短时暴雨（精选3篇）
短时暴雨 篇1
摘要：利用常规气象资料和多普勒天气雷达回波资料对2014年7月4日发生在湖州德清的短时暴雨天气过程进行了分析, 结果显示:在大尺度天气背景下, 辅以精细化的数值预报产品, 降水云团的移动发展可通过外推预报技术进行预报, 预报员可提前1~2 h对此次短时暴雨过程作出预警, 提高这类局地强对流天气临近预报的准确率。
关键词：多普勒雷达,暴雨,短时预报
强对流天气短时临近预报业务是国家防灾减灾、重大社会活动和精细化天气预报的迫切需要。强对流天气监测、分析和机理研究是强对流天气短时临近预报的重要基础, 短时暴雨作为一种常见的强对流天气, 虽然在短时临近预报方面取得了一定的研究进展, 但仍无法满足社会发展的需求。目前, 强对流天气短时临近预报技术主要是外推预报技术、数值预报技术和概念模型预报技术等, 而天气雷达是监测强对流天气、揭示对流风暴机理的主要探测手段。因此, 在多普勒雷达、地面中尺度自动站等高时空分辨率监测产品的应用基础上, 先进的外推预报方法是未来强对流天气短时临近预报的发展方向之一[1,2]。该文通过分析7月4日湖州德清短时暴雨过程, 表明在合适的大尺度天气背景下, 多普勒雷达监测产品的应用对短时临近预报有重大的作用。
1 降水实况
2014年7月4日10:00—16:00, 湖州德清出现短时暴雨, 有10个自动气象站出现50 mm以上的降水, 过程最大雨量出现在下舍 (72.1 mm) , 其次是德清站 (53.4 mm) 。此次过程以短时强降水为主, 主要集中在12:00—14:00, 下舍最大雨强达35 mm/h (图1、2) 。
2 天气形势分析
2.1 大尺度天气背景分析
由2014年7月4日8:00的中尺度分析图 (图3) 可以看出, 副高588线主要位于东海, 脊线位置约位于24°N, 500h Pa日本海上空有高空槽东移, 其槽后有冷温槽配合, 温度槽明显落后于高空槽, 湖州上空存在较明显冷平流。华西地区还有高空槽东移, 与之相配合的是700 h Pa和850 h Pa明显发展的低涡, 低涡诱生的暖式切变位于长江中下游一带, 并随着低涡东移, 不断向东传。500、700、850 h Pa 3层都有急流输送到长江中下游, 地面图上在湖州和杭州地区存在一条西北东南向的地面辐合线。随着系统的不断东移, 西南暖湿空气通过急流输送至湖州上空, 在“上冷下暖”的热力不稳定层结下, 由地面辐合线触发对流, 不断发展, 最终形成雷暴云团, 这种副高边缘—高空冷温槽型的形势是典型的湖州地区夏季易发生局地强对流天气的天气形势之一[3,4]。
注:a—下舍站, b—德清一般站。
2.2 物理量分析
从杭州站探空图 (图4) 可以看出, 湿层厚度达到了300h Pa以上, 整层湿度大, 同时露点温度较高, 水汽含量高。对流有效位能 (CAPE) 为75.6 J/kg, K指数为40, 表明大气层结不稳定。
2.3 环境风的垂直切变
环境风的垂直切变是预报强对流风暴的一个重要参数, 从图5可以看出, 9:00开始湖州上空的风随高度顺时针旋转, 由偏东风顺时针旋转至西南风, 利用公式计算可得风垂直切变为7.4 m/s·km, 根据经验得出风垂直切变强度为中等偏强。
3 多普勒雷达产品分析
从多普勒雷达图 (图6) 上可以清楚地看到此次短时暴雨过程的演变情况。9:00在有利的大尺度天气形势背景下, 通过地面辐合线触发, 强对流单体在杭州临安西部山区生成发展, 在高空西南偏西气流的引导下向东偏北方向移动, 11:00进入德清境内。移动过程中, 地面辐合线和850 h Pa切变线提供辐合, 加强了对流单体中的上升运动, 边界层东风供应水汽, 对流单体不断加强, 同时水汽随上升运动不断凝结释放潜热, 进一步加强了对流单体, 其中心强度从最初的35 dbz加强至50 dbz, 最终导致了德清短时暴雨的出现。
4 基于EC细网格产品的强对流指数产品应用
