一、热带气旋的结构对其移动影响的动力分析（论文文献综述）
闫梓宇[1]（2021）在《西北太平洋季风涡旋和高层冷涡影响热带气旋强度及路径的机理研究》文中研究说明西北太平洋地区热带气旋的异常路径和强度预报一直是业务中的难点,已有研究表明,热带气旋会与其附近高、低层气旋性环流系统进行相互作用,从而出现异常路径且强度发生较大变化,研究这种复杂的系统间相互作用有利于提高对热带气旋移动和发展的认识,减少人员伤亡和财产损失。本研究重点关注热带气旋活跃季较常出现的低层季风涡旋和高层冷涡对热带气旋路径和强度的影响,得出的主要结论如下:（1）季风涡旋的垂直结构和水汽分布会影响热带气旋不同的路径表现形式。通过理想数值模拟发现,当热带气旋与初始垂直结构较为深厚的季风涡旋相互作用时,热带气旋的路径会突然北折,且具有较大的强度和外围尺度。热带气旋初始多出现在季风涡旋东侧,较大的外围尺度使得其通过β效应更快地向西北移动靠近季风涡旋中心。同时季风涡旋提供的较大环境场相对涡度梯度也使得热带气旋可以通过涡度隔离过程较快地向季风涡旋中心靠近。一旦两个系统中心重合,由于季风涡旋尺度水平平流项与热带气旋尺度水平平流项相互抵消,总水平涡度平流项较弱且指向正北方向,使得热带气旋路径趋于北转。此外,两个系统的叠加增强了罗斯贝波能量频散,热带气旋东侧增强的西南风气流也可能作为转向流引导其路径突然北折。水汽敏感性研究表明,季风涡旋伴随的环境场水汽的纬向分布也会影响热带气旋移动,当热带气旋初始位于季风涡旋东侧,且季风涡旋伴随“东高西低”的相对湿度分布时,热带气旋容易出现路径突然北折。（2）在不考虑初始热力差异的情况下,通过数值模拟发现季风涡旋可以通过三种动力机制影响热带气旋发展。第一,季风涡旋和热带气旋的叠加可能会增大热带气旋的外围尺度,较大的外围尺度会使得热带气旋在涡度隔离作用下对流组织较弱,深对流的分布多远离热带气旋的最大风速半径,这种情况下不利于热带气旋发展。第二,热带气旋和季风涡旋环流的叠加可能会使得在热带气旋外围出现涡度梯度改变符号,即出现外区正压不稳定。通过内外区波动间相互作用,外区的正压不稳定会使得内区非对称扰动增加。非对称扰动的逆切变倾斜又不利于扰动动能向平均动能转换,因此也不利于热带气旋增强。第三,季风涡旋的垂直斜压结构使得热带气旋处于较强的环境场垂直风切变中,从而导致热带气旋出现较大的垂直倾斜,这种情况下通风指数也较大。对流集中分布在顺风切变左侧,存在明显的非对称,不利于热带气旋发展。敏感性研究也表明,季风涡旋伴随的环境场水汽分布也可能会影响热带气旋发展。（3）除了低层系统,高层系统也会影响热带气旋的移动和发展。通过观测分析发现,2018年“云雀”台风有着罕见的逆时针环形路径及先增强后减弱的较大强度变化,控制试验可以较好地模拟这种路径和强度变化,在此基础上设计半理想化数值试验（在初始场中去除冷涡）,结果台风趋于偏西行且强度持续缓慢增强。通过诊断分析发现,高层冷涡对“云雀”台风的异常路径和强度变化的贡献较大。通过位涡倾向方程诊断,由于台风与冷涡之间的藤原效应导致水平位涡平流和非绝热加热发生了变化,从而影响台风移动。高层冷涡对“云雀”台风强度变化的影响可以分为两阶段讨论,前期冷涡通过高层的涡通量辐合和降低台风北侧的惯性稳定度使得台风增强,而后期两系统距离较近时,冷涡会显着增强台风附近的垂直风切变,进而减弱台风。此外有无冷涡两组试验中台风不同路径伴随的海温和其他环境条件的变化也会造成一定程度的强度差异。
刘俏[2]（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》文中提出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。
李向一[3]（2021）在《高风速下表面波的动量及能量调控作用对上层海洋流场的影响》文中提出表面波的发展演化影响着海气之间的动量和能量传递,并最终影响海流的大小与方向。研究表面波的动量和能量调控作用给海表面上层流场带来的影响,对探索海气界面发生的物理过程以及对上层海洋动力学的研究具有重要意义。本文使用海浪模式WAVEWATCHⅢ的模拟数据和IBTr ACS热带气旋数据,首先探究了表面波对大气向海洋传递动量和能量的影响。其次结合漂流浮标的次表层流场数据和Wind Sat辐射计风场数据,研究了高风速下表面波的动量和能量调控作用对上层海洋流场的影响。结果显示,冬季受风暴轴控制的海域海气两侧动量之差(τdiff)和能量之差(EFdiff)的值均比较大,并根据逆波龄的全球分布,发现年轻的表面波在高风速下更能吸收大气的动量和能量。结合实际热带气旋数据,发现热带气旋的强度和移动速度越大,τdiff和EFdiff也越大。热带气旋的风速和有效波高的分布不对称,而且风向和波向的夹角在气旋左侧较大。同样τdiff和EFdiff的分布也不对称:τdiff较大的区域在热带气旋移动方向的后方,EFdiff的最大值则分布在右后象限。得出风速越大,风向和波向夹角越小,表面波对动量和能量的调控作用越大。高风速下,流速与风速之比介于1%-2%之间,北半球流向偏向风向的右侧,南半球流向偏向风向的左侧。在对高风速下表面波对上层海洋流场影响的研究中,结果显示,不考虑表面波对动量调控的作用计算出来的流速,平均比观测流速大约高6%;不考虑非线性波产生的斯托克斯漂流,对次表层流场的大小低估了3%-10%,并且风速在30m/s左右时斯托克斯漂流的影响最大。
