2018, Vol. 37
2. 兰州中心气象台, 甘肃 兰州 730020;
3. 甘肃省气象服务中心, 甘肃 兰州 730020
现阶段, 气象学界对于强对流天气过程中不同天气现象的酝酿、发生、发展、传播和消亡等物理过程的认识程度远不如其他灾害性天气过程(如区域性暴雨、暴雪、台风、寒潮等)那样清晰, 这是造成强对流预报准确率相对较低和有效预警能力不足的根本原因。因此, 有关强对流天气形成机制的研究探索工作有必要持续进行下去。
依靠国内众多气象学者的共同努力, 近年来有关强对流天气成因以及不同类型强对流天气分类预报等方面均取得了一些新的成果。例如, 孙继松等(2012)从预报实践的角度讨论了与强对流天气相关的基本概念、基础理论以及这些理论在实际中如何应用。郑媛媛等(2011)研究指出不同的环流背景下强对流发生的各种要素重要性不尽相同, 产生的强对流天气类型也不相同。并对比分析了发生在副高边缘槽前类和在东北冷涡形势下的强对流天气产生的物理机制、中尺度特征差异。雷蕾等(2011, 2012)利用探空资料分析了冰雹、雷暴大风以及强对流暴雨的物理量差异, 结果表明合理利用探空资料甄别夏季强对流天气类别是可行的。在此基础上, 根据统计的强对流天气判别指标及物理量的阈值范围, 计算模式格点上的强对流发生概率, 初步探索中尺度数值模式对于强对流天气分类预报的可能性。张涛等(2012)、苏永玲等(2011)、许新田等(2012)和王坚红等(2011)分析了不同地域强对流个例的天气形势配置特征, 认为强降水是在高空冷平流入侵, 与700 hPa切变线配合, 地面冷空气扩散触发对流不稳定能量释放所造成的强对流天气。陈英英等(2011)和井喜等(2013)利用卫星云图资料对产生强降水天气的对流云团特征进行了分析。尹东屏等(2010)、张之贤等(2014)、潘留杰等(2013)、韩文宇等(2016)和吴涛等(2013)利用雷达资料分析了强对流天气的雷达回波特征, 得出在多普勒雷达反射率因子图上出现典型的“人”字型、“弓”型回波等是强天气主要特征, 并探讨了多雷达反演参量联合的短时强降水识别方法。除此之外, 许爱华等(2014)和许东蓓等(2015)基于产生强对流天气潜势条件的相对重要性, 抛开传统的天气分型方法, 按照热动力学结构特征将中国强对流天气的形势背景分成5类, 即:高空冷平流强迫类、低层暖平流强迫类、斜压锋生类、准正压类、高架雷暴类, 将西北区强对流天气形势配置分为3类, 并指出西北地区短时强降水主要存在于斜压锋生和暖平流强迫两种天气形势配置中。
近年来伴随着全球气候变暖以及监测手段的不断改进, 极端天气事件呈多发态势。甘肃省中南部地形复杂, 地质环境极其脆弱。每年因强降水引发的山洪、泥石流等地质灾害, 都会造成不同程度的财产损失甚至人员伤亡。尤其发生在春末夏初(5-6月)的短时强降水, 更是因其突发性强、落点分散、雨强大等特点, 既难以预报又更易造成严重灾害。其中2014年“06·18”和2013年“06·19”两场短时强降水, 分别是2014年和2013年春末夏初最强的短时强降水过程。尽管两次短时强降水过程发生在相同季节、相似气候背景下, 但降水实况特征及形成的动力热力机制却存在明显差异。通过对比分析“2014·06·18”和“2013·06·19”两次短时强降水过程, 探讨甘肃省两种主要类型短时强降水的实况特征、基本形式配置、热力动力条件、云图和雷达的共性及差异性, 以期更好地把握短时强降水过程的预报预警重点, 从而在业务工作中对短时强降水落区、强度以及可能伴随的多种强对流天气现象等有更早、更准确的预判, 进一步提高当地强对流预报服务工作质量。
2 资料与方法收集整理2014年6月18-19日、2013年6月19-20日两次短时强降水过程高空、地面实况资料, 利用天气学方法对比分析两次过程实况特征、形势特征以及探空特征, 总结异同点。
利用对应时段美国国家环境预报中心NCEP 1°×1°再分析资料, 针对短时强降水形成的基本条件, 分析两次过程物理量特征, 对比动力热力特征的差异。锋生函数的诊断方程采用
| $ \left[ {\frac{\partial }{{\partial t}} + \overrightarrow V \cdot\nabla } \right]{\left| {\nabla T} \right|^2} = \frac{{2P}}{R}\overrightarrow Q \cdot\nabla T{\rm{ }}, $ | (1) |
