一、对弱冷空气入侵的一种补充预报方法（论文文献综述）
于佳琪[1]（2021）在《一次长江三角洲地区台风远距离暴雨研究》文中研究指明2018年9月16日在长江三角洲地区发生了一次台风“山竹”引起的特大暴雨过程,单站24 h累积降水量最高达297 mm,然而数值预报模式和官方预报均未对此次台风远距离暴雨过程做出准确预报。本文利用美国国家环境预报中心（NCEP）FNL高分辨率全球分析资料、中国自动气象观测站资料及其与CMORPH（Climate Prediction Center Morphing technique）融合的降水量资料、雷达资料、探空资料等数据,运用HYSPLIT（Hybrid Single Particle Lagrangian Integrated Trajectory Model）轨迹模型对此次特大暴雨过程的形成原因进行了诊断分析。为探究模式的漏报原因,还利用欧洲中期天气预报中心（ECMWF）全球模式和NCEP全球预报系统（GFS）的数值预报场对相关因子的数值预报进行了误差诊断。此外,对模式预报较弱的因子进行中尺度分析。结果表明:（1）暴雨发生前,高温高湿的环境条件使华东地区集聚了大量的不稳定能量。高层西风急流和低层偏南风急流的位置相耦合,促使了强对流天气的发展。暴雨区出现在与台风有关的辐合区,说明台风为此次暴雨的产生提供了动力条件。中层干冷空气的降温降湿作用使原来不饱和湿空气出现饱和,导致降水增幅。对流层低层有一条深厚的水汽通道连接台风与暴雨区,为暴雨区提供充沛的水汽条件。台风、副热带高压、高低空急流、低层切变线、地面辐合线和中层干冷空气侵入的存在有利于此次暴雨的发生。后向轨迹模型分析表明,水汽主要来源于南海南部、菲律宾南部海域和菲律宾海。（2）NCEP GFS模式对大尺度环流形势场的预报存在误差,同时预报的水汽条件和动力条件也偏弱,但对弱冷空气和局地暴雨的预报优于ECMWF模式,暴雨量级较实况偏小。ECMWF模式预报的环流形势接近实况,且水汽输送条件较实况更有利于产生暴雨,仍然漏报了此次暴雨,说明弱冷空气是模式漏报此次台风远距离暴雨的主要原因。（3）中α尺度低压和冷空气在近地层渗透是导致局地产生大暴雨和特大暴雨的直接原因。
郑丽娜[2]（2020）在《基于S2S计划模式对2008年初雨雪冰冻事件的次季节预测能力评估》文中提出次季节尺度预测是无缝隙预报体系的重要组成部分,是天气预报与季节气候预测之间的桥梁。然而,受资料、模式及方法等多方面因素制约,较为准确的次季节尺度预测还有难度,尤其是对极端事件的次季节预测更具有挑战性。因此,本文以2008年初给中国南方带来巨大灾害的雨雪冰冻事件为例,选取参加S2S计划的8个模式从区域累积降水与导致这次极端事件的异常大气环流等方面对该事件进行次季节预测效果评估,并系统地分析大气环流持续性异常与北极涛动（AO）、热带大气季节内振荡（MJO）、南海–西北太平洋地区大气准双周振荡（QBWO）等低频信号对极端事件预测能力的影响,探讨大气环流持续性异常与低频信号作为此次雨雪冰冻事件的可预测性来源。此外,通过对比这次事件模式间预测能力的差异,认识我国CMA模式在国际同类模式中的预测水平。主要结论如下:一、模式对极端事件的次季节预测能力评估基于S2S计划模式的回报试验结果,利用相关系数与均方根误差指标,对2008年初中国南方由四个主要阶段组成的雨雪冰冻事件进行次季节预测能力的对比分析。大多数模式提前2周能较好地预测出中国南方区域累积降水的空间分布,ECMWF模式的预测能力最好,提前3周该模式可以预测出主雨带的位置与走向。我国CMA模式对区域累积降水的预测能力在国际同类模式中处于中等偏下水平,该模式预测的降水强度较观测明显偏弱。所有模式对降水的突增预测的较好,随着预测时间的延长,模式的预测能力快速下降。模式对大气环流的预测能力与对降水的预测能力基本一致,提前2周预测的大气环流型接近实况,提前3周预测的环流误差开始加大。总体来看,模式对500 h Pa中高纬高度场的预测能力偏好,对700 h Pa低纬度输送至中国南方上空的西南气流预测能力偏弱。对西南气流预测能力的差异是导致模式在这次极端雨雪冰冻事件中预测能力差异的主要原因。二、大气环流持续性异常对极端事件预测能力的影响大气环流持续性异常表现在500 h Pa阻塞高压、中亚低槽以及700 h Pa低纬度西南气流持续维持日数超过20 d,是造成这次雨雪冰冻事件的主要原因。8个模式提前3-4周可以合理预测中高纬度的阻塞高压和中亚低槽,但对低纬度的西南气流,模式的预测能力大都在提前2周以下,其中ECMWF与UKMO模式对西南气流的预测能力较好,CMA与BOM模式对西南气流的预测能力偏弱。在这次极端事件中,副热带急流与极锋急流存在着明显的协同关系,大多数模式预测的极锋急流偏强,副热带急流偏弱。两支急流与此次极端事件中的冷暖空气活动关系密切,尤其是副热带急流与输送至中国南方的暖空气有紧密的关系,模式对高空急流预测能力的差异影响到模式对这次事件冷暖空气的预测能力。中东急流在极端事件期间的强度与移动可以影响西亚槽、脊的强度与东移,从而影响东亚的大气环流形势。UKMO与ECMWF模式较其他模式能较准确地预测极端事件期间中东急流的强度演变。可见,大气环流持续性异常是成功预测这次极端事件可预测性来源之一。三、低频信号对极端事件预测能力的影响北极涛动（AO）、热带大气季节内振荡（MJO）与南海-西北太平洋地区大气准双周振荡（QBWO）是影响此次雨雪冰冻事件的三个重要的低频信号。研究发现,北极涛动在2008年初异常活跃,AO指数在1月15日由负位相转为正位相,且一直维持正位相至2月初,这种强的正位相有利于中高纬度阻塞形势的维持,为中国南方雨雪冰冻事件的产生提供弱冷空气条件。模式对AO的预测能力不同,ECCC、ECMWF、NCEP与UKMO模式预测的结果与实况基本一致,其余模式预测的结果与实况存在较大差异。在极端事件的前两个阶段,MJO的对流活动主要位于第7位相,在后两个阶段,MJO的对流活动主要位于2-3位相。当MJO位于2-3位相时,印度洋的对流活跃,在1月下旬MJO对流活动有明显的向东传播信号,除BOM与CMA模式外,其余模式能预测出这种东传信号。另外,南海–西北太平洋地区准双周振荡在1月中旬开始自赤道向北传播,1月下旬到达华南地区,这同华南西南气流加强与降水突增阶段相对应。UKMO与ECMWF模式能预测出这种北传信号。模式对低频信号预测能力的差异,势必影响模式对大气环流持续性异常的预测能力,最终影响模式对这次雨雪冰冻事件的预测能力。因此,低频信号也是准确预测此次极端事件的可预测性来源。
