一、EVOLUTION OF TROPOSPHERIC TEMPERATURE FIELDS AND CORRESPONDING THERMAL MECHANISMS BEFORE/AFTER ONSET PERIODS OF ASIAN SUMMER MONSOON（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》文中进行了进一步梳理本文利用多源资料、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。
齐道日娜[2]（2021）在《亚洲中高纬春夏季节转换特征及其对我国夏季天气影响的研究》文中研究说明大气环流的春夏季节转换问题是一个经典的研究课题,长期以来一直受到普遍关注。它是大气环流变化的一个特殊阶段,可以作为大气环流变化研究的一个切入点,有助于深入认识东亚大气环流在春夏季节的演变规律,进而为我国初夏气候的预测提供新的思路和方法。本文利用再分析资料和观测资料,以亚洲中高纬春夏季节转换为研究问题,提出了一个界定季节转换的客观方法,并总结了其关键特征和演变规律。在此基础上,进一步研究了影响春夏季节转换及其异常的可能热力和动力过程。最后,揭示了春夏季节转换早晚和不同入夏环流型对随后夏季气温和降水的影响。主要结论如下:（1）提出了界定春夏季节转换日期的一种方法。亚洲中高纬地区（70-160°E,50-75°N）2m气温（T2m）具有独特的季节变化特征。该地区在5月中旬至6月初经历一次剧烈且明显强于平稳季节循环的增温过程,然后在6月第2候趋于稳定,我们将这一候定义为气候上的春夏季节转换时间。我们取该地区6月第2候气候平均T2m值（280.95K）作为温度阈值,将每年T2m上升至最接近该温度阈值的时间定义为该年的春夏季节转换时间。亚洲中高纬春夏季节转换时间存在明显的年际与年代际变化特征。（2）总结了亚洲中高纬春夏季节转换时期中高纬环流和天气系统的关键变化特征。东北亚脊和东北亚低压的形成以及“双阻型”环流形势的建立是亚洲中高纬春夏季节转换的重要标志。伴随着季节转换,亚洲中高纬地区近地面温度的经向梯度减弱,高频斜压扰动亦随之减弱。与之相比,季节转换之后低频天气系统（包括亚洲阻塞高压和东北冷涡系统）成为该地区主导天气系统。（3）揭示了与春夏季节转换过程对应的亚洲中高纬地区快速增温的热力和动力驱动因子。从气候角度讲,非绝热加热对增温过程起主导作用,而亚洲中高纬地区气温上升和局地融雪之间的正反馈过程进一步促进了亚洲中高纬地区地表强烈增温过程。从季节转换异常角度讲,大尺度大气低频波列通过调制水平线性平流和绝热上升/下沉过程影响春夏季节转换时间的早晚。（4）阐明了亚洲中高纬春夏季节转换的早晚与东亚大气环流异常和中国东部降水格局的对应关系。在春夏季节转换异常年,从5月下旬至7月上旬,亚洲/西北太平洋地区的大气环流由6月第2候以前的鄂霍茨克海-日本波列（OKJ波列）异常转为太平洋-日本波列（PJ波列）异常。西太平洋副热带高压在季节转换偏早（晚）年偏强（弱）。与之相应,我国降水格局和气温异常的季节演变也表现出相当大的差异。在季节转换偏早（晚）年,我国大部的初夏温度偏高（低）。在季节转换偏早年,江淮梅雨的开始往往比常年提前1-2个候。而在季节转换偏晚年,长江以南地区（24-30°N）的梅雨期降水偏多。在季节转换偏早（晚）年,从6月中旬至7月初,我国北方和东北地区的降水偏多（少）。（5）从不同入夏环流型的角度,进一步阐述了春夏季节转换异常对我国夏季降水和气温的影响。我们利用自组织神经网络方法对亚洲中高纬入夏环流进行分类,并得到了4类入夏环流型。第一类至第三类入夏环流型相对稳定,可维持至梅雨期结束,因此对初夏和梅雨期气温和降水产生较为稳定的影响。而第四类入夏环流型不能稳定维持,因此初夏和梅雨期气温和降水形势会发生较大的变化。第一类体现了季节循环提前的环流特征。与之对应,初夏和梅雨期我国华南至长江中下游地区降水偏少,淮河流域降水偏多,东北地区降水偏少;第二类入夏环流型以较强的巴尔喀什湖槽和东北亚脊为主要特征,与之对应,初夏和梅雨期我国东部降水格局以“南多北少”为主要特征。第三类入夏环流型以强盛的贝加尔湖槽和较强的东北亚低压为主要特征,中西伯利亚地区显着偏冷,我国大部地区温度偏高。入夏时,我国降水形势为“南多北少”,梅雨期则长江流域和东北地区降水偏多,西北华北降水少;第四类对应着亚洲中高纬和低纬度地区季节转换均出现滞后的情况。
陈宇航[3]（2021）在《冬季青藏高原西部积雪与北极海冰的联系及其机理研究》文中研究说明在全球变暖背景下,冰冻圈受到了显着的影响。北极海冰减少,青藏高原（下称“高原”）积雪减少,但在高原西部地区,近二十年来冰川略有扩张,高海拔地区积雪面积没有大范围地减少,这表明高原西部冰冻圈出现截然不同的气候响应,高原西部积雪气候变化是否与北极海冰存在联系是值得探讨和研究的科学问题。本文使用卫星观测的积雪和海冰数据、再分析数据和大气环流模式,采用多种统计分析方法,探讨了冬季高原西部积雪与北极海冰的年际和年代际联系,并通过动力学诊断和数值模拟对北极海冰影响高原西部积雪的物理机制进行了分析。主要结论如下:（1）高原西部积雪与北极海冰存在显着的年际联系,高原中西部地区积雪深度增加,对应巴伦支海冰增加和拉布拉多海冰减少。积雪与海冰的联系主要通过两种北大西洋涛动下游环流型（North Atlantic Oscillation,NAO）作为纽带。当对流层中层NAO的南部中心位于西欧附近时,NAO负位相激发由西欧传播至阿拉伯海北侧的南支罗斯贝波列,高原西南侧位势高度场降低,形成气旋式环流异常,促进南风水汽输送,有利于高原西部降雪和积雪深度增加。