其中:
| $ \begin{array}{l} \overrightarrow Q = ({\overrightarrow Q _1}, {\overrightarrow Q _2})\\ = \left[ { - \frac{{\partial {V_g}}}{{\partial x}}\cdot\nabla \left({ - \frac{{\partial \varphi }}{{\partial p}}} \right), {\rm{ }} - \frac{{\partial {V_g}}}{{\partial y}}\cdot\nabla \left({ - \frac{{\partial \varphi }}{{\partial p}}} \right)} \right]{\rm{ }}, \end{array} $ | (2) |
式中: φ为位势高度; 锋生函数单位为×10-16 k2·m-2·s-1。
温度平流的计算公式(刘建文等, 2005)为:
| $ - V\cdot\nabla T = - \left({u\frac{{\Delta T}}{{\Delta x}} + v\frac{{\Delta T}}{{\Delta y}}} \right){\rm{ }}, $ | (3) |
式中:温度平流单位为×10 -5 ℃·s-1。
依照卫星气象学(陈渭民, 2003)和雷达气象学原理和方法进行两次过程云图特征和雷达特征对比分析, 重点分析“2014·06·18”过程云系与环境场的相互配置及发展演变特征, 最终总结可供业务参考的甘肃省两种类型短时强降水的预报经验。
3 实况特征2014年6月18-19日, 甘肃省河东地区局部地方出现大到暴雨, 武都市降水量为52. 6 mm。区域站资料显示共166个站点出现大到暴雨, 其中环县八珠乡降水量为99 mm, 小时雨量54 mm·h-1(19:00-20:00, 北京时, 下同), 主要降水时段在18日19:00-22:00;武都汉王镇降水量为90 mm, 小时雨量为52 mm·h-1(21:00-22:00), 主要降水时段在18日21:00-23:00(图 1)。据不完全统计, 降水过程造成经济损失600万, 因灾死亡4人。
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图 1 2014年6月甘肃省“2014·06·18”降水实况 Figure 1 Precipitation of "2014·06·18" in Gansu Province in June 2014 |
而2013年几乎发生在同一时间的另一次过程“2013·06·19”, 在陇东南部分地方出现暴雨, 局部地方出现大暴雨。区域站数据显示, 暴雨181个站点, 大暴雨81个站点。天水麦积区仙人崖降水量为258 mm, 小时雨量38 mm·h-1(20日00:00-01:00), 主要降水时段19日20:00至20日04:00;秦州区李子乡降水量为200 mm, 小时雨量65 mm·h-1(20日04:00-05:00), 主要降水时段为20日04:00-08:00(图 2)。
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图 2 2013年6月甘肃省“2013·06·19”降水实况 Figure 2 Precipitation of "2013·06·19" in Gansu Province in June 2013 |
对比两次过程可以发现, “2014·06·18”过程单站降水持续时间一般在1~3 h, 且多数站较大降水集中在1 h完成, 具有雨强大、分散性强、持续时间短的特点。此外在这次过程中甘南州的部分地方以及定西、兰州、平凉、庆阳等市的局部地方还出现了冰雹或雷暴大风等强对流天气(图略)。而“2013·06·19”过程主要为降水天气, 且大降水范围较广, 持续时间长。过程呈现出雨强大、区域性强、持续时间较长等特征。如仙人崖降水从19日晚上一直持续到20日下午, 较大降水持续时间为5~7 h。由此可见两次过程在实况特征上既有相似之处又存在显著差异。
