一、1998年7、8月大～暴雨过程天气尺度分析（论文文献综述）
孙思远[1]（2021）在《夏季中国东部区域性极端降水事件与对流层上层斜压Rossby波包活动的联系》文中认为本文基于NCEP/NCAR再分析资料、中国国家级地面高密度站点的降水资料、CPC全球降水量网格数据集和CMA热带气旋最佳路径数据集等逐日资料,分析了中国东部夏季区域性极端降水事件的变化特征和区域降水的气候特征以及其与欧亚大陆斜压Rossby波包活动的关系,并得到以下主要结论:（1）长江中下游地区梅汛期降水与Rossby波活动的关系在多年平均和特殊年份中有所不同。在多年逐日气候场中,中纬度对流层上层300h Pa上经向风扰动和低频经向风的典型波数为4–6波,而高频经向风为7–9波,且在副热带西风急流带中仍可侦测到的移动性波列和Rossby波包。此时,高频波动有明显的下游频散,但南支波包与北支波包相比,对长江中下游地区高频降水的影响更为显着,而气候态与低频波动则呈现准定常性,说明低频的甚至准定常的强迫在逐日气候场中起到重要作用。当以2020年梅汛期为例时,中纬度对流层上层300h Pa上高频（2–14天）经向风的波数范围为5–7波,高频波动源自贝加尔湖附近,并沿高空西风急流带自西北向东南传至长江中下游地区,为下游地区带来异常强降水所需的扰动能量。（2）中国东部区域性（以江淮和黄淮地区为例）极端日降水事件与波包活动关系密切。采用百分位阈值法,对区域性极端日降水事件进行筛选并加以分析,发现在江淮或黄淮地区发生极端日降水事件时,对流层上层300h Pa的波动大多起源于里海或黑海附近,传至下游地区需要大约4天的时间。江淮地区在极端日降水事件发生期间,其上空的扰动涡度拟能于极端日降水事件发生前一日至当日在对流层上层迅速减弱的同时在低层增强,时间平均气流对扰动涡度的平流输送项和扰动气流中的水平散度项是引起江淮地区上空扰动涡度拟能变化的贡献大项。黄淮地区在极端日降水事件发生期间,其上空的涡动动能同样于极端日降水事件发生前一日至当日在对流层上层迅速减弱的同时在低层增强,引起涡动动能变化的主要是动能制造项、平流输送项和正压转换项。因此,与波包活动相关的扰动涡度拟能和涡动动能在区域上空的增强和维持对极端日降水事件的发生发展具有重要作用。（3）以2016年7月发生在华北地区的一次极端强降水事件为例,可以发现本次降水事件发生期间,波扰动能量在对流层低层主要呈经向传播而在对流层上层呈纬向传播,对流层低层的波扰动能量对华北地区的影响比上层更为明显。涡动动能在华北地区的增强和维持主要是涡动非地转位势通量散度项、涡动有效位能和涡动动能的斜压转换项以及余差项的共同作用,此外,涡动热量通量变化支持了正压和斜压转换,涡动动量通量的变化有利于涡动动能的增强,且涡动动能和涡动通量的变化均与降水的变化趋势有很好的一致性。以上结果加深了人们对中国东部地区区域性极端降水事件成因的认识,并为极端降水的预报预测提供了线索。
黎颖,王欣,姚静,胡淑兰[2]（2021）在《汉江流域盛夏暴雨与天气尺度瞬变波EP通量的可能联系》文中进行了进一步梳理利用1980—2015年ERA-5全球再分析资料,对汉中地区典型暴雨发生前纬向风场变化及天气尺度瞬变波活动（Eliassen-Palm通量特征）进行分析。结果表明:瞬变波Eliassen-Palm（EP）通量特征分析为汉江流域暴雨潜势预报提供一个有利的参考指标;暴雨发生前,33°N附近200 h Pa有纬向风减速中心,对应200 hPa为EP通量辐散区,这种垂直分布模型是暴雨前期的有利形势,随着纬向风减速趋势加快,EP通量辐散区扩展并加强,有利于暴雨的发生;与8月相比,7月暴雨强度更强,暴雨范围更广,纬向风变化更明显,200 hPa的EP通量辐散更强。若简单地将盛夏暴雨整体进行研究,会影响对不同月份瞬变波活动及大气环流变化趋势的诊断,造成诊断偏差且难以准确反映瞬变波与暴雨的联系。因此在讨论盛夏季天气尺度瞬变波与对流层环流的相互作用时,应按月份讨论。
盛杰,郑永光,沈新勇[3]（2020）在《华北两类产生极端强天气的线状对流系统分布特征与环境条件》文中研究表明华北线状对流系统精细气候分布及其所产生的极端天气特征尚不清楚,本研究利用雷达拼图资料和客观识别方法普查2013—2018年华北171例线状对流系统的时、空分布特征,根据其所致强对流天气的统计结果,发现华北地区至少有2类线状对流系统,分别产生极端强雷暴大风和极端强降水。分析了这2类线状对流系统的环流形势、环境条件、地形作用和关键中尺度系统地面冷池等的特征。主要结论如下:华北线状对流系统的空间分布尤其是初始形成位置与大地形关系密切,京津冀的太行山和燕山山脚区域为其中的一个高发区;2类线状对流系统发生月份、空间尺度、移动速度、形成时刻和维持时间等都具有显着差异;2类线状对流系统的环流背景、环境条件和冷池也差别明显。强雷暴大风型线状对流系统的环境大气斜压性强,中层干和大的垂直减温率造成的最优对流有效位能、下沉对流有效位能大值区是产生极端大风的重要环境条件,地面强冷池以及0—3 km风垂直切变对前向传播起到了重要作用。强降水型线状对流系统产生的降水极端性较前一类型更为凸出,天气尺度强迫相对较弱,水汽条件极其充沛,地面弱冷池或地形与低层南风气流相互作用维持的后向传播是其发展和缓慢移动的主要机制,也是产生极端强降水的直接原因。
盛杰[4]（2020）在《华北地区线状对流的活动特征与机理研究》文中认为6-8月是华北地区的主汛期,受西风带和副热带高压共同影响,大陆性和海洋性季风气流在此交汇,境内既有离渤海较近的华北大平原,也有吕梁山、太行山、燕山等众多山脉,对流天气复杂多变,预报员难以把握。线状对流系统（quasi-linear convective systems,QLCSs）是汛期影响华北地区重要的强对流系统,其尺度大,致灾天气强,一直缺乏较完整的系统性统计研究,同时地形对华北QLCSs作用机理的研究成果也较少。为建立完整的华北地区QLCSs个例库,首先发展了一套线状对流系统客观识别方法。将计算机图形学骨架概念应用到气象学领域,发展了回波图像预处理、骨架修剪处理以及长宽比量化处理技术,该方法能自动识别出雷达回波拼图中符合气象学标准的QLCSs。结合2016年黄淮地区一次双QLCSs过程给出了基于骨架的QLCSs客观量化算法的具体技术流程,然后利用该方法对2016年6月安徽地区的QLCSs进行客观筛选,并进一步量化识别QLCSs的移动特征,结合灾害天气实况与主观识别进行对比评估,结果表明:结合气象学标准改造的骨架图像识别算法,较好保留了气象回波形状信息,在准确量化对流系统长短轴的基础上,实现线状对流系统的有效识别。利用雷达拼图资料,应用骨架图像识别算法建立2013-2018年华北地区QLCSs个例库（171例）,根据其时空分布特征的统计结果得到如下结论:华北QLCSs时空分布不均匀,除有明显的年及月变化外,其生消日变化特征也较显着,总体表现出易于午后生成,夜间减弱消亡的特征。空间分布上来看,高原发生较少,沿山及平原地区多有出现,太行山附近是其重要的高频生成区,说明热力条件的日变化及地形对于华北QLCSs的发生、发展有重要影响。针对暴雨和雷暴大风两类不同的对流天气,可筛选出雷暴大风为主的QLCSs和暴雨为主的QLCSs,统计发现两者活动规律各具特点,暴雨型QLCSs移速慢、夹角小,形成于夜间的山地或沿山附近,雷暴大风型QLCSs移速快、夹角大,下午时段在平原地区或沿山生成。按照气象灾害预警信号标准,进一步筛选出产生极端强雷暴大风和极端强降水两类致灾性QLCSs,给出这两类QLCSs的环流形势、环境条件、地形作用和关键中尺度系统地面冷池等的特征,分析结果如下:强雷暴大风型QLCSs的环境大气斜压性强,中层干和大的垂直减温率造成的BCAPE（best convective available potential energy）、DCAPE（downdraft convective available potential Energy）大值区是产生极端大风的重要环境条件,地面强冷池以及0-3 km风垂直切变对前向传播起到了重要作用。