2022, Vol. 38
2. 中国气象局广州热带海洋气象研究所, 广东 广州 510641;
3. 河源市气象局, 广东 河源 517000;
4. 惠州市突发事件预警信息发布中心, 广东 惠州 516001;
5. 阳江市气象局, 广东 阳江 529599
2. Guangzhou Institute of Tropical and Marine Meteorology, CMA, Guangzhou 510641, China;
3. Meteorological Bureau of Heyuan, Heyuan, Guangdong 517000, China;
4. Huizhou Emergency Early Warning Release Center, Huizhou, Guangdong 516001, China;
5. Meteorological Bureau of Yangjiang, Yangjiang, Guangdong 529599, China
不同于锋面和台风等产生的暴雨, 高温、高湿环境背景下产生的华南暖区暴雨具有降水效率高、强度大、影响范围小、突发性强、地域性明显和降水时段集中等特点, 其形成条件往往呈现为环境大气水汽含量充沛、热动力不稳定性强和天气尺度斜压性强迫不明显等, 同时由于特殊地形和海陆热力差异的外强迫作用显著, 以及海上边界层西南(偏南)气流观测数据的不足等, 导致对影响系统的分析和掌握容易出现时间和空间上的偏差, 而目前我国预报业务中使用的全球数值预报模式对暖区暴雨的预报能力十分有限, 高分辨率中尺度数值模式的预报效果也不尽人意[1-2], 虽然在实际业务中预报人员会根据经验等进行主观订正, 但对其落区、量级、影响时间等仍不能很好地把握, 预报结论与实况往往存在较大的偏差, 甚至出现完全漏报等情况, 因此暖区暴雨一直是预报业务中的难点问题之一。
暖区暴雨发生在较复杂的背景下, 地形的外强迫作用不可忽视[3-7], 暖区暴雨发生频率最高的华南地区更是如此[8-11], 因此, 很多学者对于地形在华南暖区暴雨中的作用研究给予高度重视, 对其进行数值模拟实验是重要的研究方向之一, 如王坚红等[12]通过WRF数值模拟结果指出粤西地形偏南暖湿气流的正面阻挡和狭管效应造成暴雨频繁特征, 粤东沿海山脉的侧向阻挡与摩擦效应不仅增强西南辐合线强度也加强垂直上升运动强度; Du等[13]通过敏感性试验模拟了华南沿海地区地形、海岸线等对对流触发和发展的影响, 指出局部小地形可以调控对流触发和发展的位置和时间; 孙健等[14]指出华南地区复杂的地形为暴雨提供主要的动力作用; 孙建华等[15]指出中尺度地形尤其是喇叭口地形对强暴雨的强度和落区有一定的影响; 刘蕾等[16]指出地形重力波拖曳可以使能量在中层辐散, 导致气流的垂直上升运动加强, 从而使降水出现明显增幅; 李博等[17]指出华南地区数百米的山地可影响到对流层中上层环流变化。也有学者利用观测数据和再分析资料研究了暖区暴雨个例中地形的作用, 如夏如娣等[18]指出南岭山脉的喇叭口地形对偏南暖湿气流有明显的辐合抬升作用; 于鑫等[19]指出地形的动力抬升和辐合作用在有的粤西沿海局地短时大暴雨个例中并不明显; 叶朗明等[20]则指出地形对一次弱天气背景下粤西沿海暖区局地特大暴雨的触发起重要作用; 汪海恒等[21]指出峡谷和喇叭口地形加强了偏南气流的汇入和辐合作用。可见海岸线、沿海地形、喇叭口地形和峡谷等对暖区降水强度和落区的重要作用, 同时, 不同尺度地形对降水的作用不同[22]。
2020年6月5-9日, 广东省出现了自2005年("05.6"特大暴雨洪涝)以来最强的一次"龙舟水" 降水过程, 具有持续时间长、暴雨范围广、累积雨量大、短时强度强、强降水区域集中的特点, 惠州龙门龙潭录得了全省过程最大降水量974.3 mm, 其中7日夜间到8日为此轮降水峰值期, 珠三角北部降水量级达大暴雨到特大暴雨, 该区域最大24 h累积降水量为广州增城正果何屋377.5 mm, 期间主雨带沿南岭南侧的迎风坡缓慢移动, 体现了地形对强降水的增幅作用, 因此, 本研究通过对7日夜间到8日强降水过程中大气环流背景场和雷达回波等特征, 以及珠三角北部地形作用的分析, 旨在阐释弱高空短波槽、强盛低空西南暖湿气流和边界层西南(偏南)气流共同影响下, 珠三角北部地形在此次强降水过程中的重要作用, 以期为今后此类重大天气过程的预报预测服务提供更详细的理论依据。
