一、等熵分析与等熵坐标数值天气预报（论文文献综述）
高媛[1]（2020）在《夏季青藏高原横切变线演变过程的位涡诊断》文中认为本文利用1981-2018年6-8月、每日4次、水平分辨率1°×1°的欧洲中期天气预报中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts,简称ECMWF）提供的ERA-Interim再分析资料和中国地面气象站基本气象要素日数据集（V3.0）中的日降水资料,以纬向风的经向切变、相对涡度和纬向零风速为三个参数,在计算机客观识别基础上,选出位于高原中部33°N—35°N范围内生命史为5天、引起高原暴雨的高原横切变线13个个例进行合成,根据500h Pa相对涡度和位涡,定义合成切变线（简称切变线）演变过程的初始时段为生命史第1天（00LT—18LT,LT为当地时间,LT=UTC+6h）、强盛时段为第3日、减弱时段为第5日。研究切变线在初始、强盛和减弱过程位涡的分布和演变特征,并利用等压坐标系位涡收支方程进行诊断,以期从位涡角度出发给出影响切变线演变的物理因子,阐明切变线的演变机制。得到如下结论:切变线呈东西走向,在80°E—100°E范围内,水平尺度约2000km,垂直厚度约2km。500h Pa高度上,切变线位于580dagpm和584dagpm等值线之间,272K闭合高温中心和水汽大值区的北侧;处于200h Pa高度上的南亚高压北部边缘、高空急流南侧。在切变线演变过程中,500h Pa切变线附近的相对涡度和位涡均为正值,均具有明显的日变化特征,涡度和位涡在18LT—次日00LT不断增强,涡度于次日00LT达到最强,6小时后也即06LT位涡达到最强。切变线演变过程中,切变线附近低层正位涡不断增强向高层延伸,到强盛时段位涡中心位于500h Pa高度,切变线附近高低空0.6PVU位涡打通,形成位涡柱,高纬高层大于0.9PVU的位涡沿着330K等熵面下传到80°E切变线附近。位涡方程诊断表明,切变线附近位涡局地变化项在切变线演变过程中的初始时段和强盛时段为正值,其后为负值,其中非绝热加热项垂直分量对位涡局地变化贡献最大,位涡平流项对切变线发展起到一定的抑制作用。非绝热加热作用影响切变线演变的概念模型如下,由于地表感热加热具有明显的日变化,高原主体近地层在18LT上升运动增强。强盛时段前一日18LT切变线附近水汽最为充足,凝结潜热释放最多,非绝热加热中心位于400h Pa左右,中层大气被加热,导致高层大气辐散作用加强。此时,增强的高空急流也为切变线发展提供了有利的高层辐散条件。高层辐散的增强进一步引起低层辐合增强,高低层相互作用,使得切变线迅速发展。而减弱时段前一日18LT切变线附近水汽显着减少,难以维持上述过程。随着低层辐合作用减弱,切变线最终消亡。
史丹利·本杰明,JOHN M.BROWN,GILBERT BRUNET,PETER LYNCH,KAZUO SAITO,THOMAS W.SCHLATTER,贾朋群,李婧华[2]（2019）在《第13章 预报和NWP应用100年进步》文中认为过去100年,包括政府天气部门、大量环境观测机构在内的国际科学界,改进科学认知,提升技术,与媒体一起从根本上将天气预报转变成为有效的全球和区域环境预报能力。本章追溯始于1919年（美国气象学会成立）的预报演化进程,并用1939年、1956年和1985年划分成4个时代。如果没有国家内部和国家间核心合作共同面对天气和地球系统预报的挑战,目前的预报水准是无法达到的。AMS本身在促进这种国际合作方面起到重要作用。
裴坤宁[3]（2019）在《一次变形场背景下的暴雨诊断及数值模拟》文中研究指明2016年7月8日夜至次日上午,豫北在变形场的环流背景下产生暴雨。本文以位涡的视角对本次过程进行了诊断研究,并利用WRF 3.8对2016年7月9日豫北暴雨的风场、温度场和降水量等方面进行精细化数值模拟,进而对太行山地形之于暴雨的形成作用,做了地形的敏感性试验,而后利用WRFDA 3.8做了地面资料的三维变分同化,以期提高模拟水平。最后,总结研究了变形场和地形在本次暴雨过程中的作用。概括起来本文研究的主要内容如下:（1）18日20:00至次日08:00,随着变形场的形成,山西中部高位涡和冷空气向东南移动,豫北地区位涡值逐渐增大,高位涡带来的冷空气与台风和副高带来的暖空气的交汇使对流不稳定性发展,致使强降水产生。9日14:00豫北位涡减小、冷空气减弱、台风减弱以及暖湿空气减弱,随之降水减弱。9日02:00至08:00,豫北在400-600 h Pa呈现1 PVU的高位涡,850 h Pa至地面有水汽的强烈辐合上升运动,最大值位于太行山迎风坡处,且出现在900 h Pa。地形的动力强迫加强了水汽的辐合抬升。豫北暴雨区113.5-116°E在400 h Pa到地面形成次级环流,其上升支触发不稳定能量释放,位置正对应豫北暴雨区。位涡诊断表明,水平位涡平流的动力作用致使9日08:00暴雨区局地位涡增加,而垂直输送项和潜热加热项为负贡献。（2）模拟风场大致模拟出了NCEP风场中的变形场,同时在豫北模拟出了NCEP风场中没有但实际存在的切变线;模拟雨带位置与实况基本相同但暴雨范围偏小。在地形敏感性试验中,降低太行山地形高度后,风场上的切变线位置发生显着改变,豫北温度升高,湿度减小,且高度越低变化越明显,降水也明显减小,太行山背风坡降水增大。地面资料同化后,风场、温度湿度以及降水的模拟水平明显提高。（3）变形场致使700 h Pa出现低涡,地面出现切变线,风场和水汽在暴雨区上空辐合,加之地形动力强迫抬升作用是本次降水形成的重要原因。