强降水型QLCSs产生的降水极端性较前一类型更为突出,天气尺度强迫相对较弱,水汽条件极其充沛,具有暖区降水性质,地面弱冷池或地形与低层南风气流相互作用维持的后向传播是其发展和慢速移动的主要机制,也是产生极端强降水的直接原因。由统计结果可知,地形在华北QLCSs形成中起到了重要作用,筛选两个代表性线状对流过程进行高分辨率数值模拟试验,探究QLCSs的线状结构的形成机理。2013年8月4日的线状结构形成过程中,大气环境偏干,上坡风导致的MAULs（moist absolutely unstable layers）是触发线状对流的重要原因:由于白天日照,山区升温快于盆地,形成上坡风,边界层风场沿山脉辐合明显,持续的垂直上升运动导致山脉低空水汽辐合,沿山脉走向形成了水汽饱和带,最终对流在MAULs区域触发,回波也表现出沿山脉走向的带状结构。2016年7月24日QLCSs过程的线状结构形成时,大气环境偏湿,而且线状回波的形成发展可分为两个阶段:第一阶段,喇叭口的南侧山区不断触发新对流,并在引导气流的作用下移入喇叭口的北侧平原地区,单体在对流主体后部合并发展,线状结构逐渐形成,敏感性试验发现去除南侧山体后,不再有带状雨带形成;第二阶段,对流发展到成熟阶段,地面冷池随之形成,暖湿的南风气流在线状回波的南侧与冷池的出流相互作用,触发出新的对流,后向传播维持了回波的线状形态。
冯文[5]（2020）在《热带扰动和弱冷空气引发的海南岛秋汛期特大暴雨时空分布特征及形成机制研究》文中研究表明由热带扰动和弱冷空气引发的秋汛期特大暴雨是造成海南岛大范围洪涝的主要灾害性天气之一。2000年、2008年和2010年10月份海南岛东半部的三次重大洪涝灾害就是由该类暴雨引发的。为了系统研究此类暴雨形成、加强和维持的机制,增进对热带地区暴雨的认识,本文利用海南省高空、地面观测资料、卫星、多普勒雷达以及NCEP、ECMWF ERA5再分析资料,统计分析了热带扰动和弱冷空气引发的海南岛秋汛期特大暴雨的时空分布特征,深入探讨了暴雨过程中多尺度天气系统的相互作用,深对流触发、发展和维持的机制,以及中尺度系统的动力、热力学特征,得到以下主要结论:（1）从气候统计上发现,海南岛降水随时间变化分布形态与越南中北部地区较为相似,但与华南其他各区存在较大差异,双峰结构不明显,随着暴雨级别的提高,单峰现象愈加显着。全年降水峰值出现在秋汛期内,且近50%的大范围极端降水事件都出现在秋汛期,其中由热带扰动和弱冷空气引发的秋汛期特大暴雨日占全年总数高达58%。秋汛期特大暴雨降水强度地理分布非常有规律性,整体呈一致的东多西少的态势。40年平均风场分析发现低空偏东强风带在南海北部的出现和逐候加强是秋汛期内最显着的环流特征,其形成的机制是秋季南北海陆热力差异增大导致海陆之间相对涡通量的增大,于南海中北部对流层低层诱导出强的辐合风速,形成带状偏东风急流。（2）从多个个例的合成场上发现,南亚高压、中纬西风槽、副热带高压和南海热带扰动的相互作用,是秋汛期特大暴雨形成的主要环流背景。暴雨发生期间,北半球亚洲区内ITCZ异常活跃,南海季风槽和印度季风槽南撤速度缓慢,比常年平均异常偏北偏强。南亚高压的位置比常年同期明显偏东偏南,东亚中纬槽,副热带高压的强度也比常年明显偏强。造成暴雨增幅的水汽主要来自印度洋的西南季风支流,副高南侧的偏东气流和大陆冷高压东南侧的东北气流。（3）从不同强度个例的对比分析发现,热带扰动和弱冷空气引发的秋汛期特大暴雨个例天气系统配置均具有非常相似的特征:对流层上层,南亚高压正好位于南海北部上空,高层存在稳定的辐散区;对流层中、低层,热带扰动、中纬槽后冷高压和副高三者之间的相互作用,使得南海北部地区南北向和东北-西南向梯度加大,海南岛上空锋区结构建立,涡旋增强和维持,同时诱发偏东低空急流。海南岛正处这支偏东低空急流的出口区左侧,风向风速辐合明显。强的秋汛期暴雨降水个例的急流核强度、长度、厚度,以及急流上方的风速梯度远大于弱个例。最强降水日中强个例的低空急流核正好位于海南岛东部近海上空,在水平方向上稳定少动,垂直方向和风速上则脉动剧烈,有利于强降水激发。弱个例的急流核在水平方向上东西振荡明显,在垂直高度和风速上变化很小,不利于强降水在固定区域的维持。（4）从个例的模拟分析中发现,湿中性层结、非绝热加热和水平运动导致的锋生以及不同高度的垂直风切变对深对流的形成、发展和维持至关重要。中性层结的形成是弱冷锋后的稳定层结区向热带扰动外围偏南风所带来暖湿气团的不稳定层结区过渡带来的垂直层结变化的结果。暴雨过程中非绝热加热项和水平运动项在局地锋生的过程中贡献最大。低层和中层风切变影响下的回波结构变化和移动方向、速度有助于解释回波“列车效应”的形成机制。通过对惯性重力内波方程组的线性和非线性求解,发现热带扰动和弱冷空气引发的秋汛期特大暴雨个例中中尺度涡旋生成和加强,与水平风切变、积云对流潜热释放、垂直风切变或低空急流以及冷空气有关。其中强盛的对流凝结潜热加热对热带中尺度涡旋垂直运动振幅的增强起主要作用,有利涡旋的发展和维持。（5）地形敏感试验结果表明,海南岛地形高度的变化对东部暴雨量级有显着影响。由于地形存在,迎风坡前强烈抬升的气流凝结形成降水导致大量凝结潜热释放,潜热释放又反馈增强对流区暖心结构,进而加强其垂直运动,对对流形成正反馈效应,这也是海南岛东部出现强降水的重要原因。
罗亚丽,孙继松,李英,夏茹娣,杜宇,杨帅,张元春,陈静,代刊,沈学顺,陈昊明,周菲凡,刘屹岷,傅慎明,吴梦雯,肖天贵,陈杨瑞雪,黎慧琦,李明鑫[6]（2020）在《中国暴雨的科学与预报：改革开放40年研究成果》文中提出总结了改革开放以来中国学者在暴雨科学与预报领域取得的重要研究进展和主要成果。其中,暴雨机理研究成果从重要天气系统、中国主要区域的暴雨、台风暴雨等3个方面分别进行综述,而暴雨预报技术研发与应用则从中国数值天气预报发展和暴雨预报客观方法两方面进行归纳。
侯劭禹[7]（2020）在《2018年7月四川降水异常的诊断和模拟》文中进行了进一步梳理2018年7月10～11日四川盆地发生了一场强降水过程,受其影响,四川彭州站日降水量突破当地的历史极值,长江流域上游部分支流出现50年一遇特大洪水。利用四川盆地106个台站逐小时降水加密观测资料和空间分辨率为0.1°×0.1°逐时CMORPH融合格点降水资料,卫星观测资料为FY-2E的逐时相当黑体亮温（TBB）,美国国家环境预报中心（NCEP）的空间分辨率为0.5°×0.5°的逐6小时GFS全球格点预报场资料,对“7.11暴雨”进行诊断分析,得到的主要结论如下:（1）“7.11暴雨”过程期间,南亚高压较常年偏东偏强,盆地处于高空急流入口区右侧的强辐散区中;华北高压和副热带高压叠加,阻挡了西风槽东移,导致此次降水过程持续时间长;同时由于副高南侧台风的作用,副高南侧的东南气流增强,加大了水汽向盆地输送的力度;冷空气侵入四川盆地后在切变线南侧诱发了西南低涡;低层切变线和西南低涡与强降水落区有较好的对应关系。切变线及其引导的冷空气入侵四川盆地并且诱发西南低涡,是“7.11暴雨”产生的最大特点。（2）通过将位涡和大气热源（汇）结合起来分析,发现降水过程中存在两种性质不同的降水,10日20时的降水性质相对复杂:冷暖空气在降水区域上空交绥形成锋面,并且伴有明显的次级环流,降水释放的潜热又促使高空位涡下传,使得底层气旋强度增强;11日02时的降水峰值则属于夏季强对流性降水。（3）Shuman-Shapiro滤波尺度分离方法可以使高空急流、500 h Pa上的低槽以及切变线和相对弱的西南低涡有较好的反映,证明该方法能有效分离出四川盆地的天气尺度系统和次天气尺度系统;扰动流场中切变线及其周围的局地涡旋与扰动低压区相对应,强降水中心发生在扰动切变线附近的低压辐合区内;假相当位温扰动场中的温湿梯度大值区及其南侧的暖湿区与水汽的扰动辐合中心相叠加,往往会出现强降水与之对应。此外,通过综合分析文中各物理量扰动场的位置和强度发现:假相当位温扰动场正负中心之间的温湿梯度大值区与扰动流场中切变线的位置相对应,强降水中心发生在扰动切变线南侧、东南侧的暖湿区中;扰动高度场和扰动水汽通量散度场负位相重合区对强降水的落区有极强的指示作用,并且降水强度的变化与扰动低压区和水汽扰动辐合中心的强度变化相对应。降水量大的时段,扰动低压区和水汽的扰动辐合中心相叠加,且两者强度均较强,降水趋于停止减弱时,两者的中心分离,并且强度均明显减弱小;“7.11暴雨”是在切变线和西南涡及其引发的次天气尺度扰动的共同作用下产生的。（4）从涡度平流的分布形势上看,在暴雨的发生和维持阶段700 h Pa的正涡度由北向南输送至四川盆地;从涡度收支各项区域平均值的垂直分布分析,涡度拉伸项对于对流层中低层正涡度收支的贡献相对较大,证明涡度的拉伸项使得对流层低层长时间维持正涡度,从而产生“低层辐合、高层辐散”的环流形势,因此涡度拉伸项是暴雨稳定维持的重要因素。
