2. 广西桂林市气象局, 桂林 541000
2. Guilin Meteorological Bureau of Guangxi, Guilin 541000
广西地处华南沿海,属于亚热带季风气候区,水汽热量条件充沛,受西风带和热带系统交替影响,全年都可能发生暴雨。广西春季暴雨主要由冷锋、切变线、高空槽等西风带系统造成,不稳定能量大量释放常造成短时强降水、冰雹和雷暴大风等强对流天气。夏季暴雨由热带系统造成的比例迅速增大,由西风带系统造成的比例明显减小[1]。冬季暴雨则多数是南支槽前西南暖湿空气沿静止锋爬升所造成的长时间稳定降水,降水呈大范围带状分布,时空分布均匀,雨强一般小于20 mm·h-1 [2-4]。秋季是夏季环流向冬季环流过渡的季节。秋季暴雨也有过渡性特点:秋季暴雨的降水有一定的对流性,但对流强度比春夏季暴雨要弱,对高低空急流的配合程度和水汽辐合条件的要求也比春夏季暴雨更高;秋季暴雨一般会具有与冬季暴雨相似的带状分布特征,与高空槽和西南急流关系密切[5-7]。
王秀明等[8]通过“配料法”理论和实践相结合对对流发生条件进行了讨论,认为决定对流发生的基本条件之间不是完全独立的,当某一个条件特别有利时,对其他条件的要求就相对地降低。春季和夏季广西水汽和热量条件是比较容易满足的,因此暴雨和强对流天气发生频率相对较高。秋季气候背景逐渐变得不利于对流发生,对流发生所要求的要素条件一般不容易满足,或是处于一种恰好能够发生对流的“临界状态”。正因为如此,秋季广西在没有台风影响时通常受冷高压控制,以秋高气爽的天气为主,暴雨次数较少。深秋季节大范围暴雨和强对流天气过程更是属于“小概率事件”。同时又因为要素指标的指示性不如春夏季节显著,所以相比于春夏季节的强对流天气过程而言有较高的预报难度。
2015年11月20日广西出现一次暴雨天气过程,有雨量大、影响范围广的特点,过程中出现了飑线,造成大范围暴雨和强对流天气。这次暴雨过程为全区性暴雨天气过程,广西90个地面观测站中有23个站的24 h累积降水量超过了50 mm,就发生日期而言是历年来大范围暴雨中较为偏晚的过程之一,而在过程中出现飑线则为历史同期罕见。暴雨过程中静止锋锋前和锋后的中尺度对流系统发展特点不同。锋前的对流系统与典型春季飑线相似,但其移动到锋后时则逐渐呈现出与春季飑线不同的发展特征,降水也因此出现时空差异。另一方面,降水的对流特征比较明显,雨强较大,并且在锋前也出现了强降水,与典型冬季暴雨有较大区别。这次暴雨过程发生在深秋季节,天气现象、中尺度系统发展、降水分布等都有明显的过渡特征。深入分析其发生和演变机制,探讨过程中暴雨和强对流天气的成因,进一步加深对秋季暴雨的科学认识,对提高秋季暴雨预报能力有积极作用。
本文使用地面和高空观测资料、区域自动站观测资料、多普勒天气雷达观测资料和NCEP的FNL再分析资料,基于这次暴雨过程的天气实况、天气背景和中尺度对流系统的发展演变等观测事实,从大气层结条件、水汽条件、对流系统传播等方面来分析不同区域中尺度对流系统发展特征差异的原因,进而揭示降水时空差异的原因。
1 天气实况图 1为2015年11月20日00:00—24:00(北京时,下同)广西暴雨过程累积降水量以及柳州市三防镇、北海市海滩公园逐小时降水量和累积降水量演变。从图 1a可以看到两条主要雨带,一条位于广西东北部,其中暴雨区呈东北-西南走向,大于100 mm的大暴雨区集中分布在柳州市北部;另一条雨带覆盖广西南部地区,暴雨区分散,雨带中多处断裂。从自动站逐小时降水量和累积降水量看(图 1b),三防镇累积降水量达到166.3 mm,降水出现在20日00:00—15:00,这也是北部雨带出现的主要时段,其中最大雨强31.4 mm·h-1出现在04:00—05:00;而海滩公园降水出现在20日16:00—23:00,累积降水量达到235.6 mm,为这次过程的最大累积降水量,其中最大雨强133.4 mm·h-1出现在20:00—21:00。
