一次山东半岛强冷流暴雪过程的数值模拟和诊断分析

苗春生,谢洁,王坚红,张楠

(南京信息工程大学1.大气科学学院;2.气象台,江苏南京 210044)

一次山东半岛强冷流暴雪过程的数值模拟和诊断分析

苗春生1,2,谢洁1,2,王坚红1,张楠1,2

(南京信息工程大学1.大气科学学院;2.气象台,江苏南京 210044)

利用NCEP/NCAR再分析资料,应用WRF中尺度数值模式对山东半岛2008年12月4—6日的冷流暴雪天气过程进行了数值模拟,利用模式输出的时空分辨率较高的资料,对此次冷流暴雪的特征及其产生的物理机制进行了分析。结果表明,这次暴雪产生在西北气流、较大海气温差的背景条件下,一定的海气温差是冷流暴雪的重要指标;冷流暴雪产生在较强垂直上升运动区的相当位温高值区附近;水汽输送方向为西北—东南向,水汽辐合层比较浅薄且范围狭窄;降雪分布具有明显的南少北多的特征;850 hPa湿Q矢量散度场辐合区的存在、位置及强度与暴雪的产生、落区及强度具有较好的对应关系;湿Q矢量分量的垂直分布揭示了次级环流的方向和强弱,暴雪位于次级环流的上升支附近。

暴雪;数值模拟;诊断分析

Abstract:Based on the NCEP/NCAR reanalysis data,the mesoscale model-WRF(Weather Research Forecast)is used to simulate the process of a cold-air snowstorm which occurred in Shandong Peninsula from December 4th to December 6th 2008.High spatio-temporal resolution data from model output are used to analyze the cold-air snowstor m process.Main conclusions are as follows:this snowstor m occurred under the background of the northwest airflow and significant sea-air temperature differences,which were an important symbol of cold airflow snowstor m.Snowstor m occurs in the high energy belt with strong ascending motion.The direction of vapor is NW-SE oriented and the convergence of vapor only occurs in middle-low layer and in a narrow region.Snowstorm ismainly distributed in the northern area of Shandong Peninsula.The existence,location and intensity of the convergence ofwet-Q-vector at850hPa have a significant relationship w ith the em ergence,distribution and strength of the snow storm.Results also show that snow storm occurs near the ascending branch of a secondary circulation,w hose intensity and direction can be indicated by vertical distribution of w et-Q-vector.The above conclusions are beneficial for the snow storm forecast in Shandong Peninsula.

Key words:snowstor m;numerical simulation;diagnosis analysis

0 引言

冷流降雪是在特定的季节、天气形势和地理条件下形成的一种地方性天气[1]。冬季,当高空低槽过境后,上游各地天气迅速转晴,而山东半岛,特别是半岛北部的蓬莱到成山头一带沿海地区,在冷湿的西北气流下,对流性云团在地形抬升作用下发展,随之开始出现较大的阵雪,降雪量可达暴雪程度,直至冷平流结束,其形成机制与美国大湖效应降雪[2-3]十分相似。近年来,我国山东半岛冬季冷流暴雪频发,对人们的交通和社会生活造成了巨大的影响,直接经济损失巨大。因此准确地预报此类暴雪的发生、发展、位置以及强度是气象学家们面临的重大挑战,开展对此类暴雪的研究具有非常重要的科学价值。

山东半岛的冷流暴雪天气已经受到了越来越多气象学者的关注,近几年的研究已经从传统的天气学分析发展到非常规资料的应用分析,以及一些中尺度数值模拟分析。李宏业和徐旭然[4]认为山东半岛的冷流降雪是一种低云降雪,与海气相互作用和低层稳定度直接关联。于志良[5]指出只有经过海面的冷空气达到一定的强度,才能输送足够的热量产生降雪。郑丽娜等[6]重点分析了渤海的特殊地形对冬季山东半岛冷流降雪的影响,认为渤海半封闭型的海域加强了冷涡的强度,提供了水汽源,同时其海岸线及其周围的特殊地形在动力抬升方面也有重大贡献。林曲凤等[7]对2003年1月3—4日发生于山东半岛中心位于文登市的强冷流降雪过程利用MM5模式进行了模拟分析,发现中尺度的海岸锋锋生(不同于东岸型)对于降雪对流云带的形成起了重要作用。杨成芳等[8]等运用RAMS模式探讨了渤海南部沿海冷流暴雪的中尺度特征,证实了强降雪集中出现在上升运动增强和逆风区维持的阶段。黄翠银等[9]对2005年12月11—15日山东半岛的持续性强降雪的发生、发展机制进行了分析,结果表明中尺度海岸锋形成并维持较长时间,与海岸锋环流相伴随的上升运动对于降雪的局地增强有重要作用。但是有关WRF模式模拟冷流暴雪过程的研究还不是很多。