张柳[8]（2020）在《2016-2017年我国中东部地区中尺度对流系统引发暴雨事件的统计特征和个例研究》文中指出在我国中东部地区的天气事件中,中尺度对流系统（Mesoscale Convective System,MCS）引发的暴雨事件往往突发性强、雨量较大。在全球气候变化的背景下,其对人们生产生活的影响日益凸显,因此此类事件一直是我国气象研究的重点。本文首先依据引发降水的天气系统,对2016-2017年我国中东部地区的暴雨事件进行分类统计。在此基础上,详细分析了各类MCS型暴雨事件的时空分布特征,并研究了发生频次最多、平均持续时间最长的多MCS型事件的形成环境。其次,针对2016年7月17-18日湘赣闽地区一次典型的多MCS型暴雨事件,重点分析了降水过程各个阶段MCS的触发和维持机制。主要结论如下:（1）2016-2017年,我国中东部地区共发生204例暴雨事件,根据产生降水的天气系统可将其分为四大类型:天气尺度型、MCS型、小尺度风暴型和无匹配型。由引发暴雨事件的MCS的组织结构和运动特征,MCS型暴雨事件又分为先导层状MCS型、平行层状MCS型、尾随层状MCS型、邻近层状MCS型、准静止后向建立MCS型、无组织MCS型和多MCS型。总体来看,天气尺度型暴雨事件的发生频率最高。其中,低涡/切变线比具有锋面的环境更容易引发暴雨事件。在MCS型暴雨事件中,多个MCS共同影响产生的事件最为常见。（2）我国中东部的MCS型暴雨事件主要集中在华南沿海地区、长江以南地区、长江下游地区和黄淮流域地区。其中,多MCS型是华南和长江中游地区主要的MCS暴雨事件类型。MCS型暴雨事件多发生在4月至10月,其中7月发生频次最多。春季到夏季,事件的多发区域从南到北推移,并在秋季回到华南地区。从日变化的角度来看,许多MCS型暴雨事件发生在当地时间的下午至傍晚,降水在午后左右达到旺盛,并在天黑之前结束。相对而言,多MCS型事件的降水能够在一天内更多的时次开始、旺盛和结束。MCS型事件的各子类别中,多MCS型事件的极端降水持续时间更长。（3）在所有MCS型暴雨事件中,多MCS型事件的频次最多、平均持续时间最长。依据最大小时雨强在降水生命期中的位置,可将其分为早期旺盛型和晚期旺盛型两类。分别研究两种类型暴雨事件的形成环境发现,二者均发生在850h Pa具有较强的低空西南急流、降水中心位置处呈现正涡度平流的环境中。然而,两种类型事件的上升运动、降水发生时的空气湿度和不稳定条件却有较大差异。其中,早期旺盛型暴雨事件发生之前,降水中心位置附近有明显的水汽辐合和更高的假相当位温(θse)梯度,而晚期旺盛型发生前,降水中心位置处西南急流的南风分量更强、θse较高。此外,早期旺盛型暴雨事件具有更加明显的湿度条件,大气不稳定潜势更强,抬升凝结高度较低。由此可见,早期旺盛型暴雨事件是由前期环境的上升运动和暖湿特征所引起,而晚期旺盛型的产生则与事件发生后的暖湿气流输送有关。（4）对2016年7月17-18日发生在湘赣闽地区的暴雨事件研究表明,降水是在西太副高东撤、高空短波槽东移、中低层切变线维持的大尺度背景下,配合925h Pa到500h Pa间中尺度辐合作用,以及200h Pa高空强辐散的抽吸作用产生。降水过程中主要有四个阶段性的MCS活动。对流的后向建立和邻近层状的动态结构是降水初期MCS发展和组织的主要方式,而晚期旺盛降水阶段MCS的组织形式则为准平行层状型。早期旺盛降水阶段MCS发展过程中雨带组织化增强,呈现邻近层状型特征,而降水后期MCS的发展最初表现为显着的对流单体后向建立,后期则以雨带的分裂与新生为主。各个阶段MCS的触发和维持机制各有差异:边界层辐合上升是降水初期MCS的主要触发机制,对流降水蒸发冷却形成的近地面冷池对MCS的组织和维持起重要作用。晚期旺盛降水阶段MCS的触发与大气环境、地形抬升和第一阶段冷池出流有关,低层切变线附近气流辐合产生的上升运动触发不稳定能量释放,使得系统得以维持。前两个阶段MCS发展后期,对流降水蒸发形成的冷池不断推移,抬升偏南气流到达自由对流高度,触发第三阶段MCS。对流启动后,冷池出流边界向东南方向移动,持续触发新的单体。降水后期的MCS在西南暖湿气流加强的环境中形成,暖湿空气抬升触发不稳定能量释放是系统维持的关键因素。
康延臻[9]（2020）在《太行山及以东邻近地区典型强降水过程的成因和中尺度特征研究》文中指出太行山是我国东部的重要山脉和地理分界线,对华北的强降水过程存在显着影响。太行山及以东邻近地区位于华北中南部,与华北北部相比,在气候环境、地形特征和下垫面状况等方面存在很大差异,从而导致强降水的特征和机理显着不同。包含强降水的持续性降水事件是当地暖季（5-9月）降水的重要组成部分,本文定义了单站LDHR（long duration heavy rainfall）事件（持续时间≥7 h且降水强度≥20 mm/h）,筛选出包含单站LDHR事件的强降水过程。本文以这类典型强降水过程为研究对象,揭示了其天气学成因;在此基础上,针对2016年7月18-21日华北地区的区域持续性强降水过程（“7.19”过程）,探析了整个太行山区对造成强降水的MCS的触发和维持的影响;进而选择2018年8月12日-13日发生的局地突发性强降水过程（“8.12”过程）,探究了太行山北部谷地（113.80-114.60°E,37.75-39.25°N）及附近地形对造成强降水的MCS的形态结构、触发及维持的影响,并深入细致地剖析了MCS内部雨带的形态演变和组织结构差异,建立了相关概念模型。本研究有助于深入理解不同天气背景下,太行山及附近地区不同尺度和形态下的地形和冷池在强降水形成中的重要作用,进一步丰富了地形强降水的研究内容,为强降水的业务预报提供了更为深入的理论基础和参考依据。主要结论如下:（1）单站LDHR事件的降水量及发生频次在太行山及以东邻近地区存在显着差异。西部山区（WHRR:West Heavy Rainfall Region）和东部平原（EHRR:East Heavy Rainfall Region）为两个LDHR事件强降水区域,其中,WHRR（EHRR）降水量、频次、强度的峰值时段出现在晚上至清晨;WHRR（EHRR）降水量日变化呈双峰（单峰）特征,主要取决于降水强度（频次）。根据强降水落区的不同,包含LDHR事件的降水过程可分为4类,每类过程与不同的天气系统和水汽输送特征相联系,前三类过程是造成LDHR事件降水空间差异的主要原因。其中,type I中强降水主要出现在WHRR,地形对偏南气流的强迫抬升造成了强降水的形成,高空急流增强了区域内的辐合上升运动;type II中,有利的高低空系统配置使得强降水主要出现在EHRR。type III强降水出现在WHRR和EHRR,主要包括两种类型:一种是,太行山的抬升辐合作用使强降水出现在WHRR,而后,伴随低压系统的辐合上升运动使得强降水出现在EHRR,但如果东西向切变线存在,强降水可同时出现在WHRR和EHRR;另一种与太行山地形和槽前涡度平流所影响的低压系统有关,降水自WHRR向EHRR逐渐增加。