2 资料与方法本研究主要通过天气学统计进行分析。所用数据包括2020年6月7-8日ERA5(the fifth generation ECMWF reanalysis)逐小时全球再分析数据, 水平分辨率为0.25 °×0.25 °, 垂直分辨率17层; 地面实况观测和探空资料, 广东风廓线雷达产品和雷达拼图产品。地形数据来自satellite geodesy全球地形数据和MICAPS中国矢量地形。
3 强降水的时空演变和大气环流背景特征分析 3.1 强降水的时空演变特征2020年6月7日20:00-8日20:00(北京时, 下同), 珠三角北部≥ 200 mm的强降水落区主要出现在清远南部-广州东北部-惠州西北部, 大致呈西北-东南向的弧形分布(图 1), 其中以从化鳌头和增江流域的龙门永汉、麻榨-增城正果附近地区累计雨量最大。从地形分布特征来看, 珠三角地区是一个达数百公里范围、向东南开口的"喇叭口" 地形[22], 其南临南海, 北端的清远、从化一带与南岭相接, 交界处最高山峰海拔不足1 300 m, 其中北回归线上的南昆山位于从化、增城和龙门交界处, 平均海拔约600 m。结合地形与强降水落区可以明显的看出, 强降水落区位于珠三角北部与南岭南侧, 主雨带沿南岭山脉南侧地形分布, 即地形对此次强降水落区等具有重要影响。
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图 1 2020年6月7日20:00-8日20:00珠三角北部累积降水量(等值线)和地形分布(阴影区, 单位: m) |
进一步分析珠三角北部强降水的空间变化特征, 标示出降水强度≥ 50 mm/h的雨团位置(图 2a), 根据雨团移动路径时间演变划分, 大致可分为3个阶段: 第1阶段, 强降水主要出现在清远南部到广州东北部一带; 第2阶段, 雨带逐渐东移南压, 至南昆山西侧边缘的增江流域附近, 为最强降水时段; 第3阶段, 强降水落区处于南昆山山脉东南侧边缘地带, 呈减弱趋势。根据3个阶段内各气象监测站降水量大小, 选取代表站点逐时降水量来分析强降水的时间变化特征(图 2b), 代表站位置如图 1所示, 第1阶段代表站点为从化鳌头, 强降水主要发生在7日20:00-8日02:00;第2阶段378第3期陈芳丽等: 珠三角北部一次暖区强降水过程中的地形作用为点线表示的5个站点, 累积降水量均超过300 mm, 强降水集中在8日凌晨和上午, 持续时间最长; 实线为第3阶段降水量排名前2的站点, 强降水主要发生8日中午前后, 持续时间最短。
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图 2 2020年6月7日20:00-8日20:00珠三角北部雨团移动路径(a)和代表站点逐时降水量(b) a中阴影为地形, 单位: m; 闭合细线构成区域为降水强度超过50 mm/h区域, 线上的值为时间, 黑色断线箭头为雨团移动方向; ①②③椭圆形粗红色线区域表征雨团移动的三个阶段区域。 |
此次强降水发生在典型的广东暖区暴雨大气环流形势背景下, 主要影响系统为对流层中层弱短波槽、低空西南气流和边界层西南(偏南)气流等。
