导读:本文包含了微物理特征论文开题报告文献综述、选题提纲参考文献及外文文献翻译，主要关键词:物理,特征,飞机,多普勒,云和,辐射计,积冰。
微物理特征论文文献综述
李思聪,李昀英,孙国荣,宋文婷[1]（2019）在《中国东部层积云发展过程中云微物理特征的演变》一文中研究指出基于2007—2010年的CloudSat卫星观测数据,以云层液态水路径为指标将层积云的发展过程划分为五个阶段,对比研究了中国东部降水与非降水层积云发展过程中云微物理特征和云微物理机制的演变,并分析了其海陆差异.研究表明:非降水层积云中,云滴增长主要通过凝结过程完成,但云滴的凝结增长有限,难以形成降水,在非降水层积云发展的旺盛阶段,云层中上部云滴发生较弱的碰并过程.降水层积云中云滴碰并增长活跃,当云层液态水路径小于500 g·m~(-2)时,云滴在从云顶下落至云底的过程中持续碰并,并在云底附近出现云水向雨水的转化;当降水层积云液态水路径超过500 g·m~(-2)时,云滴碰并增长主要发生在云层上部,在云层中部,云液态水含量、液态粒子数浓度和液态粒子有效半径达到最大,云水向雨水的转化最为活跃.层积云微物理特征的海陆差异主要是由海陆上空气溶胶浓度和云中上升气流强度不同导致的.在非降水层积云中下部,陆地丰富的气溶胶为云滴凝结增长提供了充足的云凝结核,因而云微物理量的量值在陆地上空更大,而在云层中上部,云滴凝结增长达到极限,海洋充足的水汽输送使云微物理量的量值在海洋上空更大.当降水层积云液态水路径大于500 g·m~(-2)时,陆地层积云中更强的上升气流使大量云滴在云层中上部累积滞留,云滴碰并增长活跃,云层中上部云微物理量的量值在陆地上空更大.(本文来源于《地球物理学报》期刊2019年12期）
方春刚,郭学良[2]（2019）在《华北一次浓雾过程爆发性增强的微物理特征》一文中研究指出基于华北雾-霾综合观测试验资料,分析了2011年12月4日河北涿州一次浓雾过程爆发性增强的微物理特征及形成机理。结果表明:此次浓雾过程除具有均压场、地面辐射降温、逆温层、静稳天气等特征外,还具有雾微物理过程出现爆发性增强的特征,10 min内,小雾滴浓度显着增加,含水量增大了3个量级,雾滴谱由15μm拓宽到35μm,能见度由500 m骤降至70 m。夜间地面长波辐射冷却效应导致近地层雾的形成,而近地层雾的形成反过来快速地增强了地面长波辐射冷却效应,促使大量小雾滴的形成和碰并过程的产生,这是一种正反馈效应;大量雾滴形成释放的潜热,促使雾体抬升和向下长波辐射增强,又使地面长波辐射冷却效应减弱,产生负反馈效应。相对于南京辐射雾过程,此次涿州浓雾的小雾滴粒子数浓度高,液态水含量明显偏小,这与华北高浓度气溶胶和弱水汽输送有关。(本文来源于《应用气象学报》期刊2019年06期）
王研峰,王蓉,王聚杰,尹宪志[3]（2019）在《西北干旱半干旱区一次层状云系微物理特征分析》一文中研究指出利用西北干旱半干旱区一次飞机探测资料、卫星资料,分析了层状云微物理结构以及作业前后云微物理变化,结果表明:(1)此次层状云系垂直结构配置为冷暖两层,云层发展厚实。云的垂直和水平分布极不均匀。相对层积云,高层云小云粒子浓度低,大云粒子浓度高,液态含水量高。小云粒子浓度尤其是峰值区域与平均直径呈明显反相关。大于60个·cm~(-3)和35个·L~(-1)的小云、大云粒子浓度分别主要由3.5～10μm、50～200μm粒径段决定。(2)不同高度云粒子谱为单峰或双峰分布,总体呈单调递减趋势,但云形成和增长条件存在差异。强可播、不可播和可播性冷云粒子谱基本符合负幂指数的单调递减规律,云粒子浓度差异较大,自然冰晶浓度不可播云较高,可播云次之,强可播云较低。(3)作业后小云粒子浓度明显降低,在6.5～20μm粒径段降低了2个量级左右,大云粒子浓度明显增加,谱宽增大,尤其在大于150μm粒径段。(本文来源于《干旱区地理》期刊2019年06期）