通过图 1的分析可见,广西北部和南部降水时空分布特点有明显差异。北部暴雨落区集中,降水在同一地区持续时间较长,小时雨强较小;南部暴雨分布范围广,但落区较分散,雨带有多处断裂,降水在同一地区持续时间短,小时雨强较大。那么,这次暴雨过程有着怎样的天气背景?气候环流背景有何异常,导致出现历史同期罕见的暴雨?直接造成降水的中尺度对流系统在不同区域的发展特点有何差异?这些差异的原因是什么?下文将逐一进行分析。
2 天气背景降水与水汽、能量、稳定度等基本条件密切相关。这些基本条件通常是由天气尺度系统所决定的。图 2给出暴雨过程开始前(2015年11月19日20:00)的天气系统配置示意图。
从图 2中可以看到200 hPa极锋急流位置由云南北部开始,经过河南及山东等地,延伸到日本中部。风速达90 m·s-1的急流核位于山东至朝鲜半岛上空(图略)。广西位于高空急流入口区的右侧,高空辐散条件较好。500 hPa副热带高压脊线位于20°N,西脊点位于108°E附近,588 dagpm等高线控制广西东南部。广西位于副热带高压西北侧,500 hPa以下各层均为副热带高压边缘的偏南风控制。高空槽位于云南和贵州北部。在高空槽和副热带高压之间,风速达26 m·s-1的西南急流穿过广西北部,形成较强的垂直风切变。700 hPa在广西中部有一条西北-东南走向的干线,干线南侧为相对湿度低值区。广西南部沿海地区前期受副热带高压控制,中高层相对湿度较小(图略)。850 hPa切变线位于贵州和湖南北部。暴雨过程期间,切变线在500 hPa高空槽的引导下南移到广西北部边界处,在广西北部提供了较好的辐合条件。低层辐合抬升与高空急流辐散抽吸作用互相耦合,有利于大尺度垂直上升运动加强。925 hPa切变线位于广西北部边界附近,地面静止锋大致位于贵州西南部至广东北部一线,弱冷空气控制广西东北部。当冷空气继续从东路扩散南下时,925 hPa切变线南移至与地面静止锋位置重合(图略)。
综上所述,暴雨过程开始前的天气系统配置对华南西部大范围暴雨是较为有利的[9]。500 hPa高空槽、925 hPa切变线和地面静止锋是这次暴雨过程的直接影响天气系统,200 hPa急流、500 hPa副热带高压和850 hPa切变线的位置有利于降水的发生和维持。
3 气象要素异常天气系统是在一定的气候背景下发展演变的,必然要受到后者的影响。气候背景异常往往造成天气系统异常,进而导致天气现象异常。在这次暴雨过程中,气象要素的异常对降水的强度和持续性有显著影响。利用NCEP每天4个时次,水平分辨率为1°×1°的FNL再分析资料计算暴雨发生时气象要素相对于1999—2014年历史同期平均的距平。图 3为2015年11月20日08:00华南及西太平洋地区500 hPa位势高度距平、位势高度和风场,华南地区西部850 hPa温度距平、比湿距平、风场距平以及风场距平的散度。
