叭状向西敞开, 属大陆性中温带干旱气候。位于伊犁河谷地区南北两侧的天山支脉, 阻隔了古尔班通古特沙漠和塔克拉玛干沙漠干燥空气侵扰, 也阻断了来自西伯利亚的干冷气流。伊犁河谷独特的山地河谷, 复杂的地形地貌, 形成了伊犁河谷温和湿润的气候, 冬季多降水和由大雾和降水引起的低能见度天气。伊宁机场位于伊宁市区的北郊, 距市中心广场5公里, 位于东经81°19′47″, 北纬43°57′20″, 处于伊犁河北岸, 机场跑道头距伊犁河8.5千米, 山高均在3000米以上 (海拔) , 北部距山较近, 东面与南面距山稍远, 西面开阔, 为典型的喇叭口地形, 平常湿度就很大, 天气系统暖湿空气进入后不易消散, 是雾的多方地区。
关键词：机场大雾,天气特征,航空
参考文献
[1]李子华.中国近40年来雾的研究.气象学报, 2001, 59 (5) :616-624.
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[4]张军民.伊犁河流域气候资源特点及其时空分布规律研究.干旱气象, 2006 (6) .
副热带高压与我国天气气候特征 篇5
从出生地来看，副热带高压的老家在南北半球的副热带地区，受海陆影响，它的身体常断裂成若干个高压单体，形成沿纬圈分布不均的高压带。而预报员口中常说的“副高”特指对我国影响较大的位于北半球西北太平洋上的副热带高压，它常年存在。
在气象学中，通常使用500百帕图上的588位势等高线来指示它的动向和强度，而脊点和脊线则是用来标记其具体移动路径。其中，等高线上最西边的一个点被称作为西脊点，可以反映影响东亚地区副高位置的东西变化，脊线位置反映影响东亚地区副高位置的南北变化。
某阶段副热带高压位置以及我国高温、降水分布示意图 作者：李慧 丁茜
一般来说，“副热带高压夏季主要活跃在东经130°至180°、北纬20°至30°之间。但它个性极不安分，喜欢到处“遛弯儿”。历史监测资料显示，副高在夏季的平均脊线位置最北可控制北纬35°附近地区，最南可至北纬15°;夏季平均西伸脊点最西可到东经80°，最东可缩至东经150°。
它长得有点儿像“海带”，呈东西扁长形状。有时它的主体出现断裂，在东亚地区则呈现“块状”特征;有时还会一不留神儿向西跑远，与非洲副高相连以“带状”现身。
进入夏季，副高主要盘踞在我国华南、江南、江淮、黄淮等东部季风区。鼎盛时期，势力还扩张到西南地区东部和西北地区东南部。
翻开副高这位“网红”的“简历”，高温、暴雨和台风可谓它职业生涯的三大“代表作”。地球的中高纬度地区富含充沛的水汽、热量与能量，副高在其中充当的角色相当于“传送带”，是大气环流中不可或缺的重要系统。副高所到之处往往以晴朗少云的高温天气为主。这是因为在它的系统内部，气流呈下沉趋势，且气压梯度有所减小，风力也微乎其微，在这种状态下，太阳辐射可以更多地到达地面，使得地面和近地面大气获得更多的热量，大气温度明显攀升。近期我国南方地区“高烧不退”正是它“作的怪”。
附：
图解“副热带高压”
在南北半球的副热带地区，出现的暖性高压系统，笼统地称为副热带高压。它对中、高纬度地区和低纬度地区之间的水汽、热量、能量的输送和平衡起着重要的作用，是影响中国大陆天气的主要天气系统。
图：副热带高压影响天气示意图
对高温的影响
受副热带高压控制的区域，天气晴朗,高温少雨。
对台风的影响
台风路径受副热带高压位置影响，高压南侧的东南气流是其引导气流。
副热带高压与我国雨带位置移动
西太平洋副热带高压的强度和位置有明显的季节变化。
华南前汛期：5月中旬-6月上旬，副热带高压脊线位置比较偏南(20°N以南)，我国雨带维持在华南地区;
江淮梅雨：6月中旬-7月上旬，副热带高压北跳到长江流域，脊线维持在22-25°N，雨带随之北移，长江中下游地区进入雨季;
华北、东北雨季：7月中旬-8月下旬，副热带高压达到最北位置，脊线维持在30-35°N，雨带随之北移，华北北部、东北地区进入雨季。
关于高考地理气候特点及成因的简答题考点，这里都有!
1. 为什么亚洲季风气候最显著?
原因：主要受海陆分布的影响。地处世界最大的大陆亚欧大陆和最大的大洋太平洋之间，海陆热力性质差异特别显著所致。
表现：东亚：夏季吹东南季风，冬季吹西北季风，雨热同期;南亚：夏季西南季风，冬季吹东北季风，有明显的干湿季。
2. 为什么亚洲有热带、温带季风气候，其他洲没有?
仅亚洲有热带季风气候的原因：南亚地区冬季受海陆热力性质差异的影响，吹东北季风，夏季时由于气压带和风带的季节移动，东南信风过赤道后偏转为西南季风，风从印度洋吹往南亚地区，带来降水。而其他大洲的该纬度地区，均处于信风带的上风向地区，海陆面积较小，故不能形成热带季风。
仅亚洲有温带季风气候的原因：亚洲处于最大的大洲和最大的大洋之间，海陆热力性质差异明显，夏季风影响的范围能延伸到较高纬度，而其它大洲由于海陆热力性质差异较小，夏季风影响的范围较小。故只有亚洲有温带季风气候。
3. 世界各地的季风气候风向如何变化?
北半球的亚热带和温带季风气候：夏季吹东南季风，冬季吹西北季风;热带季风气候夏季吹西南季风，冬季吹东北季风。南半球的季风气候：夏季吹偏北风，冬季吹偏南风。
4. 塔尔沙漠的成因?
塔尔沙漠的形成与夏季风有关：
(1)塔尔沙漠在夏季形成热低压，但高空上受副高控制，下沉气流盛行，形成高低压叠置，使得低压气流不能进一步上升，而成云致雨。
(2)西南气流自阿拉伯和非洲吹来，较干燥。
5.撒哈拉沙漠横贯非洲东西，一直延伸到海边的原因?
常年受到副高和信风带的影响，以及热带大陆气团的影响。西侧受加那利寒流的影响，减温减湿，东侧为红海，但因水体较小，因此气候较干燥，降水稀少。
6. 撒哈拉沙漠的成因?
(1)大西洋沿岸受加那利寒流的影响，由北往南影响沿岸，大气稳定。
(2)地中海受相对气压影响，冬季为相对低压，气压在此辐合，热带大陆性气团影响地中海，夏季地中海为相对高压，下沉气流强盛，使地中海沿岸气流下沉，加深撒哈拉沙漠气候的干燥。
(3)红海为狭窄水体，东北为阿拉伯沙漠区，东北信风吹来干燥气流，处于副热带海区，高温高盐，大气稳定。
(4)南部的副高可达18oN。
7. 纳米布沙漠的成因?
常年受副热带高压和东南信风的影响，空气干燥;沿岸有本格拉寒流的影响，减温减湿。
8. 阿塔卡马沙漠的成因和向北延伸到赤道的原因?
因寒流经过沿岸，使近地面成为冷源，因此在近海面出现了大气逆温现象，导致大气不能够不断地上升，形成热带沿海多雾性荒漠区。
9. 塔克拉玛干沙漠的成因?
本区域身居内陆，既受不到大陆东岸季风环流中夏季风的影响，又无法受到大陆西岸三圈环流中西风的影响，故降水稀少，形成了温带内陆荒漠区。
10. 纳米布沙漠没有延伸到东海岸的原因?
(1)受南非高原地形的阻挡，干热气流不可以影响到东海岸。
(2)东岸地区沿岸有暖流经过，带来充沛的水汽。
11. 红海两岸成为热带沙漠气候的原因?
两岸处于北回归线附近，常年受到副热带高压带和东北信风带的控制，蒸发旺盛，炎热干旱。且红海的水面狭窄，不能给两岸地区带来降水。
12. 加利福尼亚沙漠的成因?
受副高的影响以及加利福尼亚寒流的影响。
13. 澳大利亚中西部成为沙漠气候的原因?
受副高、信风带以及西澳大利亚寒流的影响。
14. 刚果盆地雨林气候的成因和没有延伸到东海岸的原因?
处于南北纬10o之间，常年受到赤道低气压带的影响，盛行上升气流，全年高温多雨。
(1)东部为东非高原，地势较高，来自几内亚湾的气流，印度洋的东南信风在沿海有降水，但难以进入东非高原。
(2)西南气流本较浅薄，进入东非高原就更薄，故降水少，东非高原为热带草原气候。
(3)气压带风带的移动，北夏南冬时处于18oN，北冬南夏时向南移，经过东非高原的时间短，降水量少。
15. 亚马逊平原形成世界最大热带雨林气候区的成因?
亚马孙平原面积广大，地势低平，又位于南美洲北部的赤道附近，常年受赤道低压和信风的控制，空气对流旺盛。它的北、西、南三面为高原、山地，东面向大西洋敞开，沿海又有暖流经过，从东北、东南方向海上来的湿热气流汇集内陆，并受西部山地抬升作用，终年降水丰沛。因此，亚马孙平原成为世界最大的热带雨林气候区。
16.马达加斯加东西两岸气候差异的成因?