EC细网格资料拥有准确率高、时空分辨率高等特点, 近年来得到了广泛应用, 在EC细网格资料的基础上, 推出了不同时段的CAPE、CIN、BRN等强对流指数预报场, 在7月4日湖州德清短时暴雨过程中也有很好的表现。
从图7可以看出, 8:00德清上空CAPE值在100左右, 到11:00有大值中心位于德清上空, 中心值超过1 600, 而14:00后逐渐减弱。
粗里查逊数BRN表征的是垂直风切变与位势不稳定两者之间存在着某种平衡关系, 即强的热力学不稳定结合强的动力学环境有利于强天气的发生和发展, 弱的垂直风切变结合强位势不稳定或相反的环境中也可以发生。强对流天气影响的时间主要为11:00—14:00, 其中心位于湖州德清一带, 中心值超过了800, 表明了此次强对流天气发生在中等强度的垂直风切变结合强位势不稳定的环境中。
通过此次过程分析, 表明在有利于对流天气发展的天气形势背景下, 加强监测多普勒雷达等产品, 辅以精细化数值预报产品 (EC细网格资料及对应的强对流指数产品等) , 对对流风暴加以合理的外推, 可以有效提高强对流天气的预报准确率和短时临近预报预警时效。但是, 强对流天气的落区、强度、种类和未来变化趋势仍是短时临近预报的难点。
注:从左至右依次为8:00、11:00和14:00。
5 结论
(1) “140704”湖州德清暴雨是在处于副高边缘, 高空有冷平流入侵, 由地面辐合线触发的一次中尺度强对流天气过程, 主要以短时强降水为主。
(2) 多普勒雷达、风廓线雷达等综合监测产品的应用, 对监测、预警强对流天气有重要的作用。
(3) 在有利于对流天气发展的天气形势背景下, 加强监测多普勒雷达等产品, 辅以精细化的数值预报产品 (EC细网格资料以及对应的强对流指数产品等) , 对对流风暴加以合理的外推, 可以有效地提高强对流天气的预报准确率和短时临近预报预警时效。
参考文献
[1]伍志芳, 张春良, 张沛源.一次强对流天气的多普勒特征分析[J].高原气象, 2001, 20 (2) :202-207.
[2]廖晓农, 俞小鼎, 王迎春.北京地区一次罕见的雷暴大风过程特征分析[J].高原气象, 2008, 27 (6) :1350-1362.
[3]顾问, 谈建国.“1108130”强降水超级单体风暴特征与临近预报思路[J].大气科学研究与应用, 2012 (2) :1-11.
[4]刘玉玲.对流参数在强对流天气潜势预测中的作用[J].气象科技, 2003, 31 (3) :147-151.
短时暴雨 篇2
短时暴雨成因复杂, 影响因子较多, 环境因子差异会形成不同强度和落区的短时暴雨, 因此及时准确地预报预警短时暴雨仍具有很大难度。东北地区气象学者针对东北地区的暴雨进行了大量的研究工作[1,2], 对辽宁地区暴雨的研究集中于分析降水特点、副热带高压位置、低空急流特征、位涡诊断及模拟暴雨过程等[3,4,5,6,7]。孙建华等[8]研究发现北方地区高低空急流与中低纬度系统共同配合有利于暴雨的产生。江志红等[9]利用HYSPLIT模式分析了2007年淮河流域不同阶段降水的水汽输送轨迹、主要通道及其不同水汽源地的贡献。对于东北地区的暴雨, 水汽来源比南方更为复杂[10]。通过分析2013年7月辽宁地区3次暴雨过程雨量差异, 结合暴雨发生前后的天气系统、环境形势特征、物理量要素等资料, 指出辽宁地区夏季短时暴雨的影响因子, 旨在为今后类似的暴雨预报提供参考。
1 资源来源与研究方法
本文所用资料为常规观测资料、自动站降水资料, 均来自于沈阳区域气象中心。利用高空形势场、垂直速度场、假相当位温场及水汽通量场中的特征量进行计算和对比分析, 得出有利于辽宁地区产生强降水的环境要素和物理量因子。
2 降水的时空分布特征