（2）“7.19”过程中,太行山区是最强降水中心,主降水时段持续了32h,过程最大降水量达783.4 mm,最大降水强度达到139.7mm/h,。该过程发生在华北夏季典型的暴雨天气形势下（即“东高西低”）,低涡环流的发生发展利于中尺度气旋生成,太行山对气旋外围东南气流的阻挡抬升作用使对流不断在山前触发和形成,因此,中尺度气旋与整个太行山区强降水密切相关。太行山的强降水主要由3个MCS造成。南部降水主要是由MCS1和MCS2所导致,暖湿东南气流受到太行山阻塞形成的偏北气流和MCS1后部出流相结合,与东南风形成了中尺度切变线,是MCS1的发展机制,MCS1产生降水的蒸发冷却作用在太行山中段山前形成冷池。MCS2的形成和维持主要受林州盆地东侧山体对东南风的阻挡抬升作用所致,对流单体沿一条中尺度切变线不断触发并组织成东南-西北向的MCS2。北部降水中心主要由MCS3造成,对流沿着一条受气旋外围气流、太行山地形以及冷池共同影响的切变线而不断触发,其中,冷池作为地形的延伸,对MCS3的发生发展具有重要贡献。（3）“8.12”过程表现为降水强度大,集中程度高,局地突发性性强的特点。该过程发生在太行山北部谷地及其附近地区,主要由一个具有深对流云团性质（TBB≤-60℃,雷达回波≥50dBZ）的MCS所造成,MCS形态多变,存在线状-环状-哑铃状的演变过程,该过程仅持续了约7h,强降水主要发生在环状和哑铃状阶段,因此,这类MCS在其他地区极为少见。研究表明,强降水出现在西风带中有利的高低空系统影响区域的东侧,副热带高压西侧的东南风向强降水区输送了大量的水汽和热量,使得大气状态特别有利于对流触发。线状MCS阶段时,太行山主体的强迫抬升和孤立山头引发的侧向辐合是对流触发的主要机制,强降水的蒸发冷却作用形成了很强的冷池;冷池向各个方向的出流是形成环状MCS的关键因素,谷地内平原上雨带主要由冷池出流与环境偏东风相互作用而维持,谷地西侧山区雨带主要受冷池出流、偏北风及中小尺度地形影响,孤立山头的走向、海拔高度、以及相对位置的独特性,使山区雨带的位置和强度变化更为复杂;哑铃状阶段时,偏北冷池出流叠加在地形之上,增强了对于环境气流的抬升作用,使MCS南部降水迅速增强;谷地东北侧向南突出的山体以及西侧冷区的阻挡作用使得MCS北部强降水在山坡上得以维持。可见,谷地地形限制了MCS的发展,使得强降水集中。（4）对“8.12”强降水过程的剖析显示,环状MCS阶段,东侧平原上的主体雨带可分为东雨带和北雨带,其外在形态演变主要与冷池、引导气流以及大气的热力和水汽状态有关。北雨带呈弓状,结构紧密,冷池出流对环境风进行有组织的强烈抬升,从而触发对流,再加上北雨带与引导气流夹角很大,造成了北雨带向东北方向移动发展。冷池中心移动、对流雨带合并、地形影响使得北雨带的形态特征发生了显着的变化,最后由于移动路径上CAPE的减小而减弱消失。所不同的是,东雨带为线状,与引导气流夹角较小,因而不断向东北方向延伸发展;东雨带中冷池出流强度与环境风相当,形成准静止的中尺度边界,边界上各部分辐合强度差异较大,造成结构散乱,雨带东侧中层干冷空气增加了向东扩展的难度,东北侧平原上高CAPE使其东北端向东摆动,强降水区域南部CAPE减弱,造成西南端移动到东南风迎风坡。（5）更深入的研究发现,北雨带和东雨带内在的组织结构存在显着差别,对北雨带来讲,强烈的冷池出流与环境风相互作用使其组织结构与典型飑线相似。强回波区域（≥40dBz）垂直伸展较高,水平梯度较大,环境气流作为前向入流在雨带前缘被冷池出流形成的后向入流强迫抬升,形成了强烈的倾斜上升运动。北雨带经过测站时,气压陡升,温度骤降,外侧环境入流迅速减弱,并出现强降水。云下降水蒸发冷却和雨滴拖曳作用会产生静力气压扰动,其与伯努力效应造成的非静力扰动气压是站点气压陡升的原因,且非静力气压扰动所占比重逐渐增大。理论分析表明,冷池与环境风相互作用很可能是北雨带先增强后减弱的主要原因,山体的阻挡抬升可能是造成北雨带再次增强的关键因素。东雨带前期与引导气流夹角较大,雨带向外倾斜,对流过程对中高层干冷空气的夹卷作用减弱了雨带内侧对流,进而增加了倾斜程度。而后,东雨带由组织紧密的线状雨带演变成MRB型的MCS结构,在准静止中尺度边界的环境风一侧,γ尺度的对流单体不断触发,形成了西北-东南走向的“单体波列”,而后汇入到β尺度雨带中,在西南风引导下,β尺度雨带向东北移动,排列起来形成“雨带波列”,因此,两种对流组织在空间尺度和移动方向上显着不同。“单体波列”中的的对流后向建立过程以及和“雨带波列”共同造成的列车效应使东雨带长时间维持并造成了强降水。
罗然[10]（2020）在《华北夜间强降水统计特征和机理个例研究》文中研究表明目前国内外对于造成强降水的对流系统的中尺度特征和降水日变化特征已经取得了较多研究成果。华北地区强降水的夜间多发性特征突出,但其发生规律、环境条件和成因还需深入研究。本文利用逐小时降水资料挑选出华北地区1980年至2018年夏季6-8月的夜间强降水事件,综合利用常规观测、CFSR再分析资料、静止卫星与雷达数据等分析了夜间强降水的天气背景、时空分布、环境条件以及造成夜间主要降水对流系统的特征,并选取2015年8月2日发生在冀鲁交界处夜间强降水个例,利用高分辨率观测资料着重分析了夜间新生对流的发展演变过程以及局地强降水的成因。得到主要结论如下:（1）利用华北地区国家级台站逐小时降水数据挑选出在夜间12小时累计降水量达到100 mm的站点数≥5个的夜间强降水个例31个,并划分为热带气旋类、低涡切变类、副高边缘弱天气尺度强迫类和其他类四类,其中低涡切变类占51.61%。这些个例总体降水分布为在京津冀东部存在大值中心,降水日变化上表现出平均降水量和降水发生频率均存在夜间峰值,短时强降水（≥20 mm/h）频率与TBB≤-32℃和≤-52℃均值的日变化均表明有对流夜间新生或发展。（2）利用CFSR再分析资料插值到夜间发生20 mm/h的降水站点,统计降水发生前后的环境条件。同已有针对短时强降水研究成果对比,统计结果显示水汽条件更好,热带气旋类以及低涡切变类尤甚,而热力和能量条件较差,但在垂直风切变和环境抬升条件较为接近。热力和能量条件较差这可能是大多数夜间对流的环境条件特点之一。统计表明在渤海南部、山东半岛东部为夜间低空急流（NLLJs）多发区域,夜间强降水相伴的NLLJs的夜间加强与急流核中心高度下降的特征也较为显着。（3）利用自1996年起的静止卫星TBB（相当黑体亮温）资料分析了23个个例强降水的对流系统特征,陆地区域的TBB在空间分布以及日变化上表现出与降水较为一致的特征,但发现在渤海上空也存在夜间对流云团活跃区域,夜间有41.4%短时强降水发生在TBB梯度≥0.3 K/km区域。分析7个个例的雷达数据组合反射率因子得到71.5%存在午后对流影响至夜间以及对流夜间新生发展的双峰特征。进一步综合雷达和卫星数据分析对流形态以及发展过程,达到β中尺度以上的对流系统中以MβECS居多,总体在12-18 BT时段初生、18-00 BT达到成熟的频率最高,于太行山东麓触发的对流占43.75%,93.75%的系统东移发展。（4）选取2015年8月2日夜间低涡切变类个例分析,过程共有6个国家级站点夜间累积降水超过100 mm,与冷涡南部低槽东移相关。夜间新生的MβECS系统造成了后半夜主要强降水,对流演变过程较为复杂,20 BT在五台山市境内新生,东移过程中逐渐与多条对流线合并形成雷达反射率因子质心较低的飑线。在东侧多对流线合并阶段,存在冷池以及中心气旋的合并。后半夜在水汽条件转好、对流风暴质心降低、环境条件与中尺度辐合线配合、系统的南段出现了局地的列车效应共同作用下造成了局地强降水。该个例过程表明,不同阶段的对流系统,在不同环境大气中具有不同性质的对流性降水特征,其从大陆型对流演变为热带型对流。该个例存在与降水过程相伴的超低空急流（OLLJ）与天气尺度系统相关边界层急流（SLLJ）,后半夜NLLJ增强且急流核高度降低,对高能高湿空气的输送加强,并在其左前侧的存在较好的辐合条件有利于对流系统维持发展。（5）着眼于华北夜间时段的强降水事件开展统计分析工作,本文新意在于获得了华北夜间强降水的气候分布和日变化特征;得到夜间对流云团活跃区除渤海西部部分区域外与河北东部、天津以及北京东南部降水大值区重合,位于山东东部NLLJs多发区的左前侧;获得了该类天气的环境条件特征,统计结果显示夜间对流发生发展相对于已有类似研究成果的水汽条件阈值更高;夜间强降水事件中对流活动为β中尺度系统占主导,存在午后生成影响至夜间和夜间对流新生或增强两种发展模态。