马达加斯加岛东岸处于东南信风带的迎风坡，且有马达加斯加暖流经过，故降雨较多。而西岸则处于背风坡的位置，且吹的风主离岸风，故降水较少。
17.澳大利亚东北部雨林气候的成因?
夏季时，受到赤道低压带的控制，盛行上升气流，降水多;冬季时，东北部受到东南信风的影响，风从海洋吹来，水汽较充足，且沿岸有东澳大利亚暖流经过，加大了其水汽的含量，故澳大利亚东部部为热带雨林气候。
18.巴西高原东南部雨林气候的成因?
常年受巴西暖流的影响，增温增湿;东南信风的迎风坡，地形雨丰富;纬度低，气温高。
19.与同纬度的印度半岛相比，为什么阿拉伯半岛多沙漠，而印度半岛是热带季风气候?
阿拉伯半岛三面被陆地所包围，常年受到东北信风带和副热带高压带的控制，盛行热带大陆气团，风从陆地吹到阿拉伯半岛，水汽含量少。
印度半岛三面为海洋，夏季时，气压带风带北移，东南信风过赤道后偏转为西南风，风从北印度洋吹向印度半岛，带来充沛的降水，形成雨季;冬季时，气压带风带南移，使印度半岛受东北信风带的影响盛行东北季风，且此时亚洲大陆形成冷高压，气流向四周辐散，影响印度半岛，使其降水少，形成干季。
20.东部非洲赤道地区不是热带雨林气候而是热带草原气候的原因?
非洲东部为东非高原，地势较高，沿岸的暖湿水汽难以进入东非高原，使其形成热带草原气候。
21.非洲几内亚湾北部成为热带雨林气候的原因?
受到几内亚暖流的影响，增温增湿。
22.地中海气候在地中海沿岸分布最广，而在其他洲分布面积狭小的原因?
地中海沿岸地区刚好处在开口向西的地中海沿岸，冬季受西风带影响的时候，水汽能进入地中海并影响沿岸地区。而其它地区则受地形的影响，面积较狭小的。
23.日本气温南北差异大，降水西北—东南差异大的原因?
(1)日本地形狭长，地形复杂，南北所处纬度不同，故南北气温差异大。
(2)降水西北—东南差异大的原因是：日本的季风性气候具有海洋性。日本地形复杂，以丘陵山地为主，山脉走向与列岛排列方向一致，均为南北延伸。夏季时，东南部位于东南季风的迎风坡位置，降水较多，西北部位于背风一侧，降水较少;冬季时，西北部位于冬季西北季风的迎风坡，西北季风经过日本海后，水汽含量增大，使西北地区冬季的降雪较多，而东南部处于背风一侧，降水少。但总的来说，日本降水西北较东南少。
24.朝鲜半岛南北气候差异大的原因?
朝鲜半岛南北所跨纬度较大，南部纬度较低，且沿岸受日本暖流的影响，属亚热带季风气候，北部离海较远且纬度较高，受冬季风的影响较大，故冬季气温较低，属温带季风气候。
25.爪哇岛冬夏季风向的差异和原因?
夏季受东南信风的影响，吹东南季风，冬季东北信风过赤道后偏转成西北季风，影响爪哇岛。成因：气压带、风带的移动以及地转偏向力的影响。
26.温带大陆性气候在欧亚大陆分布最广的原因?
亚欧大陆东西所跨过的经度范围最广，地形较复杂，太平洋和大西洋的水汽较难进入大陆内部，降水较少，且亚欧大陆大部分地区处于温带，故亚欧大陆的温带大陆性气候分布最广
27.蒙古和哈萨克形成典型温带大陆性气候的原因?表现?
蒙古和哈萨克地处亚欧大陆内陆，海洋的水汽难以到达，全年降水量少，集中于夏季。冬季离亚洲高压寒冷中心较近，气温较低，夏季气温较高，故气候冬冷夏热，气温变化大，形成典型的温带大陆性气候。
28.北美洲温带大陆性气候延伸到东海岸的原因?
地形：北美洲的基本地形由三部分组成：西部的高山，中部为平原，东部为低矮的高原和山地。
该地常年受大陆气团的影响，气候干燥。
受地形的影响，冬季寒冷中心气流可影响到北美洲北部东海岸地区，且沿岸有拉布拉多寒流的经过，减温减湿，使其冬季寒冷干燥。夏季时，因北美所处大陆面积及大西洋的面积较亚欧大陆和太平洋小，故海陆热力性质差异也较小，夏季风的势力较亚洲弱，不能到达北美洲的东北部地区，使其夏季降水较少，故形成温带大陆性气候。因此，北美洲温带大陆性气候延伸到东海岸的原因。
29.伊朗沿海形成温带大陆性气候的原因?
冬季时受到亚洲高压极地大陆气团的影响，风从陆地吹向海洋，寒冷干燥;夏季时，受到西南季风的影响，但受到阿拉伯半岛的影响，季风所经海区面积狭小，不能给沿海地区带来降水，故形成了全年温差较大，降水量少的温带大陆性气候。
30.伊比利亚半岛内部形成温带大陆性气候的原因?
伊比利亚半岛内部为梅塞塔高原，北部、南部为山地，地形闭塞，为盆地状高原地形。冬季因地势高，使高原内部成为相对高压，从大西洋吹来的暖湿气流不能进入高原，故降水较少，形成温带大陆性气候。
31.沿北纬60度从北欧——东西伯利亚气温变化的原因?
沿北纬60度从北欧到东西伯利亚气温变化的特点是：越往东西伯利亚，气温的年较差越大。
原因：北欧地区地形较平坦，地处西风带，且沿岸有北大西洋暖流的影响，气候具有海洋性特征，年温差较小;往东西伯利亚方向，经过的地形区有东欧平原、乌拉尔山脉、西西伯利亚平原、中西伯利亚高原、东西伯利亚山地，东西所跨经度范围广，内部受海洋的影响小。仅东欧平原西部受大西洋的影响，气候比较温和。西伯利亚地区受极地寒冷气流的影响，冬季非常寒冷，而且冷的时间很长，夏季短而温暖。
32.中国南方成为北回归线上的“绿洲”的原因?
中国南方正好处在最大的大陆亚欧大陆和最大的大洋太平洋之间，受海陆热力性质差异的影响，夏季吹强大的东南季风，东南季风把海洋上的暖湿气流吹到陆地，带来丰富的降水，故使我国南方地区成为北回归线上的“绿洲”。
33.奥伊米亚康—维尔霍扬斯克地区成为北半球寒极的原因?
(1) 纬度较高，单位面积得到的太阳辐射少
奥伊米亚康的大致位置是(63oN，143oE)，根据它的纬度，冬至日的正午太阳高度是3o34′。在面积相同时，正午太阳高度为3o34′的地区所得到的太阳辐射量只及正行太阳高度角为90o的地方的61‰，也只及其在夏至日的76‰(夏至日，它的正午太阳高度角是53o26′)。
(2) 日照时间短
冬至日，该纬度的昼长少于5.5小时，从12月至次年1月，正是奥伊米亚康日照时间最短的时段。
(3) 海拔较高
奥伊米亚康盆地海拔在米以上，高于同纬度的中西伯利亚高原，根据对流层的气温递减率可知，海拔高应是该地成为北半球“寒极”原因之一。
(4) 盆地地形更易形成寒冷中心
盆地地形，气流不通畅，湍流交换弱，冬季，地面散热快，又处于周围山坡的环绕之中，冷气流沿着山坡下沉至盆地底部，使盆地底部更加寒冷。
由上可知，这个“寒极”的形成是多种因素共同作用的结果。
34.南、北美洲温带海洋性气候分布狭长的原因?
西风受科迪勒拉山系的阻挡，影响范围变小，呈狭长分布。
35.南、北美洲气候受地形影响大的原因?
北美洲气候受地形影响大的原因：
(1)海岸山脉紧逼着太平洋沿岸，迎风坡地形雨丰沛。但是，海岸山脉阻挡了太平洋上的暖湿西风向东深入，限制了山脉以西的温带海岸性气候和地中海式气候向东延伸，使上述二种气候呈南北向带状分布于沿海地区。山间高原盆地由于地形闭塞，海洋水汽难以进入，因此，气候干旱，呈现出荒漠的景象。
(2)东部高地西北坡面迎冬季西北风，常造成大雪;东南坡面对大西洋水汽产生抬升作用，造成地形雨。但因东部高低缓，连续性差，冬季干冷的西北风可影响到东海岸，夏季从大西洋平的暖湿气流亦可越过高地，进入内陆。
(3)中部平原地区气温、降水季节变化最大，大陆性较强。这是因为中部平原地势低平，无东西走向山脉，南北开敞，致使南北气流畅通无阻。冬季极地冷气团可长驱南下，骤然降温。夏季来自墨西哥湾的热带暖气团可自由北上，天气闷热多雨。中部平原在冷暖气团争逐交锋、交替控制之下，形成气温、降水季节变化据烈、大陆性较强的温带大陆性气候。
拉丁美洲气候受地形影响大的原因：
①气温与海拔的关系，随海拔增高，气温降低。
②山脉两侧降水量不同，一般迎风坡降水多，背风坡降水少。本区大陆西部的安第斯山脉，成为气流东西方向运行的屏障，对来自太平洋水汽的影响起了很大的限制作用。安第斯山的迎风坡多雨，背风坡干燥少雨。安第斯山东侧地势较低的平原地区，大西洋暖湿气流能够随信风深入大陆内部，直达安第斯山麓，使这一地区降水丰沛。安第斯山的海拔较高，高山地区的气候和植被有明显的垂直变化。
36.摩尔曼斯克港冬季成为不冻港的原因?
