一、青藏高原冬季热状况对赤道太平洋纬向风异常的影响（论文文献综述）
刘婧晨,管晓丹,曹陈宇,甘泽文,孔祥宁,石瑞,黄建平,黄小倩[1]（2021）在《青藏高原冬季热源多尺度变化及影响因素分析》文中进行了进一步梳理利用日本气象厅提供的JRA-55再分析资料,对1980-2017年青藏高原冬季热源的时空特征进行了分析.小波分析结果表明,青藏高原的冬季热源在年际尺度上存在阶段性周期变化,其中在4～8 a尺度上的周期振荡较为明显;在年代际尺度上热源具有持续的周期变化特征,在10～16 a尺度上周期振荡最为剧烈,具有12 a左右的主周期.利用集合经验模态分解和小波相干谱探讨了冬季厄尔尼诺-南方涛动（ENSO）和北大西洋涛动（NAO）与青藏高原热源变化之间在多时间尺度上的关系.冬季ENSO和NAO与青藏高原热源之间最显着的联系主要发生在年代际尺度上, ENSO与热源存在连续显着的滞后相关,而NAO与热源存在长时间的显着正相关.在年际尺度上, ENSO和NAO与青藏高原热源之间存在不同的阶段性相关关系.
张璐[2]（2020）在《青藏高原中东部地表感热趋势转折特征及与不同阶段海温异常的联系》文中指出本文利用1982-2018年卫星遥感归一化地表植被指数（NDVI）资料结合台站资料计算了青藏高原（以下简称高原）70个站逐日地面感热通量序列,首先利用旋转经验正交函数（REOF）分解方法对高原感热通量进行气候分区,接着利用气候变化趋势转折判别模型（PLFIM）分析了高原四季及年平均4个分区和70个站点的感热通量趋势转折特征,并利用多元线性回归方差分析方法定量研究了地气温差和地面风速对感热变化的相对贡献,最后讨论了气候背景场对高原感热趋势转折的可能影响以及不同阶段春季感热变化主模态与海温外强迫的联系。主要结论有:（1）高原年平均感热场可划分为4个气候区:Ⅰ区为高原北部区,Ⅱ区为高原东部区,Ⅲ区为高原西南区,Ⅳ区为高原东南区。整体来看,高原冬、春和夏季及年平均感热均在2001年发生趋势转折,秋季稍早为2000年;分区域来看,不同季节感热均在Ⅱ区转折时间最早,Ⅲ区转折时间最晚;分季节来看,春季Ⅱ区转折时间最早（1997年）,冬季Ⅲ区最晚（2004年）。（2）高原感热趋势转折前,地气温差对冬季感热的变化有主要贡献,地面风速对夏季感热变化有主要贡献,春、秋季和年平均感热的变化受地气温差和地面风速的共同影响;转折后,地气温差对各季节感热变化的贡献率明显增强。高原感热通量趋势转折的关键区主要分布在Ⅱ区和Ⅲ区。（3）在大气环流背景场上,2000年之前,北半球中纬度（25-40°N）西风急流偏弱且急流轴位置偏南,同时高原北（南）部到高（低）纬度地区温度均异常偏高（低）,经向温度梯度和气压梯度减小,从而使得这一时期高原地面风速持续减小,高原感热呈逐年下降趋势;2000年之后与之前相反,高原风速的减小趋势在这一时期得到缓解,并逐渐转变为增加趋势,进而造成了高原感热变化趋势的转折。（4）高原春季感热趋势转折前,感热的“全场一致型”主要受ENSO的调制作用,其中以Nino3区的海温异常关系最为显着,春季感热的一致型变化多发生在厄尔尼诺的发展阶段;转折后,高原感热“南北反相”型变化主要受北大西洋三极型海温异常NAT的调制,春季感热“北强南弱”对应北大西洋NAT的负位相并自冬到春逐渐增强。
薛殷宗[3]（2020）在《ENSO事件对青海湖水位变化影响的研究》文中进行了进一步梳理青海湖位于青藏高原高寒区、西北干旱区和东部季风区的交汇处,属于全球气候变化的敏感区和生态系统的典型脆弱区。湖泊水位的变化对青藏地区和西北地区的生态建设和可持续发展有着重要的意义。本文利用国家气候中心、青海湖水利信息网、NCEP/NCAR—Ⅱ再分析资料以及哈德来中心的SST数据,采用相关分析、合成分析、回归分析、EOF分解等方法讨论青海湖地区降水、温度以及水位的变化特征和总体趋势,重点分析近31年来ENSO事件对湖泊水位变化的影响。得出如下结论:1.近31年来青海湖流域气温变化趋势总体上与全球变暖相一致,降水则经历由减少向增加的转变,特别是进入21世纪以来降水的增加趋势日益显着,青海湖流域气候逐渐向暖湿化方向发展。2.近31年来青海湖水位变化明显,从20世纪80年代末到21世纪初,青海湖的水位呈下降趋势,但从2003年开始水位呈上升趋势。通过Mann-Kendall突变检验发现自2005年以来青海湖水位上升速度显着增加,青海湖水位上升幅度加大。3.青海湖水位的年际变化与流域降水量变化在0.05置信度水平显着正相关,流域降水异常引起湖泊水位的波动。4.根据31年来ENSO事件发生的时间、强度及分布,分析表明ENSO事件发生的频次和强度总体上呈现上升趋势,统计表明近年来厄尔尼诺事件的发生频率以及强度均大于拉尼娜事件发生频率和强度。5.中等强度及以上的ENSO事件与降水之间显着相关。研究表明,厄尔尼诺事件强度越大,青海湖流域在事件峰值的次年降水量减少越明显。拉尼娜事件强度增强,则青海湖流域在事件峰值的次年降水增加趋势明显。6.分析表明ENSO事件与青海湖水位变化存在相关性,中等强度及以上的ENSO事件与青海湖水位变化显着相关,而弱ENSO事件与水位变化相关性不显着。7.ENSO事件对青藏高原上空100hpa高度场的分布具有显着影响,中等强度以上拉尼娜事件峰值的次年夏季,南亚高压的位置偏东、偏北,青海湖流域上空200hpa-100hpa高度高压呈增强趋势;600hpa高度场气压表现为负距平,气旋性上升气流加强,夏季降水量增加明显,湖泊水位上升。8.ENSO事件与高原夏季风开始的时间和强度具有显着相关性。中等强度以上拉尼娜事件峰值的次年4月赤道太平洋高层西风距平加强,低层东风距平增强,赤道印度洋高层盛行东风距平,高原夏季风加强。在青海湖流域600hpa高度上东风和南风距平增加,大气水汽输送量增加,降水增多,青海湖的水位呈上升的态势。与此相应,强厄尔尼诺事件次年高原季风减弱青海湖水位上升趋势变慢甚至呈现下降趋势。
黄建平,陈文,温之平,张广俊,李肇新,左志燕,赵庆云[4]（2019）在《新中国成立70年以来的中国大气科学研究:气候与气候变化篇》文中指出气候与气候变化一直是大气科学的重点研究领域,为回顾新中国成立70年以来中国在气候和气候变化研究领域的发展概况,中国科学家对国际大气科学和全球气候变化研究所做的贡献,分析气候与气候变化研究领域的发展趋势,提出前瞻性的科学问题,本文根据正式发表的文献对以上的内容进行梳理,从以下6个方面进行了总结:（1）气候研究,（2）青藏高原对中国气候的影响,（3）季风对中国气候的影响,（4）大气活动中心与西风带对中国气候的影响,（5）气候动力学与气候模式的发展,（6）气候变化研究,并在此基础上提出前瞻性的科学问题.
