《中小尺度数值模拟》复习
1 第一章 大气运动的基本方程组
NIM NUIST
进一步有：
lim 1 d (δτ ) = 1 ∂u + 1 ∂v + ∂w + 2w − v tgϕ δτ →0 δτ dt r cosϕ ∂λ r ∂ϕ ∂r r r
1 lim
δτ →0 δτ
d (δτ )
dt
=
1
r cosϕ
∂u
∂λ
+
1
r cosϕ
∂(v cosϕ ) ∂ϕ
+ ∂(wr 2 ) r 2∂r
∂x
故有
[ ] G G
di = u ∂i = u
G
G
j sinϕ − k cosϕ
dt ∂x r cosϕ
NIM NUIST
GG G G
G
确定
dj = ∂j + u ∂j + v ∂j + w ∂j dt ∂t ∂x ∂y ∂z
GG
而
∂j =∂j =0 ∂t ∂z
G
G
G
则有
dj = u ∂j + v ∂j dt ∂x ∂y
NIM NUIST
由图, 相似三角形, 有： 大小: 方向：
NIM NUIST
由图, 相似三角形, 有：
G dj
=
u
G ∂j
+v
G ∂j
=
− utgϕ
G i
−
v
G k
dt ∂x ∂y
rr
NIM NUIST
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
做类似分析， 可得
G dk
=
u
G i
+
v
G j
dt r r
中尺度数值模拟实习报告
实习报告实习单位：XX大学气象研究所实习时间：20XX年XX月XX日—20XX年XX月XX日实习内容：中尺度数值模拟一、实习背景及目的随着科学技术的不断发展，数值模拟技术在气象领域得到了广泛的应用。
中尺度数值模拟作为气象研究中的一种重要方法，可以有效地模拟和研究气象现象及其演变过程。
本次实习旨在通过实际操作，掌握中尺度数值模拟的基本原理和方法，提高自己在气象领域的实际工作能力。
二、实习内容及过程1. 实习前的准备工作在实习开始前，我参加了由导师组织的中尺度数值模拟培训课程，学习了中尺度数值模拟的基本原理、方法和实际应用。
此外，我还通过查阅相关文献，对中尺度数值模拟的研究现状和发展趋势有了更深入的了解。
2. 实习内容实习期间，我主要进行了以下几个方面的工作：（1）了解并熟悉中尺度数值模拟所使用的软件和硬件设备，掌握相关操作技巧。
（2）根据实际气象资料，设置数值模拟的初始条件和边界条件。
（3）运行中尺度数值模拟软件，观察模拟过程中气象参数的变化，并对模拟结果进行分析。
（4）根据模拟结果，撰写实习报告，总结中尺度数值模拟的特点和不足。
3. 实习过程在实习过程中，我首先选择了某一地区的一次降水过程作为研究对象。
根据实测气象资料，我设置了数值模拟的初始条件和边界条件，并使用中尺度数值模拟软件进行模拟。
在模拟过程中，我密切关注气象参数的变化，并对模拟结果进行了详细的分析。
通过实习，我了解到中尺度数值模拟在气象研究中的应用广泛，可以模拟各种气象现象，如降水、台风、沙尘暴等。
同时，中尺度数值模拟还能够为气象预报提供重要的参考依据。
三、实习收获及体会通过本次实习，我对中尺度数值模拟的基本原理和方法有了更加深入的了解，提高了自己的实际操作能力。
同时，实习过程中我对气象研究的重要性有了更深刻的认识，为自己的未来研究方向和方法的选择提供了宝贵的经验。
实习期间，我也发现中尺度数值模拟存在一些不足之处，如模拟结果受初始条件和边界条件的影响较大，有时难以准确反映实际气象状况。
中小尺度复习解读
中小尺度中尺度带状对流系统由对流单体侧向排列而成的中尺度对流系统一般称为带状对流系统。
结构：飑线作为一个中尺度系统，应包括对流区和非对流(层状云)区两部分。
对流区包含强烈的、垂直延伸的强回波核，而层状区域由一些降水构成均匀（不是绝对均匀）纹理。
概念：为—种带(或线)状中尺度系统,是非锋面性狭窄的活跃的雷暴带(或不稳定线)。
其中有许多雷暴单体（其中包括若干超级单体）侧向排列而形成的，是风向、风速气压、温度等突变的狭窄强对流云带。