因为沿岸有强大的北大西洋暖流有影响，增温增湿，所以成为不冻港。
37.英国东西部气候差异的原因和对农业的影响?
英国地处大西洋东部，温暖湿润的气流使英国形成湿润的温带海洋性气候。由于降雨较多，日照较少，英国西部不适于粮食作物的生长，而多汁的牧草长得很好，乳畜业比较发达。东南部降水较少一些，日照较多，气温较高，生长季节较长，英国的种植业主要集中在这个地区，农作物主要有小麦、大麦。
38.德国气候的南北差异和原因?
德国地势南商北低，呈阶梯状，南北两地农业有较大异。
(1)北德平原，地势低平，气候夏季温凉，冬季阴冷，土壤较为贫瘠。农村主要利用草场发展畜牧业，也种黑麦、燕麦、马铃薯，经营比较粗放，人口较为稀疏。
(2)南部高原山地，河谷地带土壤肥沃，日照时间较长，盛产葡萄、烟草、水果，以及用于制造啤酒的啤酒花。河谷两侧的山地则为森林和高山牧场，人口较稀少。
39.法国西北—东南气候差异和原因?
西北：常年受到中纬西风带和北大西洋暖流的影响，形成温带海洋性气候。
东南：为中央高原，受地形的影响，水汽难以到达此地，降水较少，形成温带大陆性气候。
40.欧洲气候总是温和湿润的原因?
大部分位于北纬35度至60度之间，位于北温带的西风带内，西南濒临大西洋，带来丰富的水汽;大陆轮廓破碎，海岸线曲折，海洋深入大陆，沿岸又有北大西暖流经过，且山脉和平原多呈东西方向延伸，西风易把暖湿空气送进大陆内部。
41.冰岛气候南北差异的原因?
北侧受到东格陵兰寒流的影响，减温减湿，气候寒冷。南侧受到强大的北大西洋暖流的影响，增温增湿，气候较温凉湿润。
42.温带海洋性气候向北延伸到挪威北极圈内的原因?
受强大的的北大西洋暖流的影响，给沿岸地区带来暖湿的气流。
43.澳大利亚北部热带草原气候的成因?
地处热带，全年高温。
夏季，受赤道低压带影响，降水较多，且气压带风带南移，东北信风过赤道后偏转为西北季风，风从海洋上吹来，带来降水。冬季，副高北移，受副热带高压带的控制，盛行下沉气流，炎热干燥。
44.澳大利亚东部热带草原气候的成因?
(1)冬季，气压带风带北移，受副高影响，盛行下沉气流，降水较少。
(2)位于大分水岭西侧背风坡，降水较少。
45.澳大利亚南部热带草原气候的成因?
地处热带地区，冬季受东南信风带的控制，炎热干燥;夏季受中纬西风的影响，降水较多。
46.澳大利亚东南部亚热带季风气候的成因?
地处25oS~35oS的大分水岭的东侧迎风坡，受海陆热力性质差异的影响，夏季吹东南季风，降水较多，冬季吹西北季风，降水少。太平洋沿岸受东澳大利亚暖流的影响，增温增湿，降水较多。形成亚热带季风性湿润气候。
47.澳大利亚东南部温带海洋性气候的成因?
地处中纬地区，常年受中纬西风的影响，受海洋影响较大，终年温和湿润。
澳大利亚东北部形成热带雨林气候的成因：处在亚热带大分水岭迎风坡，形成终年高温多雨的热带雨林气候。
澳大利亚中西部形成热带沙漠气候的成因：南回归线横贯大陆中部，中西部又是平原、高原地形，西岸有寒流流经，决定了中西部为热干的热带沙漠气候。
48.澳大利亚西南部地中海气候的成因?
地处30oS以南的大陆西岸，受副热带高压带和西风带的交替控制。
49.澳大利亚南回归线东西两岸气候差异的原因?
西部：受副高和西澳大利亚寒流影响，降水稀少。
东部：受季风、东南信风以及东澳大利亚暖流的影响，降水较多。
50.亚欧大陆和北美大陆亚寒带针叶林气候分布纬度西高东低的原因?
西部：受强大的暖流影响，增温增湿，气候带的分布偏北;
东部：受季风的影响较大，冬季受极地大陆气团的影响，气温较低，气候带的分布偏南。
51.古巴形成热带草原的原因?
古巴岛年降水量大约在1000—1500毫米之间，(东部和北部迎东北信风，降水较多，为热带雨林气候，西部与南部为背风地区，降水较少属于热带草原气候)。
52.墨西哥形成热带草原的原因?
墨西哥地处副热带气候区，常年受到副高和信风带的控制，且本地地形为高原，地势较高，来自于东侧太平洋沿岸的墨西哥湾暖流的暖湿难以进入内陆影响墨西哥。因此形成了热带草原。
53.亚欧大陆和北美大陆亚寒带针叶林气候分布纬度西高东低的原因?
西部：受强大的暖流影响，增温增湿，气候带的分布偏北;
东部：受季风的影响较大，冬季受极地大陆气团的影响，气温较低，气候带的分布偏南。
54.古巴形成热带草原的原因?
古巴岛年降水量大约在1000—1500毫米之间，(东部和北部迎东北信风，降水较多，为热带雨林气候，西部与南部为背风地区，降水较少属于热带草原气候)。
55.墨西哥形成热带草原的原因?
墨西哥地处副热带气候区，常年受到副高和信风带的控制，且本地地形为高原，地势较高，来自于东侧太平洋沿岸的墨西哥湾暖流的暖湿难以入内陆影响墨西哥。因此形成了热带草原。
56.墨西哥南部形成热带雨林的原因?
墨西哥南部地处热带，常年受东北信风的控制，东北信风经过海洋，带来丰沛的降水，且东部受到强大的圭亚那暖流的影响，降水丰沛，故形成热带雨林气候。
57.南美洲北部形成热带草原的原因?
夏季，气压带风带北移，该处受到赤道低压的控制，形成多雨的湿季;冬季时，气压带风带南移，该处受到东北信风带的控制，且该处为高原地形，水汽难以进入，故形成了有明显干湿季的热带草原气候。
58.南美洲西岸赤道以北是热带雨林气候，以南是热带草原气候的原因?
(1)南美洲西岸赤道以北常年受到赤道低气压带的控制，盛行上升气流，降水充沛，加上沿岸有赤道逆流的影响，增温增湿，降水充沛，故形成了热带雨林气候。
(2)赤道以南受秘鲁寒流的影响，冬季降水少，夏季受赤道低压带南移的影响，降水较多，故形成了热带草原气候。
59.南美洲南部温带大陆性气候成因?(南北方不同成因)
安第斯山脉的南段温带大陆性气候的成因：地处安弟斯山脉的背风坡，山脉阻挡了西风带水汽的进入。且此地的西风为离岸风，比较干燥。东部沿岸地区为寒流经过，水汽含量少。
北段温带大陆性气候的成因：所处的大陆面积较小，海陆热力性质差异较小，且处于西风带的背风坡位置，故降水量少，形成温带大陆性气候。
巴塔哥尼亚荒漠的成因：湿润的中纬西风受到安第斯山脉的阻挡，使得背风坡地区出现焚风效应，降水稀少，形成了距海很近的温带荒漠区。
60.为什么南半球没有亚寒带针叶林?
因南半球在该自然带分布区没有大陆。
61.南极洲比北冰洋冷的原因?
南极洲地处南极寒带，而且是地势最高的大洲，平均海拔2350米，南极洲表面被冰雪覆盖，反射率大，获得太阳辐射量少;而北冰洋为海洋，热容量较大，故南极洲比北冰洋冷。
62.为什么世界最热的地方不在赤道上而在北纬20—30度的撒哈拉沙漠?
赤道地区虽地处热带，全年高温，但因其终年受赤道低气压的影响，云层较厚，降水丰沛，对太阳辐射的削弱作用较强。而撒哈拉沙漠地处热带地区，全年受到副热带高压带的控制，盛行下沉气流，天气晴朗，云少，对太阳辐射的削弱作用弱，故气温较赤道地区高。
63.印度乞拉朋齐降水量大的原因?
乞拉朋齐成为雨极的原因是这里东、西、北三面都有高山屏障，尤其是北面的喜马拉雅山脉，挡住了西南季风由海洋吹来的湿热气流，使饱含水汽的气流被迫上升，凝结成大量的地形雨。而乞拉朋齐正位于这个地区的卡西山脉南坡，海拔1313米的地方，它的东西两旁均为山地，仅南面向孟加拉湾开口，地形如同漏斗状谷地，夏季南面的季风涌入，到山坡便形成倾盆大雨。
64.温带海洋性气候在欧洲分布最广的原因?
(1)常年受到西风带的控制，且沿岸有强大的北大西洋暖流的影响。
(2)欧洲地形以平原为主，地形轮廓破碎，多半岛，使暖湿气流能深入欧洲内陆，使温带海洋性气候的分布更广。
65.非洲干燥地区广的原因?
主要是由于非洲大陆北宽南狭，北回归线穿过的地区特别广阔，非洲北部大部分地区被副热带高气压带控制，受干热的热带大陆气团影响;东北部紧邻西亚，来自亚洲大陆干燥的东北风，又加剧了非洲北部气候的干热程度。南非高原的广大地区被回归高气压所控制，虽然在夏季，受来自印度洋的东南风的影响，在高原的东南边缘降水较多，但在高原内部的雨阴处降水却较少，形成了卡拉哈里沙漠。在同纬度的大西洋沿岸地区，又受到本格拉寒流的影响，降水稀少而多雾。非洲海岸线平直，缺少深入内陆的海湾，受海洋的影响较少，这也是非洲干燥地区广的原因。
66.中国气候特点和成因?
