一例底层涡旋扰动触发强对流的中尺度分析

章元直，苏涛，沈杭锋，翟国庆(. 民航浙江空管分局， 浙江 杭州 07； . 浙江大学 地球科学学院， 浙江 杭州 007； . 杭州市气象局， 浙江 杭州 005)

一例底层涡旋扰动触发强对流的中尺度分析

章元直1，苏涛2*，沈杭锋3，翟国庆2
(1. 民航浙江空管分局， 浙江 杭州 311207； 2. 浙江大学 地球科学学院， 浙江 杭州 310027； 3. 杭州市气象局， 浙江 杭州 310051)

通过对2009年6月5日一例皖北强灾害天气过程的中尺度分析，发现底层大气中存在西南气流的中尺度汇合线，在汇合线附近、基本西南气流的流场环境下，隐含着中尺度涡旋扰动. 利用Shuman-Shapiro平滑滤波方案对日本中尺度再分析资料进行处理，揭示了滤波后出现的中尺度涡旋扰动，该涡旋扰动对应边界层中尺度辐合区和辐合中心，以及气流的最强上升支. 这些中尺度扰动特征与之后初始对流回波单体的发生有较好的对应关系，说明中尺度扰动涡旋中心附近及东侧易发生对流，或者扰动涡旋率先触发了对流.

强对流天气；触发机制；中尺度分析；中尺度扰动涡旋；平滑滤波

0 引 言

雷暴大风、冰雹等强对流天气往往发展迅速，且时空尺度小，是气象业务部门预报预警的难点，常可能造成人员伤亡和重大财产损失. 我国江淮流域是强对流天气的频发区之一. 例如： 2003年7月8日安徽出现突发性强龙卷风；2005年5月14日安徽出现10级大风和直径达13 cm的冰雹，受灾人数达18万；2016年6月24日江苏盐城强对流天气致78人死亡等. 该区域地处冷暖、干湿空气的频繁交汇带，具有相对充足的对流不稳定性，且海陆影响显著，易形成多背景、多因子、多尺度影响下的具有鲜明区域特色的强对流天气孕育与成灾环境[1]，导致该地区强对流影响因子复杂、受灾严重、损失较大. 一些观测和研究认为，在有利的不稳定大气环流背景下，对流发生与边界层风场特征有一定关联，边界层动力条件是对流发生发展的重要因子. 针对江淮流域的强对流研究有许多，包括强对流系统的孕育环境和触发条件等. 研究指出： 边界层辐合线是对流发展和组织化的重要原因[2-7]. 国外研究也指出，低层辐合线的抬升作用为对流触发提供了必要的动力机制[8-9]. 对流触发还与边界层内水汽、温度及能量的分布状况密切相关[10]，沿低层辐合线的水汽汇聚为对流触发提供了热力机制[11-13].

利用国家重点基础研究发展计划(973)项目的试验区加密自动站观测数据、雷达数据和日本中尺度再分析数据等资料，对2009年6月一次强对流过程开展中尺度的实况诊断分析，研究对流突发过程中的实况中尺度信息和触发条件.

1 个例简介

2009年6月5日下午，江苏、安徽、上海和浙江北部自北向南先后出现雷雨、大风、冰雹等强对流天气，对流风暴经过地区普遍风力达7～11级，阵风达到30 m·s-1以上，超过80个台站出现冰雹，部分地区出现短时强降水，个别地区如徐州沛县遭受了30 a未遇的龙卷风袭击，风力达到12级以上，造成人民生命财产的重大损失. 然而，值得关注的是，同日17：00(北京时，下同)之后，安徽省北部地区自东向西出现了大范围的雷雨、大风、冰雹等强对流天气，其中20：53淮南最大瞬时风速为36 m·s-1，创安徽省最大风速记录. 此次强对流天气过程造成了皖北严重的经济损失和人员伤亡. 从图1中可见，6月5日灾害发生时，在江苏形成的对流性天气由北向南运动，于傍晚移到浙江北部； 而安徽北部，也出现了冰雹大风区(图1方框区域)，但方框内的对流是自东向西运动的. 18：40，蒙城县城乡大面积遭受大风袭击，风力达8～9级，并伴有降雨，造成7人死亡，10人受伤. 这次强对流天气发生可分成2个阶段，第1阶段是低涡后部发生于山东的对流，经江苏向南快速推进，这一对流发生过程与机理已有大量分析和研究[14-17]. 第2阶段是5日傍晚由皖北蒙城附近发生的对流，不断西进壮大形成大范围强对流区[16,18]. 第2阶段的对流发生更具突发性，是比较少见的大范围继发性典型强对流过程，预报预警难度更大. 本文将利用试验区的中尺度资料进行第2阶段天气过程的诊断分析.

