一、青藏高原东侧一次典型暴雨过程的数值模拟试验（论文文献综述）
姚秀萍,马嘉理,刘俏华,高媛[1]（2021）在《青藏高原夏季降水研究进展》文中研究说明青藏高原夏季降水是高原气象研究关注的重要领域。受高原夏季各个层次的天气系统的影响,在高原多尺度地形的强迫作用下,高原夏季降水表现出复杂多样的时空分布和演变特征。回顾了国内外学者在高原夏季降水特征和影响机理方面取得的主要研究成果,分为以下三个方面:高原夏季降水的时空分布和演变特征;影响高原夏季降水的高原天气系统,包括南亚高压、500 hPa高原高压、高原切变线、高原低涡和高原中尺度对流系统等;高原地形对高原的强迫机制,包括大尺度的动力和热力强迫,以及高原上中小尺度地形的强迫作用。最后对三方面的研究进行了总结,并对未来的研究进行了展望。
李娟[2]（2021）在《四川盆地夜雨的时空变化特征及形成机理研究》文中认为作为一个典型的亚洲季风区,四川盆地紧邻西部青藏高原,特殊的地理位置和地形条件使得盆地夜雨频发,而目前对四川盆地夜雨形成机制和预报的认识还不足。本论文首先利用2008-2017年高时空分辨率的CMORPH融合降水观测资料,详细分析了四川盆地暖季夜雨时空变化的差异,并利用ERA-Interim再分析数据和四川盆地加密探空观测数据研究了盆地夜雨发生的物理机制。随后结合对四川盆地夜雨形成机理的认识,基于西南区域数值天气预报产品,分析了这些物理机制对四川盆地降水日变化预报偏差的影响。最后分析了盆地夜间不同降水强度下的风场日变化差异,并利用WRF模式开展降水日变化模拟试验,研究了盆地降水潜热释放对大气环流和低层风场日变化的反馈作用。主要研究结论如下:（1）四川盆地暖季降水日变化时空分布的气候特征四川盆地暖季夜间降水峰值出现时间呈现出明显的自盆地西南向东北逐渐延迟的特征:盆地西南地区的降水日变化峰值主要出现在午夜,而盆地东北部则主要出现在清晨。降水峰值出现时间的这种延迟是由于盆地降水系统由西南向东北移动造成的,并分别解释了盆地中部和东北部降水日变化的40%和25%左右。青藏高原东坡至四川盆地之间存在明显的降水日变化峰值时间的不连续,这不同于过去认为四川盆地降水日变化与青藏高原对流系统东移有关。四川盆地降水日变化峰值时间的空间分布表现为明显的季节内变化特征:5、6月份,四川盆地降水日变化峰值信号的传播更为显着,7、8月盆地内降水日变化峰值信号的传播减弱,9月份又逐渐增强。（2）四川盆地暖季夜间降水触发的大气动力和热力学机制复杂地形引起的动力和热力强迫是盆地夜雨产生的重要机制。地形的阻挡使盆地内对流层低层（850 h Pa）全天为气旋性环流,傍晚盆地东南侧的偏东南气流最强,与地形的辐合抬升有利于降水。受大气边界层惯性振荡的影响,盆地东南侧的偏差风场呈顺时针旋转特征,傍晚850 h Pa风场在盆地东南侧为偏东偏差风向盆地内辐合,与此同时,对流层中低层500 h Pa与850 h Pa相当位温差值的日变化在盆地西南缘为较大的负偏差,增强了大气不稳定性,这种潜在的不稳定配合大地形的抬升作用,有利于盆地西南缘夜雨的触发。傍晚在盆地西南部为强水汽辐合中心,在对流层中层大尺度西南气流引导下,低层强水汽辐合中心向东北移动,促使盆地夜雨逐渐向东北传播。季节内降水日变化峰值信号传播的差异亦与中纬度西风气流的强度以及西太平洋副热带高压的位置和强度变化有关。云贵高原可能对盆地西南地区夜雨的产生起着重要的作用。（3）基于西南区域数值天气预报产品的四川盆地夏季降水日变化成因分析西南区域数值天气预报模式较好地预报出了盆地夏季日平均降水的空间分布和夜间降水峰值时间的西南-东北滞后特征,尽管预报的降水日变化峰值出现时间较观测提前约2-3小时,小时降水量偏大。模式预报的降水偏差与地形密切相关,在盆地西部与高原东坡地形的过渡区,模式对降水的高估最为显着。提高模式分辨率不仅对盆地降水的高估有所改善,而且能提高降水日变化位相的预报能力。模式不同起报时刻对降水日变化位相的预报较为一致,均在1900 LST起报的降水量与观测最为接近。模式预报出了盆地850 h Pa风场的气旋性旋转特征,但是相对涡度在盆地内略微偏大。模式再现了盆地东南侧850 h Pa偏差风场的顺时针旋转特征,但预报的盆地东南侧傍晚的850 h Pa偏东偏差风提前出现,且风速偏强。此外,模式预报的午夜对流层中层大尺度西南气流偏弱。午后至傍晚,预报与观测“下暖上冷”的温度垂直偏差和近地层强的水汽湿偏差使层结不稳定显着增强。模式预报的偏东偏差风的提前出现,使得降水在盆地西南部过早启动,降水日变化峰值时间较观测提前出现,更强的偏差风速和更强的大气不稳定都有利于对流的触发,使预报的降水显着偏多。预报的对流层中层西南气流的减弱使得午夜盆地西南降水的东北传播趋势也减弱。这进一步验证了风场日变化对盆地夜雨发生发展的重要作用。（4）四川盆地降水潜热释放对低层风场日变化的反馈作用利用近30年观测数据分析表明四川盆地风场日变化与降水强度有关,盆地东南侧对流层低层偏差风场的风速在夜间强降水期间比弱降水期间大,揭示了对流层低层风场加强对盆地夜雨的促进作用。针对四川盆地两次典型的东北移动型夜间降水过程的数值试验表明,WRF模式能成功地模拟出四川盆地降水及相应大气环流场的日变化特征。关闭四川盆地降水潜热反馈的敏感性试验与控制试验的差别表明:当模式中不考虑降水的凝结潜热时,盆地的降水日变化发生明显改变,由降水引起的潜热释放加强了盆地对流层低层大气的气旋性环流,更强的风场辐合也更有利于降水的发生,反映了四川盆地降水潜热释放对低层风场日变化乃至降水的正反馈作用。由于缺少降水潜热释放加热的作用,盆地东南侧对流层低层偏差风场的风速明显减弱,傍晚在盆地东南侧的偏东风日偏差减小,并且偏差风从傍晚至清晨的顺时针旋转速度偏快。因此,由大气边界层惯性振荡导致的对流层低层风场的日变化一方面有利于盆地夜雨的发生,而盆地降水过程中的凝结潜热释放反过来也会加强低层大气气旋性环流和风场的日变化。
李祥[3]（2021）在《一次高原涡、西南涡东移合并引发四川降水的机理研究》文中研究表明暴雨每年频繁发生,所致洪涝灾害严重。但我国地域广阔,暴雨类型多样,形成条件和机制各有不同,导致预测预报难度大。在我国西部地区,在青藏高原大地形的热动力作用影响下,夏季对流活跃,暴雨频发。尤其是高原东南侧地形复杂地区,一旦发生暴雨,很容易引发严重的地质灾害,并中断运输,农业和工业活动,造成严重的经济损失并威胁人民生命安全。因此,急需对高原东侧复杂地形地区暴雨的发生发展机制进行理论和模拟研究,这也是暴雨预报的基础。本文针对2019年8月5-6日四川一次东传型强降水事件,揭示了高原东侧多涡旋接力发展导致降水发展和传播的现象。利用涡度方程对诊断分析了影响不同涡旋发展的要素;并从能量演变的角度,揭示了涡旋降水加强、对流增长的原因。同时通过构建地形、开展地形坡度变化敏感性试验,评估青藏高原、横断山脉和四川盆地三大地形对高原东侧涡旋演变的作,研究坡度的改变对涡旋传播的影响。所得结果如下:（1）通过2019年夏季8月5-7日四川暴雨过程的逐小时降水和涡旋演变分析,发现高原东侧多涡旋的接力发展,导致降水向东发展和传播的现象。在研究区域和降水时段内,主要受三个涡旋影响:将高原北部向东北方向移动的部分称为高原涡1（PLV1）,将高原南部向东移动的部分称为高原涡2（PLV2）,在四川盆地上空生成的西南涡（SWV）。PLV1在0500时于高原上空生成之后向东北向移动并于0517时逐渐消散,PLV2在0508时开始在高原上空逐渐加强并东移,在0522时左右和西南涡合并,SWV在0511时左右在四川盆地附近生成并和PLV2在0522时左右合并,之后一起东移,于0615时左右逐渐移出模拟区域。降水发展和传播与多涡旋的路径的强度演变密切相关。（2）通过涡度方程诊断分析了影响不同涡旋发生的主导因子,剖析三个涡旋发展的机制有何异同。发现PLV1以垂直平流项和拉伸项为主要贡献项;对于PLV2,主导项为垂直平流项和拉伸项;而SWV2的主要贡献项为垂直平流项和水平平流项;利用能量方程,揭示了局地总能量异常的演变特征。发现在对流系统的东部出现正能量异常,可指示对流系统的发展方向,即向东传播。（3）通过青藏高原、横断山脉和四川盆地等多尺度地形的敏感性试验,探讨各大地形对涡旋发展的作用。结果表明,横断山脉对西南涡的形成起主导作用,而四川盆地对西南涡的形成起次要作用。对于高原涡旋（PLV2）的传播,四川盆地只会影响涡旋的强度,而不会影响高原涡旋的传播路径。一旦横断山脉被移除,高原涡旋的传播现象将不再出现;在青藏高原、横断山脉和四川盆地交界的陡峭地形处,地形坡度改变的敏感性实验表明,坡度越陡,高原涡（PLV2）的传播速度越快,同时盆地内的西南涡越强。而高原涡发展的高度（即最强涡度垂直伸展的高度）,几乎稳定维持在地形上空相同高度位置,受（陡坡/缓坡）坡度变化的影响较小。