李遥,牛生杰,吕晶晶,王静,王天舒[4]（2019）在《2018年冬季南京叁次暴雪过程微物理特征分析》一文中研究指出为深入研究南京降雪微物理特征及变化,利用第二代激光雨滴谱仪PARSIVEL~2、自动气象站观测资料及MICAPS数据,对2018年冬季南京的四次罕见强降雪过程中雪花的微物理参量进行分析。结果表明:(1)雪花谱基本呈多峰分布,个例1降雪强度增大时有小雪花向大雪花的转化,而其余叁次过程则有雪花数浓度的显着增大。温度的差异使个例1大雪花形成机制与其余个例不同,最终导致了降雪稳定阶段,雪强增大的机制不同。(2)使用Gamma分布和M-P分布分别对四次降雪的不同阶段进行了拟合,Gamma分布在各阶段的拟合优度均高于M-P分布拟合,降雪终止阶段拟合优度低于起始阶段及降雪全过程的拟合。四次降雪过程降雪粒子谱的Gamma分布分别为N=107D~(-0.21)exp(-0.54D)、N=136D~(-0.54)exp(-0.60D)、N=256D~(0.38)exp(-1.01D)、N=9.39×10~4D~4exp(-7.81D),其中,N为降雪粒子数浓度、D为雪花直径。(3)个例1在3 mm左右速度谱存在两个峰值,分别贴近结霜曲线和未结霜曲线,说明该次降雪大雪花的形成存在结霜增长和结霜碰并两种机制。(4)综合个例1、2、3,给出南京地区稳定的层状云强降雪的Z-I关系为Z=1708I~(1.51)。(本文来源于《大气科学》期刊2019年05期）
常祎[5]（2019）在《青藏高原那曲地区夏季云微物理特征和降水形成机制的飞机观测研究》一文中研究指出本文利用2014年夏季第叁次青藏高原大气科学试验(TIPEX-Ⅲ)期间那曲地区的地面及飞机观测数据,研究了高原对流云及其降水的特征,包括统计特征、日变化和云微物理特征及降水形成机制。地面观测资料研究结果表明,高原夏季多为弱降水过程,但降水量则主要靠强降水贡献。高原上的对流活动有着明显的日变化,对流活动在上午白天表现为局地热对流,随着太阳辐射加强逐步发展、合并,在傍晚达到最强,往往具有明显的“夜雨”现象,而入夜后随着太阳辐射的减弱,对流云及其降水有着明显向层状云降水转化的特征,云回波有明显的亮带。飞机观测资料研究结果表明,高原对流云的云滴最大数浓度为1.1×10~5/L,平均数浓度为9±10×10~3/L,数量级在10~4/L;大云粒子的浓度的最大浓度为28.82/L,有着10~0~10~1/L量级;过冷水含量的最大值为0.25 g/m~3,数量级在10~(-1) g/m~3,总含水量的最大值为1.33 g/m~3,数量级在10~(-1)~10~0 g/m~3;云内最大上升速度为4.3 m/s,观测期间云内最大上升速度集中在1~4 m/s。高原上的平均云滴谱呈多峰分布,但单个时刻的云滴谱绝大多数为双峰分布;高原对流云内大云滴、雨滴丰富,冰相粒子多为密实、不透光的霰粒子,存在少量针柱状和板状单体冰晶,云内凇附过程明显。高原对流云内同时存在冷暖雨形成过程,高原清洁的大气使得高原云滴数浓度较低,但过冷大云滴和雨滴数量较多。由于云体温度较低,云内冰化过程发生较早。过冷大云滴和雨滴对于冰相降水过程,尤其是淞附增长过程有着促进作用,使得高原对流云更容易产生降水,配合高原夏季强烈的太阳辐射,使得高原对流呈现频率高,但强度弱的特征。(本文来源于《中国气象科学研究院》期刊2019-06-01）