7日夜间-8日早晨, 华南地区地面受低压槽控制, 广东境内海平面等压线呈东北偏北-西南偏南向(图略); 500 hPa多弱短波槽活动(图 3a、3b、3c), 其中湘西南-桂东北的弱短波槽东移南压至粤北-珠三角一带, 8日白天弱短波槽移出珠三角地区后, 强降水区及其上游以偏西风为主。结合MICAPS数据分析可知(图略), 7日生成于云贵高原东部的低涡, 在向偏东北方向移动过程中引起其东南侧边界层风场气旋式弯曲, 使得珠江口附近偏南风风量增加, 如图 3d所示, 7日20:00珠三角处于850 hPa为低空西南气流控制, 950 hPa上南海西北部西南急流输送至珠三角区域时转为偏南风风向, 珠三角地区由南向北风速逐渐减小, 形成明显风速辐合, 沿23.5 °N经强降水区的垂直风场和散度场(图 4a)上可以看出, 113 °E附近的对流层低层为辐合区, 边界层为较浅薄的偏南风, 即此时暖湿气流在珠三角北部形成了辐合抬升, 导致第1阶段强降水的发生发展。
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图 3 2020年6月7日20:00(a、d)和8日02:00(b、e)和08:00(c、f)500 hPa风场和高度场(等值线, 间隔2 dagpm) (a、b、c)以及850 hPa风场(红色风向杆)、950 hPa风场(蓝色风向杆)和950 hPa全风速(等值线, ≥ 10 m/s) (d、e、f) 红色断线框为强降水区, a、b、c中深红色实线为槽线。 |
8日02:00(图 3e), 对流层低层风速出现明显增大, 950 hPa珠三角上空风向气旋式曲率减小, 珠三角北部边界层风速辐合明显加强(图 4b), 并向东扩展, 第2阶段区域内降水强度逐渐增强。随着高空短波槽继续向粤北-珠三角一带东移南压, 08:00, 850 hPa风向已转为向西南偏西风(图 3f), 950 hPa珠江口也转为西南风, 边界层强辐合区继续东扩(图 4c), 同时垂直向上延伸, 呈现出显著的低层辐合-高层辐散的高低空配置形势, 造成对流层低层暖湿气流的辐合抬升, 利于强降水的发生发展。即, 随着短波槽的东移南压和对流层低层风向的顺时针偏转, 使得雨区沿地形逐渐南压, 形成了第2和第3阶段的强降水。
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图 4 2020年6月7日20:00(a)、8日02:00(b)和08:00(c)沿23.5 °N的风场(风向杆)和散度场(阴影区为负值, 单位: 10-1 s-1)垂直-经向剖面 |
上述分析指出, 除高空短波槽对强降水的动力抬升作用, 对流层低层暖湿气流的演变起着至关重要的作用, 不同于再分析资料和实况数据, 时空分辨率更高的风廓线雷达产品可清晰地显示出对流层低层暖湿气流, 尤其是边界层气流演变的时空特征。珠海风廓线雷达位于珠江口西侧沿海, 强降水区南侧西南(偏南)风的上风区, 分析该站垂直风场(图 5)可以发现, 7日夜间-8日850 hPa层上西南急流强度变化不明显, 但在925~ 1 000 hPa边界层上风速变化显著, 存在明显的日变化特征[23], 超过10 m/s大风速的下边界3次明显的向下扩展至460 m以下, 时间大致为7日23:00、8日04:00和07:00前后, 表明边界层西南(偏南)风风速明显的增大过程。8日早晨至上午大风速下边界缓慢抬升, 但始终维持在460 m以下, 结合图 2b中降水逐时变化可以看出, 每次大风速下边界出现明显下扩时, 珠三角北部的雨强也随之增强。
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图 5 2020年6月7日19:30-8日14:00珠海风廓线雷达风羽 时间间隔30 min, 红色箭头或线段表示10.8 m/s风速的下边界扩展方向、高度位置。 |
在上述天气尺度系统影响下, 分析7日20:00强降水区西侧的清远探空(图 6)可以看出, 400 hPa以下存在深厚的湿层, 对流有效位能(CAPE) 为1 228.1 J/kg, 对流抑制能量(CIN)为15.9 J/kg, K指数高达41.9℃, 通过计算可知大气可降水量为77.9 kg/m2, 表明大气层结处于不稳定状态, 且水汽充沛, 对流易被触发, 对流类型以短时强降水为主。
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图 6 2020年6月7日20:00清远探空图 |