为破坏力严重的灾害性天气。
飑线的一般特征○!发生地点：出现在中纬度的某些大陆地区以及主要的热带大陆和热带海洋地区。
温带地区的飑线常发生在春夏之交的过渡季节，有的出现在冷锋前或气旋波的暖区，有的在冷锋后的冷区里，还有在冷暖锋上或切变线(辐合线)附近生成的。
并大致与锋面相平行。
○2尺度：长约几百千米，宽度约50～100km。
飑线由若干“飑段”组成。
每个飑段包含若干大而孤立的相互分离的风暴。
○3时间尺度：几小时至十几小时。
○4飑线的地面要素场的结构：飑线由雷暴单体侧向排列而成，每个单体成熟期都有地面冷丘及水平外流和阵风锋；小冷丘和阵风锋结合起来形成小尺度雷暴高压和阵风锋。
阵风锋又称为飑锋：处在雷暴高压边缘。
具有很强的温度梯度、气压梯度和风速和风向水平切变，它也叫气压涌升线或跳跃线。
○5过境特征：由于飑锋附近是各种气象要素水平梯度很大的地带，因此当飑锋过境时，气象要素将发生急剧的变化。
通常表现为气压涌升、气温急降、风向突变、风速剧增以及强烈降水等。
飑线前低压：飑锋前方一般有中尺度低压。
它的形成可能与飑线前方高层的补偿下沉气流引起的绝热增温有关。
尾流低压：雷暴高压后方的中尺度低压，它的形成与雷暴高压后部的尾流效应相联系。
飑中系统：包括飑线、飑线前低压、雷暴高压以及尾流低压统称为飑中系统。
※飑中系统的全部系统一般只在成熟阶段才同时出现。
不同阶段系统的强度和结构是不同的。
两类比较常见飑线：1、具有前导对流线和尾随层状云区以及具有由前向后和由后向前两支入流的飑线发生在风垂直切变相对小的环境中的飑线飑线的前方有一支由前向后的入流迎着飑锋上升，到高层分裂成向前和向后的两支气流，其后部中层则另有一支由后向前的入流。
中尺度数值模拟和诊断分析
Richardson在他的著作中证明了控制大气运动的微 分方程组是怎样在空间有限个点上将各种场变量 的倾向值近似写成一组代数差分方程组的。只要 在这些点上得到场变量的观测值，就可以通过数 值方法求解代数差分方程组获得倾向值。在一个 小的时间步长上外推计算出的倾向值，就可得到 这些场短期的未来预报量。这些场变量的新值用 来作进一步的计算倾向值，这样就再重复前面的 工作，进行预报。
13.2 FILTERING METEOROLOGICAL NOISE One difficulty in directly applying the unsimplified equations of motion to the prediction problem is that meteorologically important motions are easily lost in the noise introduced by large-amplitude sound and gravity waves, which may arise as a result of errors in the initial data, and then can spuriously amplify to dominate the forecast fields.
数值预报是一个高度专门化的领域，并在不断的改进。 业务预报中心所用的复杂的预报模式需要可利用的超 级计算机来求解，在一门引论性的教科书里对这种模 式做一肤浅的介绍都是困难的。好在数值预报的好多 方面都可用简单的模式来说明，如正压涡度方程。事 实上，此方程是最初的业务数值预报模式的基础。 13.1 HISTORICAL BACKGROUND 英国科学家L. F. Richardson第一个对数值天气预报做 了尝试。他在1922发表的著作，Weather Prediction by Numerical Process，就是此领域的经典论著。
中尺度 复习资料
1.背风波：当风速随高度增大时，则可在背风坡出现波动气流，这种波动成为背风波。
2.多单体雷暴：由一些处于不同发展阶段的生命期短暂的对流单体组成，是具有统一环流的雷暴系统3.龙卷风暴：产生龙卷的强风暴系统称为龙卷风暴。