从图 3a中可以看到500 hPa位势高度正距平中心位于27°—30°N的西太平洋上空,正距平大值区向西南延伸至广西东南部。历史同期平均的副热带高压脊线位于17°N,588 dagpm等高线范围位于135°E以东(图略);而在暴雨发生时,副热带高压脊线位于19°N以北,588 dagpm等高线范围向西扩展到华南沿海地区,可见此时副热带高压位置比历史同期偏西偏北。副热带高压位置异常在这次暴雨过程中的重要作用包括以下几个方面:副热带高压偏西偏北使高空槽东移受阻,有利于延长广西北部降水时间;副热带高压边缘的偏南风有利于北部湾海面的暖湿空气向北输送,为暴雨提供更有利的水汽和热力条件;使广西南部中高层变干,构成上干下湿的水汽分布;与高空槽对峙使槽前西南急流增强,增大垂直风切变。广西西北部的负距平区与高空槽位置对应,表明高空槽比历史同期更深。高空槽与副热带高压构成“东高西低”的异常形势,使广西上空气流经向度增大,位势高度梯度异常增大导致广西北部出现急流。
在图 3b中可以看到广西温度和比湿均为正距平;广西有西南风距平,而贵州、湖南南部有偏北风距平,风场距平的负散度中心位于广西北部。温度和比湿正异常表明暴雨发生时低层大气比历史同期偏暖偏湿,偏南风异常有利于增加向北输送的水汽量,异常负散度中心表明广西北部的辐合作用比历史同期偏强。综合水汽、热量、水汽输送以及辐合条件的异常,可见在暴雨发生时低层环境背景比历史同期更有利于广西北部降水维持。
4 雷达回波特征中小尺度系统是暴雨的直接制造者,其发展状态将直接影响降水的强度和持续时间。广西北部和南部的降水分别由不同的中尺度对流系统造成。北部为带状回波,南部为飑线,两者在雷达回波特征上差异明显。用广西10部S波段多普勒天气雷达基本反射率资料,通过强对流天气分析预报业务系统(SWAN)生成每6 min一次,水平分辨率0.01°× 0.01°的组合反射率(Composite Reflectivity, CR)拼图和三维基本反射率(Reflectivity,REF)拼图,其中REF拼图的高度间隔为0.5 km。径向速度(V)通过单站雷达产品进行分析。
4.1 带状回波特征图 4为2015年11月20日05:00广西CR拼图和沿单体移动方向(图 4a中直线所示)的REF垂直剖面。从图 4a可以看到北部带状回波呈东北-西南走向,较强单体的CR在45~50 dBz之间,西南端比东北端略强。REF垂直剖面(图 4b)显示对流单体多为低质心结构,大于35 dBz的回波高度在6 km以下,大于45 dBz的强度中心大多位于3 km以下。带状回波西南侧的单体为垂直结构。锋面冷垫之上的单体向东北方向倾斜,强回波顶高由南向北逐渐降低。
图 5为2015年11月20日03:00—05:30逐30 min的CR演变。从图中可以看到在带状回波西南侧、静止锋前有独立单体组成的雷暴群。在雷暴群西南侧有新单体不断生成,表现为后向传播特征。雷暴群在高空槽前西南气流引导下向东北移动,在锋区附近与带状回波主体合并。而在锋区及静止锋后,带状回波的位置变化较小,在暴雨区维持时间较长。新单体在带状回波西南侧生成,移入暴雨区并替换正在减弱消失的旧单体,“列车效应”使暴雨区的回波强度得以维持。从03:00至15:00,带状回波对暴雨区影响时间持续约12 h。
图 6为2015年11月20日15:00广西CR拼图,图中虚线表示20日11:00、15:00、19:00和23:00飑线位置。从图中可以看到,飑线的初始对流于11:00在广西西南部,云贵高原边缘的迎风坡处出现。15:00左右发展成有组织的飑线,此时飑线发展强烈,CR最大值达到55 dBz,飑线上的强单体呈线状排列,在其东侧有独立的弱单体。在飑线东移过程中强单体逐渐减弱,而东侧的弱单体则发展加强。飑线上新旧单体的更替过程可以看到明显的右向传播特征(图略)。从15:00至23:00,飑线向东移动350 km,平均速度达到45 km·h-1。
