一、南海夏季风强弱年环流形势与热带对流特点对比分析（论文文献综述）
罗小青[1]（2021）在《青藏高原-热带印度洋热力差异及其与南亚夏季风的关系》文中提出本文利用多源资料、多种方法计算青藏高原大气热源,并选用ERA5资料分析青藏高原—热带印度洋大气热源（Q1）和水汽汇（Q2）的特征及其差异,通过构建海陆热力差多指标（QI、TIup和QIup）,研究其与南亚夏季风的关系,最后通过个例探究海陆热力差与亚洲夏季风爆发的关系。主要结论如下:（1）青藏高原和热带印度洋Q1均由降水凝结潜热Q2主导,空间季节变率显着,前者冬季冷源和夏季热源特征明显,后者呈“冬强夏弱,东强西弱”特征。夏季,高原西侧近地面为热源,主要由冷平流和下沉增温作用补偿,对流层上层转为冷源且主要由下沉增温作用补偿,高原东侧对流层中上层为强热源和强水汽汇区,分别由上升冷却和向上水汽输送作用补偿。热带印度洋西侧热源较弱,东侧整个对流层为强热源,中上层达最大。冬季,高原西侧近地面为水汽汇区,且主要由正的水汽平流输送作用补偿,东侧300h Pa以下平流和垂直输送作用都很强导致Q1很小,热带印度洋对流层均为强热源和水汽汇区,且中上层达到最强。（2）定量衡量青藏高原—热带印度洋海陆热力差异的不确定性因素来源于指标和资料。温度指标TIup和斜压性指标的季节转换分别滞后热源指标QI和QIup一个月和两个月,夏季QIup和TIup在2000前后发生年代际转折（先弱后强）,而QI则呈“V”型变化（1990s初期～2000s初期海陆热力差异偏弱）。不同资料表征夏季TIup年际变率差异大,再分析资料与探空资料相关程度最高,ERA5和JRA-55相关性最高,但探空资料（除IUK外）和再分析资料（除NCEP/DOE外）显示高原的增温趋势强于热带印度洋,导致对流层上层海陆热力差异增大,而CMIP6模式结果则显示一致增温。（3）建立“经向热力差—季风环流—季风降水”正反馈机制解释青藏高原—热带印度洋经向热力差与南亚夏季风的关系。当QI正异常时,对流层上层北暖南冷,经向温度梯度增大使季风区斜压性和季风环流增强,高原南侧和热带印度洋分别存在异常上升和下沉气流,从而导致孟加拉湾、印度半岛和南亚地区降水异常;QI正异常时情况基本相反。当QIup正异常时,对流层上层温度场出现“三极子”分布状态（高原西侧暖异常—热带印度洋冷异常—高原东侧冷异常）,季风环流和降水的异常分布与QI存在较大差异。（4）海陆热力差与2018年亚洲夏季风爆发关系密切。5月5候～6月1候分别对应印度夏季风爆发、孟加拉湾夏季风爆发和南海夏季风爆发,后两者分别对应对流层上层经向和纬向温度梯度达最大。从5月4候～6候,青藏高原—热带印度洋热力差主要由热带印度洋降水凝结潜热主导,5月6候孟加拉湾地区深对流活动集中爆发,经向潜热差达到最大,伴随对流层上层经向温度梯度达到最大,从而导致孟加拉湾夏季风爆发。随着深对流活动北上,6月1候孟加拉湾地区对流活动减弱伴随和海温降低,从而导致降水凝结潜热和感热显着减小,热带印度洋和南海地区纬向方向上潜热差降到极小值,从而使得纬向温度梯度达到极大值,导致南海夏季风爆发。
王晨宇[2]（2021）在《中高纬和低纬天气尺度扰动对中国夏季降水的影响及数值模拟》文中研究说明本文基于中国降水台站资料以及ERA-Interim欧洲中心再分析资料分析了中国夏季降水与天气尺度扰动的时空相关性。在此基础上,设计不同侧边界的敏感性试验,讨论天气尺度扰动对夏季降水的可能影响。结果表明:（1）再分析资料中,东北地区降水与巴尔喀什湖到贝加尔湖处天气尺度扰动呈耦合的负相关。天气尺度扰动强年时,扰动从新地岛处向东南传播并在东北地区辐合,减弱了纬向西风,并在低层在东北地区上空形成异常高压反气旋。中高纬度系统偏强,而低纬系统偏弱,不利于夏季风系统向北发展,同时东北上空存在高压辐散,不利于上升运动形成,表现为东北地区降水减少。（2）中高纬度天气尺度扰动会对东北和青藏高原地区夏季平均降水有显着影响,而低纬度扰动影响不显着。通过边界敏感性试验,在去除30°N以北中高纬度天气尺度扰动试验中,发现低层的偏南风北上强度和范围增强,向北输送暖湿气流,在蒙古南侧出现暖中心,低层气压降低,高层气压抬升,并在对流层顶形成异常高压反气旋。东北地区和青藏高原地区位于反气旋辐散较强的两侧,有利于上升运动形成,造成平均降水增多。而去除30°N以南低纬度天气尺度扰动后,只影响了边界上的局部地区,其余区域变化不显着。（3）中高纬度天气尺度扰动会影响江淮流域梅雨的持续时间,低纬度扰动影响较弱。2020年长江中下游梅汛期降水主要以天气尺度扰动为主,在长江中下游地区有显着的能量转换中心。在减弱中高纬度天气尺度扰动后,减弱了E矢量辐散散度南传,纬向风向北发展,产生的涡度有利于副高的北抬,江淮地区更早的出梅。而低纬天气尺度扰动减弱后,对雨带演变的影响较小。
冯文[3]（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》文中指出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。
褚曲诚[4]（2020）在《中国东部汛期降水的水汽来源变化及其气候动力学研究分析》文中研究指明基于中国气象局的台站观测资料以及来自美国国家环境预报中心（NCEP）和欧洲中期天气预报中心（ECMWF）等机构的再分析资料,本文利用统计方法和混合单粒子拉格朗日轨迹追踪模式Hybrid Single-Particle Lagrangian Integrated Trajectory（HYSPLIT）综合分析了我国东部地区（华南、长江流域、华北）汛期降水的水汽来源,加深了对我国上空大气水循环特征的认识。此外,本文深入探讨了我国东部地区汛期降水水汽来源的季节内变化,并提出了暴雨“积成效应”这一概念用于探究汛期降水中存在的滞后影响。最后,本文进一步分析了影响我国东部汛期降水的各个水汽源地的降水贡献量在1979-2017年期间的年际、年代际变化特征及其与热带海气相互作用的关系。主要结论包括以下五个方面:（1）混合单粒子拉格朗日轨迹追踪模式HYSPLIT的模拟结果表明,我国华南地区前汛期降水的水汽来源主要为来自海洋的水汽输送,贡献量超过75%。其中,影响四月份降水的水汽主要来自太平洋源地与南海源地。印度夏季风影响下的西南水汽输送贡献量在五月份显着增强并超过东南水汽输送的贡献。在六月份,来自印度洋源地水汽的降水贡献量占华南总降水量的43.75%,成为影响华南降水的主要水汽源地。此外,在印度夏季风爆发前,太平洋、南海以及印度洋源地对华南前汛期降水的水汽贡献出现显着的年代际减弱;在印度夏季风爆发后,印度洋源地对华南前汛期降水的水汽贡献出现显着的年代际增强。（2）通过统计分析,从持续时间、控制面积和降水贡献率这三个方面建立了华南的暴雨“积成效应”这一概念。比较发现,华南地区暴雨“积成效应”对前汛期降水的多寡与空间分布存在明显的指示效果。