图1 2009年6月5日江淮地区强对流天气发生时间Fig.1 Starting time of the hail weather during June 5th 2009 in East China Plain阴影区为主要灾害区，数字为1 h的降雨量(mm)和降水所发生的时间(北京时，下同)；方框为安徽北部，图中Mengcheng为蒙城县，Huainan为淮南县，Huaiyuan为怀远县.Shaded area is the main disaster area. Stations with heavy rain (>30 mm) are marked with precipitation (mm) and time (LST, local standard time)；The box indicates northern area of Anhui Province.

1.1 卫星云图分析

利用红外云图(见图2)可以看到第1阶段和第2阶段的对流活动. 由图2(a)可见，14：00 ，118°E以西地区基本无云系，而东部的江苏中南部被强对流云系覆盖，对流云系不断扩大并向南移动. 15：00(见图2(b))，位于皖北114～117°E，33°N附近(图2(b)中方框)，可以看到东西向的弱小云系；1 h后(见图2(c))，图2(b)中弱小云线已经发展成明显的对流云，这是蒙城发生强对流云系的初期. 17：00(见图2(d))，皖北流已发展成强对流云系，紧密的云状和云边界线性的弧状特征，尤其是西边界出现明显的阵风锋云线. 图2说明原本没有云系的地区，在短时间内出现了对流云并演变壮大.那么，是什么因素导致皖北出现了弱对流云线？

图2 2009年6月5日14：00～17：00(北京时)红外云图Fig.2 Infrared satellite images from 14：00 to 17：00 LST on June 5th, 2009

1.2 天气背景和过程

为了解皖北地区对流发生之前的天气基本背景场，采用14：00红外卫星云图叠加了日本再分析资料(见图3). 从图3(a)中可见，中层为一致的西北气流，其中山东、江苏、黄海等地区是强西北风区，表明云系的后部西北气流盛行；皖北一带中层的西北气流与等温线基本平行，表明该区域温度平流较弱. 皖北上空西北气流的大气温度达-4 ℃，900 hPa高度上有明显的暖平流，垂直温差可达30 ℃以上，具有明显的槽后型特征，说明皖北区域有利于潜在的对流不稳定发生，这是我国强对流性天气发生的典型物理机制[19]. 皖北至江苏的中层相对湿度(图3中蓝线)在80%以上，表明无论是已发生对流的区域还是其附近的无云区，中空空气湿度较大. 而850 hPa高度以下这一地区相对湿度却在40%以下(见图3(b))，说明这一地区具有上湿下干的特征. 低层干区的稳定层一旦被破坏，中层湿层就可能加剧对流的发展. 在低层，山东半岛有低涡和冷空气南下，但冷锋的活动离皖北距离较远，不能直接触发皖北对流的发生. 900 hPa高度上(见图3(b))，安徽北部是西北风，而皖南是偏西风，说明这一地区水平风场有较大的变化.

图3(a)的另一个特征是，在皖北对流层中层湿区的边界上，湿度梯度十分明显. 在此湿度条件下，华东平原上，除了与高空槽相联系的云系外，还有一个发展的强对流云团位于山东及苏北，而安徽北部是无云区. 将安徽北部地区放大，1 h后，即15：00(见图2(b))，看到安徽北部地区开始出现若干细小云系(见图2(b)中方框)，它与东部沿海地区的2大云系并不相连，而此时向南移动的对流云团已进入山东东南部和江苏南部及上海，并不断出现冰雹、大风等激烈天气.

从雷达观测的结果看(见图4)，与图2云团对应的主要回波区出现在山东半岛和江苏. 图4(a)中是对流发生不久(13：00)的山东半岛和江苏对流云回波，此时安徽并没有出现对流云系. 到16：00(见图4(b))，在皖北蒙城附近出现了孤立的对流单体，而主要的对流云系发展仍在江苏东部沿海；到18：30(见图4(c))，东部沿海的对流云南下减弱，而皖北发展成强对流区.

