一、赤道中印度洋夏季变温对中国夏季降水影响的数值模拟（论文文献综述）
蒋子瑶[1]（2021）在《2016年秋季中国南方降水异常的大尺度环流特征及其与海温的联系》文中进行了进一步梳理2016年秋季中国南方降水异常偏多,是近50年来秋季降水最多的年份。本文利用中国气象台站观测降水、英国Hadley中心海温和NCEP/NCAR再分析数据集等资料,对造成2016年秋季中国南方降水异常偏多的大尺度环流特征及其与海温的联系进行了研究。得到如下主要结论:（1）2016年秋季东亚副热带西风急流偏强,我国南方地区位于急流入口区的右侧,有利于产生上升运动;同时西太平洋副热带高压强度偏强、面积偏大、位置偏北偏西,对应副高西南侧的东南风将热带太平洋的暖湿气流向我国南方输送,有利于降水偏多。（2）2016年秋季中国南方降水异常偏多的原因之一是同期登陆我国的台风异常偏多,频繁活动的台风给我国南方带来了大量降水。（3）2016年秋季南方降水异常偏多与同期赤道西太平洋和东南太平洋海温异常偏高以及北大西洋年代际异常增暖有关。通过CAM5.3（Community Atmosphere Model Version 5.3）一系列的敏感性试验表明,热带西太平洋海温异常偏高时,一方面通过激发一个类似夏季东亚—太平洋型遥相关的波列,导致西太平洋副热带高压明显增强、位置明显偏北偏西,另一方面,通过在对流层低层产生类似Gill型的大气响应,在南海至菲律宾以东地区产生异常气旋性环流（类似于夏季南海—西太平洋季风槽）,从而对我国南方秋季降水产生影响。而东南太平洋海温异常偏高时,通过激发一个类似跨越东南太平洋—南印度洋—澳大利亚的遥相关波列,引起热带西印度洋、南海和热带西太平洋上空大气环流异常,从而对我国南方秋季降水带来影响。至于北大西洋的年代际增暖则可能主要通过在热带地区激发向东传播的Kelvin波,从而对西北太平洋副热带环流产生影响,进而对我国南方秋季降水产生影响。
章雯[2]（2021）在《厄尔尼诺/拉尼娜次年中国东部夏季降水多样性》文中认为厄尔尼诺次年夏季中国东部主要在长江—淮河流域发生正降水异常。然而,由于厄尔尼诺的多样性和平均态的变化,这种由厄尔尼诺引起的季风降水变化并不总是相同的。本文中采用聚类分析方法对厄尔尼诺次年中国东部夏季降水异常分类,来揭示厄尔尼诺引起的季风变化。而对于拉尼娜次年中国东部夏季降水异常,应用经验正交函数分解法研究其主要的模态。结果表明在1957–2016年挑选的20个厄尔尼诺中,次年中国东部夏季降水异常主要呈现三个不同的模态。第一类显示长江中下游地区有很强的正降水,而其南北部为负降水。第二类降水呈现三极的降水分布,表现为中国南部和北部为负异常,中部为正异常。第三类降水模态大致与第一类相反。这三类事件分别与连续的厄尔尼诺、快速衰减到强拉尼娜和快速衰减到弱拉尼娜的事件有关。相关的异常反气旋在第一类中位于120°E,23°N,在第二类中向南扩展,在第三类中东撤。反气旋—海温反馈主要维持第一类事件中的异常反气旋,但是对于第二类比较弱;与拉尼娜相联系的赤道东风异常对第二类的异常反气旋位置有贡献。反气旋—海温反馈和东风异常都对第三类的反气旋有维持作用。CMIP5模式结果能够抓住不同的环流特征,除了模拟第一类的反气旋比观测中的偏东。在1957–2016年挑选的19个拉尼娜中,次年降水异常主模态为南北部相反的偶极模态。主模态中正事件中国南部为异常负降水,北部为异常正降水,而负事件中相反。正负两类分别与缓慢衰减的拉尼娜和快速过渡到弱厄尔尼诺的事件有关。相关的异常气旋在正事件中位于125°E,20°N,在负事件中向东移动。异常气旋—海温反馈主要在早夏维持正事件中的异常气旋,反馈中的北印度洋冷却主要维持负事件中的异常气旋。CMIP5模式大致上能够模拟出不同的环流特征,除了正事件中的反气旋比观测中的偏东。
童奇[3]（2021）在《关键区海温变化对于20世纪70年代末西太副高东退的可能影响》文中指出西太平洋副热带高压（Western Pacific Subtropical High,以下简称“西太副高”）是东亚夏季风的重要组成部分。西太副高的面积、强度、位置（北部边缘或脊线）和东西进退（西伸脊点）决定着东亚夏季风的强弱和雨带的位置。20世纪70年代末以来,西太副高经历了一次东退的年代际变化。海洋作为西太副高形成和变化的重要因子之一,本研究关注关键区海温在1979年之后的年代际变化,对西太副高东退的相对贡献,探讨西太副高年代际东退的可能机制。结合前人的研究成果,本研究主要关注四个关键区海温:印度洋（-30-30°N,30-120°E）、西北太平洋（20-45°N,140-180°E）、赤道中东太平洋（-20-20°N,150-290°E）和太平洋/PDO（60°S-60°N,120°E-60°W）。本研究采用CAM4进行关键区海温敏感性试验（6-8月（JJA）SST在1979-2000年与1950-1978年的差值的两倍）,通过对比敏感性试验与参照试验的差值,关注扰动位势高度场、水平风场、海平面气压场等,来具体研究海温年代际变化对西太副高东退的可能机制。印度洋在1979之后的年代际增暖,可以通过遥相关及其与降水异常有关的Gill型响应造成西太副高西伸,这与前人的研究结果一致;西北太平洋的年代际变冷,造成的降水和环流异常均不显着;赤道中东太平洋的年代际变暖,造成西太副高略微东退,但不显着;PDO在1979年之后的位相转变,模拟出显着的西太副高东退;叠加印度洋年代际增暖与PDO的正位相试验,PDO的贡献依然显着,这说明在年代际尺度上,印度洋可能处于充电状态。故在以上关键区海温中,PDO在1979之后的正位相,可能是西太副高东退的主要原因。具体而言,伴随着PDO转变为正位相,西太平洋至印度半岛以及热带东太平洋的对流加热增强,大气表现为Gill型响应,在亚洲大陆至西太平洋上空低层产生气旋性异常,有利于西太副高东退。同时,高层产生反气旋异常,使得东亚西风急流加强和向南扩展,进而调节西太平洋上空的次级环流,进一步有利于西太副高东退。
