一、海南岛中低纬冷暖系统相互作用下的非台暴雨分析（论文文献综述）
刘瑾,许向春[1]（2021）在《2020年10月海南一次持续强降雨过程分析》文中提出利用常规观测资料、多普勒雷达、NCEP FNL1°×1°全球再分析等资料对2020年10月15—19日海南一次持续性强降雨过程进行分析,此次持续强降雨过程是在西太平洋副热带高压较弱、冷空气与南海辐合带相互作用、持续低空急流带来良好动力和水汽条件下形成的。2个强降雨时段（16日20时至17日08时和18日08时至20时）的成因表明:冷涌导致海南岛东北急流长时间维持,东北急流和偏东急流在海南岛中部陆地辐合,有利于对流不稳定能量释放,是第一阶段暴雨形成的主要机制;随着第一次暴雨过程冷空气下沉,释放不稳定能量,假相当位温面逐渐接近垂直,MPV1呈弱负值,低层MPV2出现较大正值,斜压不稳定加强,同时倾斜涡度发展,是南海辐合带略有加强并逐渐北移的主要天气学机制,为海南岛南部陆地带来东南急流,与南压的东北急流辐合,使得不稳定能量重建加强,造成第二次暴雨。
冯文[2]（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》文中认为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。
李妮娜[3]（2020）在《中国降水模拟的小时尺度精细化评估》文中进行了进一步梳理由于我国降水的独特性和复杂性,其模拟偏差普遍存在于各类数值模式中,合理准确地再现我国及周边地区的空间分布和各时间尺度变率一直是数值模拟研究领域的难题。本文聚焦小时尺度特征和基于事件的评估方法,针对我国降水模拟偏差开展全面、细致的评估分析,希望以此促进对偏差成因的深入理解,为后续模式改进提供思路。在对我国及周边地区降水进行整体评估的基础上,综合考虑不同尺度地形作用和海陆差异等因素,确定了青藏高原东坡、华北地区和华南沿海地区三个典型偏差区,有针对性地开展了精细化评估。论文的主要结论如下:（1）我国及周边地区整体评估。高分辨率气候系统模式模拟的我国夏季降水气候态偏差与地形紧密相关。青藏高原地区为降水量正偏差区,过多的降水量主要来自模式对降水频率的高估。相反的,在我国第三地形阶梯（我国东部500 m等高线以东地区）,模式模拟的降水量、降水频次和降水强度均以低估为主。东亚地区存在六个典型偏差区,包括四个正偏差区（青藏高原南缘、青藏高原东北坡、青藏高原东坡、华北山区）和两个负偏差区（长江下游地区、中国华南沿海地区）。在四个正偏差区（两个负偏差区）,降水频率高估（低估）主要源于弱降水（中等强度降水）的模拟偏多（少）。进一步对降水日变化进行评估可知不同区域日变化偏差源于不同类型的降水事件:青藏高原周边地区降水日变化振幅偏小主要受长持续性降水事件影响,华北山区降水日变化峰值提前、振幅偏小受长持续性清晨降水和午后短时降水的共同影响,长江下游和华南沿海地区的午后降水峰值提前是由于短时降水峰值较观测偏早。（2）青藏高原东坡评估。考虑到该地区存在显着的强度-频次结构模拟偏差,区分强、弱降水事件并进行分类评估。针对高原东坡强降水事件的时空演变情况进行评估,发现模式能够再现降水过程自关键区的西北侧向其东南侧移动的特征,但降水事件的开始时间多早于观测,这可能与模式低层散度场状况密切相关。针对高原东坡弱降水偏多这一问题设计了天气预报型试验（Transpose-AMIP,TAMIP）,通过与真实降水过程的对比,筛选TAMIP试验中存在虚假弱降水的时次并考察相应环流模拟偏差。