当对流层中层的NAO南部中心位于大西洋上空时,NAO负位相主要通过沿欧亚大陆传播的北支罗斯贝波列影响高原西部积雪;（2）巴伦支海冰增加且拉布拉多海冰减少易对NAO产生影响,加强NAO通过南支波列影响高原中西部积雪。海冰的影响主要由拉布拉多海冰减少形成,而巴伦支海冰增加可以调节拉布拉多海冰减少形成的下游罗斯贝波列的传播路径。大西洋中纬度海温异常有利于NAO通过南支罗斯贝波列影响高原西部积雪,大西洋中低纬度海温异常有利于NAO通过北支罗斯贝波列影响高原西部积雪;（3）高原西部积雪的年代际变化与海冰显着相关。积雪在1990年之前减少,1990年之后略微增加,积雪的年代际变化主要由NAO负位相期间高原西南侧气旋环流形成的经向风水汽通量辐合引起。NAO对积雪的年代际影响受到阿留申低压的调控,当NAO与阿留申低压同位相变化时,NAO对积雪的影响更为显着。北极海冰的年代际变化易促进南支罗斯贝波列的传播,加强NAO对高原西部积雪的年代际影响;（4）巴伦支海冰可以通过纬向风影响高原西部积雪。海冰的增加削弱海洋向大气的热输送,降低低层大气温度,增加欧亚大陆的经向温度梯度,加强极锋急流,激发由北极向高原传播的罗斯贝波列,形成高原北侧反气旋环流异常,在高原中西部形成东南风爬坡运动,有利于降雪的发生和积雪的累积。其季节滞后效应易通过经向风温度平流作用形成春季WP环流型响应,进而影响东亚春季降水,而高原西部积雪可以作为其季节滞后效应的气候预测因子。
冯文[4]（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》文中进行了进一步梳理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。
蒋元春[5]（2020）在《青藏高原沙漠化逆转及其对高原气候突变的响应》文中研究表明沙漠化是全球最严重的生态环境和社会发展问题之一。青藏高原被称为地球“第三极”,绝大部分地区气候寒冷干旱,生态环境系统敏感脆弱,具备土地沙漠化发生发展的环境条件和潜在因素,其土地沙漠化的动态变化与气候变化、植被变化紧密联系。本文主要依据青藏高原81个站点1971—2013年气温、降水、风速资料,1971—2016年青藏高原积雪日数、第一冻结层下界观测资料,1990、2000、2010和2015年4期Landsat遥感影像资料,1982—2015年归一化植被指数（NDVI）以及NCEP/NCAR再分析资料等,重点分析了青藏高原植被（NDVI）和沙漠化土地分布的变化特征,研究了青藏高原增暖突变前后高原气候因子（气温、降水、风速）和下垫面因子（积雪、冻土）等的气候特征及其与植被变化的关系,分析了南海夏季风与高原季风的关系,探讨了南海夏季风结束时间异常对高原冬季气候的可能影响机理,对进一步科学评估气候变化的影响具有重要的科学价值,对构建国家生态安全屏障、保障资源合理开发利用和社会经济可持续发展具有重要的现实意义。论文的主要结论如下:（1）对青藏高原沙漠化土地分布的研究表明,1990—2015年青藏高原沙漠化土地面积呈现减少趋势,期间累计减少3 826 km2,相当于1990年沙漠化土地面积的0.96%,年均减少153 km2,尤其在2000年以后青藏高原沙漠化持续逆转。（2）在全球气候变暖背景下,青藏高原的气候发生了显着变化,呈现从20世纪70年代冷干气候向20世纪90年代中后期暖湿气候的演变。1971—2013年主要气候因子的宏观变化为:（1）气温。高原呈现一致增暖,增暖幅度达0.38℃/（10 a）,高于同期全球增暖速率,以秋、冬季增暖最为显着。高原增暖在空间上表现出西强东弱的增暖趋势和南北反相的变化形态,高原边缘地区气候变暖比高原腹地明显,高原北部升温幅度大于高原南部。高原气温在1997/1998年发生突变,突变后更大幅度的增暖在高海拔地区表现得更加明显。最高气温、最低气温呈现非对称增温,最低气温的增加速率（0.46℃/（10 a））高于最高气温（0.37℃/（10 a））。（2）降水。高原地区降水以8.5 mm/（10 a）的速率增加,其中春季增加幅度最显着,达9.9 mm/（10 a）。1980/1981年高原主体降水发生突变。1998年之后,夏季降水的年际波动幅度增大,而秋季降水的年际变化幅度则收窄。（3）风速。高原年及各季节的平均风速总体呈减小趋势,尤以春季风速减小最为显着,达到-0.25(m·s-1)/（10 a）。高原风速的线性倾向率在2000年之后由负转正,表现出显着的增加趋势,且以夏、冬季平均风速增加为主导。（4）积雪日数。高原积雪日数平均以3.5 d/（10 a）的速率减少,高原气温增暖突变后积雪日数的减少达到5.1 d/（10 a）,表现出“少—多—少”的年代际变化特征。（5）冻土。青藏高原季节性冻土明显变浅变薄,冻结深度的平均气候倾向率为-3.7 cm/（10 a）,且在1987/1988年发生退化突变。（3）青藏高原植被变化（沙漠化）对高原气候变化有显着响应。1982—2015年高原NDVI最大值呈增长趋势,线性增长趋势为0.002/（10 a）,年变化率为0.0291%;生长季（6—9月）NDVI最大值的线性增长趋势为0.003/（10 a）,年变化率为0.0349%。在空间分布上,高原NDVI最大值表现为“整体改善、区域退化”的特征,表征沙漠化土地变化情况的NDVI最大值[0.1,0.3)（沙化）格点数在21世纪初期开始下降,植被改善区域的面积大于退化区域,表明沙漠化土地面积在减少。高原NDVI最大值变化显示出在高原增暖背景下的显着适应性调整过程,与温度、降水等气候因子变化具有较好的相关,且有明显的区域性差异。