王旭栋[4]（2021）在《夏季西北太平洋异常反气旋的季节内至年际尺度变化特征与机理研究》文中进行了进一步梳理夏季西北太平洋异常反气旋对局地不同时间尺度海气变化有着重要影响。本文利用观测资料与ECHAM5大气模式输出资料等,采用统计分析和动力学诊断方法,系统地研究了夏季西北太平洋异常反气旋季节内至年际尺度变化特征,得到:（1）西北太平洋异常反气旋是局地大气跨尺度共同模态。经20天低通滤波后对印太海域对流层高低层风场进行EOF分析,揭示夏季印太地区大气低频主模态为热带季节内振荡（ISO）模态。EOF分析得到前两个印太海域大气年际主模态,分别代表西北太平洋反气旋模态EOF1rec与南亚夏季风增强模态EOF2rec。EOF1,2rec亦可作为ISO的正交基底用于表征夏季ISO的传播与发展。EOF1rec存在准两年振荡周期,与ENSO位相转换有关。而EOF2rec在年际尺度为白噪声信号。能量学分析表明,西北太平洋异常反气旋产生位置和对流层低层风场的平均态分布有关。在对流层低层季风西风和信风东风的合流区,大气正压能量转换与对流反馈过程可将能量从平均动能和平均有效位能传递到扰动态,使得西北太平洋异常反气旋态在不同时间尺度得到维持。（2）西北太平洋异常反气旋的生成和逐月演变特征与ENSO不同位相之间均存在密切联系。ElNino衰减年与同期La Nina夏季西北太平洋对流层低层存在反气旋式环流异常。反气旋式环流异常存在逐月差异。中国东部夏季逐月降水变化与西北太平洋反气旋环流异常引起的温度平流有直接联系。此外,青藏高原大气热源、中纬度西风急流与西北太平洋副热带高压的位置均可与西北太平洋反气旋环流异常协同作用,引起夏季中国东部降水逐月变化。（3）西北太平洋异常反气旋的年际变率不仅与ENSO密切相关,也可独立于ENSO,仅由大气内部过程产生。以8月份作进一步分析发现,观测中非海温影响主模态和ECHAM5模式成员间差异主模态类似,空间模态表现为西北太平洋异常反气旋。深入分析表明大气内部过程产生的西北太平洋异常反气旋主要由ISO引起。（4）基于西北太平洋异常反气旋作为局地大气共同模态,可定义一个表征西北太平洋异常反气旋的实时监测指数RTI1及其正交模指数RTI2,用于东亚夏季风区热带ISO的实时监控。通过对2016年厄尔尼诺衰减年夏季和2020年夏季的个例研究,发现2016年8月,ISO抵消ENSO引起的西北太平洋异常反气旋,造成西北太平洋局地气旋环流异常,降水增多,中国长江中下游地区降水减少。而在2020年夏季,年际尺度上,北印度洋增暖和同期中东太平洋拉尼娜事件协同作用,可造成西北太平洋反气旋式环流异常和长江流域降水增多。同时,ISO是引起长江流域降水增多的主要原因。RTI指数能较好反映2020年夏季西北太平洋异常反气旋的时空特征。（5）在ISO的传播和发展过程中,水汽的水平平流及“气柱过程”起到了重要作用。夏季大气整层水汽倾向超前水汽本身,引起ISO的传播并影响中国东部地区降水。其中,水汽的水平平流作用有重要贡献。同时,“气柱过程”也有利于ISO向特定方向的传播。这些结果有利于深刻认识夏季西北太平洋异常反气旋的跨时间尺度特征、物理机制及其对亚洲夏季风环流系统的影响,可为进一步研究亚洲夏季风多尺度气候变率和气候预测预警提供线索。
柴静[5]（2021）在《重建和模拟中过去千年火山活动对东亚夏季风降水的影响》文中研究说明东亚夏季风影响着全球超过三分之一人口的日常生产生活,对中国尤其是东部地区的气候有重要影响。关于季风区域降水的变化研究主要包含内部变率和外部强迫两个方面,火山活动是气候系统最重要的自然外强迫因子之一。然而,迄今为止,火山活动在东亚夏季风降水年际尺度气候变率中的作用仍不确定,亟待进一步深入探讨。其次,全球变暖是人类目前面临最严峻的挑战之一。现下通过全球减排措施来减缓全球变暖趋势仍面临着很大挑战,因此科学界提出了以减少到达大气和地面太阳辐射为目标的太阳辐射干预地球工程。其中包括向平流层注射气溶胶和增加地表反照率等方法,作为抑制全球变暖的备用措施。火山喷发的二氧化硫等气体进入平流层形成的硫酸盐气溶胶作为自然类似物,也为我们了解平流层地球工程对东亚夏季风降水的影响提供了重要参考。本文基于观测和多源重建资料以及PMIP3、PMIP4和CESM模式过去千年模拟结果,利用叠加周期分析、诊断分析和设计敏感性试验等方法,证实了内部模态会调制赤道火山喷发后东亚夏季风降水的直接响应;揭示了赤道强火山喷发所激发厄尔尼诺是导致次年东亚夏季风降水增加的重要纽带;明确了赤道火山激发赤道太平洋西风异常的机制;分析了东亚夏季风降水对不同纬度火山喷发的直接响应特征。论文的主要结论如下:（1）赤道强火山喷发后不仅会对东亚夏季风降水产生直接气候效应,还会受到内部模态的调制作用。1815年Tambora火山喷发后三年全球显着降温,但基于三套重建资料的结果显示东亚夏季风降水并没有减弱。根据东亚夏季风降水对赤道强火山喷发后不同的响应特征,将重建和模式模拟结果分为降水减少型和降水增加型。进一步分析表明,赤道强火山喷发引起的全球一致降温会激发东亚夏季风降水负异常的响应,而冷位相的类太平洋年代际振荡（IPO）型内部模态会使东亚夏季风降水增加。降水减少类型主要体现了对火山外强迫的响应特征,而降水增加类型是内部模态贡献超过外部强迫的结果。（2）赤道火山喷发当年激发厄尔尼诺是使次年东亚夏季风降水增加的原因。首先,通过重建的东亚夏季风降水结果发现,赤道强火山喷发次年东亚夏季风降水会增加。接下来,利用多模式模拟结果进一步分析发现,赤道强火山喷发当年冬季会激发厄尔尼诺,在厄尔尼诺衰减年通过菲律宾反气旋使东亚夏季风降水增加。最后,基于11套多源重建的厄尔尼诺（ENSO）指数代用资料和三套重建的东亚夏季风降水资料验证了火山喷发当年激发厄尔尼诺使次年东亚夏季风降水增加的关系。火山喷发次年,通过激发厄尔尼诺的间接效应超过了直接效应,东亚季风区从“变冷-变干”转变为“变冷-变湿”。（3）赤道强火山喷发后,大部分（8/11）模式可以模拟出赤道中西太平洋显着的西风异常响应,这个西风异常是激发厄尔尼诺的关键。在赤道强火山强迫下,有显着的副热带大陆降温和赤道降水减少响应,在赤道南亚地区、西非季风区和赤道辐合带都会有降水的负异常。大部分模式都可以模拟出这一降水的抑制响应。敏感性试验的结果表明,赤道太平洋中西部的西风异常是由赤道大陆变冷引起的,尤其是赤道南亚地区的变冷引起的降水负异常所导致。根据理论模型的结果进一步明确了赤道三个降水抑制响应区域对这个西风异常的贡献:赤道太平洋中西部的西风异常是由于赤道南亚地区和西非季风区降水减少激发Gill响应的结果,其中赤道南亚地区的贡献高于西非季风区的贡献,而赤道辐合带是负贡献。（4）基于观测和三套重建的东亚夏季风降水资料,发现北半球和赤道火山喷发后会使东亚夏季风降水减少,而南半球火山喷发后会使东亚夏季风降水增加。模式可以模拟出北半球和赤道火山喷发后东亚夏季风降水负异常的响应,但是对于南半球火山而言,多模式平均结果不能模拟出降水正异常响应。模式对火山喷发后气溶胶的经向传播模拟得越合理,东亚夏季风降水对南、北半球火山喷发后的响应越不对称。北半球和赤道火山喷发后,引起东亚季风区水汽减少和环流减弱,二者的共同作用造成东亚夏季风降水减弱。此外,北半球火山喷发后由于气溶胶分布的不对称,引起半球温度梯度异常,从而使环流减弱更强。