刘欣[4]（2021）在《高原涡及西南涡对青藏高原东部一次暴雨过程的影响研究》文中指出本文选取了2014年7月30日发生在高原东部的一次高原涡及西南涡共同影响下的暴雨过程以探究二者协同及单独对降水的作用。在降水过程的天气形势、主要影响系统演变、不同降水阶段的天气系统动、热力结构演变及水汽的输送特征分析基础上,进一步通过HYSPLIT模式追踪了不同降水中心的水汽输送来源。分析发现:本次降水过程主要分为两个阶段,第一阶段降水主体主要位于高原上,降水强度较弱,主要由高原涡东移发展造成。第二阶降水主体位于高原东部斜坡地形上及四川盆地西部。第二阶段的降水强度较第一阶段骤增,6小时达到50mm。主要由于高原涡不断东移,与盆地低层前期弱西南涡A和后期新生的西南涡B环流作用,加强了高原涡前部西南风与低层气流间的辐合抬升造成。第一阶段高原上降水中心附近的低层1000m水汽来源主要分为两个通道:第一条通道为从孟加拉湾翻越喜马拉雅山脉直接输送到高原的水汽,第二条通道为从南海地区经四川、甘肃绕地形爬升至高原的水汽。第二阶段高原东部斜坡地形上及盆地强降水中心附近的低层1000m以下的水汽为孟加拉湾经南海输送至盆地的水汽,较高层3000m的水汽则来源于南海东部。进一步通过Barnes带通滤波器对影响此次过程的高原涡和盆地前期的西南涡A进行了滤波分离,并设计敏感性试验去掉高原涡（NPV）和去掉前期西南涡A（NSV）以探究高原涡及西南涡A协同及单独对降水的作用。发现:此次暴雨过程中高原涡起主导作用。其为第一阶段高原上的降水提供了动力、热力条件。高原涡前部的干冷空气下沉入侵促进了盆地对流运动的发展,为第二阶段高原东部斜坡地形和盆地的暴雨提供了动力抬升条件。盆地前期西南涡A强度弱,在大尺度环流背景影响下逐渐减弱并消失,其对第一阶段高原上的降水基本没有影响,但其影响了前期盆地低层大气的热力状况及气流强度,引起高原东坡地形对低层气流的强迫抬升速度差异,进而导致高原东部斜坡地形及盆地前期降水的差异,并通过降水造成的凝结潜热释放影响后期盆地中新生西南涡B的强度,从而对后期发生的暴雨强度产生间接影响。盆地后期低层有西南涡B新生,盆地的特殊地形以及不断增强的低空急流引起的低层辐合是其生成的关键因子,但高原涡和前期的西南涡A的共同作用影响了其强度。西南涡B不断向盆地输送暖湿气流及能量,配合高原涡的动力抬升作用,进而导致了第二阶段高原东部斜坡地形及盆地暴雨的发生。
李妮娜[5]（2020）在《中国降水模拟的小时尺度精细化评估》文中研究说明由于我国降水的独特性和复杂性,其模拟偏差普遍存在于各类数值模式中,合理准确地再现我国及周边地区的空间分布和各时间尺度变率一直是数值模拟研究领域的难题。本文聚焦小时尺度特征和基于事件的评估方法,针对我国降水模拟偏差开展全面、细致的评估分析,希望以此促进对偏差成因的深入理解,为后续模式改进提供思路。在对我国及周边地区降水进行整体评估的基础上,综合考虑不同尺度地形作用和海陆差异等因素,确定了青藏高原东坡、华北地区和华南沿海地区三个典型偏差区,有针对性地开展了精细化评估。论文的主要结论如下:（1）我国及周边地区整体评估。高分辨率气候系统模式模拟的我国夏季降水气候态偏差与地形紧密相关。青藏高原地区为降水量正偏差区,过多的降水量主要来自模式对降水频率的高估。相反的,在我国第三地形阶梯（我国东部500 m等高线以东地区）,模式模拟的降水量、降水频次和降水强度均以低估为主。东亚地区存在六个典型偏差区,包括四个正偏差区（青藏高原南缘、青藏高原东北坡、青藏高原东坡、华北山区）和两个负偏差区（长江下游地区、中国华南沿海地区）。在四个正偏差区（两个负偏差区）,降水频率高估（低估）主要源于弱降水（中等强度降水）的模拟偏多（少）。进一步对降水日变化进行评估可知不同区域日变化偏差源于不同类型的降水事件:青藏高原周边地区降水日变化振幅偏小主要受长持续性降水事件影响,华北山区降水日变化峰值提前、振幅偏小受长持续性清晨降水和午后短时降水的共同影响,长江下游和华南沿海地区的午后降水峰值提前是由于短时降水峰值较观测偏早。（2）青藏高原东坡评估。考虑到该地区存在显着的强度-频次结构模拟偏差,区分强、弱降水事件并进行分类评估。针对高原东坡强降水事件的时空演变情况进行评估,发现模式能够再现降水过程自关键区的西北侧向其东南侧移动的特征,但降水事件的开始时间多早于观测,这可能与模式低层散度场状况密切相关。针对高原东坡弱降水偏多这一问题设计了天气预报型试验（Transpose-AMIP,TAMIP）,通过与真实降水过程的对比,筛选TAMIP试验中存在虚假弱降水的时次并考察相应环流模拟偏差。研究发现模式存在虚假弱降水时,对流层低层呈现异常辐合,近地面大气偏冷、偏湿。进而开展敏感性试验,在水汽方程中增加额外的水汽散度项,可显着减少陡峭地形区周边的虚假降水。这种改进主要源于敏感性试验减少了对弱降水频次的高估,证实了水汽散度的模拟偏差对虚假弱降水的触发作用。（3）华北地区评估。聚焦华北陡峭地形区,气候模式无法再现该地区降水量随地形高度增加而逐渐减小的空间分布型,高海拔（低海拔）地区呈现降水量模拟正偏差（负偏差）。气候模式也完全无法再现该地区降水量日变化峰值时刻的区域差异。在相对真实的环流背景下,TAMIP试验可以较好模拟出华北地区降水日变化峰值时刻的分布型,但对降水量空间分布的模拟偏差未见明显改善。进而评估具备良好初始场且分辨率更高的ECMWF预报产品,发现模式不但能够合理再现降水量随高度的分布,还能够合理模拟日变化峰值位相的区域差异。这说明降水量与地形关系受分辨率影响,而日峰值主要受环流场调控。值得注意的是,华北地区降水日变化和降水事件的开始、峰值和结束时间日变化都显示出自高海拔地区向下游平原地区滞后的特征,而TAMIP和ECMWF中降水日变化沿地形的演变不连续,说明对降水系统下坡过程的模拟仍存在偏差。（4）华南沿海评估。华南沿海地区降水受海陆分布以及华南内陆小尺度山地共同作用,时空分布较为复杂。沿海岸线降水量和降水频率呈现以雷州半岛为中心的东西两侧多、中间少的“三极型”分布,相应的降水日变化峰值表现为“清晨-午后-清晨”分布。气候模式对华南沿海地区降水模拟的偏差主要表现为系统性低估,且高分辨率的气候模式也不能合理再现沿海岸线的“三极型”降水量分布。相较于气候模式,ECMWF预报产品合理再现了“三极型”空间分布。但是,对于降水的日变化特征,ECMWF预报产品并没有明显优势。高分辨率气候模式可合理再现日峰值位相沿海岸线的变化特征,特别是较好模拟出了雷州半岛西部降水清晨单峰的特征。ECMWF高估了西部的午后降水,使该地日变化呈午后与后半夜双峰型。
