ABSTRACT

A squall line process in northern Jiangsu Province on May 16, 2012 was simulated by using a mesoscale numerical model WRF. The maximum horizontal resolution of the model was 5 km with triple nesting. Based on the high resolution model output data, the squall line structures in the surface and middle levels and the squall line development mechanism are analyzed. The results show that there exists a divergence ring and three convergence lines in the simulated surface field. A divergence line formed along the thunderstorm high zone, a convergence line formed in the front and another back of the squall line. There are positive and negative vorticity centers to the south and north sides of the vertical velocity center at 500 hPa, respectively. The airflow in squall line is different from the typical model which contains an upshear updraft and a downshear downdraft. The rear inflow at middle level separates into an updraft and a downdraft which are basically in the same column. The liquid or ice particles produced in the middle and upper levels fall into the downdrafts not dragging the updraft. When they evaporate in the dry downdrafts, they cool the air and then trigger the formation of surface thunderstorm high and cold pool. Based on the vorticity equation, the formation mechanism of mid-level vorticity couple is analyzed. The interaction between vertical wind shear and strong gradient of updraft induces the negative vorticity to the north side of the vertical velocity center and positive vorticity to the south side. The interaction between cold pool in thunderstorm high and vertical wind shear induces thunderstorm regeneration at the front of cold pool, weakening at the back of cold pool, and squall line self-excitation development.

Keywords:Squall Line, Divergence Ring, Vorticity Couple, Cold Pool, Numerical Simulation

江苏一次飑线过程的数值模拟及其形成机制 分析

姜勇强¹，姜明波²，周育锋²，韩锐³，王华文⁴，陈超辉¹

¹国防科技大学气象海洋学院，江苏 南京

²61540部队，北京

³93117部队，江苏 南京

⁴61741部队，北京

收稿日期：2019年9月1日；录用日期：2019年9月12日；发布日期：2019年9月19日

摘 要

利用WRF中尺度数值模式对2012年5月16日江苏北部一次飑线过程进行了数值模拟，采用三重嵌套，模式水平分辨率最高为5 km。利用模式输出的高分辨率资料，分析了地面和中层的飑线结构及飑线发展机制，结果表明，模拟的地面散度场存在一个“散度环”、三条辐合线，雷暴高压带形成一条辐散线，其前部和后部各存在一条辐合线，中层500 hPa上升运动中心南侧和北侧分别存在正涡度和负涡度中心。飑线的气流与经典模式的顺切变和逆切变气流不同，上升气流和下沉气流基本处在同一垂直气柱中，并在中层分离。中高空产生的降水物质掉入下半部分的下沉气流中，不会对上升气流形成拖曳作用，下降的降水物质在下沉气流中蒸发降温，在地面形成雷暴高压和冷池。利用涡度方程，分析了中层涡度偶形成的机制，垂直风切变和强垂直运动梯度相互作用在上升运动中心北侧形成负涡度，南侧形成正涡度。雷暴高压中的冷池和垂直风切变相互作用的结果使得雷暴在冷池前缘新生，而在冷池后部消亡，飑线自激发展。

关键词 :飑线，散度环，涡度偶，冷池，数值模拟

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1. 引言

飑线是一种组织性较强的对流系统，是由多个雷暴单体或雷暴群组成的狭窄强对流天气带，飑线往往伴随着灾害性大风、暴雨、冰雹等，具有突发性强、破坏力大等特点。研究飑线形成的大尺度天气背景及生消机理、飑线系统的三维结构，以及飑线内部中尺度天气系统的发生发展机制，将为提高飑线的预报准确率、减少飑线造成的灾害提供理论依据。

因为飑线等强对流天气灾害严重，美国1985年开展了PRE-STORM中尺度天气试验，使得飑线成为中尺度气象学研究的热点问题 [1] 。针对美国1985年6月10~11日的飑线过程，气象学者开展了大量观测分析和数值模拟研究，这些研究充分利用了无线电探空测风仪、风廓线、地面站、多普勒雷达等高时空分辨率资料，探讨了飑线的中尺度结构和发生发展过程，使人们对飑线的中尺度结构了解得更加深入，极大推动了中尺度气象学的发展 [2] - [11] 。