马婷[4]（2019）在《青藏高原低涡形成、发展和东移影响下游暴雨天气个例的位涡分析》文中研究指明在引发我国东部地区夏季降水的天气系统中,青藏高原低涡扮演着十分重要的角色。高原低涡不仅是高原地区夏季的降水系统,在一定的环流形势配合下,一些高原低涡能够发展加强并东移出高原,导致高原下游我国东部地区出现暴雨等灾害性天气过程。位涡作为一种能够综合反映大气动力学和热力学性质的物理量,被广泛应用于天气系统的诊断与分析中。2016年6月28日至7月1日在我国副热带地区发生了一次青藏高原低涡形成、发展及东传引发长江中下游地区暴雨天气的过程。本文在位涡理论框架内,利用MERRA2再分析资料和TRMM降水资料对该过程进行诊断分析,探究了本次过程中高原低涡形成和发展的物理机制,及其东移出高原后对下游地区大尺度动力背景的影响,得到的主要结论如下:（1）夏季青藏高原地表加热具有强烈的日变化,高原地表加热由白天感热加热源到夜间辐射冷却源的转变直接影响高原上空非绝热加热率的垂直梯度,使高原近地层白天有位涡耗散,夜间有位涡制造,呈现明显的昼夜循环。当夜间高原上空出现有积云凝结潜热释放时,夜间的位涡制造将增强,当夜间制造的位涡不为白天的耗散所抵消时,通常位涡制造的昼夜循环被破坏,高原低涡形成。（2）在高原低涡的快速发展阶段,非绝热加热项对局地位涡的增长起主要贡献。由于此时高原低涡中心附近已有明显的降水出现,降水凝结潜热加热随高度的急剧增加会造成低空位涡的剧烈增长,导致高原低涡迅速发展,此时地表加热场的日变化对其影响较小。（3）随着低涡系统的持续东移,移出高原的位涡中心可导致长江中下游地区对流层中层出现正的纬向位涡平流、低层出现负的经向位涡平流,降水中心附近出现位涡平流随高度增加的大尺度动力背景,有利于垂直上升运动的发展。
孟晓文[5]（2018）在《常规探空资料同化对重庆地区一次大暴雨过程的数值模拟研究》文中指出本文利用多种观测资料对2014年8月31日9月2日重庆地区一次大暴雨过程进行天气学分析,在此基础之上利用WRF 3D-Var同化系统将常规探空资料同化进WRF模式的初始场中,对比分析同化探空观测资料对模式模拟的降水分布特征、中尺度系统结构、云微物理过程及挟卷作用的影响,最后利用同化后模式输出的高时空分辨率结果对此次暴雨过程的湿位涡特征进行诊断分析。得到以下主要结论:（1）天气学分析表明,此次暴雨是在对流层高层200 hPa南亚高压与高空急流造成的高层辐散、500 hPa大槽以及副高西移这种有利的大尺度环流背景下,对流层低层的西南涡、切变线和低空急流在重庆地区发生发展的结果;低涡切变线发展移动过程中α和β中尺度对流云团之间的相互作用是暴雨形成的主要原因。（2）模拟结果对比表明,同化与未同化探空资料的模式均较好的模拟出了此次暴雨过程的大尺度环流特征及中尺度系统,同化探空资料后模式对降水的模拟结果尤其是暴雨以上量级的改进尤为明显。（3）对比分析表明,与此次暴雨的发生密切相关的大尺度系统（南亚高压和副热带高压）、中尺度系统（低涡和急流）以及水汽输送的强度在同化探空资料后都得到了增强,这为中尺度对流系统的发展维持提供了更加有利的条件。模拟的中尺度系统具有低层辐合、高层辐散、正相对涡度发展旺盛并伴有强上升运动的垂直结构特征,强降水中心上空700 hPa虽为水汽通量散度辐合最强的地方,但非水汽通量的最大值区。同化探空资料后模式模拟的散度、涡度、水汽通量及水汽通量散度、垂直速度以及大气热力结构的强度和高度较未同化探空资料的模拟结果都得到不同程度的增强,这也是同化观测资料后模式的模拟结果较好的主要原因之一。（4）云微物理过程和挟卷作用的分析结果表明,同化探空资料首先通过改进模式的大尺度场的质量,进而对模式中云微物理过程中的成云降水机制产生影响,提高对降水的模拟效果;同化常规探空资料后的模拟结果有效地减弱了积云发展过程中挟卷作用对降水带来的负面影响。（5）湿位涡诊断分析表明,“正负区叠置”的MPV1垂直配置有利于暴雨的发生,降水主要出现在表征冷暖空气交汇的MPV1正负过渡带内;MPV2的垂直结构显示,对流不稳定和条件性对称不稳定之间的相互作用可能是导致此次暴雨的主要触发机制;MPV极值的异常增加与降水的发生有一定的对应关系;条件对称不稳定对强降水区域前两个阶段的降水起主要作用,对流性不稳定对强降水区域第三阶段（最强阶段）的降水起主要作用。
周小刚,王秀明,陶祖钰[6]（2014）在《“等熵思维”到“等熵位涡思维”回顾与讨论》文中研究表明等熵位涡守恒与中纬度斜压扰动发展之间的诊断关系可用于对气旋发生发展的预报,并作为理解水汽图像的动力学场而在业务上使用。"等熵位涡思维"建立在等熵面分析的"等熵思维"基础上。本文首先依据基础的动力学理论,对等熵面上物理量场的动力学解释和业务应用作回顾和讨论,内容包括:等熵面随高度分布特征、等熵坐标中的垂直速度场、等熵面上水汽输送解释、等熵面上高空急流和锋区的特征等。其次,通过与等熵面物理量场分析和斜压二层模式准地转垂直运动方程的比较,着重回顾和讨论等熵位涡面上的物理量场和业务应用,内容包括:对流层顶定义及其温压湿分布特征、对流层顶等熵位涡面上急流和锋区的特征、对流层顶等熵位涡面上的垂直速度场、"等熵位涡思维"与气旋发展及位涡、水汽图像在改进数值预报模式中的作用等。