张伟勇[6]（2020）在《大别山地区极端降水天气事件的天气背景分型及数值模拟研究》文中提出大别山位于我国安徽省、湖北省、河南省三省交界处,其平均海拔在500-800m,最高峰白马尖的海拔达1777米。大别山是淮河水系与长江水系的分水岭,其复杂地形常导致较大时空变化的降水分布,在某些地区形成极端降水天气事件的多发区。本文基于中国自动站与CMORPH降水产品融合的逐时降水资料和NCEP再分析资料,首先利用自组织特征映射方法（SOM）对2008-2014年大别山地区极端降水天气事件的天气背景进行了分型研究。研究发现,依据大别山地区的降水背景场进行分类后,可将极端降水分为三类,分别为西南强气流型（类型I）、副高西北侧气流型（类型II）和偏南强气流型（类型III）。其中,类型I和类型II的极端降水分别集中在6-8月和7-9月,代表了夏季降水,而类型III的极端降水主要出现在3-6月及10-12月,属于春秋季节的降水。进一步分析大别山地形与不同类型降水场及背景场的配置关系,发现:（1）迎风坡降水是类型I极端降水的主要原因,中层的高湿度、强气流为极端降水提供水汽和抬升条件;（2）类型II的极端降水是由气流过大别山西北侧较低山脊时在山脊前和山脊后形成,西太平洋副热带高压的北抬和西进是导致此类环流背景的重要原因;（3）偏南气流与大别山及其西南方地形的配置使得类型III的极端降水主要分布在大别山南侧往西南方向。本文进一步选取各天气类型下的极端降水典型个例,开展数值模拟研究,分析了各典型个例中极端降水产生的类型共性和个例特殊性。典型个例的天气环境总体上体现了相应天气类型的平均环境特征,模拟的强降水落区也基本与相应天气类型下平均的极端降水落区吻合。典型个例的特殊性表现在强降水的演变与具体天气系统的移动变化及较小尺度天气扰动的发生发展有关。类型I典型个例包含中层气旋扰动与大别山主体的相互作用,类型II典型个例存在西南暖湿气流与北方冷空气在大别山西北侧延伸山脊处交汇,类型III典型个例则是西南暖湿气流与大别山南侧“喇叭口”地形的合理配置。个例的特殊性使得具体天气扰动可与相应类型极端降水落区内的不同位置的大别山地形相互作用导致极端降水的发生。
高亮书[7]（2020）在《六盘山地区夏季地形云系结构及其降水形成机制数值模拟研究》文中进行了进一步梳理六盘山是西北地区东部重要的水源涵养林基地,存在丰富的云水资源有待开发。为科学开展人工增雨作业,需对该地区降水云系的微物理结构及其降水形成机制进行深入研究。本文首先根据六盘山区降水日值资料对山区降水的时空分布特征进行了简单统计分析,在此基础上采用中尺度数值模式WRF对2018年07月01-02日、08月21-22日发生在宁夏南部六盘山区的两次典型强降水过程进行了数值模拟。利用模拟结果结合实测资料分析了两次降水过程发生的有利环流形势场,对08月21日山区云系的演变过程、垂直结构以及降水形成机制进行了重点讨论,并设计地形敏感性试验,探讨六盘山地形在云和降水形成过程中产生的影响。主要结论如下:六盘山区域年平均降水量约为518mm,山脉东侧降水量明显高于西侧地区,夏季降水量占全年的50-60%。07月01-02日降水云系是在西风小槽和低层切变线的共同作用下形成,08月21-22日降水云系是在高空槽配合低层涡旋的共同影响下产生,两次过程的系统移向都为西北东南向,且山脉东侧累积降水高于西侧。云微物理方案（Morrison2方案、Thompson方案、WSM6方案、Lin方案）的敏感性试验表明,Lin方案模拟的降水过程与山区降水实况更为接近。08月21日低涡在移动过程中受到六盘山地形的阻挡,逐步落后于高空槽。偏东气流在山前累积,沿地形走向形成了较强的地形云带。垂直方向上,山区云系基本满足“催化-供给”的分层结构,但在云系不同部位,各层水凝物结构不同,导致各微物理过程对降水贡献的差异。碰并过程和霰粒子融化是雨水产生的主要来源,撞冻过冷雨水是霰增长的主要源项过程。东坡地形云向上发展,丰富的云水层同时增强了冷暖云过程。六盘山地形对低层流场和水汽通量散度场有着明显影响,在地形动力强迫下,流场发生偏转,在山脉附近形成辐合辐散区,并且影响低层系统的移动发展。此外六盘山阻挡了低层偏东水汽输送,造成东坡水汽辐合上升,为东侧迎风坡降水提供了水汽条件。削平六盘山地形后,山脉东侧降水减少,强降水中心西移。增高六盘山地形至1.25倍时,东坡的上升气流增强,促进云体向上发展,过冷水增加,使得霰粒子快速增长,同时高层冰晶、雪粒子也略有增加,最终导致地面降水增强。
赵阳[8]（2019）在《青藏高原大地形影响背景下对流结构及水汽输送特征对下游暴雨的影响机理》文中研究表明我国地势西高东低,众多高原、山地和平原形成了我国大陆“三阶梯”地形。青藏高原主体位于我国三大阶梯地形中的第一阶梯,被称为“世界屋脊”、“大气水塔”和“世界第三极”。一方面青藏高原高耸的地形使得热带海洋水汽绕过高原沿着高原东部或者东南部边缘输送至中高纬度地区,增强东亚夏季风,迫使我国夏季雨带向北推进至华北等北方地区。另一方面青藏高原夏季对流系统常常会东移出高原,伴随着充足的水汽输送,对流系统不断发展进而导致下游流域强降水。水汽输送在青藏高原大地形对流源影响下游暴雨中起到了至关重要的作用。本论文采用第三次青藏高原大气科学试验那曲地区C波段调频连续垂直观测雷达（C-band FrequencyModulation ContinuousWave verticallypointingradar,C-FMCW）数据,我国地面气象台站逐日（逐小时）降水量、逐日总云量观测资料,以及多套再分析数据集等,结合中尺度数值天气预报模式（Weather ResearchandForecasting,WRF）和拉格朗日粒子扩散模式FLEXiblePARTicle（FLEXPART）,运用多种统计分析方法,探究青藏高原大地形对流源及其水汽输送三维结构对下游暴雨的影响机理。主要结论如下:（1）第三次青藏高原大气科学试验期间那曲地区C-FMCW雷达最大回波强度不仅可表征青藏高原中部对流高频区的对流活动,还可以反映局地热源结构,对局地整层视热源、对流发展伴随的垂直速度具有显着的指示意义。高原中部地区对流层高层辐散-低层辐合的三维耦合湿涡旋结构和对流层中层的偶极子湿涡旋结构,是该地区对流云重要的激发与维持机制。（2）青藏高原在夏季是一个巨大的热源,热源驱动下高原中部地区频发对流源是下游长江流域暴雨发生、发展重要的前兆性“强信号”。青藏高原中部对流源通过触发高层辐散-低层辐合的三维耦合湿涡旋结构东移发展,增强局地对流,导致长江流域暴雨。FLEXPART拉格朗日粒子扩散模式前向追踪了源于青藏高原中部地区的水汽粒子沿着长江流域的东移轨迹。（3）在青藏高原主体及第二阶梯（主要包括黄土高原、云贵高原、祁连山、太行山等）地形强迫下,华北夏季暴雨发生期间存在两支水汽输送通道:一支是西风带水汽沿着青藏高原主体北侧边缘向东输送,另一支是来自热带洋面的暖湿水汽沿着青藏高原东侧边缘北上,最终两支水汽输送通道在华北地区汇合。以上两条沿着青藏高原主体及第二阶梯地形的水汽输送通道不仅可以为华北夏季暴雨提供必不可少的水汽条件,还可以使得湿涡旋沿着水汽输送通道发展东移,为华北夏季暴雨提供有利的湿动力条件。在对流层低层青藏高原北侧西风带水汽输送通道被大地形阻挡,仅存在南部的热带暖湿水汽沿着青藏高原第二阶梯东侧边缘,即我国大陆东部北上,有利于华北夏季暴雨的发生发展。（4）定量分析发现在对流层低层,水平水汽辐合项（79.1%）在增强华北夏季暴雨的水汽通量辐合中起到更为重要的作用,水平水汽平流项对华北夏季暴雨水汽通量辐合的贡献率仅为20.9%。利用中尺度数值天气预报模式WRF模式模拟发现当青藏高原第二阶梯存在时,华北夏季暴雨的日降水量（109%）和相应的水汽输送大大增强,验证了青藏高原第二阶梯对华北夏季暴雨的重要作用。