研究发现模式存在虚假弱降水时,对流层低层呈现异常辐合,近地面大气偏冷、偏湿。进而开展敏感性试验,在水汽方程中增加额外的水汽散度项,可显着减少陡峭地形区周边的虚假降水。这种改进主要源于敏感性试验减少了对弱降水频次的高估,证实了水汽散度的模拟偏差对虚假弱降水的触发作用。（3）华北地区评估。聚焦华北陡峭地形区,气候模式无法再现该地区降水量随地形高度增加而逐渐减小的空间分布型,高海拔（低海拔）地区呈现降水量模拟正偏差（负偏差）。气候模式也完全无法再现该地区降水量日变化峰值时刻的区域差异。在相对真实的环流背景下,TAMIP试验可以较好模拟出华北地区降水日变化峰值时刻的分布型,但对降水量空间分布的模拟偏差未见明显改善。进而评估具备良好初始场且分辨率更高的ECMWF预报产品,发现模式不但能够合理再现降水量随高度的分布,还能够合理模拟日变化峰值位相的区域差异。这说明降水量与地形关系受分辨率影响,而日峰值主要受环流场调控。值得注意的是,华北地区降水日变化和降水事件的开始、峰值和结束时间日变化都显示出自高海拔地区向下游平原地区滞后的特征,而TAMIP和ECMWF中降水日变化沿地形的演变不连续,说明对降水系统下坡过程的模拟仍存在偏差。（4）华南沿海评估。华南沿海地区降水受海陆分布以及华南内陆小尺度山地共同作用,时空分布较为复杂。沿海岸线降水量和降水频率呈现以雷州半岛为中心的东西两侧多、中间少的“三极型”分布,相应的降水日变化峰值表现为“清晨-午后-清晨”分布。气候模式对华南沿海地区降水模拟的偏差主要表现为系统性低估,且高分辨率的气候模式也不能合理再现沿海岸线的“三极型”降水量分布。相较于气候模式,ECMWF预报产品合理再现了“三极型”空间分布。但是,对于降水的日变化特征,ECMWF预报产品并没有明显优势。高分辨率气候模式可合理再现日峰值位相沿海岸线的变化特征,特别是较好模拟出了雷州半岛西部降水清晨单峰的特征。ECMWF高估了西部的午后降水,使该地日变化呈午后与后半夜双峰型。
黄瑶[4]（2019）在《不同纬带大气低频扰动对西南地区持续性异常降水的影响研究》文中认为本文利用气象站降水资料和NCEP/NCAR再分析资料,通过REOF分解,小波分析,合成分析,Butterworth滤波等方法探讨西南地区持续性异常降水的低频特征和影响降水的各纬度带,各高度层大气低频振荡特征。展示了低频系统在三维空间上的配置关系和对西南地区持续性异常降水产生的影响,为西南地区持续性异常降水天气延伸期预报提供理论依据,主要得出以下结论:（1）西南按降水特征可划分为“川西”、“盆地”、“川东”、“贵州”和“云南”五个区域,每个区持续性异常降水都集中在夏季并具有15-60d低频振荡特征,其中15-30d低频振荡方差贡献更大,也更接近实际降水变化。（2）低频环流场中,影响各区降水的关键区域主要集中在乌拉尔山、贝加尔湖以东、鄂霍次克海—日本海附近、西太平洋副热带高压控制区、南海附近、印度半岛和孟加拉湾地区。15-30d振荡在各层各纬度都能较好的反映原始环流特征,即15-30d振荡在各高度层和各纬度带都会对降水产生影响,而30-60d低频振荡则在低层的低纬度表现得更加明显,在中层和高层则较弱。（3）15-30d低频环流场中,持续性降水期间各区域低频大气具有较强的斜压性,为降水提供能量条件。北风从高到低自高纬度南传至雨区,南风从低到高北传至中纬度与北风汇合,在雨区形成南北气流的交汇,且涡度场下正上负,利于气流在低层辐合高层辐散。