由于中尺度观测资料特别是探空资料的缺乏，人们对飑线中尺度结构的认识还不够深入，因此，数值模拟是一个重要的方法。然而飑线的数值模拟成功率比较低，即使采用最先进的高分辨率非静力数值模式，也只有少部分飑线能够得到较好地模拟，这可能和模式初始场缺少中尺度信息或者模式物理过程描述对流过程不够准确等多种因素有关，这涉及到飑线的可预报性问题。对于一次成功的数值模拟，模式首先要模拟出飑线的中尺度结构，如地面的中高压、尾流低压、中层的双涡结构、回波结构等，进而探讨飑线的发生发展。早期，张群等利用中尺度η坐标模式模拟了边界层辐合线激发飑线的过程，在位势不稳定背景场中，用边界层辐合线强迫出飑线，模拟出了地面的中尺度高压、中尺度低压等结构。虽然模式分辨率不够高，但是由于引入了Fritsch-Chappell对流参数化方案，模式仍然可以通过参数化的形式较好地模拟出飑线中的下沉气流 [12] 。Jiang和Wang推导了线涡形成的流场，指出雷暴高压中的强下沉气流可以在地面形成强烈非地风，非地转出流通过地转适应过程产生中尺度气压偶，并利用浅水方程模式模拟出了这种现象，与以往对飑线中尺度高压和中尺度低压形成原因的解释有所不同 [13] 。张进和谈哲敏针对一次热带海洋飑线过程，利用一个风暴尺度云分辨数值模式进行数值模拟，采用不同的初始扰动触发对流发展，讨论这些不同初始扰动对飑线演变、生命史及其成熟结构等模拟的影响。结果表明，初始扰动的结构、形态分布及其与环境场的不同配置对具有深对流的飑线具有不同的影响 [14] 。闵锦忠等应用WRF模式及其3DVar同化系统，对江苏地区2009年6月14日飑线过程进行了多普勒雷达资料的同化试验研究，结果表明，同化后初始场得到不同程度改善，能够有效改进对模式初始场中700 hPa风场和850 hPa温度场以及组合反射率因子等要素的分析，进而改善短时降水预报和风暴的垂直结构配置 [15] 。

目前，越来越多的工作采用WRF模式开展飑线的数值模拟。因为该模式对流参数化和微物理过程方案丰富，针对历史个例，采用不同的物理过程方案，可以得到较好地效果。许广等采用WRF模式对2012年5月16日江苏北部的一次飑线过程进行了数值模拟，探讨了不同对流参数化过程和云微物理过程对这次飑线的模拟效果，结果表明，在5 km模式水平分辨率情况下，采用云微物理过程方案的模拟结果要好于对流参数化方案，而在诸多云微物理过程方案中，Lin等的方案模拟的结果最接近实际，但他们没有对此次飑线的结构做更细致的分析 [16] 。本文是在该论文研究基础上进一步对此次飑线过程进行中尺度分析，探讨飑线的发生发展机制。

2. 模式和资料

WRF模式(Weather Research and Forecasting Model)是美国多所科研机构的科学家们共同研发了业务与研究共用的新一代高分辨率中尺度预报模式，是一种完全可压非静力模式。本文采用WRF 3.3版本，模式水平方向采用Arakawa C网格，垂直方向采用地形跟随坐标。采用三重嵌套方案，中心为(32˚N，120˚E)，从外到内区域水平分辨率分别为45、15、5 km，格点数分别为181 × 175、133 × 127、100 × 94。垂直分层35层，模式顶气压为50 hPa。对于对流降水的计算，不选择对流参数化方案，采用云微物理过程Lin等的方案 [17] ，边界层潜热、感热、动量的垂直通量采用ACM2方案 [18] [19] ，长波辐射采用RRTM方案 [20] ，短波辐射采用Dudhia方案 [21] 。初始场采用2012年5月16日0000UTC NCEP 1˚ × 1˚全球再分析资料，积分24 h，本文的分析采用5 km分辨率资料。

3. 飑线概况及大尺度形势分析

2012年5月16日，在东北冷涡背景下发展起来的飑线所带来的冰雹、大风、强降雨袭击苏北地区。该飑线发生发展直至消亡历时约7 h。自江苏徐州生成，途经宿迁、淮安、连云港、盐城，而后入海消亡。初生位置位于徐州附近的柳泉站(114.2˚E，39.5˚N)。0630UTC，柳泉开始出现几个孤立的对流单体，随后逐渐发展强盛，0830UTC对流单体发展强盛，回波最大强度达到65 dBZ。1100UTC，飑线移至盐城附近，强度减弱，其后入海消亡。过程中苏北大片地区出现大风、冰雹和强降水天气，宿迁、睢宁、连云港、灌云、灌南等地出现冰雹，部分地区出现的最大风力达到了24 m/s以上。