雍佳[3]（2020）在《双偏振雷达探测暴雪/暴雨垂直结构的云微物理特征研究》文中研究说明双线偏振多普勒天气雷达能够同时获取雷达基数据产品和偏振参量,其RHI回波能够敏感细致地提前反映降水云体精细的垂直结构,可充分发挥各参量研究降水云物理结构。从大气能量的角度研究强对流天气垂直方向上风温湿结构,深入理解其发生前的大气能量特征,有利于发现并获得其先兆信息,能够对不同回波的形成机制加深理解。本文着重关注双偏振雷达回波和探空资料,在常规天气分析、卫星云图等的基础上,对发生在南京地区的暴雪和暴雨在垂直方向上的降水云微物理结构进行细致的分析和研究,揭示两次降水过程降水云相态演变及其发生的先兆信息。主要结论如下:（1）双偏振雷达探测强降水过程的演变时,偏振参数对云相态的变化及降水云物理结构特征具有敏感性、精细性和提前性。各偏振量对研究强对流天气的贡献:ZDR能够识别粒子相态和形状,ρHV可判断是单一相态粒子还是混合相态粒子,KDP对暴雨的区分度较好,三者都对零度层亮带识别较为敏感,实际预报中可结合起来使用。（2）借助双偏振雷达RHI回波和探空资料进行分析,暴雪过程中2km高度具有增温性层云结构,在ZDR的RHI回波上表现为2km高度处的一条强回波带,层云内存在由冰晶效应产生的小冰晶粒子。另一个显着特征是5～6km高度存在淞附效应,在ZDR的RHI回波上表现为5～6km高度处的强回波带,为雷达高带,该高度层的温度低在-12℃～-15℃,是云物理的淞附和聚并过程产生的冰晶层,淞晶较多时形成雪团降落下来。（3）分析大气风温湿资料和双偏振雷达PPI回波,发现暴雨过程中4.8km高度附近气块露点温度很低,约为-20℃～-40℃,低层水汽被上升气流带入低温区后冷却并凝结增长形成一层薄的降温性冷层云,云内含有大量的冰晶和过冷却水滴且相互碰并冻结后形成淞晶粒子,即结淞粒子和冰雪晶聚合体,在PPI回波上表现为强ZDR回波区。（4）V-3θ能量结构分析方法充分利用其特性层信息,清晰地揭示了暴雪和暴雨的水汽不稳定能量、垂直分布状态和风垂直切变的转折特征,“蜂腰”和“大肚”状结构、超低温以及非规则左折现象的出现是天气预测预警的先兆信息,促进对流的潜势预测。
张金玉[4]（2020）在《典型极端低温事件形成原因对比研究》文中提出在全球变暖的背景下,近些年来我国极端低温事件频繁发生,对国民经济持续、稳定、健康发展带来了不利影响,有必要对极端低温事件的形成原因进行深入研究。本文首先根据持续时间将我国极端低温事件分为大范围持续性低温事件（the extensive and persistent extreme cold events,简称:EPECE）和全国类普通寒潮（the ordinary cold wave events,简称:CWE）两类研究了其环流场演变情况,并挑选了近年来对我国影响严重的两次极端低温过程作为典型个例进行深入研究。其次利用定量化指数研究了两次个例期间高空急流、阻塞高压（简称阻高）和西伯利亚高压（Siberian High,简称SH）这三个大尺度环流系统的组合性异常特征。最后,从大气低频波和瞬变波两个角度研究了两次个例期间关键环流系统的生成演变机制,从而对这两次典型极端低温事件的成因作出解释。主要结论如下:（1）与CWE相比,EPECE期间欧亚大陆500 hPa环流场由大型斜脊斜槽系统主导,高低层环流系统的强度更强、范围更广;在事件发生前12（-12）天巴伦支海出现了高压脊,第-8天SH在欧亚大陆北部加强;事件发生后第4（+4）天,高低层环流系统的强度略减弱但仍维持着之前的形态。而CWE期间高层由高压脊主导,未出现明显的前兆信号,第+4天斜脊和SH大幅度减弱近乎消失。选择2008年持续性低温雨雪冰冻天气事件和2016年的“霸王级”寒潮作为典型个例深入研究,发现两次过程中2008年降水更强,低温持续时间久,2016年降温更强,范围更广,降水偏少。500hPa环流场上,2008年与EPECE一样由大型斜槽斜脊主导,阻高持续时间更久,但没有2016年强,且冷空气主力离我国较远,因而降温时间长但强度不如2016年。中亚中纬度低压槽活跃,为降水提供了充足的水汽输送。2016年由极强高压脊主导,阻高异常强大但发展演变快,前期中纬度横槽积蓄的冷空气较强,造成短时间剧烈降温。（2）利用定量化指数对两次事件期间大尺度系统组合性异常特征的研究表明:与气候态相比,1月份中东急流和东亚副热带急流核频次在2008年偏强5天,2016年略偏强;两次过程中强度均偏强10 m/s。2008年乌拉尔山阻高频率高达45%,西伯利亚高压指数（Siberia high Index,简称:SHI）呈波动变化,存在20 hPa、14 hPa、8 hPa三个峰值。2016年阻高频率为35%SHI峰值高达37 hPa。2008年温带急流更强,纬向气流强而经向气流弱,因而阻高不如2016年强,但是阻高的长时间维持,以及SHI的波动性异常,有利于冷空气保持一定强度向我国扩散,降温持续时间长。中东急流偏东偏强、中纬度低压槽活跃有利于孟加拉湾和西太平洋向我国的水汽输送,造成了持续性降水、冻雨天气。而2016年阻高异常强大,在西风急流的动力调制下,阻塞高压脊呈东北-西南走向,引导新地岛以东的极强冷空气南下对SH进行加强,造成了大范围剧烈降温。由于阻高维持时间短,中纬度低槽不活跃,且冷空气势力强劲不利于降水,因而降温和降水时间短。（3）利用低频滤波方法,从大气低频波（30-60天）角度研究了这两次事件环流系统的低频特征。结果表明2008年未滤波位势高度正（负）距平与低频高（低）压相对应,纬向风速正距平与低频风速大值区一致。阻高、高空急流、北极涛动（Arctic Oscillation,简称:AO）等具有明显的30-60天低频振荡特征,表现为系统发展缓慢、维持时间久。此外,低频高压中心超前于位势高度正距平中心,表明低频高压信号可以提前预报形势的演变过程。2016年初环流背景场的30-60天低频振荡不明显,这是由于事件时间短以及两次过程低频系统的位置和冷空气南下路径不同,但低频低压较好地反映了极涡的形成、演变过程,低频形势场在一定程度上可以体现AO位相的转变。寒潮爆发时,AO处于负位相,中纬度经向环流增强,极涡呈现多极型结构,积蓄了大量强冷空气,在阻高脊前偏北气流和东亚大槽的引导下入侵我国,造成剧烈降温。（4）以阻高生命期为基准,利用瞬变波的动量、热量输送、Eliassen-Palm通量（简称:E-P通量）以及Ertel位涡对两次事件的成因进行了研究,结果表明两次事件中,在55°N-65°N处均有瞬变波动量输送[u’v’]和热量输送[v’T’]的辐合,为阻高的发生、发展提供了良好的条件。不同的是,在2008年事件第0天,60°N南北两侧的[u’v’]均向北输送,但北侧的[u’v’]小于南侧的,表明[u’v’]在60°N处辐合;[v’T’]在55°N辐合。而2016年第0天,65°N南侧[u’v’]向北输送,北侧向南输送,[u’v’]在65°N处辐合且比2008年更强;[v’T’]在60°N辐合,强度更强;这与此次事件中阻高更强,位置更偏北的特征是相符合的。在第+3天,2008年阻高区域仍有瞬变波动、热量的输送,使得阻高维持时间更久。此外,两次事件中阻高区域均有E-P通量的辐合,西风在辐合区域减速,有利于阻高的建立,2016年的辐合中心更偏北,同样符合阻高偏北的特征。Rossby波破碎（Rossby wavebreaking,简称:RWB）特征分析显示,第-2天欧亚大陆地区存在反气旋式RWB,第0天位涡输送明显增强,瞬变涡动通过反气旋式破碎影响阻塞高压的形成和维持。2016年的RWB强度更强,位置更偏东、偏北,使得阻高强度更强,位置偏北。