陈琳[5]（2019）在《全球变暖低增温情景下东亚夏季风的变化及可能原因》文中研究说明东亚夏季风（EASM）是北半球夏季最活跃的地球气候系统之一,有重要的经济社会影响。异常夏季风会导致洪涝、高温灾害等极端天气事件的发生。本文主要基于CESM1-CAM5模式的低增温情景实验（1.5deg NE、1.5deg OS和2deg NE）和历史气候实验,来研究全球变暖低增温情景下东亚夏季风的变化及可能原因。本文评估了CESM1-CAM5对东亚夏季风的模拟能力,探究了三种低增温情景下东亚夏季风及其降水的变化和可能原因,比较了低增温情景下与高低增温情景下东亚夏季风降水变化的差异,并探究了低增温情景下东亚夏季风降水对CO2浓度上升下降的非对称响应及可能原因。本文得出的主要结论如下:（1）CESM1-CAM5模式能够较好模拟出东亚-西北太平洋地区夏季降水的气候态,且合理地再现了东亚夏季风及其降水相关结构图。因此,利用该模式预估21世纪东亚夏季风及相关降水的变化是可信的。（2）在2006-2100年,实验的平均结果表明,在三种低增温情景下,EASM强度及其相关降水在东亚大部分地区都有增加的趋势。2006-2100年,EASM降水带位置与当今气候（1980-2005年）相比没有显着的变化。未来EASM强度和EASM降水的变化在这三种低增温情景之间没有明显差异。（3）通过水汽收支诊断得出,相对于当今气候（1980-2005年）,1.5deg NE、1.5deg OS和2.0deg NE情景中21世纪最后30年东亚夏季降水增加的主要原因是异常垂直运动、蒸发和异常湿度垂直输送的变化。且这三项的贡献在三种低增温情景下依次增加。在三种情景之间,异常垂直运动、蒸发和异常湿度垂直输送的贡献没有明显差异。三种低增温情景下,异常垂直运动和蒸发的贡献都大于异常湿度垂直输送项。（4）基于高低增温情景下东亚夏季风降水的比较得出,在典型浓度路径（RCP）8.5情景下,21世纪末EASM降水增加的趋势明显强于三种低增温情景。水汽收支诊断方程各项的贡献也都大于三种低增温情景。在RCP8.5情景下,影响东亚夏季风降水的主要原因是垂直运动、湿度和蒸发的变化。其中湿度变化的贡献明显大于三种低增温情景中的贡献。（5）在三种低增温情景中,CO2浓度存在着上升和下降的过程,我们发现东亚夏季风降水的响应对CO2浓度上升和下降期存在着非对称性。由海洋混合层热收支分析得出,在三种低增暖情景下,赤道偏西太平洋平均经向环流、纬向平流的异常引起了赤道太平洋海温的异常分布,该异常分布又影响到西太平洋降水的异常,进而激发类似PJ遥相关异常,最终导致东亚夏季降水的非对称。
钱代丽[6]（2019）在《印度洋—太平洋热带区域异常热力强迫对夏季西太平洋副热带高压变化的影响机理研究》文中认为利用NCEP/NCAR逐月再分析、NOAA海温、Hadley海温、美国气候预测中心（Climate Prediction Center,CPC）Nino3.4指数、中国国家基本站观测数据、国家气候中心提供的西太平洋副热带高压（West Pacific Subtropical High,以下简称“西太副高”或“WPSH”）特征指数等资料,采用了经验正交分解（Empirical Orthogonal Function,EOF）、小波分析、功率谱分析和回归分析等方法,研究了印度洋-太平洋热带区域异常热力强迫对夏季西太平洋副热带高压变化的影响和作用机理。主要结果如下:（1）前期热带印度洋（Indian Ocean,IO）与太平洋（Pacific Ocean,PO）对夏季西太平洋副热带高压面积变动存在显着的联合影响。热带中印度洋（Central Tropical Indian Ocean,CTI）与赤道中太平洋（Central Equatorial Pacific,CEP）是影响夏季西太副高的关键海区,且初春CTI海温异常（Sea Surface Temperature Anomaly,SSTA）与夏季WPSH的年（代）际变化关系表现得更为密切。热带印度洋-太平洋（Indo-Pacific Oceans,以下简称“印-太”或IP）海温联合异常导致的辐散强迫出Gill型反气旋,并随辐散中心的移动而移至西北太平洋副热带地区;同时,CTI偏暖激发的Kelvin波东传,导致在南海西太平洋低纬的反气旋性切变增强,从而在西北太平洋上加强了由于Gill响应而形成的异常反气旋;增强了的反气旋异常进一步通过Ekman抽吸加强了夏季风经向环流,在WPSH活动区出现了显着异常下沉,使得对流层低层制造出负涡度异常。以上三种机制的联合作用导致了副高增强,面积偏大。（2）ENSO背景下的夏季印度洋海盆尺度模（Indian Ocean basin mode,IOBM）与独立于ENSO的IOBM（Pure IOBM,IOBM＿P）对西太副高的影响机理不同。滤除前期ENSO信号后,西北太平洋上为冷SSTA,并在其西北侧强迫出Gill型反气旋。另IO与海洋性大陆（Maritime Continent,MC）间存在西高东低的海温异常梯度,印度洋暖SSTA激发出的赤道Kelvin波影响至MC西部地区,强迫出的异常大气环流关于赤道基本对称。加之此时我国南海至西北太平洋地区降水偏弱,潜热释放偏少,从而非绝热冷却,导致西太副高异常偏强、偏南。而在前期El Ni（?）o的影响下,来年夏季IO与MC地区均有利于出现暖海温异常,Kelvin波的影响偏强偏东,强迫出的异常环流偏在北半球,通过“Ekman抽吸”和非绝热冷却在对流层低层制造出异常负涡度进而影响西太副高,使其明显偏强、偏西、偏南。由于IOBM＿P在2年和8年周期上对西太副高的影响最明显,而ENSO信号中主要是3-7年的短周期振荡,因此,ENSO背景下的印度洋增暖对WPSH的遥强迫实际包含了来自热带中太平洋的3-7年周期信号的滞后影响和印度洋地区局地变化特别是2年和8年周期变化的作用。（3）超强与普通厄尔尼诺两类事件的不同生命阶段内海表及次表层特征存在显着差异,其对西太副高的影响亦存在显着不同。对超强厄尔尼诺事件而言,正SSTA发展早且迅速,正SSTA大值中心偏东,纬向梯度强,但对普通厄尔尼诺事件而言,其正SSTA中心偏西,纬向梯度小。厄尔尼诺事件的发展源于次表层海温异常（Subsurface Ocean Temperature Anomaly,SOTA）随开尔文波东传并沿温跃层上升到达海表所致,其波动前部区域异常垂直海流对SOTA的变化起到重要作用;当海气激烈耦合时,可在温跃层激发出更强的海洋波动,使得次表层变暖更明显,发展出强的厄尔尼诺事件。海温异常强迫出的大气异常环流的强度与强迫源的强度关系密切。两类厄尔尼诺均能通过异常的沃克环流引起大气Gill型响应,使得西太副高偏强、西伸,且当超强厄尔尼诺发生时,异常沃克环流更强,海洋性大陆区域上空的异常强辐散导致Gill型响应而产生的反气旋更强,对西太副高的影响更甚。印度洋SST对厄尔尼诺的滞后变暖所带来的影响在上述亚太大气环流的持续异常中起到重要作用。这些结果有利于加深对不同类型厄尔尼诺事件及影响西太副高机理的认识。（4）东南热带印度洋与热带西太平洋海表温度异常梯度有利于引起WPSH脊线位置异常变动。2018年夏季,由于WPSH活动极端偏北,使得华北、东北以及朝鲜-日本南部一带的气温年际正异常最为明显。究其原因,是西北太平洋（Northwest Pacific Ocean,NWPO）与东南印度洋（Southeast Indian Ocean,SEIO）上东高西低的SSTA梯度,强迫中南印度洋至西北太平洋间在垂直方向上维持一个气旋式环流异常,促进西北太平洋上的低空异常辐合,并通过Gill响应,异常辐合区西北侧被迫出现一支异常的气旋式环流。