二、1998年7、8月大～暴雨过程天气尺度分析（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、1998年7、8月大～暴雨过程天气尺度分析（论文提纲范文）
（1）夏季中国东部区域性极端降水事件与对流层上层斜压Rossby波包活动的联系（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1 研究目的和意义 |
| 2 国内外研究进展 |
| 2.1 夏季极端降水事件的时空变化规律 |
| 2.2 夏季极端降水事件的影响因子 |
| 3 问题的提出和拟解决问题 |
| 4 章节安排及主要研究内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 1 资料 |
| 2 方法 |
| 2.1 一点超前滞后相关/回归 |
| 2.2 Hilbert变换 |
| 2.3 波作用通量 |
| 2.4 Lanczos滤波器和有效自由度 |
| 2.5 功率谱分析 |
| 2.6 Morlet小波分析 |
| 第三章 长江中下游地区梅汛期降水与对流层上层波包活动的联系 |
| 1 引言 |
| 2 资料和方法 |
| 3 梅汛期逐日降水和环流异常场的气候变化及对流层上层波包活动特征 |
| 3.1 降水和环流异常场的气候特征 |
| 3.2 斜压波包活动的气候特征 |
| 4 梅汛期逐日高频降水和高频环流场的气候变化及高频波包活动特征 |
| 4.1 高频降水和高频环流场的气候特征 |
| 4.2 高频波包活动的气候特征 |
| 5 梅汛期逐日低频降水和低频环流场的气候变化及低频波包活动特征 |
| 5.1 低频降水和低频环流场的气候特征 |
| 5.2 低频波动传播的气候特征 |
| 6 2020年梅汛期强降水特征及其与对流层上层斜压波包的关系 |
| 6.1 2020年梅汛期降水时空特征和环流背景特征 |
| 6.2 与长江中下游地区梅汛期强降水相关的Rossby波活动特征 |
| 7 本章小结 |
| 第四章 江淮地区夏季极端日降水事件变化特征及其与Rossby波包活动的联系 |
| 1 引言 |
| 2 资料和方法 |
| 3 江淮地区夏季极端日降水事件的特征 |
| 3.1 极端日降水事件的定义和降水分布 |
| 3.2 极端日降水事件与环流异常 |
| 3.3 极端日降水事件与扰动涡度拟能变化 |
| 4 与江淮地区夏季极端日降水事件相关的波包活动特征 |
| 5 本章小结 |
| 第五章 黄淮地区夏季极端日降水事件变化特征及其与Rossby波包活动的联系 |
| 1 引言 |
| 2 资料和方法 |
| 3 黄淮地区夏季极端日降水事件的特征 |
| 4 与黄淮地区夏季极端日降水事件相关的波包活动特征 |
| 5 黄淮地区夏季极端日降水事件与能量变化 |
| 5.1 极端日降水事件与涡动动能变化 |
| 5.2 极端日降水事件与涡动通量 |
| 6 本章小结 |
| 本章附录 |
| 第六章 华北地区“16.7”极端强降水事件之环流及扰动能量变化特征 |
| 1 引言 |
| 2 资料和方法 |
| 3 华北地区“16.7”极端强降水与环流特征 |
| 4 华北极端强降水事件期间的能量变化 |
| 4.1 涡动动能变化 |
| 4.2 涡动通量变化 |
| 5 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 1 主要结论 |
| 2 论文创新点 |
| 3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 在读期间科研情况 |
| 致谢 |
（2）汉江流域盛夏暴雨与天气尺度瞬变波EP通量的可能联系（论文提纲范文）
| 1 资料和方法 |
| 1.1 数据资料 |
| 1.2 Eliassen-Palm(EP）通量 |
| 2 汉中地区暴雨日数的变化特征 |
| 3 汉中地区暴雨日平均降水量与EP通量散度特征 |
| 4 过程概况 |
| 5 环流变化和EP通量分析 |
| 5.1 纬向风距平 |
| 5.2 EP通量与EP通量散度 |
| 6结论与讨论 |
（3）华北两类产生极端强天气的线状对流系统分布特征与环境条件（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 资料与方法 |
| 3 线状对流系统分布、灾害天气特征和分类 |
| 3.1 线状对流系统总体分布 |
| 3.2 产生极端天气的两类线状对流系统分布 |
| 3.3 线状对流系统年际和月际变化 |
| 4 两类极端性强天气线状对流系统形成的环境条件分析 |
| 4.1 总体和两类线状对流系统环境条件统计对比 |
| 4.2 强雷暴大风型线状对流系统的环流背景和机制 |
| 4.3 强降水型线状对流系统的环流背景和机制 |
| 5 结论和讨论 |
（4）华北地区线状对流的活动特征与机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 线状对流系统分类统计研究进展 |
| 1.2.2 线状对流系统发展机理研究进展 |
| 1.2.3 线状对流系统识别算法研究进展 |
| 1.2.4 线状对流系统致灾机理研究进展 |
| 1.3 研究目标、方法及章节安排 |
| 第二章 线状对流系统识别技术与评估 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 资料与方法 |
| 2.3 线状对流系统识别技术 |
| 2.3.1 识别技术流程简介 |
| 2.3.2 二值化及闭运算预处理 |
| 2.3.3 骨架提取及修剪 |
| 2.3.4 骨干长短轴量化 |
| 2.3.5 追踪算法介绍 |
| 2.4 骨架识别方法评估 |
| 2.5 骨架识别技术不确定性讨论 |
| 2.6 本章小结 |
| 第三章 华北地区线状对流的活动统计特征 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料与方法 |
| 3.3 华北线状对流系统时空分布特征 |
| 3.4 华北线状对流系统分类统计特征 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 华北地区线状对流致灾性天气条件分析 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 两类线状对流系统致灾天气统计 |
| 4.3 两类极端性强天气线状对流系统形成的环境条件分析 |
| 4.3.1 总体和两类QLCSs环境条件统计对比 |
| 4.3.2 强雷暴大风型QLCSs的环流背景和机制 |
| 4.3.3 强降水型QLCSs的环流背景和机制 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 强雷暴大风型QLCSs线状结构形成模拟研究 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 实况分析 |