卢睿[6]（2021）在《中国东北春季降水年际和年代际变率物理机制》文中研究表明本文利用中国气象局国家气象信息中心提供的1961-2012年逐月降水资料,使用经验正交分解方法、相关分析、回归分析、波活动通量、Rossby波波源等统计诊断方法,结合数值模式模拟,分析了中国东北地区春季平均降水的主模态、其年际和年代际变率的特征及其物理过程。结论如下:（1）中国东北地区春季降水的气候态大值区主要分布在东北地区的东南部,降水量向西北方向逐渐递减,最小值分布在内蒙古地区东部、黑龙江西南部以及吉林西部等地区。春季降水标准差的空间分布与气候态降水的空间分布比较类似,表现为中国东北地区的东南部降水变率较大,降水变率向西北方向逐渐减小。中国东北春季降水主模态的方差贡献接近50%,其空间分布表现为全区一致的变化趋势,载荷向量大值区位于东北地区中东部。对应的时间系数有明显的年际变率和年代际变化特征。（2）东北地区春季降水主模态的年际变率主要受热带北大西洋海温异常影响。当该海温关键区出现正海温异常时,其上空的降水异常增多,降水释放凝结潜热加热大气,在其西北侧激发出反气旋性环流异常的Rossby波响应,该反气旋性环流异常在西风急流的作用下,在北半球中高纬地区激发出南北两支相当正压的遥相关波列。两支波列在东北地区汇合,产生气旋性环流异常,导致东北地区出现正降水异常。数值模式的模拟结果也再现了上述物理过程,在动力学角度验证了以上结论。（3）东北地区春季降水主模态的年代际变率主要受印太暖池地区海温异常影响。当该海温关键区出现正海温异常时,海洋性大陆地区上空低层大气辐合、高层大气辐散,产生上升运动,并导致降水异常偏多。同时,赤道中太平洋地区低层辐散高层辐合,出现下沉运动,导致降水异常偏少。该环流结构在赤道附近形成纬向的闭合环流,降水异常场表现为东西偶极子型分布。偶极子型分布的降水异常释放凝结潜热,在大气中产生异常热源,在其西北侧激发出反气旋性环流异常的Rossby波响应,该反气旋性环流异常在东北亚地区激发出气旋性环流异常。东北地区受该气旋性环流异常影响,导致降水异常偏多。此外,数值模式的模拟结果表明,海洋性大陆地区上空的正降水异常在调控其年代际变率的过程中起到了更重要的作用。（4）东北地区春季降水主模态的年际变率与热带北大西洋海温异常之间的相关关系在1985年左右发生了年代际转变。1985年之前,东北地区春季降水和副热带北大西洋海温的异常偏暖显着相关,该海温异常可以通过激发类似丝绸之路遥相关的准正压波列,在东北地区南部产生气旋性环流异常,气旋性环流异常东侧的偏南风将水汽输送至东北地区,导致降水增多。1985年之后,与东北地区春季降水相关的海温关键区移至热带北大西洋地区,该海温异常在北半球中高纬度地区激发出遥相关波列,在东北地区产生气旋性异常,并导致降水偏多。
毕成祥[7]（2021）在《ENSO对次年夏季西北太平洋降水的非对称影响》文中提出通过对1979-2018年NINO3.4指数和第二年夏季西北太平洋（WNP）降水异常的分析发现,厄尔尼诺强度与第二年夏季WNP降水异常存在显着的负相关关系,而拉尼娜并没有显着的相关关系。将厄尔尼诺和拉尼娜分为东部型和中部型以后发现,东部型厄尔尼诺和拉尼娜对次年夏季WNP降水的影响不对称,东部型厄尔尼诺强度与次年夏季WNP降水异常为负相关关系,而东部型拉尼娜与次年夏季WNP降水异常关系并不显着。相反,中部型厄尔尼诺和拉尼娜对WNP次年夏季降水的影响较为对称。不管是中部型厄尔尼诺还是中部型拉尼娜,其强度与次年夏季WNP降水异常负相关性均非常显着。通过各类型ENSO的次年夏季的环流场和海表面温度场发现,东部型厄尔尼诺、中部型厄尔尼诺和中部型拉尼娜在次年夏季仍有较强的信号,而中部型拉尼娜的信号基本已经消失。进一步将各类型按强弱区分以后,通过速度势场和流函数场发现,强东部型厄尔尼诺、强中部型厄尔尼诺、强东部型拉尼娜、弱东部型拉尼娜和强中部型拉尼娜降水主要受风场的辐合辐散控制,其降水异常区与辐合辐散中心对应的很好。而弱东部型厄尔尼诺和弱中部型厄尔尼诺主要受赤道中太平洋海温的Gill型对称加热影响,在辐合中心西边产生一对气旋,导致了西北太平洋降水的正异常。而弱中部型拉尼娜则受到副热带中太平洋加热的作用,在西北太平洋区东部产生一个反气旋,导致了该区域的降水负异常。从而导致了强中部型拉尼娜在WNP区的降水显着大于弱中部型拉尼娜在WNP区的降水。结合辐合辐散场与海表面温度场可以发现,在赤道中东太平洋,海表面温度正异常中心与辐合中心对应的很好,而海表面温度负异常中心与辐散中心对应的很好。但是这一关系在西北太平洋却不成立。因此,我们得出结论:虽然中部型厄尔尼诺和拉尼娜对次年夏季西北太平洋的降水异常在数值上是对称的,但是在影响的机理上却是不对称的。接着我们研究了各类型ENSO从冬季到次年夏季的海表面温度场和环流场的演变。我们发现,强东部型厄尔尼诺到了次年夏季海温型在向中部型拉尼娜转变,而弱东部型厄尔尼诺在向中部型厄尔尼诺转变,弱东部型拉尼娜到了次年夏季转变为了厄尔尼诺。弱中部型厄尔尼诺强度基本没有发生变化。弱中部型拉尼娜的副热带海温正异常加强了。剩下类型的ENSO强度都有不同程度的减弱。