尹丽云[9]（2019）在《云南强对流（冰雹）过程的发展演变特征分析与机理研究》文中研究说明云南是典型低纬高原地区,冷暖空气交汇频繁,同时受季风低压、副热带高压、热带低值系统、切变线等天气系统相互交汇影响,是我国强对流活动十分活跃的地区,冰雹、雷暴等强对流是云南最主要的气象灾害。云南复杂的地形对强对流冰雹活动的发生、发展和演变过程影响十分明显,对流单体的区域性、季节性特征差异十分显着,因此不同地形条件对云南不同季节、不同类型强对流冰雹活动发展演变的影响和机理研究是值得深入研究的科学问题。本研究的主要目的:在认识云南复杂天气背景和复杂地形条件下强对流（强降水、冰雹）的基本活动特征（源、移动路径、生命史、VIL（垂直积分液态含水量）等）、触发机制和影响因素的基础上,认识不同类型、不同季节、不同区域强对流冰雹过程在不同发展阶段的雷达回波垂直结构特征,揭示云南强对流（冰雹）的源、移动路径、生命史演变和代表云内粒子垂直发展程度的垂直积分液态含水量分布特征、雷达回波垂直结构特征差异及成因。本研究在统计分析云南强对流的天气背景和物理量特征差异的基础上,筛选出934个强对流过程,根据移动路径、生命史和VIL对强对流进行分类,开展强对流发展演变特征研究;对不同类型、不同季节、不同区域强对流发展演变过程中的雷达回波垂直结构特征进行研究;针对超级单体强对流过程,在开展演变机理分析的基础上,利用数值模拟对强冰雹对流中的宏微观特征进行模拟和机理分析。云南强对流有以下主要特征:（1）云南强对流的环流形势主要有切变线、夏季辐合系统、热带低值系统（台风低压）、南支槽4种主要天气类型。受地形影响,不同类型强对流过程的动力、热力和不稳定参数有显着差异。海拔最高、坡度最大的滇西北地区强对流移动距离最短,滇西南移动距离最长可超过100km。局地型（Path≤ 30km）和中距离型（30km ≤ Path ≤ 60km）强对流活动集中分布在小坡度但起伏多变、冷暖空气交汇最频繁、有较好水汽条件的滇中地区;中长距离型（60km≤Path≤100km）强对流集中分布在滇东南和滇西南地区;长距离型（Path≥100km）对流单体受天气系统影响较大,滇中地区多为偏西路径,滇西北地区为西北路径,其余地区为偏东路径。短生命史（time<90min）强对流活动密集出现在小坡度、水陆交界差异和夏季系统影响最为显着的云南中部地区,其特点是移动距离短,沿引导风场移动;中等生命史（90min≤5≤time<150min）强对流分布较分散,局地型出现在滇中、滇东北和滇西北地区,中长距离型出现在滇西,滇东南地区,长距离型分布在滇西、滇东南地区;长生命史（time≥150min）对流单体与长距离型对流活动对应较好。（2）南支槽过程有利于VIL增加,夏季系统水汽条件好,但强对流内粒子直径小,VIL偏小,冷锋切变过程0℃C层温度低,强对流内粒子相态易向固态转换,对VIL的明显增加具有较大贡献作用。4月对流单体以中长距离型为主,6、7月对流单体以短距离为主,8月局地型对流单体受地形作用影响最明显,长距离型对流单体则以天气系统影响特征为主。（3）VIL峰值与强回波强度相关性较好,45dBz回波高度与最大强度、顶高的相关性较好。春季温度层和动力条件有利于软雹充分循环增长,凝结核在-10～-20℃冰晶层和0～-10℃过冷水层不断与过冷水滴和冰晶碰并增长,形成冰雹,顶高偏低但等温层最大反射率大,VIL明显偏大。夏季冰雹强对流软雹粒子直径小,不同温度层的回波强度整体偏弱,VIL值偏小,不同强度的回波高度与春季相比均偏高1-2km。单单体冰雹强对流过程生消时间短,降雹前后回波垂直结构特征具有明显倒“V”型特征,多单体强对流不同强度回波高度高但跃增特征偏弱,代表冰雹云内大粒子的35dBz、45dBz回波高度比单单体风暴偏高1-2km,强度与单单体强对流基本一致,VIL值和跃增明显偏小。飑线中强单体生消过程频繁,跃增特征不明显,表明了飑线内部回波结构特征的复杂性。（4）滇中及以东地区冰雹强对流过程的VIL、不同等温层反射率因子明显偏大,不同强度的回波高度三级跳跃增显着;滇西地区冰雹强对流过程回波强度偏强但跃增不明显,高度的倒“V”型特征不明显,不同强度回波高度均偏低约2km且较为分散,VIL比中东部冰雹过程偏大;滇西北地区以局地对流为主,不同高度上回波强度与滇西、滇中相比明显偏弱但跃增明显,VIL明显偏小但阶梯状跃增显着;滇东北强对流过程回波强度、高度、VIL均偏大,倒“V”型特征显着,0℃层回波强度跃增与最大回波强度相关性较好。（5）云南冰雹强对流过程以负地闪占主导地位,随着生命史增加,正地闪比例不断减小,降雹前后出现不同程度跃增。降雹前30min短生命史冰雹强对流过程粒子增长速度达到最强,长生命史冰雹强对流过程梯度变化不明显,对流云内强上升气流和粒子在降雹前主要增长时间为30min。（6）对强对流个例的垂直结构特征和回波演变分析表明:干冷空气入侵和低层辐合是导致冰雹强对流天气发生发展的重要决定因素,干冷空气入侵一方面降低了强对流内部温度层高度,使对流内混合相态粒子增长区增厚,利于冰雹粒子的累积生长和云内电荷的累积,另一方面增强了云内垂直运动,有利于上升、下沉气流的维持和大冰雹粒子的生长。（7）对两种不同天气背景下强对流单体模拟与实况对比,发现WRF模式对强对流的模拟效果较好。针对台风热带低压型,出现超级单体的关键机制是干冷空气入侵和低层辐合,使得风暴内部形成上升、下沉运动的正反馈作用,气压场增加,地面出现冷堆、阵风锋。南支槽型强对流过程,低层暖湿入流和中高层干冷空气入侵,使得降水蒸发作用与下沉运动形成正反馈作用,风暴维持的关键机制都来源于雷暴下沉运动与后侧入流叠加后产生的强环境风垂直切变,两类天气背景下超级单体差异主要表现在入流导致的风暴内冰雹尺寸、地闪活动的差异。20170823过程入流来自于后侧急流出口区深厚暖湿气流,配合前侧低层干冷空气和后侧中高层冷气团向低层渗透,风暴内上升运动剧烈,发展高度高,粒子混合比、数浓度明显偏高,数浓度较大的霰粒子和冰晶粒子碰撞分离后携带负电荷,导致超级单体负地闪密集,强烈上升运动在高层辐散,大量携带正电荷的冰晶粒子向后侧云砧部位输送,成熟阶段出现正地闪。20180417过程入流则为前侧槽前暖湿气流,后侧干冷空气入侵形成超级单体内部的上升运动,对流偏弱使上升气流达到顶部后未出现明显辐散,冰晶粒子集中出现在风暴顶部霰粒子生长区上方,过冷水区的霰粒子和冰晶粒子碰撞分离携带负电荷,整个过程无正地闪出现。
吴玉霜[10]（2019）在《广西地形分布对前汛期暴雨的影响及其智能计算客观预报方法研究》文中提出暴雨灾害是我国破坏性强的自然灾害之一,在发生的同时通常伴有泥石流、滑坡等一系列次生灾害。广西前汛期（4-6月）降水强度大,降水量多,兼受复杂的地理环境影响,具有局地性、突发性和历时短等特点,是华南区域频发暴雨降水的主要地区之一。基于广西1961-2017年共57a的前汛期暴雨强降水数据,文章综合运用EOF分析、小波分析、Mann-Kendall检验、滑动T检验等方法讨论地形因素对降水的影响,并着重分析广西地形对前汛期暴雨降水的空间分布特征,运用天气学诊断法,总结归纳出广西1961-2017年期间前汛期暴雨的发展规律、形成机理和年际变化特征。进一步根据广西地形分布和降水气候特征,将广西分为3个不同区域,分别建立基于KPCA特征提取方法与随机森林算法的智能计算集合客观预报模型,对广西前汛期暴雨进行实际预报预测。得到以下结论:（1）在地形影响下,广西地区前汛期暴雨的空间分布格局为东北多,西南少,有3个高值中心和1个低值中心,高值区分别是融水、永福等桂北地区,桂中北地区的金秀、蒙山等地以及东兴等沿海地区,低值区为宁明一带。（2）广西前汛期暴雨总量的年际变化显着,存在明显的1-2a、4-6a的短周期变化,以及24a左右的长周期变化。在长期变化趋势上,广西前汛期暴雨降水量整体变化较为平缓,突变不明显。（3）采用EOF方法对广西前汛期暴雨总量进行空间特征分析发现,第一模态为全区一致性且呈由东到西递减分布,高值区位于临桂、永福和来宾等地,低值区位于桂西北地区,方差贡献率为30.14%。