这支异常的气旋向北侧传递Rossby波扰动能量,进而在我国华北至东北地区激发出异常的Rossby波反气旋,导致WPSH活动极端偏北,造成当地异常的下沉增温。可见夏季NWPO与SEIO间的SSTA梯度对同期WPSH的南北异常活动存在重要影响。（5）使用关键海区SSTA指数,以及与夏季WPSH异常有密切联系的热带印-太海洋SSTA典型模态,分别构建夏季WPSH面积、强度和西脊点的预测模型。根据热带印-太海洋上对WPSH变动存在重要强迫影响的关键海区SSTA指数,以及与夏季WPSH强度和位置变化有着密切联系的热带印-太海洋SSTA典型模态,分别选取预报因子,可构建夏季WPSH特征指数的回归模型。模型能很好的拟合1981-2010年夏季WPSH面积、强度和西脊点的特征。但相比使用关键区海温异常指数所构建的模型的预报,基于热带印-太海洋SSTA典型模态所构建的预测模型更稳定,对2011-2018年的模拟预报结果更接近实况。这其中又以西脊点的预报效果最好。表明该模型在进行夏季西太副高的预报中具有重要的实际应用价值。
刘煦[7]（2015）在《北太平洋海温年代际变化对大气水循环因子的影响研究》文中研究表明本文利用美国环境预测中心/国家大气研究中心（NCEP/NCAR）再分析资料、哈德莱中心逐月海表面温度资料,以及全球降水气候中心的月平均降水数据,针对北太平洋海温年代际异常的前两个主要模态——太平洋年代际振荡（PDO）和北太平洋涡旋振荡（NPGO）,分析了与这两种海洋年代际异常信号相联系的北太平洋地区大尺度大气环流、不同时间尺度水汽输送以及大气河流异常特征,基于大气水汽收支方程探讨了 PDO和NPGO对泛北太平洋地区冬季降水异常的影响和可能途径。在PDO正位相时期,500hPa位势高度场异常表现为一种类PNA（Pacific-North America）的遥相关分布型,副热带急流增强并向下游方向延伸。在NPGO正位相时期,500hPa位势高度场异常在北太平洋区域表现为南北偶极型的分布,副热带急流北移。不论PDO还是NPGO模态,大气斜压性、风暴轴以及低层的向极水汽、热量输送的异常变化都与250hPa纬向风场的异常相对应。在PDO正位相时期,时间平均水汽输送（?）所对应的纬向输送在30°N增强,在东北太平洋则有所减弱;天气尺度水汽输送（?）则表现为40°N以北（南）的向极输送的减弱（增强）。在NPGO正位相时期,IVTm所对应的纬向水汽输送在20°N以南以及45°-50°N都有所增强;对于低频尺度的水汽输送（?）,则表现为北美西岸的海洋向大陆的输送的减弱;而对于（?）,30°N以南的向极输送减弱。此外,不论是在PDO还是NPGO正位相时期,（?）的向极输送都是减弱的。对于大气河流（AR）,在PDO正位相时期,北太平洋AR带的东段南移,而在NPGO正位相时期,北太平洋AR带整体向北移动。在PDO正位相时期,西西伯利亚东部、阿拉斯加湾沿岸和北美西南部地区降水明显增加,而我国东部和40°-50°N北美西岸降水异常减少。在NPGO正位相时期,南海周围岛屿地区、我国华北平原地区以及45°N以北的北美大陆西岸降水明显增多,东北亚、青藏高原南侧至我国华南地区、以及45°N以南的北美大陆西岸则是降水异常减少区。根据大气水汽收支方程,降水的异常主要取决于水汽输送通量散度项和地面蒸发项的异常。在PDO正位相时期,水汽输送通量异常辐合加上地面蒸发增多均有助于西西伯利亚东部和北美西南部地区降水增加,而水汽输送通量异常辐散与地面蒸发减少可导致我国东部地区降水异常减少,在40°-50°N北美西岸,水汽输送通量异常辐散导致的降水减少作用超过了蒸发增加的作用。在NPGO正位相时期,水汽输送通量异常辐散加上地面蒸发异常减少是造成东北亚以及45°N以南的北美大陆西岸降水异常减少的因素,在青藏高原南侧至我国华南地区,水汽输送通量异常辐散导致的降水减少作用超过了蒸发增加的作用。在阿拉斯加的大部分区域,不论是在PDO还是NPGO正位相时期,降水异常主要取决于水汽通量散度或地面蒸发异常的其中一项。
钟珊珊[8]（2011）在《青藏高原大气热源结构特征及其对中国降水的影响》文中提出本文利用NCEPI、ECMWF （ERA）逐日再分析资料计算了大气视热源,采用近年来有关高原实验的实测资料,特别是垂直探空资料以及卫星遥感资料对高原视热源加热率垂直廓线的合理性进行了客观的检验和判断。在此基础上,探讨了青藏高原大气热量源汇的水平、垂直结构特征,揭示了其对我国天气气候的影响。主要结论如下：（1）在3公里以上的高原大部分地区以干对流为主,最大加热高度位于对流层中层的近地面,感热加热的贡献大于潜热加热。在最大加热层上,亚洲季风区强度最大范围最广的加热率中心位于青藏高原上空,而以潜热为主的整层积分的最大加热中心位于孟加拉湾地区北部至高原南侧上空。（2）在高原范围,采用ERA和NCEP/NCAR计算的加热廓线的垂直分布基本合理,ERA计算的结果较NCEP的更接近观测事实。月平均最大加热率高度基本位于500-600hPa之间,但逐日加热廓线却显示高原大气不仅存在低层加热还存在较高层加热。（3）高原热源/汇的变率及热源高度季节进程的最强信号都表现为1990前后的气候突变。突变前,高原大气热源高度偏高,冷源向热源的转换时间早,持续时间长,则纬向海陆热力差异强度在春季偏强而夏季偏弱,江南降水春季偏早偏多,而夏季偏少。突变后,情况相反。高原整层大气热源<Q1>的年际变率最强异常值出现在高原中部偏南和高原的东南部。（4）数值试验表明,通过升高春季西太平洋副热带地区海表面温度可引起同期东亚—西太平洋副热带纬向海陆热力差异减弱,进而引起3-4月中国大陆东部20°-30°N范围内的850 hPa西南风强度减弱,与之相应的3-4月发生在30°N以南地区的降水量明显减少。在此过程中,青藏高原东南侧的低涡强度减弱,该低涡与西太平洋副热带高压之间的位势梯度减小,中低纬度西太平洋副热带高压强度减弱,其北侧的西南风强度相应减弱,因此西南暖湿气流输送也随之减弱,造成江南地区的水汽通量辐合强度明显减弱,这种环流分布状况将不利于出现较强的江南春雨,导致江南春雨强度明显减小。
余莲[9]（2011）在《青藏高原地区气候变化的特征及数值模拟研究》文中研究表明在过去的几十年间,青藏高原地区的气候发生了明显的变化。主要表现为,青藏高原温度呈上升趋势,最低温度上升快于最高温度,二者呈非对称变化；青藏高原降水和积雪呈增加趋势,青藏高原多年冻土呈退化状态；各变量的变化不仅有季节性的差异,还存在区域性的差异。本文通过EOF、小波和突变等多种分析方法,对青藏高原过去几十年的气候变化及其与大气环流和海温的联系进行了进一步的分析研究；利用RegCM3区域气候模式对青藏高原气候变化做了模拟分析,在对模拟结果进行订正的基础上,对青藏高原地区21世纪气候变化做了初步预估。首先,对青藏高原地区过去46年（1961-2006年）的温度、降水、积雪和冻土的变化进行了EOF、小波和突变等分析。结果表明：1)青藏高原东部地区的温度、最低温度和最高温度在过去几十年处于上升状态,且在1986前后温度存在一个较为显着的突变；青藏高原北部地区的升温率大于青藏高原南部；青藏高原东部降水呈增加趋势在1986年前有后也存在着一个显着的变化。