2014, Vol. 40 
2. 陕西省气象台，西安 710014；
3. 陕西省气象科学研究所，西安 710014；
4. 中国气象局成都高原气象研究所，成都 610071；
5. 陕西省佳县气象局，佳县 719200
2. Shaanxi Meteorological Observatory, Xi'an 710014;
3. Shaanxi Institue of Meteorological Science, Xi'an 710014;
4. Chengdu Institute of Plateau Meteorology, CMA, Chengdu 610071;
5. Jiaxian Meteorological Station of Shaanxi Province, Jiaxian 719200
有关黄土高原的暴雨，我国气象工作者做了一些研究工作：井喜等(2007) 对青藏高原一次突发性暴雨的湿位涡做了诊断分析，指出：伴随高原槽东移入河套(或关中)，槽后有MPV2 < 0湿斜压中心生成，槽前有MPV2 > 0湿斜压中心生成，正负湿斜压中心在暴雨区及其临近上游生成MPV2等值线密集区，形成了突发性暴雨的700 hPa湿斜压场特征；梁生俊等(2012) 对西北地区东部两次典型大暴雨个例做了对比分析，张宏等(2006) 对西安市两次突发性暴雨成因做了分析，井宇等(2008) 对黄河中游一次MCC致洪暴雨做了综合分析，提出一些对预报有指导意义的结论；苑海燕等(2007) 揭示了黄土高原突发性局地暴雨的气候特征；刘子臣等(1997) 揭示了登陆台风低压外围在黄土高原产生大暴雨的主要机制，刘子臣等(1995) 同时对黄土高原上两次低空东北急流大暴雨做了诊断分析，给出黄土高原东北急流暴雨的三股气流模式：850 hPa上的东北急流与700 hPa层以下的偏南气流在河套地区作气旋性交绥，交绥区上方恰是300 hPa层南亚高压东北侧脊轴处急流(风速大于12 m·s-1，小于18 m·s-1)的出口处；马鹤年(1978)、杜继稳等(2004) 也分别研究了青藏高原东侧暴雨的能量场特征。但综观上述研究，针对黄土高原β中尺度暴雨的研究比较少。本文拟分析发生在2012年7月26日20：00至27日20：00黄土高原陕西佳县的暴雨过程，此次暴雨过程500 hPa等压面上没有切变线或低槽等影响系统，暴雨前期垂直速度场上也没有看到比较强的上升运动，这不同于以往的研究(井喜等，2007；梁生俊等，2012；张宏等，2006；刘子臣等，1997;赵小平等，2014)。因此，如何加强对此类黄土高原β中尺度暴雨的研究，对防灾减灾具有重要意义。
1 暴雨概况及研究资料、方法2012年7月26日20：00至27日20：00(图 1)，黄土高原佳县降大暴雨，24小时降水量达到217.2 mm；从表 1可见，降水主要分布在两个时段：27日04:00-06：00降水量达到92.8 mm，其中04:00-05：00雨强达到48.5 mm；27日08:00-12：00降水量达到103.8 mm，其中9:00-10：00雨强达到32.6 mm；由于降水量集中，雨强大，造成全县大部分淤地坝水毁，农田受灾面积近10万亩(1亩≈ 666.7 m2)，农村住户窑洞出现不同程度损坏达到1300余孔，部分规模养殖场被冲毁，生猪和羊死亡达200余只(头)，全县在建项目大部分受损，全县受灾群众达到10余万人，直接经济损失约4.5亿元。
|
图 1 2012年7月26日20:00至27日20：00黄土高原降水量分布(单位：mm) Fig. 1 Distribution of rainfall on Loess Plateau from 20:00 BT 26 to 20:00 BT 27 July 2012 (unit: mm) |
|
表 1 陕西省佳县27日00：00-13：00气压、风向、风速和降水随时间变化 Table 1 Temporal changes of pressure, wind direction, wind speed and precipitation during 00:00-13:00 BT 27 July 2012 at Jiaxian, Shaanxi |
本文利用陕西省榆林市多普勒气象雷达获得的资料、MICAPS提供的红外卫星云图、常规探测资料和物理量场以及NCEP资料等，对上述β中尺度致洪暴雨从环流背景、生成发展条件和中尺度系统的活动等方面进行了分析研究，并着重探讨了这类暴雨的触发机制。