第二模态为西北-东南反向分布的空间分布特征,高值区位于东兰、田东等地,桂东南大片地区为负值区,方差贡献率为12.21%。第三模态为南北反向且由北向南递减分布的空间格局,高值区位于永福、兴安等地,低值中心位于桂南地区,方差贡献率为9.4%。（4）采用EOF分解得到的特征向量所对应的时间系数分析广西前汛期暴雨的时间变化特征,第一模态的时间系数在20至-40之间,存在着3-4a的振荡周期,处于整体偏涝的类型。第二模态的时间系数在6至-6之间,呈下降趋势,存在一个12a左右的振荡周期,处于整体偏旱的类型。第三模态的时间系数在15至-15之间,呈上升趋势,处于北部地区偏涝,南部地区偏旱的类型。（5）对广西前汛期大范围持续性暴雨的统计分析发现,广西前汛期大范围持续性暴雨过程共出现41次,年平均为0.73次。4月份出现的频次最少,5月份次之,6月份出现的频次最多。广西大范围持续性暴雨的年际变化、月际变化较为明显。线性趋势分析发现,4月份略有减少的趋势,而5月和6月份则是逐渐增多的,其中5月份增加的趋势较为明显。（6）不同月份发生大范围持续性暴雨的影响机制都各异,分别表现为4月份的两槽两脊并在低纬度地区有分裂出的短波槽影响广西;5月份为两脊一槽形势;6月份为一槽一脊配合中低纬度的东亚槽。这些环流形势均有利于冷空气的堆积并南下影响,并且广西在5月和6月份同时受到副高边缘西南气流的影响,低层辐合气流明显,有利于低层水汽的不断抬升。（7）水汽、动力条件分析表明,月份的变化对应着不同的水汽来源,其中,4月份水汽来源主要为中国南海和孟加拉湾;5月份,则是南海、印度洋以及孟加拉湾;6月份的水汽来源以印度洋和孟加拉湾为主。4-6月广西上空上升运动较强,对应的不稳定能量较大,为广西暴雨的产生提供了有利的触发机制。（8）采用KPCA特征提取方法和随机森林算法相结合对预报因子进行数据挖掘机器学习,建立一种新的非线性人工智能计算预报模型,对广西前汛期暴雨进行建模研究,预报结果表明,新模型全区前汛期暴雨预报的TS评分为0.14,欧洲中心数值预报产品（ECMWF）全区TS评分仅为0.07;按地形和气候特征要素分区预报的结果发现,一区,新模型TS评分为0.16,欧洲细网格为0.12;二区,新模型TS评分为0.10,欧洲细网格仅为0.01;三区,新模型TS评分为0.14,欧洲细网格只有0.02,新模型结果均优于ECMWF的集合预报结果。对比结果表明,该预报模型结果稳定,精度较高,数值预报产品释用预报效果好,对广西前汛期暴雨的实际预报研究具有一定的科学指导意义。
二、青藏高原东侧一次典型暴雨过程的数值模拟试验（论文开题报告）
（1）论文研究背景及目的
此处内容要求：
首先简单简介论文所研究问题的基本概念和背景，再而简单明了地指出论文所要研究解决的具体问题，并提出你的论文准备的观点或解决方法。
写法范例：
本文主要提出一款精简64位RISC处理器存储管理单元结构并详细分析其设计过程。在该MMU结构中,TLB采用叁个分离的TLB,TLB采用基于内容查找的相联存储器并行查找,支持粗粒度为64KB和细粒度为4KB两种页面大小,采用多级分层页表结构映射地址空间,并详细论述了四级页表转换过程,TLB结构组织等。该MMU结构将作为该处理器存储系统实现的一个重要组成部分。
（2）本文研究方法
调查法：该方法是有目的、有系统的搜集有关研究对象的具体信息。
观察法：用自己的感官和辅助工具直接观察研究对象从而得到有关信息。
实验法：通过主支变革、控制研究对象来发现与确认事物间的因果关系。
文献研究法：通过调查文献来获得资料，从而全面的、正确的了解掌握研究方法。
实证研究法：依据现有的科学理论和实践的需要提出设计。
定性分析法：对研究对象进行“质”的方面的研究，这个方法需要计算的数据较少。
定量分析法：通过具体的数字，使人们对研究对象的认识进一步精确化。
跨学科研究法：运用多学科的理论、方法和成果从整体上对某一课题进行研究。
功能分析法：这是社会科学用来分析社会现象的一种方法，从某一功能出发研究多个方面的影响。
模拟法：通过创设一个与原型相似的模型来间接研究原型某种特性的一种形容方法。
三、青藏高原东侧一次典型暴雨过程的数值模拟试验（论文提纲范文）
（1）青藏高原夏季降水研究进展（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 高原夏季降水特征 |
| 1.1 高原夏季降水空间分布特征 |
| 1.2 高原夏季降水时间分布与演变特征 |
| 2 高原夏季天气系统 |
| 2.1 南亚高压 |
| 2.2 500 hPa高原高压 |
| 2.3 高原切变线 |
| 2.4 高原低涡 |
| 2.5 高原中尺度对流系统 |
| 3 高原的强迫机制 |
| 3.1 高原的大尺度动力强迫机制 |
| 3.2 高原的热力强迫机制 |
| 3.3 高原中小尺度地形的过山动力学机制 |
| 4 结论与展望 |
（2）四川盆地夜雨的时空变化特征及形成机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 论文研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 降水日变化特征研究进展 |
| 1.2.2 降水日变化机制研究进展 |
| 1.2.3 降水日变化模拟研究进展 |
| 1.3 论文拟解决的科学问题 |
| 1.4 论文研究目的和内容 |
| 第二章 四川盆地暖季夜雨的时空变化特征分析 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 资料与方法 |
| 2.2.1 资料介绍 |
| 2.2.2 研究方法 |
| 2.3 四川盆地暖季降水日变化气候特征 |
| 2.3.1 小时降水量、降水频率、降水强度的空间分布 |
| 2.3.2 盆地夜雨的演变特征及与青藏高原东坡降水日变化的联系 |
| 2.3.3 降水日变化的季节内演变特征 |
| 2.4 四川盆地暖季典型个例降水日变化合成分析 |
| 2.4.1 降水传播日小时降水空间分布 |
| 2.4.2 降水起始时间、位置及空间变化 |
| 2.4.3 降水传播日夜间总降水特征 |
| 2.5 本章小结 |
| 第三章 四川盆地暖季夜雨触发及传播机制的观测研究 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料与方法 |
| 3.2.1 资料介绍 |
| 3.2.2 分析方法 |
| 3.3 四川盆地西南部夜雨触发机制 |
| 3.3.1 盆地夜雨触发的动力强迫作用 |
| 3.3.2 盆地夜雨触发的热力强迫作用 |
| 3.4 影响四川盆地夜雨东北传播的可能机制 |
| 3.4.1 风场日变化的影响 |
| 3.4.2 风场季节内演变对降水日变化的影响 |
| 3.4.3 水汽输送日变化的影响 |
| 3.5 本章小结和讨论 |
| 第四章 四川盆地夏季夜雨形成机制的模式预报研究 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 模式介绍与其他资料方法 |
| 4.2.1 模式说明及试验设计 |
| 4.2.2 其他数据及研究方法 |
| 4.3 四川盆地夏季夜雨时空变化特征的模式预报研究 |
| 4.3.1 日平均降水空间分布 |
| 4.3.2 夜雨时空演变特征 |
| 4.3.3 盆地不同区域降水日变化差异 |
| 4.4 四川盆地降水日变化模拟中夜雨形成机制的研究 |
| 4.4.1 风场日变化的影响 |
| 4.4.2 热力条件垂直日变化的影响 |
| 4.5 模式分辨率及预报起报时间对降水日变化的影响 |
| 4.6 本章小结和讨论 |