靳春寒[8]（2021）在《太阳活动对亚洲季风年代际气候变化的影响研究》文中研究表明太阳辐射作为地球系统一个重要驱动力,其对气候变化的影响是不容忽视的。亚洲季风变化对亚洲各国（包括中国、印度、日本和东南亚诸国）农业、生态系统、粮食安全、旱涝灾害等都具有深远影响,亚洲季风降水为全球大约二分之一人口提供了赖以生存的水资源。在过去一个世纪里,全球发生了一系列年代际重大气候事件,如非洲Sahel和中国北方持续几十年的干旱化、20世纪30年代美国的强沙尘暴,这些年代际气候变化严重地影响了人类的生存环境。虽然很多学者开展过关于亚洲季风年代际变化研究,但是目前关于亚洲季风年代际变化对太阳活动11年周期响应机制还不清楚。因此,本文利用了基于通用地球系统模式开展的过去千年集合模拟资料（Community Earth System Model–Last Millennium Ensemble,简称CESM-LME）中4个太阳辐射单因子敏感性试验（Spectral Solar Irradiance experiments,简称SSI试验）和1个控制试验（Control experiment,简称CTRL试验）研究了亚洲夏季风/亚洲冬季风与太阳活动11年周期之间的关系,揭示了太阳辐射11年周期影响亚洲季风年代际变化的物理机制。之后,基于欧洲中期天气预报中心提供的三套资料,即1901-2010年ERA-20C、1958-2001年ERA-40、和1979-2018年ERA-Interim,集合成了一套1900-2018年空间分辨率为2.5°×2.5°包括地表温度、降水、海平面气压、风场等气候要素数据集。另外,将两套海表温度资料直接进行算术平均整合成一套时间长度为1871-2018年空间分辨率为2°×2°海表温度资料。使用这两套观测资料,又结合CESM-LME中3个温室气体单因子敏感性试验资料（Greenhouse Gases‐only forcing experiments,简称GHGs试验）、SSI试验、CTRL试验,探究了过去20年中冬季地表温度呈现的“暖北极-冷西伯利亚”（Warm Arctic‐cold Siberia,简称WACS）模态,揭示了其影响因子和成因机制。最后,利用观测再分析资料分析了过去70年赤道中太平洋（Equatorial central Pacific,简称ECP）海表温度出现的准11年振荡（Quasi-Decadal Oscillation,简称QDO）,揭示了QDO时空演变过程和成因机制。1、太阳活动11年周期对东亚夏季风年代际变率的影响;观测资料和重建资料均表明,太阳活动可能会影响亚洲夏季风,但是到目前为止太阳辐射11年周期影响亚洲夏季风过程还未解释清楚。亚洲夏季风具有复杂的体系结构,根据季风的性质和位置,可将亚洲夏季风划分为三个子季风系统,即东亚夏季风、印度夏季风、西北太平洋夏季风。基于CESM-LME中SSI试验结果,对亚洲季风区夏季降水年代际（9-13年）信号空间分布格局诊断分析发现,只有东亚季风区夏季降水在太阳辐射强11年周期时段具有显着的年代际信号,印度季风区和西北太平洋季风区夏季降水年代际信号不明显。太阳辐射强迫下的东亚地区夏季降水仍呈现“北涝南旱”空间分布格局,因此下面将东亚季风区35°N以北夏季平均降水定义为东亚夏季风指数。在太阳辐射强11年周期年份,东亚夏季风指数具有显着的11年周期信号;而在太阳辐射弱11年周期时段,东亚夏季风指数并没有11年周期信号,而是存在显着的准15年周期信号,这与CTRL试验中的结果基本一致。此外,在太阳活动强11年周期时段,东亚夏季风指数与太阳辐射序列具有显着的正相关关系（r=0.41,p<0.05）,而在弱11年周期时段二者没有相关关系（r=0.002）。在太阳辐射强11年周期时段,强太阳辐射会使得北太平洋海温呈现类太平洋年代际振荡（Pacific Decadal Oscillation,简称PDO）型模态,并且根据北太平洋海温定义的PDO指数也具有准11年周期信号。在太阳活动强11年周期时段,当太阳辐射达到峰值后,PDO处于负位相,副热带北太平洋出现高压异常,反气旋环流控制了整个北太平洋地区,反气旋性环流西部盛行的南风异常加强了东亚夏季风环流;同时,东亚季风区异常低压槽增加了气旋性涡度,最终使得东亚夏季风降水增多。2、太阳活动11年周期对亚洲冬季风北方模态年代际变率的影响;亚洲冬季风（Asian winter monsoon,简称AWM）是北半球冬季最强大的环流系统,但是太阳活动11年周期影响AWM年代际变化过程还需要进一步研究。AWM的环流结构较为简单,主要由西伯利亚高压和东亚大槽所控制。观测资料表明亚洲冬季地表温度在年际-年代际上有两个主模态,一是变率中心在40°N-70°N范围内的北方模态,二是冬季温度呈现南北偶极子型分布的南方模态。基于SSI试验结果表明太阳辐射强迫不会改变亚洲冬季风两个模态的空间分布格局,但是两模态对应的时间序列对太阳辐射11年周期的响应有所差别。AWM南方模态对应的时间序列在太阳辐射强、弱11年周期时段功率谱分析结果与其在CTRL试验中的一致,都只具有明显的年际周期信号;而AWM北方模态在太阳活动强11年周期时段则具有显着的年代际信号,但是其滞后于太阳辐射峰值年份3-4年,而与累积太阳辐射变化具有同期相关关系。最后基于模式模拟结果提出了一种解释这种延迟响应的新机制,即太阳活动11年周期通过调节夏季巴伦支海-喀拉海海冰变化继而影响了亚洲冬季风年代际变化。在累积太阳辐照度达到峰值（即在最大太阳辐照度4年后）,夏季北极海冰面积在巴伦支-喀拉海地区达到最少,北极海表温度增温并持续到冬季,造成北极高压延伸到乌拉尔山地区,西伯利亚高压增强、东亚大槽加深,最终导致了西伯利亚出现严冬。3、冬季地表温度“暖北极-冷西伯利亚”型模态的成因机制;在过去的二十年中,欧亚大陆发生严冬的频次增加,与全球变暖背景下的北极地区快速增温同时发生。由于寒冬对欧亚地区大部分国家的社会生态系统造成了严重破坏,很多学者已经研究了这种“暖北极-冷西伯利亚”冬季地表温度分布型,并且大多数研究将西伯利亚降温归因于全球变暖的一部分,即巴伦支-喀拉海地区海冰迅速减少。然而全球耦合气候系统模式模拟结果表明,海冰融化驱动的欧亚大陆寒冬并不太可能成为未来气候变化主模态。通过对合成的119年观测再分析资料和CESM-LME中CTRL试验、SSI试验、和GHGs试验结果分析发现,WACS模态是北极-欧亚大陆冬季地表温度主模态之一,近20年冬季WACS频发是由于北极-欧亚大陆冬季地表温度主模态由全区一致型转变成了WACS型。模式模拟结果表明,在温室气体和太阳辐射强迫下的北极-欧亚大陆冬季地表温度第一模态是全区一致型,而WACS模态是大西洋多年代际涛动（Atlantic Multidecadal Oscillation,简称AMO）处于正位相阶段时北极-欧亚大陆冬季地表温度第一模态。