一、浅析南海热带气旋对我国东部沿海地区降水的影响（论文文献综述）
刘俏[1]（2021）在《次季节尺度引导气流对西北太平洋热带气旋路径的影响研究》文中进行了进一步梳理大气季节内振荡是介于天气尺度变率与季节变率之间最显着的振荡信号。它是西北太平洋夏季非常活跃的大气模态之一,并对西北太平洋热带气旋运动存在重要影响。东亚沿岸存在一类热带气旋,它们未在中国东部大陆地区登陆,而是北行经过中国东海岸。这些热带气旋在到达中纬度地区后,它们接下来的移动方向有所不同。其中,一部分热带气旋会继续北行,主要影响中国东北、韩国、朝鲜地区,而另一部分热带气旋会转向东北行,主要影响日本地区。当这些热带气旋移动到中纬度地区后,它们是否会发生路径上的转向,这是热带气旋路径预报上的一个重点问题。此外,西北太平洋上存在一类径直北行的热带气旋。它们具有较小的纬向移动距离,是一种不常见且存在预报难点的热带气旋。本文首先利用再分析资料分析了次季节尺度引导气流对这些热带气旋路径的影响,再利用天气研究预报（WRF）模式对热带气旋个例“三巴”（2012）径直北行的路径进行数值模拟以及诊断分析,并得到以下主要结论:（1）中国东海沿岸热带气旋在移动到中纬度地区后,引导气流中向北的分量主要是由次季节尺度环流所贡献的。气候背景场在中国东海岸存在较强的西风,使得一部分热带气旋向东北移动。在8月份,西北太平洋副热带高压系统较强且向西延展,使得北行经过中国东海岸的热带气旋在到达中纬度地区后更容易继续北行影响中国东北、韩国、朝鲜地区。而在9月份,在中国东海岸附近转向东北行去影响日本的热带气旋数目更多,这与东撤的副热带高压系统有关。对于8月份在中国东海岸东北行以及9月份北行的热带气旋特例来说,次季节尺度引导气流对这些热带气旋的影响最为重要。次季节尺度环流主要通过次季节尺度波列来影响这些热带气旋的运动。与次季节尺度波列相关的气旋性环流通常位于东北行（北行）热带气旋的西北（西）边,而反气旋性环流通常位于热带气旋的东南（东）边。（2）西北太平洋中的径直北行热带气旋在北上过程中会受到三种次季节尺度背景环流的影响。根据次季节尺度影响系统的类型可以将径直北行热带气旋划分为三类。第一类是季风涡旋型热带气旋,此类径直向北移动的热带气旋会移动到一个封闭的气旋性季风涡旋中,并与季风涡旋一起向北移动。第二类是波列型热带气旋,此类热带气旋中心的西侧（东侧）存在一个气旋（反气旋）性环流。热带气旋在次季节尺度波列中间的偏南风的引导作用下北行。第三类为中纬度槽型热带气旋,此类热带气旋中心位于次季节尺度槽的最大涡度区处。（3）热带气旋“三巴”是2012年全球最强的热带气旋。在其生命史内,“三巴”在不同时间尺度背景气流的影响下从低纬度地区几乎径直向北移动到高纬度地区。观测分析表明,东西走向的次季节尺度波列对三巴径直北行的路径存在着最大的贡献。利用WRF模式对三巴路径进行数值模拟,设计了三组不同初始模拟时刻的控制试验与敏感性试验,验证了通过再分析资料分析得到的结论。控制试验较好地模拟出了三巴北行的路径。在敏感性试验中,去除边界和初始条件内相关变量的次季节尺度分量,试验中的热带气旋不再北行,而是西行、西北行或东北行。通过进行涡度方程诊断,分析影响“三巴”运动的物理过程,结果表明当背景场中没有次季节尺度分量时,涡度方程中的水平涡度平流项发生变化,从而驱使三巴向西、向西北或向东北运动。
蒋子瑶[2]（2021）在《2016年秋季中国南方降水异常的大尺度环流特征及其与海温的联系》文中研究表明2016年秋季中国南方降水异常偏多,是近50年来秋季降水最多的年份。本文利用中国气象台站观测降水、英国Hadley中心海温和NCEP/NCAR再分析数据集等资料,对造成2016年秋季中国南方降水异常偏多的大尺度环流特征及其与海温的联系进行了研究。得到如下主要结论:（1）2016年秋季东亚副热带西风急流偏强,我国南方地区位于急流入口区的右侧,有利于产生上升运动;同时西太平洋副热带高压强度偏强、面积偏大、位置偏北偏西,对应副高西南侧的东南风将热带太平洋的暖湿气流向我国南方输送,有利于降水偏多。（2）2016年秋季中国南方降水异常偏多的原因之一是同期登陆我国的台风异常偏多,频繁活动的台风给我国南方带来了大量降水。（3）2016年秋季南方降水异常偏多与同期赤道西太平洋和东南太平洋海温异常偏高以及北大西洋年代际异常增暖有关。通过CAM5.3（Community Atmosphere Model Version 5.3）一系列的敏感性试验表明,热带西太平洋海温异常偏高时,一方面通过激发一个类似夏季东亚—太平洋型遥相关的波列,导致西太平洋副热带高压明显增强、位置明显偏北偏西,另一方面,通过在对流层低层产生类似Gill型的大气响应,在南海至菲律宾以东地区产生异常气旋性环流（类似于夏季南海—西太平洋季风槽）,从而对我国南方秋季降水产生影响。而东南太平洋海温异常偏高时,通过激发一个类似跨越东南太平洋—南印度洋—澳大利亚的遥相关波列,引起热带西印度洋、南海和热带西太平洋上空大气环流异常,从而对我国南方秋季降水带来影响。至于北大西洋的年代际增暖则可能主要通过在热带地区激发向东传播的Kelvin波,从而对西北太平洋副热带环流产生影响,进而对我国南方秋季降水产生影响。
于佳琪[3]（2021）在《一次长江三角洲地区台风远距离暴雨研究》文中研究说明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。