4 天气形势配置2014年6月18日20:00[图 3(a)], 西北区500 hPa环流形势表现为西风槽东移, 槽后等温线与等高线交角较大, 有明显冷平流向槽区输送, 槽前有暖平流北上, 大气斜压性强, 高空锋区逐渐加强。700 hPa在甘肃中部有低涡生成, 低涡北侧有明显偏北气流南下, 南侧为暖湿气流北上, 冷暖空气交汇显著, 在陇东南一带形成明显“人”字形切变。地面上有冷锋生成。从低层到高层, 系统随高度略向西北方向倾斜, 表现出后倾结构。甘肃中东部地区q≥8 g·kg-1, 具备一定的湿度条件。
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图 3 “2014·06·18”20:00 (a)与“2013·06·19”20:00 (b)的高低空基本形势配置 Figure 3 Configuration of high and low altitude at 20:00 on 18 June 2014 (a) and 19 June 2013 (b) |
2013年6月19日20:00[图 3(b)], 500 hPa主要特征为副热带高压发展强盛, 高压西侧有明显暖湿气流北上, 高压北部有弱冷空气入侵。对应700 hPa上最显著的特征是整个河东地区均处于暖区之中。西南暖湿气流达10 m·s-1, 甘肃河东大部分地方q≥10 g·kg-1。同时, 高原边坡有闭合低涡形成, 对应地面上有东西向的中尺度辐合线。
由此可见, “2014·06·18”是发生在中低层冷暖空气强烈交汇, 并伴有明显温度锋区和锋生, 地面有冷锋活动形势下, 是斜压锋生类短时强降水。“2013·06·19”是发生在低层强烈发展的暖湿平流中, 并叠加上动力扰动, 是暖平流强迫类短时强降水。
5 大气温湿及不稳定条件 5.1 探空特征图 4为两次过程中平凉站探空曲线。从图中可见, “2014·06·18”过程在700~600 hPa附近有一个湿层, 但较浅薄, 水汽条件较后者差。高层有明显干冷空气侵入。0 ℃和-20 ℃层高度分别为4 629 m和7 918 m, 达到西北区出现冰雹天气的特征层高度指标。不稳定能量较大(CAPE=843. 8 kg·J-1), 同时存在一定的对流抑制能量(CIN=71. 4), 有利于强对流的发生发展。
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图 4 “2014·06·18”20:00 (a)与“2013·06·19”20:00 (b)平凉站探空曲线 Figure 4 Sounding curve at Pingliang station at 20:00 on 18 June 2014 (a) and 19 June 2013 (b) |
“2013·06·19”过程湿层深厚, 600 hPa以下几乎处于饱和状态。0 ℃和-20 ℃层高度分别为5 365 m和9 309 m, 远高于前者。高层有弱冷空气侵入, 不稳定能量较小(CAPE=0 kg·J-1)。
对比两次过程高低层与地面之间垂直风切变(表 1)可以看出, 斜压锋生类短时强降水500 hPa以上垂直风切变更强, 表明高层干冷空气侵入明显。而暖平流强迫类低层风切变较大, 反映出较强暖湿气流的特征。
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表 1 两次过程平凉站不同高度的垂直风切变对比 Table 1 Vertical wind shear comparison of the two cases at different height at Pingliang station |
利用NCEP 1°×1°再分析资料, 计算两次过程锋生函数和温度平流。分析发现, 在“2014·06·18”斜压锋生类短时强降水中500 hPa冷暖平流均很明显, 并强烈交汇, 二者的交汇区域附近有锋生函数正值区, 表明存在锋生作用[图 5(a)]。对应在低层700 hPa上锋生特征更加显著。在6月18日14:00锋生区域首先出现在甘肃河西东部[图 5(b)], 20:00逐渐扩展到整个河东地区, 强度加强, 中心值>50×10-16 K2·s-1·m-2, 到19日02:00中心东移并有所减弱[图 5(c)]。而在“2013·06·19”暖平流强迫类短时强降水过程中, 西北区上空主要表现为暖平流控制区, 暖湿层深厚, 在500 hPa上仍为明显暖平流, 锋生区明显偏北[图 5(d)]。由此可见, 在这次过程中暖湿平流对建立热力不稳定起了主导作用。它的作用主要体现在有利于热力不稳定增长、水汽输送和低空垂直切变的维持, 以及启动不稳定能量释放的抬升运动。
