2. 江西省气象台,南昌 330096
2. Jiangxi Provineial Meteorolog ieal Observatory, Nanchang 330096
东风波是对流层天气尺度的扰动,由偏东气流的扰动发展而成。梁必骐等[1]研究表明,影响华南的东风波常见的有三类,即深厚东风波、中低层东风波和高层东风波,其中出现最多的是中低层东风波,占总数的58%,且东风波天气主要为对流性降水,偶尔伴有雷暴大风。韦有暹等[2]认为,影响中国的半数以上东风波可能带来大到暴雨过程。在单纯的东风波影响下降水强度一般不强,当东风波与西南季风或低涡等天气系统等相互作用时,可造成较大范围强降水[3]。许爱华等[4]研究表明,东风波云型和中高层干冷空气及中低纬天气系统相互作用关系较大,东风波附近的中尺度对流云带会在上午晴空增暖强烈的地区得到发展。陈雷等[5]研究表明,东风系统中的对流活动一般与暖云降水有关。刘丽君等[6]指出,中低层东风波的强降水区位于槽区附近及槽后的E-SE气流中。林确略等[7]指出,中高层东风波热力结构一般具有冷心结构、中低层东风波槽后东南暖湿气流的辐合上升常会引起区域性(大雨)暴雨。王忠东等[8]指出,深厚东风波和中低层东风波在影响浙闽或浙江东部沿海地区时均有东南急流配合,且涡度场和垂直螺旋度均对东风波及其诱生低涡的演变过程有很好的指示意义。
东风波结构包括:轴线从低到高倾斜方向(东倾或西倾),高低层气团热力性质(冷暖干湿及静力稳定度状况等),水平风垂直切变的方向(东风切变或西风切变),温湿参量分布等。Yolande等[9]分析太平洋热带辐合带的东风波结构表明,东风波槽前边界层为暖湿气流,槽后为干冷空气,波轴随高度向东倾斜。Walter等[10]分析了东太平洋上的东风波表明,东风波轴略向西倾斜,中高层槽前为干冷空气,槽后为暖湿空气,低层则相反;槽前有大的对流有效位能(CAPE)、小的对流抑制能量(CIN)、弱的对流层切变和大的对流降水比例。肖文俊[11]研究表明,若东风波的东风随高度增强(减弱),则坏天气区在槽线以西(东)。以上研究表明不同地区的东风波结构有明显差异,不同结构东风波影响下的对流性天气分布亦不同,对流性天气可以在槽线(以500 hPa水平切变线来界定)前,也可以在槽后。
以上研究大多针对热带和副热带沿海地区,而对于副热带内陆地区,东风波也是盛夏强对流天气的主要天气形势之一[12],会造成重大灾害。黄泽民等[13]对比分析了湖南两个东风波引起的强对流过程,吕斌[14]分析了四川一次东风波造成的暴雨天气过程,而对东风波的统计研究几乎没有。本文旨在研究东风波过程如何影响环境要素变化,从而导致雷暴和强对流天气,即通过环境参量诊断分析解释为何东风波影响下会出现雷暴和强对流天气。
1 资料与方法研究所用资料为1999—2011年7—9月常规观测资料、NCEP 1°×1°间隔6 h再分析资料等。利用常规观测资料来界定东风波过程:(1)中国东南部地区500 hPa上探空图上连续2个时次以上出现东南风与东北风的气旋性切变;(2)切变线(槽线)随时间向西移且有负变高配合;(3)在风切变线正南方没有台风活动。东南风与东北风的切变处定为槽线位置。为了分析要素以及强对流落区与槽线的相对位置,槽线东侧称为槽后,槽线西侧称为槽前。1999—2011年共出现了14次东风波影响江西的天气过程。参考梁必骐等[1]的方法,将东风波分为三种类型:深厚东风波、中低层东风波和高层东风波。具体界定如下:深厚东风波指从850 hPa至对流层顶的东风波,中低层东风波指400— 500 hPa以下的东风波,高层东风波指500 hPa至对流层顶的东风波。强对流天气包括:1 h降雨量在30 mm以上的短时强降水、17 m·s-1以上的雷暴大风、冰雹和各种类型的陆龙卷。区域性对流和局地对流界定如下:江西有10个县市(国家气象站)以上出现强对流天气,则为区域强对流;有9个县市(含)以下出现强对流,则为局地强对流。有些过程不仅在江西出现了强对流,还在临近省份出现了强对流天气,仅作为参考。
为了分析东风波对大尺度垂直运动、大气层结稳定度的影响,对东风波影响前后的垂直运动、温度、湿度相对分布及变化情况进行统计分析和合成分析。分析东风波对对流风暴环境条件影响时,采用了K指数、CAPE、850 hPa与500 hPa温度差(以下简称“T85”)等诊断量。