| 5.3 数值模式分析 |
| 5.3.1 WRF数值模拟设计方案 |
| 5.3.2 模拟结果验证 |
| 5.3.3 模拟结果诊断分析 |
| 5.4 强雷暴大风型QLCS线状结构形成机理概念模型 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 强降水型QLCSs线状结构形成模拟研究 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 实况分析 |
| 6.2.1 过程天气背景 |
| 6.2.2 回波演变第一阶段实况分析 |
| 6.2.3 回波演变第二阶段实况分析 |
| 6.3 数值模拟分析 |
| 6.3.1 WRF数值模拟设计方案 |
| 6.3.2 模拟结果验证 |
| 6.3.3 第一阶段模拟结果诊断分析 |
| 6.3.4 第二阶段模拟结果诊断分析 |
| 6.3.5 地形敏感性试验 |
| 6.4 强降水型QLCS线状结构形成机理概念模型 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 存在的不足和工作展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附:博士期间第一作者发表的文章 |
（5）热带扰动和弱冷空气引发的海南岛秋汛期特大暴雨时空分布特征及形成机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 东亚低纬地区暴雨研究进展 |
| 1.2.1 夏季风的撤退对东亚低纬地区暴雨的影响 |
| 1.2.2 华南暖区暴雨 |
| 1.2.3 海南岛秋汛期特大暴雨 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.5 资料、方法和定义 |
| 1.5.1 资料 |
| 1.5.2 方法 |
| 1.5.3 海南岛秋汛期特大暴雨的定义 |
| 第二章 海南岛秋汛期降水时空分布特征 |
| 2.1 海南岛秋汛期降水总体特征 |
| 2.1.1 概况 |
| 2.1.2 海南岛降水与华南各区及周边邻近地区降水分布的差异 |
| 2.1.3 海南岛秋汛期不同量级强降水的分布特征 |
| 2.1.4 海南岛秋汛期不同类型强降水的分布特征 |
| 2.1.5 海南岛秋汛期降水分布的地域特征 |
| 2.2 热带扰动和弱冷空气引发的海南岛秋汛期特大暴雨时空分布特征 |
| 2.2.1 年代际分布 |
| 2.2.2 月际分布特征 |
| 2.2.3 特大暴雨日空间分布特征 |
| 2.2.4 最大降水量极值空间分布特征 |
| 2.2.5 秋汛期特大暴雨短、中、长过程的频数分布特征 |
| 2.3 本章小结 |
| 第三章 影响海南岛秋汛期特大暴雨的大尺度环流特征 |
| 3.1 海南岛秋汛期逐候环流特征 |
| 3.1.1 对流层上层 |
| 3.1.2 对流层中、低层 |
| 3.2 秋汛期南海中北部偏东低空急流形成的机理 |
| 3.2.1 南海中北部低空急流特征 |
| 3.2.2 南海中北部低空急流形成的热力、动力学机制 |
| 3.2.3 南海中北部低空急流对海南岛降水的影响 |
| 3.3 典型秋汛期特大暴雨个例的天气学特征对比分析 |
| 3.3.1 个例降水概况 |
| 3.3.2 天气系统配置 |
| 3.3.3 典型个例的环流异常特征 |
| 3.4 不同强度秋汛期暴雨个例的对比分析 |
| 3.4.1 不同强度秋汛期暴雨个例过程概况 |
| 3.4.2 环流形势和动力特征对比分析 |
| 3.5 1971-2010 年海南岛秋汛期特大暴雨个例合成场分析 |
| 3.5.1 合成方法 |
| 3.5.2 环流合成场特征 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 海南岛秋汛期特大暴雨典型个例的中尺度系统发生发展机制 |
| 4.1 过程概况 |
| 4.1.1 雨情 |
| 4.1.2 环流系统配置 |
| 4.2 暴雨过程中热带中尺度涡旋系统发生发展的热力、动力学分析 |
| 4.2.1 热带中尺度涡旋的云图演变 |
| 4.2.2 热带中尺度涡旋生成发展的热力、动力学分析 |
| 4.3 深对流触发、发展、维持的机制 |
| 4.3.1 最强降水日中尺度雨团与地面流场演变特征 |
| 4.3.2 湿中性层结对深对流形成、维持的影响机制 |
| 4.3.3 局地锋生过程及其对对流组织发展的影响 |
| 4.3.4 垂直风切变对对流发展的影响 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 地形对热带扰动和弱冷空气引发的海南岛秋汛期特大暴雨的影响 |
| 5.1 地理分布特征 |
| 5.2 个例挑选和模拟方案设计 |
| 5.2.1 个例暴雨实况和环流形势 |
| 5.2.2 模式和试验设计 |
| 5.2.3 模拟结果检验 |
| 5.3 模拟结果分析 |
| 5.3.1 降水量的差异 |
| 5.3.2 水平风场的差异 |
| 5.3.3 大气垂直结构的差异 |
| 5.3.4 地形变化对水平局地锋生的影响 |
| 5.3.5 水汽输送和辐合强度的变化 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 总结和展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 研究创新点 |
| 6.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 在读期间主要科研成果 |
（6）中国暴雨的科学与预报：改革开放40年研究成果（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 暴雨机理研究主要成果 |
| 2.1 重要天气系统 |
| 2.1.1 低空急流 |
| 2.1.2 锋面 |
| 2.1.3 西太平洋副热带高压 |
| 2.1.4 青藏高原天气系统 |
| 2.2 中国几个主要区域的暴雨 |
| 2.2.1 华南地区暴雨 |
| 2.2.2 江淮地区暴雨 |
| 2.2.3 华北地区暴雨 |
| 2.2.4 东北地区暴雨 |
| 2.2.5 西南地区暴雨 |
| 2.3 热带气旋暴雨 |
| 3 暴雨预报技术研发成果 |
| 3.1 中国数值天气预报发展 |
| 3.2 暴雨预报客观方法研发进展 |
| 4 结语 |
（7）2018年7月四川降水异常的诊断和模拟（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 课题研究的背景和意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 四川盆地夏季降水的气候特征 |
| 1.2.2 四川盆地夏季降水的中小尺度系统 |
| 1.2.3 四川盆地夏季降水的物理量诊断 |
| 1.2.4 四川盆地夏季降水水汽的三维运动轨迹 |
| 1.2.5 存在的问题 |
| 1.3 本文的研究内容 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 诊断分析方法 |
| 2.2.1 不稳定指标 |
| 2.2.2 水汽垂直螺旋度和水汽散度通量 |
| 2.2.3 等熵位涡 |
| 2.2.4 视热源(汇) |
| 2.2.5 涡度收支方程 |
| 2.2.6 尺度分离方案 |
| 第三章 2017年7月11日四川盆地降水过程的诊断 |
| 3.1 “7.11暴雨”的降水特征 |
| 3.2 大尺度环流背景 |
| 3.3 中尺度云团发展特征 |
| 3.3.1 空间分布特征 |
| 3.3.2 时间演变特征 |