(1)大陆性季风气候显著：冬季，我国是世界同纬度上最冷的地方;夏季，我国大部分地区又是世界同纬度上除沙漠地区以外最暖热的地方。因此，我国大部分地区的气温年较差比世界同纬度地区偏大。我国大部分地区降水的季节变化和年际变化也都较大。这些都说明我国的季风气温具有显著的大陆性特点。
(2)雨热同期：夏季，我国除高原、高山外，南北普遍高温，而且比世界同纬度的许多地区气温偏高。夏季，由于海陆热力性质差异大，使我国东部大部分地区降水量多，雨热同期。
(3)气候复杂多样：我国既有多种多样的温度带，又有我种多样的干湿地区，加上我国地势高低悬殊，地形多样，更增加了我国气候的复杂多样性。
67.中国东北、华北地区春旱的原因?
春季气温开始回升，地温上升，蒸发旺盛，但此时雨季还未到来。
68.中国东北地区气候特点和原因?
(1)特点：冬季寒冷、漫长; 夏季暖、湿且短;降水适中，自东南向西北减少。
(2)原因：
纬度位置的影响，纬度较高，冬半年昼短夜长，获得的热量少;
靠近冬季风的源地;
处于北冰洋寒冷气流南下的通道，深受寒冷气流的影响;
地势西高东低，冬季寒冷气流来自西北地区，冷空气从高而下，加剧寒冷。
69.长江中下游地区梅雨和伏旱的成因?(江淮准静止锋)
梅雨的成因：6月初至7月初，副热带高压脊第一次北跳，脊线在20~25°N，雨带停留在长江—淮河地区。东南季风和西南季风为该地区提供了丰富的水汽。
伏旱的成因：三伏时期，长江中下游地区受副热带高压带的控制，气流下沉，气候炎热干旱。
70.台风的成因?
产生台风的条件，主要有三个：一是比较高的温度;二是充沛的水汽;三是南北两半球信风相遇的激荡处。下层的空气受热后，就会往上升。由于低纬度海洋上的空气温度高、湿度大，如果某地区正好是南北两半球信风相遇而且发生了激荡，那么这个激荡地区将引起大量空气上升，上升气流在地球自转所产生的偏转力下，在北半球风向是以反时针方向旋转，这也就是台风形成前的预兆。当上升气流中的水汽冷却凝结成水滴时，要放出热量，又助长了低层空气不断上升，使空气旋转得更加猛烈，这就形成了台风。
什么地方能同时具备这三个条件呢?只有在热带的海洋上。那里气温非常高，又是地球上水汽最丰富的地方。据统计，产生台风的海洋，主要有菲律宾以东的海洋、我国南海、西印度群岛以及澳洲东海岸等。这些地方海水温度比较高，也是南北两半球信风相遇的区域，因此台风就很容易产生。
71.中国西南地区西南季风的成因?
受气压带和风带的季节移动，夏季时，风带北移，东南信风带北移后偏转为西南季风，影响到我国的西南地区。
72.中国江淮准静止锋、华南准静止锋、昆明准静止锋的成因?
准静止锋天气一般分为两类：一类是云系发展在锋上，有明显的降水。例如，我国华南、江淮地区的准静止锋，大多是由于冷锋减弱演变而成，天气和冷锋相似，只是锋面坡度更小，云区、降水区更为宽广，其降水区并不限于锋线地区，可延伸到锋面后很大的范围内，降水强度比较小，为连续性降水。由于准静止锋移动缓慢，并常常来回摆动，使阴雨天气持续时间长达10天至半个月，甚至一个月以上，“清明时节雨纷纷”就是江南地区这种天气的写照。这种阴雨天气，直至该准静止锋转为冷锋或暖锋移出该地区或锋消失以后，天气才能转睛。初夏时，如果暖气团湿度增大，低层升温，气层可能呈现不稳定状态，锋上也可能形成积雨云和雷阵雨天气;
另一类是主要云系发展在锋下，并无明显降水的准静止锋，例如昆明准静止锋，它是南下冷空气为山所阻而呈静止状态，锋上暖空气干燥而且滑升缓慢，产生不了大规模云系和降水，而锋下的冷空气沿山坡滑升和湍流混合作用，在锋下可形成不太厚的雨层云，并常伴有连续性降水。
我国准静止锋主要出现在华南、西南和天山北侧，出现时间多在冬半年，对这些地区及其附近天气的影响很大。
73.海南岛气候东西差异的原因?
主要受地形的影响。东侧位于山地的迎风坡一侧，受地形的抬升作用，降雨较多;西侧位于山地的背风坡一侧，气流下沉，降雨较少。
74.长白山地、大兴安岭、小兴安岭地区成为湿润区的原因?
纬度较高，蒸发小，冬季有积雪，融化时可补充水量，故较湿润。
75.天山北坡、阿尔泰山南坡成半干旱区?
处于开口向西的槽状地形，来自北冰洋和大西洋的水汽到达天山北坡和阿尔泰山南坡后，受地形的抬升作用，多地形雨，故成为半干旱区。
76.西藏东南部降水多的原因?
地处西南季风的迎风坡位置，故降水较多。
77.台湾火烧寮降水多的原因?
台湾处于亚热带季风气候区，火烧寮位于南北绵延的台湾岛山脉的基隆南面、基隆河发源地的迎风高地上，受地形的影响，成为我国降雨最多的地方。
78.青藏高原气候特点、成因?
青藏高原地区形成高山气候，气候特点是高寒。
成因：平均海拔为4000米以上，海拔高，受气温的直减率的影响，故气温低。地势高，夏季风难以影响此地，降水少。
79.东部季风区雨带移动的时间和影响的地区?
4~5月雨带控制在华南地区;5月下旬~7月上旬雨带控制在长江中下游地区;7~8月雨带控制在华北、东北地区。
80.中国西北地区成为干旱区的原因?
地处我国内陆，距海远，水汽难以到达。
81.四川盆地冬暖夏凉、冬季比同纬度地区高温的原因?
受盆地地形的影响。四川盆地北面有东西走向的高大山脉——秦岭、大巴山地，阻挡了冷空气的南下，故冬季气温较同纬地区高;
82.中国三大火炉的成因?
夏季处于副高的控制之下，盛行下沉气流，且盆地地形不利于散热，故成为我国的三大火炉。
83.海南夏季不是全国最热的地区的原因?
地处热带季风气候区，夏季云层较厚，降雨多，对太阳辐射的削弱作用较强，气温不会太高。
在夏季气压带风带北移，副热带高压带控制在30oN左右，气流下沉增温，降水少，该地区气温反而更高。
84.吐鲁番盆地夏季最热的原因?
这主要是因为吐鲁番盆地深居内陆，且地势低，地形的屏障作用强，气流下沉增温所致。
85.漠河冬季全国最冷的地区的原因?
地处53oN我国的最北端，冬季昼最短夜最长，获得的太阳辐射量最少，且处于西伯利亚西北季风寒冷气团的首当其冲位置，故成为我国冬季最冷的地区。
86.青藏高原夏季最冷的原因?