余洋[4]（2021）在《东海黑潮与热带气旋相互作用的数值模拟与诊断分析》文中指出东海黑潮与热带气旋的相互作用极大地影响着中国近海的天气变化,是海气相互作用研究的重要课题,也是中国社会关注的热点科学问题之一。本文利用优化的区域耦合模式,结合统计分析、个例诊断和全动力收支平衡分析,从海气相互作用的角度,探讨了东海黑潮影响不同类型热带气旋发展过程的物理机制和东海黑潮对不同类型气旋的不同发展阶段的响应过程。对区域海气耦合模式进行了优化改进,形成了一个适应于东海黑潮和台风模拟的区域耦合模式。首先,对现有的海气耦合模式进行了参数化方案敏感性试验;其次,通过将黑潮流场、台风、波浪状态、以及采用包含各种粒子半径的飞沫生成函数计算的海洋飞沫通量等影响因子纳入计算,改进了海气通量的计算方法;最后,优化形成的区域模式能够更好地模拟气旋强度、路径、海气界面的动量通量和感热通量等要素。在东海黑潮对热带气旋发展过程的影响方面,利用改进的区域耦合模式,结合统计分析得到的黑潮最有效增强条件（气旋移动速度为6±1.5 m/s,与黑潮主轴平均距离为25±15 km）,针对3组不同类型热带气旋（增强、减弱和异常）的发展过程,系统地揭示了东海黑潮影响气旋是通过湍热通量实现的:东海黑潮触发局部对流爆发,先后在热力学、动力学边界层形成向上输送热量、水汽的垂直混合通道,并在约4 km高度形成径向流出和更高层的深对流,形成了黑潮驱动的湍热通量影响机制。其中,对比不同气旋的发展过程发现:（1）黑潮是该机制的触发者和能量源,决定该机制是否发生;而由气旋的强度、移动速度等个体特征,和海气环境要素则决定该机制的强度与时长;（2）黑潮影响与气旋强度并不是线性关系,而是对强度和移速适中的气旋,进行增强的效率最高,强化阶段也能维持更长时间;对强度大、移速快、路径异常的个例,由于海气差异变小、对流爆发快速消失,该机制则较快转为停滞,无法持续地影响气旋。在东海黑潮区域对热带气旋的响应方面,利用优化的模式,通过全动力收支平衡分析,定量地探讨了3组不同类型热带气旋（增强、减弱、异常）在输运强化和停滞阶段对东海黑潮区域产生不同的三层垂向响应及其可能机制:（1）在增强个例中,其强化阶段将在风速最大和对流爆发的海面发生降温,次表层增暖,其贡献来自于风致混合项（69%）,压力梯度项（30%）,平流项（1%）;其停滞阶段降温恢复,增暖扩大,并且在更大深度出现冷暖间或的条带状特征,而三项贡献比重变为29%,69%,2%;（2）在减弱个例中,对海洋表层造成了较强的降温和次表层增暖,三项贡献比重为86%,0.3%,13.7%;其停滞阶段,表层降温仍然存在,次表层增暖逐渐变小,三项贡献比重变为4%,85%,11%。（3）在路径异常个例中,进入打转路径前的海洋响应由风致混合主导（84%）。而开始和完成打转后,风向与黑潮流向的相对变化造成前者由压力梯度驱动的流场与Ekman流相对运动产生混合;后者由惯性流和Ekman流相对运动产生上升流,并且在此过程中压力梯度和风致混合的贡献相当。对比3组不同个例,发现响应过程的主要贡献源会发生变化,其转折点为海气界面对流爆发消失的时刻。综上所述,通过海气界面的对流爆发作为链接点,将东海黑潮对热带气旋的影响机制和东海黑潮对热带气旋的响应机制连接起来,并在二者互为驱动,相互影响下,共同构成了较为完整的东海黑潮区域热带气旋的海气相互作用过程。
谢晓丽[5]（2021）在《基于Argo资料的西北太平洋上层温盐对热带气旋的三维响应特征分析》文中提出本文基于1998-2019年Argo剖面浮标观测资料,结合日本气象厅的热带气旋最佳路径资料,利用合成分析以及Barnes插值等方法,揭示了西北太平洋上层温盐对热带气旋的三维响应特征,并评估了热带气旋移动速度、强度以及海洋混合层深度等对其的影响。得到的主要结论如下:温度响应:上层海洋温度对热带气旋总响应特征的降温分布成一漏斗状,表层降温幅度和面积较大,然后随深度均逐渐减小,0.5℃以上降温可延伸至40 m;次表层出现增暖现象,更深层则再次降温。垂向深度归一化后的结果显示,混合层内降温幅度基本一致,同幅度降温区域面积在混合层底附近达到最大。上层海洋温度对热带气旋的响应受热带气旋要素（如移速和强度）以及海洋环境的影响。快速移动（弱）热带气旋条件下混合层深度较浅,使得其引起的最大海表降温强于慢速移动（强）热带气旋。原因在于深（浅）混合层条件下,热带气旋更难（容易）将混合层下冷水带入混合层,从而使得表层降温弱（强）。垂向深度归一化后结果显示:1)快速移动热带气旋的抽吸作用较弱,所经区域混合层较浅,混合作用导致了表层降温和次表层增暖;慢速移动热带气旋作用于海洋时间较长,抽吸作用的影响在热带气旋中心附近区域得以体现,使得混合层下方深度的2 R50范围内降温;2 R50外侧则混合作用占主导,出现次表层增暖现象。2)弱热带气旋,抽吸作用较弱,所经区域混合层较浅,较强的混合作用使得表层降温和次表层增暖。强热带气旋抽吸作用强,使得次表层温度变化为混合引起的增暖和抽吸导致的降温竞争的结果。强热带气旋诱发的最大降温幅度较弱热带气旋小,主要是弱热带气旋条件下混合层深度更浅所致。3)在深（浅）混合层区域,混合层内降温较弱（强）,次表层增暖现象不明显（显着且具有右偏性）,更深层为降温。这种差异主要由于深混合层的混合层底部夹卷混合作用较弱所致。盐度响应:上层海洋盐度对热带气旋总响应特征为混合层内升盐,之下则为降盐且具有右偏性。混合层内盐度变化为蒸发、混合和抽吸作用和强降雨共同作用的结果,次表层降盐则为混合引起的表层淡水下卷所致,更深层则被抽吸作用控制。