高俊[4]（2021）在《印太海温异常对热带气旋季节建立早晚和快速增强年际变化的影响》文中研究表明热带气旋季节建立时间和强度的预报一直是热带气旋预报的重难点,以往的研究对热带气旋季节建立时间（tropical cyclone season onset,简称TCSO）较少,对热带气旋快速增强强度变化相关物理机制的理解也不够透彻。而印度洋作为全球三大海洋之一,印度洋海温的变化对西北太平洋大气环流以及热带气旋活动有着重要影响。本文分析了在中性-弱ENSO事件中,西北太平洋热带气旋季节建立早晚年年际变化特征及对应年份热带气旋季节活动特征;还分析了热带气旋活跃季节,热带印度洋海温与快速增强热带气旋比例（proportion of rapidly intensifying tropical cyclones,简称PRITC）之间的年际变率,探讨了大尺度环境因子的可能影响,揭示了热带印度洋以及太平洋影响热带气旋季节建立早晚时间和快速增强热带气旋比例的可能物理机制,结论如下:（1）TCSO早年的平均TCSO约为3月31日,远早于晚年的平均开始日期（约6月8日）。尽管TCSO早晚年TC总频数没有明显差异,但在TCSO早、晚年之间TC频数的季节性变化存在显着差异。在TCSO早年,1)春季（3-5月）频数显着偏多3.5个,主要是由西北太平洋东南象限TC频数增加所致;2)东南象限TC频数显着增加,西部区域频数显着减少,使得夏季（6-8月）TC数量变化不大;3)秋季（9-11月）南海和菲律宾海的TC数量显着减少导致TC频数显着减少4.2个。TCSO早年TC生成位置更偏东南,强度更强。TC活动的季节变化特征与热带印度洋-太平洋地区和中东部太平洋海表温度异常的季节演变密切相关。在TCSO早年春季,类El Ni（?）o海温模态引起赤道西风异常导致低层相对涡度增加,有利于东南象限的TC形成。而在夏秋季节,与El Ni（?）o发展有关的印度-太平洋持续变暖的海温激发开尔文响应,降低了赤道地区的海表面压力,并导致西北太平洋西部异常反气旋,使得西北象限的TC频数减少。（2）1979-2018年7-11月快速增强热带气旋比例与热带印度洋海温存在显着年际相关（r=0.46）,印度洋暖异常年PRITC达50%而在冷异常年只有37%。热带气旋热势对PRITC的年际变化调制最为重要,而中层水汽次之。大尺度环境因子年际变化对热带海域增暖的响应表明全球变暖对PRITC有加剧作用。全球变暖加剧了热带印度洋的影响表现在:1)热带印度洋海温和全球平均海温存在显着相关,并且有显着的上升趋势;2)去除线性趋势之前印度洋暖冷异常年的PRITC差值为13%,而去除线性趋势之后只有8%。全球变暖可能通过增加TCHP有利于TC快速增强,而通过增加垂直风切变不利于TC生成,因此加剧了PRITC的变化。
王旭栋[5]（2021）在《夏季西北太平洋异常反气旋的季节内至年际尺度变化特征与机理研究》文中研究表明夏季西北太平洋异常反气旋对局地不同时间尺度海气变化有着重要影响。本文利用观测资料与ECHAM5大气模式输出资料等,采用统计分析和动力学诊断方法,系统地研究了夏季西北太平洋异常反气旋季节内至年际尺度变化特征,得到:（1）西北太平洋异常反气旋是局地大气跨尺度共同模态。经20天低通滤波后对印太海域对流层高低层风场进行EOF分析,揭示夏季印太地区大气低频主模态为热带季节内振荡（ISO）模态。EOF分析得到前两个印太海域大气年际主模态,分别代表西北太平洋反气旋模态EOF1rec与南亚夏季风增强模态EOF2rec。EOF1,2rec亦可作为ISO的正交基底用于表征夏季ISO的传播与发展。EOF1rec存在准两年振荡周期,与ENSO位相转换有关。而EOF2rec在年际尺度为白噪声信号。能量学分析表明,西北太平洋异常反气旋产生位置和对流层低层风场的平均态分布有关。在对流层低层季风西风和信风东风的合流区,大气正压能量转换与对流反馈过程可将能量从平均动能和平均有效位能传递到扰动态,使得西北太平洋异常反气旋态在不同时间尺度得到维持。（2）西北太平洋异常反气旋的生成和逐月演变特征与ENSO不同位相之间均存在密切联系。ElNino衰减年与同期La Nina夏季西北太平洋对流层低层存在反气旋式环流异常。反气旋式环流异常存在逐月差异。中国东部夏季逐月降水变化与西北太平洋反气旋环流异常引起的温度平流有直接联系。此外,青藏高原大气热源、中纬度西风急流与西北太平洋副热带高压的位置均可与西北太平洋反气旋环流异常协同作用,引起夏季中国东部降水逐月变化。（3）西北太平洋异常反气旋的年际变率不仅与ENSO密切相关,也可独立于ENSO,仅由大气内部过程产生。以8月份作进一步分析发现,观测中非海温影响主模态和ECHAM5模式成员间差异主模态类似,空间模态表现为西北太平洋异常反气旋。深入分析表明大气内部过程产生的西北太平洋异常反气旋主要由ISO引起。（4）基于西北太平洋异常反气旋作为局地大气共同模态,可定义一个表征西北太平洋异常反气旋的实时监测指数RTI1及其正交模指数RTI2,用于东亚夏季风区热带ISO的实时监控。通过对2016年厄尔尼诺衰减年夏季和2020年夏季的个例研究,发现2016年8月,ISO抵消ENSO引起的西北太平洋异常反气旋,造成西北太平洋局地气旋环流异常,降水增多,中国长江中下游地区降水减少。而在2020年夏季,年际尺度上,北印度洋增暖和同期中东太平洋拉尼娜事件协同作用,可造成西北太平洋反气旋式环流异常和长江流域降水增多。同时,ISO是引起长江流域降水增多的主要原因。RTI指数能较好反映2020年夏季西北太平洋异常反气旋的时空特征。（5）在ISO的传播和发展过程中,水汽的水平平流及“气柱过程”起到了重要作用。夏季大气整层水汽倾向超前水汽本身,引起ISO的传播并影响中国东部地区降水。其中,水汽的水平平流作用有重要贡献。同时,“气柱过程”也有利于ISO向特定方向的传播。这些结果有利于深刻认识夏季西北太平洋异常反气旋的跨时间尺度特征、物理机制及其对亚洲夏季风环流系统的影响,可为进一步研究亚洲夏季风多尺度气候变率和气候预测预警提供线索。
李佳[6]（2021）在《初夏华南低空急流及其日变化对华南降水的影响》文中认为利用2010—2016年5—6月ERA5逐小时再分析数据集和国家气象信息中心逐小时降水量融合产品,对初夏华南低空急流事件和急流日进行筛选和分类,并分析与天气系统相关的低空急流（Synoptic-system-related low-level jet,SLLJ）和边界层急流（Boundary layer jet,BLJ）的特征和日变化机制。在此基础上,对比了双急流日、纯BLJ日和纯SLLJ日三类急流日条件下,暴雨的空间分布以及暴雨日和非暴雨日的天气背景差异。最后,研究了低空急流的日变化对华南初夏降水日变化的影响。主要结论如下:（1）SLLJ出现在华南陆地上空且急流中心位于850—750 hPa,BLJ出现在北部湾和南海北部海面上空且急流中心位于975—925 hPa。BLJ和SLLJ在白天减弱、夜间增强并在凌晨达到峰值,其日变化主要与边界层惯性振荡引起非地转风的顺时针旋转有关。