地势高，平均海拔4000米以上，获得的地面辐射少，故成为我国夏季气温最低的地方。
87.中国梅雨成因
我国长江中下游地区，通常每年六月中旬到七月上旬前后，是梅雨季节。天空连日阴沉，降水连绵不断，时大时小。所以我国南方流行着这样的谚语：“雨打黄梅头，四十五日无日头”。持续连绵的阴雨、温高湿大是梅雨的主要特征。
与同纬度地区的气候迥然不同，梅雨是指一定地区和-定季节内发生的天气气候现象。研究发现，欧亚大陆在20N至40N之间，为副热带高压和西风带交替控制的地带。大陆西岸，夏季受副热带南压东侧下沉气流控制，天气晴朗少云，气候炎热干燥;冬季在西风带影响下，从大西洋带来暖湿空气，形成较多的降水，使气候变得温和多雨。即表现为副热带夏干冬湿的地中海式气候。
大陆东岸，夏季受副热带高压西侧控制，下沉空气原来也较干，但从暖湿海面吸收大量水汽，因而带来丰沛的降水，产生了副热带湿润气候。这里由于海陆对比十分强烈，形成了独特的季风气候，其显著特点是夏雨冬干，雨量集中在夏季，恰与地中海式气候相反。
如果和同纬度的英国东岸比，也是截然不同。美国东岸中纬地带夏季风来临前后就不会出现长时期的阴雨天气，人们从未有长期天气闷热之感，发霉现象难以出现。可见，在同一纬度上降水季节迥然不同。所以，在世界上，只有我国长江中下游两岸，大致起自宜昌以东、北纬29度至33度的地区，以及日本东南部和朝鲜半岛最南部有黄梅出现。也就是说，梅雨是东亚地区特有的天气气候现象，在我国则是长江中下游特有的天气气候现象。
虽然梅雨是长江中下游地区特有的天气气候，但它的出现却不是孤立的，是和大范围雨带南北位移紧紧相连的。
在110E以东的我国东部地区，在汛期从5月中旬起到6月上旬，主要雨带摆动在南岭山脉和南岭以南地区。在个别年份，虽然在某一段时间内移到南岭以北地区，但是从一个候(五天为一候)或一个旬的多年平均情况来看，它往往是维持在28N，29N以南。这个时期就称为“江南雨季”或“华南前汛期”。
6月中下旬，主要雨带北移到29N-33N范围内(即西自我国宜昌，东经长江口，然后越海到日本;南起我国两湖盆地北至淮河南岸)，稳定少动。这时南岭以南地区已处在雨带之外，阴雨天气结束;而长江中下游地区告别了风和日丽的初夏，迎来了阴雨绵绵的季节，大雨、暴雨时而出现，一直维持到7月上旬，这就是长江中下游著名的梅雨季节。
天气特征 篇6
近几十年来, 我国气温呈缓慢升高趋势, 尤其在冬季[2]。在此背景下, 已有多数学者的研究发现我国冬季寒潮天气的发生频率呈减少趋势, 且强度有所减弱[3,4,5]。但是这些研究大多是针对国内不同地区, 其结论具有明显的区域性, 并且研究时间距现在较远。因此, 本文利用2006—2010 年辽宁省14 站的逐日最低气温资料和NCER再分析资料对影响辽宁地区的东北路径寒潮进行统计分析, 期望得到对未来预报工作有益的结论。
1 资料与方法
本文研究中使用的环流场资料是NCEP/NCAR再分析资料, 空间分辨率2.5°×2.5°;温度资料采用2006—2010 年辽宁省14 个国家级气象观测站的逐日最低气温观测数据。辽宁地区区域性寒潮天气的判别标准:辽宁地区有50%站24 h降温≥8 ℃, 且日最低气温≤4 ℃视为一次辽宁区域性寒潮天气过程。经过筛选, 2006—2010 这5 年间辽宁地区共出现区域性寒潮天气28 次, 针对这28 次寒潮天气过程, 进行以下统计分析。
另外, 还利用美国国家海洋和大气管理局 (NOAA) 空气资源实验室和澳大利亚气象局联合研发的HYSPLIT模型对2008 年11 月7 日的一次典型东北路径型寒潮天气进行了模拟分析。HYSPLIT模型是一种用于计算和分析大气污染物输送、扩散轨迹的专业模型, 该模型不仅可以用于对污染物在各个地区的传输和扩散进行研究分析, 还可以被用于模拟气流来向及气团轨迹追踪。本文采用美国国家海洋和大气管理局 (NOAA) 提供的Reanalysis数据 (空间分辨率2.5°×2.5°) , 并利用HYSPLIT的模型网页版对2008 年11 月7 日辽宁地区的一次寒潮天气过程中冷气团的移动轨迹进行了模拟分析。
2 结果与分析
2.1 影响辽宁地区的东北路径寒潮天气气候概况
2.1.1 影响辽宁地区的寒潮冷空气路径。根据前人研究, 对于寒潮冷空气的移动路径确定, 使用500 h Pa变温中心进行判别较为清楚, 根据500 h Pa变温中心的移动路径可将影响辽宁地区的寒潮冷空气路径划分为3 种类型, 即偏西路径、西北路径和东北路径。现重点对以东北路径影响辽宁地区的寒潮天气过程进行分析。
对2006—2010 年5 年间的28 次寒潮天气过程进行分型判别后发现, 影响辽宁地区的区域性寒潮冷天气中, 以东北路径影响辽宁的寒潮过程有6 次。分别为2006 年10 月29 日、2007 年12 月12 日、2008 年10 月11 日、2008 年11月7 日、2008 年12 月2 日和2009 年10 月30 日。结合上述过程的500 h Pa变温中心及地面冷高压移动路径进行分析, 该类冷空气从源地影响辽宁的路径基本上是从中西伯利亚经内蒙古东部或黑龙江地区到达辽宁省, 造成辽宁省的区域性寒潮天气。
2.1.2 影响辽宁地区的东北路径寒潮降温幅度和降温速度分析。表1 给出了6 次东北路径型寒潮冷空气的降温幅度概况, 可以看出, 影响辽宁地区的东北路径型寒潮天气过程主要降温区间在6~10 ℃之间。通过对辽宁省14 个测站寒潮暴发前7 d到寒潮暴发后1 d的24 h变温情况进行分析后可以发现, 东北路经型寒潮天气暴发前5~7 d辽宁地区有较为明显的升温过程, 寒潮暴发前3~4 d气温略有下降, 寒潮暴发前1~2 d辽宁地区仍有显著升温过程, 寒潮暴发后1 d内降温剧烈, 降温幅度可达8~10 ℃。
2.1.3 影响辽宁地区的东北路径寒潮过程冷堆强度分析。表2 给出了6 次东北路径型寒潮过程从酝酿到暴发阶段的500 h Pa冷中心温度值、地面冷高压中心值及类型分型, 根据上述2 个数值可以对寒潮冷空气的冷堆强度进行判断。可以看出, 对这6 次东北路径的寒潮天气, 在整个过程中, 500 h Pa冷中心温度基本上稳定在-45 ℃左右, 最低值为-48.7 ℃, 最高值为-39.5 ℃。对于地面冷高压中心强度值, 最强为1 056.9 h Pa, 最弱为1 034.1 h Pa, 相差24.8 h Pa, 但大多稳定在1 040 h Pa以上。从类型上来看, 东北路径型寒潮天气大多属于横槽型, 选取其中较为典型的一次横槽型寒潮过程 (2008 年11 月7 日) 对影响辽宁地区的东北路径型寒潮天气进行分析。
2.2 辽宁地区一次典型东北路径型寒潮天气过程分析
图1 给出了2008 年11 月5 日8:00 至7 日8:00 辽宁地区24 h变温情况, 可以看出, 寒潮暴发前 (5 日8:00) , 辽宁地区有强烈升温过程, 其中辽宁东部地区升温最为显著, 最大升温幅度达到12 ℃。6—7 日, 伴随冷空气东移南下, 辽宁地区自西向东出现大幅降温, 到7 日8:00, 辽宁地区24 h降温幅度普遍达到10 ℃左右, 最大降温幅度达到14 ℃, 寒潮暴发。
2.2.1 500 h Pa形势演变。东北路径型寒潮冷空气在酝酿阶段的温压场的配置多是西伯利亚地区有高度脊或阻塞高压建立发展, 脊后有暖平流输送使得高度脊或阻塞高压维持或加强。高度脊前贝加尔湖以东有横槽建立发展, 横槽后部偏北气流引导冷平流向槽后输送, 冷空气在横槽中堆积加强, 冷中心强度大多达到-40 ℃以上[6,7,8]。
图2a、b给出寒潮酝酿阶段500 h Pa环流形势。可以看出, 东亚沿岸极涡向南伸展, 贝加尔湖西部为一强大的阻塞高压, 东亚地区上空呈一脊一涡型环流形势。6 日8:00, 极涡进一步向南加深在贝加尔湖以东地区形成切断低涡, 对应在温度场上冷中心强度为-40℃。低涡向西伸出东—西走向的横槽, 槽后东北风引导冷空气在贝加尔湖东部堆积堆积。与此同时, 贝加尔湖西部阻塞高压减弱东退, 预示一次环流调整过程, 冷空气即将向南暴发[9]。
在寒潮暴发阶段 (图2c、d) , 贝加尔湖西部高压脊中暖平流减弱, 阻高进一步减弱东退, 贝加尔湖东部低涡中冷平流变得不明显, 横槽后部出现暖平流, 横槽难以进一步发展维持, 槽后冷空气开始向推进爆发。从高空槽动态情况上看, 随着低涡旋转, 低涡后部横槽转竖并向南加深, 引导冷空气南下导致辽宁寒潮天气。