华南前汛期暴雨“积成效应”强年相互间空间分布差异显着,根据降水中心位置差异进一步分为全区偏强型（中部型）与西部偏强型（西部型）两种主要类型。中部型强年对应强El Ni?o事件的衰减位相,以及印度洋全区一致海温模态的正位相,此时异常水汽主要来自热带西太平洋;西部型强年主要对应印度洋全区一致海温模态的负位相以及弱La Ni?a事件的衰减位相,此时热带南印度洋的异常水汽输送起主要作用。（3）基于拉格朗日方法的气流轨迹模式HYSPLIT,结合统计方法定量分析了华南前汛期1979-2014年66次暴雨“积成效应”事件的水汽输送特征。其中,印度洋源地水汽输送（33%）对华南前汛期暴雨“积成效应”事件起着至关重要的影响,同时太平洋源地的水汽输送（17%）,南海源地的水汽输送（18%）以及华南的蒸发（25%）也起着重要的作用。此外,九十年代末以来,东亚季风环流支配的来自太平洋源地的水汽输送在不断减少,与之对应的是印度洋水汽输送的增强。当印度洋的水汽输送显着偏多时,造成西部型暴雨“积成效应”事件;当太平洋的水汽输送显着偏多时,在菲律宾反气旋的作用下西太平洋上空的水汽经南海到达华南上空,造成中部型暴雨“积成效应”事件。（4）对于华南夏季降水的峰值时段,印度洋源地贡献的降水占到总降水量的52.4%。西南水汽输送对于华南夏季峰值期降水的年际变化有着决定性的影响,其关键蒸发贡献区位于阿拉伯海西部、印度南部以及孟加拉湾地区。对于长江中下游夏季降水的峰值时段,印度洋源地贡献的降水占到总降水量的38.4%。西南水汽输送系统与东南水汽输送系统的共同作用对于长江中下游夏季峰值降水的年际变化有着决定性的影响。其中,影响峰值降水年际变化的关键蒸发贡献区位于阿拉伯海地区。对于华北地区夏季降水的峰值时段,东亚源地贡献的降水占总降水量的38.9%。华北夏季峰值期降水的年际变化同时受到三大水汽输送系统的影响,但西南水汽输送为其主要的水汽来源。其关键的蒸发贡献区位于华南地区以及长江中下游南部地区。（5）印度洋源地与南海源地水汽对华南夏季降水的贡献分别占总降水量的43.73%与23.45%,是导致华南夏季降水年代际变化的主要原因。印度洋源地与本地蒸发的水汽对长江中下游地区夏季降水的贡献率分别达到了27.78%与23.97%,是导致长江中下游夏季降水年代际变化的主要原因。影响华北夏季降水的水汽主要来源于东亚源地与本地蒸发,分别占总量的39.04%与22.04%。因此,导致华北夏季降水发生年代际变化的主要因素为陆地水汽贡献的变化。在El Ni?o事件中,西南水汽输送强度偏强、释放位置偏北,导致在长江中下游西部印度洋水汽的贡献量显着增多,而整个华南地区夏季降水则出现显着的减少。此外,当PDO位相在1999年前后由暖向冷转变后,太平洋源地对长江中下游西部夏季降水的贡献显着增加,印度洋源地的贡献则显着减少。
曾剑[5]（2020）在《夏季风影响过渡区陆面能量交换及其对季风湿润指数的响应研究》文中研究表明陆面能量交换是联系陆地和大气两个系统之间的关键纽带,驱动着陆地上的大气运动,是理解天气和气候变化的重要方面。夏季风影响过渡区是我国夏季风向中纬度西风带过渡的区域,是冷干与暖湿气团的频繁交汇地带;该区气候变化的影响因素复杂,气候的动态性最明显,但是夏季风对该区域的影响无疑是最为重要的因素之一。最近几十年我国夏季风总体处于持续减弱的阶段。在此背景下,夏季风影响过渡区面临着干旱化和荒漠化的压力,并且这种气候环境变化趋势也正在驱动该地区的陆面能量交换特征发生显着变异。因此,十分有必要深入研究陆面能量交换对夏季风的响应。本文首先构建了用于描述夏季风过渡区夏季风活动的季风湿润指数,接着分析了该区域陆面能量通量的时空特征;在此基础上研究了陆面能量通量交换对夏季风的响应特征及其响应机制。得到以下主要结论:（1）夏季风活跃度的定量描述。本文基于比湿阈值构建了一个能够反映过渡区内夏季风活跃度的夏季风湿润指数（HI）。这些比湿阈值能够描述东亚夏季风的季节性迁移。新构建的HI指数可以准确表征过渡区内与东亚夏季风相关的大气湿度状况,而且还能够捕捉到我国夏季降水的主导模态。因此,HI能够准确衡量夏季风过渡区内的夏季风活跃度。从年代际看,1980s夏季风过渡区内夏季风活跃度偏低（即HI偏小）,之后1990s活跃度有所增加,但是2000年后,夏季风活跃度再次处于较低的状态。HI能够反映夏季风环流的异常,与西太平洋副热带高压和东亚副热带西风急流的显着异常之间存在显着相关性,而西太平洋副热带高压和东亚副热带西风急流控制着过渡区内夏季风水汽输入。从更大尺度而言,这些环流异常与ENSO有关。相关分析表明,高（低）HI往往发生在ENSO的冷（暖）期,伴随着暖向冷（冷向暖）的状态转变。HI和ENSO之间的联系可以通过两种可能的机制解释。一种是高层纬向风异常波列传播。通过热成风平衡和涡动驱动的平均经向环流,纬向风异常波列能够将与ENSO相关的纬向风异常向北传播到过渡区。另一种机制涉及印度夏季风和中纬度环球遥相关。当印度夏季风与ENSO之间的相互作用活跃时,ENSO可以通过印度夏季风和中纬度环球遥相关对过渡区的湿度产生影响。（2）夏季风影响过渡区陆面能量交换的时空特征。首先,夏季风影响过渡区内潜热通量在空间上表现出明显的过渡特征,由过渡区之外的相对均衡状态进入到过渡区内的‘快速转换’,而且这种过渡特征在夏季更加突出。但是感热通量的过渡特征较弱,且仅在夏季出现。其次,陆面能量交换在东西和南北方向都表现出“阶梯型”的变化特征,表明陆面能量交换具有明显的区域特征。从年际尺度而言,夏季风过渡区内潜热通量总体上表现出上升趋势,而感热通量表现出减弱趋势。在20世纪末陆面能量通量经历了一次显着的年代际波动;在波动之前,潜热和感热通量的变化与夏季风活动的强度密切相关,之后则更多受人类活动的影响。（3）陆面能量通量对夏季风湿润指数HI的响应特征。感热通量对HI的响应空间特征为东西向的“+-+”型,表现出纬向的空间差异,即黄土高原区、华北区以及东北区三大气候区域之间的差异,表明感热通量对夏季风湿润指数的响应带有气候背景的烙印。潜热通量对HI的响应空间特征为“±”型,表现为经向的空间差异,即过渡区北部和南部之间的差异,这跟夏季风影响程度的空间分布是一致的。从这个角度而言,潜热通量对夏季风湿润指数的响应最为直接。而且,这种响应空间型与陆面能量通量的主导EOF空间模态、强弱季风年的差异空间型一致。（4）陆面能量通量响应夏季风湿润指数的主要机制。响应机制涉及净辐射和土壤湿度、近地层温度和比湿垂直梯度dt和dq以及生物物理特性参数三个方面。HI首先会影响土壤湿度,这一方面直接影响陆面能量交换,另一方面会影响植被生态系统,植被生物物理特性随之变化。土壤湿度和植被生物物理特性的改变会调节陆面能量交换的限制因子;这使得陆面能量交换与近地面垂直温湿梯度和植被生物物理特性的关系发生变化,最终改变陆面能量通量。在净辐射一定情况下,植被生态物理特性显着相关于土壤湿度以及dt和dq,即土壤湿度的变化会引起植被生态物理特性的变化,进而影响dt和dq。但是在土壤湿度一定的情况,植被生物物理特性与dt和dq的关系很弱;即净辐射的变化,并不能引起冠层物理特性的规律性变化。但是,土壤湿度对植被生态物理特性变化的解释度以及植被生态物理特性对dq的解释度都受到夏季风强度（即HI）的调控;夏季风湿润指数越大,解释度也就越低。在强夏季风年,夏季风过渡区内降水增多,土壤湿度偏高;此时,冠层耦合指数Ω偏大,大气与冠层之间的耦合强度减弱,使得陆面能量交换更多依赖于净辐射,陆面能量通量表现出能量限制型的特征,与植被特性参数的关系减弱。反之,降水减少,土壤偏干;此时,冠层耦合指数Ω偏小,冠层与大气之间的耦合加强,陆面能量通量对饱和水汽压差（土壤湿度）的依赖增强,陆面能量交换表现出土壤湿度限制的特征,与植被特性参数的关系增强。因此,陆面能量通量通过土壤湿度以及冠层物理特性的变化来响应HI。