综上所述, 东移南压的短波槽为此次强降水提供了动力抬升条件, 而低空西南暖湿气流和边界层西南(偏南)气流形成的风速辐合及脉动等为强降水的发生发展提供了充沛的水汽和热力不稳定条件, 利于珠三角北部强降水的发生发展。
4 雷达回波演变特征不同于梅雨期间地形作用下产生的具有组织化带状特征回波[24], 如图 7所示, 此次过程中强降水回波表现为团状结构, 多以对流单体形态生消, 并伴随明显的"列车效应"现象。为便于表述和归纳, 根据对流单体生成和主要活动区域大致划分了4个区, 分别标以A、B、C、D区, 其中A区为清远南部-广州北部地区, B区为增城-龙门西部-博罗西部地区, C区为在珠江口西侧沿海触发后发展起来的降水回波活动区, D区为佛山至清远佛冈一带生成东移的降水回波活动区, 其中A、B区为此次过程的珠三角北部至南岭南侧的主雨带区域。
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图 7 2020年6月7日20:00-8日14:00广东省雷达拼图的组合反射率特征(单位: dBZ, A~D为对流活动区域编号) |
随着边界层偏南气流增强, 输送至清远南部- 广州北部一带, A区内对流单体不断生成, 其中7日22:00-23:00期间对流单体具有明显的后向传播特征(图略), 最大回波强度超过50 dBZ。7日23:00-8日02:00清远南部-广州北部对流单体东移缓慢, 强度变化不大, 期间清远清城区最大时雨量达121.9 mm, 即不断生成和缓慢东移的对流单体造成了第1阶段的强降水; 8日02:00后, 随着弱高空短波槽东移南压, 以及边界层风速再次加强和风向渐转为西南风, A区西侧清新至鳌头的强回波逐渐减弱, 降水回波逐渐向南昆山附近汇聚, 第2阶段强降水逐渐加强。8日凌晨至08:00, 降水回波的活跃区域主要在B区和C区, 凌晨珠江口的东莞附近有回波不断生成、发展, 并向东北向移动汇入B区, 04:00-05:00博罗北部出现明显"列车效应"现象(图略), 而C区生成并加强的回波在东移过程中, 北段06:00后并入B区, 加强了正果-麻榨-永汉的降水强度, 增城正果最大时雨量为80.1 mm; D区降水回波在8日上午生成, 东移加强后11:00并入B区, 此时博罗境内最大时雨量也达88.7 mm, 12:00后回波主要位于南昆山南侧, 回波移速加快, 呈减弱态势, 形成了第3阶段强降水。上述分析表明强降水回波主要分布在珠三角北部和南岭南侧, 但3个阶段内强降水回波的持续时间、强度, 以及回波触发地、传播和移动方向等存在差异。
5 地形对强降水的增幅作用上述分析可知, 在有利的大气环流背景下, 此次过程中主雨带与地形走势一致, 强降水的发生发展与地形和影响系统的演变密切相关。
5.1 珠三角北部地形对强降水的辐合抬升和拦截作用当边界层西南(偏南)风从南海西北部向珠三角平原输送时, 受粗糙下垫面摩擦, 风速由南向北呈减小趋势, 形成急流前侧的风速辐合, 叠加珠三角北部地形对气流抬升和阻挡等作用, 造成珠三角北部对流触发和发展。
第1阶段, 随着边界层偏南暖湿气流加速, 珠三角北部水汽通量辐合强度随之不断增大(图 8a), 且最大值中心位于南岭南侧的清远南部和从化西部, 该区域垂直速度负值区强度亦不断增强(图 8d), 地面实况10 m风场上也可以分析出较明显东南风与东北风形成的中尺度辐合线(图略), 利于对流的发展和维持, 表明地形对边界层偏南暖湿气流起到抬升和阻拦作用[22], 雷达图上强降水回波平行于山脉缓慢东移。同时, 7日22:00-23:00珠三角西北侧有新对流单体生成, 并沿地形较快速向东北移动, 与强降水区内对流单体合并。另外, 由于边界层偏南风速脉动和珠江口海岸地形的共同作用, 珠江口东侧东莞附近也有新的对流单体不断生成, 随后向东北移至增城到博罗一带地区。