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图 5 温度平流(彩色区, 单位: ×10 -5 ℃·s-1)、锋生函数(紫色线, 单位: ×10-16 k2·m-2·s-1)及风场(风羽)的分布 Figure 5 The distribution of the temperature advection (color area, unit: ×10 -5 ℃·s-1), frontogenesis function (purple lines, unit: ×10-16 k2·m-2·s-1) and wind field (barb) |
与此相对应, 2014年6月18日14:00甘肃东南部大部分地方T700~300≥45 ℃, 在甘南州甚至达到50 ℃以上, 反映出较强的热力不稳定特征。而“2013·06·19”过程中T700~300的高值区位置明显偏南, 中心值在35~40 ℃之间, 比前者低10 ℃左右, 且区域较前者明显小。两次过程中CAPE值的差异也较明显, 前者CAPE值500~1 000 kg·J-1的区域基本覆盖甘肃中部到东南部, 而后者CAPE大值区主要位于甘肃南部, 覆盖区域相对较小, 可见就所选个例而言, 斜压锋生类短时强降水较暖平流强迫类具有更高的不稳定能量(图略)。
5.3 动力特征及水汽特征由图 6(a)可以看出, 在“2014·06·18”过程中500 hPa正涡度中心与高空槽相对应, 其前部为上升运动区, 是对流主要发展区域。正涡度中心与上升运动中心呈现出明显的移动性, 随着高空槽逐渐向东推移, 并在甘肃陇东南地区与水汽辐合中心相叠加, 达到最强。该区域低层具有一定湿度条件, 大气整层含水量(PW)大于等于25 g·m-2[图 7(a)]。冷暖平流导致的斜压锋生和辐合抬升形成的动力强迫是这类强对流天气发生的重要条件。
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图 6 500 hPa涡度(彩色区, 单位: ×10-5 s-1)、700 hPa垂直速度(紫色线, 单位: ×10-2 hPa·s-1)和风场(风羽)的分布 Figure 6 The distribution of 500 hPa vorticity (color area, unit: ×10-5 s-1), 700 hPa vertical velocity (purple lines, unit: ×10-2 hPa·s-1) and the wind field (barb) |
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图 7 500 hPa大气整层含水量(彩色区, 单位: g·m-2)和700 hPa水汽通量散度(蓝色线, 单位: ×10-5 g·cm-2·hPa-1·s-1)的分布 Figure 7 The distribution of atmospheric water content at 500 hPa (color area, unit: g·m-2) and water vapor flux divergence at 700 hPa (blue lines, unit: ×10-5 g·cm-2·hPa-1·s-1) |
“2013·06·19”过程中正涡度区主要位于甘肃中部到东南部, 在降水开始时700 hPa上升运动中心也基本位于这个区域[图 6(b)], 它与中低层高湿区以及水汽通量辐合中心相对应。上述区域整层含水量较大, PW≥35 g·m-2, 个别地方PW≥40 g·m-2[图 7(b)]。由此可见, 副高边缘良好的水汽输送为大降水的产生提供了必要的湿度条件, 垂直上升运动与正涡度中心在甘肃东南部地区的同时存在并长时间维持是导致大降水出现的动力因素。