本文利用我国目前普遍使用的业务化中尺度WRF模式对2008年12月4—6日的山东半岛冷流暴雪过程进行模拟,利用模式输出的时空分辨率较高的资料,对此次冷流暴雪的特征及其产生的物理机制进行分析,以求进一步弄清此类暴雪发生过程的物理机制,为冷流暴雪天气的业务预报提供有效的途径。

1 天气过程概述

2日08时500 hPa高空图上,新疆以北有一叠加在长波槽上的短波低槽在东移下坡地形的作用及西伯利亚冷空气的补充下强烈发展,形成东北西南向的横槽。从2日20时开始随着乌山脊减弱崩溃,促使横槽逐渐转竖,造成寒潮爆发影响我国北方地区。3日08时,500 hPa上转竖的低槽在贝加尔湖东侧以36 km/h的速度东移,并有-40℃的冷中心相伴随,700 hPa上冷中心落后于地面低压中心,与其相配合的地面冷锋以28 km/h的速度在3日15时进入山东半岛。本次寒潮过程引起的山东半岛降雪分为两个阶段:第一个阶段为高空槽前的系统性降水,山东大部分地区出现了雨雪天气,发生在3日白天至4日04时,全省平均降水量为1 mm,乳山(属于威海地区)最大,为22 mm。本文研究的是第二阶段槽后西北气流下的冷流降雪过程,4日20时在烟台地区出现,至6日20时全部结束。冷流降雪过程降雪量(图1)在山东半岛北部的文登、牟平、烟台三站均超过了20 mm。烟台和牟平的降雪主要集中在5日00—07时,4日20时—5日08时的12 h降雪量突破当地有气象观测资料以来的记录。文登最大积雪深度达34 cm,烟台为33 cm。暴雪和大风造成了烟台至大连航线全部停航、高速公路封闭,烟台机场跑道结冰关闭,部分学校停课,4个县市区大棚受损或坍塌,直接经济损失1 527.9万元。

图1 2008年12月4日20时—6日20时山东半岛各站降雪量(单位:mm)Fig.1 Snowfall distribution in Shandong Peninsula from 20: 00 BST 4 December to 20:00 BST 6 December 2008 (units:mm)

2 模拟方案设计与模拟效果检验

2.1 模拟方案设计

利用2008年12月4日14时—6日08时(北京时,下同)每6 h一次的NCEP/NCAR再分析资料(水平分辨率1°×1°),通过WRF模式对这次暴雪过程进行数值模拟,积分42 h。网格点结构采用双重嵌套,区域中心选为121.89°E、37.39°N,粗、细网格格距分别为30.6 km和10.2 km,水平网格点数分别为100×100、100×85。垂直层数分为19层。粗网格每3 h输出一次模式结果,细网格每1 h输出一次。在模式物理过程和参数化方案选择上,模式粗细网格均采用考虑水汽、雨、雪、云水、冰、冰雹过程的Lin微物理过程和5 min调用一次的浅对流Kain-Fritsch积云参数化方案,短波辐射采用Dudhia方案,长波辐射采用rrt m方案,边界层采用YSU方案,陆面过程采用Noah方案。

2.2 模拟效果检验

将模拟的各时段天气形势与实况进行了对比分析(图略)。500 hPa上模拟的位势高度场、温度场、风场与实况非常一致。比较其他各层次的风场、温度场,发现模式与实况有相当的一致性,模式可以较好地表现出冷流降雪背景场的发展和演变过程。

评价一个中尺度天气模式的好坏,主要是看它对降水的模拟能力。比较模拟的暴雪主要降水时段(4日20时—5日08时)的12 h降水量(图2b)和降水实况(图2a)分布可以看出,模拟的降水区主要集中在山东半岛北部,走势为西北—东南走向,暴雪的强中心为烟台地区,这与实况一致,仅模拟值小于实测值。图2c、d为4日20时到5日20时的降水实况(图2c)与模拟24 h的累积降水量(图2d)的对比,模拟的暴雪强中心为烟台—牟平—文登一线,这与实况非常吻合,且模拟的量值与实况也具有很好的对应关系。模拟的5日20时到6日08时的12 h降水量(图略)很小,不足3 mm,这与实况也具有相当的一致性。对于冷流降雪这种局地性较强的地方性天气来说,这个模拟结果相当成功。