2013年6月28日8:00至29日8:00, 辽宁西部地区出现了局地短时暴雨, 共有12个国家级观测站降水大于100 mm, 60个国家级观测站降水大于50 mm, 最大降雨量为162 mm, 出现在朝阳市凌源市的小城子。强降水时段出现在午后至傍晚之间, 将此次降水过程称为“6·28局地短时暴雨”。
2013年7月1日14:00至2日14:00, 辽宁省大部出现了短时强降水天气过程, 共101个国家级观测站降水大于100 mm, 660个国家级观测站降水大于50 mm, 最大降雨量为213 mm, 出现在丹东市的金山。将此次降水过程称为“7·1短时暴雨”。
2013年7月15日18:00至16日18:00, 辽宁省大部出现了短时强降水天气过程, 共87个国家级观测站降水大于100 mm, 607个国家级观测站降水大于50 mm, 最大降雨量为302 mm, 出现在丹东市宽甸市的太平哨。将此次降水过程称为“7·15短时暴雨”。
总的来看, “6·28局地短时暴雨”降水较为集中, 局地性较强, 发展比较迅速, 影响范围不大;“7·1短时暴雨”影响范围更大, 总体雨量更强, 辽西地区暴雨落区较大。“7·15短时暴雨”过程最长且雨量偏高, 总体雨量强度较强, 辽西地区暴雨落区小于“7·1短时暴雨”。3次降水过程的共同点是都具有雨强大、雨势剧烈、降水梯度大、时空分布不均匀等特点。
3 暴雨成因对比分析
3.1 高低空天气系统配置
“6·28局地短时暴雨”发生之前 (6月28日8:00) , 500h Pa欧亚大陆经向环流明显, 贝加尔湖西北部冷空气堆积, 黑龙江以北地区有阻塞高压填充, 受冷空气下沉和短波槽东移影响, 辽宁省西部地区出现短时暴雨;在850 h Pa高空图暴雨过程中, 内蒙古东北部的西北急流转为辽宁西部的西南急流;从地面形势分析, 露点锋的位置更偏东偏北, 蒙古气旋活跃在内蒙古中东部地区, 只能影响辽西的朝阳及阜新地区。
“7·1短时暴雨”发生之前 (7月1日20:00) , 500 h Pa欧亚大陆呈纬向环流, 贝加尔湖西北方向冷空气聚集成冷涡, 在黑龙江以东地区为阻塞高压, 使得冷空气不断堆积到辽宁地区, 副高稳定维持在长江以南地区, 系统移动缓慢, 有利于暴雨的长时间维持。暴雨前期, 内蒙古中东部地区短波槽东移不断分裂出短波槽影响辽宁省, 为此次暴雨提供了充足的动力和冷空气条件;850 h Pa切变位于辽宁省西侧边界处, 西南急流加强, 为暴雨落区源源不断的提供水汽条件;从地面形势分析, 内蒙古中东部地区存在露点锋, 其动力抬升作用致使气流上升, 华北气旋逐渐北上从葫芦岛地区登入辽宁省, 配合高空冷空气和底层露点锋, 使辽宁地区出现中尺度的气旋性风场闭合环流。华北气旋北上是产生此次暴雨的直接原因。
在“7·15短时暴雨”发生之前 (7月15日20:00) , 500 h Pa受高空槽前西南暖湿气流控制, 贝加尔湖东部地区冷空气聚集成涡, 副热带高压 (584线) 压在辽宁省东部边缘;850 h Pa西南急流在辽宁省中部加强;地面受蒙古气旋底前部影响, 等压线在辽宁地区较为密集。7月16日8:00, 贝加尔湖西部地区冷涡略有东移加强, 副高位置继续东退, 高空槽的位置移到辽宁省西部地区, 西南急流稳定维持;地面蒙古气旋逐渐北缩, 辽宁省东部地区等压线密集, 因此16日白天降水主要集中于辽宁省中、东部地区。降水过程中, 地面露点锋始终活动在内蒙古中部, 即黑龙江—吉林—辽宁一线东侧。
综合3次暴雨过程, 相同点是地面主要受气旋活动影响, 500 h Pa有高空槽控制, 850 h Pa高空图上可以分析出露点锋, 低压系统影响辽宁地区。高低空的配置有利于上升运动的产生, 触发不稳定能量的释放。
“6·28局地短时暴雨”冷空气补充不足, 辽宁地区受华北气旋边缘的影响, 因此只有辽宁省西部地区存在强对流发生的触发条件, 而降水总体范围不大;“7·1短时暴雨”过程中高空槽与低空急流持续时间和影响范围较大, 阻塞高压位置有利于冷空气持续向辽宁地区输送, 华北气旋北上并且在7月2日8:00气旋中心覆盖辽宁省以后逐渐向北移动。此次过程, 热力条件、动力机制、水汽含量及不稳定条件均比较有利, 因此暴雨强度较高;“7·15短时暴雨”过程中偏东的副高位置为辽宁地区强降水提供有利支持, 使降水的时间延伸性更长。