2.2.2 850 h Pa形势演变。 寒潮酝酿阶段的850 h Pa环流形势 (图3a、b) 可以看出, 东亚地区极涡向南伸展导致倒“Ω”流型建立, 在东北地区北部形成切断低涡, 与低涡中心相对应的冷中心强度达到-24 ℃, 低涡向西伸出一东—西走向的横槽, 槽后贝加尔湖以西地区有阻高建立, 阻高前部偏北气流引导极地冷空气南下, 冷空气在横槽中大量堆积。从该阶段温压场的配置情况可以看出, 在寒潮酝酿阶段, 辽宁地区处于850 h Pa高空槽前, 受暖温度脊控制, 暖平流输送作用明显, 导致辽宁地区在寒潮暴发前出现明显的回暖过程, 对应5 日辽宁地区最大24 h正变温达到12 ℃, 沈阳地区24 h正变温达到10 ℃。
寒潮暴发阶段的850 h Pa环流形势 (图3c、d) 可以看出, 贝加尔湖西部阻高减弱东退, 阻高前部横槽旋转南下, 6日8:00—20:00, 横槽快速转竖, 辽宁地区上空受西北气流控制。从该阶段的温压场配置可以看出, 随着横槽转竖, 槽后冷平流大举南下, 温压场几乎正交, 强烈的冷平流输送导致辽宁地区出现强降温, 对应6 日的最大24 h变温达到-8 ℃, 沈阳地区24 h变温达到-8 ℃, 7 日最大24 h变温达到-14 ℃, 24 h变温达到-10 ℃。
2.2.3地面系统演变。对于地面系统, 寒潮酝酿阶段 (图4a、b) , 贝加尔湖东部有蒙古气旋东移发展, 气旋后部中西伯利亚地区对应为地面冷高压在发展加强。寒潮暴发阶段 (图4c、d) , 对应高空横槽快速转竖, 贝加尔湖东部蒙古气旋快速东移, 气旋冷锋扫过辽宁地区, 冷锋后部地面冷高压逐渐控制辽宁地区。6日20:00前期分裂的冷空气到达内蒙古东部, 与此同时, 中西伯利亚冷高压分裂多个小高压补充南下, 冷空气不断扩散南下;7日8:00, 辽宁地区被地面冷高压前部控制, 开始出现强降温, 冷高压主体不断又分裂小高压补充南下, 冷空气不断扩散南下, 导致辽宁地区降温天气持续, 出现强寒潮天气。
2.2.4 冷气团路径分析。 为进一步分析此次寒潮冷空气从源地影响到达辽宁地区的路径, 采用HYSPLIT模型对2008年11 月7 日8:00 沈阳地区的72 h后向气团轨迹进行了模拟分析 (图5) 。可以看出, 在近地层10 m高度上, 冷气团移动路径与地面冷高压前锋推进方向一致, 即从贝加尔湖地区自西北向东南方向影响辽宁地区;在500~925 h Pa高空, 冷空气在贝加尔湖东部的黑龙江、内蒙古一带地区堆积酝酿后, 自东北向西南方向影响辽宁地区。与前述高空槽横槽转竖过程引导冷空气南下及地面冷高压扩散南下造成辽宁地区寒潮天气的分析结论相吻合。
3 结论
本文利用NCEP/NCAR再分析资料及辽宁省逐日最低气温对2006—2010 年间影响辽宁地区的寒潮天气进行统计分析, 得出以下结论。
(1) 从环流分型角度看, 影响辽宁地区的东北路径寒潮冷空气以横槽型为主, 大多数东北路径型寒潮天气过程的主要环流形势为横槽转竖, 其次是小槽发展型。
(2) 与大多数寒潮天气过程类似, 东北路径型寒潮天气暴发之前, 受到高空暖平流的影响, 辽宁地区地面温度显著升高, 寒潮暴发之后气温迅速下降, 一般降幅均达到10 ℃左右。
(3) 影响辽宁地区的东北路径寒潮天气冷空气从源地到达西西伯利亚堆积加强后, 经内蒙中西部地区西南下到辽宁, 造成辽宁寒潮天气。
(4) 东北路径型寒潮冷空气在酝酿阶段的温压场的配置多是西伯利亚地区有高度脊或阻塞高压建立发展, 脊后有暖平流输送使得高度脊或阻塞高压维持或加强。高度脊前贝加尔湖以东有横槽建立发展, 横槽后部偏北气流引导冷平流向槽后输送, 冷空气在横槽中堆积加强, 冷中心强度大多达到-40 ℃以上。
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天气特征 篇7
由于南极是导致全球气候变化的重要冷源组成部分之一,所以研究南极气象变化对全球气候的影响已经成为世界气候变化研究的重要课题之一。从1985年2月20日建站到2014年2月20日,长城站已经走过了30年。2004年长城站气象观测采用自动观测气温和风等气象要素,在新的观测方式下,对近10年来长城站的气象观测和相关考察资料、数据进行深入地分析研究,研究发现近10年来长城站的气温变化有跳跃降温变冷趋势,降水量逐年增多,年平均风速变化不大。
一、长城站地区天气特征
长城站处于极地西风带南极辐合带边缘,具体位于西南极,南极半岛乔治王岛上。极地全年气旋活动频繁,冬季和夏季天气情况复杂多变,冬季以大风雪、低温天为主,夏季以大雾、雨雪天为主。长城站阴雨天气占90.5%,年平均相对湿度为89%。晴朗天气通常出现在气旋过境后,可持续3-5天,主要是由于南美洲高压脊发展南伸,而南极大陆高压比较稳定,在南极半岛形成鞍型场。影响长城站地区的天气系统主要包括:极地气旋、南极大陆高压和南美洲高压。长城站产生灾害性天气最关键的天气系统是极地气旋,夏季平均3-4天就有一个气旋入侵南极半岛乔治王岛地区,平均每月影响长城站气旋为6-8个。冬季气旋强度比夏季要强,平均每月5-7个,而气旋移动路径比夏天偏北,夏季气旋移动路径稍有偏南。当极地气旋入侵乔治王岛时,长城站会出现不同的天气,主要是因为长城站处于气旋不同位置上。例如,长城站位于气旋东北部,受偏北气流和西北气流的影响,大量暖湿空气使长城站气温提升,出现降雨或雨夹雪;位于气旋东南或南部,受东南或偏南气流影响,天气以降温、降雪、大风为主。
二、长城站气温变化特征
长城站从12月份到下一年3月份,月平均气温大多数都在零度以上,从4月到11月份月平均气温都在零度以下。长城站从1985年建站到2013年,年平均气温为-2.2℃。2007年长城站是低温年,该年从6月至9月份最低气温低于-14.2℃,在7月份出现-25.1℃的低温,年平均气温-3.4℃,比正常年份低1.2℃。而2008年长城站是暖年,该年整体气温相对偏高,冬季6月至9月份平均最低气温-5.5℃,极端最低气温-16.0℃,年平均气温-1.1℃。2004年至2013年,这10年内长城站的气温呈跳跃变低状态,其中2011-2013年平均气温都低于-2.2℃。气温曲线表明,2004-2013年平均气温有5年为负距平5年为正距平,平均气温和历年基本持平,但是趋势走向明显降低,见图1。通过对10年来长城站气温变化趋势的分析,得出近10年来长城站气候是变冷的。
三、长城站风向风速特征
长城站全年基本上受西北气流和东南气流的影响,以西北风和东南风为主。西北或偏北风气流可以把低纬度的暖湿空气吹送到长城站地区,使长城站气温明显提升,容易出现雨雾天气。东南风可以使长城站气温迅速下降,受强极地高压北上与气旋共同影响,长城站12小时能降温10.0℃以上,容易引起长城站出现大风和暴风雪天气。特别是4月份以后,南极大陆冷气团加强发展北扩,强劲东南气流沿着南极半岛南下,把南极大陆或威德尔海上空的冷空气带到乔治王岛地区,导致长城站出现降温大风暴雪恶劣天气。长城站每年从5月份开始温度明显降低,暴风雪天气出现频率增多。
长城站的平均风速为7.5m/s,冬季风速比夏季要大,主要原因是冬季极地气旋强、南极大陆冷高压发展加强北扩。长城站地区受气旋影响,该地区气压梯度加大风速增强。近10年来,2007年长城站年平均风速最小,为6.9m/s,2010年年平均风速最大为8.2m/s。长城站的最大风速出现在2013年8月19日,为38.0m/s。长城站年平均风速>=17.0m/s大风日数143天,2004年大风日数最多为174天,见图2。从中可以看出2004年到现在近10年,长城站风速与大风日数有所减少。
四、长城站的降水特征
长城站的夏季降水以降雨和雨夹雪为主,集中在11月份到下一年的1月至3月份;冬季降水以降雪为主,集中在4月至10月份。长城站年降水量为540.2mm。通过对近10年降水观测资料分析,降水偏多,其中8年正距平,见图3。特别是2013年降水量比平均值要多338.6mm。长城站地区冬季积雪平均厚度为1.0m左右,因冬季强劲东南风吹起积雪,在山坡与避风物或建筑物的西北边,积雪堆积形成雪坝。积雪从11月初开始融化一直持续到下一年的4月底。
五、长城站云雾与海冰特征