图1为2012年5月16日0000UTC初始形势场，为典型的冷涡背景形势。500 hPa东北冷涡有一横槽，槽后偏北风，槽前西北风。与一般槽线不同的是，槽后为暖平流，槽前到黄河北部一带为冷平流。700 hPa形势和500 hPa类似，且槽前后均有风速大于12 m/s的急流，槽后存在偏北风风速超过了24 m/s的急流中心。对流层低层850 hPa槽后西北风，为冷平流，槽前为西南风，暖平流较强。苏北地区处于高空槽前，该地区这种低层暖平流、中层冷平流的形势可以形成很强的位势不稳定层结，低空西南风急流可以为强对流区域输送大量暖湿空气，并可以形成扰动，有利于低空的辐合，激发飑线的形成。

图1. 2012年5月16日0000UTC形势场((a) 500 hPa; (b) 700 hPa; (c) 850 hPa，黑实线为位势高度(gpm)，红色虚线为等温线(℃)，绿色箭头为风矢(m/s)，棕色粗实线为槽线，阴影区为风速大于12 m/s的区域)

4. 模拟飑线的中尺度结构及发展机制分析

4.1. 雷暴高压、尾流低压和中尺度辐合线

图2为积分7~10 h的逐时地面形势图和1 h累积降水量，图3为对应时刻流线和等风速区。积分7 h未出现明显的降水，东部海上有一个α中尺度低压，苏北地区风场为西北风和西风，此时飑线尚未生成(图2(a)、图3(a))。积分8h时，在(34.3˚N，118.7˚E)附近开始出现降水，1 h累积降水量不到2 mm，但已经出现雷暴高压，中心气压值超过1004 hPa (图2(b))，同时，降水区北部风速有所加大，局部超过6 m/s，地面雷暴高压前部出现一条尺度约100 km的辐合线(图3(b))，风速也没有明显加大，此时飑线处于初生阶段。积分9 h，降水区面积大幅度扩大，沿东北—西南向排列着几个强降水中心，最大1 h累积降水量超过10 mm。强降水中心前部为一系列雷暴高压，高压中心最强达到1005 hPa，雷暴高压后部出现较弱的尾流低压，飑线处于发展阶段。而此时的风场沿着雷暴高压四周向外辐散，向前的辐散风与环境的西北风一致，风速很大，中心超过15 m/s，向后的辐散风与环境风场不一致，有所抵消，风速较小，为西南风。由此，在中尺度高压带前方和后方分别形成了两条中尺度辐合线，沿中尺度高压中心形成一条中尺度辐散线(图2(c)、图3(c))。积分10 h，飑线向东南方向移动，降水区进一步扩大，飑线长度约300 km。沿着大范围的雷暴高压，分布着几个强降水中心，并产生辐散风，最强地面风速已经达到约27 m/s，飑线达到最强盛阶段，雷暴高压后部的尾流低压也十分明显。

图2. 模拟地面图((a) 积分7 h，(b) 积分8 h，(c) 积分9 h，(d) 积分10 h，黑色实线为海平面气压(hPa)，红色实线为温度(℃)，蓝色矢线为风矢(m/s)，阴影区为1 h累积降水量(mm))

图3. 模拟地面流线和等风速区((a) 积分7 h，(b) 积分8 h，(c) 积分9 h，(d) 积分10 h，绿色矢线为流线，阴影为等风速区(m/s)，(c) 中红色和蓝色虚线分别为辐合线和辐散线)

图4为模拟地面散度图。积分8 h，在雷暴高压中心附近为小范围的辐散区，散度值约为1.0 × 10⁻³ s⁻¹，在雷暴高压的南北两侧为带状的辐合区，大小约为−0.8 × 10⁻³ s⁻¹ (图略)。积分9 h，雷暴高压的强度增大，范围明显扩大，雷暴高压前部的最大风速由积分8 h的4 m/s迅速增加到20 m/s，雷暴高压附近依旧为辐散，但其最大值增加到3.5 × 10⁻³ s⁻¹，而且积分8 h的辐合区域扩展到整个飑线系统的外侧，形成一个明显的环状辐合带，称为“散度环”。在飑线的后部，散度环两侧气流南北方向的分量方向相反，导致辐合；在飑线的前部，由于后方风速大于前方风速，导致辐合，故而产生散度环。积分10 h，散度环范围继续扩大。其后，随着飑线减弱，散度环逐渐消散。