4.温带飑线：为—种带(或线)状中尺度系统,是非锋面性狭窄的活跃的雷暴带(或不稳定线)。
其中有许多雷暴单体（其中包括若干超级单体）侧向排列而形成的，是风向、风速、气压、温度等突变的狭窄强对流云带。
为破坏力严重的灾害性天气。
5.对流复合体（MCC）：指由若干对流单体或孤立对流系统及其衍生的层状云系所组成的对流系统，其空间尺度和时间尺度具有幅度很广的谱。
最简单的是二维的线状对流系统，最大而复杂的是一种具有近于圆形团状结构的MCC这两种系统位于对流复合体波谱的两端。
6. 对称不稳定：在流体静力、地砖平衡且具有水平切变的情况下，浮力和旋转会共同起作用，这两种效应会导致一种新的浮力惯性不稳定，即对称不稳定，对称不稳定是中尺度雨带与雨团形成的主要不稳定机制。
7.条件性不稳定:对干空气是静力稳定的，而对饱和湿空气静力不稳定的情况。
8.对流性不稳定：不论气层原先的层结性如何，在其被抬升达到饱和后，如果是不稳定的则称对流性不稳定。
9.第二类条件性不稳定：大尺度流场通过摩擦边界层的抽吸作用，为积云对流提供了必须的水汽辐合与上升运动，反过来积云对流释放凝结潜热又成为驱动大尺度扰动所需要的能量，于是小尺度积云对流和大尺度流场通过相互作用，相辅相成的都得到了发展。
这种通过不同尺度运动的相互作用使对流和大尺度流场不稳定增长的物理机制称为第二类条件性不稳定。
10. 超级单体风暴：直径达20~40km 以上，生命期达数小时以上，即比普通的成熟单体雷暴更巨大、更持久、天气更猛烈的单体强雷暴系统。
它具有近于稳定的、高度有组织的内部环流，并且连续地向前传播可达数百公里。
11. .暖输送带：在槽前辐合区的边界上通常可以看到一支狭长的云带。
中尺度大气数值模拟及其进展
中尺度大气数值模拟及其进展中尺度大气数值模拟及其进展中尺度大气数值模拟是指对中尺度大气运动、湍流、边界层、云微物理、辐射传输等过程进行数值模拟的一种方法。
近年来，随着计算机技术的快速发展和观测技术的不断进步，中尺度大气数值模拟的研究已经取得了许多重要的进展，对于气象预报、气候变化研究和环境污染预测等方面都起到了重要的作用。
中尺度大气数值模拟的目标是通过计算空间和时间上的大量物理量，来模拟和预测中尺度大气运动过程。
中尺度大气运动是指介于大尺度天气系统和小尺度湍流系统之间的系统，其典型特征是空间尺度在几十公里到几百公里之间，时间尺度在几分钟到几小时之间。
中尺度大气运动包括了许多重要的现象，如大气锋面、对流云团、飑线等，对于气象预报和气候变化研究具有重要的意义。
中尺度大气数值模拟的基本原理是通过数值方法将大气方程离散化，并通过数值解算得到大气运动的演化过程。
其中，最常用的模型是基于Navier-Stokes方程的大气动力学模型，通过有限差分、谱方法等数值技术对方程进行求解。
此外，为了更好地模拟大气过程，中尺度大气数值模拟还必须考虑到湍流的影响，湍流参数化是其中的关键技术之一。
近年来，随着计算机技术的不断进步，中尺度大气数值模拟的能力也得到了极大的提高。
传统的数值模拟方法需要通过将整个大气划分成若干个网格，然后分别对每个网格进行计算，这种方法在计算量和存储空间上都有较大的挑战。
为了克服这些问题，新型的数值模拟方法应运而生，如有限元方法、有限体积方法和伪谱法等。
这些方法可以更好地处理复杂的地形、不均匀的边界条件和非线性问题，提高了数值模拟的计算效率和精度。
除了数值方法的发展，观测技术的进步也为中尺度大气数值模拟提供了更多的观测数据，从而提高了数值模拟的准确性和可靠性。
现代大气观测技术，如雷达、卫星和飞机观测等，可以提供高时空分辨率的大气观测数据，在验证和改进数值模拟模型方面发挥重要作用。
此外，数据同化技术的应用也为中尺度大气数值模拟提供了新的思路和方法，通过将观测数据与数值模拟结果进行融合，可以进一步提高数值模拟的准确性和预报能力。
中尺度大气数值模拟及其进展