6 云图特征“2013·06·19”云图特征主要表现为与500 hPa槽相对应的高空槽云系和沿副高西侧发展起来的带状对流云系。带状对流云系在发展北上过程中受地形等因素影响形成多个辐合区。并与东移高空槽云系相叠加, 共同造成了甘肃东南部地方的强降水天气(图略)。
“2014·6 ·18”则表现为与高空槽以及低空人字形切变相对应的逗点云系, 它由斜压叶状云系、涡度逗点云系和变形场云系共同组成。图 8(a)是2014年6月18日20:00 700 hPa流场、涡度场与卫星云图的叠加图。从图 8(a)中可以看出, 云系的涡旋中心与低层低涡中心重合, 随低涡发展移动而变化。尾部云系后部为下沉的偏北气流, 前部为槽前偏南气流。偏北气流中靠近低涡部分向低涡中心旋转, 靠近尾部部分则继续南下。而西南气流也分为两支, 一支沿低涡东南侧北上, 另一支沿切变南侧南下。可见, 尾部云系与低层变形场相配合, 变形场中心靠冷区一侧为气流水平辐散区, 云系逐渐减少, 两端云系加强。因此这个区域出现的大降水较少, 但是切变线南侧的暖湿区域仍然有可能出现局地性很强的较大降水。图 8(b)为同一时刻500 hPa风场及涡度场与云图的叠加。从图 8(b)中可以看出, 涡度逗点云系处500 hPa等高线与等涡度线几乎垂直, 为强平流涡度区, 对应强的上升运动, 云系稠密, 是强降水的主要分布区域。云系后部的无云区为负涡度平流区, 对应下沉运动, 几乎没有大的降水出现。
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图 8 2014年6月18日20:00 700 hPa流场(蓝色线)、涡度场(红色线, 单位: ×10-5 s-1)(a)和500 hPa风场(风羽, 单位: m·s-1)、涡度场(红色线, 单位: ×10-5 s-1)(b)与卫星云图的分布 Figure 8 The distribution of flow field (blue line), vorticity field (red lines, unit: ×10-5 s-1) at 700 hPa (a) and the wind field (barb, unit: m·s-1), vorticity field (red lines, unit: ×10-5 s-1) at 500 hPa (b) that overlay the satellite cloud map at 20:00 on 18 June 2014 |
西北地区由于复杂地形所限, 特别是甘肃河东地区, 大部分地方的雷达站点海拔在2 000 m左右, 雷达资料应用与东部平原和低丘陵地带有所不同, 距探测距离30~120 km效果比较好, 故单部雷达资料使用相对较多。对比两次过程的雷达组合反射率因子特征可以发现, “2013·06 ·19”是以积状云为主混合性降水回波, 强反射率因子面积大。在天水、陇南等地有大范围的降水回波自西南向东北方向移动, 回波组织性很强, 呈带状分布[图 9(a)]。19日19:21在天水仙人崖有对流单体生成, 水平尺度较小, 回波强中心40 dBz, 以暖云层降水为主。20日00:17, 出现线状多单体风暴, 强度仍为40 dBz。较强回波主要分布在深厚的暖云层, 低质心暖云降水特征明显, 40~45 dBz的强回波中心高度一般低于4 km[图 9(b)]。据傅朝等(2015)分析, 仙人崖地区因为列车效应而产生连续5 h的短时强降水。
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图 9 2013年6月20日00:17天水雷达组合反射率(a)及空间剖面(b) Figure 9 Radar combination reflectivity (a) and VCS profile (b) from Tianshui Radar at 00:17 on 20 June 2013 |
由西峰雷达组合反射率因子[图 10(a)]可看出, “2014·06 ·18”过程以层积云为主, 强反射率因子面积小, 强度强, 回波梯度大。1. 5°仰角的反射率因子图(图略)显示, 18日19:22, 庆阳环县已经有对流单体发展, 环县八珠(107°E, 36°N)回波较强, 最大达到52 dBz, 随后环县回波一直维持在45~50 dBz, 并且在20:39再次增强至52 dBz, 19:00-22:00正是环县短时强降水发生的时段。0. 5°仰角径向速度图[图 10(b)]显示环县在强回波区均存在逆风区, 该区域辐合明显, 上升运动较强, 对流发展旺盛。