张琳[5]（2020）在《冬季北大西洋进入北极的极端气旋对中国气候的影响》文中研究指明本文基于ERA-Interim再分析数据和中国地面气象站基本气象要素日值数据集（V3.0）的观测数据,采用客观的识别与追踪算法筛选出1980/1981-2015/2016年冬季（12月、1月和2月）生成于北大西洋中高纬度的146个极端气旋（Extreme Cyclones,简称ECs）,统计分析其时空特征,并使用K均值聚类法和综合相似指数对不同路径和环流的ECs进行分类,通过分析与对比相应的环流特征,探究不同路径ECs对中国气候的影响。统计结果表明,ECs的平均生命期为3.9天,发生频次呈现轻微减少的趋势,生成于格陵兰岛南部或北美东部,并沿格陵兰岛东侧北移的ECs出现最多。ECs对后期中国天气的影响表现为有63.70%的ECs对应有寒潮的发生,其中在格陵兰岛南部生成并沿其东侧北移的ECs更易发生寒潮,比例高达80.77%。进一步研究表明,ECs的生成（lag 0天）伴随有显着的异常增暖和异常高压,通过加强高纬度和中纬度两支Rossby波,能量由此向下游频散,异常高压发展北伸并入侵极区,lag 9天左右极涡分裂,同时异常高压东侧的低压系统加强并东伸至我国上空,受其影响,在ECs生成滞后1～2周的时间内,我国出现异常偏冷并发生寒潮。对比发现,不同移动路径的ECs在lag 0天的环流形势和异常Rossby波不同,对我国天气的影响也不同:沿格陵兰岛中西部北移（第一类,路径偏西）的ECs对应在lag 14天我国开始出现异常偏冷,较强的偏冷和寒潮主要集中在北方地区,强度较强;沿格陵兰岛东部北移（第二类,路径偏中）的ECs对应从lag 7天起我国全国范围内出现异常偏冷,尤其是南方地区,持续久、范围广,但强度略弱;沿欧洲大陆西部北移（第三类,路径偏东）的ECs对应暖异常和异常Rossby波较弱,对我国影响较小,主要影响我国西南和西北东部。对于生成纬度较高的ECs,对应环流系统的位置偏北、强度更强且移速更快,我国出现异常偏冷与寒潮的滞后时间早、范围广、强度强。
尹丽云[6]（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》文中进行了进一步梳理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。
胡亮帆[7]（2019）在《宁夏早春一次突发寒潮极值降雪过程的综合分析》文中提出本文利用常规观测、地面自动气象站逐时观测、雷达、卫星和ECMWF逐6h再分析资料,通过常规天气分析与315K等熵位涡、锋生函数等综合物理量相结合的方法,从天气系统演变、冷空气的来源及路径、锋生及次级环流、降水相态、相关预报指标等方面,对2016年4月23日宁夏一次突发寒潮极值暴雪的灾害性天气过程进行了综合分析。结果表明:（1）此次过程属于高空小槽东移合并型,地面有冷高压分裂且主体快速南下,并有锋面相配合,导致寒潮爆发和锋后降雪。过程前期环流形势稳定,后期天气系统突变,常规气象资料难以预报。（2）315K等熵位涡图可作为短时、局地的春季寒潮降雪过程的有效分析和预报工具。一、等熵位涡清楚地示踪冷空气的来源和传播路径:咸海区域对流层顶冷空气东移南扩与青藏高原对流层中层冷空气合并加强,且新地岛平流层下部的冷空气在前期缓慢东移后,自贝加尔湖加速南下对其补充引发寒潮。二、等熵位涡异常大值可定量、清晰地表述关键影响系统西风带小槽的演变,具有更好的指示意义。三、等熵位涡高值区随时间变化与寒潮演变一致,可提前6h指示冷空气活动,且等熵位涡大于1.0PVU区域与寒潮及降雪落区一致,大于0.8PVU区域与强降温区域一致,可作为精细定量预报的重要指标。（3）在高空急流的有效配置下,西风带小槽、中尺度辐合线驱动此次对流层中下层锋生,主要受风场切变变形、水平散度和上升运动极大值纬向分布的影响。锋生函数的大值区与实况锋区的位置、演变一致,且锋生函数可定量指示锋区的强度,并通过其数值演变预报寒潮雨雪天气的出现、增强、减弱过程,可作为锋面分析过程和相关锋面天气诊断的综合物理量指标。降水区位于急流-锋次级环流上升支的下方,与锋生函数倾斜项F4梯度大值区、上升运动极大值区均一致且峰值时刻相同。（4）水汽输送带主要有两条:一是700600h Pa孟加拉湾水汽经云南、四川向北输送至宁夏北部39°N附近,为水汽主要来源,二是850h Pa渤海湾的水汽向西输送至宁夏,贡献较小。（5）此次雨雪过程主要是低槽冷锋层状云降水,雷达回波呈片状,伴有3040dBz的强回波中心,由北向南推进并维持在宁夏中北部约5h,造成短时强降水,降水强度与回波中心强度和持续时间密切相关。TBB低值区（TBB<-30°C）结构特征能够较好地指示短波槽、低涡、冷锋的存在,且TBB为-42-51°C的低值区与强降水区对应较好。（6）宁夏中北部地区T850≤0°C、T700≤-4°C或H0（0°C特征层高度）≤160dagpm,将由雨向雨夹雪、雪转变。结合地面气温,可进一步确定雨夹雪、雪,即地面气温在-1°C以下,以雪为主;地面气温在01°C,以雨夹雪为主。雷达反射率因子也可较好地反映降水相态快速转变:当回波强度为3035d Bz,降雨为主;随回波强度减小,由雨转雨夹雪;当回波强度2025d Bz,降雪为主。
