2018年北京“7.16”暖区特大暴雨特征及形成机制研究

利用京津冀区域加密自动气象站、SA多普勒天气雷达、L波段风廓线雷达、NCEP 0.25° 再分析资料及0.03° 高分辨率地形资料研究了北京2018年7月15—16日暖区特大暴雨特征和形成机制。结果表明:（1）这次暖区特大暴雨发生在副热带高压边缘的暖气团（θ_se高能区）中,无明显冷空气强迫,斜压性弱,有丰沛的水汽,850 hPa以下出现强水汽辐合。（2）暴雨的中尺度对流系统发展有3个过程:带状对流建立和局地强雨团影响、北京北部“列车效应”南部雷暴冷池出流造成对流加强和移动、平原地区线状对流重建。（3）暴雨发生前,低层西南风出现风速脉动,低空急流建立。首先在2500—3500 m高度形成低空急流,2 h后2500 m以下风速显著增大,5 h后急流厚度由边界层伸展到700 hPa。急流出口区降压,低层出现气旋性风场或切变,有利于垂直上升运动发展,触发和加强对流。（4）西南低空急流暖湿输送导致高温、高湿、高能的对流不稳定层结反复重建,这是对流发展加强的重要原因。（5）地面辐合线是对流触发并逐渐组织成带状对流系统的关键影响因素。地面辐合线方向、低空急流轴、回波移动方向三者几乎重叠是造成对流后向传播和“列车效应”的有利条件。（6）太行山和燕山地形对对流触发和暴雨增幅有重要影响。北京最大雨强≥40 mm/h站点中的77.4%位于西南部和东北部200—600 m海拔高度处。偏东风在华北西部太行山局地迎风坡触发对流,西南低空急流在北京北部迎风坡和喇叭口地形处辐合和抬升更为显著,造成局地特大暴雨。      

2019年韶关“5·18”局地特大暴雨极端性成因分析

2019年5月18日,广东省韶关市出现了局地特大暴雨,刷新了韶关有气象记录以来的雨量记录。利用常规观测资料、区域气象自动站观测资料、韶关双偏振多普勒天气雷达资料,以及NCEP 1 °×1 °再分析资料对本次过程进行详细分析,探讨本次过程发生的极端性成因。(1) 本次过程是粤北历史罕见的局地暖区突发性特大暴雨过程,天气尺度的背景场较弱,极端性条件不显著,但能从中尺度分析场分析出暴雨潜势。(2) 暴雨发生之前,韶关一直处于偏南暖湿气流控制的区域,并且随着对流抑制减小为0,对流有效位能增强,自由对流高度下降至近地面,使得气块更容易被强迫抬升。(3) 多个单体持续发展与合并,出现“列车效应”,近地面冷池维持向南楔入,低层西南风加强叠加于冷池上导致强风速辐合辐散区和中气旋的出现,是维持强回波持续发展的重要原因;回波呈暖区降水的垂直结构特性,也呈现出近地面层冷池对暖湿气流强迫抬升的结构特征,侧面说明了强降水触发机制。(4) 地形对对流触发和暴雨的增幅有重要影响,峡谷和喇叭口地形加强了偏南气流的汇入及辐合作用,山前迎风坡除了地形抬升作用外,位于山前的地面辐合线对于对流既有触发又有加强与维持的作用。(5) 山前强水平温度梯度为对流发生提供了有利的环境条件,当初生对流出现降雨之后,水平温度梯度进一步加强,形成了温度梯度与对流强度之间的正反馈过程,因而对流持续发展与维持。(6) 对于此类突发的短历时强降水造成的暖区暴雨,监测和短临预警仍然是主要手段。      

一次弱天气背景下浙江局地暖区暴雨成因分析

利用多源观测资料及ERA5(0.25°×0.25°)再分析资料,对2021年6月9日夜里浙江首场梅汛期局地暖区暴雨的降水成因进行了诊断分析。结果表明:此次过程环流形势与典型梅雨完全不同,属于弱天气背景下的局地暖区暴雨;南海低压和西太平洋副热带高压之间东南气流的维持,为暴雨区提供充沛的水汽来源,925 hPa超低空偏南风急流的加强有利于低层增温增湿,不稳定层结加剧,暴雨区位于急流轴左侧;整层高湿背景及较低的自由对流高度导致的弱抬升条件就能触发对流,中高层气旋性辐合旋转加强使暴雨加强,较厚的暖云层有利于提高降水效率;地面中尺度辐合带的生成激发了初始对流,其维持和加强不断激发对流云团生成,产生列车效应,导致暴雨形成。龙门山小尺度地形有利于东南气流在迎风坡强迫抬升,对流加强,且垂直速度的发展程度与地形有较好的对应关系,地形高度越高,激发的垂直速度越强。     