| 第五章 四川盆地降水与风场日变化的相互作用研究 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 所用的资料与方法 |
| 5.2.1 资料介绍 |
| 5.2.2 模拟的个例选取及试验方案设计 |
| 5.3 盆地夜间不同降水强度的风场日变化特征 |
| 5.4 四川盆地降水日变化个例的模拟评估 |
| 5.5 四川盆地夜雨与风场日变化的关系研究 |
| 5.5.1 大尺度环流形势变化特征 |
| 5.5.2 风场日变化及对夜雨的影响 |
| 5.5.3 盆地降水潜热释放对风场日变化的影响 |
| 5.6 本章小结和讨论 |
| 第六章 总结与讨论 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 论文的创新点 |
| 6.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（3）一次高原涡、西南涡东移合并引发四川降水的机理研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| abstract |
| 文献综述 |
| 1 引言 |
| 1.1 选题目的及意义 |
| 1.2 研究目标及内容 |
| 1.2.1 研究目标 |
| 1.2.2 研究内容 |
| 2 材料与方法 |
| 2.1 资料来源 |
| 2.2 模式的配置 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 涡度方程 |
| 2.3.2 能量方程 |
| 2.3.3 理想化地形的设置及地形敏感性实验的设置 |
| 3 结果与分析 |
| 3.1 实况降水与模拟降水的比较 |
| 3.2 相对湿度的演变 |
| 3.3 相对涡度的演变 |
| 3.3.1 相对涡度的平面场演变 |
| 3.3.2 相对涡度的剖面演变 |
| 3.3.3 相对涡度的剖面演变 |
| 3.3.4 与涡度有关的热力结构 |
| 3.4 风场的演变 |
| 3.5 涡度方程的诊断 |
| 3.6 通过青藏高原、横断山脉和四川盆地的地形敏感性实验研究三个大地形对涡旋传播的作用 |
| 3.7 运用能量方程进行诊断 |
| 3.8 研究坡度改变对涡旋传播的影响 |
| 4 讨论 |
| 5 结论 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
（4）高原涡及西南涡对青藏高原东部一次暴雨过程的影响研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 高原涡的研究进展 |
| 1.2.2 青藏高原东部暴雨的研究进展 |
| 1.2.3 高原东部暴雨中高原涡和西南涡的影响研究进展 |
| 1.3 问题的提出和主要的研究内容 |
| 1.4 章节安排 |
| 第二章 资料及方法 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 使用模式及方法 |
| 2.2.1 Hysplit模式介绍 |
| 2.2.2 WRF模式介绍 |
| 2.2.3 地形抬升速度 |
| 2.2.4 涡度方程 |
| 2.2.5 Barnes带通滤波 |
| 第三章 一次高原东部暴雨个例的诊断分析 |
| 3.1 个例概况 |
| 3.2 天气形势及系统演变 |
| 3.3 水汽输送特征及来源 |
| 3.4 降水的动力结构演变 |
| 3.5 降水的热力结构演变 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 高原涡与西南涡对降水的影响研究敏感性试验 |
| 4.1 敏感性试验设计 |
| 4.1.1 Barnes带通滤波 |
| 4.1.2 数值模拟试验参数设计 |
| 4.2 控制试验(CTL)结果验证 |
| 4.2.1 降水结果验证 |
| 4.2.2 风场结果验证 |
| 4.3 高原涡对降水的影响 |
| 4.3.1 降水差异 |
| 4.3.2 风场差异 |
| 4.3.3 热力结构差异 |
| 4.3.4 动力结构差异 |
| 4.4 西南涡A对降水的影响 |
| 4.4.1 降水差异 |
| 4.4.2 地形抬升速度差异 |
| 4.4.3 热力差异 |
| 4.5 高原涡及西南涡A对新生西南涡B的影响 |
| 4.5.1 西南涡B生成成因 |
| 4.5.2 高原涡及西南涡A对西南涡B的影响 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 总结和讨论 |
| 5.1 研究结论 |
| 5.2 论文创新点 |
| 5.3 存在的问题及展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人介绍 |
（5）中国降水模拟的小时尺度精细化评估（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 论文研究意义 |
| 1.2 相关工作研究进展 |
| 1.2.1 全球降水的模拟偏差特征 |
| 1.2.2 东亚地区降水的模拟偏差特征 |
| 1.2.3 模式评估检验方法 |
| 1.2.4 东亚地区降水的精细化特征 |
| 1.3 论文研究内容 |
| 1.3.1 论文拟解决的科学问题 |
| 1.3.2 论文章节安排 |
| 1.4 论文创新点 |
| 第二章 高分辨率气候模式对中国小时尺度降水的模拟偏差特征分析 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 模式、资料和方法 |
| 2.2.1 模式介绍 |
| 2.2.2 资料和方法 |
| 2.3 小时降水频率、强度和持续时间 |
| 2.4 降水日变化 |
| 2.5 本章小结和讨论 |
| 第三章 青藏高原东坡降水过程的模拟偏差分析 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 模式、资料和方法 |
| 3.2.1 模式及试验设计 |
| 3.2.2 资料和方法 |
| 3.3 模式对降水基本特征的模拟 |
| 3.4 模式对降水过程演变及环流特征的模拟 |
| 3.5 敏感性试验——水汽散度的影响 |
| 3.6 本章小结和讨论 |
| 第四章 华北复杂地形区降水的模拟偏差分析 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 模式、资料和方法 |
| 4.2.1 模式介绍 |
| 4.2.2 资料和方法 |
| 4.3 夏季平均小时降水量、频次与强度的模拟偏差分析 |
| 4.4 降水日变化的模拟偏差分析 |
| 4.5 本章小结和讨论 |
| 第五章 华南沿海地区降水过程的精细化特征及模拟偏差分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 模式、资料和方法 |
| 5.2.1 模式介绍 |
| 5.2.2 资料和方法 |
| 5.3 华南沿海地区降水的区域差异特征 |
| 5.4 华南沿海地区不同区域降水事件差异的可能原因 |
| 5.5 天气、气候模式对华南沿海地区降水模拟的偏差分析 |
| 5.6 本章小结和讨论 |
| 第六章 全文总结与展望 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 未来展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（6）大别山地区极端降水天气事件的天气背景分型及数值模拟研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 地形对大气环流影响的研究进展 |