在不同热带气旋移动速度、强度以及混合层深度条件下,响应特征也基本一致,呈现表层升盐、之下降盐的结构。但在升盐深度,幅度和盐度变化极值所处位置存在较大差异:1)相比于慢速移动热带气旋,快速移动热带气旋所经区域混合层深度更浅,更容易将下层高盐水夹卷进入混合层内,使得混合层内升盐幅度较大;在混合层下方深度,快速移动热带气旋引起的降盐极大值发生在路径左侧而慢速移动热带气旋条件下则发生在路径右侧;次表层路径右侧降盐多是由于热带气旋风场具有右偏性,导致右侧混合更强。快速移动热带气旋引起的次表层降盐极大值发生在左侧则是受高盐黑潮的影响。2)强热带气旋引起的混合层内升盐（次表层降盐）强（弱）于弱热带气旋。其原因在于弱热带气旋所经区域混合层深度浅,水体较少,降雨对表层盐度影响相对较大,抵消了部分混合和抽吸作用的影响,使得混合层升盐幅度较小;同时浅混合层条件下混合作用更强,将更多表层低盐水带入次表层,导致降盐幅度较大。3)深混合层区域的混合层内升盐（次表层降盐）较浅混合层区域强（弱）。由于深混合层条件下混合层底夹卷混合作用减弱,使得次表层降盐幅度弱于浅混合层条件。
梁梅[6]（2021）在《ECMWF模式对西北太平洋热带气旋生成的预报能力及物理过程研究》文中认为热带气旋（tropical cyclone,TC）是西北太平洋最具破坏性的天气系统之一,具有巨大的社会影响。热带扰动一旦形成,在某些有利的环境条件下,可在2-3天内发展成具有完全破坏性的台风。如果可以对海洋上TC生成的时间和位置准确预测,政府及相应的部门可以获得额外的时间来准备即将到来的威胁,减少TC造成的损害。利用交互式全球大集合预报系统（The International Grand Global Ensemble,TIGGE）中欧洲中期天气预报中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts,ECMWF）高分辨率确定性预报数据,对2007-2018年西北太平洋的热带气旋生成的预报能力进行了全面的统计评估及物理机制研究。根据各预报提前期模型TC的预报能力可分为命中型（well prediction,WP）、早报型（early formation,EF）、晚报型（late formation,LF）和错报型（failed prediction,FP）。根据实际TC发生的特定时刻,将大尺度天气环流背景场分为季风切变线（monsoon shear line,SL）、季风汇合区（monsoon confluence region,CR）、季风环流（monsoon gyre,GY）、东风波（easterly wave,EW）和先兆性热带气旋型（pre-existing TC,PTC）五种流型之一。任何不属于以上流场的均被标记为未能识别型流场（unclassified flow pattern,UCF）。（1）总体而言,SL型预报技巧最高,其次是CR、GY、PTC,EW和UCF型则最低。2007-2018年期间,ECMWF模式的预报性能没有明显的改善,可能部分原因是研究时间段后期SL型个例占比较低。5、6、9、10月份预测TC生成能力最高,7、8、11月份较低。在SL型中,偏西、偏南生成的TC更容易预报。虽然SL流场在5天预测提前期时的预测技能最高,但仍然较低（16.2%）。基于SL流场出现频率最高（45%）,研究SL流场提前5天预报期的大尺度热力学和动力学变量演变过程,对提高ECMWF模式TC生成预报技巧很重要。（2）SL流场下从初始预报时刻（Day-5）到生成时刻（Day 0）TC发生的物理过程主要受到环境场强迫、内部热力和动力过程三个方面的相互作用。WP类型下环境场强迫为TC形成提供有利的外部条件。对流层低层,WP类型表现出更明显的季风切变线。在Day-4,先兆性涡旋的东北侧东北信风开始加强,随后一天（Day-3）,其南侧的西南气流也开始增强。在高层200 h Pa上,从Day-5到Day 0,WP型先兆性涡旋东北侧反气旋的辐散更强。季风环流的高低层配置有助于低层形成更明显的大尺度辐合,为低层水汽辐合以及径向风加强提供有利条件。（3）WP模式TC的演变过程可用Bottom-up理论来解释。在Day-5,WP类型的TC中心附近的对流吸收了大范围辐合的水汽,进一步增强了低层径向风。在Day-4,结合径向风辐合的增加,强烈的低层绝对角动量输入到内核提供初始旋转。此时,内核附近的湿对流的急剧增加,增强了凝结潜热释放并使得海平面气压降低,这进一步增强了低空绝对角动量输入涡旋内核,使得低空涡旋的进一步发展。随着低层涡度持续增加并向上延伸,在Day-2.5左右,高层绝对角动量的流出急剧增加使得强对流得以维持,低层涡度继续增强。在Day-2,次级环流系统建立,垂直风切变也变得有利于TC形成。（4）湿对流可能是影响TC形成的首要重要因素,且正反馈过程也是重要因素。在Day-5,WP类型的湿对流增强,导致海平面气压降低以及垂直潜热释放,它们反过来又会促使低层的水汽辐合加强,这是内部热力过程中的一次正反馈过程。在Day-4左右,WP类型TC内核强对流吸收了TC中心周边大范围辐合的水汽,进一步增强低层径向风。径向风辐合收缩,经向梯度增大,反过来又会进一步引起水汽的辐合,这是环境场与内部动力之间的正反馈过程。在Day-2,次级环流系统的建立,高层角动量流出和低层角动量流入得以维持,对流运动得以发展。在此条件下,对流层持续增湿,凝结潜热通量增强,对流区涡度进一步增大,这是环境场强迫、内部热力强迫和动力强迫三者之间的正反馈过程。