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图 8 2020年6月7日20:00(a、c)和8日02:00(b、d)和08:00(c、f)950 hPa水汽通量散度场(a~c, 间隔5×10-8 g/(cm2∙hPa∙s)和沿113.5 °E垂直-纬向水汽通量散度场(填色)和垂直速度场(等值线, 间隔2×10-1 Pa/s)剖面图(d~f) 黑色三角形为南岭南侧位置。 |
第2阶段, 8日02:00-04:00南海北部至珠三角上空边界层偏南风风速再次出现脉冲, 使得珠三角地区水汽通量辐合和垂直上升运动明显增强, 二者最大值中心均位于珠三角与南岭交界处附近(图 8b、8e), 即在海岸地形和南岭山脉的动力抬升作用下, 不仅触发了沿海新的对流单体生成, 同时也使得A、B区降水增强, 其中B区降水更为显著(图 2b)。8日06:00-08:00边界层西南风风速再次出现脉冲, 水汽辐合区随着风向的转变已移至南昆山西南侧的从化-增城, 亦为山前最强(图 8c), 垂直方向表现为对流层低层水汽辐合区厚度增大、强度增强, 垂直速度负值中心显著增强(图 8f), 此时, 不同方向的对流单体向增城-南昆山一带汇集, 回波强度维持在50 dBZ左右, 小时雨强超过80 mm, 当对流回波翻过南昆山继续东移时, 强度则呈明显的减弱趋势, 因此, 第2阶段在增城东北部至南昆山西南侧地形对边界层西南气流的抬升和拦截作用, 使得该区域出现了此过程的最强降水中心。
第3阶段, 强降水主要由D区的降水回波东移加强并入B区后形成。8日10:00开始边界层大风速下边界逐渐抬高, 11:30后边界层西南风风速明显减弱, 气流辐合和抬升条件趋于减弱(图略)。当回波移至南昆山南侧, 进入博罗西部后, 下垫面变为丘陵和平原, 山脉阻挡作用减弱, 在影响系统作用下, 回波移速加快, 东移南压至惠州中部地区时, 回波强度已减弱到40 dBZ左右。
综上所述, 在高空短波槽东移南压、低空西南急流和边界层西南(偏南)急流演变下, 南海西北部边界层偏南(西南)急流出现多次脉动, 沿海地形的抬升作用使得新的对流单体在珠江口附近生成和发展, 同时由于南岭南侧地形对边界层气流的阻挡和拦截, 边界层西南(偏南)急流在山前形成明显的辐合抬升, 造成了珠三角北侧新对流单体不断生成, 并沿地形减慢移动和不断汇聚, 增强了珠三角北部降水强度, 导致了此次强降水的发生、发展。
5.2 珠三角北部地形对强降水的维持作用此次强降水过程具有持续时间长的特点, 这与海陆热力差异、冷池和边界层偏南(西南)暖湿气流脉冲等有关。从第3.2节对大气环流背景的分析可知, 此次过程并无冷空气南下渗入广东。分析地面2 m露点温度(图 9)和气温(图略)可知, 强降水区存在西北-东南向的露点锋, 露点锋附近T-Td小于1℃。珠三角地区露点温度一直维持26℃以上, 呈现出由珠江口向北部伸展的暖舌, 同时南岭山区由于降水和夜间大陆气温下降等形成气温和露点温度低值区, 24℃等露点温度线在早晨南压最明显, 08:00露点锋梯度达到最大(图 9c), 龙门至增城之间的温差约4℃/(100 km), 即随着边界层暖湿气流的不断脉冲, 使得珠三角地区暖舌维持, 而强降水区北侧23~24℃等温线逐渐南压, 由于边界层暖湿气流的顶托作用, 使得南岭南部至珠三角北部露点锋强度不断增强, 且长时间维持, 露点锋的增强和维持使得该区域内一直处于大气层结不稳定状态, 利于强降水的发展和维持。
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图 9 2020年6月7日20:00(a)和8日02:00(b)和08:00(c)2 m露点温度场(等值线, 间隔1℃)和10 m风场(风向杆) 红色断线框为强降水区, 填色为地形。 |
此外, 分析地面高时空分辨率的气象监测站实况风场, 可以发现, 第2阶段内由于降水产生的冷池出流与边界层增强的西南-偏南气流, 在龙门永汉-增城正果附近形成了明显的地面辐合线, 04:00和07:00最显著(图 10), 而该区域处于南昆山与罗浮山之间的河谷、丘陵地带, 从增城风廓线雷达垂直风场(图 11)也可以看出, 8日上午该站边界层转为东北-偏北风。对应于图 2降水的时空分布, 地面辐合线的出现和增强与该区域内强降水的维持和增强时间一致。