图2 4日20时—5日08时(a,b)与4日20时—5日20时(c,d)的实况降水量(a,c)与模拟的累积降水量(b,d)(单位:mm)Fig.2 (a,c)Distribution of real precipitation and(b,d)distribution of simulated precipitation(units:mm) a,b.20:00 BST 4 December to 08:00 BST 5 December;c,d.20:00 BST 4 December to 20:00 BST 5 December

因此,可以认为WRF模式对这次暴雪过程有较强的模拟能力,利用模式输出的细网格资料来进行这次暴雪的诊断分析是可信的。

3 模拟结果分析

3.1 海气温差和θse分析

山东半岛的冷流降雪与渤海海面向大气底层的感热输送有密切关系,而感热输送的多少,取决于西北气流控制下具有的较强海气温差[4]。从图3可以看出,此次暴雪正是产生在西北气流和较强海气温差背景形势下。4日20时(图3a),山东及整个黄渤海为一致的西北气流控制,渤海中北部海温与850 hPa的温度之差(以下简称海气温差)在26 K以上,海气温差自渤海中北部向海岸边减小,山东半岛北部近海海域的海气温差在21 K以上,烟台附近的海气温差为16 K左右,这样强的海气温差导致的低层不稳定层结为强冷流降雪的产生提供了有利条件,与美国大湖效应降雪条件类似。一般认为湖气降雪时湖表面的温度和850 hPa的温度之差应在13 K以上,且湖气温差越大,越有利于产生强降雪[10]。4日20时之后,山东半岛北部近海海域的海气温差一直维持在21 K以上,东部地区则一直维持在16 K以上,至6日08时(图3b),渤海中部至山东半岛北部近海海域的海气温差降到了21 K以下,东部大部地区都降到16 K以下,冷流降雪过程基本结束。可见,当冷空气影响时,只有达到一定强度的海气温差条件,才能够产生冷流降雪。而与美国的大湖效应雪暴相比,我国渤海暖海面造成的冷流降雪要求的海气温差明显要高。

相当位温θse是一个重要的温湿特征参数。分析过烟台(37.53°N)的相当位温垂直剖面(图4)可知,暴雪期间,暴雪区低层是一高湿的对流不稳定区,而在其上方存在一稳定层,为不稳定能量的不断积累提供了条件。4日20时(图4a),暴雪区低空有一277K的暖中心,在其附近的垂直上升运动已经发展的很旺盛,说明上升运动把低层的暖湿空气向上输送,750hPa以下,θse等值线向上凸起加上有较强的上升运动配合,触发对流不稳定,之后,随着θse高值区和强上升运动区东移,22—23时,强降雪区主要位于威海地区,在烟台和牟平的最强降水时刻为5日04时(图4b),垂直上升运动达到最强,此时暴雪区的暖中心为273K等θse线,至5日07时,暴雪区低空暖中心减为271K,强降水阶段结束,但是暴雪区上空依然存在较强的上升运动,降水较弱,至6日05时,垂直上升运动已经很弱,此次降雪过程基本结束。可见,冷流暴雪产生在较强垂直上升运动区的相当位温高值区附近。

图3 850hPa流场(实线)、海表温度与850hPa温度的差值分布(虚线;单位:K) a.12月4日20时;b.12月6日8时Fig.3 850hPa stream line field(solid line)and distribution of difference between sea surface tewperature and850 hPa air temperature(dashed line,units:K)at(a)20:00BST4December and(b)08:00BST6December

图4 2008年12月4日20时(a)和5日04时(b)模拟的过烟台(37.53°N)的相当位温垂直剖面(实线;单位:K)及u-w的合成(箭头;垂直速度放大100倍)(图下粗实线表示暴雪区跨度)Fig.4 The sim ulated vertical cross-section ofθse(solid lines;units:K)and u-w(arrow s;w×100)passing Yantai along37.53°N at(a)20:00BST4Decem ber and(b)04:00BST5D ecem ber(The thick solid lines below the figure indicate the snowfall place)