在AMO处于正位相期间,北大西洋暖海温异常会激发从北大西洋到欧亚大陆波列,加强了乌拉尔山高压脊和东亚大槽,从而有利于冷空下南下,最终导致WACS型温度分布模态。同时,从北大西洋激发的波列会使得巴伦支海海冰进一步融化继而加强WACS模态。值得注意的是,在最近一个AMO正位相阶段（1998–2013）WACS模态的强度比前一个时期（1927-1965）WACS模态的强度更强,这可能与最近中太平洋型El Ni（?）o事件频发有关。4、过去70年赤道中太平洋准11年振荡及其成因机制;虽然有学者开展过关于太平洋海温场和海平面气压场准11年周期振荡（QDO）的研究,但是迄今为止对QDO时空演变特征和成因机制仍然知之甚少。基于合成的两套观测资料结果发现,1951年以来赤道中太平洋（ECP）海表温度具有显着的11年周期,但在此之前（1871-1950年）ECP海温并不存在显着的年代际信号。根据年平均ECP区域平均海表温度定义的ECP指数与海温场、环流场进行超前滞后相关分析结果表明,ECP准11年振荡最初发展于美国西海岸到ECP地区东北-西南倾斜带中,热带北太平洋大气加热引起的罗斯贝波响应正反馈机制在其发展过程中起到了很大的作用。ECP发展过程主要受经向平流过程和温跃层加深过程影响,而纬向平流过程则控制了ECP衰减。ECP发展过程中涉及到的反馈机制与厄尔尼诺发展过程中涉及到的反馈过程完全不一样,在厄尔尼诺现象发展过程中纬向平流项的贡献最大。分析导致ECP具有准11年振荡的因素发现,QDO与太阳辐射11年周期具有正相关关系,但是存在1-2年相位延迟;与此同时,连续爆发的厄尔尼诺现象或持久的拉尼娜现象出现的年份也和ECP峰值年份基本对应。
刘彩红[9]（2020）在《青藏高原雪灾频数变化及其对海温异常强迫的响应》文中进行了进一步梳理雪灾是青藏高原最主要、影响最广、破坏力最大的气象灾害,加强高原雪灾变化特征及驱动力研究,对藏区防范气候风险和生态风险具有着重要意义。本文利用1978—2014年青藏高原72站冬半年（10月—翌年3月）积雪深度和积雪日数定义了雪灾发生的指标,分析了雪灾变化特征,采用广义平衡反馈分析与主成分分析（GEFA-EOF）相结合的最优反馈模分析方法,探讨了雪灾频数与海温异常模态的反馈关系,揭示了关键区域海温异常对高原雪灾变化的相对贡献及影响机制,并采用ECHAM5模式敏感性试验,进一步证实了海温对高原雪灾的反馈作用,主要结论如下:（1）1978—2014年,青藏高原冬半年降雪量表现出区域性差异,高原西南及东南部降雪量减少,其它地区增多。冬半年高原平均气温在零度以下,为-4.0℃。积雪日数总体减少,平均积雪深度无明显线性趋势变化,雪灾频数主要表现为显着7a的准周期性振荡。（2）冬半年青藏高原雪灾频数自北向南增加,高值区主要集中在喜马拉雅山脉北坡及嘉黎地区,累计发生雪灾80～105次,青海西北部及东部农业区在10次以下。多雪灾年,对流层中高层,极地至亚洲中高纬地区高度场整体偏低,亚欧中高纬位势高度异常自西到东呈现“+-+”配置,为典型两脊一槽型,乌拉尔山槽区引导冷空气南下,高原上空为异常中心,中低层,高原上为异常气旋性环流,加之贝湖附近异常反气旋影响,西北太平洋的东风湿润气流和孟加拉湾异常反气旋顶部西南偏西暖湿气流在高原上空辐合,降雪量增多;少雪灾年,亚欧中纬地区自西到东呈现“-+-”配置,为典型两槽一脊型,青藏高原受脊前西北气流系统控制,无明显水汽输送至高原地区,降雪量减少。（3）冬半年,高原雪灾频数与热带海表温度异常有显着的统计关联。GEFA诊断显示赤道中东太平洋El Ni（?）o型（TP1）海温异常和热带印度洋海温偶极子模态（IOD）对雪灾频数变化的贡献在45%以上,其中TP1贡献为23.8%。当赤道太平洋或热带印度洋SSTA有TP1或IOD型正位相的海温强迫时,雪灾频数分别增加3.6、3.9次。El Ni（?）o发生时,对流层中高层“+-+”环流形式加强,中高纬乌拉尔山地区为异常高压,贝湖以北及我国均为异常低值区,西北太平洋面上存在异常高值中心,东亚大槽偏弱、偏西,高原西部存在低值中心。IOD正位相时,中低层的水汽输送加强:欧亚大陆中高纬为异常反气旋,伊朗高原至我国东部为异常气旋,西北太平洋湿润东风气流在中高纬异常反气旋作用下进入高原北部,阿拉伯海暖湿气流在南海-孟加拉湾-印度洋异常反气旋作用下经伊朗高原输送至高原南部,高原上空水汽增加,对流加强;两关键海域的共同作用,促使气流在高原辐合,利于高原降雪发生。（4）ECHAM5模式敏感性试验结果表明,赤道中东太平洋El Ni（?）o型海温异常在对流中高层强迫一Rossby波列,位势高度异常从热带太平洋向北到中纬度太平洋,向西到东亚大陆,再到印度半岛为正-负-正-负的环流型态,其与控制降雪多年的环流异常型相似。这样的环流型使东亚大槽减弱,东亚异常反气旋南侧的异常东风与来自北印度洋偏南风在高原辐合,有利于降雪发生。印度洋偶极子型正位相海温异常强迫作用,使对流层中高层,来自西伯利亚异常反气旋东侧的干冷空气与西北太平洋异常东风的湿润气流进入高原,易在高原产生降雪。
袁帅[10]（2020）在《印度夏季风与ENSO事件对东亚夏季降水的影响》文中研究表明利用1951-2019年的再分析资料、海温资料、海洋热含量以及降水资料等,主要采用统计检验和合成分析等统计方法,研究印度夏季风与ENSO事件对东亚夏季降水的影响。根据印度夏季风指数和ENSO事件的定义,我们将季风与ENSO分成三组六类:共振组[弱季风—厄尔尼诺（WM-EN）,强季风—拉尼娜（SM-LN）]、正常季风-ENSO组[正常季风—厄尔尼诺（NM-EN）,正常季风—拉尼娜（NM-LN）]和季风-非ENSO组[弱季风—非ENSO（WM-NE）,强季风—非ENSO（SM-NE）]。我们发现印度夏季风和ENSO事件并不总是强相关的,只有满足一定条件时才能出现强耦合的现象,因此我们将两种强耦合的分类（WM-EN和SM-LN）称为共振效应。我们从大气和海洋两个过程进行分析,分析得出热带印度洋和赤道中东太平洋上的海温异常符号相同且与海洋大陆附近的海温异常相反时,是印度夏季风与ENSO事件产生共振的一个重要因素。