2 东风波个例特征分析表 1给出1999—2011年影响江西的东风波个例信息,从中可见,14次东风波影响时间均在盛夏7—9月,8月份最多达9次。深厚东风波仅2例,占总数的14%;中低层东风波有4例,占29%;高层东风波有8例,占总数的57%。由此可见,影响江西的东风波过程以高层东风波为主,占一半以上,深厚东风波过程相对少见。
从东风波造成的天气类型看,以对流性降水为主,常伴有雷暴大风天气。因为发生在盛夏,且东风波是热带系统,-20 ℃和0 ℃层高度高,冰雹天气很少见,仅3次过程出现了小冰雹。高层东风波出现雷暴大风的概率高,且雷暴大风风速大,8例高层东风波个例,其中5例出现了25 m·s-1地面大风。与此相反,中低层东风波出现大风的概率较低,其中4次中低层东风波仅有一次伴有雷暴大风,且风速在25 m·s-1以下。深厚东风波过程对流天气范围均较大,2010年8月5日的东风波过程,午后槽前江西出现大范围8级以上雷暴大风天气(22站),同时伴有短时强降水;2002年8月1日深厚东风波过程,上午槽后浙江省出现了大片对流天气,午后槽前江西出现局地短时强降水。
利用探空资料分析对流天气相对当日08时(北京时,下同)东风波的500 hPa槽线位置,不同类型东风波有明显差异。深厚东风波过程槽线偏东,位于118°E以东;中低层东风波位置最偏西,位于114°E;高层东风波过程槽线较之深厚东风波略偏西,位于118°E附近。江西大致位于114°—118°E之间,因而深厚东风波槽线位置在江西地界以东,江西开始出现强对流天气,而中低层东风大多要槽线移到江西西界附近才会产生强对流天气。由表 1可知,高层东风波和深厚东风波过程,江西强对流天气均从槽前开始,而中低层东风波对流天气出现在槽后。
文中分析的14次东风波过程中,有9次出现了区域性强对流天气,其中4次出现在江西省辖区。在东风波影响江西时,一般也影响其南侧的广东省(约一半个例)。仅有一次江西未出现强对流天气,而广东出现了强对流。
3 东风波对流天气环境条件影响分析热带波动在低层是不易通过季风区的,高层东风波的低层部分消失,上部在季风层之上的东风中继续西移,叠加在低层的西风或南风之上。中低层东风波则相反,一般在500 hPa以下,高层则是盛行西风。东风波的风垂直切变一般较大,对强对流发展有利。
有利强对流的环境条件还有不稳定条件、抬升条件、对流层中上层的冷平流[15]。以下将利用NCEP再分析资料和探空资料分析三种类型的东风波对大尺度垂直运动、温度和比湿扰动以及稳定度的影响。
3.1 东风波对大尺度垂直运动的影响大尺度的上升运动使环境大气温度递减率增大,对流抑制减小,将有利于雷暴的发生[16-18]。以下分析东风波带来的大尺度垂直运动。
表 2给出1999—2011年影响江西的东风波随高度的变化及垂直运动分布,从中可见,大部分中低层东风波都是东风随高度减弱,波轴一般西倾,槽后有上升运动,对流位于槽后。高层东风波的东风随高度增强,波轴一般东倾,槽前上升运动位于500 hPa以上,槽前强对流从午后发展。与肖文俊[11]的研究结果一致。不同的是,深厚东风波风速随高度增强,波轴西倾,强对流有位于槽前也有位于槽后的情况。2003年9月14日中低层东风波同样是东风随高度增强,对流天气在槽后。
深厚东风波槽前槽后都可能出现上升运动。2002年8月1日深厚东风波02时开始东移发展,08时500 hPa槽线位于118°E左右,200 hPa上辐散中心位于槽后,最强上升运动位于槽后(图略),槽后浙江上午出现大范围对流性降雨。图 1给出2002年8月1日08时850 hPa流场,从中可见,槽后低层东南气流较强,急流中心超过12 m·s-1,槽后对流触发机制是低层东南气流的辐合。但槽前江西上午为晴热天气,随着东风波西移,午后高层辐散区移至江西上空,对流明显发展。2010年8月5日08时深厚东风波500 hPa槽线位于120°E左右,上午槽前有弱辐合上升运动,850 hPa辐合较弱,中心值为-2×10-5 s-2(图略),位于福建北部,有局地对流发展。但槽前江西为晴热天气,当日最高气温普遍达36~39 ℃。图 2给出2010年8月5日14时850 hPa和200 hPa散度场和风场,从中可见,槽前午后低层辐合仍较弱,高层辐散中心位于赣闽交界处和江西中南部,中心值达4×10-5 s-2,高层辐散抽吸作用增强了上升运动,槽前强对流在午后强烈发展。