2 暴雨生成发展的条件 2.1 环流背景的演变7月26日20:00(图略)：200 hPa等压面上，青藏高压强盛，青藏高压北部从喀什-天山山脉-阴山山脉-渤海北部为一支大于30 m·s-1的急流区，河套东部为一槽区，槽前在河北形成散度大于2.8×10-5 s-1的强辐散中心，暴雨区散度为0.6×10-5 s-1；500 hPa等压面上，暴雨区处在副热带高压西侧的西南气流当中，为0.8×10-5 s-1的辐散区；850 hPa等压面上，暴雨区处在副热带高压西侧的4 m·s-1东南气流当中，为0.2×10-5 s-1的弱辐散区；高、中、低空形势的配合，看不出有下暴雨的迹象。
7月27日02:00(图略)，200 hPa等压面上，暴雨区受偏西气流影响，为弱辐散；500 hPa等压面上，暴雨区受6 m·s-1西西南气流影响，并生成弱辐合；850 hPa等压面上，暴雨区仍处在4 m·s-1东南气流影响之下，同时生成弱辐合；上述影响系统的配合，27日02:00-04：00只在暴雨区造成一些小阵雨，也看不到27日04:00-06：00要下暴雨的迹象。
7月27日08:00(图 2)：200 hPa等压面上，随着乌拉尔山至咸海大槽的加深，青藏高压北部新疆脊前(阴山山脉西部)有槽生成，槽前在河套北部生成散度大于1.2×10-5 s-1的中尺度(500 km左右)强辐散中心(暴雨区散度达1.4×10-5 s-1)；500 hPa等压面上，暴雨区处在西南气流和西北气流之间形成的交汇区，并生成小于-0.5×10-5 s-1的辐合区；850 hPa等压面上，暴雨区处在南南东气流和东南东气流形成的交汇区，也生成一弱辐合区；高空的强辐散、配合中、低空的弱辐合，为27日08:00-12：00第二次强降雨的生成和发展创造了有利条件。
|
图 2 2012年7月27日08:00 (a)200 hPa、(b)500 hPa和(c)850 hPa风场和散度场(单位：10-6 s-1)(★为暴雨区，粗虚线为切度线) Fig. 2 Divergence and wind fields at (a) 200 hPa, (b) 500 hPa and (c) 850 hPaat 08:00 BT 27 July 2012 (unit: 10-6 s-1)(★ represents heavy rain area, thick dashed line is shear line) |
26日20:00，暴雨区(38°N、110.7°E，下同)水汽通量很小，没有下暴雨的迹象；27日02:00(图 3a)，暴雨区水汽通量增大，800~700 hPa水汽通量达到8 g·cm-1·hPa-1·s-1，为第一次暴雨(04:00-06:00) 的生成和发展提供了源源不断的水汽输送；27日08：00(图略)，暴雨区水汽通量维持8 g·cm-1·hPa-1·s-1，为第二次暴雨(08:00-12：00) 的生成和发展提供了源源不断的水汽输送。
|
图 3 2012年7月27日02:00水汽通量沿38°N剖面图(a，单位：g·hPa-1·cm-1·s-1)，(b)02:00和(c)08:00水汽通量散度沿38°N剖面图(单位：10-6 g·cm-2·hPa-1·s-1)，(d)02:00 CAPE场(单位：J·kg-1)(★：暴雨区，下同) Fig. 3 Cross section of water vapor flux (unit: g·hPa-1·cm-1·s-1) along 38°N at 02:00 BT (a), cross sections of water vapor flux divergence (unit: 10-6g·cm-2·hPa-1·s-1) along 38°N at 02:00 BT (b) and 08:00 BT (c) and CAPE (unit: J·kg-1) at 02:00 BT (d) 27 July 2012(★ represents heavy rain area, the same as below) |
分析水汽通量散度，26日20:00(图略)，暴雨区上空800~600 hPa已有水汽通量辐合生成，800 hPa附近生成-10×10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1的水汽通量辐合中心；27日02:00(图 3b), 暴雨区上空700~600 hPa也生成-10×10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1的水汽通量辐合中心，和800 hPa附近生成-10×10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1的水汽通量辐合中心形成垂直配置，满足了第一阶段形成暴雨(04:00-06:00) 所需的水汽辐合条件；27日08:00(图 3c)，暴雨区上空水汽通量辐合层增厚至300 hPa，同时800 hPa附近生成-30×10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1的水汽通量强辐合中心，满足了第二阶段形成暴雨(08:00-12:00) 所需的水汽辐合条件。
