楊波，王園香，蔡雪薇

(1.國家氣象中心，北京100081；2.國家衛(wèi)星氣象中心，北京100081)

1 引 言

雷暴泛指深厚濕對流(DMC)現(xiàn)象[1]，狹義上指伴有雷電的深厚濕對流。雷暴對航空運(yùn)輸、電力、通信等多個行業(yè)影響巨大。較強(qiáng)的對流性天氣往往會伴隨著雷暴，因而研究雷暴的活動規(guī)律對于分析強(qiáng)對流發(fā)生發(fā)展規(guī)律有著重要的意義。

在雷暴的氣候特征研究方面，余蓉等[2]分析了我國雷暴1971—2000年的變化趨勢，并指出這種變化趨勢和水汽及動力條件的減弱有關(guān)。鞏崇水等[3]利用EOF方法對1981—2010年我國的雷暴時空分布特征進(jìn)行了研究，并指出ENSO事件對中國雷暴尤其是南方地區(qū)影響較明顯。李桑等[4]則探討了大尺度環(huán)流異常與我國南方雷暴發(fā)生頻次的關(guān)系。此外，張羽等[5]分析了城市熱島效應(yīng)對珠三角雷暴活動年際變化的影響；郭秀峰等[6]、陳圣劼等[7]分別指出太平洋年代際振蕩指數(shù)的冷位相有利于廣東、江蘇等地雷暴活動；陳紹東等[8]指出廣州市雷暴日與前期4—6月印度尼西亞附近西太平洋海溫呈負(fù)相關(guān)的變化趨勢；姚蓉等[9]則分析了湖南雷暴主要受同一天氣系統(tǒng)影響并有逐漸減少的趨勢。以上分析讓我們對華南江南部分地區(qū)的雷暴氣候變化特征有了一定了解，但針對整個華南江南地區(qū)雷暴氣候特征的研究，特別是結(jié)合天氣機(jī)理分析的研究還相對較少。

雷暴作為一種典型的對流天氣，許多學(xué)者[10-12]從大氣靜力穩(wěn)定度、水汽、抬升觸發(fā)機(jī)制等方面出發(fā)，較系統(tǒng)地介紹了雷暴的生成與發(fā)展條件。Doswell等[13]總結(jié)了雷暴生成三要素包括：(1)環(huán)境溫度直減率處于條件不穩(wěn)定狀態(tài)，常存在溫度直減率近乎干絕熱的氣層，從而有足夠大的正浮力；(2)有足夠多的水汽從而使抬升氣塊代表的狀態(tài)曲線與環(huán)境溫度曲線相交于自由對流高度；(3)具有使氣塊達(dá)到自由對流高度(LFC)的抬升機(jī)制。基于上述研究再結(jié)合決定雷暴組織程度的水平風(fēng)垂直切變[14]，國內(nèi)外許多氣象工作者采用配料法[15-18]的思想開展雷暴潛勢預(yù)報并在業(yè)務(wù)中取得了較好的應(yīng)用效果。

每年春季(3—5月)，我國華南江南地區(qū)逐漸進(jìn)入汛期，強(qiáng)對流天氣頻發(fā)，其發(fā)生頻率遠(yuǎn)大于我國其他地區(qū)。由于華南江南地區(qū)經(jīng)濟(jì)發(fā)達(dá)、人口密度大，而強(qiáng)對流具有很強(qiáng)的突發(fā)性，突發(fā)性強(qiáng)對流往往會造成巨大的經(jīng)濟(jì)損失和人員傷亡。如何更好地掌握我國華南江南地區(qū)雷暴的活動變化規(guī)律，并在此基礎(chǔ)上對其進(jìn)行合理分型，探討其可能形成的機(jī)制，為該地區(qū)的雷暴落區(qū)預(yù)報提供必要的依據(jù)是本文所關(guān)注的重點(diǎn)。

2 資料選取和方法介紹

本文分析數(shù)據(jù)采用1981—2010年3—5月我國華南、江南地區(qū)274個基本地面氣象觀測站數(shù)據(jù)、2011—2017年3—5月全國閃電定位數(shù)據(jù)和1981—2017年 3—5月 ECMWF水平分辨率為1.0°×1.0°的全球大氣再分析數(shù)據(jù)(ERA-Interim)。