从表 2可知,4个中低层东风波影响当日08时槽后就有上升运动,其中有3个个例上午江西境内有对流发展。图 3给出2011年7月12日08时和2010年9月11日的08时850 hPa流场和500 hPa正涡度平流,从中可见,对应500 hPa上的正涡度平流,东风波低层槽后东南气流与中高纬而来的偏北气流产生低层辐合。2011年7月12日对流从江西西北部开始发展,2010年9月11日对流从江西南部、东部开始发展。4个中低层东风波的槽后低层东南气流风速均较大(图略),容易产生风速辐合。东风波槽后低层东南气流的辐合是主要对流触发机制。中低层东风波对应200 hPa上的形势场有南亚高压东侧和东亚大槽前(底)部两种,只有2011年7月12日位于南亚高压东侧辐散区中,出现了大范围强对流。
除2010年8月19日低层有西风带系统配合外,其他高层东风波槽前上午均为晴热天气,日最高气温普遍高达34~36 ℃。从表 2可知,有3例高层东风波槽前500 hPa以上有上升运动,但500 hPa以下则为下沉运动,还有4例高层东风波槽前槽后都为下沉运动。图 4为2004年8月4日08时和14时沿28°N垂直环流,4日08时500 hPa槽线位于118°E附近,从中可见,08时高层东风波槽前带来的上升运动(大尺度至次天气尺度系统引起的)位于500 hPa以上,14时槽前上升运动明显增强。
深厚东风波和高层东风波的槽前上午为晴热天气,雷暴是从中午前后在西部、南部山区开始发展,庐山和井冈山发生强对流的概率高。白天强烈的非均匀地表感热加热可导致低层热空气块突破环境下沉气流而上升,周围空气补充形成辐合运动[19]。在东风波个例的前一日,江西也有午后热对流(雷暴)发生,有4个个例的前一日还出现局地强对流。不均匀加热可能是高层东风波和深厚东风波的槽前午后强对流的触发机制。深厚东风波、高层东风波200 hPa上的形势场有鞍型场和南亚高压南侧两种,其中南亚高压南侧高层辐散不明显,鞍型场中的东风波前后都容易形成强辐散,大范围的强对流都发生在鞍型场中,高层抽吸作用增强了上升运动。
综上分析可知,深厚东风波和中低层东风波的槽后带来较明显的上升运动,对流触发机制是东南气流辐合。深厚东风波槽前有上升气流但较弱,高层东风波的槽前上升气流主要在高层,午后槽前对流触发的可能机制是不均匀加热。大范围强对流均有高层辐散配合。
3.2 东风波的温湿扰动特征在对流性降水中,冷空气侵入的作用与大尺度降水中不同;高空冷平流的作用是使高空降温,温度垂直递减率变大,增加大气的不稳定性从而导致对流性降水的发生;而比湿代表了大气中的绝对水汽含量[15],可以用来分析水汽条件。以下从温度、比湿扰动的空间分布及变化来分析三种类型东风波温湿结构带来的影响。以强对流发生当日08时东风波500 hPa槽线位置为中心经度,绘制28°N(中低层东风波取25°N)温度扰动和比湿扰动的垂直剖面图来进行分析。
3.2.1 深厚东风波深厚东风波仅2例,图 5为2010年8月4日08时和5日08时温湿扰动和风场以118°E为中心沿25°N的垂直剖面,从中可见,深厚东风波的冷扰动从槽后高层向西下沉到槽前600 hPa,5日08时槽前600—300 hPa、112°—118°E之间为冷扰动,冷扰动中心强度为-1.2 ℃,中层的冷扰动是雷暴产生较强下沉气流的环境条件,造成当日槽前江西22站的雷雨大风。而底层120°E以东的冷扰动则是雷暴活动产生的结果,其与槽前低层暖湿区形成的边界(近地面不均匀加热的一种)也是有利雷暴在槽前触发的因子。从云图(略)可知,2010年8月5日江西南部的对流云团就是从早晨08时赣闽交界处的雷暴区开始发展的。2010年8月5日深厚东风波的700 hPa以下都为湿扰动区,中心则在槽前,为3 g· kg-1。