（2）三类急流日在大尺度环流背景、低空急流的空间配置、水汽输送和热动力条件上的差异导致了急流日降水强度和空间分布的差异。急流日里暴雨和短时强降水发生频率的空间分布基本一致,短时强降水常常出现在暴雨日。暴雨日和非暴雨日的天气背景差异主要表现在南亚高压、副热带高压、BLJ和SLLJ的形态分布和空间配置上。（3）中α尺度降水事件的日变化是对低空急流日变化的响应。低空急流在夜间发展,中α尺度降水事件随之逐渐加强,并具有自西向东传播的特征,在双急流日和纯SLLJ日仅存在上午的降水量峰值,而纯BLJ日还存在午后的降水量次峰值。（4）双急流日华南地区的降水日变化具有明显的区域差异,广西中北部主要为SLLJ左前方发生的夜间山区降水且降水量仅有凌晨的单峰,而广西沿海和广东地区存在上午和午后两个峰值,BLJ出口区辐合和SLLJ入口区辐散的维持有利于对流层低层的上升运动,降水频率增大,从而导致午后峰值的出现,而上午的峰值除了受双急流有利的空间配置的影响外,主要归因于急流夜间增强导致的降水强度的增加。（5）双急流日夜间对流层低层水汽通量比白天增大约30%,区域净水汽通量主要源自非地转风对水汽的输送,其日变化与低空急流相似且超前于降水量的变化约5—6h。双急流通过自身的热动力作用,增强水汽输送辐合并调节局地环流,进而影响华南降水日变化的时空分布特征。
姜荣升[7]（2021）在《基于CWRF研究我国降水变化及其与边界层高度的关系》文中研究表明在全球变暖的气候背景下,极端降水的频次显着增强,同时平均降水也发生了显着的变化。我国处于东亚季风区,人口密度大,国民的生产生活受到降水的影响较大,尤其在我国东部地区。因此对未来降水特征的准确预测在我国显得尤为重要。本文利用区域气候模式CWRF对全球气候模式CCSM4进行动力降尺度研究,模拟了我国过去（1974年至2005年）以及在RCP8.5情景下未来（2019年至2050年）的气候状况,重点关注了我国降水特征的变化,并研究其背后的关键物理机制。同时研究表明对流性降水与边界层高度的变化具有非常密切的联系,而边界层高度的模拟具有很大的不确定性。因此进一步探究边界层高度的偏差与各相关物理量之间的关系,讨论了边界层高度、热通量、辐射等变量的偏差对降水偏差所产生的影响,为未来模式发展更精细的物理过程以及提升降水模拟效果提供了理论支持和科学依据。本文的主要研究结果如下:CMIP5全球模式对空间分辨率具有一定的敏感性,其在温度方面的模拟较为准确,但是在降水方面出现了较大的误差,主要体现在降水中心的分布以及降水量级的偏差。CCSM4作为CMIP5中模拟结果相对较好且在模拟偏差和未来预测上具有一定代表性的模式,在青藏高原东南山麓以及四川盆地附近同样出现了较为明显的降水误差中心。利用CWRF对CCSM4进行动力降尺度明显提升了对降水模拟的效果,主要表现在减少了降水特征模拟的偏差以及提升了降水特征的空间相关性,而且CWRF能更加准确地抓住雨带随时间变化南北移动的特征,基本消除CCSM4模拟的降水误差中心。未来夏季的降水增加主要出现在黄河以北以及长江以南地区,而长江黄河之间的区域有一定程度的减弱。具体而言,东北、华北和西南地区的平均降水量以及华北、华南和西南地区的极端降水量将出现显着增加趋势,同时CWRF相较于CCSM4在未来降水的变化幅度上有所降低。在过去和未来降水特征的空间分布上,CWRF和CCSM4的模式间差异存在显着的相关性,然而这种系统性偏差的对应关系是非线性的,因此不能通过简单的统计回归方法将偏差从未来气候预测中剔除以提升未来预测可信度。CWRF预测未来夏季哈德来环流将在全球变暖的情形下得到增强并且向两极发展,同时新疆地区是我国未来地面温度增长最大的区域,地表的暖化将导致新疆上空的西风急流中心增强以及副热带高压继续向北扩展。这些变化导致了西风急流出口向西收缩,在其下方的区域上升运动得到加强,同时低层环流的扰动将渤海和日本海的更多水汽输送到了华北和东北地区,进而增加了降水。哈德来环流的扩张还促进了华南和华中地区的上升运动,低层环流扰动汇聚了南海和东海的水汽,给华南和西南地区也带来了更多的降水。强对流天气的发生通常会导致边界层高度的降低,CWRF模拟的降水与边界层高度在我国东部地区存在着显着的负相关关系,然而边界层高度的模拟又具有很高的不确定性。通过对边界层各相关物理量的偏差相关性分析,表明边界层高度受到感热通量的影响最大,长波辐射和短波辐射的日循环也影响着边界层高度的变化,而地表风速对边界层高度的作用相对较弱。可以合理认为通过对模式中热通量、辐射和边界层高度物理过程的改进,能够进一步提升模式对降水模拟的准确性。综上所述,利用CWRF对我国进行动力降尺度模拟能够有效地提升历史阶段的模拟效果并预测我国未来的降水变化特征。通过对物理机制的分析也使得预测的结果更加具有可信度,为应对极端天气和防灾减灾工作提供参考。在今后的模式发展中,可以通过改进对边界层高度等相关物理量的模拟,进一步精细化模式的物理过程,从而提升降水的模拟效果。
石霞[8]（2021）在《不同海温异常背景下华南前后汛期极端降水与大气不稳定能量的特征及机理研究》文中认为本文基于1979-2014年观测与再分析资料,采用大气湿静力能诊断方程,从大气能量的角度,主要研究了我国华南前、后汛期极端降水发生前后大气不稳定能量的特征,在此基层上,进一步揭示了热带印度洋和热带太平洋海表温度异常对华南地区前、后汛期极端降水的影响机理。主要结论如下:（1）华南前汛期和后汛期极端降水总量随时间变化序列,相关性较低甚至为负相关,相关系数为-0.34。本文采用极端降水指数包括极端降水总量和极端降水频率,华南前、后极端降水指数均存在明显的年际变化并呈上升趋势。前汛期极端降水频率主要变化周期为4～8年,后汛期主要变化周期为2～6年,且二者显着变化周期都主要位于90年代以后。华南前、后汛期极端降水指数空间分布存在较大差别,前汛期主要分布于广东、广西、福建与江西交界处以及南部沿海地区,后汛期主要在广西广东南部沿海地区。（2）在天气尺度上,与热带大气季节内振荡（ISO）相似,华南前汛期和后汛期极端降水事件发生前后,均伴随大气湿静力能的充放过程,且较极端降水提前一天达到峰值。极端降水发生前,华南受气旋性环流异常控制,其西南风异常将热带暖湿水汽带入华南地区,导致华南地区水平平流增加,大气充能;极端降水发生时,异常上升运动将低层相对较小的气候态MSE输送至高层,导致整层MSE减小,大气放能。（3）在年际尺度上,华南前汛期极端降水总量异常偏多年份,华南前汛期极端降水增强时,西北太平洋存在反气旋性环流异常,该反气旋由热带印度洋IOBM所激发,有助于增加华南地区南边界水汽输入,使华南异常增加;在后汛期极端降水总量偏多年份,西北太平洋存在气旋性环流异常,位置较前汛期的反气旋异常偏北,其西北方向的东北气流有助于减少华南地区北边界水汽流出,使华南异常增加,该气旋受发展阶段ENSO影响,海洋性大陆附近冷海温和赤道中太平洋暖海温能激发Matsuno-Gill响应,在西北太平洋产生气旋性环流异常。印度洋暖海温和太平洋偶极子海温通过调节华南前、后汛期年际尺度上的,从而影响华南夏季极端降水。