青藏高原南部降水增加趋势大于青藏高原北部；青藏高原东部积雪呈增加趋势,同样在1986年前后有存在显着变化,而且在空间上也存在着显着差异：在塔里木盆地西部、河西走廊地区、唐古拉山脉以东和巴颜喀拉山以南地区呈现减少趋势；在准噶尔盆地、天山山脉、塔里木盆地中东部、青藏高原南部、祁连山脉的大片区域则呈现增加趋势；多年冻土处于退化状态,退化的敏感区域主要在季节性冻土分布区。2)过去几十年温度和降水的主分量分析结果表明,温度第1特征向量全场表现为一致的特征,表明青藏高原地区温度变化在空间上具有一致性,对应的时间系数在1986年之前为负,1986之后转为正；温度第2特征向量在研究区域内呈现为西北-东南（正-负）的分布型。降水第1特征向量全场同样表现为全场一致的正值,表明降水变化在空间上也是一致的,对应的时间系数呈上升趋势,表明降水表现出上升的趋势,同样在1986年出现分界。3)对温度和降水等的突变用Mann-Kendall和滑动t检验方法进行检测的结果和周期分析表明,温度在1986年发生突变,这与温度EOF分析第1特征量的时间系数的变化相对应,而年降水量则没有检测到明显的突变；对温度和降水的小波分析发现,准3年周期在各阶段度都比较明显,在1980年到1990年则存在着较为显着的5-8年的振荡。高原的温度和降水和高原北部、北太平洋、西太平洋及暖池附近的200hPa纬向风正相关,与青藏高原北侧的200hPa纬向风呈反相关。青藏高原的升温,和200hPa纬向风、暖池附近的海温等都有密切关联。表现为青藏高原以北的西风急流的增强、南支东风急流的减弱,低纬度西太平洋地区东风减弱,赤道地区和青藏高原地区的位势高度场增大,西太平洋的水汽增加,而印度洋水汽减少。青藏高原地区温度和降水与西太平洋和印度洋地区的海温有着密切联系。因此,利用数值模拟对此进行了验证,使用CAM3.0的数值试验的结果揭示出,暖区海温的升高会引起中纬度西风急流和低纬度东风的变化。但是,暖池SST和青藏高原地区的最低温都和温度的变化并非直接关联,暖区的SST引起了热带东风的强度和范围的变化,东风的位置和强度变化又通过某种机制又引起了中纬度西风急流入口（新疆北部脊）、印度大陆上空的东风的变化。而中、低纬度的东、西风急流的变化引起青藏高原地区的最低温度和温度的变化。利用区域气候模式RegCM3对青藏高原地区气候进行了数值模拟研究,首先检验了作为制约降水的主要过程的积云参数化方案的检验,结果显示,作为动力降尺度的主要工具,RegCM3相比MICRO3.2 （SRES A1B）显着的改进了GCM的模拟结果,尤其对地形复杂的天山、塔里木盆地、准噶尔盆地、昆仑山、冈底斯山脉和青藏高原东南部地区的温度和降水细节分布上的模拟要明显好于GCM模拟结果。结果也显示出,在冬半年降水量的模拟结果好于春秋两个过渡季节,而这两个季节恰好是青藏高原地区土壤冻融、积雪和融雪等变化较大的季节。虽然RegCM3对青藏高原地区及其周围的温度和降水等的模拟与观测比较一致,但是温度和降水存在在系统性的偏差,尤其是地形起伏较大区域,若直接使用模式结果会有较大误差。因此我们对RegCM模拟结果进行后验订正,订正的结果表明,订正后温度和降水的绝对误差减小,相关系数提高。未来90年中,升温是主导趋势,温度以0.28℃/10a的速率上升,且在2052年有一个明显的转折；降水也呈增加趋势,但转折出现在2047年前。在空间分布上,温度在整个青藏高原地区都处于上升阶段,青藏高原北部的升温率大于青藏高原南部,天山及其以北地区是升温率高值区。年降水在整个青藏高原主体部分都呈现出增加趋势,塔克拉玛干沙漠、准噶尔盆地东部和雅鲁藏布江大拐弯处有弱的减小趋势,青藏高原南部地区的增加幅度要大于青藏高原北部。积雪在青藏高原则呈减少趋势的,青藏高原主体部分的积雪减少较快,在天山、昆仑山、祁连山、巴颜喀拉山、冈底斯山脉、怒江和金沙江是未来积雪减少的主要区。
肖天贵[10]（2011）在《东亚夏季风年代际变化的波包传播特征及其影响研究》文中指出东亚季风变化及其影响是中国气候最主要的特征之一,尤其是东亚夏季风是影响中国夏季降水分布的最重要因子。东亚夏季风的年代际变化异常不仅影响中国气候的年际和年代际变化,而且对世纪时间尺度的中国降水也有明显影响,因此,加强东亚夏季风年代际变化规律及其影响的研究具有重大意义。本文基于广泛使用的NCEP/NCAR再分析资料,利用波包传播诊断方法（WPD）及相关的统计方法,诊断分析和讨论了东亚夏季风年代际变化特征、环流异常与扰动波能分布及波能传播特征,并从波能传播的角度研究了其变化机制。（1）多尺度扰动波包气候平均表明,全球扰动波包基本都呈纬向带状分布,在由冬到夏季节转变过程中,赤道地区波包大值区加强北推可达10°N；热带和中纬度西风带扰动频繁区域往往表现为强的波包大值中心,而副热带高压控制下的主体区域往往表现为强的波包小值中心。（2）1950～2008年间的东亚夏季风呈现出显着的年代际强弱变化特征,可划分为三个年代际变化时期：1950～1965年为东亚夏季风偏强时期,1975～2008年为东亚夏季风偏弱时期,1966～1974年为东亚夏季风由偏强向偏弱发生年代际强弱转变的转换时期。合成分析表明,东亚夏季风偏强（弱）时期,北半球高、中、低层大气环流的主要特征为在亚洲北部地区、北非大陆为负（正）距平中心,太平洋北部地区为弱的正（负）距平,呈现出强（弱）东亚夏季风期间,亚洲、北非两地低压系统偏强（弱）,副高系统较强（弱）相反的环流变化特征。同时,还显示了强夏季风时期,低层（海平面气压、850hPa）亚洲中纬地区包括东亚季风区及北非地区是全球两个最强扰动能量中心,其次是亚洲南部的阿拉伯海、印度半岛、孟加拉湾、中南半岛到澳大利亚以北地区,印度洋北部地区、赤道太平洋地区为扰动能量较强区域。（3）东亚夏季风与大范围的扰动能量呈显着的正相关关系。扰动波包影响东亚夏季风变化的关键区,海平面和850hPa低层有东亚中纬地区（30～50°N,80～120°E）、北非地区（0-～0°N,0～40°E）和北澳越赤地区（15°S～15°N,90～120°E）；500hPa中层有东亚中纬地区（30～50°N,80～120°E）和北澳越赤地区（15°S～15°N,90～120°E）。各关键区区域平均波包往往先于东亚夏季风出现强弱位相的转换。低层（海平面气压、850hPa）东亚中纬地区、北非地区关键区均较东亚季风主体区域波包突变变化早；中层（500hPa）则热带北澳越赤关键区、东亚中纬关键区均较东亚季风主体区域波包突变早。并且关键区区域平均波包具有年代际的周期振荡变化。（4）扰动能量经、纬向传播特征显示,强东亚夏季风时期,中低层（500hPa、850hPa、海平面气压）东亚季风区扰动能量主要受来自高纬（40°～60°N）南传累积及南半球低纬的苏门答腊以南区域向北传播累积的影响,没有明显的纬向传播影响。弱东亚夏季风时期,中低层东亚中纬地区（20°～40°N）扰动能量向更低纬地区传播并减弱,期间低层东亚地区（海平面气压、850hPa）中纬（30°N）受源自西太平洋扰动能量自东向东西传播的影响,低纬0°～20°N范围内受来自北非地区扰动能量传播影响,中层（500hPa）没有表现出明显的纬向传播特征。（5）东亚夏季风年代际变化的波包传播与亚洲-太平洋流型、海温及华北、长江流域的降水分布都有显着的相关性。
二、青藏高原冬季热状况对赤道太平洋纬向风异常的影响（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、青藏高原冬季热状况对赤道太平洋纬向风异常的影响（论文提纲范文）
（1）青藏高原冬季热源多尺度变化及影响因素分析（论文提纲范文）