马晨[7]（2021）在《西北太平洋和北大西洋热带气旋尺度差异的机理研究》文中研究说明热带气旋（TC）是地球上威胁人类生命财产的自然灾害之一。TC尺度是衡量其影响区域面积的重要指标。由于观测中TC尺度的历史数据不足,过去TC研究的重点主要集中在路径和强度上。本文基于再分析资料中的夏季背景场和天气尺度扰动场,通过使用高分辨率WRF模式,系统地分析了西北太平洋和北大西洋TC尺度差异的原因,并探讨了背景场和天气尺度扰动场影响TC尺度的物理机制。针对TC个例“Shanshan”（2006）,研究了四种积云参数化方案（CP）在不同水平分辨率下TC尺度及潜在破坏力模拟的收敛性问题。主要结论如下:（1）观测结果表明,西北太平洋上的TC尺度在统计上大于北大西洋的TC尺度。通过使用高分辨率WRF模式进行了理想试验模拟,分析TC尺度差异的原因以及背景场中温度、水汽及环流场对TC尺度的相对贡献。结果表明西北太平洋背景场有利于TC尺度的发展,背景场的温度廓线差异是影响TC尺度最重要的一项,大约是绝对湿度和环流场贡献的两倍。与北大西洋相比,西北太平洋的气候平均海温更高且流出层温度更低,这样的环境有利于发展出更强的TC强度和尺度。这种更加不稳定的大气层结是西北太平洋TC尺度更大的主要原因。（2）西北太平洋和北大西洋不同种类的天气尺度扰动也会对TC尺度产生影响。数值模式的模拟结果表明,西北太平洋的天气尺度波列环境有利于发展出更大尺度的TC。与大西洋的东风波相比,天气尺度波列的地表风速更大,因此,天气尺度波列通过蒸发过程在TC外围产生了更多的水汽,有利于在外围发展出更强的对流,从而释放更多的非绝热加热,进而降低了海平面气压。TC外围海平面气压的降低改变了TC内区和外围的海平面气压梯度的分布。一方面,外围海平面气压的降低减弱了TC内区的海表气压梯度,因此,TC内区的径向风减弱,最大风速半径（RMW）向外增大扩张。另一方面,外围海平面气压的降低增大的TC外围的海表气压梯度,因此TC外围径向风增大,辐合增强。外围径向风的辐合进一步加强了外围对流的发展,通过这样一个正反馈过程,外围的径向风进一步增大。更强的TC的辐合增强了切向风,增大了TC的外围尺度。（3）使用WRF模式研究了不同CP方案在不同水平分辨率下（7.5 km-1 km）TC的潜在破坏力。结果显示,随着模式分辨率的提升,所有CP方案的试验中模拟的TC潜在破坏力指数（PDI）在逐渐增大,而与尺度相关的潜在破坏力指数（PDS）在逐渐减小,模式的收敛性较弱。TC强度和内核尺度的收敛性不佳分别导致了PDI和PDS的弱收敛性。对于NOCP、KFEX和BMJ方案组试验,当网格分辨率由粗分辨率逐渐提升到高分辨率后,模式可以解析出更多的对流。眼墙附近模式模拟出的非绝热加热极值变得更强,导致相应位置的气压下降的更快,气压梯度增大。这一方面会使热带气旋的强度增强,从而造成PDI的不收敛增强;另一方面,根据径向风方程,气压梯度力的增强会使RMW减小。非绝热加热的位置由于RMW的减小更加靠近TC中心,从而使TC中心气压下降的更多。在这样一个正反馈的过程下,气压梯度不断增大,RMW进一步减小,模式对热带气旋尺度的模拟收敛性出现问题,最终造成PDS的不收敛减小。在对比各类CP方案的试验结果后,Grell-Freitas方案在模拟TC强度和尺度上收敛性相对更好。
向纯怡[8]（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》文中研究说明登陆热带气旋（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）。
王雪[9]（2021）在《西北太平洋上层海洋对热带气旋的响应》文中研究指明西北太平洋海域热带气旋频发,登陆期间伴随的强风、暴雨、大浪和风暴潮,会对沿海地区的生命和财产造成毁灭性的破坏,是影响我国的严重海洋灾害之一。作为强烈的海气相互作用过程,海洋对热带气旋的响应和反馈涉及从动力学、热力学要素到多种环境变量的复杂过程,一直是大气和海洋科学研究的前沿问题。开展海洋对热带气旋的响应过程研究,增进对热带气旋影响海洋的物理过程的认识,有利于我们更深层次地理解海气相互作用过程,具有重要的科学意义。为了更好地体现热带气旋左右两侧海洋响应的不同,本文采用以热带气旋移动方向为正北的正交坐标系,开展合成统计分析,基于中国气象局热带气旋最佳路径数据、1993-2018年Aviso卫星高度计数据和海表温度数据,2006-2018年Argo温盐剖面数据,合成分析了西北太平洋海面高度异常、海表温度和海洋上层200m温盐剖面对热带气旋的响应。发现上层海洋对热带气旋的热力和动力响应过程的持续时间并不一致,海面高度异常持续减小的时间更长。上层海洋对热带气旋响应的水平、垂直响应都呈现出明显的左右不对称性。主要结论如下:（1）热带气旋经过时路径中心海面高度明显下降,其右侧海面高度升高,热带气旋经过后第6-7天,海面高度异常降到最低值,然后缓慢升高。在热带气旋经过之后,海面高度异常负值中心逐渐左移。热带气旋的强度和移动速度对海面高度异常变化均有不同程度的影响。移动缓慢、近中心风速大的热带气旋对海面高度异常的影响显着,如在超强台风的影响下,海面高度异常最大降幅为10.93cm;台风情况下,移动速度小于5km/h时,对海面高度的影响最大,海面高度异常最大降幅为19.80cm。