分析暴雨区大气层结状况，26日20:00，θse500-θse850=-14℃，大气层结属强对流不稳定；27日08：00，θse500-θse850=-6℃，大气层结仍保持对流不稳定。
分析对流有效位能(CAPE)，26日20:00(图略)，河套内(暴雨区上游)生成900 J·kg-1对流有效位能中心，暴雨区对流有效位能达到700 J·kg-1；27日02:00(图 3d), 暴雨区上游对流有效位能增至1200 J·kg-1，而从暴雨区东北方向有对流有效位能低值舌伸向暴雨区，而暴雨区(第一次强降水)发生在对流有效位能高值中心和对流有效位能低值舌之间形成的对流有效位能梯度大值区；27日08:00(图略)，暴雨区上游河套地区维持600 J·kg-1高值中心，而暴雨区为对流有效位能小于300 J·kg-1相对低值区；可见，河套地区对流有效位能的积累为暴雨的生成和发展提供了能量条件，而下游的对流有效位能低值舌的生成和移入为暴雨的生成和发展提供了触发机制。
2.3 动力条件7月27日02:00，伴随暴雨区上游400~200 hPa强负涡度区向暴雨区发展(图 4a)，暴雨区400~300 hPa高空有辐散开始发展(图 4c)，暴雨区800~450 hPa有垂直运动发展，并在850 hPa附近和500 hPa附近分别生成-0.2×10-3和-0.1×10-3 hPa·s-1上升运动中心(图 4e)；伴随上升运动的发展，佳县从02:00开始降小阵雨。27日08:00：涡度场上(图 4b)，600~100 hPa有负涡度强烈发展，300~200 hPa负涡度值小于-0.5×10-5 s-1，850~600 hPa有正涡度发展；散度场上(图 4d)，暴雨区800~300 hPa形成深厚的辐合层，800~700 hPa附近和400~300 hPa分别形成-0.2×10-5 s-1的辐合中心，300~200 hPa有强辐散生成，散度值大于0.8×10-5 s-1；涡度场和散度场的配合，在暴雨区有强上升运动生成，400~200 hPa生成-1.8×10-3 hPa·s-1强上升运动中心(图 4f)，为佳县第二次强降水的形成提供了大尺度动力条件。
|
图 4 2012年7月27日(a)02:00涡度、(c)散度(单位: 10-6 s-1)和(e)垂直速度ω(单位: 10-4 hPa·s-1)沿38°N剖面图，(b)08:00涡度、(d)散度和(f)ω沿38°N剖面图 Fig. 4 Cross section of vorticity (a), divergence (unit: 10-6 s-1) (c) and vertical ω (e, unit: 10-4 hPa-1·s-1) along 38°N at 02:00 BT 27 July 2012; cross section of vorticity (b), divergence (d) and ω (f) along 38°N at 08:00 BT 27 July 2012 |
从表 1可见，27日00:00至强降水开始(27日04:00)，佳县气象站的海平面气压一直在下降，从905.6 hPa降至904.2 hPa；04:00-05：00第一次强降水的开始，佳县风向由西南风转为北北东风，风向发生顺转；而第二次强降水的开始(包括维持期)，佳县风向先由西北风转为西风，然后再转为北风、东北风；而风力由1 m·s-1左右增至2~3 m·s-1；而当佳县出现5 m·s-1左右北北西风、或北北东风时，则对应着强降水的减弱或结束。
2.4.2 对流层低层能量场特征马鹤年(1978) 曾针对青藏高原东北侧，把“接近地面等压面上”单位质量空气的相对湿静力能量和位势能之比称之为“地面能量比”，并表示为
| ${{K}_{EG}}={{T}_{\sigma G}}/({{p}_{0}}-950)$ |
| ${{T}_{\sigma G}}={{T}_{G}}+2.5{{q}_{G}}+10{{Z}_{G}}$ |
式中，TσG(单位：℃)为地面相对总温度，p0为海平面气压(单位：hPa)，TG(单位：℃)、qG(单位：g·kg-1)、ZG(单位：km)分别为地面气象测站的气温、比湿、海拔高度，地面能量比KEG的单位为℃·hPa-1。该方法对不同属性小股空气的分布状况反映灵敏。由于其大梯度区是不同属性空气的相互作用区，因此往往是配合有一定动力抬升条件的位势不稳定区。
分析地面能量比(图 5)，27日02:00，暴雨区北方生成一能量比为70℃·hPa-1的低值中心(实际是由北向南伸展的一能量比低值舌)，正是在能量比低值中心的南部边缘地带触发了第一次强对流的生成和发展；27日08:00，能量比低值中心值由70降至65℃·hPa-1，正是在能量比低值舌伸展的前方触发了第二次强对流的生成和发展。显然，近地层由北向南弱冷空气的活动也是暴雨区两次强对流生成和发展的触发机制之一。