低层,各区不同低频气旋和反气旋向中纬度移动,带来南下冷空气和北上暖空气,并以不同形式交汇于降水区。中层,中高纬度低频高低压中心向南移动,最终形成西高东低的环流形势。高层,雨区被来自不同地区低频反气旋和辐散中心控制,形成高空辐散场。（4）30-60d低频环流场中,垂直斜压性弱,盆地和川东降水相比其他地区受30-60d低频振荡影响较大。低层,低纬度低频系统较强,导致南风分量较强,中高纬低频系统较弱,北风分量弱。中层,只有川西和盆地受中高纬度低频系统影响。高层,盆地、川东和云南上空为低频辐散区,有利于降水产生,川西和贵州对应低频辐合区,不利于降水产生。
覃卫坚[5]（2019）在《广西暴雨气候变化异常特征及其成因研究》文中指出广西位于华南西部,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。
胡德强,熊光明,吴慧,蒋贤玲[6]（2018）在《海南岛夏季降水量的特征分析及其对应的环流异常》文中指出本文利用18个市县国家气象观测站1966—2017年的逐月降水量资料对海南岛夏季降水的特征进行了分析;同时利用NCEP/NCAR风场和气压场的再分析资料分析了其环流异常和高度场异常现象.结果表明:海南岛夏季降水量在空间分布上以全岛一致性为主要模态,占方差的43. 5%;在海南岛夏季降水量偏多（少）年,海南岛高空为西风（东风）异常,底层为南风（北风）异常,整层大气为上升（下沉）气流,其环流异常背景有利于（不利于）降水的产生.
吴慧[7]（2017）在《海南省区域性暴雨过程与大气低频振荡的关系》文中提出大气低频振荡被认为是延伸期强降水过程预报的重要突破口。本文利用海南省1961年1月1日-2014年12月31日的逐日降水量资料和NCEP再分析资料,研究了海南省区域性暴雨过程的气候特征和气候变化规律,揭示了秋季重度区域性暴雨过程异常年的海气异常特征及可能影响途径;并研制了可综合反映海南省区域性暴雨过程的客观定量化评价指标;利用集合经验模态分解（EEMD）、小波分析、Butterworth滤波和位相合成分析等方法分析了海南省汛期降水量的低频振荡特征及10-30d大气低频振荡对海南省重度以上区域性暴雨过程的影响,给出了对其有重要影响的大气低频振荡系统及其振荡源地,归纳出三大类五小类重度区域性暴雨过程的低频影响系统配置概念图,以期为海南省强降水过程的延伸期预报提供预测信息和预测理论依据。主要研究结果如下:（1）定义了可综合反映海南省区域性暴雨过程的持续时间、影响范围和极端强度的客观定量化的综合评价指数,可以对不同的暴雨过程进行较为合理的综合强度等级划分,并且较之于单纯从暴雨持续时间的角度来定义强降水过程,其低频信号更加显着。（2）海南省区域性暴雨过程具有鲜明的时空分布特征。时间分布上,区域性暴雨过程在510月出现较多,810月最集中;重度以上区域性暴雨过程一般只发生在511月,710月较多,高峰月出现在10月。在空间分布上,区域性暴雨过程总频次和重度以上区域性暴雨过程总频次的高值区均出现在海南岛的中、东部地区,低值区出现在西部沿海地区。（3）海南省年区域性暴雨过程和年重度以上区域性暴雨过程均具有明显的年际和年代际变化特征,但变化趋势不显着。在季节变化上,只有秋季重度以上区域性暴雨过程的增加趋势显着,且无论在影响范围、影响的极端强度和影响持续时间上都有显着的增大、增强和延长的趋势。