3.2 水汽条件
暴雨的形成需要有充沛的水汽, 辽宁区域暴雨过程中的水汽输送比较明显, 辽宁地区上空有丰富的水汽汇合。由实况观测资料计算出700 h Pa水汽和水汽通量散度, 从这3次暴雨过程水汽输送对比来看, “6·28局地短时暴雨”的水汽是由华北地区沿渤海向东北方向输送, 降水主体阶段水汽通量较小, 小于6×10-5kg/m·s。“7·1短时暴雨”和“7·15短时暴雨”的水汽是由黄海向北输送, 水汽通量值较大, 在2次过程中, 负水汽通量散度中心都经过辽宁省, 表明水汽的汇集条件较好。
3.3 能量条件
假相当位温反映了大气的温湿状况, 通过分析它可以了解大气中的能量分布、垂直稳定度状况以及大气的湿斜压性。对流有效位能 (cape) 是强对流天气分析预报的重要参数。分析3次过程中850 h Pa的假相当位温及对流有效位能得出:暴雨发生前夕, 能量高值区控制或即将控制辽宁省, 从而使低层大气强烈增暖增湿, 对流不稳定能量增大, 暴雨出现在能量释放阶段, 强对流天气过后, 能量又呈现出缓慢回升的态势 (图1) 。
3.4 上升运动条件
500 h Pa高度层上的垂直运动表现最为剧烈, 因此本文分析极具代表性的500 h Pa垂直速度场。从3次过程的垂直速度场结合降水实况分析 (图2) , “7·1短时暴雨”和“7·15短时暴雨”落区与上升速度中心有很好的对应, 而“6·28局地短时暴雨”落区位于上升速度中心的边缘。
4 结语
“6·28局地短时暴雨”是受冷涡前部西风带短波槽东移影响, “7·1短时暴雨”和“7·15短时暴雨”是在冷涡控制下, 高空槽东移, 配合华北气旋北上形成的暴雨;3次过程对比分析显示, 共同点是500 h Pa均有高空槽活动, 低层分别受露点锋和暖式切变线的影响, 后2次过程850 h Pa西南急流明显加强。此种高低空配置有利于产生上升运动, 触发不稳定能量的释放;南来水汽为短时暴雨提供充足的湿度条件, “6·28局地短时暴雨”过程水汽条件相比后2次过程较小;对流有效位能、假相当位温高值区释放的高能量有利于强对流天气的发生。
参考文献
[1]许秀红, 王承伟, 石定扑, 等.1998年盛夏嫩江、松花江流域暴雨过程中尺度雨团特征[J].气象, 2000, 26 (10) :35-40.
[2]张云, 雷恒池, 钱贞成.一次东北冷涡衰退阶段暴雨成因分析[J].大气科学, 2008, 32 (3) :481-498.
[3]孙欣, 陈传雷, 赵明.等.辽宁2008年3场暴雨对比分析[J].气象科学, 2010, 30 (6) :881-888.
[4]陈传雷, 孙欣, 蒋大凯, 等.辽宁省夏季降水特点分析[C]//中国气象学会2007年年会天气预报预警和影响评估技术分会场论文集, 2007.
[5]刘宁微, 王奉安.WRF和MM5模式对辽宁暴雨模拟的对比分析[J].气象科技, 2006, 34 (4) :364-369.
[6]陈传雷, 孙欣, 卢娟, 等.2010年汛期辽宁6次暴雨过程副高及急流特征分析[C]//第28届中国气象学会年会——S3天气预报灾害天气研究与预报, 2011.
[7]戴廷仁, 寿绍文, 陈艳秋, 等.辽宁地区一次暴雨过程成因的位涡诊断分析[J].自然灾害学报, 2006, 15 (3) :31-36.
[8]孙建华, 赵思雄, 傅慎明, 等.2012年7月21日北京特大暴雨的多尺度特征[J].大气科学, 2013, 37 (3) :705-718.
[9]江志红, 梁卓然, 刘征宇, 等.2007年淮河流域强降水过程的水汽输送特征分析[J].大气科学, 2011, 35 (2) :361-372.