| 3.4 水汽输送特征 |
| 3.5 不稳定指数分析 |
| 3.5.1 A指数 |
| 3.5.2 K指数 |
| 3.5.3 I指数 |
| 3.6 物理量分析 |
| 3.6.1 水汽螺旋度 |
| 3.6.2 水汽散度通量 |
| 3.7 本章小结 |
| 第四章 位涡的诊断研究 |
| 4.1 暴雨发生发展的热力动力条件 |
| 4.1.1 325 K等熵面分析 |
| 4.1.2 305 K等熵面分析 |
| 4.2 干侵入机制 |
| 4.2.1 位涡平流 |
| 4.2.2 暴雨中心位涡的垂直结构 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 尺度分离技术在“7.11”暴雨过程中的应用 |
| 5.1 天气尺度特征 |
| 5.1.1 南亚高压和高空急流的天气尺度特征 |
| 5.1.2 对流层中层低压槽的天气尺度特征 |
| 5.2 次天气尺度特征 |
| 5.2.1 流场和高度场的次天气尺度特征 |
| 5.2.2 温度场和湿度场的次天气尺度特征 |
| 5.3 涡度收支分析 |
| 5.3.1 涡度平流的空间分布 |
| 5.3.2 涡度收支中各项区域平均 |
| 5.4 视热源(汇) |
| 5.5 多尺度系统对暴雨形成的可能原因分析 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 “7.11”暴雨的中尺度数值模拟 |
| 6.1 数值试验方案设置 |
| 6.2 数值试验结果检验 |
| 6.2.1 降水场 |
| 6.2.2 位势高度场和风场 |
| 6.2.3 500h Pa垂直速度 |
| 6.3 物理量场检验 |
| 6.3.1 水汽通量散度 |
| 6.3.2 对流有效位能 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 结论和讨论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 作者在读期间科研成果简介 |
| 致谢 |
（8）2016-2017年我国中东部地区中尺度对流系统引发暴雨事件的统计特征和个例研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 我国暴雨预报与研究的阶段性进程与结果 |
| 1.2.2 暴雨中尺度对流系统的特征 |
| 1.2.3 暴雨中尺度对流系统的观测 |
| 1.2.4 暴雨中尺度对流系统的组织结构 |
| 1.2.5 暴雨中尺度对流系统的生成环境条件 |
| 1.2.5.1 暴雨中尺度对流系统的生成环境 |
| 1.2.5.2 暴雨中尺度对流系统的发生发展机制 |
| 1.3 科学问题的提出 |
| 1.4 研究内容与目的 |
| 1.5 章节安排 |
| 第二章 资料和分析方法介绍 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.1.1 中国国家级气象台站逐小时降水数据集 |
| 2.1.2 多普勒雷达反射率资料 |
| 2.1.3 韩国气象厅历史天气图 |
| 2.1.4 再分析数据 |
| 2.1.4.1 NCEP CFSv2再分析资料 |
| 2.1.4.2 ERA5 再分析资料 |
| 2.1.5 探空数据 |
| 2.1.6 地面加密自动气象站逐小时资料 |
| 2.2 主要方法介绍 |
| 2.2.1 基于雷达回波拼图的MCS识别、跟踪 |
| 2.2.2 MCS动态结构的分类依据 |
| 第三章 基于天气系统的我国中东部地区的暴雨事件分类 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 暴雨事件的定义 |
| 3.3 基于天气系统的暴雨事件分类 |
| 3.3.1 天气尺度型 |
| 3.3.2 MCS型 |
| 3.3.2.1 LS型暴雨事件个例 |
| 3.3.2.2 PS型暴雨事件个例 |
| 3.3.2.3 TS型暴雨事件个例 |
| 3.3.2.4 TL/AS型暴雨事件个例 |
| 3.3.2.5 BB型暴雨事件个例 |
| 3.3.2.6 多MCS型暴雨事件个例 |
| 3.3.2.7 无组织MCS型暴雨事件个例 |
| 3.3.3 SSS型 |
| 3.3.4 无匹配型 |
| 3.4 各类型暴雨事件的概况 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 2016-2017 年我国中东部地区MCS引起暴雨事件的统计特征 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 降水特征物理量的定义 |
| 4.3 MCS引起暴雨事件的时空特征 |
| 4.3.1 空间分布特征 |
| 4.3.2 月变化特征 |
| 4.3.3 日变化特征 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 2016-2017年我国中东部地区MCS引起暴雨事件的环境特征 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 降水特征 |
| 5.3 环境场特征 |
| 5.4 个例验证 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 一次湘赣闽地区MCS引起暴雨事件的观测分析 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 个例介绍 |
| 6.2.1 降水实况分析 |
| 6.2.2 强降水形成的天气背景 |
| 6.2.3 强降水形成的局地环境 |
| 6.3 中尺度对流系统的活动和组织方式 |
| 6.3.1 对流系统的活动特征 |
| 6.3.2 雨带演变与对流系统的组织方式 |
| 6.4 MCS的触发与维持 |
| 6.4.1 降水初期阶段MCS的触发和维持 |
| 6.4.2 晚期旺盛降水阶段MCS的触发和维持 |
| 6.4.3 早期旺盛降水阶段MCS的触发和维持 |
| 6.4.4 降水后期阶段MCS的触发和维持 |
| 6.5 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 价值与创新 |
| 7.3 未来展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（9）太行山及以东邻近地区典型强降水过程的成因和中尺度特征研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景与意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 降水时空特征与演变过程 |
| 1.2.2 强降水天气尺度特征 |
| 1.2.3 对流系统的结构特征 |
| 1.2.4 中尺度对流系统的触发和维持机制 |
| 1.3 亟待解决的科学问题 |
| 1.4 研究目标和内容 |
| 第二章 研究区域和资料 |
| 2.1 研究区域介绍 |
| 2.2 资料介绍 |
| 2.2.1 地面气象观测资料 |
| 2.2.2 探空观测资料 |
| 2.2.3 风廓线雷达资料 |
| 2.2.4 多普勒雷达观测资料 |
| 2.2.5 ERA-interim再分析资料 |
| 2.2.6 风云(FY)卫星资料 |
| 第三章 太行山及以东邻近地区包含LDHR事件的降水过程的统计特征和天气学成因 |
| 3.1 资料与方法 |
| 3.1.1 资料和质量控制 |
| 3.1.2 方法介绍 |
| 3.2 LDHR事件的时空特征 |
| 3.3 包含LDHR事件的强降水过程分类统计 |