秋季重度以上区域性暴雨过程的多寡与赤道中、东太平洋海表温度、东亚大槽、南亚高压、西太平洋副热带高压和南海海域热带低值系统的异常均有密切关系。（4）海南省汛期降水量具有明显的低频振荡特征,10-90d的低频方差占降水总方差的23.6%,最高的年份达到46.2%。其中10-30d低频率振荡明显强于30-60d的低频振荡。降水异常偏多年一般30-60d的低频振荡比异常偏少年相对偏强。重度以上区域性暴雨过程期间往往出现显着的准双周振荡或显着的准双周振荡和季节内振荡的正位相叠加。（5）海南省重度以上区域性暴雨过程与10-30d的大气低频振荡之间关系密切,近54a的110例重度以上区域性暴雨过程的大气低频关键区及其配置大致可以分为三大类,第一大类为台风型,主要为南边海南岛附近地区的热带低频低压配合北边西北太平洋地区的低频高压。不同类型台风型区域性暴雨过程的低频低压系统的位置和低频高压系统的位置略有不同,暴雨落区也各不相同,其低频振荡源地也略有差别,但都在西北太平洋地区。第二类为秋季冷暖系统型,主要是低纬度南海海域的热带低频低压、西太平洋地区低频高压和高纬度低频高压的共同作用,低频振荡源地分别在西北太平洋海域和西西伯利亚一带。第三类为其他型,其中的锋面型主要是高纬度低频高压和低纬度海南岛以南海域低频低压的配合,低频振荡源地分别在中西伯利亚附近地区和孟加拉湾东南部海域。
曹永兴,蔡宏珂,薛志航[8]（2017）在《2010年秋季热带低压引发海南省特大暴雨特征分析》文中研究说明为了对2010年秋季一次热带低压引发海南省特大暴雨特征进行深入分析,利用台风信息资料、海南省降水资料和ECMWF的ERA-interim资料,借助动力和热力条件诊断方法对此次特大暴雨过程的影响机理进行分析研究。结果表明:2010年10月5-9日海南省出现了连续的强降水过程,5日、6日海南省东部和8日海南省东北部均出现了250 mm以上的特大暴雨。此次连续强降水过程中,热带低压东侧的偏南气流持续将南海水汽卷入海南省,对流层低层积聚了大量不稳定能量,600 h Pa以下大气均处于强烈的对流不稳定条件下,对流层中层干冷,低层暖湿,加之高空急流的辐散作用,为暴雨的发生发展维持提供有力动力条件。5日强烈上升运动突破了600 h Pa以上的对流稳定层,激发大量不稳定能量的释放,形成了特大暴雨,6日之后水汽输送和上升运动均有所减弱,暴雨强度随之减弱,8日由于热带低压西侧的反气旋发展,并在高空急流逐渐向南入侵的配合下,高层冷空气向低层传输注入低层暖湿气流之中,是8日海南省东北部的特大暴雨形成的主要原因。热带低压西侧的反气旋增强发展东移,阻碍了热带低压向西北方向移动进而发生偏转折向东移,反气旋西侧高压坝的存在给热带低压东移横穿海南省提供了动力条件。
符式红,冯文,赵付竹[9]（2017）在《近40年海南岛后汛期特大暴雨环流特征》文中研究说明利用NCEP/NCAR 2.5×2.5再分析资料,对近40年来（3个年代）18次海南后汛期特大暴雨过程的环流特征进行了分析.结果表明:海南岛特大暴雨月际变化呈现单峰状分布,主要分布在9—11月;特大暴雨发生期间,南亚高压中心位于南海对流层上层,高层稳定的辐散区利于海南岛对流层中低层的对流发展和维持;中纬槽后冷高压、南海中北部暖性低压扰动和副热带高压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,诱发偏东低空急流;水汽的输送主要来自东北、偏东和东南3个不同来向的气流.