| 1 资料与方法 |
| 1.1 资料来源 |
| 1.2 研究方法 |
| 2 结果分析 |
| 2.1 高原冬季热源变化的基本特征 |
| 2.2 高原冬季热源的周期变化特征 |
| 2.3 ENSO、NAO与高原热源变化的关系 |
| 3 结论 |
（2）青藏高原中东部地表感热趋势转折特征及与不同阶段海温异常的联系（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 高原感热变化基本特征及趋势转折相关研究 |
| 1.2.2 高原感热相关气象要素变化特征研究 |
| 1.2.3 影响高原感热变化的可能原因研究 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 本文主要研究内容 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 经验正交函数(EOF)分解 |
| 2.2.2 气候变化趋势转折判别模型(PLFIM) |
| 2.2.3 线性回归分析 |
| 2.2.4 多元线性回归方差分析 |
| 第三章 高原感热趋势转折特征分析 |
| 3.1 高原感热的基本特征及气候分区 |
| 3.2 感热趋势转折基本特征 |
| 3.3 高原感热趋势转折的关键区 |
| 3.4 影响高原感热趋势转折的关键气象要素 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 气候背景场对高原感热趋势转折的可能影响 |
| 4.1 高原年平均感热空间特征分析 |
| 4.2 高原温度对全球变暖的响应 |
| 4.3 大气环流背景场对高原风速的影响 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 高原春季感热趋势转折前后主模态与不同海区海温异常的联系 |
| 5.1 高原春季感热时空特征分析 |
| 5.2 春季感热趋势转折前后与不同海区海温的联系 |
| 5.2.1 感热趋势转折前第一模态与ENSO的联系 |
| 5.2.2 感热趋势转折后第二模态与北大西洋NAT的联系 |
| 5.3 海温异常影响春季感热趋势转折前后模态的可能途径 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论和讨论 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 特色与创新 |
| 6.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（3）ENSO事件对青海湖水位变化影响的研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 文献综述 |
| 1.1 研究的目的和意义 |
| 1.1.1 青海湖水位变化研究进展 |
| 1.1.2 ENSO现象研究进展 |
| 1.1.3 ENSO现象和青海湖水位变化关系研究进展 |
| 1.2 问题提出 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 技术路线图 |
| 1 引言 |
| 2 资料与研究方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.1.1 青海湖地区水文气象台站资料 |
| 2.1.2 ENSO事件资料 |
| 2.1.3 海表温度数据 |
| 2.1.4 气压场和风场数据 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 趋势判定方法 |
| 2.2.2 相关分析 |
| 2.2.3 合成分析 |
| 2.2.4 EOF分解 |
| 2.2.5 Mann-Kendall突变检验 |
| 2.2.6 t检验 |
| 3 结果与分析 |
| 3.1 近31年来青海湖地区气候变化特征 |
| 3.1.1 近31年来平均气温年际变化 |
| 3.1.2 近31年来青海湖地区降水年际变化 |
| 3.2 近31年来青海湖水位变化特征 |
| 3.2.1 近31年来青海湖水位年际变化 |
| 3.2.2 青海湖水位对降水和入湖径流量的响应 |
| 3.3 近31年来ENSO事件特征 |
| 3.4 ENSO事件与青海湖地区降水变化的相关性 |
| 3.5 ENSO背景下高原气压场异常对青海湖水位的影响 |
| 3.5.1 ENSO事件背景下高原气压场位置变化 |
| 3.5.2 纬向环流的变化对气压场影响 |
| 3.5.3 大气热源异常对气压场影响 |
| 3.5.4 经向环流异常对气压场影响 |
| 3.6 ENSO背景下高原风场对青海湖水位的影响 |
| 3.7 ENSO事件与青海湖水位变化相关性 |
| 4 讨论 |
| 4.1 青海湖流域气候变化趋势 |
| 4.2 青海湖水位变化的影响因素 |
| 4.3 弱ENSO事件对青海湖流域降水及水位变化影响 |
| 4.4 ENSO事件对高原夏季风影响机理的探讨 |
| 5 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（4）新中国成立70年以来的中国大气科学研究:气候与气候变化篇（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 气候研究 |
| 3 青藏高原对中国气候的影响 |
| 4 季风对中国气候的影响 |
| 5 大气活动中心与西风带对中国气候的影响 |
| 6 气候动力学与气候模式的发展 |
| 7 气候变化研究 |
| 8 总结与展望 |
（5）全球变暖低增温情景下东亚夏季风的变化及可能原因（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 东亚夏季风的变化特征 |
| 1.2.2 全球变暖背景下东亚夏季风的变化及机理 |
| 1.2.3 巴黎协定温度目标及其与以往全球增暖情景的区别 |
| 1.3 拟解决的科学问题与内容安排 |
| 1.3.1 科学问题的提出 |
| 1.3.2 论文内容安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 相关 |
| 2.2.2 标准差 |
| 2.2.3 经验正交函数分解(EOF) |
| 2.2.4 T-test |
| 第三章 低增温情景下东亚夏季风的响应及可能原因 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 方法 |
| 3.2.1 季风指数 |
| 3.2.2 水汽收支公式 |
| 3.3 CESM1-CAM5 对东亚夏季风的模拟评估 |
| 3.4 低增温情景下东亚夏季风的响应 |
| 3.5 高低增温情景下东亚夏季风降水的比较 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 低增温情景下东亚夏季风降水对CO2浓度上升下降的非对称响应 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 方法 |
| 4.2.1 波活动通量 |
| 4.2.3 海洋混合层热收支方程 |
| 4.3 东亚夏季降水的非对称性响应 |