| 3.4 包含LDHR事件的强降水过程天气学成因分析 |
| 3.4.1 type Ⅰ和 type Ⅱ过程 |
| 3.4.2 type Ⅲ过程 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 “7.19”区域持续性强降水中太行山对MCS影响机制的观测分析 |
| 4.1 资料介绍 |
| 4.2 时空分布特征 |
| 4.3 天气背景介绍 |
| 4.4 中尺度分析 |
| 4.4.1 南部降水中心 |
| 4.4.2 北部降水中心 |
| 4.5 结论 |
| 第五章 “8.12”局地突发性强降水中MCS形态演变特征和触发维持机制分析 |
| 5.1 资料介绍 |
| 5.2 降水概况和天气背景分析 |
| 5.2.1 降水概况 |
| 5.2.2 天气背景 |
| 5.3 MCS的触发 |
| 5.3.1 谷地V两侧地形介绍 |
| 5.3.2 触发机制分析 |
| 5.4 环状阶段维持机制 |
| 5.5 哑铃状阶段维持机制 |
| 5.5.1 R1维持机制 |
| 5.5.2 R10维持机制 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 “8.12”局地突发性强降水中MCS平原上雨带的形态演变和组织结构分析 |
| 6.1 资料和方法 |
| 6.1.1 资料介绍 |
| 6.1.2 方法介绍 |
| 6.2 平原上雨带形态特征 |
| 6.3 形态特征成因分析 |
| 6.3.1 冷池与环境气流的相互作用 |
| 6.3.2 引导气流的作用 |
| 6.3.3 大气热力和水汽条件 |
| 6.4 北雨带组织结构特征及成因 |
| 6.4.1 组织结构特征 |
| 6.4.2 地面站点气象要素演变 |
| 6.4.3 扰动气压的估算和分析 |
| 6.4.4 冷池动力学理论分析 |
| 6.5 东雨带组织结构特征及成因 |
| 6.5.1 组织结构特征 |
| 6.5.2 站点要素演变 |
| 6.6 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 特色和创新点 |
| 7.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间研究成果 |
| 致谢 |
（10）华北夜间强降水统计特征和机理个例研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 国内外研究进展 |
| 1.1.1 华北极端强降水事件概述 |
| 1.1.2 产生华北暴雨的环流形势 |
| 1.1.3 强降水形成机理 |
| 1.1.4 产生短时强降水的中尺度系统 |
| 1.1.5 夜间强降水事件的成因 |
| 1.1.6 低空急流与强降水之间的联系 |
| 1.2 问题的提出 |
| 1.3 本文的主要章节安排 |
| 第2章 数据与方法 |
| 2.1 统计分析所用资料以及研究方法 |
| 2.1.1 小时降水数据 |
| 2.1.2 CFSR再分析资料 |
| 2.1.3 静止卫星红外通道1数据 |
| 2.1.4 雷达组合反射率因子拼图 |
| 2.2 个例实况分析所用资料以及研究方法 |
| 第3章 华北夜间强降水事件的统计分析 |
| 3.1 华北夜间强降水个例挑选和天气背景分类 |
| 3.1.1 天气背景分类标准 |
| 3.1.2 统计结果 |
| 3.2 历史个例降水总体空间分布特征 |
| 3.3 典型个例分析 |
| 3.3.1 热带气旋型 |
| 3.3.2 热带气旋残余环流型 |
| 3.3.3 低涡切变类低涡型 |
| 3.3.4 低涡切变类切变型 |
| 3.3.5 低涡切变类低涡外围切变型 |
| 3.3.6 副高边缘弱天气尺度强迫类 |
| 3.3.7 其他类 |
| 3.4 夜间强降水个例总体日变化特征 |
| 3.4.1 总体统计结果 |
| 3.4.2 按天气背景分类统计结果 |
| 3.5 华北夜间强降水环境物理量分析 |
| 3.5.1 热带气旋类 |
| 3.5.2 低涡切变类 |
| 3.5.3 副高边缘弱天气尺度强迫类 |
| 3.5.4 其他类 |
| 3.6 探空廓线特征 |
| 3.7 与夜间强降水个例相关的低空急流事件 |
| 3.8 本章小结 |
| 第4章 卫星云图和雷达统计特征 |
| 4.1 静止卫星云顶亮温 |
| 4.1.1 TBB分布特征 |
| 4.1.2 夜间降水邻近格点TBB统计结果 |
| 4.2 卫星云图和雷达组合反射率因子日变化特征 |
| 4.2.1 TBB日变化特征 |
| 4.2.2 雷达组合反射率因子区域平均日变化特征 |
| 4.3 夜间主要雨区对流云团演变特征 |
| 4.3.1 对流云团的分类 |
| 4.3.2 总体统计结果 |
| 4.3.3 典型个例对流演变分析 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 夜间强降水事件个例分析 |
| 5.1 个例过程概述 |
| 5.2 个例天气背景 |
| 5.3 对流触发前环境条件分析 |
| 5.3.1 水汽条件 |
| 5.3.2 热力和能量条件 |
| 5.3.3 环境抬升条件 |
| 5.3.4 垂直风切变条件 |
| 5.4 基于卫星和雷达资料的对流系统演变特征 |
| 5.5 不同阶段的结构特征 |
| 5.5.1 对流初始阶段 |
| 5.5.2 非线状对流阶段 |
| 5.5.3 东侧多对流线合并阶段 |
| 5.5.4 飑线东移阶段 |
| 5.5.5 对流显着减弱阶段 |
| 5.6 后半夜强降水成因 |
| 5.6.1 降水强度增大原因 |
| 5.6.2 降水长时间维持原因 |
| 5.6.3 低空急流在局地强降水过程中的作用 |
| 5.7 本章小结 |
| 第6章 总结与讨论 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 本文创新点 |
| 6.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简介 |
四、1998年7、8月大～暴雨过程天气尺度分析（论文参考文献）
- [1]夏季中国东部区域性极端降水事件与对流层上层斜压Rossby波包活动的联系[D]. 孙思远. 南京信息工程大学, 2021
- [2]汉江流域盛夏暴雨与天气尺度瞬变波EP通量的可能联系[J]. 黎颖,王欣,姚静,胡淑兰. 沙漠与绿洲气象, 2021(02)
- [3]华北两类产生极端强天气的线状对流系统分布特征与环境条件[J]. 盛杰,郑永光,沈新勇. 气象学报, 2020(06)
- [4]华北地区线状对流的活动特征与机理研究[D]. 盛杰. 南京信息工程大学, 2020
- [5]热带扰动和弱冷空气引发的海南岛秋汛期特大暴雨时空分布特征及形成机制研究[D]. 冯文. 南京信息工程大学, 2020(01)
- [6]中国暴雨的科学与预报：改革开放40年研究成果[J]. 罗亚丽,孙继松,李英,夏茹娣,杜宇,杨帅,张元春,陈静,代刊,沈学顺,陈昊明,周菲凡,刘屹岷,傅慎明,吴梦雯,肖天贵,陈杨瑞雪,黎慧琦,李明鑫. 气象学报, 2020(03)
- [7]2018年7月四川降水异常的诊断和模拟[D]. 侯劭禹. 成都信息工程大学, 2020
- [8]2016-2017年我国中东部地区中尺度对流系统引发暴雨事件的统计特征和个例研究[D]. 张柳. 南京信息工程大学, 2020
- [9]太行山及以东邻近地区典型强降水过程的成因和中尺度特征研究[D]. 康延臻. 兰州大学, 2020(01)
- [10]华北夜间强降水统计特征和机理个例研究[D]. 罗然. 中国气象科学研究院, 2020