中尺度大气数值模拟及其进展中尺度大气数值模拟及其进展一、引言大气数值模拟是一种使用数学方程和计算机算法来模拟大气运动和气象现象的方法，它不仅能够帮助预测和研究天气、气候变化等现象，还可为决策提供重要参考。
在气象学研究领域，中尺度大气数值模拟被广泛应用，具有重要的意义。
本文将介绍中尺度大气数值模拟的基础理论和方法，并探讨其在气象学领域中的进展。
二、中尺度大气数值模拟的基础理论和方法中尺度指大气运动的空间尺度在几十到几百公里之间，时间尺度在几小时到几天之间。
中尺度大气数值模拟的基础理论是对大气运动和物理过程的基本方程进行数学化处理，建立相应的模型。
其中，最常用的模型是基于质量守恒、动量守恒、热量守恒和状态方程的Navier-Stokes方程。
为了简化计算，通常还采用了一些物理参数化方案，如湍流参数化、云微物理参数化等。
中尺度大气数值模拟的方法可以分为欧拉法和拉格朗日法。
欧拉法是在空间网格上离散化基本方程，通过数值迭代求解得到大气场的时空分布。
拉格朗日法则是跟踪气体的运动轨迹，通过将大气分成许多气团来模拟大气运动。
三、中尺度大气数值模拟在气象学领域的应用中尺度大气数值模拟在气象学领域有着广泛的应用。
首先，它可以用于天气预报，通过模拟大气运动，结合实时观测数据，可以提供准确的天气预报结果。
其次，中尺度大气数值模拟还可以用于研究气象灾害，如暴雨、台风等的形成机制和前后过程，从而为灾害预防和减轻提供科学依据。
此外，中尺度大气数值模拟还可以用于研究气候变化，如模拟气候系统中的能量和水分交换，探索气候变化的内在机制。
四、中尺度大气数值模拟的进展随着计算机技术的不断发展和模型改进，中尺度大气数值模拟在气象学领域取得了许多重要的进展。
首先，模拟精度显著提高，模型对大气物理过程的描述更加准确。
其次，模拟时间和空间分辨率不断增加，模拟结果更加细致。
此外，数据同化技术的应用使得模拟结果与实况数据更加吻合，提高了模式的可信度。
中小尺度复习
中小尺度中尺度带状对流系统由对流单体侧向排列而成的中尺度对流系统一般称为带状对流系统。
结构：飑线作为一个中尺度系统，应包括对流区和非对流(层状云)区两部分。
对流区包含强烈的、垂直延伸的强回波核，而层状区域由一些降水构成均匀（不是绝对均匀）纹理。
概念：为—种带(或线)状中尺度系统,是非锋面性狭窄的活跃的雷暴带(或不稳定线)。
其中有许多雷暴单体（其中包括若干超级单体）侧向排列而形成的，是风向、风速气压、温度等突变的狭窄强对流云带。
为破坏力严重的灾害性天气。
飑线的一般特征○!发生地点：出现在中纬度的某些大陆地区以及主要的热带大陆和热带海洋地区。
温带地区的飑线常发生在春夏之交的过渡季节，有的出现在冷锋前或气旋波的暖区，有的在冷锋后的冷区里，还有在冷暖锋上或切变线(辐合线)附近生成的。
并大致与锋面相平行。
○2尺度：长约几百千米，宽度约50～100km。
飑线由若干“飑段”组成。
每个飑段包含若干大而孤立的相互分离的风暴。
○3时间尺度：几小时至十几小时。
○4飑线的地面要素场的结构：飑线由雷暴单体侧向排列而成，每个单体成熟期都有地面冷丘及水平外流和阵风锋；小冷丘和阵风锋结合起来形成小尺度雷暴高压和阵风锋。
阵风锋又称为飑锋：处在雷暴高压边缘。
具有很强的温度梯度、气压梯度和风速和风向水平切变，它也叫气压涌升线或跳跃线。
○5过境特征：由于飑锋附近是各种气象要素水平梯度很大的地带，因此当飑锋过境时，气象要素将发生急剧的变化。
通常表现为气压涌升、气温急降、风向突变、风速剧增以及强烈降水等。
飑线前低压：飑锋前方一般有中尺度低压。
它的形成可能与飑线前方高层的补偿下沉气流引起的绝热增温有关。
尾流低压：雷暴高压后方的中尺度低压，它的形成与雷暴高压后部的尾流效应相联系。
飑中系统：包括飑线、飑线前低压、雷暴高压以及尾流低压统称为飑中系统。
※飑中系统的全部系统一般只在成熟阶段才同时出现。
不同阶段系统的强度和结构是不同的。