图4. 模拟地面散度和风场((a) 积分9 h，(b) 积分10 h，黑色矢线为风场(m/s)，填色区为为散度(10⁻³/s))

图5(a)为积分9h 500 hPa反射率因子和海平面气压，图5(b)为沿图5(a)中的紫色线的垂直剖面图，该剖线大致沿着飑线移动方向并通过雷暴高压和尾流低压区。从图5(a)中可以看出，500 hPa反射率因子沿飑线分布数个强回波中心，与雷暴高压位置基本一致，最强回波超过50 dBz。图5(b)中强回波垂直呈柱状结构，−20 dBz回波顶高约为300 hPa，超过50 dBz的最强回波区在450 hPa以下。对流带后部环境场为深厚的西北风，平直的后部气流在流入强对流区前，500 hPa以下的低层气流先有上升运动，上升气流到达中层(图5(b)中黄色粗箭头)，在流入强对流区前，在700 hPa~600 hPa之间分为两支，上部分转为向前方倾斜的上升运动，在对流区出口转为下沉气流(图5(b)中棕色粗箭头)；下半部转为向前方倾斜的下沉运动，到达近地面后，又转为上升气流(图5(b)中蓝色粗箭头)，这与经典超级单体的气流模式有很大不同。在经典的强对流气流模式中，前部为顺切变上升气流，后部逆切变下沉气流，上升气流产生的降水物掉入倾斜下沉的气流中，不会对上升气流产生拖曳作用，因此对流会维持很久。而本例的上升气流和下沉气流虽然基本处在同一垂直气柱中，但是由于上升气流源于中空，其在中高空产生的降水物质掉入下半部分的下沉气流中，也不会对上升气流形成拖曳作用，同时，下降的降水物质在下沉气流中蒸发降温，在地面形成雷暴高压(图5(b)蓝色椭圆处)，并产生强辐散气流，冲击对流体前方的近地层暖湿空气，产生上升运动，和中层在对流区前方的下沉气流在700 hPa以下低层汇合，有利于对流体前部产生新的对流。由图5(b)还可以看出，强对流区后部低层119.6˚E附近有一个相对湿区，700 hPa~600 hPa后部入流的低层部分来源于该湿区，水汽充沛、温度较高，中层部分来源于中空，水汽含量较少、温度较低，有利于对流不稳定。

强对流后部有较大范围的弱回波区，该区域主要是拖曳层状云区，降水强度也较弱。中低层的后部入流在该区域下沉，因降水强度弱，蒸发量少，在下沉过程中绝热增温，造成气压下降，形成尾流低压(图5(b)红色椭圆处)。

图5. (a) 积分9 h 500 hPa反射率因子(填色区，dBz)和海平面气压(黑色实线，hPa)，(b) 经过(a)图中紫色剖线的垂直环流(青色矢线)、反射率因子(填色区，dBz)及比湿(紫色虚线，10⁻³ g/kg)垂直剖面，红色和蓝色椭圆处分别为尾流低压和雷暴高压位置，黄色箭头表示中层入流，棕色和蓝色箭头表示上升和下沉气流)

4.2. 对流层中层涡度偶

图6为积分9 h 500 hPa涡度、垂直速度和流线。沿着飑线，前部为正涡度带，正涡度带后部为一条负涡度带。正涡度最强超过2.5 × 10⁻³ s⁻¹，负涡度最强超过−3 × 10⁻³ s⁻¹。并且强的正负涡度中心大致呈现成对出现的结构(涡度偶结构)。把图6(a)图中红色方框处放大，如图6(b)所示。从图中可以看出，对于该处局部的对流区，北侧为负涡度，南侧为正涡度，正负涡度区之间为上升运动区，上升运动最强超过11 m/s。由于对流的存在，500 hPa西北风气流出现明显扰动，北侧产生反气旋性弯曲，南侧产生气旋性弯曲。

图6. 积分9 h 500 hPa涡度(填色区，10⁻³ s⁻¹)、垂直速度(黑色实线，正值为上升运动，m/s)和流线(绿色矢线)，(b)图为(a)图中红色方框中的放大图