我们将不同分类下东亚夏季降水异常进行合成,ENSO冷暖位相发展期夏季降水异常与强弱季风夏季降水异常分布类似,因此我们认为ENSO发展期与印度夏季风的关系更密切。在研究共振效应下东亚夏季降水异常时,发现共振效应下的东亚夏季降水异常范围更大、强度更强,WM-EN主要体现在中国华北地区降水负异常显着,而SM-LN则在长江流域产生了更强的降水正异常。此外,当仅有季风事件而无ENSO事件时,强弱季风年东亚夏季降水异常并未呈现明显的反相分布,这表明ENSO事件在印度夏季风影响东亚夏季降水过程中起着重要的作用。同样缺少季风事件影响时,仅有ENSO影响下的东亚夏季降水异常也在一定程度上不同于以往研究得出的结果。因此我们认为ENSO事件与印度夏季风事件相辅相成,只有当它们共同作用时,对东亚地区降水产生的异常才较强。当仅仅分析其中一个因子而剔除另一个因子时,无法得出与前人研究相一致的结论。共振效应对于极端指数R99的分布影响不明显,这可能由于数据覆盖率低,且为年数据的原因;但对于极端指数Rx5day,夏季异常分布与一般降水异常类似,虽然季风-非ENSO组的方差仍是最大的,但是降水异常都为负异常,且不具有反相的特征,与前人的研究不一致,因此我们认为,共振效应对极端降水也有一定的影响,但不如一般性降水异常显着。我们认为,共振效应之所以有较强的影响,是因为共振组包含的强事件多、低空风场与海洋次表层热含量之间形成一种正反馈机制以及水汽输送较多。通过机制分析我们发现,东亚夏季降水异常或是极端降水异常,并不是单一因素影响形成的。ENSO事件可以驱动环流,印度夏季风为东亚地区带来水汽,只有当两者产生共振时影响才更强。
二、赤道中印度洋夏季变温对中国夏季降水影响的数值模拟（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、赤道中印度洋夏季变温对中国夏季降水影响的数值模拟（论文提纲范文）
（1）2016年秋季中国南方降水异常的大尺度环流特征及其与海温的联系（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究目的及意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 降水异常 |
| 1.2.2 降水异常的季节性 |
| 1.2.3 影响大范围异常降水的因素 |
| 1.2.3.1 大气环流的直接影响 |
| 1.2.3.2 外强迫信号的影响 |
| 1.3 问题的提出及本文的研究内容 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料说明 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 相关分析及检验 |
| 2.2.2 合成分析及检验 |
| 2.2.3 谐波分析方法 |
| 2.2.4 一元线性回归分析 |
| 2.2.5 水汽通量及其散度的计算 |
| 2.2.6 识别热带气旋降水 |
| 2.3 模式简介 |
| 第三章 2016 年秋季降水和环流异常特征 |
| 3.1 降水量异常分布 |
| 3.2 大气环流异常特征 |
| 3.2.1 秋季平均的大气环流场 |
| 3.2.2 季节内大气环流变化特征 |
| 3.3 台风对降水的影响 |
| 3.3.1 台风降水的空间分布特征 |
| 3.3.2 去除台风影响分析 |
| 3.4 本章小结与讨论 |
| 第四章 环流异常成因分析 |
| 4.1 2016 年秋季海温异常特征 |
| 4.2 海温年际异常对我国南方秋季降水的可能影响 |
| 4.3 海温背景场增暖对我国南方秋季降水的可能影响 |
| 4.4 本章小结与讨论 |
| 第五章 海温影响的数值模拟 |
| 5.1 单片海区试验方案 |
| 5.2 单片海区试验结果分析 |
| 5.2.1 赤道西太平洋海温异常试验 |
| 5.2.2 东南太平洋海温异常试验 |
| 5.2.3 北大西洋海温异常试验 |
| 5.3 多片海区试验方案 |
| 5.4 多片海区试验结果分析 |
| 5.4.1 赤道西太平洋和北大西洋海温异常试验 |
| 5.4.2 东南太平洋和北大西洋海温异常试验 |
| 5.5 本章小结与讨论 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 研究内容总结 |
| 6.2 本文特色与创新 |
| 6.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（2）厄尔尼诺/拉尼娜次年中国东部夏季降水多样性（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 ENSO与东亚降水的关系 |
| 1.2.2 与ENSO有关的西北太平洋异常反气旋的维持机制 |
| 1.2.3 中高纬大气环流对东亚降水的影响 |
| 1.2.4 ENSO分类对东亚降水的影响 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 本文的研究内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料、模式介绍 |
| 2.2 方法说明 |
| 2.2.1 厄尔尼诺/拉尼娜事件的挑选 |
| 2.2.2 K均值聚类分析方法 |
| 2.2.3 经验正交函数分解法 |
| 2.2.4 去除时间序列样本线性变化趋势 |
| 2.2.5 合成分析和信度检验 |
| 第三章 厄尔尼诺次年中国东部夏季降水多样性 |
| 3.1 中国东部的降水异常分布 |
| 3.2 西北太平洋异常反气旋的变化 |
| 3.3 维持西北太平洋异常反气旋的机制 |
| 3.3.1 与异常反气旋相关的海温变化 |
| 3.3.2 与异常反气旋相关的反馈 |
| 3.3.3 与反馈相关的三个指数 |
| 3.4 中高纬环流对夏季降水的影响 |
| 3.5 夏季降水的季节内迁移 |
| 3.6 CMIP5模式模拟的响应 |
| 3.7 本章小结 |
| 第四章 拉尼娜次年中国东部夏季降水多样性 |
| 4.1 中国东部的降水异常分布 |
| 4.2 西北太平洋异常气旋的变化 |