在高原增暖的背景下,1982—1997年期间,温度变化是NDVI变化的主导因素,降水变化带来的影响次之;1998—2015年期间,降水变化则成为NDVI变化的主导因素,温度变化带来的影响次之。在青藏高原高寒地区影响植被生长的首要因素是热量,当热量条件满足后,蒸发加大,水分条件便显示出它的重要性。高原增暖突变后,气温、降水和风速的变化趋势均显着,青藏高原土地沙漠化面积减少,该时期土地沙漠化面积减少（逆转）的主要因素是气候因子的变化。（4）植被指数（NDVI）变化表征青藏高原沙漠化,其与高原气候突变关系密切,高原气候变化受高原季风的影响。南海夏季风结束日期与高原冬季风建立日期呈反相变化特征,且与高原冬季积雪日数显着相关。南海夏季风结束时间偏晚时,随后的冬季500hPa和600 hPa上,贝加尔湖附近区域位势高度为负异常,乌拉尔山附近位势高度为正异常;受其影响,高原东北部纬向风减弱,高原西南部纬向风增强;高原东北部气温异常升高,高原冬季积雪日数偏少;高原及周围地区水汽湿度增大,高原东北部有异常的上升气流,200 hPa西风急流加强南移,高原东北部降水增多;反之亦然。南海夏季风结束时间偏早时,高原冬季风建立时间偏晚,高原冬季风（冷高压）减弱,高原多雪湿润,有利于青藏高原沙漠化逆转。
褚曲诚[6]（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》文中认为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。
王正[7]（2019）在《中国季节划分及其对夏季降水的预测研究》文中研究表明自然天气季节的划分研究对天气预报和气候预测,尤其对中长期天气预报和短期气候预测具有十分重要的意义。综合考虑多种气象要素开展季节更替的客观化识别和划分,是气候监测、诊断分析和预测领域的一个重要课题,相关研究的开展将有助于更好地理解季节转变在气候增暖背景下的新特征。多要素大气状态相似季节划分法是近年来新发展的一种客观化季节划分方法,已被广泛应用于气候变化研究、气候监测和短期气候预测等科研和业务之中。该方法的关键之处在于多要素的融合和典型场的选取,其中典型场是指多要素大气状态相似法中所选取的能代表冬季和夏季平均气候特征的大气状态距平场。本论文基于NCEP/NCAR再分析资料、GPCP再分析降水数据和中国台站逐月降水资料,在改进多要素大气状态相似季节划分法的基础上,运用多要素大气状态相似季节划分法和统计诊断等方法,探讨了中国地区季节转换特征,前冬季节来临时间与夏季降水的联系及降水预测的机制问题。论文创新之处在于将季节变化研究与短期气候预测联系在一起,并将季节变化的研究成果转化到短期气候预测研究中。主要的研究内容和结论如下:（1）多要素大气状态相似季节划分方法研究典型场作为多要素大气状态相似季节划分法的划分基准,其准确度对季节划分的研究结果至关重要。本文首先以1998年和2013年华中地区为例进行了分析研究,发现基于单年大气状态计算典型场能有效地减弱气候变化及季节转变阶段对季节划分结果的误差影响。基于新典型场得到的季节划分结果能准确地反映区域大气状态和大气环流的季节变化情况。研究还发现,基于单年大气状态计算的典型场与基于多年平均大气状态计算的典型场之间存在年代际变化的差异,且在气候变化转折阶段的差异尤为显着。（2）南海地区季节转换特征分析将多要素大气状态相似季节划分方法推广应用于南海地区的季节转换研究。结果表明,南海地区850hPa季节划分结果与各气象要素组成的大气整体状态的季节变化时间较吻合,各气象要素均有明显的季节变化特征,且大气环流和地表向上长波辐射也均随季节的变化而发生明显转变,这进一步验证了多要素大气状态相似季节划分方法对副热带地区的季节划分也是有效的。在南海地区,季节转变时各气象要素呈现不同的变化特征,由冬季向夏季转变时是以热力要素的变化为主导,而由夏季向冬季转变时则以动力要素的变化为主导。南海地区850hPa夏冬两季开始和结束时间的空间分布也能较为准确地反映大气环流和大气状态的季节变化空间演变特征。南海地区夏季在南海西北最先开始,在南海东南开始最晚,在南海西北地区先结束,最后在南海西南地区结束;南海冬季最早在西南部开始并逐渐向东北扩展,结束时却从西部和南部向中部和东北部地区收缩。（3）中国季节转换特征研究从中国季节的年代际演变特征角度分析发现,不同季节的持续时间与其主要影响因子之间的关联呈现明显的经纬向差异,并存在显着的此消（持续时间缩短）彼长（持续时间增长）式的互补关系。春夏、秋冬和冷暖季季节长度之间存在互补关系,其中春夏季节长度互补关系最好,互补区域也很广泛,而秋冬季节长度互补区域主要集中在西部地区。冷暖季节长度互补分布虽广泛,但其互补关系整体偏弱。对比1980年前后两个阶段发现,各季节的持续时间均表现出东西差异的年代际变化特征,其中春夏季的年代际变化集中在北部和西部地区,而秋冬季节则集中在西部地区。进一步分析影响季节变化的关键因子发现,季节持续时间年代际变化的显着区域与其关键因子年代际变化的显着区域一致,均集中在中国的北部和西部地区。（4）前冬季节特征对夏季降水的预测研究探讨了中国东部前冬季节来临早晚（即冬季开始时间）与夏季降水之间的关系,建立了二者的统计关系和物理概念模型,并据此对夏季降水情况进行预测。前冬起始时间与东亚冬季风强度、东亚夏季风强度均呈现弱的正相关关系,前冬起始时间偏早,冬季风偏弱,而前冬起始时间偏晚,冬季风强。前冬季节起始偏早的年份,我国次年夏季表现为“﹣﹢﹣”降水分布特征,主雨带位于淮河流域,即出现Ⅱ类雨型的降水特点;而前冬季节起始偏晚的年份,我国次年夏季降水总体表现出Ⅰ类（主雨带位于黄河流域及其以北地区）和Ⅲ类雨型（主雨带位于长江中下游及其以南地区）的特点。对20122018年的中国夏季降水进行了回报预测和检验,发现本文所建立的统计模型预测技巧较高,且预测结果稳定。本文的研究表明,季节划分结果不再仅是一个时间的节点,它可将气候变化研究与短期气候监测、气候诊断和气候预测联系在一起,是研究气候变化与气候预测的一个很好的切入点。