其中1981—2010年雷暴逐小時數(shù)據(jù)集的建立是由基本地面氣象觀測站數(shù)據(jù)整理得到；由于地面觀測規(guī)范取消雷暴人工觀測，2011—2017年逐小時站點(diǎn)雷暴數(shù)據(jù)集的建立是以基本地面氣象觀測站為中心，在1 h內(nèi)21 km的半徑有非孤立的閃電發(fā)生，則記為該時次有雷暴現(xiàn)象發(fā)生。該算法建立的站點(diǎn)雷暴數(shù)據(jù)集經(jīng)檢驗(yàn)和地面氣象站人工觀測的雷暴數(shù)據(jù)集重合率達(dá)88%，具有較高的一致性[19]。其他學(xué)者也證明了基于閃電觀測建立雷暴數(shù)據(jù)集的可靠性[20-21]，汪亞等[22]則通過數(shù)值模擬分析了閃電與雷暴的相關(guān)關(guān)系。

分析方法首先是基于274個測站37年春季(3—5月)雷暴日的距平數(shù)據(jù)采用經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解(EOF)方法進(jìn)行展開，對比分析了前3個主要特征場的空間和時間特征；然后再利用標(biāo)準(zhǔn)化的前三個特征向量對應(yīng)的時間系數(shù)與氣象要素場做回歸分析，基于回歸的系數(shù)，初步對比分析了我國華南江南地區(qū)三種不同雷暴天氣分布特征形成的可能原因。

3 雷暴的氣候分布特征

圖1是1981—2017年3—5月我國華南江南地區(qū)總雷暴日的分布，其中廣西東部至廣東西部是雷暴活動主要高發(fā)區(qū)，其范圍和雷暴日的發(fā)生頻次都遠(yuǎn)大于其他區(qū)域，中心區(qū)域在廣西和廣東的交界處，雷暴日超過900天；另一個高發(fā)區(qū)在江西和福建的交界處，其中心區(qū)域江西東南部至福建的西南部，雷暴日超過800天。

圖1 1981—2017年3—5月我國南方總雷暴日分布

從日變化特征看(圖2a)，雷暴發(fā)生有兩個高峰期，一個在下午18:00左右，另一個在凌晨4:00左右；而上午11:00，夜里23:00左右則是雷暴發(fā)生的低谷期。此外，在09:00有一個次高峰，但其持續(xù)時間與發(fā)生時次均比前兩個高峰要小得多。對比300 m海拔以下的平原站和1 000 m海拔以上的山區(qū)站的變化特征(圖2b)可見在05:00—17:00平原站的平均時次比山區(qū)站多，而18:00—04:00山區(qū)站比平原站的平均時次多；山區(qū)站雷暴高發(fā)集中在傍晚至夜間，呈單峰特征。平原站雷暴高發(fā)集中在17:00前后及06:00前后，呈弱雙峰特征?？傮w而言，夜間山區(qū)更容易發(fā)生雷暴；而白天平原更容易發(fā)生雷暴。這可能是由于山區(qū)坡前和谷底上空的空氣受熱不均，在夜間形成“山風(fēng)”并在谷底輻合抬升形成對流；而平原地區(qū)受海陸風(fēng)影響，白天陸地相對海洋是熱源，海風(fēng)帶來海洋上的水汽，有利于引發(fā)雷暴[23]，此外午后局地?zé)釋α饕彩瞧皆貐^(qū)白天多發(fā)生雷暴的一個重要原因[24]；從雷暴活動的持續(xù)時間來看，32%的持續(xù)在1 h以內(nèi)，29%的持續(xù)時間為1～2 h，16%的持續(xù)時間為2～3 h。3 h以內(nèi)的雷暴活動占77%，雷暴活動反映的是對流系統(tǒng)的生消演變，其持續(xù)時間較短說明華南江南大多數(shù)對流系統(tǒng)的生命期較短。