北方一次暖区大暴雨强降水成因探讨

2012年7月7日黄淮出现一次典型暖区大暴雨过程,降水持续时间长、强度大和强降水范围集中,中尺度特征明显。本文通过常规和非常规观测、NCEP分析资料对该次黄淮暖切变线引发的豫东北、鲁南和苏北等地大暴雨天气过程的成因进行探讨,结果表明:整层高湿环境有利于降低暖区暴雨对抬升条件的要求、提高降水效率和局地不断产生中尺度对流系统;低层垂直风切变和超低空急流在对流触发和维持中可能有重要作用;次天气及以下尺度的抬升条件,如地面辐合线、925和850 hPa切变和低空急流出口区的风速辐合等均可导致强降水,降水落区一般位于低层多层风速辐合的叠置区;暖区暴雨的雷达回波具有明显的后向传播、列车效应和热带降水型特点。     

2019年5月湖北东部一次大暴雨过程诊断分析

利用NCEP 1°×1°格距逐6 h再分析资料、FY-2F逐时云顶亮温(TBB)资料、国家气象站常规探空和地面气象观测资料、湖北省区域气象自动站资料,对2019年5月25日湖北省东部一次大暴雨过程进行诊断分析。结果表明:500 hPa中高纬低槽不断分裂南下,盆地低槽稳定维持,中低层低涡扰动,切变线和低空急流维持,是本次大暴雨的有利天气背景;有西南向的水汽输送通道并在暴雨区强烈辐合,水汽辐合中心位于900～950 hPa,500 hPa以下整层温度露点差都在4℃以下;暴雨区在150 hPa以下为正平均涡度;400 hPa以上为正平均散度,其下为负平均散度,最强降水时段高层辐散低层辐合的配置明显向对流层下层压缩,高层负涡度低层正涡度的配置催生了高层辐散低层辐合的散度配置,有利于垂直上升运动加强;暴雨区上升运动从1 000 hPa延伸到200 h Pa,整层以上升运动为主,在最强降水时段上升运动中心明显下移;有明显的上冷下暖层结结构,形成低层暖平流高层冷平流的温度平流配置,有利于产生对流不稳定;降水云顶亮温TBB≤-50℃区域与降水区对应,近似圆形的中尺度对流系统对湖北东部强降水十分有利。     

复杂地形下雷暴增强过程的个例研究

本文基于多普勒雷达变分同化分析系统（VDRAS）反演的对流层低层热力和动力场,并结合多种稠密观测资料,对北京地区2009年7月22日一次弱天气尺度强迫下雷暴在山区和平原增强的机理进行了较深入的分析。研究结果表明：雷暴过程受大尺度天气系统影响不明显,对流前期地面弱冷锋,是此次雷暴新生的触发机制,高层冷平流、低层偏南暖湿气流的稳定维持和对流不稳定能量的聚集是本次雷暴增强的必要条件。雷暴从河北北部移进北京西北山区后,在下山和到达平原地区时,经历了两次明显的发展增强阶段。雷暴第一阶段下山增强,地形强迫起着主要作用,具体表现在三个方面：（1）地形斜坡使得雷暴冷池出流下山加速与稳定维持的偏南气流形成了强的辐合区;（2）地形抬升使得偏南暖湿入流强烈地上升,从而加剧了对流的发展;（3）地形抬高了冷池出流高度,使得出流与近地面偏南气流构成随高度顺转的低层垂直风切变,低层暖空气之上有冷平流叠加,使得雷暴前方的动力和热力不稳定增强。雷暴第二阶段在平原地区再次增强的主要原因是：组织完好的雷暴到达平原地区后,其冷池与低层暖舌在城区（朝阳地区）的对峙,产生了强的扰动温度梯度;强的冷池出流与势力相当的偏南暖湿气流相互作用产生了强的辐合上升气流,并与下沉气流在较长时间内共存;冷池出流形成的负涡度与低层切变产生的正涡度达到近似平衡状态。运用RKW理论,三者导致雷暴前方低层的辐合抬升最强,最有利于雷暴的维持发展。     