| 4.3 维持西北太平洋异常气旋的机制 |
| 4.3.1 与异常气旋相关的海温变化 |
| 4.3.2 与异常气旋相关的反馈 |
| 4.4 中高纬环流的影响 |
| 4.5 夏季降水的季节内迁移 |
| 4.6 CMIP5模式模拟的响应 |
| 4.7 本章小结 |
| 第五章 全文总结和讨论 |
| 5.1 全文总结 |
| 5.2 论文创新点 |
| 5.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简介 |
（3）关键区海温变化对于20世纪70年代末西太副高东退的可能影响（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 存在的问题 |
| 1.4 本文研究的主要内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 第三章 70 年代后期海温关键区和东亚地区夏季环流的年代际变化 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 海温关键区的年代际变化 |
| 3.3 东亚西风急流的年代际变化 |
| 3.4 东亚夏季风的年代际变化 |
| 3.5 西太副高的年代际变化 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 关键区海温的数值试验 |
| 4.1 印度洋的敏感性试验 |
| 4.2 西北太平洋的敏感性试验 |
| 4.3 赤道中东部太平洋的敏感性试验 |
| 4.4 PDO的敏感性试验 |
| 4.5 关键区海温叠加的敏感性试验 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 PDO影响西太副高东退的可能机制 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 CAM4 模式结果得到的西太副高变化 |
| 5.3 PDO影响西太副高年代际变化的物理机制 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 总结与讨论 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 主要创新点 |
| 6.3 探讨及展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 基本情况 |
| 论文情况 |
| 参与项目 |
（4）夏季西北太平洋异常反气旋的季节内至年际尺度变化特征与机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 夏季西北太平洋异常反气旋的年际变率 |
| 1.2.2 印太海域热带大气季节内振荡特征、理论模型及影响 |
| 1.2.3 MJO-ENSO相互作用对亚洲夏季风的影响 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 主要研究内容及论文章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.1.1 观测资料 |
| 2.1.2 ECHAM5 大气模式的多成员集合模拟 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 水汽诊断 |
| 2.2.2 能量诊断 |
| 第三章 西北太平洋异常反气旋——亚洲夏季风区的跨尺度共同模态 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 夏季热带印太地区的季节内与年际尺度主模态 |
| 3.2.1 季节内主模态的结构与特征 |
| 3.2.2 90 天低通滤波后的主要模态 |
| 3.3 西北太平洋异常反气旋:夏季局地大气跨尺度共同模态 |
| 3.3.1 跨尺度共同模态的相应贡献 |
| 3.3.2 跨尺度共同模态的形成机理 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 夏季西北太平洋异常反气旋年际变化的逐月演变特征及其与ENSO的联系 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 前冬El Ni?o对后期夏季西北太平洋异常反气旋逐月变化的影响 |
| 4.2.1 与SSTA和对流层低层风场的联系 |
| 4.2.2 对流层环流异常的逐月特征 |
| 4.2.3 降水与对流层垂直运动的逐月变化 |
| 4.2.4 El Ni?o衰减期西北太平洋异常反气旋对中国东部降水影响的机制讨论 |
| 4.3 西北太平洋异常反气旋与同期 LaNi?a的联系 |
| 4.3.1 与SSTA和对流层低层风场的联系 |
| 4.3.2 对流层环流异常的逐月特征 |
| 4.3.3 降水与对流层垂直运动的逐月变化 |
| 4.3.4 西北太平洋异常反气旋对中国东部降水影响的机制讨论 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 热带季节内振荡对非ENSO引起的西北太平洋异常反气旋年际变率的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 海温强迫信号与大气内部变率的分离 |
| 5.2.1 同期ENSO影响模态 |
| 5.2.2 印太电容器效应模态 |
| 5.2.3 大气内部过程模态 |
| 5.3 ISO与大气内部变率的联系 |
| 5.3.1 利用EOF揭示的夏季ISO模态及位相传播特征 |
| 5.3.2 夏季ISO对大气内部变率引起的西北太平洋反气旋的贡献 |
| 5.3.3 机制讨论 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 西北太平洋异常反气旋对2016与2020 年夏季局地气候异常的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 2016 年夏季印太海域气候异常及其成因 |