刘炤寰[8]（2019）在《耦合CALMET精细化地表风场的塔里木盆地沙尘暴模拟》文中研究指明沙尘气溶胶是大气中最主要的成分,是引起大气圈、生物圈、岩石圈相互作用的重要纽带和全球物质循环及气候变化中的关键环节。塔里木盆地的中心为塔克拉玛干沙漠,是世界第二大的流动沙漠,既是中国沙尘暴天气的高发中心,也是全球沙尘暴的高发中心,它扬起的沙尘气溶胶可通过阳伞效应、冰核效应和铁肥料效应影响区域和全球气候,成为了研究全球变化的热点区域之一。虽然塔克拉玛干沙漠面积达33万平方公里,而气象观测站仅限于沙漠边缘的绿洲,整个沙漠中的气象观测资料近乎空白。盆地气候的独特性和巨大面积观测的空白,使得温度、风向、风速等气象要素的空间分布无法由插值简单得到。在地面风要素资料缺失,而其替代产品如NCEP的再分析或者FNL分析的风要素资料在塔里木盆地这一地域几乎完全失效,进而将导致以再分析资料驱动的、所有同风场有关的沙尘模式在该地区失效。因为塔克拉玛干沙漠是全球沙尘暴的高发中心,它扬起巨量的沙尘气溶胶可影响区域和全球气候,对这一地区的风场进行精细化的模拟,进而利用WRF模式准确模拟盆地内沙尘暴过程,评估沙尘暴的起沙量,对研究区域和全球气候变化具有重要的科学价值和实用价值。针对以上存在的问题,本文试图通过利用沙漠风积地貌和气象风况观测资料,进而使用CALPUFF模拟系统中的CALMET模块,通过定量模拟地表风场来对塔里木盆地内的风场进行修正,获得精细化的地表风场,进而将其耦合进WRF模式,提高塔里木盆地沙尘暴过程的模拟的精度。其主要结论如下:（1）1995-2017年观测表明,沙尘暴发生最多的地方是沙漠腹地,边缘绿洲发生最多的地方处于盆地的东南端,其次是南部的和田-皮山一带,以及北部的柯坪-阿拉尔一带。扬沙发生次数远高于沙尘暴发生次数,其空间分布大体与沙尘暴的空间分布基本一致。冬季几乎没有沙尘活动,春夏转换过程中的4-5月是沙尘天气最高发的季节,7-9月沙尘天气频次急剧下降。沙漠腹地虽然也具备这些特征,但7-8月沙漠腹地的塔中却仍保持非常高的发生频次,这与夏季盆地中心热低压的存在有关。（2）确定了冷空气进入塔里木盆地的三条路径,东路、西路和中路路径,仅有东路路径时,盆地内出现弱沙尘暴,东路和西路同时出现,出现中等强度的沙尘暴,三条路径同时出现,出现强沙尘暴过程。在三个路径上,分别选取了上游的铁干里克、乌恰和阿克苏作为代表站,进而建立了代表站与盆地边缘站点风速的统计相关关系。然后加上根据沙漠风积地貌推测出的沙漠的地表风向,即得到了各站点的风速和风向。当相邻两站风向相反时,依据两站的风速大小,站点风速小的风向修订为风速大的风向。（3）利用三个代表站点的风速,判断冷空气入侵塔里木盆地的路径和强度,然后将代表站点由统计关系得到的各观测站点风速和沙漠地貌的风向要素输入CALMET模式,进而驱动CALMET模型,模拟得到精细化的地表风场。通过对弱、中等以及强沙尘暴过程三个个例的分析,CALMET模型模拟除了盆地精细化的地表风场以及水平散度显示的辐合区,因为沙漠中缺乏气象观测点,无法进行验证,但其风场的辐合区与卫星观测的几乎完全一致。弱、中等以及强沙尘暴过程中的地表风场显示了完全不同的场景,较原来仅靠沙漠风积地貌推测出地表风场更符合实际情况。另外,观测推测沙漠腹地是沙尘暴的高发中心,但利用CALMET模型模拟的精细化的地表风场与卫星观测表明,并不是所有的沙漠腹地均为高发中心,它取决于冷空气入侵塔里木盆地的路径。4、耦合了CALMET精细化的地表风场的WRF模式能够很好地模拟出塔里木盆地的沙尘暴过程,弥补了目前沙尘暴数值模式研究的缺陷。同时,塔里木盆地是全球第二大沙尘源地,对它起沙量的准确模拟,有助于对全球沙尘总量的估算及其对气候效应的理解。
吴哲珺[9]（2019）在《长江流域低空急流天气过程的数值模拟与诊断分析》文中研究表明2016年6月30日至7月6日,长江流域发生一次伴随低空急流的大暴雨天气过程,此次暴雨具备强度大、持续时间长、降水区域集中的特点,引发严重洪涝灾害,造成巨大经济损失。为加深对低空急流的认识,提高对其预报能力,本文运用WRF模式对此次天气过程进行高分辨率数值模拟,利用最佳模拟结果对此次强降水过程中的低空急流划分阶段,选择时间跨度最长且最为完整的阶段进行具体分析:分析探讨此次低空急流的影响因素和形成机制,同时通过地形敏感性试验探讨地形可能的影响;其次,从水汽、动力、热力、能量方面对该过程进行诊断分析。主要得到以下结论:（1）此次低空急流发生时,东侧为西太平洋副热带高压,西侧则为西南涡。这种“东高西低”的高低压配置为低空急流的形成与发展提供了有利的背景场。高空急流和低空急流的耦合作用是低空急流发展的一个重要背景条件。垂直方向高空动量不断下传为低空系统的发展提供了动力支持,是低空急流发生的一个重要的条件。逆温和垂直风切变之间的正反馈机制是低空急流形成与加强的因素之一。（2）山体在急流生成及发展过程中对气流有摩擦和阻挡作用,这种阻挡作用随着山体地形高度的增加而有所加强,同时山脉的走向会改变原始的风向,使得急流前端超前或滞后。青藏高原有强背风波效应,它的绕流和挤压作用会使得低空气流表现为狭长的带状,使动量更加聚集从而风速增加形成低空急流。（3）湿位涡诊断分析表明:降水前MPV1“上正下负”的配置利于降水的发生,对流层低层MPV1<0、MPV2>0区域可用于预测暴雨中心位置。暴雨发生期间,850hPa高度MPV1<0及MPV1正负值交界等值线密集区与降水带吻合,降水后期由于低空急流仍强烈发展,降水带与850hPa处MPV2大负值区相吻合。（4）通过诊断分析发现:孟加拉湾和南海为此次暴雨提供主要的水汽来源,低空急流充分携带水汽,形成一支强劲的水汽输送带,水汽通量散度的分布能很好对应降水的落区;降水过境时,当正涡度中心向上空发展,降水强度将进一步增强;900hPa1000hPa层大气(（7）值的分布情况完全匹配低空急流区。将诊断分析结果与指数计算结果结合,初步提出了长江流域受低空急流影响的降水预报决策树。
高雁南[10]（2019）在《吸收和反射型SSW行星波特征及其与北半球冬季寒潮的联系》文中指出为了进一步探讨不同类型的平流层爆发性增温（SSW）事件与北半球冬季寒潮的联系,本文使用了欧洲中心ERA-Interim再分析资料对1980年-2018年39年间47次平流层爆发性增温过程中的温度场和风场变化以及行星波垂直传播特征进行了分类研究,并重点以2015年冬季和2016年冬季的两个SSW为例,探讨了吸收型和反射型SSW的行星波传播特征及其与北半球冬季不同地区寒潮的联系。所得主要结论如下:（1）1980-2019年39年间47次平流层爆发性增温事件中有24次吸收型SSW和23次反射型SSW。吸收型SSW事件增温前期上平流层为非反射状态和一致的强西风带,有利于对流层行星波持续上传;而反射型SSW事件增温前期上平流层为反射状态,同时中高纬度出现明显的东风带,阻止了行星波的持续上传并促进其下传。吸收型SSW事件增温后期对流层顶行星波垂直活动已上传为主;而反射型SSW事件增温后期对流层顶中高纬度地区行星波垂直活动以下传为主。