3.2 水汽条件

同暴雨一样,暴雪的产生需要本地上空有大量的水汽和水汽输送。从4日20时到5日20时的925hPa平均水汽通量散度(图5a)上可以看到,水汽输送方向为西北—东南向,水汽辐合带贯穿渤海南部至山东半岛的东部地区,呈西北—东南走向,辐合中心位于烟台偏西。进一步分析本次过程水汽通量散度的垂直剖面,可以看出,4日18时,烟台附近上空900hPa以下开始出现水汽辐合,之后暴雪区上空水汽辐合增强,于4日21时达到最大值,中心为-16×10-5g·cm-2·hPa-1·s-1,位于950hPa附近,之后水汽辐合迅速减弱,至5日04时(图5b),水汽辐合再次明显增强,中心达到-12×10-5g·cm-2·hPa-1·s-1,暴雪区上空(121.3～121.8°E)825hPa高度以下为水汽辐合,在辐合层的上空,825hPa高度以上则为水汽辐散,最大辐散中心位于750～700hPa之间,在垂直方向上与辐合中心相对应,这样有利于水汽的不断向上输送,对底层辐合的加强十分有利。之后,暴雪区上空水汽辐合于5日05时再次达到最强,中心为-16×10-5g·cm-2·hPa-1·s-1,位于950hPa附近,此后,水汽辐合迅速减弱,于5日14时,辐合中心减小为-1×10-5g·cm-2·hPa-1·s-1。这说明在暴雪强盛阶段,在低层有大量的水汽集中,随着水汽聚集的减少,暴雪天气逐渐减弱,可见低层水汽辐合是产生暴雪的重要条件,从水平方向来看,低层水汽辐合主要集中在121.3～121.8°E的狭窄区域内。上述表明冷流暴雪的水汽辐合层比较浅薄,且范围狭窄。

3.3 水平风场分析

通过对这次山东半岛暴雪过程的各层水平风场进行分析,发现自4日20时起700hPa以下各层风场都转为西北风控制(图6a),在该风场条件下,使得冷空气穿越渤海暖水面的距离变大,影响暖下垫面作用时间延长,感热交换加强。而850hPa以下垂直方向上风向变化很小,即对流层底层温度平流较弱,加之地形的阻挡作用,这样有利于热量和水汽在狭窄区域辐合。在地形的抬升作用下,使得烟台、文登等地产生垂直上升运动,触发局地上冷下暖层结的不稳定能量释放,进一步加剧上升运动,产生局地暴雪。分析近地面10m高度处的风场,4日20时,在山东半岛北部海域出现弱的风向切变,之后,弱的切变一直存在,5日00时至5日07时切变一直很强,对应强降水阶段,期间其位置由北部海域逐渐移到山东半岛北部,在烟台和牟平的最强降水时刻5日04时(图6b)。从风向来看,在山东半岛北部沿海存在明显的气旋性风切变,切变线位于烟台北部至成山头一带,这是由于偏北风自渤海吹向陆地时,由于地形的阻挡和海岸线的摩擦作用,转为偏西风,从而形成风向辐合。从风速来看,半岛海岸线附近等风速线密集,在靠近山东半岛北岸的海域有大于12m·s-1的大风区,而当海洋的风到达陆地时,由于陆面摩擦加大,使得山东半岛大部分地区风速明显减弱且小于10m·s-1,在半岛以南的海区,离开陆地的风速有显著的增加,很快达到14 m·s-1;以上都说明在山东半岛北部风速、风向都有明显的辐合上升运动,而在南岸则表现为辐散下沉,这种对流层低层局地次级环流的存在正是造成山东半岛南北两岸降水量差别巨大的一个主要原因。

图5 4日20时—5日20时925hPa平均水汽通量散度的分布(a:阴影部分代表辐合区)及5日04时沿37.53°N(过烟台)水汽通量散度的垂直剖面(b)(单位:10-5g·cm-2·hPa-1·s-1;图b下粗实线表示暴雪区跨度)Fig.5 (a)Average m oisture flux divergence at925hPa from20:00BST4D ecem ber to20:00BST5D ecem ber(the shaded areas denote convergence)and(b)vertical cross-section of m oisture flux divergence passing Yantai along 37.53°N at04:00BST5Decem ber(U nits:10-5g·cm-2·hPa-1·s-1;the thick solid lines below the figure indicate the snow fall place)