“7·20”河南极端暴雨精细观测及热动力成因

利用分钟降水资料、FY-4A气象卫星高分辨率资料、多普勒天气雷达资料和ERA5再分析资料对2021年“7·20”河南极端暴雨过程中尺度系统精细结构及热动力发展机制进行观测分析和诊断研究, 结果表明: 该过程发生在“两高对峙”的鞍型场弱背景下, 其主导系统为500 hPa弱低压系统和低层偏东风切变线; 极端暴雨主要由水平尺度约300 km呈近乎圆形结构中尺度对流复合体产生, 其长时间维持与内部多个中尺度对流系统的合并及外围东南侧暖湿区新生单体的持续并入有关; 郑州站小时强降水(201.9 mm· h-1)由几乎静止的低质心β中尺度弓状回波产生, 其分钟降水量持续在3~4.7 mm; 边界层风场的动力辐合触发强烈对流, 使得强降水区上空θ_se锋区长时间处于中性层结, 其高层辐散气流在西北太平洋副热带高压附近构成次级环流下沉支; 中层500 hPa低压区气旋式曲率附近正涡度平流和925 hPa偏东气流持续暖平流输送、低层变形场锋生作用, 以及来自华东近海边界层急流异常强盛的水汽输送是此次极端过程发展维持的热动力学成因。     

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

利用常规气象观测资料、卫星云图、多普勒天气雷达资料、区域自动气象站资料与NECP/NCAR 1°×1°逐6 h全球再分析资料,对2016年7月3—4日梵净山东南侧暖区特大暴雨的中尺度系统演变与环境场特征进行了分析。结果表明:(1)该过程暴雨发生在副热带高压西北侧高空槽区、低层暖切变南侧、低空急流左前端及高空200 hPa分流辐散区,主要影响系统为500 hPa高空槽和850 hPa暖切变线,地面无明显冷空气影响,属贵州暖区极端暴雨。(2)此次暖区暴雨是由4个对流云团连续影响直接造成,强降雨出现在对流云团中心附近及其后侧云顶亮温(T_(BB))等值线梯度大值区。(3)暴雨由积状云为主的混合降水回波造成;暖云层和湿层深厚、低层水汽输送充沛、异常偏低的自由对流高度(LFC)和抬升凝结高度(LCL)及中等强度"瘦高"型对流有效位能分布,是形成高效率降水的有利环境条件。(4)梵净山对水汽向北输送具有阻挡作用,使水汽通量大值带和水汽辐合中心集中在其东南侧;边界层偏东风在山前转向南流与南来偏南气流在暴雨区形成东西向稳定中尺度辐合线,对流在辐合线附近触发、合并、加强和东移是造成特大暴雨的重要原因;迎风坡和喇叭口地形的中小尺度动力强迫有利于边界层水汽输送和抬升凝结。     

2019年6月桂林三次强降水天气成因对比分析

利用多普勒雷达、气象卫星、自动气象站等监测数据以及NCEP再分析资料,对桂林2019年6月6-12日接连3次强降水天气过程的环流背景、影响系统与形成原因进行了对比分析。结果表明:(1)3次过程按影响系统分属暖区暴雨、低涡暴雨和锋面暴雨过程,均发生在高空急流右侧辐散、低空急流左侧辐合叠加区。(2)3次过程均受500 hPa短波槽和地面中尺度辐合线影响,但第1次过程中西南急流及地形等、第2次过程中低涡切变线、第3次过程中冷锋也起到重要作用。(3)3次过程的触发系统不同,第1次暖区暴雨过程迎风坡地形对其起触发作用,西南急流使得后向传播的对流云带维持;第2次低涡暴雨过程的触发系统为低层位于贵州一带的西南涡,西部冷空气侵入与西南急流加强是低涡对流云团维持较长时间的原因;第3次锋面暴雨的触发系统为冷锋,锋面配合锋前暖湿气流使对流云带加强。(4)第1次过程暖区暴雨MCS模态主要为线状后向扩建类,极端强降水出现在线对流中后端;第2次过程低涡暴雨MCS模态为涡旋类,极端强降水出现在涡旋中心附近;第3次过程锋面暴雨MCS模态由前期后部层云区线状对流转为层状云包裹对流系统,强降水发生在线对流弯曲或中心强回波处。     