SSW通常伴随着强的次行星尺度扰动（阻高等）并引发地面寒潮,24次吸收型SSW事件中有8%的事件加强原寒潮,67%的事件转移行星波引发新寒潮,25%的事件既加强原寒潮又激发新寒潮;而23次反射型SSW事件中有13%的事件加强原寒潮,65%的事件转移行星波引发新寒潮,22%的事件既加强原寒潮又激发新寒潮。（2）2015吸收型SSW所影响的寒潮爆发在北美地区,持续时间较长,强度强。原因是上传的行星波作用通量在平流层建立了大西洋高压并向下发展,持续上传的行星波使得北美地区上下游均是稳定维持的高压,深厚（贯穿平-对流层）阻塞下上下游的北风引导冷空气入侵北美;且由于行星波作用通量的不断上传使得平流层积累大量波动能量,也使得强阻塞形势得以长期维持,造成北美寒潮降温期长且强度强。而2016年反射型SSW所影响的寒潮爆发在东亚地区,持续时间较短,强度也弱。是由于反射型SSW的背景使来自对流层欧洲-大西洋地区的行星波作用通量上传后很快从平流层下传回对流层,所以位于平流层阿拉斯加的行星波作用通量向下并东传至邻近的乌拉尔山地区,引起小高压的快速发展,形成阻塞形势,而高压东侧北风引导冷空气南下入侵东亚;且由于行星波上传后很快下传,波动能量累积有限,阻塞高压从发展到消亡都很快,寒潮降温持续时间短,强度也较弱。
二、对弱冷空气入侵的一种补充预报方法（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、对弱冷空气入侵的一种补充预报方法（论文提纲范文）
（1）一次长江三角洲地区台风远距离暴雨研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究意义及目的 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 台风远距离暴雨概念 |
| 1.2.2 台风远距离暴雨的气候特征 |
| 1.2.3 影响台风远距离暴雨产生的因子 |
| 1.3 研究内容及目标 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究目标 |
| 第二章 数据与方法 |
| 2.1 数据 |
| 2.2 研究方法 |
| 第三章 台风概况及台风远距离暴雨的判定 |
| 3.1 台风概况 |
| 3.2 降水实况 |
| 3.3 台风远距离暴雨的判定 |
| 第四章 影响台风“山竹”远距离暴雨形成的热动力因子分析 |
| 4.1 大尺度环流形势分析 |
| 4.2 台风“山竹”远距离暴雨区的热力诊断 |
| 4.2.1 远距离暴雨区的温、湿特征 |
| 4.2.2 远距离暴雨区的能量诊断 |
| 4.3 台风“山竹”远距离暴雨区的动力诊断 |
| 4.3.1 高低空急流 |
| 4.3.2 远距离暴雨区的辐合条件分析 |
| 4.4 台风“山竹”远距离暴雨区的水汽源诊断 |
| 4.4.1 远距离暴雨区的水汽特征 |
| 4.4.2 远距离暴雨区的水汽输送过程模拟 |
| 4.5 概念模型 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 台风“山竹”远距离暴雨主要影响因子的预报误差诊断 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 模式预报检验 |
| 5.2.1 模式预报降水量检验 |
| 5.2.2 环流形势场预报误差诊断 |
| 5.2.3 热力条件预报误差诊断 |
| 5.2.4 动力条件预报误差诊断 |
| 5.2.5 水汽条件误差诊断 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 弱冷空气和台风东北象限低涡的中尺度分析 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 环流形势及热动力因子的中尺度分析 |
| 6.2.1 中尺度环流形势 |
| 6.2.2 不同尺度的热动力因子对台风远距离暴雨的作用 |
| 6.3 本章小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 主要创新点 |
| 7.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（2）基于S2S计划模式对2008年初雨雪冰冻事件的次季节预测能力评估（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 极端事件的预测与评估方法 |
| 1.2.1 气候模式评估方法 |
| 1.2.2 多模式集合平均评估 |
| 1.3 大气环流型对极端事件的影响 |
| 1.3.1 中高纬阻塞形势对极端事件的影响 |
| 1.3.2 西南暖湿气流对极端事件的影响 |
| 1.3.3 冷空气与暖空气活动对极端事件的影响 |
| 1.4 区域异常信号对极端事件的影响 |
| 1.4.1 中东太平洋海温对极端事件的影响 |
| 1.4.2 MJO对极端事件的影响 |
| 1.4.3 北极涛动对极端事件的影响 |
| 1.4.4 高空急流对极端事件的影响 |
| 1.5 研究意义和内容安排 |
| 参考文献 |
| 第二章 极端雨雪冰冻事件次季节预测能力评估 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 资料和方法 |
| 2.2.1 参加S2S计划模式数据 |
| 2.2.2 观测数据 |
| 2.2.3 方法 |
| 2.3 多模式对2008 年初极端事件次季节预测能力评估 |
| 2.3.1 整个极端事件降水预测效果评估 |
| 2.3.2 第一阶段降水空间分布 |
| 2.3.3 第二阶段降水空间分布 |
| 2.3.4 第三阶段降水空间分布 |
| 2.3.5 第四阶段降水空间分布 |
| 2.3.6 四个阶段区域降水的预报效果评估 |
| 2.4 多模式对2008年初极端事件环流型的预测效果评估 |
| 2.4.1 整个极端事件 |
| 2.4.2 第一暴雪阶段 |
| 2.4.3 第二暴雪阶段 |
| 2.4.4 第三暴雪阶段 |
| 2.4.5 第四暴雪阶段 |
| 2.4.6 四个阶段大气环流型的预报效果评估 |
| 2.4.7 四个阶段大气环流冷暖空气指数的预报效果评估 |
| 2.5 总结 |
| 参考文献 |
| 第三章 大气环流持续性异常对极端事件预测能力的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料和方法 |