李玉莲,孙学金,赵世军,姬文明[6]（2019）在《Ka波段毫米波云雷达多普勒谱降雪微物理特征分析》一文中研究指出构建了一种基于毫米波云雷达多普勒谱的过冷水滴、冰晶、雪花的识别算法,通过对全局谱的谱峰识别,分离出了不同类型粒子的局部谱,得出了不同类型粒子的反射率因子、多普勒速度、谱宽等谱矩参数及含水量.通过对一次降雪过程Ka波段测云雷达多普勒谱的分析,结果表明:(1)混合相云中,由于雪花对毫米波雷达总回波强度贡献较大,基于总雷达反射率因子直接反演液态水含量会忽略过冷水滴的贡献,造成云中含水量的低估;(2)多普勒谱反演得到过冷水的液态水路径(LWP)与微波辐射计反演结果一致性较好,说明毫米波雷达能够有效估量云中液态水路径;(3)冰雪晶粒子在过冷水层(SWL)中下落速度随反射率因子的变化梯度(d V/d Z)比在冰雪层(ISL)中大,这主要是因为冰雪晶粒子在SWL中通过凇附增长比在ISL中通过碰并增长要增长得更快.(本文来源于《红外与毫米波学报》期刊2019年02期）
孟鹏程[7]（2019）在《我国飞机积冰区云微物理特征分析研究》一文中研究指出目前,使用卫星气象数据研究航空气象问题已经成为了主流。卫星气象资料能提供更为直观准确的气象数据,有着不可比拟的优越性。本文研究的主要思路就是借助相关卫星气象数据对飞机积冰问题展开研究。文章利用我国空域内2013年至2016年统计的飞机积冰报告数据,并结合与之相关的MODIS数据和Cloudsat卫星气象数据对我国空域内飞机积冰区的时空分布特征及云微物理特征进行了分析研究。得出的主要结论有:我国空域内飞机积冰呈现冬季发生次数多,夏季发生次数少的特征。积冰强度方面也呈现冬季积冰强度较强,而夏季积冰强度较弱的特征。积冰发生次数最多高度区间为2000米至6000米高度区间。在积冰发生的地域分布方面,我国积冰发生最多的七个地区按发生次数由高到低依次是:温州、乌鲁木齐、重庆、成都、昆明、哈尔滨、呼和浩特。我国南方部分积冰区(成都、重庆、武汉、南昌和温州)由西向东积冰区的云水路径依次增大。呼伦贝尔、乌鲁木齐、兰州、宁陕积冰区云的辐射率相比于成都、重庆、武汉、叁亚积冰区云的辐射率偏小,成都、重庆、武汉积冰区云的辐射率分布具有一定相似性。我国空域部分飞机积冰区(呼伦贝尔、宁陕、乌鲁木齐、温州、成都和叁亚)云中的液水含量主要集中在0~200 mg/m~3之间,云中液水粒子有效半径主要分布在100μm~200μm之间;云中冰粒子的含量主要集中在0~20mg/m3之间,云中冰粒子有效半径主要分布在500μm~1000μm之间。(本文来源于《中国民用航空飞行学院》期刊2019-04-01）
亓鹏[8]（2019）在《太行山东麓积层混合云微物理特征与降水形成机制研究》一文中研究指出本文利用河北省“十叁五”气象重点工程-云水资源开发利用工程的示范项目(2017-2019)“太行山东麓人工增雨防雹作业技术试验”飞机和地面雷达观测数据,分析研究了2017年5月22日一次典型稳定性积层混合云的结构特征,考察了WRF(Weather Research and Forecasting)模式对此次积层混合云的模拟效果,初步讨论了太行山地形对其东麓地区云和降水的影响。飞机观测研究结果表明:此次积层混合云高层存在高浓度大冰粒子,冰粒子下落过程中的增长在不同区域存在明显差异,在含有高过冷水含量的对流泡中,冰粒子增长主要是聚并和凇附增长,而在过冷水含量较低的云区以聚并增长为主。