杨龙[7]（2014）在《城市下垫面对夏季暴雨及洪水的影响研究》文中提出城市化作为人类活动对水循环影响的重要表现形式，一方面通过改变下垫面属性，对地表产汇流特征产生直接影响，另一方面通过地表能量分配及其他城市环境要素（如气溶胶，人为热源等）改变区域降雨特性，从而对地表的水文过程产生间接影响。论文围绕城市地区夏季暴雨及洪水问题，基于多源观测数据和数值模拟手段，开展城市下垫面对降雨以及洪水过程影响规律的研究，对理解城市地区陆气耦合反馈机制以及建立防洪减灾体系有重要的科学价值与实践意义。论文从我国夏季降雨整体时空格局及其与东亚夏季风的关系出发，分析了北京夏季降雨年际变化特征，发现北京夏季降雨在年际上呈波动减少的趋势，与东亚夏季风变化一致；但城区夏季降雨在2000年之后显着增加，与北京建成区面积急剧增加的变化趋势一致。同时，揭示了20082012年北京夏季累积降雨量和强降雨频次在空间上有两个聚集中心，分别位于城区以及城市下风向的怀柔、密云和平谷地区。基于耦合城市冠层模型的中尺度气象模式WRF对北京地区20082012年夏季降雨的空间格局进行了分析和模拟，从气候角度揭示了城市下垫面对北京地区夏季降雨的影响机制。开发了基于雷达反射回波强度的暴雨云团识别算法SCI-2D，并将其用于分析夏季暴雨云团通过城区时的演变规律，研究表明城市下垫面对暴雨云团有分离和激发的作用。基于气块浮升理论发现城区地表的热量传输过程改变了大气边界层厚度、抬升凝结高度以及自由对流高度，为对流活动提供了良好的动力和水汽条件，从而使得城区降雨强度和频次得到显着增强。对于典型湖滨城市而言，城市地表热量传输过程对降雨的影响还与湖陆风环流有关。以美国密尔沃基市-密歇根湖地区为例，通过对该地区夏季典型降雨事件的数值模拟和分析，揭示了城市热岛环流和湖陆风环流的耦合效应及其对湖滨城市夏季降雨的影响机制。基于暴雨云团追踪算法TITAN，识别了暴雨云团通过城区时形态和结构的演变特征，进一步验证了北京地区研究得到的结论。以城市化流域为研究对象，定量分析了城市下垫面以及城市化引起的降雨空间分布的改变对流域洪水响应的影响。通过设置虚拟流域及数值实验，发现忽略降雨的空间分布会低估城市化引起的流域洪水量级的增幅，最高可低估50%。此外，降雨空间分布特征对流域年径流量的年际变异性也有显着影响。论文综合了下垫面改变和陆气耦合反馈机制，完善了城市化流域水文响应规律的分析框架。
唐志勇[8]（2013）在《福建前汛期闽西北一次暴雨的触发及维持机制的研究》文中研究表明本文利用NCEP/NCAR再分析资料、地面、高空常规观测资料和WRF数值模拟结果,研究了闽西北一次暴雨过程的天气学成因、触发及维持机制。本次暴雨发生在稳定的西太副高暖湿气流与西风带小槽干冷空气交汇的背景下,低层西南急流提供大量水汽并降低了层结稳定度,切变线上的低涡活动触发了暴雨。TBB场分析表明,降水的早期对流较弱,多为层状云降水,随后云顶温度迅速降低,对流云团发展,降水加强。高空急流带来的高层辐散和低层切变线引起的辐合耦合,产生强烈上升运动,使得暖湿气流抬升凝结成雨,由300hPa与850hPa水平散度差分析,发现其与暴雨的落区和时间有很好的对应关系,水汽通量散度同样具有很好的指示意义。不稳定能量分析表明,暴雨发生前,闽西北出现一条假相当位温高能舌,暴雨发生后,随着不稳定能量的释放,高能舌也减弱。K指数与降水强度关系较好,在降水最强盛时期,K指数维持在38-40℃,使得对流活动旺盛。通过比较模拟结果和观测实况,发现WRF模式较成功地模拟出这次闽西北的暴雨过程,比较准确地再现了500hPa环流形势、高空副热带急流、低空西南急流。进一步用WRF输出的高分辨率模拟结果分析此次暴雨的触发机制,发现低层的中尺度切变线触发了强降雨。Q矢量对暴雨诊断意义重大,Q矢量辐合对应着上升运动,辐合辐散运动的强度较大且空间尺度小,表明上升下沉运动激烈且相间分布不均,暴雨有明显的对流性和中小尺度特征。湿位涡对暴雨落区具有先兆指示意义,在暴雨发生前,闽西北的MPV1值普遍为负值,表明此时大气中有大量不稳定能量积蓄,暴雨发生时,MPV1值有所下降,暴雨发生在对流不稳定和斜压不稳定相结合的地区,也就是MPV1和MPV2的正负值过渡区。
钟水新[9]（2011）在《东北冷涡结构特征及其强降水形成机理研究》文中研究表明东北冷涡是我国东北地区夏季主要的天气系统,它的发生、发展及其演变不仅会给我国东北地区带来低温多雨甚至造成洪涝灾害,而且对我国华北、江南梅雨期乃至东亚地区的环流形势都有重要的影响,因此对东北冷涡系统的研究有着极其重要的意义。本文在总结、回顾过去对东北冷涡的研究的基础上,提出在对东北冷涡研究中亟待解决的几类科学问题,针对以上科学问题,本文首先对不同持续时间和移动速度的冷涡进行分类与合成分析,在此基础上,利用加密观测资料与中尺度数值模式,模拟研究了东北冷涡的发展演变特征及其强对流系统的触发机制,结合数值敏感性试验,考察了东北地形对冷涡的发生发展作用,最后,总结概括了冷涡结构特征模型及其暴雨过程的三维概念模式图,主要得到以下结论:1.持续缓动型东北冷涡位置多位于内蒙偏东部、吉林中西部和黑龙江中西部地区,冷涡系统多为偏东移,且此类冷涡发展和成熟阶段高层环流呈纬向型环流分布,冷涡西侧、西北侧有低槽,槽底不断有冷空气和正涡度平流向冷涡输送;强的高空急流有利于加强冷涡的气旋性环流和在冷涡东侧产生高空辐散形成上升气流,在冷涡西侧产生下沉气流。短时移动型冷涡位置多位于内蒙偏东北和黑龙江西北部地区,系统主要向偏东南方向移动,且冷涡各阶段高层环流形势呈经向型环流分布,冷涡西侧多为一暖高脊,高空急流较弱,不利于冷涡的发展和维持。和南方天气系统暴雨不一样,东北冷涡发展阶段暴雨,冷涡位于高空急流的出口区左侧,有利于冷涡的发展加强并且在急流出口区的北侧产生高空辐散,从而触发上升运动形成对流;由于对流层中层冷涡的强旋转作用,使得干空气在冷涡的西侧、南侧侵入,即在冷涡西侧及南侧存在旋转式干侵入,从而使得暴雨多在冷涡的东侧和东南侧形成。2.利用时变涡度方程和涡散场动能方程分别对冷涡的涡度和动能收支进行了分析,结果表明,西风带平均气流对扰动涡度的输送使得局地涡度增加,使得冷涡加强。对流层高层冷涡中心涡度主要由散度扰动项引起,而散度扰动又主要受高空急流和中层冷空气的作用影响。尽管辐散风动能KD（DKD）量级很小,但在冷涡涡散场动能量输送中起了极其重要的作用,即通过斜压过程的动能产生率GD和辐散风水平通量辐合HFD和为KD提供动能源,使有效位能A向KD转换再通过C（KD,KR）向KR提供动能源,成为对流层低层旋转风动能的主要能源之一。