图 7为沿飑线传播方向(图 6中直线所示)的REF和南宁雷达V垂直剖面。从图中可见16:00(图 7a)飑线位于南宁西侧,单体S1的强度为40 dBz,在南宁东侧有一个15 dBz的弱回波区(S2),速度图(图 7b)显示飑线后部大风区从4—5 km高度开始下传,并在南宁附近下传至地面,地面辐合区则位于飑线前方约20 km处,与S2的位置对应,由此可以判断该区域为飑线前的阵风锋位置。到16:30(图 7c), S1减弱消失,而S2已经发展为45 dBz的强单体,其中强度40 dBz的回波发展到9 km高度,速度图(图 7d)中同样可见大风区下传至地面,在S2前方约20 km处形成辐合,而在辐合区已经有新单体(S3)生成。16:54(图 7e),S3强度达到50 dBz,速度图(图 7f)中地面风速达到20 m·s-1,在S3前边界处形成强烈的辐合抬升,3—4 km高度上的辐合区与S3的强度中心位置相同,说明此时S3正处于强烈发展阶段。
REF和V的演变反映了飑线上新旧单体的更替过程:飑线后部高空大风下传和强单体的下沉辐散气流在飑线前方约20 km处形成较强的辐合抬升,导致新单体生成,随后旧单体逐渐减弱消失,新单体则快速发展加强。新旧单体的更替使飑线整体强度得以维持,而每次更替都使飑线位置“跳跃式”前进一段距离。飑线反复以这种方式向前传播,整体上表现为快速移动和“跳跃式”移动。
4.3 回波持续性分析在统计分析中常用概率来表示某一特定事件在所有观测样本中所占的比例。对于给定时间段CR拼图中每一个网格,定义CR≥a概率为Pa,则Pa值为满足CR≥a条件的拼图次数与拼图总次数之比。
其中a为可调的判断阈值。Pa表示该网格受到CR≥a回波影响的次数在所有观测时刻中所占的比例,可以反映该网格受回波影响的时长,从而直观地显示特定强度的回波在不同空间区域的维持情况。Pa大表示该网格上CR≥a回波出现次数多,即受影响时间长;反之受影响时间短。
图 8给出了2015年11月20日00:00—24:00广西CR≥35 dBz概率(以下简称P35)和CR≥50 dBz概率(以下简称P50)分布图。从图 8a中可以看出,北部暴雨区的P35达20%~30%,而南部大部地区P35多为10%左右,少数地区达到20%,表明CR≥35 dBz的回波在北部暴雨区持续时间约为5~7 h,在南部持续时间约为2~5 h。从图 8b中可以看出,北部暴雨区的P50接近为零,南部暴雨区的P50虽然明显大于北部,但大部分地区的P50小于6%,表明CR≥50 dBz的强回波在北部暴雨区中极少出现,而在南部持续时间也大多小于1.5 h。从以上概率分析可见,北部带状回波强度总体上较弱,持续时间较长;而南部飑线强度较强,持续时间较短。
雷达回波特征分析表明中尺度对流系统在静止锋两侧呈现出不同特点。静止锋两侧不同的温度、湿度、风场等要素空间分布构成了不同的不稳定条件,导致了不同的中尺度对流系统发展形态。水汽垂直分布和水汽辐合是影响降水强度和维持时间的另一个重要因素,也对中尺度对流系统的强度和速度产生重要影响。中尺度对流系统的移动、传播的方向和速度则直接决定了降水在同一地区的维持时间,从而影响该地区累积降水量大小。
5.1 大气层结条件分析图 9为2015年11月20日08:00桂林、北海和梧州的探空曲线,分别代表广西北部、南部和东部的大气层结条件。从图中温湿廓线可以看到广西北部925 hPa以下为锋面逆温,逆温层之上温度垂直递减率(γ)小于0.5 ℃·(100 m)-1,层结为静力稳定;南部850— 500 hPa和700—500 hPa的温度差分别为24 ℃和16 ℃,对应γ分别为0.55 ℃·(100 m)-1和0.59 ℃·(100 m)-1,层结为条件不稳定;东部850—700 hPa之间γ达到0.68 ℃·(100 m)-1,层结为较强的条件不稳定。从能量条件来看,桂林、北海和梧州的CAPE分别为0 J·kg-1、1476 J·kg-1和275 J·kg-1,可见南部的不稳定能量较大,可能出现的对流强度也较大。