图3 6月5日14：00中低空形势特征和红外云图Fig.3 Synoptic characteristic fields of middle level and low level superimposed on infrared satellite image黑实线为高度场(gpm)，红虚线为等温线(℃)，蓝实线为相对湿度场(%). The black solid lines denote geopotential height (gpm), the red dashed lines denote temperature (℃), the blue-white solid lines denote relative humidity (%).

图4 华东区域雷达反射率因子图Fig.4 Radar reflectivity factor of East China 方框为图5的区域(The box shows the domain of Fig.5).

图5 华东雷达组合反射率图和地面实况风场Fig.5 Radar reflectivity factor of East China and the observed wind barbs

为突出皖北蒙城(116.3°E, 33°N)地区回波特征，将主要对流区(116°E～118°E, 32°N～34°N)放大显示(见图5)，同时叠加了地面的实测风场(羽矢). 由图5(a)可见，18：30蒙城西面是向西移动的强对流区，蒙城北面地面风场是一个气旋性涡旋(见图5(a)中“C”). 到19：20(见图5(b))，涡旋切变线南压西进，环境东风气流随着对流云西进. 由实况地面资料分析可知，在高空槽后形势下，底层风场一方面是对流云底部向外流出的偏东气流，另一方面是环境大气的西南盛行气流，构成了向西推动的底层辐合和扰动. 这种辐合和扰动的发生推动着对流运动的发展. 因此，需要进一步分析对流发生前底层大气的物理场.

2 皖北低层中尺度分析

利用日本中尺度再分析资料(资料格距为20 km)，分析了各层物理场. 由于对流发生过程中，皖北对流层中层为一致的西北气流，而低层大气中存在着中尺度扰动辐合系统，因此给出皖北对流发生之前地面和975 hPa的流场及散度分布(见图6). 可以看到，14：00的近地面散度分布中，安徽北部有一条东西向、强度为-6×10-5s-1的辐合带(见图6(a)虚线). 此时这一地区并没有对流云发生，但可以看到地面这支偏西北气流与偏西南气流的汇合带. 正是这条东西向辐合带的维持，起到大气底层的辐合动力作用. 另外，从山东南部到江苏、上海的沿海地区有一条南北向强度为-8×10-5s-1的辐合带，这一辐合带与图2(a)卫星云图中沿海对流云系相对应，同时，它也与海上东南气流造成的海陆风辐合带相对应. 2条辐合带都随高度增高而明显减弱，说明槽后形势下的辐合动力条件是浅薄中尺度系统，主要存在于底层大气.

图6 日本中尺度再分析资料中6月5日14：00地面(a)和975 hPa(b)流场及散度场Fig.6 Wind field and divergence field at surface level(a) and 975 hPa level (b) based on Japan reanalysis data阴影区，10-5 s-1，粗虚线为辐合线.Shaded area, 10-5s-1, thick dash lines denote convergence lines.

由于安徽北部地区基本为平原，地形因素可以忽略，利用加密的10 min地面风场资料来分析地面系统与对流单体发生的关系. 由图7可知，14：50(图7(a))，安徽北部地面是西南气流，在这一地区雷达组合反射率观测中并没有出现对流单体；10 min后(图7(b))，在蒙城以西，116°E和33°N交界处，雷达反射率图上出现了第1个孤立的对流回波单体，而图中范围内，还没有出现其他明显的对流单体.

为了解蒙城以西第1个对流单体发生前期的地面基本环境场，取13：50～15：00共8个地面观测时次进行平均(见图7(c)). 由该地面平均流场可见，在安徽北部是西南气流与偏西气流的汇合带，阴影区代表了8个时次的平均大于-3×10-5s-1的辐合区，平均辐合区的位置基本位于蒙城及其以西地区的西南气流中，15：00后对流发生(见图7(b)阴影)的116°E，33°N交叉点位置正好位于平均辐合区内. 西南气流中的辐合促使对流逐渐形成并沿辐合带轴向发展，因此，基于稠密的日本中尺度再分析资料，采用Shuman-Shapiro平滑滤波方法分离出扰动风场，希望能在西南基本气流中发现中尺度扰动.