圖2 1981—2017年3—5月我國華南江南逐時雷暴發(fā)生頻次 a.總頻次;b.平原站(0～300 m)和山區(qū)站(＞1 000 m)平均頻次。

4 雷暴的年代際變化特征

4.1 年代際變化

從華南江南地區(qū)274個站春季總雷暴日的年際變化特征 (圖3)來看，華南江南地區(qū)平均每年3 929個雷暴日，其中2000年最少共2 126個雷暴日；2016年最多共6 381個雷暴日。從1981—2017年274站總雷暴日的小波變換(圖3)可看出，華南江南地區(qū)春季雷暴日隨時間變化呈現(xiàn)出多時間尺度疊加的特征，在通過α=0.05顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域內(nèi)，1980年代及2010年代初存在3～5 a的周期變化；15～17 a的時間尺度上，整個顯著區(qū)域小波系數(shù)較大。說明華南江南地區(qū)的雷暴活動存在著3—5年的短周期變化，同時還存在16年左右長周期的震蕩變化。

圖3 1981—2017年3—5月我國華南江南地區(qū)274站的總雷暴日的小波變換 網(wǎng)格為通過α=0.05顯著性檢驗(yàn)的波動。

4.2 EOF和距平分析

為了進(jìn)一步分析雷暴的空間與時間變化特征，利用EOF方法對華南江南的雷暴日進(jìn)行分析。表1給出了1981—2017年江南華南274個測站3—5月平均雷暴日距平標(biāo)準(zhǔn)化場經(jīng)分解后，各主成分的方差貢獻(xiàn)和累積方差貢獻(xiàn)。其中前6個主分量累積達(dá)到80.8%?；竞w了華南江南地區(qū)雷暴活動的主要特征分布。

表1 前6個主成分的方差貢獻(xiàn)和累積方差貢獻(xiàn)的百分比值

采用North等[25]提出的計(jì)算特征值誤差范圍的方法對EOF分解的主要模態(tài)進(jìn)行顯著性檢驗(yàn)。其基本方法為：當(dāng)兩個相鄰的特征值λ滿足λiλi+1≥еi時(其中，n 為樣本總量)，就認(rèn)為這兩個特征值所對應(yīng)的模態(tài)是有價值的信號。經(jīng)計(jì)算該EOF分解前三個模態(tài)都通過了顯著性檢驗(yàn)。

圖4、圖5分別給出了1981—2017年江南華南地區(qū)274測站雷暴日數(shù)經(jīng)EOF分解后的個別方差貢獻(xiàn)前3位的空間向量場以及對應(yīng)的時間系數(shù)。第一向量場表現(xiàn)出江南華南雷暴日呈現(xiàn)較統(tǒng)一的變化規(guī)律(圖4a)，其中正異常的極大值中心在湖南、江西南部與廣東北部的交界處，以此為中心，向四周逐漸減小，整個湖南、江西南部、廣東北部與廣西東北部均是雷暴日正異常較大的區(qū)域，由其所占的方差貢獻(xiàn)可知此模態(tài)是華南江南雷暴活動特征的主要模態(tài)。結(jié)合時間系數(shù)(圖5a)可看出，華南江南雷暴活動特征大體經(jīng)歷了3個階段，1981—1998年其時間系數(shù)有正有負(fù)，呈現(xiàn)規(guī)律的波動性；1999—2011年，時間系數(shù)基本為負(fù)值，說明此階段江南、華南雷暴活動較不活躍，雷暴日相對較少，特別是前期的1999—2000年和后期2009—2011年，雷暴日明顯較少；2012—2016年時間系數(shù)均為正值，江南、華南雷暴活動較活躍，特別是2013年和2016年，雷暴活動最活躍，雷暴日也較常年偏多。

第二向量場從華南南部經(jīng)廣西東北部、湖南南部至江西、浙江南部有一條西南-東北向、下寬上窄的雷暴日正距平異常區(qū)，而在正距平異常區(qū)的兩側(cè)則為負(fù)距平異常區(qū)(圖4b)。從時間序列(圖5b)來看，此模態(tài)的雷暴分布主要經(jīng)歷了三個階段，時間系數(shù)1981—1990年主要為負(fù)值；1991—2006年主要為正值；而2007—2017年主要為負(fù)值。對應(yīng)第二向量場，從華南沿海到江西北部山區(qū)這條西南-東北向的異常區(qū)在1991—2006年雷暴活動相對活躍，而華南江南的其他地區(qū)雷暴活動則相對不活躍，處在相對少發(fā)期；其他時段，雷暴的相對活躍區(qū)和不活躍區(qū)分布情況正好相反。