梁嘉颖[8]（2019）在《青藏高原对流层顶的时空分布对UTLS区域大气成分的影响》文中研究指明青藏高原是影响东亚甚至是北半球气候变化的关键启动区域,而UTLS（Upper Troposphere and Lower Stratosphere）区域中大气成分的变化也会对全球气候造成重要的影响,因此为了研究青藏高原上空多种对流层顶与UTLS区域大气成分的特征与联系,本文基于2008-2016年COSMIC（Constellation Observing System for the Meteorology,Ionosphere and Climate）掩星数据、MLS（Microwave Limb Sounder）卫星数据及ERA-Interim再分析资料,根据WMO的定义得到第一对流层顶（the first lapse-rate tropopause,LRT1）、第二对流层顶（the second lapse-rate tropopause,LRT2）与温度最低点对流层顶（cold point tropopause,CPT）,讨论了高原地区多种对流层顶的空间分布与时间演变特征,分析LRT2和CPT高度与温度场的相关关系;以215h Pa、147h Pa与100h Pa代表UTLS区域,分析了水汽、CO及O3、的水平及垂直分布特点与时间演变特征;根据LRT2对流层顶异常情况,选取了4个异常时段,并讨论UTLS区域大气成分的变化情况,最后结合温度场、环流场与垂直速度场等探究其中的物理机制。主要结论如下:（1）夏季LRT1的频率低于5%,而7-9月LRT2在LRT对流层顶中占比90%以上;LRT1、LRT2与CPT高度在年内分别表现出双峰型、单峰型及单峰单谷型的特点;LRT1对流层顶在春秋季较高,夏季最低;LRT2对流层顶夏季高度最高,空间上纬向分布型特征明显;CPT对流层顶则在春冬季较高。（2）当对流层上部存在增温趋势时,LRT2高度也随之增高,而CPT高度会降低;而当平流层下部温度变化表现为上升时,LRT2高度表现出下降的趋势,但CPT高度会随之增加。（3）UTLS区域的水汽在冬半年期间偏少,在215h Pa和147h Pa上均表现出纬向分布特征,且高原北部偏低,南部偏高;但100h Pa冬半年的水汽分布则表现出自北向南递减的相反特征,水汽混合比呈现出较为明显的上升趋势。夏半年的水汽含量居全年最高,尤其是6-8月高原南侧存在明显的水汽大值中心。从垂直分布来看,夏季的水汽混合比在215h Pa至100h Pa之间减小的速率最快,且夏季与秋季水汽混合比在极小值高度之上的增加均不明显;而冬季水汽廓线大致表现出“<”型的分布特征,从极小值附近开始水汽含量随着高度升高而明显上升。（4）在时间分布上,CO混合比具有夏高冬低的特征,夏季215hPa与147hPa上CO混合比随时间变化有明显的波动特点,冬季的CO混合比表现出上升趋势;在空间分布上,夏季和初秋的CO混合比则都为明显的南多北少纬向分布型;夏季高原西侧和南侧有CO混合比最大值。O3混合比的高值主要集中在1-3月及10-12月,且春、夏、冬季中O3含量都表现出一定的增加趋势;在空间上,O3混合比具有北高南低的分布特征,在215h Pa至50h Pa以上,O3浓度始终随着高度上升而增加;在100hPa以上O3浓度迅速增加。（5）夏季LRT2偏高时,高原对流层上部的温度增加,位势高度也明显升高,并存在较为活跃的上升运动,对流层上部的东风距平对应着850h Pa印度夏季风的增强,有利于水汽与CO混合比在UTLS区域的增加,但较高的对流层顶与向上的气流运动则不利于平流层中的O3向下输送,因此UTLS低层的O3含量明显下降。反之LRT2偏低,高原对流层上部的温度下降,位势高度降低,下沉运动占据高原的主体,削弱了对流层低层的水汽与CO向上输送的过程,但有利于O3向下扩散,因而UTLS区域中水汽含量较季节平均下降,高原中部的CO含量减少得最明显,UTLS低层有明显的O3增量。（6）冬季LRT2偏高时,高原UTLS区域上部增温显着,300h Pa位势高度明显降低,在100h Pa则有所升高,高原整体以上升运动为主,对平流层内O3的向下输送有消极影响,对流层中高层的偏西风较弱,不利于水汽向高原输送,因而UTLS区域的水汽含量与O3含量偏低,但CO含量高于季节平均。反之LRT2偏低时,对流层上部的温度降低,高原北部的位势高度增高,但100h Pa高原南部位势高度下降,高原上以下沉运动为主,而高原南部仍存在着部分上升运动,对流层中高层的偏西风较强,有利于水汽向高原输送,因而UTLS区域的水汽与O3含量偏高,CO含量在对流层上层偏高,但在下平流层偏少。
