“巨淞”形成机制的探讨

本文通过对林西雹暴中发现的30公斤大冰块的详细分析,提出了“巨淞”的形成机制,澄清了数十年来某些雹暴中发现的反常大冰块被误认为大冰雹的事例,并为今后区别大冰雹和“巨淞”提出了依据。     

“淞”与“凇”的区别

“淞”与“凇”这两个字很容易混淆,甚至连一些公开发行的出版物上,也把二者弄混了。下面就是其中的两例。第一例:由中央气象局编定,气象出版社1979年12月出版的《地面气象观测规范》P.22上有:“雨淞——过冷却液体降水碰到……。”(着重号是笔者加的,下同);“雾淞     

再论“巨凇”的形成

我们在1980年《南京气象学院学报》第一期发表了《“巨凇”形成机制的探讨》一文以后,为了广泛了解一些不同的看法,并补充说明一些情况,曾又写了《“大雹”乎?“巨凇”也!》一稿,并在《气象》1982年第2期刊登。现在看到《对“大雹乎?巨凇也!”的进一步探讨》(见《气象1982年第4期,以下简称《探     

冬季雨淞观测的探讨

针对测站或测站附近有雨淞,但雨淞架导线上无结冰的实际问题,提出有电线积冰观测的台站,气簿-1天气现象栏和电线积冰记事栏如实记录,现在天气WW报66,934RR组固定编发"93400",与同行者们共商,以提高测报质量。     

厄尔尼诺形成机制探讨

从地转速率变化与赤道东太平洋海温逐月变化呈反相关关系出发，应用地学观点及学说，探讨了厄尔尼诺现象形成机制。     

答《再论“巨凇”的形成》

读了《气象》1982年第6期《再论“巨淞”的形成》一文后,我们对该文有两个论点答辩如下: 一、关于冰雹融化后夜间冷却成冰的可能性问题 在《对“大雹乎?巨凇也!”的进一步探讨》(见《气象》1982年第4期)一文中,我们在说明“巨凇”不可能产生后,为了留有余地,不全盘否定《淞也!》一文的观点,在最后的结语中,以“除非是……”开     

“2.28”山东罕见“雷打雪”现象形成机制分析

利用各种常规观测资料、探空资料、T639模式资料和卫星云图,分析了2010年2月28日山东境内的一次罕见"雷打雪"过程。结果表明,此次过程是在有利的大尺度环流背景下产生的。西南暖湿气流强盛,对流层低层的低空急流不断向山东输送水汽和能量;同时,近低层冷空气的侵入,迫使暖湿空气沿冷空气爬升,触发不稳定能量释放,导致强对流天气发生。850hPa低涡及地面气旋的产生,使得气旋性辐合上升增强,加强了上升运动。随着近地层温度降到零度以下,雨转雪。降水过程后期,气旋向东北方向移动,造成鲁中和山东半岛的暴雪天气。卫星云图显示,MCC是造成此次强降水的直接原因。     

北京2009年“1101”暴雪的形成机制

利用多种新观测资料,对2009年11月1日北京出现的60年来降雪量最大的初雪过程的发生、发展特征进行分析,并探讨了暴雪形成机制。结果表明:此次初冬暴雪过程是在500 hPa东亚大槽斜压发展、低层锋区较强的背景下,由华北锢囚锋强迫所致。该锢囚锋是贝加尔湖南下冷空气在华北燕山和太行山地形影响下变为低层东西两股冷空气相向挤压的产物;伴随锢囚锋的形成,在北京西南37°~40°N之间形成狭窄水汽输送通道,为锢囚锋降水提供必需的水汽条件。锢囚锋区结构浅薄,主要存在于850 hPa层以下,为垂直东倾的冷式锢囚;东倾结构决定了降水落区,北京恰处于地面锢囚锋东侧的锢囚锋区中;而锢囚锋浅薄的垂直结构则决定了其强迫抬升运动并不深厚,故暴雪是降雪时间长、累积量大的结果。另外,北京雨转雪的发生是因降雪前近地面层气温下降较快接近冰点的缘故,降温主要源于雪前降雨在近地面层蒸发冷却的贡献;低层东路冷空气的平流作用则是降雪期间近地面气温维持较低的主因。     

5.6阵风锋过程形成机制探讨

通过综合分析2007年5月6日一次阵风锋过程的天气背景、多普勒天气雷达资料、自动站资料等,并结合2006年6月10日飑线过程,2007年6月28日窄带回波引发的大风过程,认为与大风相联系的窄带回波的产生,是由于冷暖气团交界面两侧的折射指数的突变,而导致对电磁波的散射或反射形成雷达回波.高空冷空气堆的下沉扩散是窄带回波形成的一个重要因子,其后并不一定有主体回波相伴随.而倾斜的下沉气流前侧不利于窄带回波的形成.     