平滑滤波公式见式(1). 设f为某一气象要素，一维情况下，在数轴上定义

(1)

其中，fi是f在i点的值，s为滤波系数，取不同的值可以滤去不同的波长. 这样定义的算子，对计算来说是对称的，它既不改变波数，也不改变相位，只改变波分量的振幅. 一维三点平滑的响应函数见式(2)：

(2)

图7 地面流场和雷达组合反射率图(阴影区，10-5 s-1)Fig.7 Surface streamline and radar reflectivity factor (shaded, 10-5s-1)

其中R表示平滑后的振幅和原振幅之比. 若需滤去2倍格距，取滤波系数s=0.5，此时响应函数变成0，即滤去2倍格距波长的波. 同理，只需取相应的s值，可滤去其他格距倍数的波长. 例如滤去3，4，5倍格距波长的波，只要分别取滤波系数s=2/3，1， 1.447 214 8. 同时滤去多个短波分量，可以多次循环处理，用式(1)处理后获得的扰动风场如图8所示.

从图8可看到，14：00，雷达回波探测到的皖北第1个对流单体发生前，底层大气有一个滤波后的中尺度扰动涡旋，该滤波后的涡旋水平尺度约50 km，这一扰动涡旋隐含在西南基本气流中. 这在975 hPa高度上(见图6(b))也可以看到，滤波后的涡旋也位于基本流场的辐合带中(见图6(b)阴影)；参阅地面平均图(见图7(c))，涡旋也位于地面平均辐合带中，并与图7(c)地面平均辐合中心相对应. 1 h后，雷达回波上的对流单体开始出现，意味着大气底层扰动涡旋的发生有利于对流的生成.

图8 14：00 950 hPa日本中尺度再分析场的滤波流场和15：00的组合雷达反射率(阴影)Fig.8 Japan mesoscale reanalysis of 950 hPa filtered streamlines at 14：00 LST and radar reflectivity factor (shaded) at 15：00 LST

对流单体出现10 min后，图中的对流单体向东移动了大约10 km(图略). 如果按照对流单体向东移动速度反推1 h前的对流初生源地，则对流初生源地大约位于滤波扰动涡旋中心及东侧. 因此，扰动涡旋中心的东侧易于触发对流.

为了解底层大气中扰动气流的作用，沿33°N做东西向剖面，沿115.6°E做南北向剖面. 从日本中尺度再分析场中可见(见图9(a))，对流发生前，在33°N，115.5°E附近有对流上升运动，辐合中心正好位于115.5°E附近的边界层内，大小约-5×10-5s-1. 从横坐标2个经度来看，辐合中心范围约占1个经度，辐合高度在850 hPa以下. 通过滤波之后发现(见图9(b))，在115.5°E处850 hPa以下，有一支相对最强的扰动上升气流. 强的上升支与边界层扰动辐合中心相对应，辐合中心区范围： 水平50 km、垂直700 m附近，这一区域也正好与图8的扰动涡旋位置相一致，上升速度最大区(虚线)滤波前后都在850 hPa附近，之后的对流单体首先将在115.6°E以东的位置发生. 从图9(b)的扰动场中还发现，116.5°E处扰动环流贡献了边界层内辐散、边界层顶辐合的相反水平环流，不利于对流单体的生成，这就为同是西南气流环境下的背景场中对流单体的产生提供了有序的先后发生条件. 因此，为中尺度涡旋扰动提供了中尺度的触发背景.

分析南北向的中尺度剖面可知(如图9(c)(d)所示)，中尺度的西南风环境场中表现出较大范围的上升运动. 在32°N附近的边界层顶出现中尺度的垂直反环流，主要辐合区位于边界层内的33°N. 与东西向剖面类似，滤波场反映边界层内33°N有最强上升支(见图9(d))，扰动造成了边界层最主要的辐合上升区.

图9 14：00沿33°N、115°E～117°E的空间剖面(图(a)(b))和沿115.6°E、32°N～34°N的南北向剖面(图(c)(d)) Fig.9 Vertical cross sections at the latitude of 33°N from 115°E to 117°E ((a)(b)) and at the longitude of 115.6°E from 32°N to 34°N( (c)(d))虚线是垂直上升速度大值区(-0.2和-0.4 Pa· s-1)，填色为散度场(10-5 s-1)，图(a)(c)是未滤波环流和垂直速度场，图(b)(d)是滤波后的剖面(图中垂直速度放大20倍).The dashed lines denote the high value area of vertical velocity (-0.2 and -0.4 Pa·s-1). Shaded field is horizontal divergence (10-5 s-1). The streamlines represent the unfiltered circulation ((a)(c)) and the filtered circulation ((b)(d)), and the vertical velocity has a scale factor of 20.0.