| 4.4 非对称响应的可能原因 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 需要进一步研究的问题 |
| 参考文献 |
| 作者在读期间科研成果简介 |
| 致谢 |
（6）印度洋—太平洋热带区域异常热力强迫对夏季西太平洋副热带高压变化的影响机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的和意义 |
| 1.1.1 国家需求 |
| 1.1.2 科学意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 西太平洋副热带高压形成、结构特征与自身活动规律的研究 |
| 1.2.2 海陆热力强迫对西太平洋副热带高压的影响研究 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 研究内容与章节安排 |
| 第二章 热带印度洋与太平洋海温异常对夏季西太平洋副热带高压面积变动的联合影响 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 资料和方法 |
| 2.3 WPSH面积的异常变化与印-太热带区域SSTA的联系 |
| 2.3.1 影响WPSH面积异常的关键海区 |
| 2.3.2 WPSH面积的异常变化与印-太热带区域SSTA的联系 |
| 2.4 海温异常影响副高面积变化的机制 |
| 2.4.1 与WPSH异常相联系的SSTA分布型 |
| 2.4.2 联合影响机制 |
| 2.5 结论与讨论 |
| 第三章 滤除ENSO信号前后夏季热带印度洋海盆尺度海温异常对西太平洋副热带高压的不同影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料和方法 |
| 3.3 独立于ENSO的热带印度洋海盆尺度异常信号对WPSH的影响 |
| 3.3.1 独立于ENSO的 IOBM异常信号 |
| 3.3.2 IOBM_P与 WPSH异常活动的关系 |
| 3.4 可能的机制 |
| 3.4.1 IOBM SSTA对低层环流的影响 |
| 3.4.2 WPSH活动区内异常产生的原因 |
| 3.5 结论与讨论 |
| 第四章 超强与普通厄尔尼诺海-气特征差异及对西太副高的不同影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 资料和方法 |
| 4.3 两类厄尔尼诺事件的异常特征对比 |
| 4.3.1 海表异常特征对比 |
| 4.3.2 次表层异常特征对比 |
| 4.4 两类厄尔尼诺事件对西太副高的不同影响 |
| 4.5 结论与讨论 |
| 第五章 热带印-太海洋异常热力强迫对夏季西太副高脊线变动的影响:以2018 年为例 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 资料和方法 |
| 5.3 东亚极端高温热浪天气与WPSH的异常 |
| 5.4 导致副高异常偏北的可能原因 |
| 5.4.1 与WPSH异常偏北相联系的准定常Rossby波活动 |
| 5.4.2 热带异常强迫 |
| 5.4.3 异常海洋强迫与环流异常的持续性 |
| 5.4.4 四种海温异常信号与WPSH脊线位置南北变动的关系对比 |
| 5.5 结论与讨论 |
| 第六章 基于热带印-太海洋热力异常影响的夏季西太副高预测模型构建 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 资料和方法 |
| 6.3 基于热带印-太海洋SSTA典型模态构建预测模型 |
| 6.4 使用关键区海温异常指数构建预测模型 |
| 6.5 结论与讨论 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 未来工作展望 |
| 附录 A |
| 附录 B |
| B.1 热带印-太海洋热力异常的典型模态 |
| B.2 与观测的海温异常信号的关系 |
| B.3 与夏季WPSH异常变动的可能联系 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（7）北太平洋海温年代际变化对大气水循环因子的影响研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 年代际变化的研究进展 |
| 1.2.1 北太平洋海温年代际变化特征 |
| 1.2.2 北太平风暴轴及其年代际变化 |
| 1.2.3 北半球水循环及其年代际变化 |
| 1.2.4 大气河流与北太平洋海温年代际变化 |
| 1.3 存在问题及本文研究内容 |
| 参考文献 |
| 第二章 PDO、NPGO与大尺度环流、风暴轴及水汽输送异常 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 资料和方法 |
| 2.2.1 资料 |
| 2.2.2 方法 |
| 2.3 北太平洋海温年代际变化特征 |
| 2.4 不同海温年代际背景下的大尺度环流及天气尺度变化特征 |
| 2.4.1 大尺度大气环流特征 |
| 2.4.2 高频天气尺度变化特征 |
| 2.4.3 不同时间尺度水汽输送特征 |
| 2.5 本章小结 |
| 参考文献 |
| 第三章 北太平洋冬季大气河流年代际异常 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料和方法 |
| 3.2.1 资料 |
| 3.2.2 方法 |
| 3.3 与北太平洋海温年代际变化相联系的AR异常 |
| 3.3.1 大气河流冬季平均态特征 |
| 3.3.2 AR频率异常 |
| 3.3.3 AR日与非AR日对应的水汽输送异常特征 |
| 3.4 特殊时段合成的AR频率 |
| 3.5 本章小结 |
| 参考文献 |
| 第四章 PDO和NPGO对泛北太平洋地区冬季降水异常的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 资料和方法 |
| 4.2.1 资料 |
| 4.2.2 方法 |
| 4.3 与PDO、NPGO相联系的泛北太平洋地区的降水异常 |
| 4.4 水汽收支方程各项在不同海温年代际背景下的异常及其与降水异常的联系 |
| 4.4.1 水汽收支方程中各项的异常特征 |
| 4.4.2 水汽收支方程中各项的异常与降水量异常的联系 |
| 4.4.3 两种模态共同作用下水汽通量散度及地面蒸发异常与降水异常的联系 |
| 4.5 本章小结 |
| 参考文献 |
| 第五章 全文总结和讨论 |
| 5.1 全文总结 |
| 5.2 问题和展望 |
| 致谢 |
（8）青藏高原大气热源结构特征及其对中国降水的影响（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 关于大气热源研究的进展 |
| 1.1.1 大气热源的计算方法 |
| 1.1.2 有关高原大气热源/汇的特点 |
| 1.1.3 有关大气热源/汇计算的对比验证 |
| 1.1.4 潜热、感热加热对高原大气热源的贡献 |
| 1.2 高原的热力作用对东亚季风环流、季风爆发及异常的影响 |
| 1.2.1 高原热力作用对冬季风的影响 |