孙思远[9]（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》文中进行了进一步梳理本文基于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。
向纯怡[10]（2021）在《基于多源融合资料的登陆我国热带气旋风雨非对称结构分析》文中指出登陆热带气旋（Tropical Cyclone,TC）是影响我国沿海地区的重要灾害性天气系统之一。以往研究表明,TC登陆过程中由于环境风垂直切变（Vertical Wind Shear,VWS）、TC移动和下垫面状况等因素的改变,不仅其强度会发生变化,同时其风场和降水结构也会发生明显变化。然而至今登陆TC风雨的不对称分布仍然是业务预报中的难点和挑战,也是台风动力学领域的重要科学问题之一。本文利用了两套多源融合资料MTCSWA和CMAPS,对74个登陆TC风场以及26个登陆TC降水的非对称结构特征和演变规律进行了较为细致的分析;并定义了新的反映风雨非对称性的客观指标;通过对典型登陆TC“利奇马”的观测分析和模拟研究,探讨了登陆前后TC内核区雨强的增幅和对流非对称增长的可能物理过程。主要结论如下:（一）71%的登陆TC近地面风场大值区偏向路径右侧（面向TC移动方向）,即ROT（Right of Track）型风场,且其非对称程度随TC强度增强而增加;29%登陆TC风场大值区偏向路径左侧,即LOT（Left of Track）型风场。ROT型风场的TC平均强度大于LOT型TC平均强度,但最大风速半径（Radius of Maximum Wind,RMW）明显小于LOT型风场的TC。此外,季风环境背景、海域差异和TC移速也是导致RMW分布差异的原因。登陆后各级风圈的非对称程度明显增加。（二）TC登陆过程中RMW越小,其内核区降水的对称化程度越高。研究表明,TC内核区降水雨强度在登陆后短时间内（一般6小时）有明显增幅,且雨强增长的幅度随TC登陆强度增大而增加;内核区轴对称平均雨强峰值在登陆时有向内收缩的趋势。TC登陆过程中降水非对称程度普遍增大,但登陆后的6小时内非对称度反而有所减小。TC登陆后内核区的非对称降水贡献率显着增加,且主要由1波非对称分布造成。强VWS条件下TC非对称降水主要分布在顺切变方向左侧（DL）;当TC以与海岸线分界线近垂直角度登陆时,非对称降水集中在移动方向的前侧（F）和右侧（R）。（三）对典型个例的观测分析及模拟研究表明,“利奇马”属于典型的ROT型非对称风场,内核区风圈在登陆前趋于对称;登陆后内核区对流在TC的北侧出现增幅,这可能与陆地下垫面热力条件改变造成的局地对流不稳定增长有关。登陆后强降水范围和雨强均出现了三次明显增幅,其中第一次增幅与内雨带雨强的爆发性增长有关。内雨带非对称分量的传播与TC的自身移动有关;而外雨带的非对称分量具有沿TC中心逆时针传播的特征。在弱切变条件（VWS<5米/秒）下,当TC以与海岸线近直角的方向移动时,其非对称降水偏向于TC移动方向的前侧（L）和右侧（R）。
二、浅析南海热带气旋对我国东部沿海地区降水的影响（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、浅析南海热带气旋对我国东部沿海地区降水的影响（论文提纲范文）
（1）次季节尺度引导气流对西北太平洋热带气旋路径的影响研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的及意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 热带气旋运动研究进展 |
| 1.2.2 引导气流对热带气旋运动的影响 |
| 1.2.3 大气季节内振荡对热带气旋运动的影响 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 主要研究内容 |
| 1.5 章节安排 |
| 第二章 资料、模式与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 WRF模式简介 |
| 2.3 方法 |
| 2.3.1 Lanczos滤波方法 |
| 2.3.2 Kurihara台风涡旋滤波方案 |
| 2.3.3 涡度方程诊断 |
| 第三章 次季节尺度引导气流对东亚沿岸热带气旋路径的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料和方法 |
| 3.2.1 资料 |
| 3.2.2 东亚沿岸热带气旋的挑选 |
| 3.2.3 东亚沿岸北行与东北行热带气旋的划分 |
| 3.2.4 不同时间尺度引导气流的计算 |
| 3.3 不同时间尺度环流对北行与东北行热带气旋的影响 |
| 3.4 次季节尺度引导气流对东亚沿岸北行与东北行热带气旋特例的影响 |
| 3.4.1 八月份东北行热带气旋特例 |
| 3.4.2 九月份北行热带气旋特例 |
| 3.5 结论与讨论 |
| 第四章 次季节尺度引导气流对西北太平洋径直北行热带气旋的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 资料和方法 |
| 4.3 径直北行热带气旋频数年际变化的影响因子 |
| 4.4 次季节尺度引导气流对不同类型径直北行热带气旋的影响 |
| 4.4.1 低频季风涡旋型 |
| 4.4.2 低频波列型 |