|
图 5 2012年7月27日02：00(a)和08:00(b)黄土高原暴雨区地面能量比(单位：℃·hPa-1) Fig. 5 Surface energy ratio distribution at (a) 02:00 BT and (b) 08:00 BT 27 July 2012 in the rainstorm area of Loess Plateau (unit: ℃·hPa-1) |
2012年7月27日02:00(图 6a)，在云系Ⅰ(和500 hPa高原槽对应的云系)和云系Ⅱ(和850 hPa东北低压底部东北-西南向切变线对应的云系)的交会点有两块γ中尺度对流云团开始发展；27日04：00(图 6b)，两块γ中尺度对流云团快速发展合并成为β中尺度强对流云团，云顶红外亮温TBB达到-68℃，佳县强降水开始，此后1 h降水量达到48.5 mm (表 1)；从图 6c可见，06:00影响佳县的云团进一步发展，范围扩大，强度增强，云顶红外亮温TBB达到-72℃，从04:00-06：00，佳县一直维持强降水；从图 6d可见，07:30云团范围进一步扩大，但强中心在佳县以东，从表 1看到从06:00-08：00，佳县降水强度大大减弱；从图 6e可见，08:30云团强度有所减弱，但强中心在佳县再次获得发展，佳县第二次强降水开始(表 1)；11:00(图 6f)，云团强度进一步减弱，但在佳县有云顶红外亮温达-64℃残留强中心存在，导致佳县强降水一直持续至12:00；12:30(图略)，影响佳县的云团残留强中心减弱，佳县强降水停止。
|
图 6 2012年7月27日佳县暴雨过程卫星云图云系演变(a)02:00，(b)04:00，(c)06:00，(d)07:30，(e)08:30，(f)11:00(白线圈：影响佳县的云团，白色方框：影响佳县的残留云团中心，☆：佳县) Fig. 6 Clouds variation in satellite images during the process of rainstorm at (a) 02:00, (b) 04:00, (c) 06:00, (d) 07:30, (e) 08:30 and (f) 11:00 BT 27 July 2012 in Jiaxian (White coil is storm cloud, white box is the residual center of storm cloud) |
结合图 7、表 1进行对比分析，02:36过暴雨区生成一条西北东南向带状云系(图 7a)，受带状云系中中尺度对流云团的影响，佳县降水开始；随着影响佳县中尺度暴雨云团的发展(图 7b可看到大于60 dBz的强中心)，佳县强降水开始，从04:00-06:00出现第一个强降水时段，2 h降水量达到92.8 mm；从图 7c看到，随着影响暴雨区云团的强度减弱，从07:00-08:00佳县降水强度减弱，只产生2.9~7.5 mm·h-1阵雨；从图 7d看到，随着影响暴雨区云团的再度发展(强度再次出现大于60 dBz的中心)，佳县第二次强降水开始，从08:00-12:00 4 h降水量达到103.8 mm。12:00以后，随着影响暴雨区云团的再度减弱，佳县强降水停止。
|
图 7 2012年7月27日佳县暴雨过程组合反射率因子演变(a)02:36，(b)05:58，(c)07:12，(d)09:57(白线圈为佳县暴雨区) Fig. 7 Variation of composite reflectivity images at (a) 02:36, (b) 05:58, (c) 07:12 and (d) 09:57 BT 27 July 2012 in the process of rainstorm in Jiaxian (White circle indicates the falling area of heavy rainstorm) |
过影响暴雨区云团沿径向多普勒雷达做速度场剖面图，从图 8可见，对流层中低层的深厚辐合配合对流层高层强辐散构成暴雨云团生成发展的中尺度动力场。
|
图 8 2012年7月27日06:11过暴雨云团沿雷达径向速度剖面图 Fig. 8 Vertical cross section of radial velocity across storm cloud cluster at 06:11 BT 27 July 2012 |