第三向量場表現(xiàn)為華南和江南地區(qū)南北向呈反位相異常(圖4c)：即當(dāng)華南地區(qū)為正異常時，江南地區(qū)為負(fù)異常。其中當(dāng)華南地區(qū)的正異常極大值區(qū)在廣東西南部沿海地區(qū)，而江南地區(qū)的負(fù)異常小值區(qū)在江西北部至安徽南部，其分界線約在26°N附近。

為了分析方便，本文分別把EOF分解的第一、二、三空間特征向量場定義為I、II、III型雷暴分布特征。

圖4 1981—2017年274個測站3—5月平均雷暴日距平EOF分解的前3個空間向量場分布a.第一向量場;b.第二向量場;c.第三向量場。

圖5 1981—2017年274個測站3—5月平均雷暴日EOF分解的前3個特征量的時間系數(shù)a.第一特征量；b.第二特征量；c.第三特征量。

5 不同型的大氣環(huán)流特征

利用ERA-Interim的溫度、風(fēng)、位勢高度、相對濕度等數(shù)據(jù)與特征向量對應(yīng)的標(biāo)準(zhǔn)化時間系數(shù)做回歸分析，可用于分析解釋江南、華南地區(qū)春季雷暴分布特征及可能的形成機(jī)制。

Ⅰ型雷暴分布是我國華南、江南春季雷暴分布的主要形態(tài)對應(yīng)其大氣環(huán)流特征(圖6，其中圖6a、6b中灰色網(wǎng)格為風(fēng)速通過0.10顯著性檢驗(yàn)的顯著區(qū)域，圖6c中灰色正斜紋區(qū)表示溫度通過0.10顯著性檢驗(yàn)的顯著區(qū)，棕色反斜紋區(qū)表示相對濕度通過0.10顯著性檢驗(yàn)的顯著區(qū)，下同)。在我國西南地區(qū)有一個較深厚的異常渦旋系統(tǒng)，其500 hPa以上是異常的氣旋性環(huán)流，中心在貴州上空，對應(yīng)在低層850 hPa上有一明顯的異常低槽，華南、江南地區(qū)正好在槽前的西南氣流帶上，兩個異常的反氣旋環(huán)流分別位于菲律賓以東洋面和印度洋上空，這加深了西南低槽，致使槽前的西南氣流明顯異常，說明西南急流較強(qiáng)，受其影響，華南、江南明顯偏濕，其最大值在江西中部至福建東部；但在槽后的西北氣流控制下有明顯的偏干區(qū)域，這個區(qū)域的范圍隨著高度的增加而增加，到500 hPa，除江西至福建北部以外，江南、華南的其他區(qū)域均偏干，說明存在明顯的下濕上干現(xiàn)象。沿115°E的南北向剖面(圖6c)來看，受槽前南風(fēng)氣流影響，華南江南為大范圍的上升氣流；由華南至江南，700～600 hPa以下相對偏暖，其中江南偏暖更明顯，而700～200 hPa相對偏冷，江南偏冷也更明著，下暖上冷的異常大氣層結(jié)構(gòu)增加了華南江南地區(qū)的位勢不穩(wěn)定，為對流發(fā)展提供了良好的熱力條件；濕度條件來看，華南江南地區(qū)700 hPa以下為相對濕區(qū)，而700～300 hPa為相對干區(qū)。低層異常的暖濕氣流被抬升與中高層干冷空氣混合發(fā)生凝結(jié)釋放潛熱觸發(fā)對流是對流發(fā)生發(fā)展的一個經(jīng)典形態(tài)[13]。由以上分析可見，異常深厚低渦槽前較好的動力條件、上冷下暖的層結(jié)結(jié)構(gòu)、上干下濕的水汽條件是華南江南發(fā)生大范圍雷暴天氣的主要的環(huán)流特征。