覃卫坚[6]（2019）在《广西暴雨气候变化异常特征及其成因研究》文中研究说明广西位于华南西部,地形复杂,具有独特的气候特征,是我国暴雨的多发地区,每年因暴雨引发的洪涝灾害给广西造成严重的经济损失和人员伤亡,目前在广西暴雨气候变化及其异常成因方面仍有很多重要问题还没有研究清楚,因此研究广西暴雨多尺度变化异常特征及其成因,加深对暴雨事件频发物理机制的认识,提高广西洪涝灾害预测水平以及防灾减灾非常重要。本文利用1961～2016年广西地面气象观测站逐日降水等资料,使用统计诊断方法,分析了广西暴雨年际和年代际变化、区域性、相关性、同时性气候特征,研究了暴雨年内非均匀性分布气候异常成因、大气季节内振荡对暴雨的调制作用、大范围暴雨大气环流异常变化特征及对太平洋海温年代际振荡（PDO）的响应,揭示了广西暴雨气候变化异常特征及其成因。主要结论如下:揭示了广西暴雨气候变化新特征:以柳州市北部为中心的桂东北地区、以“东巴凤”为中心的桂西山区、沿海地区三个多暴雨中心,既是暴雨雨量占总降水量百分率的大值区,又是暴雨高度集中发生区,夏季桂林和柳州市北部为同时发生暴雨频率高的区域;广西暴雨日数和大范围暴雨具有明显的年代际变化且呈显着增多的趋势,尤其夏季的桂东北和桂东南、秋季的贺州—桂东南发生大范围暴雨的趋势增大。大范围暴雨日数在1970年代最少,最多出现在1990年代和2000年代,1983年发生了由少到多的显着突变;1980年代中期以后广西区域持续性暴雨的年际异常增大,1989年、2011年异常偏少,1994年、2008年异常偏多。揭示了青藏高原地面加热和PDO与广西暴雨的关系。前期冬季青藏高原地面加热强度偏弱,夏季青藏高原东部高空上升速度减弱,中太平洋上空下沉气流增强,副热带高压和贝加尔湖阻塞高压强度偏强,有利于水汽、不稳定能量向广西输送和冷空气南下影响广西,澳大利亚北部越赤道南风偏强,大陆南风偏弱,中国汛期雨带位置偏南,有利于广西暴雨集中度偏大。PDO处于冷位相,高纬度地区槽脊波动增大、定常波强度增强,贝加尔湖阻高偏强,中纬度定常波强度减弱,西太平洋副热带高压强度偏强、脊线偏北、西伸脊点偏西,赤道西太平洋地区上空风垂直切变增强,澳大利亚高压偏强,索马里越赤道气流带明显增强,形成新几内亚岛东北部沿海的上空为反气旋性环流、菲律宾东南部海域上空为气旋性环流、菲律宾东北部海域上空为反气旋性环流、广西到华南沿海地区为气旋环流的波列,造成广西大范围暴雨偏多。广西暴雨受南海夏季风爆发时间、热带季节内振荡（MJO）等影响显着。南海夏季风爆发偏早,南海到中国东部地区和中南半岛到中国中部地区高空温度由冬季“北冷南暖”转为夏季“北暖南冷”的时间异常偏早,中国中部850 h Pa南北风交汇位置随季节变化有明显的波动及前汛期北风最南端位置偏南,广西暴雨集中度偏大。5～7月MJO明显东移,到达菲律宾以东地区或新几内亚岛附近,形成向西北方向传播的波列,经过南海到达广西,从而导致广西暴雨的多发。MJO位于西太平洋-马来西亚海洋性大陆时,影响广西的热带气旋频数和暴雨日数偏多。
曾智琳[7]（2019）在《华南沿海线状对流的降水特征及形成机理研究》文中指出大量观测表明,在华南北部或长江流域有锋面雨带东移南下过程中,华南海岸线附近通常会发生一类α/β中尺度线状对流,其造成的降水具有很强突发性,24小时雨量在300mm以上,给预报带来很大挑战性。本文采用大量常规、非常规多源观测资料与ERA-Interim再分析资料针对该类线状对流事件（LCEs）开展统计分析研究。首先对LCEs的时空分布、降水性质和特点及其与锋面的关系等方面特征进行梳理,然后对比分析珠江三角洲、阳江和汕尾三个LCEs高频区的天气尺度环流背景与中尺度环境条件,从其关键环境特征与物理参数提取有效的预报判断依据。最后从LCEs的对流触发、线状模态演变过程及成因等方面进行综合分析,凝练了不同区域LCEs对流触发与传播、线状形态演变过程的基本概念模型,并通过典型个例创新性解释了汕尾区域线状对流组织化维持及强降雨持续时间长的热动力机制。主要结论可概括为以下:（1）LCEs通常发生在地面冷锋锋前200600km的华南海岸线附近,有广东阳江、珠江三角洲和汕尾三个高频区。主要发生在华南前汛期、南海夏季风活跃阶段。LCEs造成的对流性降水具有双峰型、多峰型（持续活跃型）两种基本特征。不同高频区LCEs造成的短时强降水大值中心分布是由于其海岸线附近的低矮丘陵及其构成的中小尺度河谷差异引起。其造成的降水具有突发性强、局地性明显、持续时间长、降水强度大、对流性质显着等特点。（2）LCEs是一类弱天气尺度强迫条件下的β中尺度对流事件。基于统计对比分析,提取并凝练了一套有效的业务判断依据:当锋面东移南压过程中,华南沿海中尺度环境条件若满足KI>34℃、SI<0℃、LI<-2℃、PWAT>50mm,则较大可能会有LCEs发生,可弥补现有数值模式对此类天气事件预报能力的不足。（3）华南沿岸复杂地形条件、曲折海岸线及其引起的热动力差异是不同LCEs高频区对流触发的共性特征。“港湾效应”造成的局地小尺度辐合对阳江沿海侧向排列的中尺度波列形成起关键作用。珠江三角洲早晨城市热岛效应迅速发展可诱生海岸辐合线,并引起海岸对流触发。山谷风、海陆风两种不同类型的中尺度环流转换滞后时间差及相互耦合对汕尾早晨对流触发起决定性作用。（4）锋面雨带与LCEs的降水性质差异来源于边界层的水汽平流及辐合和垂直水汽梯度。夜间华南沿岸边界层急流加强导致垂直风切变增强,从而引起的水平涡管在原先对流基础上发生倾斜转化,造成双涡度叠加,是夜间LCEs的维持的动力机制。对流释放的潜热对LCEs有明显的正反馈和热力驱动作用,这种热力作用对LCEs的垂直上升速度有38.5%75.1%的贡献。