对于旋转风和散度风动能的汇源而言,冷涡不同阶段在对流层各层呈现明显的差异。发展阶段,对流层低层的旋转风动能变化率、辐散风和旋转风之间的能量交换C （KD,KR ）和总动能占整层积分的主要部分;成熟阶段,对流层中层总动能最强最显着,低层减弱迅速甚至出现负增长;减弱阶段,总动能在对流层中层减弱最明显,其次是在对流层高层,动能转换项在冷涡发展过程中充当着重要的“桥梁”作用,低层C（KD,KR）的演变对冷涡强降水有一定的预报意义。3.对冷涡系统不同时期对流云的垂直结构和云内部中小尺度结构的分析结果表明,冷涡发展阶段的初期,体现为孤立的深对流回波亮带,对流系统表现为孤立、深厚的特征,冷涡发展成熟阶段,回波强度比冷涡发展初期的对流系统有所减弱,且为较浅薄的对流系统,冷涡系统下发展的锢囚锋不同于传统的锢囚锋结构,锢囚锋尾部存在干、冷空气的侵入,整个锢囚锋回波系统顶部呈现独特的结构特征:东南部为干、冷空气侵入造成的回波区、中部为锢囚锋主体对流区、西北部为暖锋遇冷锋抬升作用形成的回波区。在锢囚锋尾部存在冰水含量与液态水含量分层现象,干冷空气侵入层在5km左右,在干冷空气侵入层上部为冰态水含量分布的弱回波区,下部为液态水分布的弱回波区;冷涡成熟阶段,对流系统分布在冷涡外沿,表现为多个孤立的对流系统。4.东北地形对东北冷涡环流及其降水有较大影响。大兴安岭对东北冷涡系统环境流场的影响比较明显,其作用直接影响东侧及北侧的大气辐合程度,并使东侧辐合带的涡度、垂直速度以及温度平流等的垂直分布发生变化,从而影响冷涡降水强度。小兴安岭的地形对黑龙江中西部和北部地区环流及其降水影响较为敏感,是影响黑龙江的降水的直接影响因子。长白山山脉对我国东北中东部地区的冷涡环流及其降水影响较大,直接影响东北中部、中东部地区降水,且影响幅度大于大兴安岭和小兴安岭地区,其中,吉林受长白山地形影响最大。5.总结归纳了东北冷涡暴雨的结构特征以及冷涡的概念模型。冷涡中心对流层中、高层为高PV库,并向低层伸展,侵入,有利于在系统移动前方激发出上升运动,东侧为来自中低纬的西南或偏东暖、湿气流且为上升运动区;有利于强对流在冷涡的东侧发生。冷涡发展阶段,冷涡位于高空急流的北侧,有利于冷涡的发展加强并且在急流出口区的北侧产生高空辐散,高空辐散区东侧为大风中心,位于大风中心入口区的南侧,增强了冷涡东侧的高层辐散,在对流层低层,水汽输送常有两个通道:一个为西南低空急流携带的暖湿气流,另一个是偏东气流。在有区域性暴雨发生时,地面自动站资料可观测到有明显的湿舌和高能舌伸向暴雨区;冷涡衰退阶段,高、低空急流强度减弱,冷涡位于高空急流入口区北侧,西侧大风中心出口区南侧,对应高空辐合区,冷涡中心位涡值减小,冷涡东移逐渐减弱。
辜旭赞,潘彭刚[10]（2010）在《2007年8月登陆台风帕布、圣帕暴雨过程诊断分析》文中指出采用T213L31模式大气分析资料,诊断计算天气学中的凝结函数降水、水汽通量散度降水,并理想设计与诊断计算气层对流不稳定降水和层结不稳定降水,用于对2007年8月间西太平洋登陆台风帕布和圣帕降水运动进行诊断计算与分析。结果表明:热带扰动中凝结函数降水场呈弱态,但有较强水汽通量散度降水场,且水汽辐合降水运动组织对流不稳定降水和层结不稳定降水。在热带扰动发展与台风形成时,其低层风场水汽辐合与积云对流相互作用的过程,同时是气层对流不稳定能量与气块（团）湿不稳定能量的积聚过程,前者可带来暴雨,后者可带来大暴雨。相关天气学分析表明:台风暴雨是大尺度风场及中尺度水汽辐合降水运动组织起中、小尺度气层、气块（团）对流降水运动,对流性降水是由风场支配故变化较大、较快。
二、等熵分析与等熵坐标数值天气预报（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、等熵分析与等熵坐标数值天气预报（论文提纲范文）
（1）夏季青藏高原横切变线演变过程的位涡诊断（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 青藏高原切变线的研究意义 |
| 1.2 青藏高原切变线的结构及演变 |
| 1.2.1 高原横切变线的结构特点 |
| 1.2.2 高原切变线的演变机制 |
| 1.3 位涡理论及其应用 |
| 1.4 位涡理论在青藏高原天气系统研究中的应用 |
| 1.5 本研究的主要内容 |
| 第2章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 高原横切变线的客观识别及合成 |
| 2.2.2 非绝热加热的计算 |
| 2.2.3 位涡及位涡诊断方程 |
| 2.2.4 等熵面上各物理量的计算 |
| 第3章 青藏高原横切变线的演变过程 |
| 3.1 环流特征 |
| 3.1.1 500hPa环流形势 |
| 3.1.2 200hPa环流形势 |
| 3.2 基本气象要素及诊断量特征 |
| 3.2.1 湿度 |
| 3.2.2 涡度 |
| 3.2.3 散度 |
| 3.3 本章小结 |
| 第4章 P坐标系下青藏高原横切变线的位涡诊断 |
| 4.1 高原横切变线与位涡 |
| 4.1.1 高原横切变线演变过程位涡水平分布 |
| 4.1.1.1 500hPa位涡水平分布 |
| 4.1.1.2 200hPa位涡水平分布 |
| 4.1.2 高原横切变线演变过程位涡垂直分布 |
| 4.2 位涡方程诊断 |
| 4.2.1 位涡收支时间演变 |
| 4.2.2 水平方向位涡收支 |
| 4.2.3 垂直方向位涡收支 |
| 4.3 本章小结 |
| 第5章 青藏高原横切变线的等熵分析 |
| 5.1 高原横切变线演变过程等熵物理量水平分布 |
| 5.2 高原横切变线演变过程等熵物理量垂直分布 |
| 5.3 高原横切变线演变过程等熵位涡分析 |