04:02(图略)，邻近暴雨区的北方1 km以内的边界层建立起大于10 m·s-1东北风相对风暴气流，对应佳县第一次强降水的开始；此后，邻近暴雨区的北方1 km以内的边界层东北风相对风暴气流继续发展，至04:57邻近暴雨区的北方1 km以内的边界层东北风相对风暴气流发展至20 m·s-1以上(图 9a)，对应佳县第一次强降水的持续；从05:04开始，邻近暴雨区的北方1 km以内的边界层东北风相对风暴气流范围大幅度缩小，并由东北风相对风暴气流转为偏东风相对风暴气流，同时邻近暴雨区北方2 km高度偏东风相对风暴气流开始发展，也对应佳县第一次强降水的持续；05:46(图略)，邻近暴雨区的北方1 km以内的边界层内大于15 m·s-1偏东风相对风暴气流消失，而邻近暴雨区的北方2 km高度建立起大于20 m·s-1偏东风相对风暴气流，对应佳县第一次强降水雨强的减弱；从07:18开始，邻近暴雨区北方2 km高度偏东风相对风暴气流开始减弱，而邻近暴雨区的北方1 km以内的边界层偏东风相对风暴气流又开始增强，也对应佳县雨强小于5.0 mm·h-1的降水；07:48(图略)，邻近暴雨区的北方1 km以内的边界层内又建立起大于20 m·s-1偏东风相对风暴气流，而邻近暴雨区北方2 km高度大于15 m·s-1偏东风相对风暴气流范围缩小；08:31(图 9b)，邻近暴雨区北方2 km高度大于15 m·s-1偏东风相对风暴气流范围继续缩小，邻近暴雨区的北方1 km以内的边界层内大于15 m·s-1偏东风相对风暴气流范围扩大，并维持大于20 m·s-1偏东风相对风暴气流中心，对应佳县第二次强降水的开始；11:59(图略)，邻近暴雨区的北方1 km以内的边界层内大于15 m·s-1偏东风相对风暴气流范围大大缩小，佳县强降水停止。
|
图 9 2012年7月27日(a)04:57和(b)08:31风暴相对径向速度 Fig. 9 Storm relative radial velocity at (a) 04:57 and (b) 08:31 BT 27 July 2012 |
从上述可见，邻近暴雨区的北方1 km以内的边界层大于10 m·s-1东北风或偏东风相对风暴气流的建立、发展，对暴雨云团的生成发展起着重要作用(俞小鼎等，2006)。
5 暴雨区涡度收支分析根据文献(张凤等，2003；乔枫雪等，2007) 引入涡度收支分析，计算选取的范围为850 hPa横切变线(暴雨直接影响系统)活动的区域，即：37°~39°N、110°~112°E。
从图 10可见，涡度收支变化最大的地方在500 hPa以上的对流层高层：27日02:00(佳县第一次强降水前)，由于水平平流项的作用在300 hPa附近形成很强的负涡度收支，负涡度收支值接近-10×10-9 s-2；同样由于水平平流项的作用在550~400 hPa形成小的正涡度收支；27日08:00(佳县第二次强降水前)，主要是由于水平平流项的作用在150 hPa附近形成弱的负涡度收支；主要受水平辐散项和扭转项的作用，在260 hPa附近也形成了弱的负涡度收支；而在450~300 hPa，主要是扭转项和垂直输送项的作用，形成很强的正涡度收支，正涡度收支值达10×10-9 s-2。
|
图 10 012年7月27日02:00(a)和08:00(b)佳县暴雨区上空涡度收支(单位：10-9 s-2) Fig. 10 The budget of vorticity above the Jiaxian rainstorm area at 02:00 (a) and 08:00 (b) BT 27 July 2012 and vertical profiles of the regional averages of various terms in the vorticity equation (unit:10-9 s-2) |
根据文献(王文等，2007；周宾等，2004；廖胜石等，2007；屠妮妮等，2008；Z) 引入视热源和视水汽汇的分析。如图 11所示，27日02:00在300 hPa附近视水汽汇为1.5 K·(6 h)-1，而视热源为-4 K·(6 h)-1，在暴雨区阵雨开始时，主要是降水的冷却作用，在700 hPa以下的对流层低层形成冷却层(图 11a)。27日08:00(图 11b)暴雨区第二次强降水开始前，800 hPa以下的对流层低层由于降水的作用，仍然形成冷却层；800~500 hPa视水汽汇远大于视热源，形成正的加热层；500~200 hPa视热源远大于视水汽汇，形成峰值接近11 K·(6 h)-1的很强的加热层；而在200~130 hPa由于视热源的作用，形成冷却层。
|
图 11 2012年7月27日02:00(a)和08:00(b)暴雨区区域平均的视热源(Q1)和视水汽汇(Q2)的垂直分布 Fig. 11 Vertical distribution every 6 h regionally averaged apparent heat soure (Q1), and apprant moist sink (Q2) in the rainstorm area at 02:00 (a) and at 08:00 (b) BT 27 July 2012 |