（2）热带气旋经过时路径中心海表温度显着下降,热带气旋经过后第3-4天,海表温度降到最低值,之后缓慢升温。在热带气旋经过后,降温中心区域随着热带气旋移动。海表面温度对热带气旋响应呈现出明显的左右不对称分布。热带气旋的风速和移动速度对海表温度变化也均有不同程度影响。热带气旋近中心风速越大,海表温度降低幅度越大。风速大于51.0m/s时海表温度最大降幅可达1.27°C。热带气旋的移动速度越慢,对海表温度的影响越大;强热带风暴情况下,移动速度小于5km/h时,对海表温度的影响最大,海表温度最大降低值可达1.97°C。（3）基于Argo浮标观测数据统计分析了2006-2018年期间西北太平洋5-200m深度上温度、盐度异常对热带气旋的响应。结果表明:在热带气旋经过时和经过之后,热带气旋中心区域及左右两侧温度异常的垂向结构基本一致,大致分为3个深度层:5-40m、40-100m、100-200m,海温异常表现为“负-正-负”,呈反“S”分布形态。在5-40m深度范围内,海温为负异常,5m深度处海温降低幅度为0.27-0.56°C;在40-100m深度范围内,海温为正异常,在50m深度处出现最大升温幅度;在100-200m深度范围内,海温为负异常,但异常值较小。热带气旋经过后海水盐度异常的垂向结构也大致分为3个深度层:5-20m、20-120m、120-200m,呈“S”分布形态。热带气旋路径左侧和中心区域盐度主要为负异常,而在右侧区域海水盐度异常表现为“正-负-正”分布形态。热带气旋路径右侧温盐异常的变化幅度都大于左侧温盐异常的变化幅度。
冯文[10]（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。
二、热带气旋的结构对其移动影响的动力分析（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、热带气旋的结构对其移动影响的动力分析（论文提纲范文）
（1）西北太平洋季风涡旋和高层冷涡影响热带气旋强度及路径的机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 热带气旋活动 |
| 1.2.1 热带气旋移动 |
| 1.2.2 热带气旋发展 |
| 1.3 西北太平洋季风涡旋对热带气旋活动的影响 |
| 1.3.1 季风涡旋与热带气旋移动 |
| 1.3.2 季风涡旋与热带气旋发展 |
| 1.4 西北太平洋高层冷涡对热带气旋活动的影响 |
| 1.4.1 高层冷涡与热带气旋移动 |
| 1.4.2 高层冷涡与热带气旋发展 |
| 1.5 研究内容和拟解决的问题 |
| 1.6 章节安排 |
| 第二章 资料、模式和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 模式 |
| 2.3 方法 |
| 2.3.1 空间滤波方法 |
| 2.3.2 片段位涡反演 |
| 2.3.3 理想轴对称涡旋构建方法 |
| 2.3.4 涡度倾向方程诊断 |
| 2.3.5 位涡倾向方程诊断 |
| 第三章 季风涡旋水汽分布对热带气旋路径的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 水汽纬向分布敏感性试验设计 |
| 3.3 结果和分析 |
| 3.3.1 热带气旋路径和强度变化 |
| 3.3.2 涡度方程诊断 |
| 3.3.3 热带气旋和季风涡旋相互作用 |
| 3.3.4 罗斯贝波能量频散 |
| 3.4 讨论 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 季风涡旋垂直结构对热带气旋路径的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 季风涡旋垂直结构敏感性试验设计 |
| 4.3 结果和分析 |
| 4.3.1 热带气旋路径和强度变化 |
| 4.3.2 涡度方程诊断 |
| 4.3.3 热带气旋与季风涡旋的相互作用 |
| 4.3.4 罗斯贝波能量频散 |
| 4.4 讨论 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 季风涡旋对热带气旋强度的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 试验设计 |
| 5.3 强度演变 |
| 5.4 诊断分析 |
| 5.4.1 对流分布 |
| 5.4.2 正压不稳定 |
| 5.4.3 垂直风切变的影响 |
| 5.5 讨论 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 高层冷涡对2018 年“云雀”台风路径和强度的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 “云雀”台风概述 |
| 6.3 试验设计 |
| 6.4 路径和强度演变 |
| 6.5 高层冷涡对台风路径影响 |
| 6.5.1 位涡收支的诊断分析 |
| 6.5.2 引导气流 |
| 6.5.3 藤原效应 |
| 6.6 高层冷涡对台风强度影响 |
| 6.6.1 高层出流 |
| 6.6.2 涡通量辐合 |
| 6.6.3 垂直风切变 |
| 6.6.4 地形作用 |
| 6.7 讨论 |
| 6.8 本章小结 |