| 3.3 高空急流对预测能力的影响 |
| 3.3.1 模式对极锋急流与副热带急流的预测 |
| 3.3.2 模式对中东急流的预测 |
| 3.4 阻塞形势与西南气流对预测能力的影响 |
| 3.5 副热带高压对预测能力的影响 |
| 3.6 总结和讨论 |
| 参考文献 |
| 第四章 低频信号对极端事件预测能力的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 资料和方法 |
| 4.3 MJO对预测能力的影响 |
| 4.4 北极涛动(AO)对预测能力的影响 |
| 4.5 QBWO对预测能力的影响 |
| 4.6 总结和讨论 |
| 参考文献 |
| 第五章 总结与展望 |
| 5.1 全文总结 |
| 5.2 论文的创新点 |
| 5.3 讨论和展望 |
| 已发表论文 |
| 致谢 |
（3）双偏振雷达探测暴雪/暴雨垂直结构的云微物理特征研究（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 国内外研究现状及进展 |
| 1.2.1 双偏振雷达 |
| 1.2.2 暴雪和暴雨回波 |
| 1.2.3 大气风温湿结构 |
| 1.3 降水的云物理学 |
| 1.4 本文主要研究内容 |
| 1.4.1 问题的提出 |
| 1.4.2 本文的研究内容 |
| 第二章 双线偏振多普勒雷达简介及主要参量 |
| 2.1 双偏振雷达简介 |
| 2.2 双偏振雷达主要参量 |
| 2.3 NUIST C-Pol雷达参数 |
| 第三章 “180104”暴雪过程双偏振雷达参量分析 |
| 3.1 天气背景 |
| 3.1.1 降水概况 |
| 3.1.2 环流形势分析 |
| 3.2 双偏振雷达回波特征 |
| 3.2.1 PPI回波特征分析 |
| 3.2.1.1 雷达基数据产品特征 |
| 3.2.1.2 偏振参量特征 |
| 3.2.2 RHI回波及垂直廓线特征分析 |
| 3.3 大气垂直能量结构 |
| 3.4 云微物理机制 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 “180525”暴雨过程双偏振雷达参量分析 |
| 4.1 天气背景 |
| 4.1.1 降水概况 |
| 4.1.2 环流形势分析 |
| 4.2 双偏振雷达回波特征 |
| 4.2.1 PPI回波特征分析 |
| 4.2.1.1 雷达基数据产品特征 |
| 4.2.1.2 偏振参量特征 |
| 4.2.2 RHI回波及垂直廓线特征分析 |
| 4.3 大气垂直能量结构 |
| 4.4 云微物理机制 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 总结与展望 |
| 5.1 本文的主要研究结论 |
| 5.2 本文研究的创新点 |
| 5.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（4）典型极端低温事件形成原因对比研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 极端低温事件的气候特征 |
| 1.2.2 影响极端低温事件的环流因子 |
| 1.2.3 影响极端低温事件的关键天气系统形成机制 |
| 1.3 研究存在的问题 |
| 1.4 研究内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料来源 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 高空急流指数 |
| 2.2.2 一维阻塞高压指数(T&M指数) |
| 2.2.3 二维阻塞高压指数 |
| 2.2.4 西伯利亚高压指数 |
| 2.2.5 低频天气图方法 |
| 2.2.6 瞬变扰动物理分解方法 |
| 2.2.7 广义 Eliassen-Palm 通量(E–P 通量) |
| 2.2.8 Ertel 位涡(Potential Vorticity,简称:PV)方法 |
| 第三章 两类极端低温事件期间的环流特征 |
| 3.1 两类低温事件选取 |
| 3.2 两类低温事件环流场特征 |
| 3.2.1 500hPa环流场特征 |
| 3.2.2 海平面气压场特征 |
| 3.3 两次典型极端低温事件特征研究 |
| 3.3.1 降水和降温特征分析 |
| 3.3.2 环流特征分析 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 典型极端低温过程的环流组合性异常特征 |
| 4.1 高空急流特征 |
| 4.2 阻塞高压特征 |
| 4.3 西伯利亚高压特征 |
| 4.4 组合性异常特征分析 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 两次典型极端低温过程低频特征分析 |
| 5.1 两次过程期间低频环流特征分析 |
| 5.2 2008年低温雨雪灾害期间低频特征分析 |
| 5.3 2016年“霸王级”寒潮期间的低频特征分析 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 典型极端低温事件期间瞬变波特征分析 |
| 6.1 阻塞高压生命期确定 |
| 6.2 瞬变波动量输送特征 |
| 6.3 瞬变波热量输送分析 |
| 6.4 E-P通量特征分析 |
| 6.5 Rossby 波破碎(RWB)特征 |
| 6.6 本章小结 |
| 第七章 总结和讨论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 论文特色与创新点 |
| 7.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（5）冬季北大西洋进入北极的极端气旋对中国气候的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 中高纬气旋的定位与追踪 |
| 1.2.2 气旋的气候统计特征 |
| 1.2.3 气旋与其他要素和大气环流的相互作用 |
| 1.2.4 中高纬异常环流对中国寒潮天气的影响 |
| 1.3 本文研究目的及创新点 |
| 1.4 本文的主要内容 |
| 第2章 数据与方法 |
| 2.1 数据说明 |
| 2.1.1 再分析数据 |