李俊乐,范广洲,周定文,丑纯磊,冯琬[8]（2015）在《高原夏季风与南海夏季风关系及其影响》文中研究指明利用1983—2012年NCEP/NCAR、NCEP/DOE、ECMWF再分析月平均资料,及中国160站月平均气温和降水量资料,利用统计学方法从大气环流、降水及温度等方面对高原夏季风与南海夏季风的关系进行了探讨。结果表明:高原夏季风与南海夏季风呈负相关关系,且大气环流及对流活动存在显着性差异。高原夏季风偏强（弱）同时南海夏季风偏弱（强）时,同期中国大部分地区的500 hPa高度场偏低（高）,南海地区500 hPa高度场偏高（低）;欧亚大陆低纬地区大部为偏东（西）风,南海地区处于反气旋（气旋）环流中。青藏高原主体地区上升运动较弱（强）,南海中心区域上升运动均较弱（强）,长江中下游地区降水增加（减少）,华南降水减少（增加）。中国大部分地区气温较低（高）,华南地区气温较高（低）。
吴冬梅[9]（2013）在《南海夏季风强度的年际变异及其诊断分析》文中研究说明根据NCEP/NCAR再分析资料,GPCP和中国160站降水资料,NOAA和HadiSST海表温度资料,Ishii热含量资料,OAFlux热通量资料,采用EOF分析,相关分析,合成分析等统计方法,研究了强弱南海夏季风期间大气环流和降水分布特征,南海夏季风强度与全球海温的关系,南海热含量年际异常与南海夏季风强度的关系。并通过局地纬向平均的经圈环流线性诊断方程,诊断了强弱南海夏季风期间经圈环流的变化,定量探讨了影响南海夏季风经圈环流的主要物理过程。结果表明：（1）强（弱）南海夏季风年,西太平洋副热带高压偏弱（强）,位置偏东（西）,南亚高压偏弱（强）,位置偏西（东）,江淮流域（华南地区）降水偏少,华南地区（长江流域及以南地区）降水偏多。前期冬季热带中东太平洋海温偏低（高）时,即ENSO冷（暖）位相时,次年南海夏季风偏强（弱）。南海夏季风偏强（弱）年的秋冬季较容易出现ENSO暖（冷）事件。（2）南海热含量异常年际变化EOF分析的第一模态基本为全海盆一致型,第一模态的时间系数与ENSO的同期相关最好。第二模态的空间分布为南北向的正-负-正三极型,第二模态的时间系数在Nino3滞后22个月时相关最好。（3）南海热含量异常的年际变化与南海夏季风的强度密切相关。当前期（夏末-春初）南海热含量偏高时南海夏季风偏强,反之,南海夏季风偏弱。前期秋季（9-11月）南海热含量异常偏高（低）是南海夏季风强（弱）的一个很好指标。南海热含量异常主要是通过影响其上的季风环流和Walker环流,进而影响西太平洋副热带高压来影响南海夏季风的强度。（4）气候态的季风经圈环流演变表明,5月南海地区上升,南半球下沉,低层吹南风的南海夏季风经圈环流建立,随后季风环流圈加强北推,夏季（6-8月）达到盛期,9月开始减弱南撤,11月完全撤出南海地区,南海夏季风结束。（5）定量分析表明,对南海夏季风强弱而言,在强南海夏季风年对距平经圈环流低层经向分量起主要作用的是凝结潜热加热（68%）,边界作用（14%）,潜热通量（12%）；对弱南海夏季风年距平经圈环流低层经向分量起主要作用的是凝结潜热加热（46%）,边界作用（38%）和热量垂直输送（13%）。
强学民[10]（2010）在《华南前汛期降水时空变异规律》文中提出华南前汛期是东亚副热带地区雨带向中国大陆推进的第一个典型阶段。华南前汛期开始和结束日期的确定、降水型和环流异常特征以及大气和海温如何影响前汛期降水的机制一直是人们关注的热点问题。本文利用NCEP/NCAR再分析资料以及中国790站逐日降水等资料,使用多种统计方法,通过合成分析、动力和天气学诊断,对上述问题进行了较为系统深入的分析。取得的主要成果有：（1）提出了在确定华南前汛期开始／结束日期的问题上,主要应考虑环流背景（表现为大气环流的转变及雨带的建立）和区域集中降水两个方面,来选择研究区域和站点,并由此定义了划分华南前汛期开始和结束日期的客观标准。结果表明,华南前汛期开始于4月第1候（19候）,结束于6月第4候（34候）,其降水具有明显的阶段性特征。其中开始阶段（4月份）的降水以锋面降水为主,而5、6月份的盛期降水则主要是季风降水。前汛期开始前,环流形势有利于华南地区增暖增湿；开始以后则有利于冷空气南下,造成连续降水,使华南进入前汛期。而前汛期的结束,则是由于东亚大气环流的季节调整,尤其是副热带高压的第次北跳所造成的。（2）定义了一个能够表征前汛期降水特征的华南前汛期降水指数,分析发现华南前汛期降水具有显着的年际变化特征,主要存在2-4年和准8年的年际振荡周期。近48年来,华南前汛期降水年际异常总体表现为下降趋势,该趋势是造成华南区域年总降水量减少的趋势的主要原因。前汛期降水具有4种不同的空间分布型（即全区一致旱、涝型,东多（少）西少（多）型,南多（少）北少（多）和中间偏多（少）而东、西偏少（多）型）,其中以全区一致偏涝／旱为主要分布型。前汛期开始日或结束的迟、早对前汛期雨量大小影响很大,这两个日期之间具有弱的正相关关系。（3）华南前汛期降水偏多时,亚洲东部上空300N附近存在一个以北太平洋风暴轴为轴线对称分布的正、负偶极子形势。前期冬季副高偏强,位置偏南、西伸明显；极涡较强,西伯利亚平原为高压控制,中纬度冷空气活动频繁,东亚大槽深厚、位置偏南,南支槽活跃时,是华南前汛期降水偏多的有利环流条件。降水偏多还对应着强的北太平洋涛动（NPO）、强的北大西洋涛动（NAO）和正的南方涛动（SO）指数。位于西太平洋地区的热带大气环流异常将通过类似EAP型的遥相关波列间接影响华南前汛期降水。（4）赤道东、西太平洋等主要关键区的海温异常与华南前汛期降水指数的时滞相关关系,在大约2-3年（30个月左右）的时间里,经历了一个从正（或负）相关到负（或正）相关的位相转换。该时滞相关过程及海温异常的变化型式,同热带太平洋SST年际变化主模态,即ENSO振荡类似。西太平洋暖池区120°E～180,20°S～20°N是前汛期降水具有预报意义的负相关海温关键区。赤道太平洋海温影响华南前汛期降水的主模态,是ENSO模态,即：当处于ENSO模态的正位相时,前期冬季热带西太平洋暖池海温异常偏冷、赤道东太平洋海温异常偏暖分布时,则华南前汛期降水将偏多；当处于ENSO模态的负位相时,则降水偏少。另外还发现热带西太平洋海温异常信号要比赤道东太平洋的异常信号提前4个月左右出现。（5）前期冬季海温关键区影响前汛期降水的可能物理过程是：当热带西太平洋暖池偏暖时,菲律宾周围对流活动会加强,这将引起北半球Nitta波列行星尺度扰动的异常。暖池附近对流活动异常,还可能导致Walker环流和东亚太平洋中、低纬局地Hadley环流的异常；而局地Hadley环流的异常可通过影响大气环流的遥相关波列,即使前汛期期间北半球500hPa高度场上出现有利于西太平洋副高偏东（偏西）,东亚中纬度槽减弱（加深）及鄂海阻高减弱（加强）的形势,从而造成华南前汛期降水偏少（多）（6）近50年来,华南前汛期开始日期有逐渐推迟趋势,而结束日期有逐渐提前趋势,因此,前汛期雨期长度总体有缩短趋势。华南前汛期雨季开始早晚与前期冬季大气环流存在显着的相关。当冬季北半球中高纬度具有较强的西风急流时,其北侧气旋环流越强（东亚大槽强）、南侧北太平洋副热带反气旋越强（副高强）,欧亚经向环流分量大,东亚冬季风强,有利于冷空气南下,造成前汛期开始日期偏早,反之前汛期开始就越晚。而对于结束日期偏早的年份,前期冬季副热带高压异常偏强、位置西伸,东亚大槽位置偏南、强度偏强,南北气压梯度大,东亚地区具有异常强大的冬季风。（7）华南前汛期开始日期早、晚年海温距平分布差异显着。当开始日期偏早,前期冬季热带西太平洋暖池海温异常偏低,东亚大陆东部沿海至北太平洋西部海温偏高,而赤道东太平洋海温异常偏低；对于偏晚年份,海温异常相反。海温场与华南前汛期结束日期的相关分析结果表明,前期冬季北太平洋中部到东亚沿岸以及热带西太平洋暖池海域的海温,是影响结束日期的正、负显着相关区。当前汛期结束日期偏早时,前期冬季暖池区海温偏高,而北太平洋中、西部海温偏低。晚结束年正好相反。