对于涡度偶产生的原因，一种解释是：在有较强的垂直风切变环境中发展起来的风暴，从低层流入风暴的暖湿空气，它的流向与环境风方向相反，当热力上升气流与迎面的环境相对风相遇时，在风暴的中层便有双涡产生，即气流绕过风暴南边有利于造成气旋性旋转，气流绕过风暴北边有利于造成反气旋性旋转。在风暴中层发展起来的双涡，其旋转的方向有助于把环境气流阻塞住，而低层气流由于同环境相对风的方向相反，双涡之间便将吸入更多的空气，能很有效地维持风暴内部的高速上升气流，从而风暴能维持而不受环境风的干扰。

然而，通过绕流产生的曲率涡度实际上很难达到飑线中层涡度那么大的量级，应该有其它的因素使涡度得到增强。这里采用涡度方程，对涡度的收支进行诊断分析 [22] 。

当 $\frac{fD}{SL}\ll 1$ (D、L分别为上升运动的垂直和水平尺度，S为垂直风切变的强度尺度)时，由科氏力作用引起的垂直涡度变化和倾斜项引起的垂直涡度变化相比是比较小的。因为在强对流环境里， $\frac{fD}{SL}\text{~}0.01$ ，

因此可以忽略科氏力项的影响；斜压项对垂直涡度的直接影响也比较小，如果考虑Boussinesq近似，斜压项为零(斜压项可以通过生成水平涡度，再通过倾斜项的作用间接影响垂直涡度)。这里，不考虑科氏力和斜压对垂直涡度的影响，涡度方程为：

$\begin{array}{l}\frac{\partial \zeta }{\partial t}=-V\cdot \nabla \zeta +\omega \cdot \nabla w\\ =-u\frac{\partial \zeta }{\partial x}-v\frac{\partial \zeta }{\partial y}-w\frac{\partial \zeta }{\partial z}+\xi \frac{\partial w}{\partial x}+\eta \frac{\partial w}{\partial y}+\zeta \frac{\partial w}{\partial z}\\ =-u\frac{\partial \zeta }{\partial x}-v\frac{\partial \zeta }{\partial y}-w\frac{\partial \zeta }{\partial z}+\left(\frac{\partial w}{\partial y}-\frac{\partial v}{\partial z}\right)\frac{\partial w}{\partial x}+\left(\frac{\partial u}{\partial z}-\frac{\partial w}{\partial x}\right)\frac{\partial w}{\partial y}+\left(\frac{\partial v}{\partial x}-\frac{\partial u}{\partial y}\right)\frac{\partial w}{\partial z}\end{array}$ (1)

其中，ω为涡度矢量，ζ为涡度垂直分量，η、ξ为涡度水平分量，其它为常用物理量。上式右边前三项为平流项，第四、五项为倾斜项，第六项为拉伸项。

对垂直涡度方程进行线性化。令 $u=\overline{u}\left(z\right)+u^{\prime }$ ， $v=\overline{v}\left(z\right)+v^{\prime }$ ， $w=w^{\prime }$ ， $\zeta ={\zeta }^{\prime }$ ，代入(1)式并忽略扰动对垂直涡度的作用，得：

$\frac{\partial {\zeta }^{\prime }}{\partial t}=-\overline{u}\frac{\partial {\zeta }^{\prime }}{\partial x}-\overline{v}\frac{\partial {\zeta }^{\prime }}{\partial y}+\frac{\partial \overline{u}}{\partial z}\frac{\partial w^{\prime }}{\partial y}-\frac{\partial \overline{v}}{\partial z}\frac{\partial w^{\prime }}{\partial x}=-\overline{V}\cdot \nabla {\zeta }^{\prime }+S\times \nabla w^{\prime }\cdot k$ (2)

其中， $S\text{=}\frac{\partial \overline{V}}{\partial z}$ 为平均风垂直切变或者环境风垂直切变。由(2)式可见，涡度的变化由右边第一项涡度平流