图6 模拟的4日20时750hPa水平风场(a;单位:m·s-1)及5日04时近地面10m高度处的水平风场(b;阴影为全风速,单位:m·s-1)Fig.6 (a)The sim ulated w ind distribution at750hPa at20:00BST4D ecem ber and(b)w ind distribution at10m height at04:00BST5D ecem ber(The shaded area denotes perfect air velocity;units:m·s-1;the solid line indicates a shear line)

3.4 湿Q矢量分析

利用湿Q矢量及其散度对暴雨进行诊断已经得到了广泛的应用[11-16],也有人把它用于暴雪的分析中[17-18],下面利用这一诊断量对这次暴雪过程做进一步的诊断分析。

3.4.1 非地转湿Q矢量的定义

由考虑了大气中水汽凝结非绝热作用的原始方程组出发,可以推导出p坐标系的非地转的湿Q矢量,其表达式为:

其中:

在湿Q矢量表达式中,不仅全部为实际风,同时还包含了凝结潜热加热项,这是与其他Q矢量具有明显不同的特征,充分体现出其更接近实际大气的状况[11]。

非地转湿Q矢量表示的ω方程为:

其中:▽·Q＊为非地转湿Q矢量散度,假设大气的垂直运动是一种波动形式,由于▽h2(σ ω)与-ω成正比,则ω与▽·Q＊成正比。当▽·Q＊<0时,ω <0,为上升运动,反之为下沉运动。上式表明Q＊矢量散度场实际上是非地转上升运动的强迫机制,它必然激发次级环流,非地转湿Q矢量与次级环流之间的关系[12]为

由此可知,纬向、经向的垂直环流分别由非地转湿Q矢量的纬向和经向分量决定和总指向气流上升区,而背向气流下沉区。

3.4.2 非地转湿Q矢量散度场

与暴雨等强对流天气相联系的次天气尺度系统具有很强的非地转特性,Q＊矢量散度作为非地转上升运动的强迫机制,对次天气系统的活动有所体现[13]。下面利用湿Q矢量散度场来分析这次暴雪过程,经过对850hPa、700hPa两层的湿Q矢量散度场的分析,发现850hPa的湿Q矢量散度场与暴雪对应关系较好。分析模拟输出的每1h一次的850hPa上的▽·Q＊分布,冷流降雪开始前(4日16时)(图8a),山东半岛北部烟台附近开始出现Q＊矢量辐合区,但辐合中心强度较小,Q＊矢量辐合区是强降水发生的有利区域,之后,辐合中心强度显著增大,▽·Q＊负值的迅速增强预示着强降水的出现,同时辐合带东移,至5日02时,辐合中心强度达到-150×10-17hPa-1·s-3以上,达到最大值,这与实况降水强度的对应比较一致,辐合带贯穿渤海南部至山东半岛东部地区,与实况强降水区的走向相比略偏北,但总体趋势是一致的,5日09时辐合中心移到海上,强降水阶段结束。因此,850hPa湿Q矢量散度场辐合区的存在、位置及强度与暴雪的产生、落区及强度具有较好的对应关系,具有一定的预报指示意义。进一步分析Q＊矢量散度的垂直剖面(图8b),可以看出,5日02时,暴雪区(121.4～121.8°E)上空为较强的辐合区(▽·Q＊负值区),最强的辐合区位于121.6°E附近上空约850hPa高度,这与降水区和降水强中心位置比较吻合。Q＊辐合区将强迫出非地转上升运动,即次级环流的上升支,同时在负值区的东西两侧存在▽·Q＊正值辐散区,对应非地转下沉运动。这说明暴雪过程不仅与Q＊辐合区强迫产生的非地转上升运动有关,非地转下沉运动的作用也十分重要,它是本次暴雪天气过程具有局地次级环流的物理原因。

3.4.3 非地转湿Q矢量次级环流

非地转湿Q矢量在x和y方向的分量的垂直剖面可以揭示次级环流的状况,而次级环流的强弱又直接与中尺度系统的发展密切相关。

图8 4日16时850hPa Q＊矢量散度的分布(a)及5日02时沿37.53°N(过烟台)Q＊矢量散度垂直剖面(b) (单位:10-17hPa-1·s-3;图下粗实线表示暴雪区跨度)Fig.8 (a)The distribution of▽·Q＊at850hPa at16:00BST4on D ecem ber and(b)vertical cross-section of▽·Q＊passing Yantai along37.53°N at02:00BST5D ecem ber(Units:10-17hPa-1·s-3;the thick solid line below the figure indicates the snowfall place)