长城站地区的灾害性气候是大雾天气。大雾严重影响智利在乔治王岛费雷机场的飞机起降,机场曾经发生过由于大雾导致直升机机毁人亡的事故。极地气旋活动最频繁地区是西风带边缘,而乔治王岛正处于此位置,气旋从海上带来大量暖湿空气,使长城站全年出现阴雨天气。长城站阴雨雪天气平均占90.5%。长城站阴雨天气出现云种类最多:有低云Sc,Ns,Fs,主要产生降水;中云Ac,As。暖湿空气从海面缓慢地向长城站地区移动时,在风速>=3.0m/s时,长城站容易形成大雾天气,风速减小时天气稳定,大雾可持续48小时以上,大雾天气最低能见度<=50m,当风速增加时大雾就会逐渐消散。
长城湾内近10年来几乎都封冻。气温是导致的海湾封冻的原因,同时由于气旋活动产生波浪和涌浪,外海面大量漂浮碎冰随着东南风被吹进海湾内,等海面平静气温下降被冻结变成固定冰。长城湾海口朝东南向,湾内碎冰可以被西北风吹出海湾,湾内没有碎冰,这样湾内很难封冻。长城湾中海冰到10月底因风浪作用下开始崩解。长城湾封冻当年新冰最厚一般为150cm,冬季海水表面温度-1.0℃左右。
六、结语
天气特征 篇8
1 丹东雷暴日数气候特征
1.1 雷暴日数的年际波动
在1961~2010年期间, 丹东地区平均年雷暴日数为22~30d, 雷暴空间分布不均, 南部少, 北部多, 并且年际波动大。表1为丹东地区年雷暴日数的极大值与极小值分布情况, 全地区雷暴日数最多年份是最少年份的3倍左右, 凤城、宽甸波动幅度大, 最多年份比最少年份多30~31d, 沿海的东港地区变化幅度较小, 最大值与最小值相差不足20d。
1.2 雷暴日数的趋势分析
为了进一步了解雷暴日的时间序列特征, 采用线性回归系数的方法, 计算各地雷暴日年际变化趋势:图1可以看出丹东市雷暴序列的气候变化有明显的减少趋势, 近50a递减速率为5.2d/10a, 东港、宽甸分别减少了2.6d/10a、2.1d/10a, 凤城雷暴日数年际变化不大, 仅为0.4d/10a (图略) 。
1.3 雷暴日数的季节变化特征
由1961~2010年各季雷暴出现日数可知, 一年四季中, 雷暴以夏季出现最多, 历年平均出现12~18个雷暴日, 约占全年雷暴出现日数的54%~60%, 其中北部夏季雷暴所占比重更大;秋季次之, 占全年的23%~29%;冬、春季雷暴较少。
1.4 雷暴日数的月变化特征
丹东地区每年3月份气温开始回升, 雷暴发生的次数逐月增加, 至6月份空气中水汽含量充足, 雷暴现象增多 (图略) , 7月份的雷暴次数最多。北部 (凤城、宽甸) 地区由于地形的作用 (6、7、8) 3个月的雷暴日数明显多于南部, 12月至2月丹东地区很少出现雷暴。另外, 从雷暴日历年逐月方差图 (图略) 可以看出:6、7、8月雷暴日方差较大, 说明这3个月雷暴日的变化幅度较大, 且以北部地区最为剧烈, 宽甸6月雷暴日数的年际变化较大, 7、8月减小, 凤城 (6、7、8) 3个月的雷暴日数年际变化均较大。
1.5 丹东雷暴初、终日气候变化特征
将丹东市、东港2站的雷暴初、终日求其平均, 以建立时间序列并代表丹东南部地区, 凤城、宽甸代表北部地区, 分别绘制了丹东不同地区雷暴初、终日的变化趋势 (见图2) 。由图2a可以看出, 雷暴初日丹东南北地区均呈现下降的趋势, 雷暴出现日期提前, 雷暴初日提前的速率丹东、东港分别为1.1d/10a, 2.2d/10a;凤城、宽甸为3.7d/10a, 北部比南部提前的更加明显。丹东、东港、宽甸平均初雷日期在4月24日附近上下摆动, 凤城初雷较早, 在4月18日前后出现。由图2b可以看出, 雷暴终日南部略微提前, 北部延后, 雷暴终日丹东、东港提前的速率分别为1.5d/10a, 0.3d/10a;凤城、宽甸延后的速率分别为0.2d/10a、2.1d/10a, 平均终雷日期在11月1~3日期间。
2 丹东夏季雷暴多、少年的环流特征对比分析
2.1 丹东夏季雷暴发生多、少年的划分
1961~2010年50a间丹东地区夏季共出现雷暴日3077d, 夏季平均雷暴日为61.5d/a。
取雷暴日数距平≥20%为多雷暴年, ≤-20%为少雷暴年, 那么50a来丹东多、少雷暴年分别为8a和10a。如表2, 60a代雷暴多发年较多, 70~80年代初雷暴少发年较多, 80年代中后期至90年代雷暴多发年有所增多, 2000年以后雷暴少发年特多, 可见丹东雷暴日数总趋势是减少的, 但期间有波动。
以NCEP-NCAR1961~2000年月平均全球再分析资料, 分别制作雷暴多发年和少发年6~8月对流层中层500h Pa大气环流合成平均图及距平图, 用合成对比分析的方法, 讨论丹东雷暴多发年及少发年大气环流异常的基本特征。
2.2 丹东夏季雷暴多、少年500h Pa位势高度场分析
从丹东夏季雷暴多、少年北半球500h Pa高度场看, 对流层中层环流的主要特点是:雷暴多发年和少发年, 极涡强度均偏强, 不同之处在于, 雷暴多发年极涡中心偏向东半球, 少发年极涡中心偏向西半球。中纬以极涡为中心环绕纬圈的西风环流, 西风带中有尺度很大的平均槽脊, 即四槽4脊, 其中大槽分别位于乌拉尔山东部、堪察加半岛东部、北美东部及欧洲西海岸各为一低槽, 与4个槽并列的有4个平均脊:分别位于欧洲、东亚、阿拉斯加、北美北部。从副热带高压看, 少发年时, 有两个明显的闭合高压中心, 分别位于北太平洋和欧洲西部, 北太平洋副高范围较正常时明显偏大, 欧洲西部的副高强度明显偏强。多发年时, 有4个明显的闭合高压中心, 分别位于太平洋中部、欧洲西部、大西洋西部、北美南部, 其中北太平洋副高范围较正常时明显缩小, 欧洲西部的副高强度减弱。
从丹东夏季雷暴多发年500h Pa距平场上看, 极涡强度明显偏强。高纬度, 正距平中心位于维多利亚岛、巴尔克什湖、阿留申群岛南部, 负距平中心位于大西洋北部、蒙古高原。太平洋西部正距平。说明北美北部的脊明显加强, 欧洲西海岸的槽明显加深, 欧洲中部的脊偏东, 乌拉尔山槽偏东。太平洋副高西伸。这种形式有利于引导乌拉尔山北部的冷空气不断南下, 同时西太平洋副高偏西, 使丹东处于东高西低的偏南气流里, 冷暖空气不断交汇, 水汽充足, 强对流天气频繁, 雷暴天气增多。
雷暴少发年500h Pa距平场上看, 极涡强度也是偏强的, 但偏强的范围小于雷暴多发年。高纬度, 正距平中心位于拉布拉多半岛、斯堪的纳维亚半岛、蒙古高原东部、勘察加半岛, 负距平中心位于阿拉斯加湾。太平洋西部负距平。说明北美东部槽偏弱, 欧洲西海岸槽偏弱, 东亚到堪察加半岛的脊明显偏强, 阿拉斯加的槽显著偏强, 西太平洋副高偏东。这种形式导致冷空气北缩在贝加尔湖以北, 东亚处于比较强的脊区内, 西太平洋副高偏东, 丹东处于高压前部和内部偏北气流控制, 并且水汽条件不好, 强对流天气较少, 雷暴天气少。
3 结语
丹东地区1961~2010年雷暴的气候特征及变化趋势有以下特点:丹东地区近50a来雷暴的发生日数呈现减少的变化趋势。一年四季中, 雷暴以夏季出现最多, 其中北部夏季雷暴所占比重更大;秋季次之, 冬、春季极少出现雷暴。丹东地区雷暴每年3月份开始发生, 次数逐月增加, 至6月份雷暴现象增多, 7月份的雷暴次数最多。 (6、7、8) 3个月的雷暴日数北部地区明显多于南部, 12月至2月很少出现雷暴。6、7、8月雷暴日变化幅度较大, 且以北部地区最为剧烈。雷暴初日丹东南北地区均呈现提前的趋势, 北部趋势比南部提前的更加明显;雷暴终日变化不明显。夏季雷暴多发年500h Pa距平场上看, 极涡中心内明显偏东偏强, 乌拉尔山槽偏东。太平洋副高西伸。有利于引导乌拉尔山北部的冷空气不断南下, 丹东处于东高西低的偏南气流里, 冷暖空气不断交汇, 水汽充足, 强对流天气频繁, 雷暴天气增多。少发年500h Pa距平场上看, 极涡中心内明显偏向西半球, 但偏强的范围小于雷暴多发年。东亚到堪察加半岛的脊明显偏强, 阿拉斯加的槽显著偏强, 西太平洋副高偏东。冷空气北缩在贝加尔湖以北, 东亚处于比较强的脊区内, 丹东处于高压前部和内部偏北气流控制, 并且水汽条件不好, 强对流天气较少, 雷暴天气少。
参考文献
[1]张敏峰, 冯霞.我国雷暴天气的气候特征[J].热带气象学报, 1998, 14 (2) :156-162.
[2]孙丽, 于淑琴, 李岚, 等.辽宁省雷暴日数的时空变化特征[J].气象与环境学报, 2010, 26 (1) :59-62.
[3]林建, 曲晓波, 等.中国雷电事件的时空分布特征[J].气象, 2008, 34 (11) :22-30.