| 1.2.2 高原热力作用对东亚夏季风的影响 |
| 1.2.3 海陆热力差异对东亚夏季风首发地的影响 |
| 1.3 高原热力作用对北半球环流及中国降水的影响 |
| 1.3.1 高原热力作用对北半球环流和海温异常的影响 |
| 1.3.2 高原热源对中国降水的影响 |
| 1.4. 问题的提出 |
| 1.5 主要研究内容及目标 |
| 参考文献 |
| 第二章 大气热源的计算及其验证 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 资料和方法介绍 |
| 2.3 高原大气加热廓线与卫星资料、单站资料的比较 |
| 2.3.1 高原大气加热廓线与卫星资料的比较 |
| 2.3.2 高原加热廓线与单站资料的比较 |
| 2.4 亚洲范围大气热源的比较和验证 |
| 2.4.1 1979—2001年夏季平均大气热源水平分布的对比分析 |
| 2.4.2 1998年夏季平均大气热源水平分布的对比分析 |
| 2.5 结论与讨论 |
| 参考文献 |
| 第三章 青藏高原大气热源结构特征 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 青藏高原大气视热源水平分布特征 |
| 3.2.3 青藏高原上空整层热源/汇的空间模态和时间演变 |
| 3.2.4 小结 |
| 3.3 青藏高原大气热源垂直分布特征 |
| 3.3.1 青藏高原上空大气区域平均的垂直廓线分布 |
| 3.3.2 高原大气垂直加热率的季节变化 |
| 3.3.3 高原及其周围加热场经向垂直结构与环流的关系 |
| 3.3.4 小结 |
| 3.4 青藏高原最大加热层及其加热率分析 |
| 3.4.1 青藏高原最大加热层高度及其加热率的水平分布 |
| 3.4.2 小结 |
| 3.5 总结 |
| 参考文献 |
| 第四章 青藏高原大气热源的气候突变 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 青藏高原大气热量源汇季节进程的气候突变 |
| 4.2.1 青藏高原大气热源逐侯的气候状况 |
| 4.2.2 青藏高原大气热源高度和热源持续时间及强度的气候突变 |
| 4.2.3 青藏高原大气热源高度的气候突变对江南降水的影响 |
| 4.3 夏季青藏高原大气热源气候突变与中国降水的关系 |
| 4.3.1 夏季青藏高原大气热源与中国降水的SVD分析 |
| 4.3.2 夏季高原大气热源的气候突变对大气环流的影响 |
| 4.4 小结 |
| 参考文献 |
| 第五章 夏季青藏高原大气热源的年际变化及其与降水的关系 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 夏季高原降水的气候平均概况 |
| 5.3 夏季高原大气热源的年际异常变化对大气环流和降水的影响 |
| 5.3.1 夏季高原大气热源的年际变化 |
| 5.3.2 夏季高原大气热源异常强(弱)年中国降水的异常变化 |
| 5.3.3 风场合成分析 |
| 5.4 结论 |
| 参考文献 |
| 第六章 春季纬向海陆热力差异对江南春雨的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 资料和方法 |
| 6.3 江南降水的气候特征 |
| 6.4 江南春雨异常和大气热源季节转变的关系 |
| 6.5 春季西太平洋副热带海表面温度对我国江南春雨影响的数值模拟 |
| 6.5.1 模式及试验方案设计 |
| 6.5.2 数值试验结果分析 |
| 6.6 结论 |
| 参考文献 |
| 第七章 总结和展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 问题与展望 |
| 致谢 |
| 博士研究生期间发表的论文 |
（9）青藏高原地区气候变化的特征及数值模拟研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| 英文摘要 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 论文的研究意义 |
| 1.2 青藏高原气候变化的研究进展 |
| 1.3 青藏高原气候的模拟研究进展 |
| 1.4 青藏高原未来气候变化的预测研究进展 |
| 1.5 问题的提出、研究内容和章节安排 |
| 1.6 参考文献 |
| 第二章 过去几十年青藏高原气候变化的事实 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 资料和方法 |
| 2.3 青藏高原温度的变化 |
| 2.3.1 青藏高原年平均温度、最低温度、最高温度的年代际变化特征 |
| 2.3.2 青藏高原年平均温度、最低温度、最高温度的时空变化特征 |
| 2.3.3 青藏高原年平均温度、最低温度、最高温度的突变特征和周期分析 |
| 2.4 青藏高原降水的变化 |
| 2.4.1 青藏高原年降水量的年际变化特征 |
| 2.4.2 青藏高原年降水量的时空变化特征 |
| 2.4.3 青藏高原年降水量的突变特征和周期分析 |
| 2.5 青藏高原冻土、积雪的变化 |
| 2.5.1 青藏高原冻土、积雪的年际变化特征 |
| 2.5.2 青藏高原积雪的突变特征和周期分析 |
| 2.6 小结 |
| 2.7 参考文献 |
| 第三章 青藏高原气候变化与大气环流的联系 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料和方法介绍 |
| 3.3 青藏高原温度变化与大气环流的联系 |
| 3.3.1 青藏高原平均温度变化与200hPa环流的联系 |
| 3.3.2 青藏高原最低温度变化与200hPa环流的联系 |
| 3.3.3 青藏高原最高温度变化与200hPa环流的联系 |
| 3.3.4 青藏高原温度突变前后大气环流场的变化 |
| 3.4 青藏高原降水变化与大气环流的联系 |
| 3.4.1 青藏高原降水变化与200hPa环流的联系 |
| 3.5 模式对主要的天气气候"型"的模拟 |
| 3.5.1 模式对200hPa纬向风的模拟 |
| 3.5.2 模式对500hPa纬向风和经向风的模拟 |
| 3.5.3 模式对500hPa位势高度场的模拟 |
| 3.5.4 模式对500hPa比湿场的模拟 |
| 3.6 模式模拟结果存在的问题 |
| 3.6.1 模式在环流场模拟上存在的问题 |
| 3.6.2 模式在位势高度和比湿模拟上存在的问题 |
| 3.7 小结 |
| 3.8 参考文献 |
| 第四章 青藏高原气候变化与海温的联系 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 资料和方法介绍 |
| 4.3 青藏高原温度变化与海温的相关特征 |
| 4.3.1 青藏高原温度变化与海温的相关特征 |
| 4.3.2 青藏高原最低温度变化与海温的遥相关 |
| 4.3.3 青藏高原最高温度变化与海温的遥相关 |
| 4.3.4 青藏高原温度突变前后海温的变化 |
| 4.4 青藏高原降水变化与海温的相互作用 |
| 4.4.1 青藏高原降水变化与海温的联系 |
| 4.4.2 海温和大气环流场对青藏高原升温的相对贡献 |