金蕊[9]（2019）在《青藏高原积雪在冬季NAO及发展期ENSO影响欧亚气候中的作用》文中指出近年来,欧亚大陆冬夏气候异常越发显着,使其成为气候变化的敏感区以及高风险区。青藏高原具有高耸的海拔以及独特的边界层及热力条件,其积雪异常作为衡量地表热状况的重要指标引起人们的广泛关注。目前,高原积雪（TPSC）对欧亚气候影响的研究已取得很多突破性的进展,但凭借其单一影响,人们始终无法深入且具体地理解欧亚气候变化特征及内在机理。冬季北大西洋涛动（NAO）以及热带厄尔尼诺-南方涛动（ENSO）事件被认为是北半球中高纬和热带地区年际尺度上的主要信号来源,两者均能显着调控欧亚冬夏气候异常。本研究基于Global Snow Lab（Rutgers University）提供的青藏高原积雪月平均资料,通过分析其在不同季节的积雪异常关键区,分别从冬季NAO以及发展期ENSO的角度阐明青藏高原积雪异常在影响欧亚冬夏气候变化（冬季表面温度以及夏季降水异常）过程中所作的贡献及其相关物理机制。研究表明,自20世纪90年代末以来,秋冬季高原积雪通过调控冬季NAO的环流变化,能够主动地影响欧亚地区冬季表面温度。而春夏季节,高原积雪常发挥“电容器”作用,存储并延续发展期ENSO异常信号,进而调控中国黄河流域夏季降水。主要结论总结如下:自20世纪90年代末以来（1999/00-2014/15）,由于副极地西风急流明显偏弱,秋末高原主体积雪与欧亚地区冬季表面温度表现出密切联系。当高原中东部地区积雪异常偏多时,其北侧对应一个异常反气旋性环流,该异常信号通过与平流层的耦合,导致极涡底部西风加速,平流层极涡加强,有利于类似正位相的NAO大气环流异常出现在北大西洋地区,进而导致欧亚地区北暖南冷的冬季表面温度型。而秋末高原积雪异常偏少时,伴随类似负位相NAO的环流异常,欧亚中高纬则异常偏冷。近年来,随着北极海冰急速消融,极地加速增暖。北极与中纬度地区温度梯度减弱,副极地西风明显减弱,这有利于高原积雪异常与冬季NAO环流建立联系,进而对欧亚冬季表面温度产生显着影响。此外,高原西部积雪除了能直接产生气候影响外,其在春夏季节能够作为“电容器”联系热带太平洋ENSO发展信号与黄河流域夏季降水。在厄尔尼诺（El Ni（?）o）发展年春季,热带太平洋海温异常的非绝热加热作用在青藏高原上空激发异常气旋性环流,伴随青藏高原西部的异常上升运动,有利于高原西部积雪快速建立。通过积雪反照率效应,偏多的高原西部积雪维持到夏季并在高低层分别激发异常波列向下游传播。受该波列影响,黄河流域处于异常北风的控制下,不利于水汽输送,异常偏旱。本研究突出强调青藏高原西部积雪异常在发展期ENSO信号联系黄河流域夏季降水过程中的“电容器”作用。
钱代丽[10]（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》文中研究表明利用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。
二、EVOLUTION OF TROPOSPHERIC TEMPERATURE FIELDS AND CORRESPONDING THERMAL MECHANISMS BEFORE/AFTER ONSET PERIODS OF ASIAN SUMMER MONSOON（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、EVOLUTION OF TROPOSPHERIC TEMPERATURE FIELDS AND CORRESPONDING THERMAL MECHANISMS BEFORE/AFTER ONSET PERIODS OF ASIAN SUMMER MONSOON（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）亚洲中高纬春夏季节转换特征及其对我国夏季天气影响的研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 东亚大气环流春夏季节转换特征 |
| 1.2.1.1 热带和副热带系统的变化 |
| 1.2.1.2 亚洲中高纬度系统的变化 |
| 1.2.2 亚洲中高纬春夏季节转换的可能机制 |
| 1.2.2.1 欧亚大陆中高纬地区积雪的作用 |
| 1.2.2.2 大气内部动力学过程 |
| 1.2.3 亚洲中高纬春夏季节转换的天气气候影响 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.5 各章内容安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 第三章 亚洲中高纬地区春夏季节转换的界定 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 春夏季节转换特征 |
| 3.3 春夏季节转换的界定 |
| 3.4 春夏季节转换的年际与年代际变化特征 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 亚洲中高纬春夏季节转换的关键特征 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 春夏季节转换的关键特征 |
| 4.2.1 环流变化 |
| 4.2.2 天气系统变化 |
| 4.3 春夏季节转换异常 |
| 4.3.1 气温变化 |
| 4.3.2 环流变化 |
| 4.3.3 天气系统变化 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 亚洲中高纬春夏季节转换的热量收支分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 春夏季节转换过程气候平均热量收支分析 |
| 5.3 欧亚大陆积雪对春夏季节转换的影响 |
| 5.4 春夏季节转换异常的热量收支分析 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 亚洲中高纬春夏季节转换异常对气温和降水的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 季节转换的早晚对我国气温和降水的影响 |
| 6.2.1 气温影响 |