| 2.1.2 观测数据 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 ECs的定位与追踪 |
| 2.2.2 寒潮标准 |
| 2.2.3 波活动通量 |
| 2.2.4 水汽通量 |
| 2.2.5 K均值聚类法 |
| 2.2.6 综合相似指数 |
| 2.2.7 滞后合成 |
| 2.2.8 显着性检验 |
| 第3章 2015年初ECs对中国寒潮天气的影响 |
| 3.1 EC1的生成演变及对中国寒潮天气的影响 |
| 3.1.1 EC1的生成与演变 |
| 3.1.2 北极环流调整 |
| 3.1.3 EC1影响中国寒潮天气的物理过程及机制 |
| 3.2 EC2的生成演变及对中国寒潮天气的影响 |
| 3.2.1 EC2的生成与演变 |
| 3.2.2 北极环流调整 |
| 3.2.3 EC2影响中国寒潮天气的物理过程及机制 |
| 3.3 EC1与EC2的对比 |
| 3.3.1 生成纬度不同 |
| 3.3.2 移动路径不同 |
| 3.4 本章小结 |
| 第4章 1980-2015年冬季ECs的气候统计特征 |
| 4.1 1980-2015年冬季ECs的挑选与分类 |
| 4.2 空间特征 |
| 4.2.1 以生成地为分类标准 |
| 4.2.2 以移动路径为分类标准 |
| 4.3 年际变化特征 |
| 4.4 不同类的ECs与中国寒潮天气的对应关系 |
| 4.5 本章小结 |
| 第5章 不同类别的ECs对中国天气的影响 |
| 5.1 第一类ECs的环流形势及对中国天气的影响 |
| 5.1.1 北极环流调整 |
| 5.1.2 大气环流的调整及对中国天气的影响 |
| 5.2 第二类ECs的环流形势及对中国天气的影响 |
| 5.2.1 北极环流的调整 |
| 5.2.2 大气环流的调整及对中国天气的影响 |
| 5.3 第三类ECs的环流形势及对中国天气的影响 |
| 5.3.1 北极环流的调整 |
| 5.3.2 大气环流的调整及对中国天气的影响 |
| 5.4 三类ECs的对比与讨论 |
| 5.4.1 相同之处 |
| 5.4.2 不同之处 |
| 5.5 “S4-L4”的特殊组合分析 |
| 5.6 本章小结 |
| 第6章 总结与展望 |
| 6.1 主要结论与讨论 |
| 6.2 工作展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简介 |
（6）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 |
（7）宁夏早春一次突发寒潮极值降雪过程的综合分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 国内外研究现状及问题 |
| 1.2.1 宁夏寒潮雨雪过程的分析情况 |
| 1.2.2 等熵位涡的分析情况 |
| 1.2.3 锋生理论的分析情况 |
| 1.3 本文的资料及主要研究内容 |
| 第二章 天气实况分析 |
| 2.1 天气实况及灾情 |
| 2.2 环流形势 |
| 2.3 雷达回波特征分析 |
| 2.3.1 反射率因子特征分析 |
| 2.3.2 径向速度图特征分析 |
| 2.4 卫星云图特征分析 |
| 2.5 水汽特征 |
| 2.5.1 水汽通量及散度 |
| 2.5.2 大气可降水量 |
| 2.6 本章小结 |
| 第三章 等熵位涡IPV特征分析 |
| 3.1 IPV的性质与计算 |
| 3.2 315K等熵面特征 |
| 3.3 IPV示踪冷空气源地与路径 |
| 3.4 槽脊对应的IPV特征分析 |
| 3.5 IPV与灾害性天气的时空对应关系 |
| 3.5.1 IPV时间演变关系分析 |
| 3.5.2 IPV空间对应关系分析 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 锋生函数特征分析 |
| 4.1 锋生函数的计算 |
| 4.2 锋生函数各项的贡献 |
| 4.3 锋生演变特征及其影响因素 |
| 4.3.1 水平变形场 |
| 4.3.2 水平散度场 |
| 4.3.3 倾斜项 |
| 4.4 急流-锋次级环流及其与寒潮降雪的关系 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 降水相态判据 |
| 5.1 降水相态演变 |
| 5.2 温度廓线图 |
| 5.3 T_(850)、T_(700)与地面气温 |
| 5.4 0°C层的高度 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 作者在读期间科研成果简介 |
| 致谢 |
（8）耦合CALMET精细化地表风场的塔里木盆地沙尘暴模拟（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景和研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 沙尘暴的定义、分类及形成原因 |
| 1.2.2 塔里木盆地沙尘暴研究进展 |
| 1.2.3 沙尘暴的模式研究 |
| 1.2.4 CALMET的模式以及耦合气象模式后研究进展 |
| 1.3 存在的问题及主要研究内容 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.3.3 章节安排 |
| 第二章 研究区域、数据来源及模式介绍 |
| 2.1 研究区域 |
| 2.2 数据来源 |
| 2.3 WRF及其参数化方案介绍 |
| 2.4 CALMET介绍 |
| 第三章 塔里木盆地沙尘暴时空分布、路径及地面观测的风场 |
| 3.1 塔里木盆地沙尘暴时空分布特征 |
| 3.2 冷空气入侵塔里木盆地的路径(划分为弱、中、强三种沙尘暴类型) |
| 3.3 不同路径上代表站点与各站风要素之间相关分析 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 CALMET模型订正的风场与塔里木不同路径沙尘暴的模拟 |
| 4.1 模拟弱沙尘暴下的风场及与观测对比 |
| 4.2 模拟中等沙尘暴下的风场与卫星观测的沙尘暴对比 |
| 4.3 模拟强沙尘暴下的风场与观测对比 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 论文特色与创新 |