Ⅱ型雷暴分布相對于Ⅰ型更集中，在我國華南、江南地區(qū)呈現(xiàn)西南-東北走向、下寬上窄的帶狀分布，對應(yīng)其大氣環(huán)流特征，由圖7可見，與Ⅰ型環(huán)流特征類似，中低層異常西南槽位于我國四川到云南上空，華南、江南位于槽前的西南氣流帶上；但是與Ⅰ型不同，異常西南槽前后兩個異常反氣旋環(huán)流較弱，異常西南槽相對寬，槽后的西北風(fēng)不明顯，到500 hPa已轉(zhuǎn)為西風(fēng)，下游的異常反氣旋環(huán)流中心在日本海南部，受其影響，異常西南槽前的西南氣流在我國江南向北轉(zhuǎn)向成東南風(fēng)，并與西南風(fēng)形成切變，這有利于水汽在華南、江南地區(qū)堆積；從濕度的回歸來看，從低層到高層，華南、江南地區(qū)均是異常偏濕，其中中上層比低層偏濕明顯，江南比華南偏濕明顯。從115°E的南北向剖面圖(圖7c)來看，與Ⅰ型類似，華南江南為大范圍的上升氣流；但與Ⅰ型不同，200 hPa以下溫度層結(jié)整層偏冷，水汽條件整層偏濕。在有較好的動力條件和水汽條件基礎(chǔ)上，較冷的環(huán)境有利于水汽凝結(jié)，觸發(fā)對流，形成雷暴。相對于Ⅰ型對應(yīng)的環(huán)流特征，較弱的動力條件、較好的水汽條件以及偏冷的溫度層結(jié)是Ⅱ型雷暴發(fā)生的顯著環(huán)流特征。

圖7 同圖6，但為第二特征量時間系數(shù)的回歸場及剖面

Ⅲ型雷暴分布與Ⅰ、Ⅱ型雷暴分布明顯不同，華南和江南呈現(xiàn)相反的分布特征，即華南明顯偏多時，江南明顯偏少。其對應(yīng)的大氣環(huán)流特征(圖8)，在中高層北支蒙古高原上空是一個異常的反氣旋環(huán)流，而在日本及其以東洋面是一個強(qiáng)大的異常氣旋環(huán)流；南支系統(tǒng)偏弱，在我國西南至中南半島呈現(xiàn)弱的異常氣旋性環(huán)流，在菲律賓以東洋面上呈現(xiàn)弱的異常反氣旋環(huán)流。受四個主要系統(tǒng)影響，我國江南華南地區(qū)在500 hPa為弱的異常東北氣流，而到250 hPa為弱的異常西南風(fēng)氣流，整個江南、華南地區(qū)略偏濕；在低層850 hPa左右，日本及其以東洋面氣旋環(huán)流外圍的異常西北風(fēng)氣流在30°N左右轉(zhuǎn)向，形成明顯的異常東北風(fēng)氣流，我國江南華南地區(qū)正位于該異常東北氣流帶上，該異常東北風(fēng)氣流把北方干冷空氣向南輸送，形成北干南濕的分布，其分界線大約在廣東、廣西北部山區(qū)，這與華南江南雷暴呈反向分布的分界線大體一致。沿115°E的南北向剖面(圖8c)，受蒙古高壓與日本海低壓共同作用，北方冷空氣勢力強(qiáng)盛，低層異常偏北風(fēng)一直貫穿江南華南，并把南方異常暖濕空氣抬升；而中高層為異常偏南風(fēng)，異常南北氣流在27°N左右輻合下沉匯入到北風(fēng)氣流。異常上升與下沉氣流在華南江南地區(qū)形成一個異常垂直環(huán)流圈，其垂直高度為900～300 hPa左右，垂直環(huán)流中心在400 hPa左右。異常垂直環(huán)流的上升支從26°N左右開始往南一直延伸到21°N左右，正好和Ⅲ型雷暴分布區(qū)相對應(yīng)；從濕度條件來看，由于北方異常干冷空氣南下，華南地區(qū)低層900 hPa以下偏干，而暖濕空氣被抬升，形成中高層(900～300 hPa左右)偏濕的濕度層結(jié)；溫度層結(jié)則整層略偏冷。由上述分析可知，Ⅲ型雷暴分布對應(yīng)的環(huán)流特征主要是由于較強(qiáng)的異常干冷空氣隨東北氣流南下，在廣東、廣西北部山區(qū)與南方暖濕空氣形成對峙，并形成異常垂直環(huán)流圈，在異常垂直環(huán)流圈的上升支，低層干冷空氣被卷入中高層造成中高層暖濕空氣凝結(jié)釋放潛熱并形成對流，造成華南地區(qū)多雷暴發(fā)生，這也是高架雷暴形成的一個重要原因[26-28]；而江南地區(qū)處于異常垂直環(huán)流的下沉支，整層濕度偏干，造成江南地區(qū)雷暴相對偏少。