| 6.2.2 降水影响 |
| 6.3 春夏季节转换异常环流类型及其影响 |
| 6.3.1 春夏季节转换异常的环流类型 |
| 6.3.2 第一类入夏环流型及其影响 |
| 6.3.3 第二类入夏环流型及其影响 |
| 6.3.4 第三类入夏环流型及其影响 |
| 6.3.5 第四类入夏环流型及其影响 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 总结与讨论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 主要特色和创新点 |
| 7.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（3）冬季青藏高原西部积雪与北极海冰的联系及其机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 研究进展 |
| 1.2.1 高原积雪的变化特征 |
| 1.2.2 高原积雪变化的影响因子 |
| 1.2.3 高原积雪的气候效应 |
| 1.2.4 北极海冰的变化特征及影响因子 |
| 1.2.5 北极海冰的气候效应 |
| 1.3 研究问题 |
| 1.4 章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 观测资料 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.3 数值模式 |
| 第三章 冬季高原西部积雪与北极海冰的异常变化特征 |
| 3.1 高原西部积雪的异常变化特征 |
| 3.2 北极海冰的异常变化特征 |
| 3.3 结论与讨论 |
| 第四章 冬季高原西部积雪与北极海冰的联系 |
| 4.1 高原西部积雪与北极海冰年际间的关系 |
| 4.1.1 高原西部积雪与大西洋北侧海冰的关系 |
| 4.1.2 两类NAO环流型在积雪与海冰联系中的作用 |
| 4.2 高原西部积雪与北极海冰年代际间的关系 |
| 4.2.1 高原西部积雪与北极海冰的年代际关系 |
| 4.2.2 第一类NAO环流型在积雪与海冰联系中的作用 |
| 4.3 结论与讨论 |
| 第五章 冬季北极海冰通过NAO影响高原西部积雪的数值模拟研究 |
| 5.1 数值模拟性能评估和试验设计 |
| 5.1.1 数值模拟性能评估 |
| 5.1.2 数值试验设计 |
| 5.2 北极海冰通过NAO影响高原西部积雪年际变化的数值试验 |
| 5.2.1 统计分析结果 |
| 5.2.2 数值模拟结果 |
| 5.3 北大西洋海温通过NAO影响高原西部积雪年际变化的数值试验 |
| 5.4 北极海冰通过NAO影响高原西部积雪年代际变化的数值试验 |
| 5.5 结论与讨论 |
| 第六章 冬季巴伦支海冰对高原西部积雪及东亚春季降水的年际影响 |
| 6.1 冬季巴伦支海冰通过欧亚大陆西风带影响高原西部积雪 |
| 6.2 冬季巴伦支海冰影响高原西部积雪的数值试验 |
| 6.3 冬季巴伦支海冰与高原西部积雪对东亚春季WP环流型的影响 |
| 6.4 结论和讨论 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 特色与创新 |
| 7.3 未来工作计划 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（4）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 |
（5）青藏高原沙漠化逆转及其对高原气候突变的响应（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 国内外研究现状 |
| 1.3 气候变化与沙漠化的关系 |
| 1.4 存在的问题 |
| 1.5 研究的主要内容 |
| 1.6 预期特色和可能创新点 |
| 1.7 章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 第三章 青藏高原沙漠化逆转特征 |
| 3.1 青藏高原NDVI变化 |
| 3.2 青藏高原沙漠化时空变化特征 |
| 3.3 荒漠化与沙化状况的监测 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 青藏高原气候变化及其与植被的关系 |
| 4.1 高原气温的时空变化特征 |
| 4.2 高原降水的时空变化特征 |
| 4.3 高原风速的时空变化特征 |
| 4.4 青藏高原季风变化及其各气候因子之间的关系 |
| 4.5 青藏高原气候因子及季风变化与植被的关系 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 高原积雪冻土的变化及其与植被的关系 |
| 5.1 高原积雪日数的气候特征 |
| 5.2 青藏高原冻土的气候特征 |
| 5.3 青藏高原积雪冻土与气候因子的关系 |
| 5.4 青藏高原积雪冻土与植被的关系 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 南海季风与高原沙漠化逆转的关系 |
| 6.1 南海夏季风建立与结束日期的气候特征 |
| 6.2 南海夏季风与高原冬季积雪日数的关系 |
| 6.3 南海夏季风结束日期与高原季风的关系 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 研究特色及创新点 |