综合以上分析，可得出以下几点结论：
(1) 近地层能量比低值舌的活动是黄土高原两次强降水产生的触发机制之一。
(2) 邻近暴雨区的北方1 km以内的边界层大于20 m·s-1偏东风相对风暴气流的建立对β中尺暴雨有警示作用；而邻近暴雨区的北方1 km以内的边界层大于15 m·s-1偏东风相对风暴气流范围的大大缩小、或减弱消失，则预示着强降水的减弱或停止。
(3) 涡度收支分析表明，两个时段的强降水对应涡度收支变化最大的地方在500 hPa以上的对流层高层。第一次强降水前，由于水平平流项的作用在300 hPa附近形成很强的负涡度收支；第二次强降水前，除了150和260 hPa附近形成弱的负涡度收支外，主要是扭转项和垂直输送项的作用，同时在450~300 hPa形成很强的正涡度收支。
(4) 视热源与视水汽汇分析表明：第一次强降水前，视热源在300 hPa附近出现比较强的冷却层；第二次强降水前，800~500 hPa视水汽汇远大于视热源，形成正的加热层；500~200 hPa视热源远大于视水汽汇，形成峰值接近11 K·(6 h)-1的很强的加热层；而在200~130 hPa由于视热源的作用，形成冷却层。
杜继稳, 李明娟, 张弘, 等, 2004. 青藏高原东北侧突发性暴雨地面能量场特征分析[J]. 高原气象, 23(4): 453-457. |
井喜, 李明娟, 王淑云, 等, 2007. 青藏高原东侧突发性暴雨的湿位涡诊断分析[J]. 气象, 33(1): 99-106. DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2007.01.016 |
井宇, 井喜, 王瑞, 等, 2008. 黄河中游一次MCC致洪暴雨综合分诊断析[J]. 气象, 34(3): 56-62. DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2008.03.009 |
梁生俊, 马晓华, 2012. 西北地区东部两次典型大暴雨个例对比分析[J]. 气象, 38(7): 804-813. DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2012.07.005 |
廖胜石, 罗建英, 寿绍文, 等, 2007. 一次华南暴雨过程中水汽输送和热量的研究[J]. 南京气象学院学报, 30(1): 107-113. |
刘子臣, 梁生俊, 张健宏, 1997. 登陆台风对黄土高原东部暴雨的影响[J]. 高原气象, 18(4): 67-74. |
刘子臣, 张健宏, 1995. 黄土高原上两次低空东北急流大暴雨的诊断分析[J]. 高原气象, 16(1): 107-113. |
马鹤年, 1978. 次天气尺度Ω系统和暴雨落区//暴雨文集[M]. 吉林:吉林人民出版社, 171-176.
|
乔枫雪, 赵思维, 孙建华, 2007. 一次引发暴雨的东北低涡的涡度和水汽收支分析[J]. 气候与环境研究, 12(3): 397-412. |
陶诗言, 张小玲, 张顺利, 等, 2004. 长江流域梅雨锋暴雨灾害研究[M]. 北京:气象出版社.
|
屠妮妮, 陈静, 何光碧, 2008. 高原东侧一次大暴雨过程动力热力特征分析[J]. 高原气象, 27(4): 796-806. |
王文, 蔡晓军, 隆霄, 2007. "99.6"梅雨锋暴雨模拟资料的诊断分析[J]. 干旱气象, 25(4): 5-11. |
俞小鼎, 姚秀萍, 熊廷南, 等, 2006. 多普勒天气雷达原理与业务应用[M]. 北京:气象出版社, 95-100.
|
苑海燕, 侯建忠, 杜继稳, 等, 2007. 黄土高原突发性局地暴雨的特征分析[J]. 灾害学, 22(2): 101-104. |
张凤, 赵思维, 2003. 梅雨锋上引发暴雨的低压动力学研究[J]. 气候与环境研究, 8(2): 143-156. |
张宏, 梁生俊, 候建忠, 2006. 西安市两次突发性暴雨成因分析[J]. 气象, 32(5): 80-86. DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2006.05.014 |
赵小平, 沈新勇, 朱晶晶, 等, 2014. 2009年豫南一次强暴雨过程的位涡方程诊断分析[J]. 气象, 40(1): 38-47. DOI:10.7519/j.issn.1000-0526.2014.01.005 |
周宾, 文继芬, 2004. 年渝北川东大暴雨环流及其非决热加热特征[J]. 应用气象学报, 17(增刊): 71-78. |