地形对一次粤北暖区暴雨的影响研究

地形对暖区暴雨的发生发展有着重要影响。以粤北一次暖区暴雨为例,从大尺度背景、中尺度特征及预报难点等方面分析了地形的作用,并利用CMA-GD模式进行了地形敏感性试验。结果表明:此次暴雨在副高与西风槽之间的双低空急流下发生,南岭地形对低空急流的动力作用、对θ_se舌和水汽的阻滞拦截作用,为暴雨出现在粤北创造有利条件;地形热力作用下产生的中尺度辐合线是对流触发的机制。敏感性试验显示南岭地形对暖区暴雨的落区影响显著,降水落区随南岭地形升高(降低)而往南(北)偏移。西南急流在经过南岭时,低层风速、散度、温度以及垂直速度都会随地形改变而发生明显变化。当南岭地形高度降低时,正面阻挡和摩擦作用减弱,急流、辐合及上升运动区向北推进到西风槽附近,导致雨区往北偏移;南岭地形高度升高时,地形阻挡和摩擦作用增强,辐合及上升运动区被阻隔在南岭南侧,暖区对流提前触发,雨区发生在粤北。可见,此次暴雨过程主要来自大尺度环流背景的影响,但其落区与南岭地形密切相关。     

贵州“2011.6”两次暴雨数值模拟研究

应用湿位涡理论,利用贵州84个县市地面气象观测站及1473个乡镇自动站逐时降水观测资料、ECMWF提供的0.25°×0.25°再分析格点资料及非静力中尺度模式WRF提供的数值模拟结果,对贵州省2011年6月17日08:00~18日20:00(简称“过程Ⅰ”)和6月22日08:00~23日20:00(简称“过程Ⅱ”)两次典型暴雨过程的θ_se和湿位涡进行诊断分析和数值模拟。结果表明:“过程Ⅰ”受一股冷空气影响,“过程Ⅱ”受两股冷空气影响。“过程Ⅰ”辐合中心位于27°N、107°E上空800hPa处,辐散中心位于27°N、107°E上空550hPa处。“过程Ⅱ”辐合中心位于27°N、107°E上空800hPa处,辐散中心位于28°N、107°E上空750hPa处。“过程Ⅰ”,贵州上空700hPa至近地面的MPV1正值中心和MPV2负值中心的分布与大暴雨落区(兴仁-晴隆-安顺和金沙-湄潭-务川)基本一致,“过程Ⅱ”MPV1的两个正值中心和MPV2强负值中心与大暴雨落区(毕节、六枝)吻合。两次暴雨天气过程中的贵州上空MPV1值明显比MPV2值偏大。WRF模式模拟的水汽辐合中心强度比实况偏强,模拟的“过程Ⅰ”辐合区比实况偏小,模拟的“过程Ⅱ”辐合区比实况偏大。WRF模式模拟“过程Ⅰ”的贵州上空MPV1正值区中心值比实况偏小,模拟“过程Ⅱ”的贵州上空MPV1正值区中心值比实况偏大,但模拟的正值中心与强降水中心基本一致。WRF模式对两次暴雨过程MPV2负值中心的模拟均表现为不太准确。WRF模式模拟影响贵州的冷空气比实况偏强,模拟的特大暴雨中心值比实况偏大,但“过程Ⅰ”模拟的特大暴雨中心位置比实况偏南10km,“过程Ⅱ”模拟的特大暴雨中心位置比实况偏南7km,可供贵州β中尺度暴雨预报参考。      

2019年台风利奇马引发山东特大暴雨成因分析

利用地面观测资料、雷达资料、FY-2G卫星云图资料及欧洲中心细网格资料,对台风利奇马登陆北上引发山东特大暴雨的成因进行分析。发现:利奇马登陆北上过程中,冷空气先后从台风的西部、西南部与南部侵入至台风中心内部,使其暖心结构逐渐减弱,其变性时段发生在10日20:00至11日08:00。山东的特大暴雨主要出现在台风变性前12h至台风变性后6h。变性之前的暴雨主要是由于台风螺旋云带与高空槽尾部云系相叠加造成的,变性之后的暴雨则是由于冷空气侵入致使台风外围云系演变成强对流复合体造成的。变性之前,对流层内800～500hPa风速小,500～250hPa风速大,气层内有暖平流,整层的上升运动,降水以暖区对流降水为主;变性之后800～500hPa风速大,500～250hPa风速小,500hPa至地面是上升运动,以上为下沉运动,降水以斜压锋区附近的对流降水为主。当500hPa至地面气层内出现冷平流时,湿层变薄,降水趋于减弱。特大暴雨区出现在台风中心西北方向,与850hPa假相当位温锋区与水汽通量散度辐合大值区相吻合。     