| 4.4.3 低频槽型 |
| 4.5 季节平均与次季节尺度引导气流对径直北行热带气旋的相对重要性 |
| 4.6 结论与讨论 |
| 第五章 “三巴”(2012)径直北行路径的数值模拟及机理分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 资料和方法 |
| 5.3 观测分析 |
| 5.4 数值试验结果 |
| 5.5 涡度诊断分析 |
| 5.6 不同初始模拟时刻的敏感性试验结果 |
| 5.7 结论与讨论 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 论文创新点 |
| 6.3 研究的不足与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（2）2016年秋季中国南方降水异常的大尺度环流特征及其与海温的联系（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究目的及意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 降水异常 |
| 1.2.2 降水异常的季节性 |
| 1.2.3 影响大范围异常降水的因素 |
| 1.2.3.1 大气环流的直接影响 |
| 1.2.3.2 外强迫信号的影响 |
| 1.3 问题的提出及本文的研究内容 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料说明 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 相关分析及检验 |
| 2.2.2 合成分析及检验 |
| 2.2.3 谐波分析方法 |
| 2.2.4 一元线性回归分析 |
| 2.2.5 水汽通量及其散度的计算 |
| 2.2.6 识别热带气旋降水 |
| 2.3 模式简介 |
| 第三章 2016 年秋季降水和环流异常特征 |
| 3.1 降水量异常分布 |
| 3.2 大气环流异常特征 |
| 3.2.1 秋季平均的大气环流场 |
| 3.2.2 季节内大气环流变化特征 |
| 3.3 台风对降水的影响 |
| 3.3.1 台风降水的空间分布特征 |
| 3.3.2 去除台风影响分析 |
| 3.4 本章小结与讨论 |
| 第四章 环流异常成因分析 |
| 4.1 2016 年秋季海温异常特征 |
| 4.2 海温年际异常对我国南方秋季降水的可能影响 |
| 4.3 海温背景场增暖对我国南方秋季降水的可能影响 |
| 4.4 本章小结与讨论 |
| 第五章 海温影响的数值模拟 |
| 5.1 单片海区试验方案 |
| 5.2 单片海区试验结果分析 |
| 5.2.1 赤道西太平洋海温异常试验 |
| 5.2.2 东南太平洋海温异常试验 |
| 5.2.3 北大西洋海温异常试验 |
| 5.3 多片海区试验方案 |
| 5.4 多片海区试验结果分析 |
| 5.4.1 赤道西太平洋和北大西洋海温异常试验 |
| 5.4.2 东南太平洋和北大西洋海温异常试验 |
| 5.5 本章小结与讨论 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 研究内容总结 |
| 6.2 本文特色与创新 |
| 6.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（3）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 |
（4）印太海温异常对热带气旋季节建立早晚和快速增强年际变化的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 热带气旋的快速增强 |
| 1.2.2 影响热带气旋活动的大尺度环境场 |
| 1.2.3 热带印度洋对热带气旋活动的影响 |
| 1.2.4 ENSO对热带气旋活动的影响 |
| 1.3 本文拟解决的科学问题 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料说明 |
| 2.2 方法说明 |
| 2.2.1 热带气旋季节建立时间的定义 |
| 2.2.2 热带气旋快速增强的定义 |
| 2.2.3 BDI指数 |
| 2.2.4 GPI指数 |
| 2.2.5 显着性检验 |
| 第三章 与中性-弱ENSO事件相关的印太海温对热带气旋季节建立早晚年热带气旋季节活动的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 热带气旋季节建立早晚年热带气旋活动季节特征 |
| 3.2.1 早晚年热带气旋活动总特征 |
| 3.2.2 早晚年热带气旋活动季节变化特征 |
| 3.3 大尺度环境因子变化 |
| 3.4 相关物理机制 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 热带气旋活跃季节印度洋海温对西北太平洋快速增强热带气旋生成比例的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 热带印度洋海温与西北太平洋PRITC的年际关系 |
| 4.3 热带印度洋年际变化及其影响西北太平洋PRITC的关键因子 |
| 4.4 全球变暖对西北太平洋PRITC的加剧影响 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 研究结论 |
| 5.2 工作中的不足与展望 |
| 5.3 本文特色以及创新点 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（5）夏季西北太平洋异常反气旋的季节内至年际尺度变化特征与机理研究（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 国内外研究进展 |
| 1.2.1 夏季西北太平洋异常反气旋的年际变率 |
| 1.2.2 印太海域热带大气季节内振荡特征、理论模型及影响 |