3 结 论

对皖北一例高空槽后发生的强灾害天气过程进行了天气分析，该过程在高空槽后的西北气流中发生，在常规的中尺度分析和雷达回波分析中，可以找到中尺度辐合线和中涡旋，这些系统均与中尺度辐合带或流场的汇合线对应，但仍然没有看到离最初发生对流单体最近的中系统. 通过仔细分析底层大气物理场后发现，底层大气的西南气流中存在着中尺度汇合线. 在汇合线附近、基本西南气流的流场环境下，隐含着中尺度的涡旋扰动. 利用滤波方案处理日本中尺度再分析资料后发现，滤波后出现的中尺度涡旋扰动与雷达最初对流回波单体对应较好. 扰动涡旋处，有强的中尺度辐合和垂直上升支. 滤波后中尺度扰动环流表明，这一类中涡旋辐合中心区水平约50 km，垂直高度约700 m. 由扰动环流构成的水平环流圈尺度约100 km，垂直环流圈范围约2 km. 滤波后的扰动涡旋位置说明中尺度扰动涡旋中心附近及东侧易发生对流，即中尺度扰动涡旋触发了新的对流.

[1] 杨国祥.中小尺度天气学[M]. 北京： 气象出版社，1983.

YANG G X.Meso-microScaleSynopticMeteorology[M]. Beijing： China Meteorological Press,1983.

[2] 李志楠，李廷福. 北京地区一次强对流大暴雨的环境条件及动力触发机制分析[J].应用气象学报，2000,11(3)： 304-311.

LI Z N, LI T F. Analysis on the environmental conditions and dynamic trigger mechanism of a severe convective rainstorm in Beijing[J].QuarterlyJournalofAppliedMeteorology, 2000,11(3)： 304-311.

[3] 丁一汇. 暴雨和中尺度气象学问题[J].气象学报，1994,52(3)： 274-283.

DING Y H. Some aspects of rainstorms and mesoscale meteorology[J].ActaMeteorologicaSinica,1994,52(3)： 274-283.

[4] 陈良栋.天气雷达资料的分析与应用[M]. 北京： 气象出版社,1991.

CHEN L D.AnalysisandApplicationofWeatherRadarData[M]. Beijing： China Meteorological Press,1991.

[5] 俞樟孝，翟国庆，王泽厚，等. 冷锋前浙江省大范围冰雹天气的发生条件[J].气象学报, 1985,43(3)： 295-304.

YU Z X，ZHAI G Q ，WANG Z H, et al. Conditions for the occurrence of large area hail falls ahead of cold front over Zhejiang[J].ActaMeteorologicaSinica,1985,43(3)： 295-304.

[6] 翟国庆，俞樟孝. 强对流天气发生前期地面风场特征[J].大气科学,1992,16(5)： 521-529.

ZHAI G Q，YU Z X. The surface characteristics of wind field prior to the occurrence of severe convection weather[J].ChinesJournalofAtmosphericSciences,1992,16(5)： 521-529.

[7] 翟国庆，俞樟孝. 华东飑线过程中的地面中尺度物理特征[J].大气科学,1991,15(6)： 63-69.

ZHAI G Q，YU Z X. The mesoscale surface characteristics in the squall line events over East China[J].ChinesJournalofAtmosphericSciences,1991,15(6)： 63-69.

[8] WECKWERTH T M, PARSONS D B, KOCH S E, et al. An overview of the International H2O Project (IHOP_2002) and some preliminary highlights[J].BulletinoftheAmericanMeteorologicalSociety, 2004, 85(2)： 253-277.

[9] WILSON J W, MEGENHARDT D L. Thunderstorm initiation, organization, and lifetime associated with florida boundary layer convergence lines[J].MonthlyWeatherReview,1997,125(7)： 1507-1525.

[10] CROOK N A, KLEMP J B. Lifting by convergence lines[J].JournaloftheAtmosphericSciences, 2000, 57(6)： 873-890.

[11] XUE M, MARTIN W J. A high-resolution modeling study of the 24 May 2002 dry-line case during IHOP. Part II： Horizontal convective rolls and convective initiation[J].MonthlyWeatherReview, 2006, 134(1)： 172-191.

[12] MUELLER C, SAXEN T, ROBERTS R, et al. NCAR auto-nowcast system[J].WeatherandForecasting, 2003, 18(4)： 545-561.

[13] FRYE J D, MOTE T L. Convection initiation along soil moisture boundaries in the Southern Great Plains[J].MonthlyWeatherReview, 2010, 138(4)： 1140-1151.