图 6给出2002年7月31日08时和8月1日08时温湿扰动和风场以118°E为中心沿28°N的垂直剖面,从中可见,7月31日08时深厚东风波波轴东倾,8月1日08时转为西倾,冷扰动从槽后高层向西下沉到槽前500 hPa左右,中层冷扰动为-0.4 ℃左右,较2010年8月5日弱,且槽前为干扰动区,只出现了1个站的短时强降雨。槽后整层为湿区,中心在600 hPa附近,浙江出现大片强降雨。
从个例分析来看,深厚东风波带来冷扰动和湿扰动,从槽后高层向西下沉到槽前400 hPa或者更低,湿扰动主要位于中低层,深厚东风波槽前上冷下暖是有利雷暴与强对流发展的区域。
3.2.2 中低层东风波从表 2可知,中低层东风波影响江西当日08时,500 hPa槽线经度一般在114°E左右,且发展纬度不高,因此选择114°E为中心沿25°N进行风场和温湿扰动垂直剖面的合成分析(图 7)。从中可见,中低层东风波的冷扰动位于槽后,江西经度范围内冷扰动值为-0.4~0 ℃。中低层东风波附近或整层为湿扰动,或湿扰动位于槽后,比湿扰动中心为2~3 g·kg-1。在东风波槽后中层冷扰动和低层湿扰动叠置区附近也有利雷暴与强对流发展。从个例分析来看,中低层东风波的冷扰动弱于深厚东风波,冷扰动中心值均不到0.5 ℃,且距离远,是出现雷雨大风概率小的原因之一。如2011年7月12日东风波波轴东西各4个经度范围内均没有冷扰动,400 hPa以下整层为暖区(图略),槽后整层为湿扰动,江西有15个县市出现短时强降水,没有出现雷雨大风。2010年9月11日冷扰动位于118°E以东。
只有一次中低层东风波个例中江西出现了雷雨大风,图 8给出2003年9月13日08时和14日08时中低层东风波温湿扰动和风场以114°E为中心沿25°N的垂直剖面,从中可见,东风波槽后冷扰动从400 hPa左右下沉至700 hPa,江西范围内冷扰动值在-0.4 ℃左右,江西3个站出现了雷雨大风。
从表 1可以得知,高层东风波影响当日08时,一般在118°E左右。因此选择118°E进行风场和温度扰动、比湿扰动沿28°N垂直剖面的合成分析(图 9)。从中可知,高层东风波带来的冷扰动从槽后约200 hPa向西下沉到槽前约600 hPa,并随东风波西移增强。槽前中层温度扰动中心值由影响前一日08时的-0.4 ℃增强到影响当日08时的-0.8 ℃。表 3给出1999— 2011年影响江西的高层东风波个例温度和比湿扰动的高度及强度,从中可见,不同东风波个例的冷扰动高度和位置不同,冷扰动中心扰动温度均小于-1 ℃,平均近-2 ℃,最大可达-3.5 ℃,是一个显著的冷扰动,出现8级以上雷雨大风的概率较高。在对流层中低层,东风波轴前方或底部,有一个显著的比湿扰动,一般湿中心扰动为3 g·kg-1,均值为2.5 g·kg-1,位于700—500 hPa之间。湿扰动中心和冷扰动中心一般不完全重合,在东风波底部和前部,低层湿而中高层冷叠置的区域,是有利雷暴和强对流发展的区域。
从表 1可知,高层东风波槽前一般都有强对流天气,只有1个伸展纬度不高的高层东风波个例中,江西省没有出现强对流。图 10给出2011年9月12日08时和13日08时温湿扰动和风场以118°E为中心沿25°的垂直剖面,从中可见,高层东风波槽前高层和中低层都是冷扰动,不利形成热力不稳定,是没有出现强对流的原因之一。
从温湿扰动的分析可以得知,东风波可以带来中层冷扰动和低层湿扰动,提供了对流发展的有利环境条件。盛夏低层高温高湿,深厚东风波和高层东风波的槽前、中低层东风波的槽后中层冷扰动区对应低层暖湿区是有利雷暴与强对流发展的区域。高层东风波的冷扰动最明显,出现8级以上雷雨大风的概率较高;中低层的冷扰动一般较弱,强对流以短时强降雨为主。
3.3 东风波的温湿特征对稳定度的影响热力不稳定度与温度、湿度的垂直分布廓线(即温湿层结)有关[15],下面分析东风波的温湿结构对稳定度的影响。表 4给出1999—2011年东风波影响江西前后(前一日08时到当日08时)环境要素的演变一览表,从中可见,当日08时的环境大气850 hPa与500 hPa温差较前一日08时无一例减小,且大部分个例(占71.4%)是增加的,增幅最大值达4 ℃,这说明东风波的影响使得大气环境趋于不稳定,有利于雷暴的产生。东风波个例的T85的值在22~28 ℃间变化,差异显著,且有相当一部分东波风个例(6例)T85较小,在25 ℃以下。