山东省春秋季暴雨天气的环流特征和形成机制初探

对山东省春秋季暴雨的气候特征和影响系统进行了分析, 制作了春秋季暴雨的平均环流形势图。分析了2003年春秋季两次大范围暴雨的环流特征和影响系统及暴雨期间大气的热力特征和水汽输送特征, 应用k-螺旋度和倾斜涡度发展理论, 分析了暴雨的形成机制。结果表明:4月暴雨均受气旋影响, 10月暴雨以冷锋影响居多。2003年4月17—18日为气旋暴雨, 10月10—12日为切变线冷锋暴雨。两次暴雨前都有低空偏南风急流向暴雨区输送水汽, 大气强烈增温增湿, 对流不稳定度增大, 湿斜压性增强。强冷锋南下触发对流不稳定能量释放, 产生暴雨。暴雨期间低层正k-螺旋度猛烈发展。暴雨前期中低层MPV1 < 0且MPV2 > 0, 冷锋影响期间MPV1 > 0且MPV2 < 0, 都有利于倾斜涡度发展, 增强了上升运动。     

1998年7月河套气旋强烈发展时的暴雨过程分析

采用位涡理论对1998年7月4—7日的一次河套气旋强烈发展中的暴雨过程进行分析。结果表明:此次夏季河套气旋的强烈发展是在高层正位涡平流和低层暖平流的共同作用下产生的。高空双急流结构产生的强烈辐散加强了低层辐合，有利于气旋的加强。强降水出现在河套气旋强烈发展过程中，是由高层冷空气与季风涌带来的西南暖湿气流辐合而引起的大尺度降水过程。在这次气旋强烈发展过程中，对流层低层到中上层均出现强的上升气流，使得南方深厚的暖湿空气不断随西南风流入暴雨区上空。暴雨发生时，华北地区处于地面Ω型的θ_se高能舌之中，其上空500 hPa存在一个由大尺度动力强迫形成的东北—西南向的非地转湿 Q 矢量辐合带，对流云带与 Q 矢量辐合中心有非常好的对应关系。     

切变线冷区和暖区暴雨落区分析

利用常规、自动气象站、NCEP/NCAR再分析资料（1°×1°,逐6h）和WRF模式逐小时资料,对2010年6月30日—7月2日山东省暴雨过程的落区进行了分析.结果表明：本次暴雨过程具有暖区暴雨和冷区暴雨两种特征.暖区暴雨强度强、范围广、落区集中,位于925 hPa经向切变线右侧或者低涡的东南象限“人”字型切变线内、暖温度脊后部、地面低压前部南风区内;冷区暴雨区强度弱、范围小、落区分散,位于925 hPa经向切变线左侧、冷温度槽前、地面低压后部北风区内.冷区和暖区暴雨均位于大气可降水量大于70 kg/m^2的区域、低空急流顶端的左侧.低空急流与强降水同时开始或者低空急流提前1h开始,降水强度最大时段出现在850 hPa风速跃增后1～3h.只有冷区暴雨时,冷空气较弱,冷锋伸展高度较低,暴雨区位于冷锋后部θse锋区前沿、θse暖脊脊线顶点、强上升运动中心.冷区与暖区暴雨共存时,冷暖空气势力均比只有冷区暴雨时强,冷锋伸展高度较高,冷区与暖区暴雨均位于强上升运动中心南侧1个纬距内风速辐合处.只有暖区暴雨时,冷空气较强,冷锋伸展高度较高,暴雨区位于冷锋前1个纬距内、θse暖脊脊线与地面交点、上升运动中心.低层向北倾斜锋区的南北跨度与中层向南倾斜锋区的南北跨度的差值大小,直接影响上升运动的强度和暴雨区的分布.     