由于聚并增长形成的大冰粒子密度低,下落速度小,穿过0℃层时间更长,出现大量半融化的冰粒子,使融化现象更为明显。镶嵌在层状云中的对流泡一般处于0℃~-10℃(高度4~6km)层之间,垂直和水平尺度约2km,最大上升气流速度可达5m s~(-1)。对流泡内平均液态水含量是周围云区的2倍左右,小云粒子平均浓度比周围云区高一个量级,大粒子(直径800μm以上)的浓度也更高。在具有较高过冷水含量的对流泡中降水形成符合“播撒-供给”(Seeder-feeder)机制,但在过冷水含量较低的区域并不符合这一机制。WRF模式可以再现云系的发展演变特征与雷达回波的基本结构,回波剖面中可以看到镶嵌其中的对流泡结构,但其位置与雷达观测稍有偏差。模拟的累计降水量与观测值基本相符,逐小时降水率变化趋势与观测基本符合,但降水率峰值时间、数值存在差异。模式能够反映出不同位置云垂直结构的差异,尤其是上升气流的高度范围、霰粒子与云水的垂直分布,都大致与观测吻合,但垂直气流速度的模拟值偏小。模拟结果表明,对流泡下方雨水混合比很高,对流泡内云水和霰的混合比较高,对流泡上部为云冰混合比高值区。这验证了对流泡产生“雨核”的现象,且这是对流泡内高云水、霰浓度以及对流泡之上高云冰浓度导致的。地形数值模拟敏感试验表明,太行山地形高度增加时,其东麓地区水凝物增多,雷达回波也增强。当太行山地形高度变为0.5倍时,东麓地区平均水凝物混合比减少约20%;当变为1.5倍时,东麓地区水凝物混合比增加20~30%。太行山地形高度增加使东麓地区的降水增加:当地形高度变为1.5倍时,东麓地区24小时累计降水可增加49.5%,逐小时降水率的峰值也变大;当地形高度变为0.5倍时,东麓地区累计降水减少6.5%。由此可见,太行山对其东麓降水具有重要影响。(本文来源于《中国气象科学研究院》期刊2019-04-01）
杨忠林,赵坤,徐坤,李凯,陈刚[9]（2019）在《江淮梅雨期极端对流微物理特征的双偏振雷达观测研究》一文中研究指出为研究梅雨期极端对流系统的微物理特征,利用2013—2014年江淮梅雨期间南京溧水S波段双偏振雷达探测资料和地面自动站小时降水资料,统计分析了两类极端对流降水系统的微物理特征及差异。这两类极端对流系统的定义基于地面降水强度和雷达回波顶高,分别为所有对流中降水强度最强的1%(R类:小时降水强度>46.2 mm/h)和对流发展高度最高的1%(H类:20 dBz回波顶高>14.5 km)。结果显示这两类极端对流系统仅有30%的样本重合,显示了二者之间的弱相关性。对于相同的反射率因子Z_H,R类极端对流系统的近地面差分反射率因子Z_(DR)通常较H类极端对流小约0.2 dB,表明R类极端对流具有较小的平均粒径。结合双偏振雷达反演的粒子大小和相态分布显示,虽然两类极端对流都表现出海洋性对流降水特征,但R类极端对流较H类极端对流的总体雨滴粒径更小而数浓度更高,导致R类极端对流系统的地面降水更强。与R类极端对流系统相比,H类极端对流系统的上升运动更强,将更多的水汽和过冷水输送到0℃层以上,有利于形成更大的冰相粒子(如霰粒子等),并通过融化形成大雨滴。以上研究表明,梅雨期降水强度和对流发展深度并没有必然的联系,极端降水主要是中等高度的对流引起。(本文来源于《气象学报》期刊2019年01期）