| 第七章 结论及讨论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 本文特色和创新点 |
| 7.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（2）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 |
（3）高风速下表面波的动量及能量调控作用对上层海洋流场的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 海气界面的动量和能量交换 |
| 1.2.2 风-波相互作用 |
| 1.2.3 波-流相互作用 |
| 1.3 本文主要研究内容及结构 |
| 第二章 数据介绍 |
| 2.1 动量通量和能量通量相关模拟数据 |
| 2.2 热带气旋数据 |
| 2.3 观测数据 |
| 2.3.1 漂流浮标数据 |
| 2.3.2 Wind Sat辐射计 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 全球表面波对海气传递动量和能量的调控 |
| 3.1 海表风场气候平均的分布特征 |
| 3.2 动量和能量在海气两侧分布的差异 |
| 3.3 表面波对海气动量和能量传递的影响 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 热带气旋下表面波对海气传递动量和能量的调控 |
| 4.1 热带气旋海表风场和波场的结构 |
| 4.2 热带气旋下海气两侧动量和能量分布的差异 |
| 4.2.1 不同强度热带气旋下海气的动量差和能量差 |
| 4.2.2 不同移速热带气旋下海气的动量差和能量差 |
| 4.3 热带气旋下表面波状态与海气动量差和能量差的关系 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 高风速下表面波对上层海洋流场的影响 |
| 5.1 高风速下风场和流场的关系 |
| 5.1.1 风速和次表层流速的关系 |
| 5.1.2 风向与流向的关系 |
| 5.2 高风速下表面波的海气动量调控作用对流的影响 |
| 5.2.1 流速和逆波龄的关系 |
| 5.2.2 风速和海气两侧应力比值的关系 |
| 5.2.3 表面波动量的调控对流的影响 |
| 5.3 斯托克斯漂流与风速的关系 |
| 5.3.1 表层斯托克斯漂流的全球分布 |
| 5.3.2 高风速下斯托克斯漂流和风速的关系 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 本文主要结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 硕士期间文章发表情况 |
（4）东海黑潮与热带气旋相互作用的数值模拟与诊断分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 热带气旋与西边界流相互作用 |
| 1.2.1 飓风与湾流相互作用研究 |
| 1.2.2 东海热带气旋与黑潮相互作用研究 |
| 1.3 拟解决科学问题 |
| 1.4 章节安排 |
| 第二章 数据和方法 |
| 2.1 数据资料 |
| 2.1.1 台风数据 |
| 2.1.2 实测数据 |
| 2.1.3 再分析数据 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 耦合模式(COAWST)介绍 |
| 2.2.2 分析方法 |
| 2.3 本章小结 |
| 第三章 区域耦合模式优化改进 |
| 3.1 数值模式设置 |
| 3.2 海气参数化方案敏感性试验 |
| 3.3 海气界面通量的改进 |
| 3.4 模式结果验证 |
| 3.4.1 大气结果验证 |
| 3.4.2 海洋结果验证 |
| 3.4.3 热带气旋结果验证 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 东海黑潮对热带气旋的影响 |
| 4.1 黑潮影响热带气旋强度与路径的统计分析 |
| 4.2 黑潮对增强热带气旋的影响过程 |
| 4.3 黑潮对减弱和其他异常热带气旋的影响过程 |
| 4.3.1 减弱个例分析 |
| 4.3.2 其他异常个例分析 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 热带气旋对东海黑潮区域海洋的影响 |
| 5.1 热带气旋对上层海洋影响的统计分析 |
| 5.2 热带气旋对黑潮区域海表的影响 |
| 5.2.1 动力学响应 |
| 5.2.2 热力学响应 |
| 5.3 热带气旋对黑潮区域海洋垂直结构的影响 |
| 5.3.1 热力学响应 |
| 5.3.2 动力学响应 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 本文主要结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（5）基于Argo资料的西北太平洋上层温盐对热带气旋的三维响应特征分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.2 研究进展与现状 |