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图 10 2020年6月8日04:00(a)和07:00(b)地面气象监测站风场 蓝色实线箭头为东北和偏北流线, 红色实线箭头为西南和偏南流线, 蓝色双断线为风向辐合线。填色为地形。圆点为代表站点。 |
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图 11 2020年6月7日20:00-8日14:00增城风廓线雷达风羽(时间间隔: 30 min) |
因此, 露点锋的增强和维持使得珠三角北部大气层结长时间处于不稳定状态, 为该区域内强降水的发展和维持提供了热力不稳定条件, 而地面辐合线的存在加强了对流层底层气流的辐合抬升, 进一步增强了强降水区的降水强度。
6 小结(1) 6月7日夜间-8日白天珠三角北部强降水发生在广东"龙舟水"期间, 强降雨带沿南岭南部山脉边缘呈西北-东南向弧形分布, 体现了地形对强降水的重要影响。
(2) 此次珠三角北部强降水过程是在典型的暖区暴雨环流特征的背景下发生的, 主要影响系统为对流层中层弱短波槽扰动、低空急流和边界层急流脉冲等, 东移南压的短波槽为此次强降水提供了有利的动力抬升条件, 而低空西南暖湿气流和边界层西南(偏南)气流形成的风速辐合及脉动等为强降水的发生发展提供了充沛的水汽和热力不稳定条件, 利于珠三角北部强降水的发生发展。
(3) 此次过程中强降水回波表现为团状结构, 多以对流单体形态生消, 伴随明显的"列车效应"现象。3个不同发展阶段内强降水回波的持续时间、强度, 以及回波触发地、传播和移动方向等存在差异。
(4) 在有利的天气尺度系统影响下, 南岭南侧地形对边界层气流的阻挡和拦截, 使得气流在珠三角北部形成明显的辐合抬升, 造成对流单体在南岭南侧移速减慢和汇聚, 增强了降水强度, 导致了此次强降水的发生、发展。
(5) 强降水长时间的持续与海陆热力差异、冷池和边界层暖湿气流脉冲等引起的地面露点锋和中尺度辐合线长时间维持有关。露点锋不断增强和维持使得珠三角北部大气层结长时间处于不稳定状态, 为该区域内强降水的发展和维持提供了热力不稳定条件, 而地面辐合线的存在加强了对流层底层气流的辐合抬升, 进一步增强了强降水区的降水强度。
| [1] |
何立富, 陈涛, 孔期. 华南暖区暴雨研究进展[J]. 应用气象学报, 2016, 27(5): 559-569. |
| [2] |
谌芸, 陈涛, 汪玲瑶, 等. 中国暖区暴雨的研究进展[J]. 暴雨灾害, 2019, 38(5): 483-493. DOI:10.3969/j.issn.1004-9045.2019.05.010 |
| [3] |
付炜, 唐明晖, 叶成志. 强西南急流背景下湘桂边界两次预报失败的暖区暴雨个例分析[J]. 气象, 2020, 46(8): 1 001-1 014. |
| [4] |
聂云, 周继先, 杨帆, 等. 梵净山东南侧夏季暖区暴雨中尺度系统演变与环境场特征个例分析[J]. 暴雨灾害, 2021, 40(2): 125-135. DOI:10.3969/j.issn.1004-9045.2021.02.003 |
| [5] |
肖红茹, 王佳津, 肖递祥, 等. 四川盆地暖区暴雨特征分析[J]. 气象, 2021, 47(3): 303-316. |
| [6] |
李欣, 张璐, 江敦双. 青岛地区暖区暴雨特征研究分析[J]. 气象科学, 2021, 41(2): 270-277. |
| [7] |
杨晓亮, 杨敏, 段宇辉, 等. 京津冀一次暖区大暴雨的成因分析[J]. 暴雨灾害, 2021, 40(5): 455-465. DOI:10.3969/j.issn.1004-9045.2021.05.002 |
| [8] |
黄士松. 华南前汛期暴雨[M]. 广州: 广东科技出版社, 1986: 94-95.