二、南海夏季风强弱年环流形势与热带对流特点对比分析（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、南海夏季风强弱年环流形势与热带对流特点对比分析（论文提纲范文）
（1）青藏高原-热带印度洋热力差异及其与南亚夏季风的关系（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 青藏高原热力状况及影响的研究 |
| 1.2.2 热带印度洋热力状况及影响研究 |
| 1.2.3 海陆热力差异与亚洲夏季风关系的研究 |
| 1.2.4 存在的问题 |
| 1.3 研究内容和目的,及拟解决的关键问题 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究目的 |
| 1.3.3 拟解决的关键问题 |
| 1.4 研究特色和创新点 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 大气热源计算方法 |
| 2.2.2 青藏高原—热带印度洋热力差异指数 |
| 2.2.3 南亚夏季风指数 |
| 2.2.4 热成风关系 |
| 2.2.5 统计方法 |
| 2.3 不同方法、不同资料计算青藏高原大气热源的差异 |
| 第三章 青藏高原—热带印度洋大气热源特征及其差异 |
| 3.1 青藏高原热力特征 |
| 3.1.1 大气热源及其各分量 |
| 3.1.2 季节—空间分布 |
| 3.1.3 夏季和冬季的垂直结构 |
| 3.1.4 年际趋势 |
| 3.2 热带印度洋热力特征 |
| 3.2.1 大气热源及其各分量 |
| 3.2.2 季节—空间分布 |
| 3.2.3 夏季和冬季的垂直结构 |
| 3.2.4 年际趋势 |
| 3.3 青藏高原—热带印度洋大气热源对比 |
| 3.3.1 纬向—季节分布 |
| 3.3.2 经向—季节分布 |
| 3.3.3 大气热源和水汽汇垂直分量的季节—垂直剖面 |
| 3.3.4 基于大气热源的海陆热力差异指数QI和 QIup的统计特征 |
| 3.3.5 1990s初期~2000s初期夏季海陆热力差异 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 多种青藏高原—热带印度洋热力差异指标的比较 |
| 4.1 指标的不确定性 |
| 4.1.1 季节转变 |
| 4.1.2 夏季年际变率 |
| 4.1.3 TIup的线性趋势与QI和QIup线性趋势的对比 |
| 4.2 不同资料构建夏季TIup指标的差异 |
| 4.3 小结 |
| 第五章 青藏高原—热带印度洋经向热力差与南亚夏季风的关系 |
| 5.1 南亚夏季风的演变 |
| 5.2 经向热力差异指数QI和QIup与南亚夏季风的关系 |
| 5.2.1 QI与南亚夏季风的关系 |
| 5.2.2 QIup与南亚夏季风的关系 |
| 5.2.3 QI、QIup、TIup与南亚夏季风指数的相关 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 2018 年亚洲夏季风爆发和青藏高原—热带印度洋热力差的关系 |
| 6.1 南亚夏季风爆发特征 |
| 6.1.1 深对流活动 |
| 6.1.2 大尺度环流 |
| 6.1.3 对流层上层温度梯度的转换 |
| 6.2 青藏高原—热带印度洋经向热力对比 |
| 6.3 小结 |
| 第七章 总结和讨论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 讨论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 导师简介 |
（2）中高纬和低纬天气尺度扰动对中国夏季降水的影响及数值模拟（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 夏季气候变化与高低纬环流 |
| 1.2.2 天气尺度扰动特征 |
| 1.2.3 区域气候模式RegCM对东亚夏季降水的模拟 |
| 1.3 论文拟研究问题 |
| 1.4 章节安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法说明 |
| 2.2.1 分析方法 |
| 2.2.2 公式介绍 |
| 2.3 模式简介 |
| 第三章 中国夏季降水与天气尺度扰动的时空相关性 |
| 3.1 中国夏季降水和天气尺度扰动的基本特征 |
| 3.2 天气尺度扰动对中国夏季降水的影响 |
| 3.3 小结 |
| 第四章 中高纬和低纬天气尺度扰动影响夏季降水的数值模拟 |
| 4.1 RegCM4.6 区域气候模式对夏季降水模拟性能 |
| 4.2 中高纬和低纬天气尺度扰动强迫的敏感性试验 |
| 4.2.1 试验设计 |
| 4.2.2 中高纬和低纬侧边界天气尺度扰动强迫对夏季平均降水的影响 |
| 4.2.3 中高纬和低纬侧边界天气尺度扰动强迫对雨带演变的影响 |
| 4.3 小结 |
| 第五章 中高纬和低纬天气尺度扰动对2020 年梅汛期降水的影响 |
| 5.1 中高纬和低纬天气尺度扰动对2020 年梅雨期平均降水的影响 |
| 5.2 中高纬和低纬天气尺度扰动对2020 年雨带推进的影响 |
| 5.3 中高纬和低纬天气尺度扰动与准双周振荡对2020 年梅汛期降水的对比分析 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 总结与讨论 |
| 6.1 研究主要结论 |
| 6.2 研究创新点 |
| 6.3 研究不足及展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（3）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 |