| 4.5 海温异常对青藏高原温度变化的影响 |
| 4.6 海温异常对青藏高原温度变化的影响 |
| 4.7 小结 |
| 4.8 参考文献 |
| 第五章 青藏高原气候的模拟试验研究 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 模式简介及资料简介 |
| 5.2.1 模式简介 |
| 5.2.2 资料简介 |
| 5.3 试验设计(RegCM3)和模拟区域选择 |
| 5.4 青藏高原气候模拟中区域气候模式积云参数化方案的模拟试验 |
| 5.4.1 温度模拟偏差的比较 |
| 5.4.2 降水模拟偏差的比较 |
| 5.4.3 月尺度的模拟偏差分析 |
| 5.4.4 青藏高原东部地区模拟平均误差 |
| 5.5 小结 |
| 5.6 参考文献 |
| 第六章 青藏高原气候模拟结果的订正 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 资料和方法介绍 |
| 6.2.1 资料 |
| 6.2.2 模拟结果订正方法 |
| 6.3 温度模拟结果的订正及结果 |
| 6.3.1 月平均尺度的模拟温度的订正 |
| 6.3.2 年平均温度的订正 |
| 6.4 降水模拟结果的订正及结果 |
| 6.4.1 月平均尺度的模拟降水的订正 |
| 6.4.2 年平均降水的订正 |
| 6.5 土壤湿度的模拟及订正 |
| 6.5.1 资料和数据 |
| 6.5.2 青藏高原土壤湿度的模拟 |
| 6.5.3 青藏高原土壤湿度的订正 |
| 6.5.4 模拟结果订正后在青藏高原地区冻土活动层估算中的应用 |
| 6.6 小结 |
| 6.7 参考文献 |
| 第七章 青藏高原地区未来90年气候的模拟 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 资料和方法介绍 |
| 7.3 青藏高原地区未来90年温度的模拟 |
| 7.3.1 青藏高原未来90年平均温度、最低温度和最高温度的年代际变化特征 |
| 7.3.2 青藏高原未来90年年平均温度、最低温度、最高温度的时空变化特征 |
| 7.3.3 青藏高原未来90年年平均温度、最低温度、最高温度的突变特征和周期分析 |
| 7.4 青藏高原地区未来90年降水的变化 |
| 7.4.1 青藏高原未来90年降水的年代际变化特征 |
| 7.4.2 青藏高原未来90年降水的时空变化特征 |
| 7.4.3 青藏高原未来90年降水的突变特征和周期分析 |
| 7.5 青藏高原地区未来90年冻土、积雪的可能变化 |
| 7.5.1 青藏高原未来90年冻土、积雪的年际变化特征 |
| 7.5.2 青藏高原积雪的突变特征和周期变化 |
| 7.6 小结 |
| 7.7 参考文献 |
| 第八章 总结及展望 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 存在的问题 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（10）东亚夏季风年代际变化的波包传播特征及其影响研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 引言 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.3 现有研究中存在的问题 |
| 1.4 拟研究的问题和内容安排 |
| 1.5 本章小结 |
| 第2章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 波包传播诊断方法 |
| 2.3 滤波方法 |
| 2.4 Mann-Kendall气候突变检验 |
| 2.5 Morlet小波变换方法 |
| 2.6 旋转经验正交分解(REOF) |
| 第3章 东亚夏季风爆发和推进的多尺度波包分布及传播的气候特征 |
| 3.1 瞬变波包的气候分布及东亚夏季风爆发和推进的波包传播特征 |
| 3.2 东亚夏季风爆发和推进期的平均波包传播特征 |
| 3.3 全球扰动波包的年代际变化特征 |
| 3.4 本章小结 |
| 第4章 东亚夏季风强弱年代期波包及环流距平分布特征 |
| 4.1 东亚夏季风的年代际转换特征 |
| 4.2 强、弱东亚夏季风时期不同层次波包及环流距平分布特征 |
| 4.3 强、弱东亚夏季风年代际转换时期的波包及环流分布特征 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 影响东亚夏季风年代际强弱变化的波包关键影响区及其变化特征 |
| 5.1 不同层次波包影响东亚夏季风强弱变化的关键区 |
| 5.2 关键区的波包分布特征 |
| 5.3 本章小结 |
| 第6章 东亚夏季风扰动能量的经向和纬向传播特征 |
| 6.1 海平面气压场扰动能量经、纬向传播特征 |
| 6.2 850hPa高度场扰动能量经、纬向传播特征 |
| 6.3 500hPa高度场扰动能量经、纬向传播特征 |
| 6.4 本章小结 |
| 第7章 东亚夏季风年代际变化的波包传播与亚太流型及我国东部降水的关系 |
| 7.1 东亚夏季风年代际变化的波包传播与亚太流型的联系 |
| 7.2 北半球夏季典型区域波包值的年代际变化特征及其与地温和海温的联系 |
| 7.3 北非典型区域的波包传播特征 |
| 7.4 北非地区地表温度和北大西洋海温与东亚夏季风年代际变化的关系 |
| 7.5 东亚夏季风年代际变化波包传播对我国东部降水的影响 |
| 7.6 本章小结 |
| 第8章 结论与展望 |
| 8.1 全文总结 |
| 8.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 博士研究生期间发表的论文 |
四、青藏高原冬季热状况对赤道太平洋纬向风异常的影响（论文参考文献）
- [1]青藏高原冬季热源多尺度变化及影响因素分析[J]. 刘婧晨,管晓丹,曹陈宇,甘泽文,孔祥宁,石瑞,黄建平,黄小倩. 兰州大学学报(自然科学版), 2021(02)
- [2]青藏高原中东部地表感热趋势转折特征及与不同阶段海温异常的联系[D]. 张璐. 南京信息工程大学, 2020
- [3]ENSO事件对青海湖水位变化影响的研究[D]. 薛殷宗. 安徽农业大学, 2020(03)
- [4]新中国成立70年以来的中国大气科学研究:气候与气候变化篇[J]. 黄建平,陈文,温之平,张广俊,李肇新,左志燕,赵庆云. 中国科学:地球科学, 2019(10)
- [5]全球变暖低增温情景下东亚夏季风的变化及可能原因[D]. 陈琳. 成都信息工程大学, 2019(05)
- [6]印度洋—太平洋热带区域异常热力强迫对夏季西太平洋副热带高压变化的影响机理研究[D]. 钱代丽. 南京信息工程大学, 2019
- [7]北太平洋海温年代际变化对大气水循环因子的影响研究[D]. 刘煦. 南京大学, 2015(05)
- [8]青藏高原大气热源结构特征及其对中国降水的影响[D]. 钟珊珊. 南京信息工程大学, 2011(10)
- [9]青藏高原地区气候变化的特征及数值模拟研究[D]. 余莲. 兰州大学, 2011(06)
- [10]东亚夏季风年代际变化的波包传播特征及其影响研究[D]. 肖天贵. 南京信息工程大学, 2011(10)