对称不稳定是垂直方向上对流稳定、水平方向上惯性稳定时,空气做倾斜上升运动时可能出现的一种大气不稳定现象。对称不稳定能够导致中尺度的倾斜对流,与中尺度雨带有很好的对应关系。在大气饱和或接近饱和的条件下分析对称不稳定时通常使用相当位温,此时的对称不稳定称为条件性对称不稳定(Conditional Symmetric Instability, 以下简称CSI)[10-11]。为了定性判断CSI,Emanuel[12]选定一个水平坐标轴垂直于对流层中层热成风、从冷空气指向暖空气的垂直剖面,定义绝对地转动量为:
$ M = V + fx $ |
其中V是垂直于剖面的地转风分量,f为地转参数,x为离开垂直剖面起始点的水平距离。在垂直剖面中,等相当位温(θe)线的斜率大于等M线的斜率,则存在CSI。
图 10为沿北部暴雨区所做的θe和M经向垂直剖面(取108°—110 °E纬向平均)。从剖面中的等θe线分布可见近地层干冷空气呈楔形由北向南侵入,干冷空气楔的前缘位于24°N附近,此处也是地面静止锋的位置。在静止锋前600 hPa以下有
根据CSI的判据可以分析500 hPa西风急流和850 hPa偏南暖湿气流对构成CSI的重要作用为:西风急流使广西北部中高层M值增大,造成中低层等M面坡度减小,而暖湿气流沿静止锋爬升所造成的暖湿舌倾斜向北延伸(图 10箭头所示),迫使静止锋上界面附近的等θe面向北收缩,等θe面坡度增大,从而构成CSI。
对称不稳定导致的倾斜对流的垂直速度比条件不稳定导致的垂直对流小一个量级,相应的降水强度也较弱,而持续时间则比垂直对流长得多[11, 13]。当北部带状回波西南侧的新单体从静止锋前的条件不稳定环境移动到静止锋后的CSI环境中时,垂直对流转变为倾斜对流,又因为CSI层的厚度较小,倾斜对流的发展高度被限制在地面冷垫至600 hPa之间,不利于进一步加强。而南部飑线在较深厚的条件不稳定环境下则能够以垂直对流的形式释放不稳定能量,因此强度更强,发展高度更高。相比较而言,北部带状回波强度及其造成的降水强度比南部飑线弱,但持续时间更长。
5.2 水汽条件分析图 11为2015年11月20日08:00华南地区850 hPa水汽通量、水汽通量散度和流线。从图中可以看到在850 hPa南海北部为东南气流控制,东南气流在广西南部偏转为偏南气流,水汽通量大值区从南海北部海面延伸到广西中部,大值区轴线与气流方向较为一致,在水汽通量大值区前端,850 hPa切变线附近有水汽通量散度负值中心,表明副热带高压边缘的东南和偏南气流将南海北部的水汽向广西内陆输送,在广西北部形成较强的水汽辐合。
对比桂林19日20:00(图略)和20日8:00(图 9a)探空曲线,发现在20日凌晨降水开始后广西北部850 hPa比湿仍然维持在11 g·kg-1,相比降水前并未减小,而500 hPa的温度露点差则由42 ℃减小为3 ℃,相对湿度明显增大,湿层增厚有利于增加降水强度。强水汽辐合是造成北部地区大范围暴雨的重要原因,偏南气流的水汽输送对维持北部水汽条件起关键作用,是决定降水能够持续的主要因子[14]。