（4）中国东部汛期降水的水汽来源变化及其气候动力学研究分析（论文提纲范文）
| 摘要 Abstract 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 研究现状回顾 |
| 1.2.1 东亚上空夏季水汽输送的基本特征 |
| 1.2.2 中国东部汛期降水的主要水汽源地 |
| 1.2.3 中国东部汛期降水及水汽输送的年代际变化及其机理 |
| 1.2.4 中国东部大气水循环变化的预估 |
| 1.3 问题的提出和研究的内容 |
| 1.4 论文章节安排 第二章 华南前汛期降水水汽来源的季节内变化及其相关影响 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 HYSPLIT模式概述 |
| 2.3 数据与方法 |
| 2.3.1 数据来源 |
| 2.3.2 实验设计 |
| 2.3.3 面源贡献定量估计方法 |
| 2.3.4 空间轨迹聚类分析法 |
| 2.4 华南前汛期降水水汽来源的季节内变化 |
| 2.5 华南前汛期降水水汽输送季节内变化的影响 |
| 2.6 本章小结 第三章 华南前汛期持续性暴雨的“积成效应”事件 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 数据与方法 |
| 3.2.1 数据来源 |
| 3.2.2 暴雨“积成效应”事件的定义 |
| 3.3 华南前汛期持续性暴雨“积成效应”事件的时空特征 |
| 3.4 华南前汛期两种持续性暴雨“积成效应”事件的环流特征 |
| 3.5 华南前汛期两种持续性暴雨“积成效应”事件的形成机理 |
| 3.6 本章小结 第四章 基于拉格朗日模式的华南前汛期暴雨“积成效应”事件水汽源地分析 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 数据与方法 |
| 4.3 华南前汛期暴雨“积成效应”事件的水汽来源 |
| 4.4 各水汽源地对华南前汛期暴雨“积成效应”事件的贡献比较 |
| 4.5 不同水汽源地影响下华南前汛期暴雨“积成效应”的空间分布特征 |
| 4.6 本章小结 第五章 中国东部夏季降水的水汽来源及其季节内、年际变化 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 数据与方法 |
| 5.3 华南、长江中下游、华北地区夏季降水的主要水汽源地 |
| 5.4 中国东部三大区域夏季降水水汽来源的季节内变化 |
| 5.5 中国东部三个夏季峰值降水期的关键水汽源地及其年际变化 |
| 5.6 本章小结 第六章 中国东部夏季降水水汽来源年代际变化及海气相互作用的可能影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 数据与方法 |
| 6.3 水汽输送对中国东部三大区域夏季降水的影响 |
| 6.4 各源地水汽输送对中国东部夏季降水年代际变化的影响 |
| 6.5 各源地水汽输送对中国东部夏季极端降水的影响 |
| 6.6 海气相互作用对各源地水汽输送的影响 |
| 6.7 本章小结 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.1.1 华南前汛期降水水汽来源的季节内变化及其相关影响 |
| 7.1.2 华南前汛期暴雨“积成效应”事件的主要特征及水汽源地 |
| 7.1.3 中国东部三大地区夏季降水水汽来源的变化(季节内、年际、年代际)以及海气相互作用的可能影响 |
| 7.2 讨论与展望 参考文献 附录 |
| 个人简历 |
| 已完成和发表论文 致谢 |
（5）夏季风影响过渡区陆面能量交换及其对季风湿润指数的响应研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 科学意义和重要性 |
| 1.2 研究进展和综述 |
| 1.2.1 陆面观测试验研究 |
| 1.2.2 东亚夏季风活动定量描述研究 |
| 1.2.3 陆面能量通量对天气和气候变化的响应 |
| 1.2.4 东亚夏季风影响过渡区地理范围研究 |
| 1.3 拟研究的主要科学问题及论文结构 |
| 1.4 论文主要创新点 |
| 第二章 数据、方法和研究区域介绍 |
| 2.1 数据及处理 |
| 2.1.1 观测数据 |
| 2.1.2 ERA-Interim再分析数据 |
| 2.1.3 格点化FLUXNET数据集 |
| 2.1.4 气候格点数据集CRU |
| 2.1.5 其他格点数据集 |
| 2.2 主要方法介绍 |
| 2.2.1 陆面参数的计算 |
| 2.2.2 夏季风湿润指数的计算 |
| 2.2.3 正交分解法(EOF)和奇异值分解(SVD) |
| 2.3 研究区域介绍 |
| 第三章 夏季风湿润指数的构建及其与其他季风指数的比较 |
| 3.1 夏季风过渡区内夏季风活跃度的计算 |
| 3.2 水汽对夏季风的响应 |
| 3.2.1 水汽的平均季节变化 |
| 3.2.2 比湿阈值的挑选:比湿的季节尺度进退 |
| 3.2.3 比湿阈值的挑选:比湿与水汽输送的关系 |
| 3.2.4 过渡区夏季风湿润指数的演变 |
| 3.3 夏季风湿润指数HI其他夏季风指标的关系 |
| 3.3.1 夏季风湿润指数HI与夏季风北边缘的关系 |
| 3.3.2 夏季风湿润指数HI与东亚夏季风雨带的关系 |
| 3.4 与夏季风湿润指数HI有关的大气环流异常 |
| 3.5 夏季风湿润指数HI与 ENSO的联系机制 |
| 3.5.1 高层纬向风异常的全球分布 |
| 3.5.2 夏季风湿润指数HI与 ENSO之间的联系 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 夏季风影响过渡区陆面能量通量的时空特征 |
| 4.1 陆面能量空间特征 |
| 4.2 陆面能量随经度、纬度和海拔的变化 |
| 4.3 陆面能量的时间演变 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 陆面能量交换对季风湿润指数的响应特征 |
| 5.1 陆面能量交换的空间模态 |
| 5.2 陆面能量交换对夏季风活动的季节响应 |
| 5.3 对夏季风湿润指数HI的响应特征 |
| 5.4 高、低指数背景下的夏季陆面能量交换的差异特征 |
| 5.4.1 区域尺度的差异 |
| 5.4.2 单点观测的差异 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 陆面能量通量对季风湿润指数的响应机制分析 |