|
| [9] |
吴乃庚, 温之平, 邓文剑, 等. 华南前汛期暖区暴雨研究新进展[J]. 气象科学, 2020, 40(5): 42-53. |
| [10] |
王坚红, 杨艺亚, 苗春生, 等. 华南沿海暖区暴雨系统研究进展[J]. 气象科技进展, 2017, 7(4): 38-46. DOI:10.3969/j.issn.2095-1973.2017.04.004 |
| [11] |
WU N G, DING X, WEN Z P, et al. Contrasting frontal and warm-sector heavy rainfalls over South China during the early-summer rainy season[J]. Atmospheric Research, 2020, 235: 104693. DOI:10.1016/j.atmosres.2019.104693 |
| [12] |
王坚红, 杨艺亚, 苗春生, 等. 华南沿海暖区辐合线暴雨地形动力机制数值模拟研究[J]. 大气科学, 2017, 41(4): 784-796. |
| [13] |
DU Y, CHEN G X, HAN B, et al. Convection initiation and growth at the coast of South China. partⅡ: effect of the terrain, coastline, and cold pools[J]. Mon Wea Rev, 2020, 148: 3 871-3 892. DOI:10.1175/MWR-D-20-0090.1 |
| [14] |
孙健, 赵平, 周秀骥. 一次华南暴雨的中尺度结构及复杂地形的影响[J]. 气象学报, 2002, 60(3): 333-342. DOI:10.3321/j.issn:0577-6619.2002.03.009 |
| [15] |
孙建华, 赵思雄. 华南"94.6"特大暴雨的中尺度对流系统及其环境场研究Ⅱ.物理过程、环境场以及地形对中尺度对流系统的作用[J]. 大气科学, 2002, 26(5): 633-646. |
| [16] |
刘蕾, 丁治英, 常越, 等. WRF中地形重力波参数化方案在一次华南暖区暴雨形成机制分析中的应用[J]. 气象科技, 2012, 40(2): 232-240. DOI:10.3969/j.issn.1671-6345.2012.02.017 |
| [17] |
李博, 刘黎平, 赵思雄, 等. 局地低矮地形对华南暴雨影响的数值试验[J]. 高原气象, 2013, 32(6): 1 638-1 650. |
| [18] |
夏茹娣, 赵思雄, 孙建华. 一类华南锋前暖区暴雨β中尺度系统环境特征的分析研究[J]. 大气科学, 2006, 30(5): 988-1 008. DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.2006.05.26 |
| [19] |
于鑫, 郑腾飞, 黄健, 等. 一次华南海岸带暖区暴雨过程的观测分析[J]. 热带气象学报, 2017, 33(1): 134-144. |
| [20] |
叶朗明, 吴乃庚, 张华龙, 等. 海陆风和地形对一次弱天气背景下暖区特大暴雨的影响分析[J]. 暴雨灾害, 2019, 38(6): 597-605. |
| [21] |
汪海恒, 张曙, 伍志方, 等. 2019年韶关"5·18"局地特大暴雨极端性成因分析[J]. 热带气象学报, 2021, 37(1): 49-60. |
| [22] |
林良勋. 广东省天气预报技术手册[M]. 北京: 气象出版社, 2006: 143-152.
|
| [23] |
CHEN G X, LAN R Y, ZENG W X, et al. Diurnal variations of rainfall in surface and satellite observations at the monsoon coast (South China)[J]. J Climate, 2018, 31: 1 703-1 724. DOI:10.1175/JCLI-D-17-0373.1 |
| [24] |
黄小彦, 孙继松, 刘文婷. 地形作用下低空急流的演变与强降水对流风暴系统的相互作用[J]. 气象学报, 2020, 78(4): 551-567. |