图9 5日4时沿37.53°N的垂直剖面及纬向次级环流(a)和沿121.40°E的垂直剖面及经向次级环流(b)(单位: 10-17m·hPa-1·s-3;细箭头指示、正负方向,粗箭头示意次级环流,■为暴雪中心)Fig.9 (a)V ertical cross section and secondary circulation ofalong37.53°N and(b)vertical cross section and secondary circulation ofalong121.40°E at04:00BST5D ecem ber(Units:10-17m·hPa-1·s-3;slim arrow s and thick arrow s indicate directions oforand secondary circulation respectively;■locates the snow storm center)

非地转湿Q矢量散度是考虑了非绝热效应后得到的,它能较好地与降水落区相对应,其物理机制是源于次级环流的演变和发展。次级环流是叠加在基本环流之上的二级环流,它的强弱与暴雪的强度有直接关系,次级环流的增强能激发暴雪的加强。非地转湿Q矢量使得流场和温度场的热成风关系发生变化,因而总是起到破坏热成风平衡的作用,必然激发次级环流,有利于不稳定能量的释放,进而促使暴雪产生和发展[12]。

4 结论

通过W RF中尺度数值模式对2008年12月4—6日山东半岛的冷流暴雪天气过程进行了数值模拟试验,发现W RF对这次暴雪过程有较强的模拟能力,细网格输出的物理量能较好地揭示这次暴雪产生的机制,由此得出以下结论:

(1)本次冷流暴雪是在冷湿的西北气流、与温暖海面形成较大海气温差,构成对流层低层上冷下暖不稳定层结的背景条件下发生的,具有较强海气温差是本次冷流降雪发生、发展的重要参考指标。

(2)700hPa以下各层风场都为西北风,使得冷空气穿越渤海暖水面的距离最大,影响暖下垫面的作用时间延长,感热交换充分。近地面山东半岛北部风速、风向都有明显的辐合,而在南岸则为辐散下沉,降雪分布具有明显的南少北多的特征。

(3)冷流暴雪产生在较强垂直上升运动区的相当位温高值区附近;水汽输送方向为西北—东南向,水汽辐合层比较浅薄,且范围狭窄;低层水汽辐合量的大小与降雪强度关系密切,水汽辐合明显时对应暴雪阶段,低层水汽辐合减少,暴雪天气亦逐渐减弱,可见低层水汽辐合是产生暴雪的重要条件。

(4)850hPa湿Q矢量散度场辐合区的存在、位置及强度与暴雪的产生、落区及强度具有较好的对应关系;暴雪过程不仅与湿Q矢量辐合区强迫产生的非地转上升运动(即次级环流的上升支)有关,非地转下沉运动的作用也十分重要,它是本次暴雪天气过程具有局地次级环流的物理原因。非地转湿Q矢量分量的垂直分布揭示了次级环流的方向和强弱,暴雪位于次级环流的上升支附近。

综上所述,本次山东半岛冬季冷流暴雪天气过程中,海气温差形成的不稳定层结是产生暴雪的环境条件,地形对西北气流的阻挡、抬升及次级环流上升支是不稳定能量释放的触发机制,低层水汽平流及其辐合为暴雪的形成提供了源源不断的原料。

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(责任编辑:张福颖)

Numerical Si mulation and D i agnostic Analysis of a Cold Airflow Snowstorm Process in Shandong Peninsula

M IAO Chun-sheng1,2,XIE Jie1,2,WANG Jian-hong1,ZHANG Nan1,2
(1.School ofAtmospheric Sciences;2.MeteorologicalObservatory,NU IST,Nanjing 210044,China)

P458.2

A

1674-7097(2010)03-0257-09

苗春生,谢洁,王坚红,等.一次山东半岛强冷流暴雪过程的数值模拟和诊断分析[J].大气科学学报,2010,33(3):257-265.

Miao Chun-sheng,Xie Jie,Wang Jian-hong,et al.Numerical simulation and diagnostic analysis of a cold airflow snowstor m process in Shandong Peninsula [J].TransAtmos Sci,2010,33(3):257-265.

2009-12-09;改回日期:2010-03-16

国家自然科学基金资助项目(40776017);国家科技支撑计划课题(2007BAC29B0604)

苗春生(1954—),男,内蒙古呼和浩特人,教授,研究方向为天气气候预测方法和现代教育技术等,csmiao@nuist.edu.cn.