青藏高原东坡两次暖区强降水的对比分析

利用常规观测资料、加密自动站降水资料和NCEP 1°×1°再分析资料对比分析了2010年8月12～13日(简称“8·12”过程)和2012年8月16～17日(简称“8·16”过程)青藏高原东坡发生的两次暖区强降水过程,探讨两次暖区强降水发生发展的天气学异同条件。结果表明:两次暖区强降水发生前及过程中均受副高的影响,地面有热低压发展和维持,利于能量的积累、不稳定层结和非绝热加热形成,进而引起上升运动;过程期间低层均有垂直于青藏高原东坡的偏东南气流的建立与增强,地形强迫上升运动和低层暖平流引起的上升运动增大和维持。主要差异在于,“8·16”过程中台风“启德”外围的偏东南风持续时间更长,影响区域更偏北,其降水持续时间更长,累计雨量更大。两次暖区强降水过程显示,低层垂直于青藏高原东坡地形的偏东南气流的建立、增强、持续及减弱在此类暖区强降水发生、发展及消亡过程起中着关键性作用。      

1998梅雨锋的结构特征及形成与维持

应用1998年6月中旬的分析资料, 对1998年6月16~17日暴雨时段的梅雨锋结构及梅雨锋的形成与维持进行了诊断分析, 确认了暴雨发生时期梅雨锋结构的一些普遍特征, 如在对流层低层表现为θ_se锋而不是温度的强烈对比, 梅雨锋区是一个低层正涡度带以及风和水汽的辐合带等。同时揭示了1998年6月暴雨时期梅雨锋结构的典型特征:锋区从近地面可伸展到600 hPa层 (一般认为梅雨锋只存在于800 hPa以下), 近乎垂直、略向北倾; 锋区900 hPa以下是一个大气弱对流不稳定区, 向上气层变为潮湿中性直至400 hPa, 等θ_se线基本上呈垂直分布; 锋区斜压性相当弱等。研究表明, 出现强降水时的梅雨锋结构已经变性或者说它是介于温带锋面结构和ITCZ结构之间的副热带锋系结构。分析还认为, 在强盛的南海季风涌和频繁的西风带扰动组配的大尺度有利背景形势下, 低层空气的水平运动和地转偏差风对1998梅雨锋的形成和维持有明显的正贡献。     

双雨带过程中的回流暖区暴雨个例对比研究

利用常规观测资料、NCEP 1 °×1 °FNL资料、自动站降水资料,对华南两次双雨带过程中的回流暖区暴雨个例进行了对比分析,结果表明:(1)与暖湿的南到西南气流相比,变性高压脊后部回流的东到东南气流具有一定干冷属性,边界层两支不同性质的气流汇合形成辐合渐近线和边界层锋区。回流暖区暴雨实际是先有回流、预先在东侧形成浅薄的冷池,后有高空槽加深东移、带来边界层西南风,与东南风辐合,形成低层辐合抬升条件,西南风暖平流使边界层锋区加强并缓慢东移,产生的暴雨。回流和高空槽均起到关键的作用;(2)回流暖区暴雨区域在边界层内具有弱对流性不稳定或湿中性层结、而在中低层具有明显对流性不稳定,其发生发展机制有别于锋前暖区暴雨和典型锋面暴雨;(3)边界层较大水平螺旋度与回流暖区暴雨有良好对应关系,对回流暖区暴雨预报有指示意义,是回流暖区暴雨区别于锋面暴雨的重要动力学特征;(4)回流暖区的水汽输送主要集中在850 hPa以下,以925 hPa最显著,北侧锋区的水汽输送主要集中在850~700 hPa;南北两支雨带低层的水汽输送通道可能存在部分重合,当南侧暖区雨带的对流发展起来后,部分水汽可能被南侧辐合系统截留,从而影响北侧的水汽输送强度。这可能是导致北雨带降雨强度不如南雨带的一个原因。      

2013年6月7日浙江省中北部暴雨过程诊断分析

利用欧洲中期预报中心(ECMWF)ERA Interim全球再分析资料（0.75°×0.75°）对2013年6月7日发生在浙江省中北部的暴雨过程进行了相关诊断分析。结果表明：这次暴雨是在高空短波小槽东移加深,底层西南涡东移发展的形势下发生的,同时浙江中北部暴雨区位于高低空急流耦合带;暴雨发生前700 hPa以下蕴含有大量的不稳定能量,随着西南涡的靠近而触发不稳定能量释放;对大气变量物理分解的环境场分析发现此次区域性暴雨过程具有一定的背景环境支持,同时在瞬变扰动场的异常下而诱发了暴雨,暴雨落区位于850 hPa扰动暖切辐合线上。