| 5.3 存在的不足和展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
（9）长江流域低空急流天气过程的数值模拟与诊断分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 低空急流定义及分类 |
| 1.2.2 低空急流的分布 |
| 1.2.3 低空急流结构与机理研究 |
| 1.3 主要研究内容和技术路线 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 研究资料 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 WRF模式及参数化方案介绍 |
| 2.2.2 WRF试验设计 |
| 2.2.3 降水评分方法 |
| 2.2.4 湿位涡诊断介绍 |
| 第三章 降水实况与模拟结果检验 |
| 3.1 降水实况 |
| 3.2 WRF模式模拟结果检验 |
| 3.2.1 雷达回波对比 |
| 3.2.2 小时降雨量对比 |
| 3.2.3 降水评分对比 |
| 3.2.4 控制试验检验 |
| 3.3 低空急流阶段介绍 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 低空急流形成和影响机制分析 |
| 4.1 大气环境场分析 |
| 4.2 高、低空急流的耦合 |
| 4.3 动量下传 |
| 4.4 垂直风切变和逆温的耦合 |
| 4.5 地形作用 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 暴雨诊断分析及预报 |
| 5.1 水汽输送 |
| 5.2 动力条件 |
| 5.2.1 水平散度与D1值 |
| 5.2.2 垂直涡度 |
| 5.3 湿位涡诊断分析 |
| 5.3.1 湿位涡的水平分布 |
| 5.3.2 湿位涡的垂直分布 |
| 5.4 指数分析及应用 |
| 5.4.1 CAPE值 |
| 5.4.2 K指数 |
| 5.4.3 理查逊数 |
| 5.4.4 降水预报决策树 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论与讨论 |
| 6.2 特色与创新 |
| 6.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（10）吸收和反射型SSW行星波特征及其与北半球冬季寒潮的联系（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 平流层爆发性增温的研究进展 |
| 1.2.2 波活动对北半球冬季天气系统影响的研究进展 |
| 1.3 问题的提出及主要研究内容 |
| 1.3.1 问题的提出 |
| 1.3.2 主要研究内容 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 方法说明 |
| 2.2.1 谐波分析 |
| 2.2.2 吸收型SSW和反射型SSW分类方法 |
| 2.2.3 Eddy heat flux |
| 2.2.4 E-P通量 |
| 2.2.5 Plumb波活动通量 |
| 第三章 吸收型和反射型SSW行星波活动特点 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 1980年-2018年39年间冬季SSW分类分析 |
| 3.3 吸收型和反射型SSW事件高层风场对比 |
| 3.4 吸收型和反射型SSW事件对流层顶行星波垂直传播特征对比 |
| 3.5 吸收型和反射型SSW事件三维行星波传播特征对比 |
| 3.5.1 吸收型SSW行星波传播对地面寒潮的影响 |
| 3.5.2 反射型SSW行星波传播对地面寒潮的影响 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 吸收型和反射型SSW对北半球不同地区寒潮的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 吸收型和反射型爆发性增温事件的个例对比 |
| 4.2.1 强增温和弱增温 |
| 4.2.2 吸收型爆发性增温和反射型爆发性增温 |
| 4.2.3 两类增温事件的背景风场和波作用通量特征 |
| 4.3 两类事件与北半球不同地区寒潮的联系 |
| 4.3.1 2015吸收型SSW事件对北美寒潮的影响 |
| 4.3.2 2016反射型SSW事件对亚洲寒潮的影响 |
| 4.3.3 不同类型的SSW对北半球地面寒潮影响的差异 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 结论与讨论 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 创新点 |
| 5.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
四、对弱冷空气入侵的一种补充预报方法（论文参考文献）
- [1]一次长江三角洲地区台风远距离暴雨研究[D]. 于佳琪. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [2]基于S2S计划模式对2008年初雨雪冰冻事件的次季节预测能力评估[D]. 郑丽娜. 南京大学, 2020(09)
- [3]双偏振雷达探测暴雪/暴雨垂直结构的云微物理特征研究[D]. 雍佳. 南京信息工程大学, 2020(02)
- [4]典型极端低温事件形成原因对比研究[D]. 张金玉. 兰州大学, 2020(01)
- [5]冬季北大西洋进入北极的极端气旋对中国气候的影响[D]. 张琳. 中国气象科学研究院, 2020(03)
- [6]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)
- [7]宁夏早春一次突发寒潮极值降雪过程的综合分析[D]. 胡亮帆. 成都信息工程大学, 2019(05)
- [8]耦合CALMET精细化地表风场的塔里木盆地沙尘暴模拟[D]. 刘炤寰. 南京信息工程大学, 2019(03)
- [9]长江流域低空急流天气过程的数值模拟与诊断分析[D]. 吴哲珺. 南京信息工程大学, 2019(03)
- [10]吸收和反射型SSW行星波特征及其与北半球冬季寒潮的联系[D]. 高雁南. 南京信息工程大学, 2019