项和第二项倾斜项构成，因为平流项只是影响涡度的再分布，不会生成涡度，因此涡度的源项主要为倾斜项。倾斜项的大小取决于垂直风切变的大小和垂直速度的水平梯度。在图6(b)中，该对流区域，500 hPa西偏北风风速大，往低层风速逐渐小，垂直风切变产生指向偏北的水平涡度，在上升运动中心南侧，垂直速度往北加大，因此水平涡管北侧向上倾斜形成正的垂直涡度；在上升运动中心北侧，垂直速度往南加大，因此水平涡管南侧向上倾斜形成负的垂直涡度。倾斜项的作用可以用图7来表示。图7(a)、图7(b)分别表示涡管倾斜前后的状态，图7(c)为根据式(2)中倾斜项在对流区产生的垂直涡度。由图可见，正(负)涡度分别产生于上升运动南(北)侧垂直速度梯度大值区，可以解释图6(b)中涡度偶产生的原因。

图7. 涡管倾斜示意图（图中绿色细箭头为环境风V，红色箭头为上升运动，绿色涡管上的细箭头代表涡管旋转方向）

4.3. 冷池和飑线自激发展机制

图8为积分9 h经过图5(a)中剖线的垂直环流和θ垂直剖面图。由图可以看出位温随高度升高，在120˚E附近低层下沉气流处有一冷中心，位温低于295 K，即为雷暴高压中的冷池，其上空600 hPa ~ 500 hPa上升运动区等位温线向下弯曲，温度相对周围较高，为凝结潜热释放的结果。

图8. 积分9 h沿图5(a)中紫色剖线的垂直环流和θ (K)垂直剖面图

700 hPa以下低层，冷池中下沉气流向前后流出，因下沉出流风速大，冲击前方和后方的空气，辐合产生上升运动，前方和后方的上升运动在120.1˚E、119.6˚E附近，这两处形成新的水平涡度，如图9所示。前方(后方)的垂直环流分别形成不同方向的水平涡度。冷池后部由于冷空气造成的环流与环境风场的环流方向相反，导致上升运动减弱，飑线后部雷暴消亡；而冷池前部由于环境水风速随高度增大产生的环流和冷池产生的垂直环流方向一致，两环流迭加造成低层新的上升运动，飑线向前自激发展。该理论即为Rotunno等提出的冷池和垂直风切变相互作用导致飑线移动方向前方新生单体的理论(即RKW理论) [23] 。

图9. 冷池和垂直风切变相互作用示意图(绿色箭头为环境风的垂直分布，红色圆圈为冷池产生的环流，蓝色圆圈为环境风垂直切变产生的环流)

5. 结论

采用WRF中尺度数值模式对2012年5月16日江苏北部一次飑线过程进行数值模拟，分析该次飑线天气过程的大尺度背景场、飑线地面和高空的中尺度特征，以及中层涡度偶和飑线自激发展的机制，得到如下结论：

1) 东北冷涡南部低槽是飑线过程的大尺度背景形势，飑线发生在低层暖平流、中层冷平流的形成强位势不稳定层结大气中。

2) 云微物理过程Lin等的方案能够成功模拟此次飑线过程，模拟的雷暴高压、尾流低压及降水等天气过程与实况接近，模拟地面最大风速达到27 m/s。模拟的地面散度场存在一个“散度环”，雷暴高压带形成一条辐散线，其前部和后部各存在一条辐合线。

3) 飑线的气流与经典模式的顺切变和逆切变气流不同，上升气流和下沉气流基本处在同一垂直气柱中。由于上升气流源于中空，其在中高空产生的降水物质掉入下半部分的下沉气流中，不会对上升气流形成拖曳作用，同时，下降的降水物质在下沉气流中蒸发降温，在地面形成雷暴高压。

4) 利用线性化涡度方程，分析了飑线中层涡度偶形成的机制，垂直风切变和强垂直运动梯度相互作用在上升运动中心北侧形成负涡度，南侧形成正涡度。模拟的垂直环流和冷池分析验证了RKW理论，即雷暴高压中的冷池和垂直风切变相互作用的结果使得雷暴在冷池前缘新生，而在冷池后部消亡，飑线自激发展。

基金项目

国家自然科学基金资助项目41975128、41275099、41205073、41275012共同资助。

文章引用

姜勇强,姜明波,周育锋,韩 锐,王华文,陈超辉. 江苏一次飑线过程的数值模拟及其形成机制分析
Numerical Simulation on a Squall Line Process in Jiangsu Province and Analyses of Its Formation Mechanism[J]. 气候变化研究快报, 2019, 08(05): 625-635. https://doi.org/10.12677/CCRL.2019.85069

参考文献