| 7.3 存在的不足与工作展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（6）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 |
（7）中国季节划分及其对夏季降水的预测研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 相关研究回顾和进展 |
| 1.2.1 季节的分类及划分 |
| 1.2.2 南海的季节变化 |
| 1.2.3 中国东部季节特征的年代际变化特征 |
| 1.2.4 东亚冬季大气环流与夏季大气环流之间的联系 |
| 1.3 问题提出 |
| 1.4 研究内容和章节安排 |
| 1.5 本文主要创新点 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 常规历史资料 |
| 2.1.1 降水资料 |
| 2.1.2 环境场资料 |
| 2.2 季节划分方法 |
| 2.3 气候统计诊断方法 |
| 2.3.1 互补性指数 |
| 2.3.2 敏感性分析 |
| 2.4 气候分区 |
| 第三章 多要素大气状态相似季节划分方法的改进 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 典型场的对比与差异 |
| 3.2.1 不同典型场划分结果对比 |
| 3.2.2 典型场差异的年际变化 |
| 3.3 华中地区季节转变时气候态和大气环流变化 |
| 3.3.1 1998年和2013年的典型场与多年平均典型场的差异 |
| 3.3.2 1998年和2013年华中季节转变时气象要素的变化 |
| 3.3.3 2013年华中季节转变时大气环流的变化 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 南海地区季节起始时间的时空分布特征 |
| 4.1 前言 |
| 4.2 资料与方法 |
| 4.2.1 资料 |
| 4.2.2 方法 |
| 4.3 南海地区季节划分结果及气象要素季节变化 |
| 4.3.1 南海地区的季节与5 项基本气象要素的季节变化 |
| 4.3.2 南海地区地表向上长波辐射与垂直速度的季节变化 |
| 4.4 南海地区气候平均状况气象要素场演变特征 |
| 4.4.1 南海春季 |
| 4.4.2 南海夏季 |
| 4.4.3 南海秋季 |
| 4.4.4 南海冬季 |
| 4.5 南海夏季起始时间多年平均空间分布 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 中国各季节持续时间及其关键影响因子的时空特征 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 中国各季节持续时间与关键影响因子的空间分布特征 |
| 5.2.1 中国各季节持续时间空间分布 |
| 5.2.2 中国各季节持续时间的互补性分析 |
| 5.2.3 中国四季持续时间的关键影响因子分析 |
| 5.3 中国各季节持续时间和关键影响因子的时间变化特征 |
| 5.3.1 中国各季节持续时间的变化 |
| 5.3.2 影响中国四季持续时间的关键因子 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 前冬季节特征及其与中国汛期降水的关系研究 |
| 6.1 前言 |
| 6.2 资料和方法 |
| 6.3 我国东部区域平均前冬季节特征 |
| 6.3.1 中国东部近40年前冬季节来临时间特征 |
| 6.3.2 中国东部近40年前冬季节结束时间特征 |
| 6.3.3 中国东部近40年前冬季节持续时间特征 |
| 6.3.4 中国东部近40年前冬季节典型度指数特征 |
| 6.3.5 中国东部近40年前冬季节峰值指数特征 |
| 6.4 我国东部区域平均汛期降水的变化特征 |
| 6.5 我国东部区域平均前冬季节特征与汛期降水的关系 |
| 6.5.1 前冬来临时间与汛期降水的相关关系 |
| 6.5.2 前冬结束时间与汛期降水的相关关系 |
| 6.5.3 前冬持续时间与汛期降水的相关关系 |
| 6.5.4 前冬典型度指数与汛期降水的相关关系 |
| 6.5.5 前冬峰度指数与汛期降水的相关关系 |
| 6.5.6 与我国汛期降水相关关系最为显着的前冬季节特征指数分析 |
| 6.5.7 前冬季节特征与夏季风指数的相关性 |
| 6.6 基于前冬季节特征相似年合成预测汛期降水 |
| 6.6.1 预测效果检验 |
| 6.6.2 前冬季节特征相似年份高度场和相对湿度场分布形势 |
| 6.7 相空间相似对夏季降水的预测 |
| 6.7.1 相空间相似预测方法的操作步骤 |
| 6.7.2 预测效果检验 |
| 6.8 小结 |
| 第七章 基于中国东部前冬起始时间对次年中国夏季降水的预测和检验 |
| 7.1 前言 |
| 7.2 前冬季节开始时间与东亚季风的关系 |
| 7.3 前冬季节来临早晚与次年夏季中国降水的关系 |
| 7.4 利用前冬季节开始时间对2012~2018 年中国夏季降水的预测 |
| 7.5 小结 |
| 第八章 总结与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简历及已完成和发表的论文 |
| 致谢 |
（8）青藏高原对流层顶的时空分布对UTLS区域大气成分的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 全球对流层顶的研究进展 |