短时暴雨 篇3
1 降水实况
2015年5月14日18:00至15日3:00 (北京时, 下同) , 江汉平原出现暴雨到大暴雨天气, 共有42个县市超过100mm, 其中6个县市降水超过250 mm, 强降水主要位于仙桃、潜江、天门和汉川等地。从单站逐小时降雨量资料可以看出, 多个雨量站都出现了连续3~4 h大于30 mm/h的短时强降水。
2 天气形势分析
2015年5月14日8:00, 500 h Pa副热带高压呈带状, 脊线位于20°N附近, 东北为深厚低压, 槽位于河西走廊, 青藏高原东部有一浅南支槽, 700 h Pa和850 h Pa上弱西南涡位于四川, 湖北受偏南气流控制, 中低层增温增湿, 不稳定能量累积。从T-log P图可以看出, 8:00 CAPE值为0, 20:00增加到486, 订正后的14:00 CAPE值为1726, 不稳定能量迅速增加。中层较干, 有利于对流不稳定的建立和对流系统内部下沉气流的发展。随着东北低压加深, 低槽东移使中低层西南低涡加强, 湖北降水逐渐开始。14日20:00副热带高压稳定, 东北低压加深, 槽位于晋南—陕南—四川一线, 湖北受低涡东部暖切控制, 850 h Pa西南急流的出口位于湖北南部, 此时冷空气侵入倒槽, 使降水加强。后随着低槽东移, 中低层转为冷切控制, 降水逐渐减弱结束。从上面分析可以看出:副热带高压、低槽系统、西南涡、西南急流和地面暖倒槽的共同作用导致了此次大暴雨的发生。
3 卫星云图特征分析
从卫星云图的演变可以看出 (图1) , 大降水开始之前有低槽云系位于湖北北部, 西南涡东部云系A位于鄂西, 最低亮温为-68℃, 大部分亮温≥-58℃, 梯度小, 以层状云为主, 含有弱的对流云。5月14日20:00, 江汉平原东部出现弱云团B′, 直径10 km左右, 云团迅速发展, 到了23:00, B′云团略向西移动, 进一步发展增强, 直径超过200 km, 最低亮温为-73℃, 与西部低涡云团A相连。15日0:00, 低涡云团A开始减弱, 对流云团B′面积略有增加, 强度维持, 移动减缓, 造成潜江、天门等地的短时强降水。3:00以后, 低涡云团A减弱消亡, 对流云团B′也开始减弱东移, 地面降水开始减弱。
可见, 造成江汉平原短时大暴雨的对流云团分为3个发展阶段:第一阶段为14日20:00—23:00 (发展阶段) , 对流云团触发生成, 不断增强, 面积增大, 向西发展, 此时低涡云团已达到强盛阶段, 锋面云系位于湖北北部, 冷空气尚未侵入;第二阶段为15日0:00—3:00 (成熟阶段) , 对流云团发展到最强盛阶段, 云顶亮温达到最低, 出现白色亮点, 稳定少动, 造成局地短时强降水, 此时冷空气的入侵导致低涡云系减弱;第三阶段为15日4:00之后 (减弱移出阶段) , 对流云团逐渐减弱东移, 降水结束[6]。
4 雷达回波特征分析
2015年5月14日19:00 (图2) , 湖北省宜昌和十堰有小片降水回波, 其他地区有分散对流单体。强降水雨团初生于江汉平原东部, 开始分两块后迅速合并增强并向西移动。20:00前后发展成一条东西带状多单体雷暴A, 西侧出现回波B, 之后A向西北传播、B向东北传播, 22:00交汇并增强。23:00前后, A南、北侧同时出现出流触发的对流回波, 北侧回波向北移动并远离主体, 而雷暴A主体向西南方向传播, 生成新的雷暴单体向东北方向移动, 导致整体移动缓慢, 准静止状态下形成BB型强降水回波, 造成了江汉平原南部的短时强降水。15日1:00北部冷空气开始入侵, 沿着江汉河谷南下, 在荆门触发出回波C, 并向东南方向移动, 3:00前后并入A, 合并后回波东移南压, 因受到副高的阻挡, 南压至湖南北部移速减慢, 转变为AS型后向东移出湖北。
注:a、b分别为14日20:00、23:00, c、d分别为15日0:00、3:00。
注:a、b、c分别表示14日19:00、20:00、22:00, d表示15日1:00。