| 5.4 本章小结 |
| 第6章 结论与讨论 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 讨论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人介绍 |
（2）第13章 预报和NWP应用100年进步（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 1919—1939年时代(时代1)—— 天气图和平流图解方法 |
| a 预报状态 |
| b 预报的科学认识 |
| c 预报提供者的“共同体” |
| d 预报应用 |
| e 预报交流和公共认知 |
| 3 1939—1956年时代(时代2)—— 航空时代 |
| a 预报状况 |
| b 用于预报的观测 |
| c 预报的科学认识 |
| d 数值天气预报成为可能 |
| e 预报交流 |
| 4 1956—1985年时代(时代 3)—— 用多种地图、图形和NWP预报 |
| a 预报状态 |
| b 预报所用的观测 |
| c 预报的科学认识 |
| d 预报提供者共同体 |
| e 本时代的数值天气预报 |
| f 数据同化——NWP的核心内容 |
| 5 1985—2018年(时代4)—— 现代化时代 |
| a 预报状态 |
| b 用于预报的观测 |
| c 预报的科学认识 |
| d 预报提供方共同体 |
| e 预报应用 |
| f 数值天气预报 |
| g 创新计算网格 |
| h 次网格尺度过程的参数化 |
| i 数据同化 |
| j 集合预报系统 |
| k 提升预报技巧 |
| l 再分析 |
| m 区域模式 |
| n 更高分辨率和耦合数据同化 |
| o 与气候模式的关系 |
| p 耦合模拟:NWP走向NEWP |
| q 计算和技术 |
| r 交流和公众理解的预报 |
| 6 预报的未来 |
| a 数据同化和观测 |
| b 可预报性和动力/物理/化学过程 |
| c 地球系统分量相互作用 |
| d 将所有放在一起:数值环境和天气预报应用 |
| e 更庞大的预报共同体:全球天气事业 |
（3）一次变形场背景下的暴雨诊断及数值模拟（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 国内外研究进展 |
| 1.3 本文各章主要内容 |
| 第二章 豫北暴雨的位涡分析 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 资料及计算方法 |
| 2.2.1 资料 |
| 2.2.2 计算方法 |
| 2.3 暴雨实况与环流背景 |
| 2.3.1 暴雨实况 |
| 2.3.2 环流背景 |
| 2.4 等熵位涡分析 |
| 2.4.1 等熵位涡的水平分布特征 |
| 2.4.2 等熵位涡的垂直分布特征 |
| 2.5 位涡的收支分析 |
| 2.6 本章小结 |
| 第三章 豫北暴雨的数值模拟 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料与模式 |
| 3.2.1 资料 |
| 3.2.2 模式 |
| 3.3 初步模拟结果分析 |
| 3.3.1 风场 |
| 3.3.2 温湿场 |
| 3.3.3 降水量 |
| 3.4 地形试验 |
| 3.4.1 地形对风场的影响 |
| 3.4.2 地形对温湿场的影响 |
| 3.4.3 地形对降水量的影响 |
| 3.5 三维变分资料同化 |
| 3.5.1 地面同化方案 |
| 3.5.2 同化效果 |
| 3.6 本章结论 |
| 第四章 豫北暴雨形成机制 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 变形场对暴雨的影响 |
| 4.2.1 总形变计算 |
| 4.2.2 总形变分析 |
| 4.3 地形对暴雨的影响 |
| 4.3.1 Q矢量计算 |
| 4.3.2 Q矢量分析 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 结论 |
| 5.2 展望 |
| 参考文献 |
| 作者在读期间科研成果简介 |
| 致谢 |
（4）青藏高原低涡形成、发展和东移影响下游暴雨天气个例的位涡分析（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 高原低涡的相关研究进展 |
| 1.2.1 高原低涡的形成 |
| 1.2.2 高原低涡的发展东移 |
| 1.2.3 高原低涡影响下游地区降水的研究 |
| 1.3 位涡理论的相关研究进展 |
| 1.3.1 位涡的基本概念和性质 |
| 1.3.2 位涡理论的提出和发展 |
| 1.3.3 位涡理论在降水事件中的应用 |
| 1.4 论文的主要内容与章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料数据 |
| 2.2 基本理论 |
| 2.2.1 位涡局地变化方程 |
| 2.2.2 位涡与垂直运动的关系 |
| 2.2.3 热力适应理论 |
| 第三章 高原低涡影响长江中下游地区暴雨天气的过程 |
| 3.1 青藏高原低涡与下游降水的联系 |
| 3.2 高原低涡的移动路径 |
| 3.3 大尺度环流背景 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 高原低涡形成的成因分析 |
| 4.1 位涡局地变化方程诊断高原低涡形成原因 |
| 4.2 非绝热加热项对局地位涡增长的贡献 |
| 4.2.1 非绝热加热贡献的形成原因 |