[14] 刘杰，朱云凤，朱敏华，等. 一次强对流天气诊断分析[J].安徽农业科学,2010,38(30)： 17119-17121.

LIU J，ZHU Y F，ZHU M H，et al. Analysis of a strong convection weather[J].JournalofAnhuiAgricultureScience,2010,38(30)： 17119-17121.

[15] 官莉，王雪芹，黄勇. 2009年江苏一次强对流天气过程的遥感监测[J].大气科学学报,2012,35(1)： 73-79.

GUAN L，WANG X Q，HUANG Y. Observation of a strong convective system in Jiangsu Province in 2009 by remote sensing monitor[J].TransactionsofAtmosphericScience,2012,35(1)： 73-79.

[16] 尹东屏, 吴海英, 张备, 等. 一次海风锋触发的强对流天气分析[J].高原气象,2010,29(5)： 1261-1269.

YIN D P，WU H Y，ZHANG B，et al. Analysis on a severe convective weather triggered by sea breeze front[J].PlateauMeteorology,2010,29(5)： 1261-1269.

[17] 戴建华，陶岚，丁杨，等. 一次罕见飑前强降雹超级单体风暴特征分析[J].气象学报,2012,70(4)： 609-627.

DAI J H，TAO L ，DING Y ，et al. Case analysis of a large hail-producing severe supercell ahead of a squall line[J].ActaMeteorologicaSinica,2012,70(4)： 609-627.

[18] 李劲，顾松山. 2009 年6月5日安徽致灾大风天气过程分析[J].安徽农业科学,2010,38(14)： 7443-7457.

LI J，GU S S. Analysis of a disaster-causing wind process in Anhui on June 5th,2009[J].JournalofAnhuiAgricultureScience,2010,38(14)： 7443-7457.

[19] 丁一汇，李鸿洲，章名立，等. 我国飑线发生条件的研究[J].大气科学,1982,6(1)： 18-27.

DING Y H，LI H Z，ZHANG M L，et al. A study on the genesis conditions of squall-line in China[J].ChineseJournalofAtmosphericSciences,1982,6(1)： 18-27.

ZHANG Yuanzhi1, SU Tao2, SHEN Hangfeng3, ZHAI Guoqing2
(1.ZhejiangAirTrafficManagementSub-BureauofCAAC,Hangzhou311207,China; 2.SchoolofEarthSciences,ZhejiangUniversity,Hangzhou310027,China; 3.HangzhouMeteorologyBureauofZhejiang,Hangzhou310051,China)

Mesoscale analysis on a disastrous convective weather event is presented. This event occurred in north Anhui on June 5th 2009, causing large economic loss and casualties. Satellite data, radar data, automatic weather station data, and Japan reanalysis data are used to analyze this case. The results showed that there was a stationary mesoscale convergence line formed by the southwest flow and the northwest flow in north Anhui in that day afternoon. The respective low-level wind field and convergence field showed that a disturbance was embedded in the southwest background flow near the convergence line. By applying the Shuman-Shapiro smoothing filtering method to the Japan reanalysis data, the disturbance characterized by a horizontal vortex circulation is revealed. The vortex disturbance corresponded with a low-level mesoscale convergence zone and convergence center, as well as a strongest upward flow near the convergence center. Radar and satellite pictures showed that new convection occurred near the vortex disturbance by 1500 LST. The mesoscale disturbance features had a good corresponding relationship with the genesis of the first echo of the convection, indicating that convection was more likely to initiate in the center and east of the mesoscale disturbance vortex or the convection was triggered by the upward flow of the vortex.

severe convective weather; trigger mechanism; mesoscale analysis; mesoscale disturbance vortex; smoothing filtering

2016-10-08.

国家“973”项目(2013CB430104)；国家自然科学基金资助项目(41175047).

章元直(1975—)，ORCID：http://orcid.org/0000-0003-3210-7358, 男，学士，工程师，主要从事天气分析与预报研究.

*通信作者，ORCID: http: //orcid.org/0000-0001-8492-9172, E-mail：zjusutao@qq.com.

10.3785/j.issn.1008-9497.2018.01.011

P 458

A

1008-9497(2018)01-065-08

Amesoscaleanalysisoflowlevelvortexdisturbanceinitiatingsevereconvectiveweather.Journal of Zhejiang University (Science Edition),2018, 45(1)： 065-072