| 1.2.3 MJO-ENSO相互作用对亚洲夏季风的影响 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 主要研究内容及论文章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.1.1 观测资料 |
| 2.1.2 ECHAM5 大气模式的多成员集合模拟 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 水汽诊断 |
| 2.2.2 能量诊断 |
| 第三章 西北太平洋异常反气旋——亚洲夏季风区的跨尺度共同模态 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 夏季热带印太地区的季节内与年际尺度主模态 |
| 3.2.1 季节内主模态的结构与特征 |
| 3.2.2 90 天低通滤波后的主要模态 |
| 3.3 西北太平洋异常反气旋:夏季局地大气跨尺度共同模态 |
| 3.3.1 跨尺度共同模态的相应贡献 |
| 3.3.2 跨尺度共同模态的形成机理 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 夏季西北太平洋异常反气旋年际变化的逐月演变特征及其与ENSO的联系 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 前冬El Ni?o对后期夏季西北太平洋异常反气旋逐月变化的影响 |
| 4.2.1 与SSTA和对流层低层风场的联系 |
| 4.2.2 对流层环流异常的逐月特征 |
| 4.2.3 降水与对流层垂直运动的逐月变化 |
| 4.2.4 El Ni?o衰减期西北太平洋异常反气旋对中国东部降水影响的机制讨论 |
| 4.3 西北太平洋异常反气旋与同期 LaNi?a的联系 |
| 4.3.1 与SSTA和对流层低层风场的联系 |
| 4.3.2 对流层环流异常的逐月特征 |
| 4.3.3 降水与对流层垂直运动的逐月变化 |
| 4.3.4 西北太平洋异常反气旋对中国东部降水影响的机制讨论 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 热带季节内振荡对非ENSO引起的西北太平洋异常反气旋年际变率的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 海温强迫信号与大气内部变率的分离 |
| 5.2.1 同期ENSO影响模态 |
| 5.2.2 印太电容器效应模态 |
| 5.2.3 大气内部过程模态 |
| 5.3 ISO与大气内部变率的联系 |
| 5.3.1 利用EOF揭示的夏季ISO模态及位相传播特征 |
| 5.3.2 夏季ISO对大气内部变率引起的西北太平洋反气旋的贡献 |
| 5.3.3 机制讨论 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 西北太平洋异常反气旋对2016与2020 年夏季局地气候异常的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 2016 年夏季印太海域气候异常及其成因 |
| 6.2.1 降水与低层环流的次季节特征 |
| 6.2.2 热带ISO对2016年8 月气旋环流异常的贡献 |
| 6.3 2020 年长江中下游梅雨异常与西北太平洋异常反气旋的联系 |
| 6.3.1 2020 年梅雨特征 |
| 6.3.2 2020 梅雨的年际成因 |
| 6.3.3 2020 年长江中下游梅雨的季节内特征及其成因 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 基于夏季西北太平洋异常反气旋的ISO北传特征及机理研究 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 西北太平洋异常反气旋与“水汽模” |
| 7.2.1 季节内西北太平洋异常反气旋指数的构造 |
| 7.2.2 “水汽模”理论的适用 |
| 7.3 夏季ISO的水汽方程诊断 |
| 7.3.1 水汽的水平平流作用 |
| 7.3.2 水汽方程其余项的作用 |
| 7.4 本章小结 |
| 第八章 总结与展望 |
| 8.1 本文主要结论 |
| 8.2 本文创新点 |
| 8.3 问题和展望 |
| 参考文献 |
| 在读期间科研状况 |
| 致谢 |
（6）初夏华南低空急流及其日变化对华南降水的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 低空急流的研究进展 |
| 1.2.2 降水日变化的研究进展 |
| 1.3 本文研究目的及内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 研究资料 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 低空急流的定义 |
| 2.2.2 低空急流事件和急流日的定义 |
| 2.2.3 动量平衡分析 |
| 2.2.4 Barnes滤波 |
| 第三章 低空急流的特征和日变化机制 |
| 3.1 低空急流事件的统计特征 |
| 3.2 低空急流的水平和垂直结构 |
| 3.3 低空急流的日变化特征和机制 |
| 3.4 低空急流事件对降水的影响 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 急流日的天气背景分析 |
| 4.1 三类急流日的天气背景 |
| 4.2 急流日暴雨和短时强降水的空间分布 |
| 4.3 暴雨日和非暴雨日的天气背景 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 低空急流对华南降水日变化的影响 |
| 5.1 华南地区的降水日变化 |
| 5.2 急流日不同大小降水事件的日变化特征 |
| 5.3 急流日降水日变化的时空分布特征 |
| 5.3.1 双急流日降水日变化的时空分布 |