| 4.2.2 云物理过程在高原低涡形成中的作用 |
| 4.3 高原低涡的形成对上升运动的影响 |
| 4.3.1 低涡中心周围要素变化与气旋的发展 |
| 4.3.2 热力适应理论的应用 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 高原低涡快速发展的成因分析 |
| 5.1 位涡局地变化方程诊断高原低涡快速发展的原因 |
| 5.1.1 水平方向上的位涡变化 |
| 5.1.2 垂直方向上的位涡变化 |
| 5.2 动力特征及水汽条件 |
| 5.2.1 动力特征 |
| 5.2.2 水汽条件 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 高原低涡对下游地区降水的影响 |
| 6.1 降水过程的划分 |
| 6.2 大气环流对位涡强迫的响应 |
| 6.3 本章小结 |
| 第七章 总结和展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 未来研究展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（5）常规探空资料同化对重庆地区一次大暴雨过程的数值模拟研究（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 川渝地区暴雨研究进展 |
| 1.3 资料同化研究进展 |
| 1.4 研究方法和内容 |
| 第二章 资料及模式介绍 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 WRF模式介绍 |
| 2.3 WRF三维变分(3D-Var)同化系统简介 |
| 第三章 重庆地区“8·31”暴雨过程概况及天气学分析 |
| 3.1 降水量特征 |
| 3.1.1 24h降水量特征 |
| 3.1.2 6h降水量特征 |
| 3.2 暴雨大中尺度环流特征 |
| 3.3 中小尺度特征 |
| 3.4 多普勒雷达回波特征 |
| 3.5 探空曲线特征 |
| 3.6 小结 |
| 第四章 重庆地区暴雨过程的同化试验研究 |
| 4.1 模式模拟设置 |
| 4.2 模拟结果检验 |
| 4.2.1 环流结果检验 |
| 4.2.2 24 h降水结果检验 |
| 4.2.3 TS评分 |
| 4.3 初始时刻分析场增量及中尺度系统结构对比分析 |
| 4.3.1 高度场和风场 |
| 4.3.2 水汽通量及水汽通量散度 |
| 4.3.3 对流有效位能 |
| 4.3.4 中尺度系统垂直结构 |
| 4.4 云微物理过程及挟卷作用对比分析 |
| 4.4.1 云微物理过程 |
| 4.4.2 挟卷作用 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 湿位涡特征分析 |
| 5.1 倾斜涡度发展理论 |
| 5.2 湿位涡垂直结构分析 |
| 5.3 湿位涡水平结构分析 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 本文的创新点 |
| 6.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（6）“等熵思维”到“等熵位涡思维”回顾与讨论（论文提纲范文）
| 引言 |
| 1 等熵面上物理量场的动力学解释和应用 |
| 1.1 等熵坐标 |
| 1.2 等熵面随高度分布特征 |
| 1.3 等熵坐标中的物理量解释和应用 |
| 1.3.1 等熵面是物质面的含义 |
| 1.3.2 实际垂直运动在等熵面中的表示 |
| 1.3.3 等熵面上急流区和锋区的表示 |
| 1.3.4 等熵面水汽输送 |
| 1.3.5 等熵绝对涡度与等熵位涡 |
| 2 等熵位涡面上物理量场的动力学解释及应用 |
| 2.1 对流层顶定义及其温、压、湿分布特征 |
| 2.2 对流层顶等熵位涡面上的物理量解释和应用 |
| 2.2.1 等熵位涡面上的垂直速度场 |
| 2.2.2 等熵位涡面上的高空急流和锋区特征 |
| 2.2.3 对流层顶“等熵位涡思维”与中纬度气旋发生发展 |
| (1)大尺度垂直运动与气旋发生发展 |
| (2)准地转垂直运动方程对大尺度垂直运动的判断 |
| (3)对流层顶等熵位涡对大尺度垂直运动的判断 |
| (4)“等熵位涡思维”与气旋发生发展 |
| 2.2.4 位涡、水汽图像在改进数值预报模式中的作用 |
| 3 结论 |
（7）城市下垫面对夏季暴雨及洪水的影响研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 国内外相关研究进展 |
| 1.2.1 城市下垫面对降雨影响的研究综述 |
| 1.2.2 北京城市化与夏季降雨变异性 |
| 1.2.3 城市下垫面对洪水的影响 |
| 1.2.4 研究中存在的问题 |
| 1.3 论文的研究思路与主要内容 |
| 第2章 全国夏季降雨的时空格局及归因分析 |
| 2.1 全国夏季最大日降雨量的年际变化特征 |
| 2.1.1 降雨系列分析方法 |
| 2.1.2 研究站点及数据 |
| 2.1.3 变化特征分析 |
| 2.2 夏季降雨的时空格局与东亚夏季风的关系 |
| 2.3 北京地区夏季降雨的时空格局 |
| 2.3.1 年际变化特征 |
| 2.3.2 空间分布特征 |
| 2.4 小结 |
| 第3章 北京地区夏季降雨的空间格局及数值模拟 |
| 3.1 气候模拟系统的构建 |
| 3.1.1 模式简介 |
| 3.1.2 参数化方案选择 |
| 3.1.3 模式结果验证及情景设置 |