徐小红,余兴,朱延年,刘贵华,戴进[10]（2018）在《6·23龙卷FY-2G卫星云微物理特征分析》一文中研究指出利用FY-2G静止卫星资料,采用多光谱综合分析方法,对2016年6月23日江苏盐城特大龙卷强对流灾害天气进行分析,重点分析强对流云微物理特征和识别强对流的卫星信号,并与雷达、TRMM卫星观测资料进行了对比分析。结果表明:(1)静止卫星RGB合成图能够可视化、便捷显示云微物理特征与发展趋势,对流云2区云团是产生龙卷的主云团,云系移动缓慢、位置基本保持不变是本次龙卷的特点,致使龙卷始终维持在盐城。(2)归纳出龙卷强对流云微物理特征和卫星信号为云顶高、云顶温度(T_(top))达到-80℃,存在过顶现象;云顶粒子有效半径(Re_(top))小、以小冰粒子为主,云砧结构明显,上部存在云粒子有效半径(Re)随温度(T)递减带;晶化温度(T_g)冷,达到同质冻结温度,对应有效半径(Re_g)小。08:00(北京时) FY-2G已探测到1、2、4区云团具有强对流发展潜势,通过卫星跟踪云团强弱变化,及时发现灾害性强对流天气发生云团,加强对该云团监测,提前预警强对流灾害性天气发生,为静止卫星应用于强对流天气监测预警提供新途径。(本文来源于《高原气象》期刊2018年06期）
微物理特征论文开题报告
（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：
基于华北雾-霾综合观测试验资料,分析了2011年12月4日河北涿州一次浓雾过程爆发性增强的微物理特征及形成机理。结果表明:此次浓雾过程除具有均压场、地面辐射降温、逆温层、静稳天气等特征外,还具有雾微物理过程出现爆发性增强的特征,10 min内,小雾滴浓度显着增加,含水量增大了3个量级,雾滴谱由15μm拓宽到35μm,能见度由500 m骤降至70 m。夜间地面长波辐射冷却效应导致近地层雾的形成,而近地层雾的形成反过来快速地增强了地面长波辐射冷却效应,促使大量小雾滴的形成和碰并过程的产生,这是一种正反馈效应;大量雾滴形成释放的潜热,促使雾体抬升和向下长波辐射增强,又使地面长波辐射冷却效应减弱,产生负反馈效应。相对于南京辐射雾过程,此次涿州浓雾的小雾滴粒子数浓度高,液态水含量明显偏小,这与华北高浓度气溶胶和弱水汽输送有关。
（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。
微物理特征论文参考文献
[1].李思聪,李昀英,孙国荣,宋文婷.中国东部层积云发展过程中云微物理特征的演变[J].地球物理学报.2019
[2].方春刚,郭学良.华北一次浓雾过程爆发性增强的微物理特征[J].应用气象学报.2019
[3].王研峰,王蓉,王聚杰,尹宪志.西北干旱半干旱区一次层状云系微物理特征分析[J].干旱区地理.2019
[4].李遥,牛生杰,吕晶晶,王静,王天舒.2018年冬季南京叁次暴雪过程微物理特征分析[J].大气科学.2019
[5].常祎.青藏高原那曲地区夏季云微物理特征和降水形成机制的飞机观测研究[D].中国气象科学研究院.2019
[6].李玉莲,孙学金,赵世军,姬文明.Ka波段毫米波云雷达多普勒谱降雪微物理特征分析[J].红外与毫米波学报.2019
[7].孟鹏程.我国飞机积冰区云微物理特征分析研究[D].中国民用航空飞行学院.2019
[8].亓鹏.太行山东麓积层混合云微物理特征与降水形成机制研究[D].中国气象科学研究院.2019
[9].杨忠林,赵坤,徐坤,李凯,陈刚.江淮梅雨期极端对流微物理特征的双偏振雷达观测研究[J].气象学报.2019
[10].徐小红,余兴,朱延年,刘贵华,戴进.6·23龙卷FY-2G卫星云微物理特征分析[J].高原气象.2018
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