| 1.2.1 上层海洋温度对热带气旋的响应 |
| 1.2.2 上层海洋盐度对热带气旋的响应 |
| 1.2.3 上层海洋温盐对热带气旋的响应影响因子 |
| 1.2.4 上层海洋温盐对热带气旋的影响 |
| 1.3 研究目的和创新点 |
| 2 数据和方法 |
| 2.1 数据来源 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 挑选Argo剖面对 |
| 2.2.2 坐标变换和归一化处理 |
| 2.2.3 混合层深度 |
| 2.2.4 Barnes插值 |
| 3 温度对热带气旋的响应特征 |
| 3.1 温度总响应特征 |
| 3.2 不同条件下温度响应特征 |
| 3.3 各影响因子共同作用下温度响应特征 |
| 3.3.1 热带气旋移动速度 |
| 3.3.2 热带气旋强度 |
| 3.3.3 混合层深度 |
| 3.4 小结 |
| 4 盐度对热带气旋的响应 |
| 4.1 盐度总响应特征 |
| 4.2 不同条件下盐度响应特征 |
| 4.3 各影响因子共同作用下盐度的响应特征 |
| 4.3.1 热带气旋移动速度 |
| 4.3.2 热带气旋强度 |
| 4.3.3 混合层深度 |
| 4.4 小结 |
| 5 结论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 导师简介 |
（6）ECMWF模式对西北太平洋热带气旋生成的预报能力及物理过程研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 缩写词表 |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究目的和意义 |
| 1.2 国内外研究动态 |
| 1.2.1 热带气旋生成的大尺度环流背景场 |
| 1.2.2 热带气旋生成预报技术评估 |
| 1.2.3 热带气旋生成预报的机理研究 |
| 1.3 热带气旋生成预报技术和关键机理研究存在的问题及拟解决的科学问题 |
| 1.4 论文章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 分析方法 |
| 2.2.1 客观识别模式预报热带气旋的方法 |
| 2.2.2 热带气旋预报类型客观分类法 |
| 2.2.3 客观识别热带气旋生成的天气环流场的方法 |
| 2.2.4 相关诊断量的计算 |
| 第三章 ECMWF模式对热带气旋生成的预报能力评估 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 各天气尺度流场的预报技巧 |
| 3.3 各预报类型的年际变率 |
| 3.4 各预报类型的季节变率 |
| 3.5 热带气旋生成位置和生命史的活动特征 |
| 3.6 本章小节 |
| 第四章 环境场以及热力因子对模式预报涡旋生成的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 影响热带气旋生成的物理过程研究 |
| 4.3 热力因子演变特征 |
| 4.3.1 时间演变特征 |
| 4.3.2 空间演变特征 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 动力因子对模式预报涡旋生成的影响 |
| 5.1 前言 |
| 5.2 动力因子演变特征 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 模式预报涡旋的生成机理研究 |
| 6.1 前言 |
| 6.2 热带气旋生成机理研究 |
| 6.3 本章小结 |
| 第七章 结论与讨论 |
| 7.1 主要的结论 |
| 7.2 讨论 |
| 7.3 本文特色和创新点 |
| 7.4 存在的不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 导师简介 |
（7）西北太平洋和北大西洋热带气旋尺度差异的机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 热带气旋尺度的定义及影响 |
| 1.2.2 热带气旋尺度的气候特征 |
| 1.2.3 影响热带气旋尺度的因子 |
| 1.2.4 西北太平洋和北大西洋天气尺度扰动差异 |
| 1.2.5 热带气旋模拟的收敛性 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 全文结构安排 |
| 第二章 资料、方法和数值模式 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 涡旋初始化 |
| 2.2.2 Lanczos滤波 |
| 2.2.3 多变量联合的经验正交函数MEOF |
| 2.2.4 径向风方程诊断 |
| 2.3 数值模式介绍 |
| 第三章 西北太平洋和北大西洋背景场对热带气旋尺度的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 模式及试验设计 |
| 3.2.1 模式参数 |
| 3.2.2 西北太平洋和北大西洋的气候平均态 |
| 3.2.3 初始涡旋 |
| 3.2.4 试验设计 |
| 3.3 西北太平洋和北大西洋背景场对热带气旋尺度的影响 |