| 5.3.2 纯BLJ日和纯SLLJ日降水日变化的区域差异 |
| 5.4 双急流日水汽输送的日变化及其与降水的关系 |
| 5.4.1 对流层低层水汽通量的日变化 |
| 5.4.2 区域净水汽通量与降水日变化的关系 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 总结和讨论 |
| 6.1 本文主要结论 |
| 6.2 论文创新点 |
| 6.3 问题及讨论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（7）基于CWRF研究我国降水变化及其与边界层高度的关系（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 ?候模式对降?评估及预测的研究进展 |
| 1.2.2 区域?候模式CWRF的研究进展 |
| 1.2.3 边界层?度的研究进展 |
| 1.3 科学问题和内容安排 |
| 1.3.1 研究的科学问题 |
| 1.3.2 研究内容和章节安排 |
| 第二章 数据、模式及研究?法 |
| 2.1 数据与资料 |
| 2.1.1 再分析资料 |
| 2.1.2 观测资料 |
| 2.1.3 全球?候模式CMIP资料 |
| 2.2 实验设计 |
| 2.3 研究?法简介 |
| 2.3.1 模式结果评估 |
| 2.3.2 边界层?度的判定 |
| 第三章 全球模式驱动CWRF对我国降?模拟能?评估研究 |
| 3.1 我国区域的划分及研究区域选择 |
| 3.2 CMIP5 在我国的?候模拟评估及侧边界条件的选择 |
| 3.2.1 CMIP5 的降?和温度评估 |
| 3.2.2 CMIP5 的偏差和变化 |
| 3.2.3 驱动场的选择 |
| 3.3 CWRF对我国历史降?特征模拟能?评估 |
| 3.3.1 平均降? |
| 3.3.2 极端降? |
| 3.3.3 降?天数 |
| 3.3.4 最?连续?旱天数 |
| 3.4 ?结 |
| 第四章 基于CWRF对我国未来降?预测研究 |
| 4.1 对未来平均降?的变化预测 |
| 4.1.1 降?的空间分布变化 |
| 4.1.2 ?带的分布及变化 |
| 4.1.3 降?强度的区域变化 |
| 4.2 对未来极端降?指数的变化预测 |
| 4.2.1 极端降? |
| 4.2.2 降?天数 |
| 4.2.3 最?连续?旱天数 |
| 4.3 对模式偏差相似性的研究 |
| 4.4 未来??环流对降?变化影响的研究 |
| 4.4.1 风场的变化研究 |
| 4.4.2 垂直运动的变化研究 |
| 4.4.3 影响未来降?变化的环流分析 |
| 4.5 ?结 |
| 第五章 降?与边界层?度的相关性研究 |
| 5.1 降?与边界层?度的关系 |
| 5.2 边界层?度的不确定性 |
| 5.2.1 边界层?度的昼夜变化 |
| 5.2.2 边界层?度的?候态空间分布 |
| 5.2.3 边界层?度的变化趋势 |
| 5.2.4 边界层?度的年变化差异 |
| 5.3 边界层?度与降?等物理量的偏差相关性研究 |
| 5.3.1 边界层?度的空间相关性分布 |
| 5.3.2 边界层相关物理量相互关系研究 |
| 5.4 ?结 |
| 第六章 总结 |
| 6.1 论??作总结 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 讨论和展望 |
| 参考?献 |
| 致谢 |
| 个?简历、在学期间发表的学术论?与研究成果 |
（8）不同海温异常背景下华南前后汛期极端降水与大气不稳定能量的特征及机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的及意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 华南夏季极端降水 |
| 1.2.2 极端降水与大气湿静力能 |
| 1.2.3 华南夏季极端降水的影响因子 |
| 1.3 主要存在的问题 |
| 1.4 研究内容及章节安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.1.1 观测资料 |
| 2.1.2 再分析资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 极端降水阈值与极端降水事件的选取 |
| 2.2.2 整层大气湿静力能的诊断方程 |
| 2.2.3 整层水汽通量 |
| 2.2.4 松野—吉尔模态 |
| 第三章 华南夏季极端降水的时空变化特征 |
| 3.1 时间分布特征 |
| 3.2 空间分布特征 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 天气尺度上华南夏季极端降水与大气湿静力能的联系 |
| 4.1 天气尺度上极端降水与大气湿静力能的联系 |
| 4.2 极端降水事件发生前后大气湿静力能诊断 |
| 4.2.1 垂直平流 |
| 4.2.2 水平平流 |
| 4.3 极端降水事件发生前后环流演化过程 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 年际尺度上华南夏季极端降水与大气湿静力能的联系 |
| 5.1 年际尺度上华南极端降水总量与大气湿静力能 |
| 5.2 影响华南前汛期极端降水与大气湿静力能年际变化的原因 |
| 5.3 影响华南后汛期极端降水与大气湿静力能年际变化的原因 |
| 5.4 热带海温影响华南极端降水与大气湿静力能的物理机制 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 总结与讨论 |
| 6.1. 主要结论 |
| 6.2. 本文特色与创新点 |
| 6.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（9）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 |