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图 10 2014年6月18日20:39西峰雷达组合反射率(a)和径向速度(b) “T”表示朝向雷达方向, “A”表示离开雷达方向 Figure 10 Radar combination reflectivity (a) and radial velocity (b) from Xifeng radar at 20:39 on 18 June 2014. The capital "T" means towords to the radar, "A" means away from the Radar |
由环县反射率因子VCS剖面看出(图 11), 2014年6月18日环县19:22和20:00, 强回波主要在暖云区, 回波的中心低于4 km, 此时对应强降水的发生。在20:39, 环县回波发展旺盛, 50 dBz高悬的强反射率因子核心区接近8 km高度, 达到-20 ℃层高度, 回波顶高也达到了12 km, 有冰雹产生。
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图 11 2014年6月18日环县VCS剖面 Figure 11 VCS profile in Huanxian on 18 June 2014 |
“2014·06·18”和“2013·06·19”两次过程在天气形势基本配置、动力热力特征、云图及雷达特征等方面既有相同之处又存在较明显差异。利用“2014·06·18”和“2013·06 ·19”两次短时强降水过程的实况资料及NCEP 1°×1°再分析资料, 通过对比分析, 主要得出以下结论:
(1) 通过分析大尺度环流形势确定天气形势基本配置类型, 在短期时段判断可能出现的强对流天气现象及降水特点。斜压锋生类短时强降水是发生在中低层冷暖空气强烈交汇, 并伴有明显温度锋区和锋生, 地面有冷锋活动形势下。冷暖平流导致斜压锋生和辐合抬升形成的动力强迫是这类强对流天气发生的重要条件。暖平流强迫类是发生在低层强烈发展的暖湿平流中, 并叠加上动力扰动, 低层暖湿平流对建立热力不稳定起了主导作用。
(2) 依据强对流形成的三个基本条件, 分析多种物理量场, 确定天气系统未来的发展变化及移动, 以及可能造成的降水落区及强度。斜压锋生类短时强降水不稳定能量大于暖平流强迫类, 且存在一定的对流抑制能量, 有利于强对流的发展。暖平流强迫类短时强降水湿层厚度高于斜压锋生类, 而斜压锋生类短时强降水高层垂直风切变表现得更强。两种类型过程均有正涡度中心及垂直上升运动相配合。
(3) 分析对流云团的生长、移动和消亡, 进一步判断强降水中心位置、持续时间以及雨强的演变。暖平流强迫类云图特征为沿暖湿气流迅速发展北上的带状云系。斜压锋生类则表现为与低空人字形切变相对应的涡度逗点云系。云系的发展变化与形势场变化密切相关, 是预报降水落区及其发展变化的重要工具之一。
(4) 依托雷达资料跟踪、判别风暴的发生、发展, 进行短临预警。暖平流强迫类是积状云为主的混合性降水回波, 回波梯度小, 质心低, 为暖云降水。斜压锋生类是层积云中分散着块状对流单体回波, 回波梯度大, 回波质心发展较高。回波强度可发展到很强, 一般可达40 dBz, 有时甚至达到或超过50 dBz。当50 dBz高悬的强反射率因子核心区接近8 km高度, 达到-20 ℃层高度, 回波顶高也达到12 km时, 有冰雹产生。
白乐生. 1988. 准地转Q矢量分析及其在短期天气预报中的应用[J]. 气象, 14(8): 25–30.
Bai L S. 1988. Quasi-geostrophic Q-vector analysis and its application in short-range forecasting[J]. Meteor Mon, 14(8): 25–30.
DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.1988.08.005 |
|
陈渭民. 2003. 卫星气象学[M]. 北京: 气象出版社, 238-252.