降水过程中MCS的发展分为3个阶段:第一阶段为14日19:00—22:00 (西北发展阶段) , 在江汉平原东部生成, 迅速增强, 向西北方向传播;第二阶段为14日22:00至15日3:00 (准静止阶段) , A向西南方向传播, 新生单体向东北方向移动, 处于准静止状态, 造成江汉平原短时强降水;第三阶段为3:00—6:00 (东移南压阶段) , 冷空气的入侵使降水系统东移南压, 降水减弱结束。
从雷达回波剖面图可以看出:回波发展初期结构松散, 中心强度45 d BZ左右。14日22:00迅速加强, 强中心面积增大, 出现50 d BZ以上回波, 伸展到6 km高度, 22:30, 50 d BZ强中心连成片, 伸展到8 km高度, 并出现55 d BZ以上的强回波。区域站资料显示, 23:00强回波所在地雨强达到90mm/h, 出现16 m/s的大风。此时降水强度大, 拖曳作用下产生较强下沉气流, 形成冷池, 在地面造成辐散大风。雷暴的出流与环境风辐合, 触发新生单体, 新单体在引导气流的作用下, 向东北方向移动, 形成了BB类中尺度系统。
5 地面中尺度系统分析
从区域站风场资料 (图3) 可以看出:14日14:00, 湖北大部受南风控制, 鄂西南东部存在气旋式切变, 鄂西北局部吹北风。18:00, 大别山南麓的风沿着长江转向, 呈现气旋式切变, 江汉平原东部出现东北风与南部的偏南风形成辐合线。21:00—22:00, 有冷空气沿着江汉河谷南下与偏南气流相遇, 在江汉平原西部触发新的对流。23:00南下冷空气加强, 使江汉平原的雷暴进一步发展。在15日0:00之后, 湖北长江以北地区转为偏北风, 但是由于副高的稳定, 南部依然存在弱的偏南气流, 地面辐合线附近不断有新的雷暴单体生成并向东北方向移动, 在列车效应下造成局地大暴雨。3:00之后, 地面辐合线南压位于湖南北部, 湖北全部转受偏北风控制, 降水减弱结束。
注:a、b、c、d分别为14日14:00、18:00、22:00、23:00, e、f分别为15日0:00、3:00。
6 结语
在本次强降水过程中, 前期西南急流强盛, 地面暖倒槽发展, 不稳定能量累积;中层较干, 有利于对流不稳定的建立和对流系统内部冷下沉气流的发展;地面辐合线触发了对流不稳定能量的释放, 导致中尺度对流系统MCS的形成, MCS又在自身出流的触发下不断发展加强;本次大暴雨过程属后向传播类, MCS触发生成以后, 由于没有地形阻挡, 在风暴承载层平均风 (西南风) 引导下, 风暴平流方向为东北方, 但由于此时地面为东南风、西北方又有弱的北风, 有新生单体在西北方向生成;当冷空气沿汉江河谷南下与大别山南麓进入的东南气流以及沿湖南北上的暖空气在江汉平原汇合加强, 使雷暴迅速发展增强, 造成极端强降水, 强雷暴的出流触发了新单体生成, 向前传播转为向后传播。向后传播与风暴承载层平均风抵消, 使MCS处于准静止状态, 形成中尺度对流系统 (BB) ;多个不同生命阶段的单体移到同一地方 (列车效应) , 是产生持续性强降水的原因;江汉平原虽然没有山脉阻挡, 仍然是湖北暴雨多发区, 与沿汉江河谷南下的北风、大别山南麓的东南风和从湖南北上的南风3支气流密切相关, 研究这3支气流的方向、强度和辐合区有助于强对流的提前预警预报。
参考文献
[1]张家国, 王珏, 黄治勇, 等.几类区域性暴雨雷达回波模型[J].气象, 2011, 37 (3) :285-290.
[2]王晓芳, 崔春光.长江中下游地区梅雨期线状中尺度对流系统分析Ⅰ:组织类型特征[J].气象学报, 2012, 70 (5) :909-923.
[3]王晓芳.长江中下游地区梅雨期线状中尺度对流系统分析Ⅱ:环境特征[J].气象学报, 2012, 70 (5) :924-935.
[4]张家国, 廖移山, 李德俊, 等.“98.7”鄂东连续特大暴雨的中尺度分析 (一) [J].气象科学, 2001, 21 (2) :170-176.
[5]张家国, 黄小彦, 周金莲, 等.一次梅雨锋上中尺度气旋波引发的特大暴雨过程分析[J].气象学报, 2013, 71 (2) :228-238.