表 4的T85与表 1的灾害性天气类型联系起来,可看到当T85在25 ℃以下时,对应的天气一般不会出现雷雨大风,而是短时强降水,特别是2011年9月13日T85在23 ℃以下,只出现了雷暴。而当T85在26 ℃以上时,强降水伴有雷雨大风。高层东风波的环境温度垂直递减率较大,其T85多在26 ℃以上,因而高层东风波一般伴有雷暴大风。中低层东风波的T85值均较小,因而带来的强对流天气主要为短时强降水。进一步分析表明,温度垂直递减率的增大主要由500 hPa降温造成,与温湿扰动的分析一致,有70%以上的东风波个例500 hPa温度下降,中层降温与温度垂直递减率增大虽然不是一一对应,但相关性高达80%。东风波发生在盛夏,大气中低层通常高温高湿,500 hPa的降温一方面使得环境温度垂直递减率增大,另外也可能是雷暴触发因子,这一点需要通过数值模拟来验证。
东风波是热带系统,从海洋上来,从而使得大气中水汽含量增加,从850 hPa露点温度Td850变化看,43%的个例增加,78%的个例不减,另外还有3个个例(占21%)不增加反而减小了,似乎增湿特征不突出;但从大气整层可降水量P看,增湿特征明显,有10个个例(占85.7%)显著增加,这10个个例的平均增幅为4.2 mm,仅有2个个例的P值略有下降。值得一提的是,东风波个例大气高湿,14个个例平均可降水量为55 mm,即使个别个例P值略有下降,可降水量仍很高,因而东风波下的强天气多出现短时强降水。不同类型东风波影响下,环境大气均有500 hPa中层降温和整层增湿的特征。
对抬升地面大气团的对流有效位能CAPE和对流抑制CIN分析表明,CAPE减小和CIN增大的个例均为8例,占一半以上。这可能是因为这两个参数对抬升气团很敏感[20],地面温湿日变化较大,而表 4给出的CAPE和CIN均根据08时地面温度露点计算。从与地面参量无关的K指数看,由于T85、Td850多数不降,因而大多数个例的K指数是增加的。分析4例K指数下降的个例表明,其T85、Td850均为保持不变或增加,从而表明这4例东风波K指数的下降是由700 hPa温度露点差增大即相对湿度下降所形成。
综上所述,探空诊断的500 hPa降温特征与东风波活动槽线附近的冷扰动,特别是高层东风波的冷扰动显著一致;高层东风波的环境温度垂直递减率较大,其T85多在26 ℃以上,因而高层东风波一般伴有雷暴大风。中低层东风波的冷扰动不显著,强对流类型以强降水为主。中低层湿扰动与由探空诊断的整层大气可降水量增加的特征一致。中低层东风波槽后的切变线辐合使得水汽集中,且东风波的低层辐合线本身是触发雷暴的重要因子。
4 结论和讨论(1) 深厚东风波和中低层东风波波轴均随高度西倾,深厚东风波的对流天气可出现在槽前(影响江西当日08时500 hPa上槽线位于118°E以东)也可出现在槽后;中低层东风波强对流天气出现在槽后,影响江西当日08时500 hPa上槽线位于114°E左右。高层东风波波轴随高度东倾,槽前午后容易发展强对流天气,影响江西当日08时500 hPa上槽线位于118°E左右。
(2) 深厚东风波的槽前有弱上升运动,高层东风波槽前上升运动位于500 hPa以上,槽前上午为晴热天气,强对流均在午后发展,大范围的强对流都对应200 hPa上的鞍型场中的辐散区。中低层东风波和深厚东风波的槽后有明显的上升运动,低层东南气流辐合触发对流,大范围强对流对应200 hPa上南亚高压东侧的高层辐散区。
(3) 东风波可以带来中层冷扰动和低层湿扰动,提供了对流发展的有利环境条件。盛夏低层常高温高湿,深厚东风波和高层东风波的槽前、中低层东风波的槽后中层冷扰动区对应低层暖湿区是有利雷暴与强对流发展的区域。高层东风波的冷扰动最明显,其T85多在26℃以上,出现8级以上雷雨大风的概率较高;中低层的冷扰动一般较弱,强对流以短时强降雨为主。
近地面不均匀加热是否为午后深厚东风波和高层东风波的槽前强对流的触发机制,还需进一步验证,东风波与西风带系统的相互作用也需进一步探讨。
广东省气象台梁巧倩、福建省气象台高珊提供相关资料,谨致谢忱。[1] |
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