（10）基于多源融合资料的登陆我国热带气旋风雨非对称结构分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.2 登陆热带气旋概述 |
| 1.2.1 全球登陆热带气旋的基本特征 |
| 1.2.2 我国登陆热带气旋的活动特征 |
| 1.3 热带气旋的结构特征 |
| 1.3.1 热带气旋的基本结构 |
| 1.3.2 登陆过程中螺旋雨带的演变 |
| 1.3.3 登陆过程中的风场的演变 |
| 1.4 影响登陆热带气旋结构变化的环境因素 |
| 1.4.1 影响登陆热带气旋结构变化的外部因素 |
| 1.4.2 影响登陆热带气旋结构变化的内部因素 |
| 1.5 登陆热带气结构观测进展及难点问题 |
| 1.5.1 登陆热带气旋风雨结构的观测进展 |
| 1.5.2 登陆热带气旋风雨结构分析及预报中难点问题 |
| 1.6 主要内容及科学问题 |
| 1.7 章节安排 |
| 第二章 多源融合资料及主要方法 |
| 2.1 多源融合资料 |
| 2.1.1 多源融合风场资料(MTCSWA) |
| 2.1.2 多源融合降水资料(CMPAS) |
| 2.2 其他资料 |
| 2.3 主要方法 |
| 2.3.1 热带气旋风场非对称的定义 |
| 2.3.2 降水场非对称度定义 |
| 2.3.3 其他方法 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 热带气旋风场非对称结构的观测分析 |
| 3.1 引言 |
| 3.1.1 影响登陆热带气旋风场分布的主要因素 |
| 3.1.2 研究目的及思路 |
| 3.2 热带气旋水平风场的基本特征 |
| 3.2.1 表征热带气旋风场结构的特征参数 |
| 3.2.2 热带气旋内核区风场的结构特征 |
| 3.2.3 热带气旋不同等级风圈的结构特征 |
| 3.3 登陆热带气旋水平风场的非对称结构 |
| 3.3.1 登陆热带气旋的ROT和 LOT型风场分布 |
| 3.3.2 不同等级风圈的非对称结构分析 |
| 3.4 TC风场特征参数的客观估计方法 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 热带气旋登陆过程中降水的非对称分布 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 热带气旋登陆过程中轴对称部分降水特征 |
| 4.3 热带气旋登陆过程中非对称降水的分布特征 |
| 4.4 影响降水非对称分布的外部条件 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 “利奇马”登陆前后降水分布的观测分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 “利奇马”概况 |
| 5.3 极端降水的时空分布特征 |
| 5.4 “利奇马”内核区雨带的演变 |
| 5.5 环境背景场对降水增幅的影响 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 “利奇马”登陆过程中风雨结构的模拟研究 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 模拟设置及结果检验 |
| 6.2.1 模式简介 |
| 6.2.2 模式设计 |
| 6.2.3 模拟结果检验 |
| 6.3 登陆过程中风场结构的模拟结果分析 |
| 6.4 登陆过程中对流的非对称结构的模拟结果分析 |
| 6.5 小结与讨论 |
| 第七章 总结与讨论 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.1.1 登陆TC风场的非对称特征及演变 |
| 7.1.2 登陆TC降水的非对称特征及演变 |
| 7.1.3 典型个例“的观测及模拟研究 |
| 7.2 论文创新点及存在的问题 |
| 7.2.1 本文的创新点 |
| 7.2.2 存在的不足 |
| 7.3 值得进一步研究的问题 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
四、浅析南海热带气旋对我国东部沿海地区降水的影响（论文参考文献）
- [1]次季节尺度引导气流对西北太平洋热带气旋路径的影响研究[D]. 刘俏. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [2]2016年秋季中国南方降水异常的大尺度环流特征及其与海温的联系[D]. 蒋子瑶. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [3]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)
- [4]印太海温异常对热带气旋季节建立早晚和快速增强年际变化的影响[D]. 高俊. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [5]夏季西北太平洋异常反气旋的季节内至年际尺度变化特征与机理研究[D]. 王旭栋. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [6]初夏华南低空急流及其日变化对华南降水的影响[D]. 李佳. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [7]基于CWRF研究我国降水变化及其与边界层高度的关系[D]. 姜荣升. 南京信息工程大学, 2021
- [8]不同海温异常背景下华南前后汛期极端降水与大气不稳定能量的特征及机理研究[D]. 石霞. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [9]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
- [10]基于多源融合资料的登陆我国热带气旋风雨非对称结构分析[D]. 向纯怡. 南京信息工程大学, 2021(01)