朱晶晶,张京红,赵小平,吴胜安,邱明宇[10]（2014）在《海南航天发射场非台暴雨气候特征与成因概念模型》文中研究表明暴雨是影响海南省文昌市新一代航天发射场卫星发射试验任务的主要灾害性天气之一,将给试验任务带来不可预测的灾害。利用海南省文昌市气象站1970-2010年的逐日降水资料、NCEP/NCAR全球再分析格点资料,结合影响海南省的7类天气系统（冷空气偏东下冷锋过境、冷空气偏西下冷锋过境、副热带高压、变暖高压脊、南海低压槽、西南低压槽、越南低压槽）,统计分析了近41 a来海南省文昌地区各类天气系统影响下非台暴雨天气过程的气候特征及成因概念模型。结果显示,发射场区非台暴雨的年发生频率呈弱上升趋势,年发生次数有所增加。非台暴雨各月发生次数分布呈现明显的"准双峰"特征,主峰区为9-10月,次峰区为5-6月。非台暴雨的时间主要集中在每年的汛期4-10月。高度场、风场及水汽场等均能较好地表征非台暴雨发生时刻的形成机制。
二、海南岛中低纬冷暖系统相互作用下的非台暴雨分析（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、海南岛中低纬冷暖系统相互作用下的非台暴雨分析（论文提纲范文）
（1）2020年10月海南一次持续强降雨过程分析（论文提纲范文）
| 1 资料与方法 |
| 1.1 数据来源 |
| 1.2 方法 |
| 2 结果与分析 |
| 2.1 强降雨分布情况 |
| 2.2 环流背景与影响系统的演变特征 |
| 2.3 冷空气与南海辐合带相互作用 |
| 2.3.1 冷空气引发持续低空急流 |
| 2.3.2 冷空气入侵的影响 |
| 2.4 湿位涡与倾斜位涡发展 |
| 3 结论 |
（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 |
（3）中国降水模拟的小时尺度精细化评估（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 论文研究意义 |
| 1.2 相关工作研究进展 |
| 1.2.1 全球降水的模拟偏差特征 |
| 1.2.2 东亚地区降水的模拟偏差特征 |
| 1.2.3 模式评估检验方法 |
| 1.2.4 东亚地区降水的精细化特征 |
| 1.3 论文研究内容 |
| 1.3.1 论文拟解决的科学问题 |
| 1.3.2 论文章节安排 |
| 1.4 论文创新点 |
| 第二章 高分辨率气候模式对中国小时尺度降水的模拟偏差特征分析 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 模式、资料和方法 |
| 2.2.1 模式介绍 |
| 2.2.2 资料和方法 |
| 2.3 小时降水频率、强度和持续时间 |
| 2.4 降水日变化 |
| 2.5 本章小结和讨论 |
| 第三章 青藏高原东坡降水过程的模拟偏差分析 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 模式、资料和方法 |
| 3.2.1 模式及试验设计 |
| 3.2.2 资料和方法 |
| 3.3 模式对降水基本特征的模拟 |
| 3.4 模式对降水过程演变及环流特征的模拟 |
| 3.5 敏感性试验——水汽散度的影响 |
| 3.6 本章小结和讨论 |
| 第四章 华北复杂地形区降水的模拟偏差分析 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 模式、资料和方法 |
| 4.2.1 模式介绍 |
| 4.2.2 资料和方法 |
| 4.3 夏季平均小时降水量、频次与强度的模拟偏差分析 |
| 4.4 降水日变化的模拟偏差分析 |
| 4.5 本章小结和讨论 |
| 第五章 华南沿海地区降水过程的精细化特征及模拟偏差分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 模式、资料和方法 |
| 5.2.1 模式介绍 |
| 5.2.2 资料和方法 |
| 5.3 华南沿海地区降水的区域差异特征 |
| 5.4 华南沿海地区不同区域降水事件差异的可能原因 |
| 5.5 天气、气候模式对华南沿海地区降水模拟的偏差分析 |
| 5.6 本章小结和讨论 |
| 第六章 全文总结与展望 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 未来展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（4）不同纬带大气低频扰动对西南地区持续性异常降水的影响研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 持续性异常降水的研究现状 |