贵港2012年“9.23”突发性大暴雨形成机制

对2012年9月23日贵港市西北部突发性大暴雨过程的形成机制进行分析,结果表明:(1)低层水汽输送骤增,静止锋南压过程中受莲花山脉的阻挡,与山脉前堆积的暖湿气流汇合,激发出中尺度辐合线,与短波槽东移共同触发不稳定能量充分释放,是造成大暴雨的主要原因.(2)静止锋和中尺度辐合线的长达6h的停滞,强对流单体长时间在贵港西北部稳定少动,使降雨非常集中.     

乌鲁木齐地区低云阴雾降雪淞结现象的观测探讨

一、前言在冬季,北疆天山山麓的降雪机率是比较高的,有时月降水日数可达10至15日,其中多数降水日数是由气团内低云阴雾造成的,只有少数是由系统性降水天气造成的.低云阴雾降水除了降水强度小、降水量少和持续时间长的特点外,在降落雪晶上往往还带有程度不同的淞结冻滴.为探讨这种物理现象,我们近几年对低云阴雾降水进行了综合观测.本文仅对1982年11月24日一次低云阴雾降水中雪晶淞结特征进行初步探讨.     

湖南一次阵风锋形成机制探讨

应用多普勒雷达观测资料和自动气象站资料,对湘东地区一次春季阵风锋天气过程进行分析.表明:阵风锋是对流风暴产生的下沉气流达到地面时产生强烈辐散,与低层暖湿空气交汇产生的剧烈天气现象.阵风锋在多普勒雷达反射率和径向速度图上表现为一条狭窄弧线,回波强度偏弱,速度图上有辐合,阵风锋在强雷暴的发生、发展和维持起了相当大的作用,阵...     

江苏雨淞分布概况及南京地区雨淞与降雪过程的对比分析

本文统计了江苏省近十多年来雨淞分布概况．对南京地区一次雨淞过程与降雪天气过程进行了对比分析，得出雨淞与降雪天气过程在形势场、风场、温湿场及云图云系、云物理等方面的特征上有显著差异．同时还分析了雨淞结冰的一些气象条件．     

清除蒸发器外雨淞的办法

有雨淞的天气里,在蒸发器外常有一层雨淞。地面观测规范在蒸发的观测中没有规定具体清除办法。日常观测工作中,一般采用小刀刮,敲打震落的办法,速度慢,而且对蒸发器有损害。通过试验,用热毛巾清除雨淞,速度快,不影响蒸发量,对蒸发器又没有损害。     

热带气旋“巴威”北上引发辽宁省强降水的形成机制分析

利用地面观测资料、多普勒雷达资料、中央气象台热带气旋资料、数值模式预报资料以及全球再分析资料等,对北上热带气旋(TC)“巴威”引发的辽宁不同阶段降水特征和强降水形成机制进行分析。结果表明：(1)北上热带气旋“巴威”影响下,辽宁强降水过程分为TC远距离影响、外围螺旋雨带影响和TC本体影响三个阶段;前两个阶段辽宁均产生了对流性强降水,第二阶段对流强度弱于第一阶段,而第三阶段辽宁产生稳定性降水,降水强度偏弱。(2) TC北上过程中为辽宁降水提供持续的水汽和能量输送,前两个阶段均存在干冷空气作用和锋生强迫动力机制：TC输送的暖湿气流与辽宁境内干冷空气相互作用产生较强锋生,通过锋生强迫作用,第一阶段在对流不稳定下激发垂直对流,而第二阶段在湿对称不稳定下形成倾斜对流。TC本体影响阶段,TC强度快速减弱,辽宁位于TC热动力均减弱明显的偏西侧,同时缺乏适当的冷空气而锋生较弱,导致降水偏弱。(3) TC外围螺旋雨带影响时,强降水与850 h Pa强锋生区域基本吻合,对TC降水预报具有一定指示作用。     

冰雹云的指状回波结构及其形成机制探讨

一、前言 在天气雷达手册中常常提到,当雷达PPI上观测到从强对流云回波边缘伸出的具有高反射率的指状突起时,该处可能出现降雹。在雷达用于强风暴警戒或配合人工防雹的工作中,此类识别指标是很受人注意的。目前还没有一篇文章详细地描述指状回波的典型结构、尺度、它与主回波之间的联系以及它的形成等原因。因为这需要对产生指状回波的云体作非常详细的观测,而这种机会并不是很容易碰到的。通过我们最近几年在北京和昔阳两个地区观测资料的分析,我们发现指状回波可以归纳为两种不同的形成过程。本文举两个例子说明两种指状回波的结构并讨论其形成机制。     

空中抽过的“巨鞭”——飑线

2009年6月3日16时至4日5时,河南省许多地区先后出现了雷电、短时大风、局地冰雹和短时降水等强对流天气。     

高空急流区飞机颠簸的一种形成机制的探讨

作者应用动力学分析方法，结合观测飞机颠簸的事实，对高空急流区飞机颠簸的一种形成机理进行了理论探讨。结果表明，高空急流区温度平流分布的不均匀性，会在急流附近等温线密集区边缘激发出空气生趣运动和湍流，引起飞机颠簸。