| 3.4 背景场中不同物理量对热带气旋尺度的相对贡献 |
| 3.4.1 绝对湿度 |
| 3.4.2 温度廓线和环流场 |
| 3.4.3 背景场影响热带气旋尺度R17的物理机制 |
| 3.5 本章小结与讨论 |
| 第四章 西北太平洋和北大西洋初始扰动种类对热带气旋尺度的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 模式及试验设计 |
| 4.2.1 模式参数 |
| 4.2.2 西北太平洋和北大西洋的天气尺度扰动:天气尺度波列和东风波 |
| 4.2.3 试验设计 |
| 4.3 天气尺度波列及东风波对热带气旋尺度的影响 |
| 4.4 天气尺度扰动影响热带气旋尺度的物理机制 |
| 4.5 本章小结与讨论 |
| 第五章 积云参数化方案对热带气旋尺度收敛性的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 模式设置和试验设计 |
| 5.3 使用不同积云参数化方案的模式收敛性 |
| 5.4 不同积云参数化方案下热带气旋内核尺度不收敛的原因分析 |
| 5.5 本章小结与讨论 |
| 第六章 总结与讨论 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 本文创新点 |
| 6.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（8）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 |
（9）西北太平洋上层海洋对热带气旋的响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 热带气旋 |
| 1.1.2 海洋对热带气旋的响应 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.3 主要研究内容 |
| 第二章 数据介绍 |
| 2.1 热带气旋数据集 |
| 2.2 海面高度异常数据 |
| 2.3 海表温度数据 |
| 2.4 Argo资料数据 |
| 第三章 西北太平洋海面高度异常对热带气旋的响应 |
| 3.1 合成方法介绍 |
| 3.2 海面高度异常对热带气旋响应的合成结果分析 |
| 3.2.1 海面高度异常对热带气旋响应的空间分布 |
| 3.2.2 热带气旋路径中心海面高度异常随时间变化 |
| 3.2.3 热带气旋的风速对海面高度异常的影响 |
| 3.2.4 热带气旋的移动速度对海面高度异常的影响 |
| 3.3 本章小结与讨论 |
| 第四章 西北太平洋海表温度对热带气旋的响应 |
| 4.1 海表温度对热带气旋响应的合成结果分析 |
| 4.1.1 海表温度对热带气旋响应的空间分布 |
| 4.1.2 热带气旋路径中心海表温度随时间变化 |
| 4.1.3 热带气旋的风速对海表温度的影响 |
| 4.1.4 热带气旋的移动速度对海表温度的影响 |
| 4.2 本章小结与讨论 |
| 第五章 上层海洋温盐结构对热带气旋的响应 |
| 5.1 方法介绍 |
| 5.2 5-200m深度上温度剖面对热带气旋的响应 |
| 5.3 5-200m深度上盐度剖面对热带气旋的响应 |
| 5.4 本章小结与讨论 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 本文工作总结 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 发表文章目录 |
| 致谢 |
（10）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 |
四、热带气旋的结构对其移动影响的动力分析（论文参考文献）
- [1]西北太平洋季风涡旋和高层冷涡影响热带气旋强度及路径的机理研究[D]. 闫梓宇. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [2]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)
- [3]高风速下表面波的动量及能量调控作用对上层海洋流场的影响[D]. 李向一. 南京信息工程大学, 2021
- [4]东海黑潮与热带气旋相互作用的数值模拟与诊断分析[D]. 余洋. 南京信息工程大学, 2021
- [5]基于Argo资料的西北太平洋上层温盐对热带气旋的三维响应特征分析[D]. 谢晓丽. 广东海洋大学, 2021
- [6]ECMWF模式对西北太平洋热带气旋生成的预报能力及物理过程研究[D]. 梁梅. 广东海洋大学, 2021(02)
- [7]西北太平洋和北大西洋热带气旋尺度差异的机理研究[D]. 马晨. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [8]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)
- [9]西北太平洋上层海洋对热带气旋的响应[D]. 王雪. 自然资源部第一海洋研究所, 2021(01)
- [10]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)