从图 9b中温湿廓线看,广西南部地区为“上干下湿”的水汽分布,近地层温度露点差小于4 ℃,从2 km高度以上温度露点差迅速增大。中层存在干区有利于加快雨滴蒸发,使雷暴下沉气流加强,其作用一方面是加快高空风动量下传,使低层风速增大,另一方面也增强了近地层辐散气流。这两方面的作用叠加使近地层风速迅速增大,容易导致飑线前方单体新生和强烈发展,有利于飑线向前快速移动。飑线强烈发展和快速移动最终决定了南部地区雨强大而降水时间短。
5.3 中尺度对流系统传播特征分析鲍旭炜等[15]、孙继松等[16-17]对多单体雷暴的传播机制进行了理论分析和数值模拟,发现在多单体对流系统的“新陈代谢”过程中,新单体一般在旧单体出流与低层环境风入流的辐合区生成。雷暴传播方向上水汽辐合较大的地方则更有利于新单体的生成和发展。在对流不稳定层结和西南暖湿气流背景下,单体可以通过惯性重力波沿雨带传播且强度明显增强,产生“列车效应”,强降水往往出现在西南气流的前端。
图 12为2015年11月20日08:00广西500 hPa和850 hPa风场。从图中可以看到广西西北部500 hPa和850 hPa均为西南风,风向垂直切变较小;而广西东南部500 hPa为西南风,850 hPa为东南风,两者接近于垂直,风向垂直切变较大。
在带状回波西南侧,850 hPa西南风与单体后侧出流产生低空辐合,为新单体提供了抬升触发条件,同时该区域的强水汽辐合有利于新单体发展和维持,因此新单体多在带状回波西南侧生成,表现为后向传播。在静止锋前的区域存在对流不稳定和西南暖湿气流,符合产生“列车效应”所要求的环境条件,带状回波中的单体沿着相似路径向东北移动,形成“列车效应”。后向传播使单体移速减慢,延长了单体在同一地区的影响时间,而“列车效应”决定了单体在同一地区重复出现[14, 18],导致北部暴雨区持续降水,形成大暴雨。在飑线东侧,850 hPa东南暖湿气流被飑线前部出流抬升,在单体移动方向右侧触发新对流,飑线表现为快速东移和“跳跃式”东移的特征。快速东移决定了飑线对同一地区的影响时间短,而“跳跃式”发展使雨带出现多处断裂。
6 结论(1) 2015年11月20日广西深秋大范围暴雨过程是在副热带高压偏西偏北、低层空气偏暖偏湿的异常气候背景下由500 hPa高空槽、925 hPa切变线和地面静止锋共同造成,200 hPa急流、500 hPa副热带高压和850 hPa切变线的位置都有利于降水增幅。
(2) 在暴雨过程中广西北部和南部的降水时空分布特征有明显差异。北部暴雨落区集中,雨强较小,持续时间长;南部暴雨分布范围广,落区分散,雨强较大,持续时间短。
(3) 北部和南部的降水由两个中尺度对流系统分别造成。北部带状回波强度中等偏强,整体移动缓慢,后向传播和“列车效应”导致持续降水;南部飑线强度较强,右向传播导致飑线快速东移和“跳跃式”东移,沿途造成局地短时强降水。
(4) 北部地区静止锋上界至600 hPa大气层结为条件性对称不稳定,对称不稳定层结厚度较小使倾斜对流的发展高度受到限制,对流强度相对较弱,造成雨强较小,但倾斜对流维持时间较长,造成降水持续时间较长。南部地区大气层结为条件不稳定,不稳定能量快速释放使飑线强烈发展,导致雨强较大。
(5) 北部湿层深厚,强水汽辐合有利于降水维持,风向垂直切变较小,带状回波以后向传播为主,“列车效应”使降水在同一区域重复出现,导致暴雨落区集中。南部“上干下湿”结构有利于增强近地层辐散出流,高低空风向接近垂直,飑线上单体以右向传播为主,飑线整体快速东移和“跳跃式”东移,导致暴雨落区分散,雨带断裂。
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