| 1.1.2 地形对天气系统影响的研究进展 |
| 1.1.3 资料分类方法的研究进展 |
| 1.2 研究目标和内容 |
| 1.2.1 研究目标 |
| 1.2.2 研究内容 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 研究方法 |
| 第三章 大别山地区极端降水天气事件的降水分型 |
| 3.1 观测资料选取及处理方法 |
| 3.2 极端降水筛选方法 |
| 3.3 极端降水分类方法与结果统计 |
| 3.4 极端降水分类平均降水场分析 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 极端降水天气事件的天气背景及成因分析 |
| 4.1 背景场分析——类型I |
| 4.2 背景场分析——类型II |
| 4.3 背景场分析——类型III |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 极端降水典型个例的WRF数值模拟与分析 |
| 5.1 模式简介 |
| 5.2 典型个例的模拟分析 |
| 5.2.1 西南强气流型(类型I) |
| 5.2.2 副高西北侧气流型(类型II) |
| 5.2.3 强偏南气流型(类型III) |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 结论与讨论 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 不足之处 |
| 6.4 讨论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
（7）六盘山地区夏季地形云系结构及其降水形成机制数值模拟研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 国内外相关研究 |
| 1.2.1 地形云的观测研究 |
| 1.2.2 地形云的数值模拟研究 |
| 1.2.3 六盘山地形云研究进展 |
| 1.3 本文研究目的和内容 |
| 1.3.1 目的和主要内容 |
| 1.3.2 各章节内容概要 |
| 第2章 资料与模式介绍 |
| 2.1 WRF模式简介及参数设置 |
| 2.2 主要资料介绍 |
| 第3章 六盘山区降水时空分布特征 |
| 3.1 六盘山地形简介 |
| 3.2 降水时空分布特征 |
| 3.3 本章小结 |
| 第4章 一次低槽低涡云系结构及其降水机制分析 |
| 4.1 天气过程简析 |
| 4.2 云微物理方案的敏感性试验 |
| 4.3 模拟云场的水平演变特征 |
| 4.4 山区云系的垂直微物理结构 |
| 4.5 山区云系降水机制分析 |
| 4.6 本章小结 |
| 第5章 六盘山地形对降水的影响 |
| 5.1 降水个例的选择 |
| 5.2 试验设计 |
| 5.3 地形对降水分布的影响 |
| 5.4 地形对低层流场的影响 |
| 5.5 地形对微物理量场的影响 |
| 5.6 本章小结 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 本文创新点 |
| 6.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简介 |
（8）青藏高原大地形影响背景下对流结构及水汽输送特征对下游暴雨的影响机理（论文提纲范文）
| 摘要 abstract 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 青藏高原大地形 |
| 1.2.2 青藏高原对流源 |
| 1.2.3 青藏高原大地形及其水汽输送对下游暴雨的影响 |
| 1.2.4 青藏高原对流源及其水汽输送对下游暴雨的影响 |
| 1.3 问题提出 |
| 1.4 主要内容和章节安排 第二章 数据、方法和模式 |
| 2.1 数据 |
| 2.1.1 C波段调频连续垂直观测雷达 |
| 2.1.2 观测资料和再分析数据集 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 整层水汽通量 |
| 2.2.2 湿涡旋 |
| 2.2.3 水汽通量相关矢 |
| 2.2.4 水汽通量辐合 |
| 2.2.5 视热源 |
| 2.2.6 T检验 |
| 2.2.7 最小二乘法 |
| 2.3 模式 |
| 2.3.1 FLEXPART拉格朗日粒子扩散模式 |
| 2.3.2 中尺度数值天气预报模式 第三章 青藏高原中部夏季水分循环结构及对流源 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 青藏高原中部夏季对流源 |
| 3.3 青藏高原中部夏季水分循环结构 |
| 3.4 青藏高原中部夏季风场 |
| 3.5 本章小结 第四章 长江流域暴雨过程青藏高原中部对流源影响及其前兆性“强信号” |
| 4.1 引言 |
| 4.2 数据 |
| 4.3 长江流域暴雨过程 |
| 4.4 青藏高原中部对流源强信号及对长江流域暴雨的影响 |
| 4.5 青藏高原中部视热源与长江流域暴雨系统东移相关演变 |
| 4.6 本章小结 第五章 长江流域暴雨青藏高原中部对流源湿涡旋结构影响机理 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 模式试验设计 |
| 5.3 长江流域暴雨过程模拟和实况对比 |
| 5.4 青藏高原中部对流源模拟 |
| 5.5 长江流域暴雨过程湿涡旋东移特征 |
| 5.6 长江流域暴雨过程湿涡旋源地 |
| 5.7 FLEXPART水汽粒子前向轨迹追踪 |
| 5.8 本章小结 第六章 华北夏季暴雨青藏高原大地形第二阶梯影响效应 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 数据 |
| 6.2.1 观测资料和再分析数据集 |
| 6.2.2 中尺度数值模式试验设计 |
| 6.3 华北夏季暴雨水汽输送通道 |
| 6.4 青藏高原主体及第二阶梯对华北夏季暴雨的影响过程 |
| 6.5 基于合成分析验证第二阶梯对华北夏季暴雨地形效应 |
| 6.6 基于中尺度数值模式验证第二阶梯对华北夏季暴雨地形效应 |
| 6.7 本章小结 第七章 总结与展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 讨论及展望 参考文献 致谢 作者简历及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（9）云南强对流（冰雹）过程的发展演变特征分析与机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.1.1 强对流天气 |
| 1.1.2 强对流预警技术的现状和问题 |
| 1.1.3 强对流过程的演变 |
| 1.2 强对流的形成 |
| 1.2.1 强对流发展的基本条件 |
| 1.2.2 强对流的分类 |
| 1.3 强对流的生消过程 |
| 1.4 强对流中的闪电 |
| 1.4.1 闪电与云内降水粒子 |
| 1.4.2 强对流云中的电荷极性 |
| 1.4.3 强对流演变与闪电活动 |
| 1.5 强对流生命史的研究情况 |
| 1.5.1 强对流生命史 |
| 1.5.2 雷达和闪电与强对流演变 |