| 3.2 北京夏季暴雨云团的演变规律 |
| 3.2.1 暴雨云团识别算法 |
| 3.2.2 暴雨云团的空间分布特征 |
| 3.3 城市下垫面的影响 |
| 3.3.1 降雨强度及频次的变化 |
| 3.3.2 对流活动的发生条件 |
| 3.3.3 城市热岛效应与降雨 |
| 3.4 小结 |
| 第4章 湖滨城市夏季典型降雨事件的数值模拟 |
| 4.1 研究区概况 |
| 4.2 降雨过程分析 |
| 4.2.1 降雨前期天气背景 |
| 4.2.2 暴雨云团的演变规律 |
| 4.3 数值模拟及结果分析 |
| 4.3.1 模拟方案的制定 |
| 4.3.2 模拟结果验证 |
| 4.3.3 模拟方案比较 |
| 4.4 小结 |
| 第5章 城市化对流域洪水的影响规律 |
| 5.1 城市化流域洪水演变的影响因素 |
| 5.1.1 研究流域概况 |
| 5.1.2 洪水量级及频率变化特征 |
| 5.1.3 典型洪水过程分析 |
| 5.2 考虑陆气耦合反馈的城市化流域洪水演变规律 |
| 5.2.1 基于虚拟流域的研究方法 |
| 5.2.2 降雨空间分布及城市扩张情景 |
| 5.2.3 城市下垫面对流域洪水的影响规律 |
| 5.3 小结 |
| 第6章 总结与展望 |
| 6.1 主要研究成果 |
| 6.2 主要创新点 |
| 6.3 研究中的不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历、在学期间发表的学术论文与研究成果 |
（8）福建前汛期闽西北一次暴雨的触发及维持机制的研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 引言 |
| 1.1 暴雨及中尺度天气系统的国内外研究现状 |
| 1.1.1 国外研究进展 |
| 1.1.2 国内研究进展 |
| 1.2 研究目的和意义 |
| 1.3 研究方法、内容 |
| 第二章 暴雨实况与基本环流形势 |
| 2.1 降水实况 |
| 2.2 环流背景分析 |
| 2.3 暴雨TBB特征 |
| 2.4 小结 |
| 第三章 暴雨过程的物理量分析 |
| 3.1 水汽条件 |
| 3.1.1 水汽通量和水汽通量散度 |
| 3.1.2 比湿 |
| 3.2 基本物理量场的分析 |
| 3.2.1 高低空散度场过程分析 |
| 3.2.2 散度场垂直分布随时间变化分析 |
| 3.2.3 相对散度 |
| 3.3 不稳定能量场分析 |
| 3.3.1 假相当位温 |
| 3.3.2 K指数 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 中尺度数值模拟和诊断分析 |
| 4.1 数值模式及模拟方案简介 |
| 4.2 模式模拟结果检验 |
| 4.2.1 模拟降水的检验以及强降雨的时空演变 |
| 4.2.2 500hPa高度场的检验 |
| 4.2.3 高低空急流的检验 |
| 4.3 高低空急流耦合与暴雨的形成 |
| 4.3.1 高低空急流和散度与强降雨的发展 |
| 4.3.2 高低空急流配置和垂直运动 |
| 4.4 暴雨的中尺度特征 |
| 4.4.1 不稳定层结的建立 |
| 4.4.2 地形及低层中尺度切变线的触发作用 |
| 4.4.3 Q矢量与强降水之间的关系 |
| 4.4.4 湿位涡与暴雨落区的关系 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 主要结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（9）东北冷涡结构特征及其强降水形成机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 东北冷涡传统定义 |
| 1.3 东北冷涡的研究进展 |
| 1.3.1 冷涡的形成机制 |
| 1.3.2 冷涡环流结构 |
| 1.3.3 冷涡中尺度对流系统 |
| 1.3.4 冷涡的气候特征 |
| 1.4 本研究的科学问题、方法和章节安排 |
| 1.4.1 关注的科学问题 |
| 1.4.2 本研究所用的资料和方法 |
| 1.4.3 论文章节安排 |
| 参考文献 |
| 第二章 两类冷涡的合成分析 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 冷涡的生命史与分类 |
| 2.2.1 冷涡的生命史 |
| 2.2.2 冷涡的分类 |
| 2.3 冷涡合成分析 |
| 2.3.1 个例介绍 |
| 2.3.2 合成方法 |
| 2.4 两类冷涡合成结构特征对比分析 |
| 2.4.1 500 hPa 形势场 |
| 2.4.2 300 hPa 高空急流 |
| 2.4.3 850 hPa 低空急流 |
| 2.4.4 位涡分析 |
| 2.4.5 垂直结构分析 |
| 2.4.6 冷涡涡度收支分析 |
| 2.4.7 典型冷涡个例的结构特征 |
| 2.4.7.1 冷涡的发展与演变特征 |
| 2.4.7.2 冷涡的的垂直结构特征 |
| 2.5 小结 |
| 参考文献 |
| 第三章 东北冷涡发展和维持机制分析 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 涡度收支分析 |
| 3.2.1 局地涡度收支 |
| 3.2.2 结果分析 |
| 3.3 涡散场动能分析 |
| 3.3.1 辐散风和旋转风动能方程 |
| 3.3.2 资料、计算方法和涡散场的演变 |
| 3.3.2.1 资料和计算方法 |
| 3.3.2.2 冷涡涡散场特点 |