| 1.2 大气低频振荡的研究进展 |
| 1.3 大气低频振荡与持续性异常降水关系的研究进展 |
| 1.4 研究意义和目的 |
| 1.5 研究内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.3 技术路线 |
| 第三章 西南地区持续性异常降水特征 |
| 3.1 西南地区降水的区域划分 |
| 3.2 西南地区持续性异常降水的定义 |
| 3.3 西南地区持续性异常降水的月分布状况 |
| 3.4 西南地区持续性异常降水的周期性 |
| 3.5 西南地区降水的低频振荡特征 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 持续性降水期间低频环流特征分析 |
| 4.1 低层低频环流特征分析 |
| 4.2 中层低频环流特征分析 |
| 4.3 高层低频环流特征分析 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 15-30d低频振荡传播特征及其源地 |
| 5.1 15-30d低频波的斜压结构 |
| 5.1.1 风场斜压结构 |
| 5.1.2 涡度场斜压结构 |
| 5.2 低层低频系统的配置及其演变特征 |
| 5.2.1 低层风场的经向传播特征 |
| 5.2.2 低层关键低频系统的源地及传播路径 |
| 5.3 中层关键低频系统的配置及其演变特征 |
| 5.3.1 中层高度场和风场的经向传播特征 |
| 5.3.2 中层关键低频系统的源地及传播路径 |
| 5.4 高层低频系统的配置及其演变特征 |
| 5.4.1 高层风场的经向传播特征 |
| 5.4.2 高层关键低频系统的源地及传播路径 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 30-60d低频振荡传播特征及其源地 |
| 6.1 30-60d低频波的斜压结构 |
| 6.1.1 风场斜压结构 |
| 6.1.2 涡度场斜压结构 |
| 6.2 低层低频系统的配置及其演变特征 |
| 6.2.1 低层风场的经向传播特征 |
| 6.2.2 低层关键低频系统的源地及传播路径 |
| 6.3 中层低频系统的配置及其演变特征 |
| 6.3.1 中层高度场和风场的经向传播特征 |
| 6.3.2 中层关键低频系统的源地及传播路径 |
| 6.4 高层低频系统的配置及其演变特征 |
| 6.4.1 高层风场的经向传播特征 |
| 6.4.2 高层关键低频系统的源地及传播路径 |
| 6.5 本章小结 |
| 第七章 总结和讨论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 主要创新点 |
| 7.3 问题和展望 |
| 参考文献 |
| 作者在读期间科研成果简介 |
| 致谢 |
（5）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 |
（6）海南岛夏季降水量的特征分析及其对应的环流异常（论文提纲范文）
| 2资料与方法 |
| 3海南岛夏季降水特征分析 |
| 4海南岛夏季降水量异常年对应的环流异常 |
| 5结论与讨论 |
（7）海南省区域性暴雨过程与大气低频振荡的关系（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 综述 |
| 1.1 区域性暴雨过程的气候学研究回顾 |
| 1.1.1 区域性暴雨过程的定义 |
| 1.1.2 区域性暴雨过程的气候分布特征和变化规律研究 |
| 1.2 区域性暴雨过程的成因研究 |
| 1.2.1 区域性暴雨过程的影响系统研究 |
| 1.2.2 区域性暴雨过程的分型研究回顾 |
| 1.2.3 区域性暴雨过程与大气低频振荡关系的研究 |
| 1.3 大气低频振荡在延伸期强降水过程预报中的应用进展回顾 |
| 1.4 问题的提出 |
| 1.5 主要研究内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法说明 |
| 第三章 海南省区域性暴雨过程的气候特征 |
| 3.1 海南省区域性暴雨过程的定义 |
| 3.2 海南省区域性暴雨过程的时空分布特征 |
| 3.3 海南省区域性暴雨过程的气候变化特征 |
| 3.3.1 区域性暴雨过程的极端强度变化 |
| 3.3.2 区域性暴雨过程的持续时间变化 |
| 3.3.3 区域性暴雨过程的暴雨范围变化 |
| 3.3.4 区域性暴雨过程的突变分析和周期分析 |