| 6.1 陆面能量通量与近地层温湿梯度的关系 |
| 6.2 陆面能量通量与地表可利用能量和土壤湿度的关系 |
| 6.2.1 土壤湿度和净辐射对陆面能量交换的影响 |
| 6.2.2 基于土壤湿度和净辐射的参数化分析 |
| 6.3 陆面能量通量与植被生物物理特性的关系 |
| 6.4 区域尺度上陆面能量通量与陆面水热因子的关系 |
| 6.5 讨论和小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 不足与工作展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（6）广西暴雨气候变化异常特征及其成因研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 国内外研究背景 |
| 1.3 科学问题的提出 |
| 1.4 具体章节安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 第三章 广西暴雨气候变化新特征 |
| 3.1 暴雨空间分布特征 |
| 3.2 暴雨季节变化特征 |
| 3.3 暴雨年际及年代际气候变化特征 |
| 3.4 暴雨区域性特征 |
| 3.5 暴雨区域相关性特征 |
| 3.6 暴雨同时性特征 |
| 3.7 各站暴雨过程历史极端值 |
| 3.8 本章小结和讨论 |
| 第四章 广西暴雨年内非均匀性分布异常成因 |
| 4.1 广西暴雨集中度(期)气候特征 |
| 4.2 广西暴雨集中度(期)异常对西太平洋副热带高压变化的响应 |
| 4.3 热带季节内振荡对广西暴雨集中度的调制作用 |
| 4.4 太平洋海温异常对暴雨集中度(期)的影响 |
| 4.5 季风对暴雨集中度异常的影响 |
| 4.6 冬季青藏高原地面加热场对广西暴雨集中度的影响 |
| 4.7 本章小结 |
| 第五章 大气季节内振荡对广西暴雨的调制作用 |
| 5.1 MJO对广西暴雨的调制作用 |
| 5.2 MJO对影响广西热带气旋发生发展的调制作用 |
| 5.3 大气季节内振荡对广西区域持续性暴雨的影响 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 广西大范围暴雨年代际增多的气候成因 |
| 6.1 广西典型大范围暴雨过程的天气形势 |
| 6.2 大气环流异常的年代际变化特征 |
| 6.3 广西大范围暴雨过程的大气环流异常特征 |
| 6.4 广西大范围暴雨与太平洋海温年代际振荡(PDO)的关系 |
| 6.5 PDO对高度场的影响 |
| 6.6 PDO对风场的影响 |
| 6.7 PDO对大气对流运动的影响 |
| 6.8 本章小结 |
| 第七章 总结和展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 特色与创新 |
| 7.3 未来工作展望 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
| 致谢 |
（7）华南沿海线状对流的降水特征及形成机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景概述 |
| 1.2 国内外研究现状与进展 |
| 1.2.1 华南暴雨的类型、特点与环流背景场 |
| 1.2.2 华南暴雨的中尺度环境场条件 |
| 1.2.3 华南对流的触发、传播维持与组织模态问题 |
| 1.2.3.1 华南暴雨的对流触发机制 |
| 1.2.3.2 华南暴雨持续性及对流传播、维持机理 |
| 1.2.3.3 华南对流组织模态与传播形式 |
| 1.3 文章的研究意义与创新点 |
| 1.3.1 现有研究不足与本文研究意义 |
| 1.3.2 本研究的亮点与创新点 |
| 1.4 本文的研究内容与章节安排 |
| 第二章 资料与分析方法 |
| 2.1 数据资料介绍 |
| 2.1.1 地面与高空常规观测资料 |
| 2.1.2 地面、卫星与雷达等非常规观测资料 |
| 2.1.3 ERA-Interim再分析资料 |
| 2.1.4 地形数据资料 |
| 2.2 分析方法 |
| 2.2.1 研究个例的挑选及极端降水事件的定义 |
| 2.2.2 华南前汛期起始与结束日期、南海夏季风爆发日期的确定 |
| 2.2.3 关键物理量参数的计算方法 |
| 第三章 线状对流的时空分布、降水特征及与锋面的关系 |
| 3.1 线状对流的空间特征及与锋面的联系 |
| 3.1.1 线状对流活动高频区的位置特征 |
| 3.1.2 与锋面相对位置、走向及距离关系 |
| 3.2 时间分布特征及与华南前汛期、南海季风爆发的联系 |
| 3.3 过程总雨量特征、日变化特征与对流性质 |
| 3.3.1 过程累积雨量的分布特征与极大值中心 |
| 3.3.2 降水日变化特征与持续时间 |
| 3.3.3 不同区域线状对流降水的性质 |
| 3.4 线状对流不同等级短时强降水的贡献率与极端降水分布 |
| 3.5 本章结论 |
| 第四章 线状对流的天气尺度背景与中尺度环境场条件 |
| 4.1 弱天气尺度强迫的环流背景 |
| 4.2 高温高湿中尺度环境特征 |
| 4.3 暖湿条件下持续不稳定的大气结构 |
| 4.4 动力不稳定条件对不同区域线状对流的强迫作用 |
| 4.4.1 深层垂直风切变对线状对流的组织化作用 |
| 4.4.2 双低空急流的耦合对线状对流的维持效应 |
| 4.5 基于沿海探空的关键物理参数特征 |
| 4.6 沿海无线状对流的环境场特征及关键物理参数 |
| 4.7 本章结论 |
| 第五章 线状对流触发、传播维持及组织演变特征 |
| 5.1 阳江区域对流触发与线状组织演变分析 |
| 5.1.1 夜间离谷风与向岸风辐合触发对流 |
| 5.1.2 港湾效应与侧向中尺度波列 |
| 5.2 珠江三角洲区域对流触发与线状模态成因分析 |
| 5.2.1 港湾地形与城市热岛诱生双辐合线触发对流 |
| 5.2.2 出流边界的后向传播过程与线状模态的形成 |
| 5.3 汕尾区域对流触发及线状对流组织过程分析 |
| 5.3.1 山风效应与海风效应叠加触发对流 |
| 5.3.2 港湾暖湿空气聚拢与河谷冷堆持续定点触发 |
| 5.4 本章结论 |
| 第六章 2017 年沿海线状对流引发的极端降水事件分析 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 过程介绍与降水特点 |
| 6.3 锋面雨带与线状对流的环境场条件 |
| 6.3.1 边界层环境湿度及水汽输送 |
| 6.3.2 显着的大气层结稳定度差异 |