Chen W M. 2003. Satellite meteorology[M]. Beijing: China Meteorological Press, 238-252.
|
|
陈英英, 唐仁茂, 李德俊, 等. 2013. 利用雷达和卫星资料对一次强对流天气过程的云结构特征分析[J]. 高原气象, 32(4): 1148–1156.
Chen Y Y, Tang R M, Li D J, et al. 2013. Analysis on cloud structure of a severe convective storm using radar and satellite data[J]. Plateau Meteor, 32(4): 1148–1156.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2012.00108 |
|
傅朝, 杨晓军, 周晓军, 等. 2015. 2013年6月19-20日甘肃陇东南暖区暴雨多普勒雷达特征分析[J]. 气象, 4(19): 1095–1103.
Fu Z, Yang X J, Zhou X J, et al. 2015. Analysis on Doppler radar characteristics of warm area rainstorm in Southeastern Gansu during 19-20 June 2013[J]. Meteor Mon, 4(19): 1095–1103.
|
|
韩文宇, 杨丽丽, 杨毅. 2016. C波段雷达资料在强降水过程中的应用[J]. 干旱气象, 34(1): 154–162.
Han W Y, Yang L L, Yang Y. 2016. Application of C-band radar data in heavy precipitation process[J]. J Arid Meteor, 34(1): 154–162.
|
|
井喜, 李社宏, 屠妮妮, 等. 2011. 黄河中下游一次MCC和中-β尺度强对流云团相互作用暴雨过程综合分析[J]. 高原气象, 30(4): 913–928.
J X, Li S H, Tu N N, et al. 2011. Synthetic diagnostic analysis on a rainstorm process caused interaction of MCC and Meso-β scale severe convective cell in mid-and lower-reaches of yellow river[J]. Plateau Meteor, 30(4): 913–928.
|
|
雷蕾, 孙继松, 魏东. 2011. 利用探空资料判别北京地区夏季强对流的天气类别[J]. 气象, 37(2): 136–141.
Lei L, Sun J S, Wei D. 2011. Distinguishing the category of the summer convective weather by sounding data in Beijing[J]. Meteor Mon, 37(2): 136–141.
DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2011.02.002 |
|
雷蕾, 孙继松, 王国荣, 等. 2012. 基于中尺度数值模式快速循环系统的强对流天气分类概率预报试验[J]. 气象学报, 70(4): 752–765.
Lei L, Sun J S, Wang G R, et al. 2012. An experiment study of the summer convective weather categorical probability forecast based on the rapid updated cycle system for the Beijing area (BJ-RUC)[J]. Acta Meteor Sinica, 70(4): 752–765.
DOI:10.11676/qxxb2012.061 |
|
刘建文, 郭虎, 李耀东, 等. 2005. 天气分析预报物理量计算基础[M]. 北京: 气象出版社, 70-71.
Liu J W, Guo H, Li Y D, et al. 2005. The fundamental physicscal caculation of weather analysis forecast[M]. Beijing: China Meteorological Press, 70-71.
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|
潘留杰, 张宏芳, 王楠, 等. 2013. 陕西一次强对流天气过程的中尺度及雷达观测分析[J]. 高原气象, 32(1): 278–289.
Pan L J, Zhang H F, Wang N, et al. 2013. Mesoscale and Doppler radar observation analyses on a severe convective weather process in middle Shaanxi province in September 2010[J]. Plateau Metero, 32(1): 278–289.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2012.00027 |
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孙继松, 陶祖钰. 2012. 强对流天气分析与预报中的若干基本问题[J]. 气象, 38(2): 164–173.
Sun J S, Tao Z Y. 2012. Some essential issues connected with severe convective weather analysis and forecast[J]. Meteor Mon, 38(2): 164–173.
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苏永玲, 何立富, 巩远发, 等. 2011. 京津冀地区强对流时空分布与天气学特征分析[J]. 气象, 37(2): 177–184.