两类比较常见飑线：1、具有前导对流线和尾随层状云区以及具有由前向后和由后向前两支入流的飑线发生在风垂直切变相对小的环境中的飑线飑线的前方有一支由前向后的入流迎着飑锋上升，到高层分裂成向前和向后的两支气流，其后部中层则另有一支由后向前的入流。
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中小尺度数值模拟
第二章 控制大气的基本方程组和地图投影
1、数值模式下的平均运动方程组
⎪⎪⎪⎪⎪⎩⎪⎪⎪⎪⎪⎨⎧===∙∇+=∙∇+∂∂+⨯Ω-+∇-=RT p S dt dq Q V p dt dT C V t F V g p dt
V d v ρρ
ρρρρ,0213
333333 2、次网格过程
用格点值不能直接描述的过程。
如湍流，积云对流→对流扰动（空间）。
平均值对应网格点值，扰动值对应次网格过程。
3、气象上常用的地图投影有哪些？在数值模拟过程中如何确定使用何种地图投影？
（1）极射赤面投影：高纬地区变形小，多用作极地天气图和北半球天气图的底图。
（k=1）
（2）兰伯特投影：中纬地区变形小，适用于中纬度地区天气图的底图，如亚欧天气图。
（3）麦卡托投影：低纬地区变形小，适用于作低纬地区天气图的底图。
（k=0）
第三章 方程组的离散—差分法
4、中小尺度现象的模拟方法
（1） 实验室模型：动力相似性
（2） 解析解：数学方法求解方程（连续）
（3） 数值模式：离散数值求解方法
5、数值求解的主要方法及其适用范围
有限差分法：利用Taylor 级数展开，使用最广泛。
有限元法：根据能量最小原理，将积分区域划分为有限的、不重叠但互相连接的单元，每个单元选择基函数，用单元基函数的线性组合逼近单元中的真解，整体区域的基函数可以看作由每个单元基函数组成，整个区域的解可以看作由所有单元的近似解，适用于不规则区域。
谱方法：Fourier 变换（谱展开），主变换要用于全球模式，计算精度高，现已经在中尺度模式中应用。
6、什么是差分方程的一致性、收敛性和线性稳定性？
一致性（相容性）：即差分方程是否逼近微分方程（当步长→0）
收敛性：在一定的定解条件下，差分方程的解U 是否逼近微分方程的解u 。
稳定性：在时间积分过程中，当时间步长趋向于0时，在整个求解区域内，舍入误差U U -保持有界则是稳定的。
即差分解的误差不随时间增长。
7、什么是差分方程的非线性计算不稳定？产生的原因是什么？
答：在满足线性稳定性条件下，由于非线性作用而产生的不稳定，称为非线性不稳定。
非线性计算不稳定主要表现为短波能量的虚假增长。
产生的原因：①可能是混淆误差 ②可分辨波能量之间的相互转换中的误差 ③还没有完全弄清楚
8、混淆误差
有限网格系统能分辨的波的最短波长为x ∆2，对于非线性作用产生的波长小于x ∆2的波动，网格系统不能正确地分辨，而把它错误地表示成为某种波长大于x ∆2的波，从而造成了这种波的误差——混淆误差。
9、如何消除差分方程的非线性不稳定？
（1）空间、时间平滑，滤去短波分量，滤去波长< x ∆4的波可消去alias 解。
（2）加水平扩散项A r 2
∇，A 为物理量，r 为扩散系数，可根据作用大小选择。
（3）构造具有隐式平滑式某种选择性衰减作用的差分格式。
以上方法优点：实用有效；缺点：克服短波同时，也会削弱长波，影响预报效果。
（4）构造差分格式：尽量保持连续系统的一些积分约束的差分格式。
能量守恒差分格式得总能量约束。
涡度拟能守恒差分格式得能谱约束，抑制能量向短波转移。
10、为何能量只会在短波上发生虚假的自反馈？
第四章 离散网格、资料处理与初始化
11、数值模拟中模拟区域和格距大小的设置要求有哪些
区域设置：（1）中小尺度过程引起的变量的有意义变化必须被包括在模式空间中，即模式范围要足够大，从而边界上基本不受中小尺度过程影响。
（2）外强迫的尺度和范围（如地形、加热等）
（3）对强迫的响应尺度
格距设置：（1）中小尺度系统的特征必须能足够被分辨，即中小尺度系统至少要占4个格距。
（2）设置的格距要适合计算方案的稳定性要求。
（3）计算代价最小，必须考虑计算资源的占用问题。