| 3.3.3 涡、散场动能收支分析 |
| 3.3.3.1 冷涡发展阶段 |
| 3.3.3.2 冷涡成熟阶段 |
| 3.3.3.3 冷涡减弱阶段 |
| 3.3.4 涡、散场动能演变与转换特征 |
| 3.3.4.1 涡、散场动能演变 |
| 3.3.4.2 涡、散场动能转换特征 |
| 3.3.5 结论 |
| 参考文献 |
| 第四章 冷涡中小尺度对流云垂直结构特征 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 资料和方法 |
| 4.2.1 资料 |
| 4.2.2 方法 |
| 4.3 不同时段冷涡对流云带结构特征对比分析 |
| 4.3.1 冷涡发展阶段 |
| 4.3.2 冷涡发展至成熟阶段 |
| 4.3.3 冷涡成熟阶段 |
| 4.4 结论与讨论 |
| 参考文献 |
| 第五章 东北冷涡中尺度对流系统触发机制 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 中尺度对流系统的观测分析 |
| 5.2.1 资料和方法 |
| 5.2.2 降水概况与天气尺度环流特征 |
| 5.2.2.1 降水概况 |
| 5.2.2.2 天气尺度环流特征 |
| 5.2.3 大尺度与风暴尺度环境场 |
| 5.2.3.1 大尺度环境场 |
| 5.2.3.2 MCS 发展与演变 |
| 5.2.3.3 中小尺度风暴环境 |
| 5.2.3.4 干冷空气侵入 |
| 5.2.4 强对流触发机制 |
| 5.2.5 2009 年6 月19 日冷涡发展阶段暴雨概念模型 |
| 5.3 干冷侵入对东北冷涡强降水演变影响的数值模拟研究 |
| 5.3.1 天气尺度环流特征 |
| 5.3.2 模拟方案设计与初步结果 |
| 5.3.2.1 模拟方案设计 |
| 5.3.2.2 模拟初步结果 |
| 5.3.3 等熵面位涡演变与干冷侵入垂直结构 |
| 5.3.3.1 干冷空气侵入结构演变特征及对冷涡初期强降水的作用 |
| 5.3.3.2 干冷侵入三维空间结构 |
| 5.3.3.3 干冷侵入对冷涡及其冷涡中后期降水的作用 |
| 5.3.4 等位涡面分析 |
| 5.4 结论和讨论 |
| 参考文献 |
| 第六章 东北地形对冷涡及其暴雨影响的数值试验 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 试验设计 |
| 6.3 结果分析 |
| 6.3.1 控制试验模拟的低层辐合与降水 |
| 6.3.2 大兴安岭山脉的作用 |
| 6.3.2.1 对降水的影响 |
| 6.3.2.2 对低层大气流场的影响 |
| 6.3.2.3 对冷涡的强度与结构的影响 |
| 6.3.2.4 对垂直环流的影响 |
| 6.3.3 小兴安岭山脉的作用 |
| 6.3.3.1 对降水的影响 |
| 6.3.3.2 对低层大气流场的影响 |
| 6.3.3.3 对冷涡的强度与结构的影响 |
| 6.3.3.4 对垂直环流的影响 |
| 6.3.4 长白山山脉的作用 |
| 6.3.4.1 对降水的影响 |
| 6.3.4.2 对低层大气流场的影响 |
| 6.3.4.3 对冷涡的强度与结构的影响 |
| 6.3.4.4 对垂直环流的影响 |
| 6.3.5 东北地形的作用 |
| 6.3.5.1 对降水的影响 |
| 6.3.5.2 对低层大气流场的影响 |
| 6.3.5.3 对冷涡的强度与结构的影响 |
| 6.4 总结与讨论 |
| 参考文献 |
| 第七章 东北冷涡概念模型 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 冷涡的结构模型 |
| 7.3 冷涡概念模型 |
| 7.3.1 300 hPa 环流特征 |
| 7.3.2 850 hPa 环流特征 |
| 7.3.3 500 hPa 环流特征 |
| 7.4 结论和讨论 |
| 参考文献 |
| 第八章 结论和讨论 |
| 8.1 论文的主要结论 |
| 8.2 论文创新点 |
| 8.3 讨论 |
| 致谢 |
| 在学期间发表或已被接受的学术论文 |
| 个人简历 |
四、等熵分析与等熵坐标数值天气预报（论文参考文献）
- [1]夏季青藏高原横切变线演变过程的位涡诊断[D]. 高媛. 中国气象科学研究院, 2020
- [2]第13章 预报和NWP应用100年进步[J]. 史丹利·本杰明,JOHN M.BROWN,GILBERT BRUNET,PETER LYNCH,KAZUO SAITO,THOMAS W.SCHLATTER,贾朋群,李婧华. 气象科技进展, 2019(S1)
- [3]一次变形场背景下的暴雨诊断及数值模拟[D]. 裴坤宁. 成都信息工程大学, 2019(05)
- [4]青藏高原低涡形成、发展和东移影响下游暴雨天气个例的位涡分析[D]. 马婷. 南京信息工程大学, 2019
- [5]常规探空资料同化对重庆地区一次大暴雨过程的数值模拟研究[D]. 孟晓文. 兰州大学, 2018(11)
- [6]“等熵思维”到“等熵位涡思维”回顾与讨论[J]. 周小刚,王秀明,陶祖钰. 气象, 2014(05)
- [7]城市下垫面对夏季暴雨及洪水的影响研究[D]. 杨龙. 清华大学, 2014(09)
- [8]福建前汛期闽西北一次暴雨的触发及维持机制的研究[D]. 唐志勇. 南京信息工程大学, 2013(02)
- [9]东北冷涡结构特征及其强降水形成机理研究[D]. 钟水新. 中国气象科学研究院, 2011(10)
- [10]2007年8月登陆台风帕布、圣帕暴雨过程诊断分析[J]. 辜旭赞,潘彭刚. 暴雨灾害, 2010(02)