| 6.4 对流的触发与地面中尺度特征 |
| 6.4.1 初始对流触发机制的探讨 |
| 6.4.2 降雨突然增强的中尺度特征 |
| 6.5 线状对流维持的热动力机制分析 |
| 6.5.1 水平、垂直风速切变引起垂直涡度发展 |
| 6.5.2 凝结潜热释放的热力驱动作用 |
| 6.6 本章结论 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 文章主要结论 |
| 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）高原夏季风与南海夏季风关系及其影响（论文提纲范文）
| 引言 |
| 1资料和方法 |
| 1.1资料 |
| 1 2方法 |
| 2相关分析及突变检验 |
| 2 1资料相关性分析 |
| 2 2强弱年确定及突变检验 |
| 3环流特征及降水、温度特征分析 |
| 3 1 OLR场特征分析 |
| 3 2高度场特征分析 |
| 3 3水平风场特征分析 |
| 3 4垂直速度场特征分析 |
| 3 5降水特征分析 |
| 3 6温度特征分析 |
| 4结论和讨论 |
（9）南海夏季风强度的年际变异及其诊断分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 南海夏季风概述 |
| 1.3 南海夏季风年际变化及其机制 |
| 1.4 东亚季风经圈环流 |
| 1.5 研究目的和内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料说明 |
| 2.2 方法说明 |
| 第三章 南海夏季风强度的年际变化特征 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料和方法 |
| 3.3 强弱南海夏季风年的划分 |
| 3.4 强弱南海夏季风年的高、低空环流特征 |
| 3.5 强弱南海夏季风年的夏季降水特征 |
| 3.6 南海夏季风强度与全球海温的关系 |
| 3.7 本章小结 |
| 第四章 南海热含量的年际变化与南海夏季风强度的关系 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 资料和方法 |
| 4.3 南海地区热含量异常的时间尺度 |
| 4.4 南海热含量异常场的年际变化特征 |
| 4.5 南海热含量对ENSO的响应 |
| 4.6 南海热含量与南海夏季风强度的关系 |
| 4.7 影响南海夏季风强度的可能机制 |
| 4.8 本章小结 |
| 第五章 强弱南海夏季风期间大气经圈环流异常的诊断分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 资料和方法 |
| 5.3 局地纬向平均经圈环流诊断方程简介 |
| 5.4 结果分析 |
| 5.4.1 诊断方程性能检验 |
| 5.4.2 纬向平均(110-120°E)季风经圈环流的演变特征 |
| 5.4.3 方程诊断结果 |
| 5.5 对应的大气环流异常型分析 |
| 5.5.1 强南海夏季风年 |
| 5.5.2 弱南海夏季风年 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 全文总结 |
| 6.1 研究内容总结 |
| 6.2 文章创新点 |
| 6.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
（10）华南前汛期降水时空变异规律（论文提纲范文）
| 摘要 Abstract 第一章 |
| 绪论 第一节 |
| 引言 第二节 |
| 华南前汛期的研究现状 第三节 |
| 华南前汛期降水研究中待解决的两个关键问题 第四节 |
| 本文拟研究的问题 第五节 |
| 本研究的资料和方法 第六节 |
| 本文的创新之处 本章参考文献 第二章 |
| 华南前汛期雨季开始和结束日期的确定 第一节 |
| 引言 第二节 |
| 华南前汛期区域和站点的选择 第三节 |
| 华南前汛期降水量气候特征分析 第四节 |
| 前汛期期间各种物理量随时间的演变特征 第五节 |
| 华南前汛期逐年降水时段的确定 第六节 |
| 前汛期开始和结束前、后环流场的基本特征 第七节 |
| 本章小结 本章参考文献 第三章 |
| 华南前汛期降水的时空变化特征 第一节 |
| 引言 第二节 |
| 华南前汛期降水指数的定义 第三节 |
| 华南前汛期降水的时空变化特征 第四节 |
| 本章小结 本章参考文献 第四章 |
| 华南前汛期降水异常同大气环流和海温的关系 第一节 |
| 引言 第二节 |
| 华南前汛期降水与全球大气环流的相关分析 第三节 |
| 前汛期降水与全球海温的联系 第四节 |
| 前冬海温和大气环流异常对前汛期降水的影响 第五节 |
| 本章小结 本章参考文献 第五章 |
| 华南前汛期起止日期的年际变化及相关的海气异常型 第一节 |
| 引言 第二节 |
| 华南前汛期开始和结束日期的变化分析 第三节 |
| 华南前汛期日期指标同前冬大气环流和海温的关系 第四节 |
| 本章小结 本章参考文献 第六章 |
| 结论与讨论 第一节 |
| 全文总结 第二节 |
| 问题与展望 致谢 |
四、南海夏季风强弱年环流形势与热带对流特点对比分析（论文参考文献）
- [1]青藏高原-热带印度洋热力差异及其与南亚夏季风的关系[D]. 罗小青. 广东海洋大学, 2021(02)
- [2]中高纬和低纬天气尺度扰动对中国夏季降水的影响及数值模拟[D]. 王晨宇. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [3]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)
- [4]中国东部汛期降水的水汽来源变化及其气候动力学研究分析[D]. 褚曲诚. 兰州大学, 2020(12)
- [5]夏季风影响过渡区陆面能量交换及其对季风湿润指数的响应研究[D]. 曾剑. 兰州大学, 2020(01)
- [6]广西暴雨气候变化异常特征及其成因研究[D]. 覃卫坚. 南京信息工程大学, 2019
- [7]华南沿海线状对流的降水特征及形成机理研究[D]. 曾智琳. 成都信息工程大学, 2019(05)
- [8]高原夏季风与南海夏季风关系及其影响[J]. 李俊乐,范广洲,周定文,丑纯磊,冯琬. 气象科学, 2015(05)
- [9]南海夏季风强度的年际变异及其诊断分析[D]. 吴冬梅. 南京信息工程大学, 2013(02)
- [10]华南前汛期降水时空变异规律[D]. 强学民. 南京大学, 2010(04)
标签：南方暴雨论文;