圖8 同圖6，但為第三特征量時間系數(shù)的回歸場及剖面

6 結(jié)論與討論

本文采用1981—2010年3—5月我國華南、江南地區(qū)274個基本地面氣象觀測站數(shù)據(jù)和2011—2017年3—5月全國閃電定位數(shù)據(jù)建立了華南江南地區(qū)37年的春季雷暴數(shù)據(jù)集；并采用經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解(EOF)方法對華南江南春季雷暴日進(jìn)行分析；然后利用標(biāo)準(zhǔn)化的前三個特征向量對應(yīng)的時間系數(shù)和 1981—2017年 3—5月的ERA-Interim全球再分析數(shù)據(jù)氣象要素場做回歸分析。得出以下主要結(jié)論。

(1)我國華南江南地區(qū)春季雷暴活動的主要高發(fā)區(qū)在廣西東部至廣東西部，其范圍和雷暴日的發(fā)生頻次都遠(yuǎn)大于其他區(qū)域，中心區(qū)域在廣西和廣東的交界處。

(2)從雷暴發(fā)生的日變化特征看，有兩個高峰期，一個在下午18:00左右，另一個在凌晨4:00左右，而上午11:00、夜里23:00左右則是雷暴發(fā)生的低谷期，大多數(shù)雷暴活動持續(xù)時間不超過3 h；另外，山區(qū)站雷暴高發(fā)集中在傍晚至夜間，呈單峰特征，平原站雷暴高發(fā)集中在17:00前后及06:00前后，呈弱雙峰特征。總體而言，白天平原更容易發(fā)生雷暴，而夜間山區(qū)更容易發(fā)生雷暴。

(3)華南江南地區(qū)的雷暴活動存在著3—5年的短周期變化，同時還存在16年左右的長周期震蕩變化。

(4)對華南江南地區(qū)的年雷暴日距平做EOF分析，其前3個主成分累計(jì)方差貢獻(xiàn)達(dá)到72.3%。按其向量場的方差貢獻(xiàn)分型，Ⅰ型表現(xiàn)為華南江南雷暴活躍特征呈現(xiàn)較統(tǒng)一的變化規(guī)律；Ⅱ型表現(xiàn)為從華南南部到江西與浙江南部有一條西南-東北向、下寬上窄的雷暴活躍正距平異常區(qū)；Ⅲ型表現(xiàn)為華南和江南地區(qū)雷暴活躍特征呈南北反位相異常，其分界線在26°N附近。

(5)利用EOF前三個特征向量對應(yīng)的標(biāo)準(zhǔn)化時間系數(shù)與ERA-Interim數(shù)據(jù)做回歸分析可知：深厚西南低渦槽前、上干下濕的水汽層結(jié)、上冷下暖的溫度層結(jié)為華南江南地區(qū)發(fā)生大范圍雷暴天氣提供良好的動力、水汽和位勢不穩(wěn)定條件，是華南江南地區(qū)發(fā)生Ⅰ型大范圍雷暴天氣的主要的環(huán)流特征；Ⅱ型環(huán)流特征表現(xiàn)為溫度整層偏冷，水汽整層偏濕，而西南槽前動力抬升有利于水汽抬升凝結(jié)觸發(fā)對流形成雷暴；Ⅲ型環(huán)流特征則表現(xiàn)為較強(qiáng)的干冷空氣南下與南方暖濕空氣在南嶺山區(qū)對峙形成異常的垂直環(huán)流圈。在其上升支，低層干冷空氣被卷入中高層使得中高層暖濕空氣凝結(jié)釋放潛熱形成對流，造成華南地區(qū)多雷暴發(fā)生。而江南地區(qū)處于垂直環(huán)流的下沉支，整層濕度偏干，造成江南地區(qū)雷暴相對偏少。

需要說明的是，本文針對華南江南地區(qū)春季雷暴天氣所總結(jié)的3型大氣環(huán)流特征是基于統(tǒng)計(jì)分析意義上的，更深入的特征分析需要開展進(jìn)一步的天氣氣候動力學(xué)研究。下一步將結(jié)合氣候分析特征，挑選典型個例，采用多源資料進(jìn)行數(shù)值模擬，深入開展華南江南春季雷暴生成的天氣機(jī)理研究。