| 1.2.2 青藏高原对流层顶的研究进展 |
| 1.2.3 UTLS区域大气成分的研究进展 |
| 1.3 研究内容及章节安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 数据资料 |
| 2.1.1 COSMIC掩星数据 |
| 2.1.2 Aura MLS卫星资料 |
| 2.1.3 ERA-Interim再分析资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 对流层顶高度的确定方法 |
| 2.2.2 去除季节性变化的距平计算方法 |
| 第三章 青藏高原对流层顶的时空分布特征 |
| 3.1 两类LRT对流层顶出现的相对频率 |
| 3.2 多种对流层顶的空间分布特征 |
| 3.3 多种对流层顶的时间变化特征 |
| 3.4 对流层顶高度与温度的相关关系 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 青藏高原UTLS区域大气成分的时空变化特征 |
| 4.1 水汽的空间分布特征 |
| 4.1.1 水汽的逐月分布特征 |
| 4.1.2 水汽的垂直分布特征 |
| 4.2 水汽的时间变化特征 |
| 4.3 其他大气成分的时空分布特征 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 对流层顶对UTLS区域大气成分的影响 |
| 5.1 对流层顶高度异常年的个例选取 |
| 5.2 对流层顶高度异常年大气成分的分布特征 |
| 5.3 对流层顶变化影响大气成分的物理机制 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 作者在读期间科研成果简介 |
| 致谢 |
（9）青藏高原积雪在冬季NAO及发展期ENSO影响欧亚气候中的作用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 研究内容与技术路线 |
| 1.5 章节安排 |
| 参考文献 |
| 第二章 资料、方法和模式 |
| 2.1 所用资料 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.3 模式介绍及实验设计 |
| 参考文献 |
| 第三章 前期秋末高原积雪与冬季NAO的联系 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 前期秋末高原积雪与冬季NAO的联系 |
| 3.3 相关环流场分析 |
| 3.4 相关物理机制 |
| 3.5 结论与讨论 |
| 参考文献 |
| 第四章 高原积雪与冬季NAO对欧亚冬季表面温度的影响及相关物理机制 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 前期秋末高原积雪异常与欧亚冬季表面温度的联系 |
| 4.3 相关物理机制 |
| 4.4 结论与讨论 |
| 参考文献 |
| 第五章 发展年ENSO信号与青藏高原西部积雪对夏季黄河流域降水的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 ENSO、高原积雪及黄河流域夏季降水的联系 |
| 5.3 相关物理机制分析 |
| 5.4 结论与讨论 |
| 参考文献 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 本文主要结论 |
| 6.2 本文创新之处 |
| 6.3 讨论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 在读期间科研及获奖情况 |
（10）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 |
四、EVOLUTION OF TROPOSPHERIC TEMPERATURE FIELDS AND CORRESPONDING THERMAL MECHANISMS BEFORE/AFTER ONSET PERIODS OF ASIAN SUMMER MONSOON（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]亚洲中高纬春夏季节转换特征及其对我国夏季天气影响的研究[D]. 齐道日娜. 南京信息工程大学, 2021
- [3]冬季青藏高原西部积雪与北极海冰的联系及其机理研究[D]. 陈宇航. 南京信息工程大学, 2021
- [4]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)
- [5]青藏高原沙漠化逆转及其对高原气候突变的响应[D]. 蒋元春. 南京信息工程大学, 2020(01)
- [6]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)
- [7]中国季节划分及其对夏季降水的预测研究[D]. 王正. 兰州大学, 2019(02)
- [8]青藏高原对流层顶的时空分布对UTLS区域大气成分的影响[D]. 梁嘉颖. 成都信息工程大学, 2019(05)
- [9]青藏高原积雪在冬季NAO及发展期ENSO影响欧亚气候中的作用[D]. 金蕊. 南京信息工程大学, 2019(01)
- [10]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