12、水平网格结构
①等距网格。
y x ∆∆,都是常数，优点：简单
②拉伸网格。
y x ∆∆,不是常数，视需要调整。
优点：节省计算资源，同样的网格数可以有更大的模拟区域。
③嵌套网格。
分粗网格和细网格，优点：节省计算资源，通过多层嵌套，可以实现高分辨率的模拟。
④移动网格。
可跟随着中尺度系统的发展来移动，优点：简单，计算代价小，适用移动范围较大的系统的模拟。
13、何为交错网格？为什么垂直方向要采用拉伸网格？
交错网格：将不同的气象要素有规律的写在不同网格上。
大部分中尺度天气现象的强迫主要位于对流层低层大气，绝大多数的数值模式在垂直方向上都采用拉伸网格结构。
14、为什么由客观分析得到的格点值并不能直接作为初始场
观测资料或分析资料的误差会破坏风场和气压场之间的不平衡。
初始资料和模式之间可能不协调，如果不进行初始化处理，在模式积分的一段容易出现虚假的高频波。
15、初始化方法
客观分析方法：有限元方法，逐步订正法，九点拉格朗日插值，最小二乘法等。
另外，由于非定时探空资料日益增多，客观分析还包括了卫星资料、雷达资料等多种数据的使用。
16、边界设置
海绵边界条件，即在边界附近设一缓冲带，一般三至五圈，设为模式中变量，有模式计算输出的局地变化值为经海绵边界处理后实际采用的值。
海绵边界条件的实质是在边界上对固定的外边界和内部的预报场之间起一种平滑协调的作用，它可以对向外传播的惯性重力波较好地吸收，减小边界上波的反射。
对于深对流系统的模拟，一般取上边界在对流层顶或平流层下层。
对于浅对流系统的模拟，上边界可以取在对流层中层，模式层顶的选取主要依赖于实际模拟系统的系统性质。
17、大气边界层的作用
①厚度：1~2km （分三层）
②主要过程是湍流摩擦（分子摩擦较小，可略）
③边界层内动量、热量和水汽的湍流垂直通量最大
④是大气重要的动量汇，热量和水汽的源。
因此，大气通过边界层的湍流输送而和下垫面发生热力和动力作用。
第五章数值模拟参数化
18、参数化——用大尺度变量表征次网格或小尺度作用总体效应的方法。
积云对流参数化：将大尺度模式不能显式分辨的对流凝结和对流引起的热量、水分和动量的输送与模式的预报变量联系起来。
实际做法是用大尺度网格点上的变量值来表示次网格尺度积云的凝结加热以及垂直输送效应的作用。
积云参数化方案（CPSs）通常要求在网格尺度未饱和时产生能垂直输送热量、水汽和其他物理量的次网格尺度隐式云。
闭合假设需要确定隐式云和网格尺度变量之间的关系。
一般来说，<3km，显式对流方案；>50km，隐式对流方案；3~50km，显式+隐式。
19、湍流和对流的区别
湍流——发生在边界层，耗散动量、输送热量和水汽。
对流——发生在对流层，对流凝结释放潜热加热大气，输送热量和水汽到中高层，也具有耗散作用。
20、资料同化
定义：将不同时间、不同时间间隔和不同地区通过不同方式观测取得的资料，在数理方程的约束下组合成为统一的资料系统。
方法：三维变分、四维变分、卡尔曼滤波法
实习内容
1、使用WRF模式进行数值模拟的具体步骤
（1）修改namelist.wps中的&share和&geogrid部分，运行geogrid.exe
（2）链接Vtable，链接外部数据fnl，运行ungrib.exe
（3）运行metgrid：将气象要素场水平插值到地形资料上
（4）链接met数据，运行real.exe，运行wrf.exe
2、WRF模式中每个进行步骤的作用是什么
（1）用geogrid处理地形资料和网格数据
（2）解码GRIB资料，得到气象要素场
（3）将抽取出来的气象场水平插值到模式格点
（4）将气象场垂直插值到WRF的eta层中
（5）生成模式预报
3、WRF模式中如何设置水平网格和垂直分层
（1）在namelist.wps中的&geogrid部分部分先设置母区域的中心经纬度、参考经度、网格数和格距，如果嵌套，再设置子区域在母区域中的位置和网格数
（2）在namelist.input中通过e_vert设置垂直层数。