| 1.6 本研究的目的、主要内容和创新点 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 多普勒天气雷达资料及算法 |
| 2.1.1 SCIT算法 |
| 2.1.2 SCIT算法的应用和改进 |
| 2.2 强对流的雷达回波资料质量控制 |
| 2.3 冰雹灾情资料的质量控制 |
| 2.4 地闪观测资料 |
| 2.5 天气背景分类 |
| 2.6 强对流生命史划分 |
| 2.7 CAMS云方案的WRF中尺度数值模式 |
| 第三章 云南复杂地形下强对流活动特征 |
| 3.1 云南强对流天气影响系统和物理量场 |
| 3.1.1 主要天气背景 |
| 3.1.2 主要天气类型的物理量场分析 |
| 3.1.3 地形对闪电活动分布的影响 |
| 3.2 强对流的空间分布 |
| 3.2.1 强对流的移动路径 |
| 3.2.2 强对流单体的分布 |
| 3.2.3 不同月强对流空间分布 |
| 3.3 强对流结构的日变化 |
| 3.3.1 VIL日变化 |
| 3.3.2 最大反射率日变化 |
| 3.3.3 回波高度日变化 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 冰雹强对流的发展与演变 |
| 4.1 强对流分类与闪电活动 |
| 4.1.1 强对流的分类 |
| 4.1.2 强对流中的闪电活动 |
| 4.2 冰雹强对流过程回波演变特征 |
| 4.2.1 云南冰雹过程雷达回波参量频次特征分析 |
| 4.2.2 冰雹过程雷达回波演变特征 |
| 4.2.3 不同季节冰雹过程回波演变特征 |
| 4.2.4 不同类型冰雹过程回波演变特征 |
| 4.2.5 不同区域冰雹过程回波演变特征 |
| 4.3 冰雹强对流的生命史 |
| 4.3.1 冰雹强对流生命史 |
| 4.3.2 冰雹强对流生命史的地闪演变特征 |
| 4.3.3 标准化的回波特征参数梯度演变 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 一次台风低压前侧超级单体演变个例分析 |
| 5.1 天气形势背景 |
| 5.2 冰雹强对流过程的物理量场分析 |
| 5.3 超级单体的回波演变特征 |
| 5.4 冰雹强对流过程的回波预警指标分析 |
| 5.5 超级单体结构模型 |
| 5.6 小结与讨论 |
| 第六章 两次超级单体过程的数值模拟 |
| 6.1 模式介绍 |
| 6.2 2017年8月23日超级单体的数值模拟 |
| 6.2.1 超级单体环境场与结构演变 |
| 6.3 2018年4月17日飑线的超级单体数值模拟 |
| 6.3.1 天气形势和物理量特征分析 |
| 6.3.2 数值模拟结果分析 |
| 6.3.3 超级单体风场与结构特征 |
| 6.4 两个不同类型超级单体的概念模型对比 |
| 6.5 结论与讨论 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 全文创新点 |
| 7.3 展望 |
| 参考文献 |
| 附录 攻读博士学位期间完成的科研成果 |
| 致谢 |
（10）广西地形分布对前汛期暴雨的影响及其智能计算客观预报方法研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 1.绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 暴雨成因及特征 |
| 1.2.2 地形对暴雨的影响 |
| 1.2.3 暴雨预报研究进展 |
| 1.3 研究目的及意义 |
| 1.4 主要研究内容 |
| 1.5 研究技术路线 |
| 2.研究区域概况、资料、方法 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地形地貌 |
| 2.1.3 气候条件 |
| 2.1.4 河流分布 |
| 2.1.5 社会经济 |
| 2.2 资料来源及处理 |
| 2.3 方法 |
| 2.3.1 EOF分析方法 |
| 2.3.2 Mann-Kendall检验 |
| 2.3.3 ArcGis反距离权重差值法 |
| 2.3.4 小波分析 |
| 2.3.5 滑动T检验 |
| 3.地形对广西前汛期暴雨的影响分析 |
| 3.1 地形因子对降水的影响 |
| 3.2 地形影响下广西前汛期暴雨时空分布特征 |
| 3.2.1 空间分布特征 |
| 3.2.1.1 暴雨总量的空间分布特征 |
| 3.2.1.2 基于EOF分析的暴雨空间分布特征 |
| 3.2.2 时间演变特征 |
| 3.2.2.1 年暴雨量的时间演变特征 |
| 3.3.2.2 基于EOF分析的暴雨时间变化特征 |
| 3.3 小结 |
| 4.广西前汛期大范围持续性暴雨气候特征分析 |
| 4.1 广西前汛期大范围持续性暴雨统计特征 |
| 4.2 广西前汛期大范围持续性暴雨的环流诊断分析 |
| 4.2.1 高层环流异常及急流分析 |
| 4.2.2 中层环流异常 |
| 4.2.3 低层异常辐合 |
| 4.3 物理量场合成分析 |
| 4.3.1 水汽来源 |
| 4.3.2 水汽通量散度 |
| 4.3.3 湿度条件 |
| 4.3.4 动力条件分析 |
| 4.3.5 不稳定能量场分析 |
| 4.4 小结 |
| 5.基于KPCA与随机森林算法的广西前汛期暴雨释用预报 |
| 5.1 方法原理 |
| 5.1.1 随机森林算法 |
| 5.1.2 KPCA主成分分析方法 |
| 5.2 试验数据处理 |
| 5.2.1 预报对象、因子及其处理 |
| 5.2.2 基于KPCA方法和随机森林算法建模试验 |
| 5.3 试验结果分析 |
| 5.4 小结 |
| 6.总结与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 特色和创新 |
| 6.3 未来工作展望 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士期间发表的论文及参与的项目 |
| 致谢 |
四、青藏高原东侧一次典型暴雨过程的数值模拟试验（论文参考文献）
- [1]青藏高原夏季降水研究进展[J]. 姚秀萍,马嘉理,刘俏华,高媛. 气象科技进展, 2021(03)
- [2]四川盆地夜雨的时空变化特征及形成机理研究[D]. 李娟. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [3]一次高原涡、西南涡东移合并引发四川降水的机理研究[D]. 李祥. 安徽农业大学, 2021(02)
- [4]高原涡及西南涡对青藏高原东部一次暴雨过程的影响研究[D]. 刘欣. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [5]中国降水模拟的小时尺度精细化评估[D]. 李妮娜. 中国气象科学研究院, 2020(03)
- [6]大别山地区极端降水天气事件的天气背景分型及数值模拟研究[D]. 张伟勇. 南京大学, 2020(09)
- [7]六盘山地区夏季地形云系结构及其降水形成机制数值模拟研究[D]. 高亮书. 中国气象科学研究院, 2020(03)
- [8]青藏高原大地形影响背景下对流结构及水汽输送特征对下游暴雨的影响机理[D]. 赵阳. 中国气象科学研究院, 2019(08)
- [9]云南强对流（冰雹）过程的发展演变特征分析与机理研究[D]. 尹丽云. 云南大学, 2019(09)
- [10]广西地形分布对前汛期暴雨的影响及其智能计算客观预报方法研究[D]. 吴玉霜. 南宁师范大学, 2019(01)