| 3.4 海南省秋季区域性暴雨过程异常年的海气异常特征 |
| 3.4.1 海南省秋季区域性暴雨过程异常年的海温异常特征 |
| 3.4.2 海南省秋季区域性暴雨过程异常年的大气异常特征 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 海南省汛期降水的低频振荡特征 |
| 4.1 海南省汛期降水的低频振荡周期 |
| 4.2 海南省汛期降水的低频振荡强度 |
| 4.3 海南省区域性暴雨过程与降水低频振荡的关系 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 大气低频振荡对海南省区域性暴雨过程的影响 |
| 5.1 区域性暴雨过程的影响系统分型 |
| 5.2 不同类型区域性暴雨过程的空间分布特征 |
| 5.2.1 台风型 |
| 5.2.2 秋季冷暖系统型 |
| 5.2.3 其他型 |
| 5.3 不同类型区域性暴雨过程的大气低频振荡特征 |
| 5.3.1 台风型 |
| 5.3.2 秋季冷暖系统型 |
| 5.3.3 锋面型 |
| 5.4 不同类型区域性暴雨过程的大气低频影响系统传播和源地分析 |
| 5.4.1 台风型 |
| 5.4.2 秋季冷暖系统型 |
| 5.4.3 锋面型 |
| 5.4.4 不同类型区域性暴雨过程的低频垂直环流的分布特征 |
| 5.5 不同类型区域性暴雨过程的大气低频影响系统配置 |
| 5.6 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 |
| 6.3 结果讨论和未来工作展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（8）2010年秋季热带低压引发海南省特大暴雨特征分析（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 热带低压移动登陆路径及降水分布特征 |
| 2 大尺度环流背景 |
| 3 水汽条件分析 |
| 4 动力条件分析 |
| 5 结论和讨论 |
（9）近40年海南岛后汛期特大暴雨环流特征（论文提纲范文）
| 1 资料和方法 |
| 2 海南岛后汛期特大暴雨分布特征 |
| 2.1 海南岛特大暴雨全年降水分布情况 |
| 2.2 后汛期非台特大暴雨时空分布特征 |
| 3 影响海南岛后汛期特大暴雨天气系统特征 |
| 3.1 高低空天气系统配置 |
| 3.2 水汽输送特征 |
| 4 偏东低空急流形成的物理机制 |
| 5 结论与讨论 |
（10）海南航天发射场非台暴雨气候特征与成因概念模型（论文提纲范文）
| 1 资料与方法 |
| 1.1 资料来源 |
| 1.2 非台暴雨定义 |
| 1.3 非台暴雨天气型分类 |
| 2 非台暴雨气候统计特征 |
| 2.1 非台暴雨年际变化 |
| 2.2 非台暴雨月分布 |
| 2.3 各系统在非台暴雨影响中的月分布 |
| 3 非台暴雨成因概念模型 |
| 3.1 高度场特征 |
| 3.2 风场特征 |
| 3.3 水汽特征 |
| 4 结论 |
四、海南岛中低纬冷暖系统相互作用下的非台暴雨分析（论文参考文献）
- [1]2020年10月海南一次持续强降雨过程分析[J]. 刘瑾,许向春. 热带农业科学, 2021(10)
- [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及形成机制研究[D]. 冯文. 南京信息工程大学, 2020(01)
- [3]中国降水模拟的小时尺度精细化评估[D]. 李妮娜. 中国气象科学研究院, 2020(03)
- [4]不同纬带大气低频扰动对西南地区持续性异常降水的影响研究[D]. 黄瑶. 成都信息工程大学, 2019(05)
- [5]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
- [6]海南岛夏季降水量的特征分析及其对应的环流异常[J]. 胡德强,熊光明,吴慧,蒋贤玲. 海南大学学报(自然科学版), 2018(03)
- [7]海南省区域性暴雨过程与大气低频振荡的关系[D]. 吴慧. 兰州大学, 2017(04)
- [8]2010年秋季热带低压引发海南省特大暴雨特征分析[J]. 曹永兴,蔡宏珂,薛志航. 成都信息工程大学学报, 2017(04)
- [9]近40年海南岛后汛期特大暴雨环流特征[J]. 符式红,冯文,赵付竹. 云南大学学报(自然科学版), 2017(S1)
- [10]海南航天发射场非台暴雨气候特征与成因概念模型[J]. 朱晶晶,张京红,赵小平,吴胜安,邱明宇. 自然灾害学报, 2014(06)