Su Y L, He L F, Gong Y F, et al. 2011. A study of temporal-spatial distribution and synoptic characteristics of severe convective weather in Beijing, Tianjin and Hebei[J]. Meteor Mon, 37(2): 177–184.
DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2011.02.007 |
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王坚红, 张楠, 苗春生, 等. 2011. 天津地区080625强对流天气过程的分析[J]. 大气科学学报, 35(6): 688–696.
Wang J H, Zhang N, Miao C S, et al. 2011. The analysis of a strong convective precipitation process in Tianjin on 25 June 2008[J]. Trans Atmos Sci, 35(6): 688–696.
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吴涛, 万玉发, 王珊珊. 2012. 多雷达反演参量联合的短时强降水识别方法研究[J]. 高原气象, 31(5): 1393–1406.
Wu T, Wan Y F, Wang S S. 2012. Research of very short-term heavy precipitation identification method combinated multi-radar retired parameters[J]. Plateau Meteor, 31(5): 1393–1406.
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许新田, 刘瑞芳, 郭大梅, 等. 2012. 陕西一次持续性强对流天气过程的成因分析[J]. 气象, 38(5): 533–543.
Xu X T, Liu R F, Guo D M, et al. 2012. Cause analysis of a continuous severe convective weather in Shananxi[J]. Meteor Mon, 38(5): 533–543.
DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2012.05.003 |
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许爱华, 孙继松, 许东蓓, 等. 2014. 中国中东部强对流天气的天气形势分类和基本要素配置特征[J]. 气象, 40(4): 400–412.
Xu A H, Sun J S, Xu D B, et al. 2014. Basic synoptic situation classification and element character of severe convection in China[J]. Meteor Mon, 40(4): 400–412.
DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2014.04.002 |
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许东蓓, 许爱华, 肖玮, 等. 2015. 中国西北四省区强对流天气形势配置及特殊性综合分析[J]. 高原气象, 34(4): 973–981.
Xu D B, Xu A H, Xiao W, et al. 2015. Comprehensive analysis on the severe convective weather situation configuration and its particularity in Northwest China[J]. Plateau Meteor, 34(4): 973–981.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2014.00102 |
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尹东屏, 吴海英, 张备, 等. 2010. 一次海风锋触发的强对流天气分析[J]. 高原气象, 29(5): 1261–1269.
Yin D P, Wu H Y, Zhang B, et al. 2010. Analysis on a severe convective weather triggered sea breeze front[J]. Plateau Metero, 29(5): 1261–1269.
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郑媛媛, 姚晨, 郝莹, 等. 2011. 不同类型大尺度环流背景下强对流天气的短时临近预报预警研究[J]. 气象, 37(7): 795–801.
Zheng Y Y, Yao C, Hao Y, et al. 2011. The short-time forecasting and early-warning research on severe convective weather under different types of large-scale circulation background[J]. Meteor Mon, 37(7): 795–801.
DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2011.07.003 |
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张涛, 方翀, 朱文剑, 等. 2012. 2011年4月17日广东强对流天气过程分析[J]. 气象, 38(7): 814–818.
Zhang T, Fang C, Zhu W J, et al. 2012. Analysis of the 17 April 2011 severe convective weather in Guangdong[J]. Meteor Mon, 38(7): 814–818.
DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2012.07.006 |
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张之贤, 张强, 赵庆云, 等. 2014. 陇东南地区短时强降水的雷达回波特征及其降水反演[J]. 高原气象, 33(2): 530–538.
Zhang Z X, Zhang Q, Zhao Q Y, et al. 2014. Analysis on radar echo and precipitation retrieve of short-duration heavy precipitation in southeast Gansu[J]. Plateau Metero, 33(2): 530–538.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2013.00001 |
2. Lanzhou Centre Meteorological Observation, Lanzhou 730020, Gansu, China;
3. Gansu Meteorological Service Center, Lanzhou 730020, Gansu, China