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大理机场低能见度天气特征分析 篇9
1资料选取
以大理机场民航观测站2007年～2009年实测记录和大理站历年降水记录为历史资料 (由于大理机场属供航观测, 对雨日的统计不是很准确, 所有引用大理站的历史资料。大理站位于机场西北方向, 距离机场直线距离约为15公里。) , 选取2007年～2009年能见度小于3000米和1500米观测资料。结合大理降水情况, 分析大理机场低能见度天气特征。
2大理机场低能见度天气成因分析
一般低能见度是由于雾、烟、尘沙、霾和强降水等天气现象造成的。在大理机场历史资料统计中, 低能见度主要是由于阴雨天气时产生局地性的雾而造成的。大理机场地处洱海东南侧的小山包上, 地势高, 周围多凹地和山脉, 距洱海湖面不到3公里, 机场周围5公里范围有3个水泥厂, 其中一个在距离跑道接地地带不到500米凹地里。在夏秋季遇到连阴雨天气过程, 近地面集结了充足的水汽, 洱海湖面作为一个热源向周围陆地输送大量的水汽, 水泥厂的烟尘使得空气中悬浮大量的凝结核。在热力和地形抬升作用下, 水汽在山腰或山顶形成大量的低云。由于大理机场地势较高, 低云一部分在机场标高以下, 低云在地面风的引导下移到机场接地形成雾, 造成大理机场低能见度天气。
3大理机场低能见度分布特征
3.1 低能见度月分布特征
2007年～2009年能见度小于3000M的资料, 其低能见度多出现在雨季 (5-10月) , 占全年的94%, 干季极少出现。
大理机场地处滇西横断山脉南端、点苍山东侧, 地势高, 纬度低, 主要受高原季风气候影响。冬春季受到西风带天气系统和地形共同影响, 形成了天气晴朗、云量少、湿度小、能见度较好、风速大等典型的干季大风气候特点。夏秋季主要受来自孟加拉湾海面的热带低压东南部和太平洋副热带高压边缘的西南 (或东南) 暖湿气流所控制, 降水频繁、雨量丰富, 降水日变化明显, 多夜雨, 风速较小的特点。
3.2 大理机场低能见度日变化特征
从2007—2009年低能见度各时次出现次数, 中可以把低能见度出现划分成3个时段, 一:06时—12时、二:13时—21时、三:22时—次日05时。大理降水日变化明显, 降水多发生在夜间, 夜间的降水使空气中集结了大量的水汽, 温度也逐渐下降, 到日出前后, 温度降到最低, 空气中的水汽极易达到饱和, 加之洱海作为一个热源向周围输送的大量水汽, 使得机场和周围形成大量的低云和雾, 其06—12时段是低能见度出现最多的时候, 持续时间也相对较长。09时后温度逐渐回升, 空气的饱和度下降, 低云也慢慢抬升, 能见度逐渐转好。在资料的统计中, 13时—21时出现的低能见度相对较少, 持续时间短, 主要以片状雾的形式出现。对于22时—次日05时段, 大理机场属供航观测, 缺乏数据不作分析。
4低能见度天气过程分析
以机场最低飞行标准能见度小于1500米作依据, 先取2007年和2008年4个天气过程24个实况资料作为分析对象。
分析上述资料和历史观测资料得出本场起雾时, 相对湿度范围:96-98, 空气已接近饱和;低云云底高度100-200米, 一般都伴有降水;风速在1—6米, 风向以不定风、西风和西北风为主。
分析07年11月15日低能见度过程:06:00是本场吹西北风, 洱海湖面和山谷中的低云在风的引导下吹响机场形成雾, 使能见度变到最低500米, 而后07时至13时风向以不定风为主, 风速在1—2m/s, 移动到机场得雾一直存在, 使得能见度一直在1000—1800米之间变化, 13时后降水停止, 此时的雾和低云主要来自地面的蒸发, 14时后风向转为西北风, 10分钟平均风速2m/s, 瞬时最大达到3—4M/S, 由于13时后无降水, 来自湖面和山谷低云减少, 覆盖机场的雾在风的引导下移出机场, 能见度逐渐变好。15时能见度达到3000米, 之后能见度上升到10KM以上。
5低能见度天气的预报
大理机场低能见度主要是由于阴雨天气时产生局地性的雾而造成的。能见度变化极快, 多数过程不超过3个小时, 一般为1-2小时。低能见度天气的雾局地性强, 尺度小, 无法借助卫星云图、天气图作预报, 故对低能见度的预报增加了难度。但在多年的实际工作中, 大理机场气象台根据本机场自身的特点总结出一定预报思路。
本场已经是低能见度天气, 预报它的维持或消散, 主要从降水和风的变化情况分析考虑, 降水停止能见度逐渐转好。如果降水将持续, 则要考虑风对低能见度的影响, 地面风为不定风或西风时, 能见度将维持或变差, 但当风向改变为西北或偏北时, 能见度在短时变差后逐渐好转。对因山地产生的片状雾, 因其较薄, 移来后消散较快, 只报短时有雾。
6结语
6.1 连阴雨降水过程是造成大理机场低能见度天气的主要因素。
6.2 低能见度主要出现在雨季 (5—10月) , 占出现天数的94%, 其日分布特点主要出现在早上07时到11时, 12时后逐渐消散。低能见度天气的雾局地性强, 尺度小, 变化较快。
6.3 预报的重点主要是降水和风的变化情况。对机场雾的消散预报:降水停止, 能见逐渐好转;降水持续, 地面为不定风或西风, 低能见度维持或变差;地面西北或偏北风, 能见度短时变差后逐渐转好。
摘要：通过对2007年至2009年大理机场地面观测资料和大理站历年降水资料统计分析, 找出大理机场低能见度天气的特征及其主要影响因素, 为大理机场低能见度的预报提供依据。
关键词：低能见度,特征,预报
参考文献
[1]高兵.大理机场夏秋季低能见度天气分析.四川气象.2004
[2]赵树海.航空气象学.象出版社, 1993
普兰店市主要灾害性天气特征分析 篇10
1 资料来源与分析方法
1.1 资料来源
选取1965—2015年普兰店市国家气象观测站资料作为研究资料, 灾情信息来自普兰店市相关涉灾部门。
1.2 分析方法
采用线性方程y (t) =a0+a1t对气象要素序列y进行拟合, 回归系数a1作为气候变量的倾向率或倾向度, 反映气候变量的变化趋势, a1×10表示气候变量每10年的变化[14]。暴雨日数定义为日降水量≥50 mm为暴雨日;大风日数定义为风速达到10.8 m/s为1个大风日。
2 主要灾害性天气统计特征
2.1 暴雨灾害
1965—2015年普兰店市共出现暴雨日113 d, 年平均为2.2 d, 主要集中在7月、8月, 其中7月最多, 共41 d, 占36.3%。3月和10月、11月只出现过1次暴雨天气, 1月、2月和12月无暴雨记录 (图1) 。由图2可知, 年暴雨日数呈缓慢增多趋势, 气候倾向率为0.014 6 d/年。1994年出现暴雨日6 d, 为最多, 其中15年每年只有1次暴雨过程, 1989年、1993年、2002年和2014年未出现暴雨。
1965—2015年普兰店市大暴雨日数 (日降水量为100~199 mm) 共19 d。20世纪60年代为2 d;70年代为2 d;80年代为7 d, 仅1985年就有2 d;90年代为5 d, 1994年有2 d;2000—2015年共有3 d。特大暴雨 (日降水量超过200 mm) 普兰店市历史上出现过4次, 均发生在各乡镇不同地区, 其中, 1981年7月28日同益乡西韭日降水量为583.7 mm, 为历史所罕见的, 这场特大暴雨造成死亡163人, 直接经济损失超过1亿元。
2.2 大雾灾害
大雾导致见度降低, 容易引发交通事故。1965—2015年普兰店市出现大雾日数1 722 d, 年平均为33.8 d, 主要集中在6月、7月、8月, 其中7月最多, 为262 d, 占15.2%;1月最少, 为74 d, 占4.3% (图3) 。由图4可知, 大雾年平均日数整体呈现缓慢上升趋势, 其气候倾向率为0.255 1 d/年。大雾在本地区四季均可见, 其中夏季出现较频繁, 大雾最多为66 d, 出现在1990年;最少12 d, 出现在2012年。大雾带来的灾害相当严重。例如2013年12月23日, 大连丹大高速公路明阳段因大雾发生40余辆车连环相撞, 造成3人死亡。
2.3 城市风灾
城市风灾一般指瞬时风力达到8级以上, 即风速超过17 m/s。普兰店市冬季大风产生的原因是强冷空气南下, 特征为持续时间长, 温度急剧下降;夏季大风产生的原因是局地强对流, 特征为雷雨相伴, 发生时间短, 危害大, 较难预防。1965—2015年普兰店市共出现大风日642 d, 年均为12.6 d。出现频率较高的月份为3—4月、2月和11月。出现频率较低的月份为7月, 仅占2%。大风出现日数呈减少趋势, 气候倾向率为-0.723 1 d/年, 即每10年减少7.2 d。例如1994年8月15—16日, 受强风影响造成普兰店市17人死亡, 136人受伤, 损失船只29艘。
2.4 高温干旱灾害
高温一般指日最高气温超过33℃的天气。1965—2015年普兰店市共出现高温日115 d, 年均出现2.3 d, 主要出现在6月、7月、8月。高温发生日数逐年增多, 气候倾向率为0.062 7 d/年。20世纪90年代后高温日数增加趋势明显, 这与普兰店市年平均温度的变化趋势一致。高温日数一般持续3~5 d, 受一定的大气环流的影响下, 1997年7月24—31日连续8 d高温为历史持续日数最长。2015年7月13日最高气温38.5℃为历史极值。普兰店市高温天气主要是受副热带高压和大陆高压影响, 一般风速较小, 湿度较大, 高温高湿“桑拿”天气, 危机城市用水安全。
2.5 冰雹灾害
普兰店市境内雹线主要有3条:第1条是从老帽山和老光顶山之间经安波镇奔双塔镇, 影响北部地区;第2条是在瓦房店境内, 从四平镇入境影响中部地区;第3条是从瓦房店市岚崮山经瓦窝镇、元台镇、夹河镇到杨树房镇影响南部地区。其中以北线的冰雹危害最重[15]。
1965—2015年普兰店市共出现冰雹日30 d, 年平均为0.6 d, 主要出现在6月和10月, 其中10月占全年的43%, 6月占20%。冰雹发生的日数呈波动起伏减少趋势, 气候倾向率为-0.019 9 d/年。1983年7月21日, 因降冰雹造成普兰店市1人死亡, 133 hm2绝收。
3 结论与讨论
通过对普兰店市5种主要灾害性天气特征进行详细分析得出如下结论:普兰店市暴雨发生日数逐渐增多, 而且降水集中强度大。大雾发生呈现缓慢上升趋势, 20世纪90年代后增加明显。高温发生日数呈现逐年增多趋势, 主要出现在7月、8月。大风日数呈现明显减少趋势, 即每10年减少7.2 d。冰雹发生的日数呈现波动起伏减少趋势, 主要出现在10月。