| 6.2.1 降水与低层环流的次季节特征 |
| 6.2.2 热带ISO对2016年8 月气旋环流异常的贡献 |
| 6.3 2020 年长江中下游梅雨异常与西北太平洋异常反气旋的联系 |
| 6.3.1 2020 年梅雨特征 |
| 6.3.2 2020 梅雨的年际成因 |
| 6.3.3 2020 年长江中下游梅雨的季节内特征及其成因 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 基于夏季西北太平洋异常反气旋的ISO北传特征及机理研究 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 西北太平洋异常反气旋与“水汽模” |
| 7.2.1 季节内西北太平洋异常反气旋指数的构造 |
| 7.2.2 “水汽模”理论的适用 |
| 7.3 夏季ISO的水汽方程诊断 |
| 7.3.1 水汽的水平平流作用 |
| 7.3.2 水汽方程其余项的作用 |
| 7.4 本章小结 |
| 第八章 总结与展望 |
| 8.1 本文主要结论 |
| 8.2 本文创新点 |
| 8.3 问题和展望 |
| 参考文献 |
| 在读期间科研状况 |
| 致谢 |
（5）重建和模拟中过去千年火山活动对东亚夏季风降水的影响（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 季风降水的变率及其对外部强迫的响应 |
| 1.2.1 季风降水的变率 |
| 1.2.2 季风降水对外部强迫的响应 |
| 1.3 火山喷发后的气候效应 |
| 1.3.1 火山喷发后的直接响应 |
| 1.3.2 火山喷发与ENSO的关系 |
| 1.4 存在问题和本文研究内容 |
| 1.5 章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料说明 |
| 2.1.1 观测资料和代用资料 |
| 2.1.2 过去千年模式资料介绍 |
| 2.1.3 试验设计 |
| 2.1.4 Gill模型 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 能量诊断方程 |
| 2.2.2 叠加周期分析 |
| 第三章 东亚夏季风降水对赤道火山喷发直接响应及其影响因子 |
| 3.1 重建中温度和东亚夏季风降水的演变 |
| 3.2 东亚夏季风降水对赤道强火山喷发的响应特征 |
| 3.3 降水不同响应的物理机制讨论 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 赤道火山喷发后的直接和间接作用对东亚夏季风降水的影响 |
| 4.1 赤道火山喷发引起的次年东亚夏季风降水增强 |
| 4.2 模式中厄尔尼诺和东亚夏季风降水的关系 |
| 4.3 重建中厄尔尼诺和东亚夏季风降水的关系 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 赤道火山激发赤道太平洋西风异常的机理研究 |
| 5.1 观测和模拟中火山和厄尔尼诺的关系 |
| 5.2 西风异常和降水的抑制响应 |
| 5.3 不同区域陆地降温的作用 |
| 5.4 不同区域异常降水的作用 |
| 5.5 模型模拟厄尔尼诺的差异 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 东亚夏季风降水对北半球、南半球和赤道火山喷发后的响应 |
| 6.1 观测和重建中东亚夏季风降水对北半球、南半球和赤道火山喷发的响应 |
| 6.2 模拟中东亚夏季风降水对北半球、南半球和赤道火山喷发的响应 |
| 6.3 不对称火山强迫的物理机制讨论 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 论文特色与创新 |
| 7.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在读期间科研情况 |
| 1 发表论文情况 |
| 2 参加项目情况 |
| 3 参加学术会议情况 |
| 致谢 |
（6）中国东北春季降水年际和年代际变率物理机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究目的和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 章节安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料说明 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.3 数值模式介绍 |
| 第三章 东北春季降水年际和年代际变率特征 |
| 3.1 气候态分布特征 |
| 3.2 年际变率时空特征 |
| 3.3 年代际变率时空特征 |
| 3.4 本章小结 |
| 3.5 讨论 |
| 第四章 东北春季降水年际和年代际变率机理的数值模拟 |
| 4.1 年际变率机理的数值模拟 |
| 4.2 年代际变率机理的数值模拟 |
| 4.3 本章小结 |
| 4.4 可预报性讨论 |
| 第五章 总结和讨论 |
| 5.1 总结 |
| 5.2 讨论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（7）ENSO对次年夏季西北太平洋降水的非对称影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 赤道中太平洋厄尔尼诺 |
| 1.3 ENSO对西北太平洋的影响 |
| 1.4 ENSO的非对称性研究 |
| 1.5 问题的提出和研究内容 |
| 1.6 论文章节安排 |
| 第2章 ENSO对WNP次年夏季降水的非对称影响 |
| 2.1 数据和方法 |
| 2.1.1 主要数据和方法 |
| 2.1.2 指数的选择 |
| 2.2 ENSO对WNP次年夏季的非对称影响 |
| 2.2.1 各类型ENSO冬季指数与WNP次年夏季降水的关系 |
| 2.2.2 WNP次年夏季降水的空间分布分析 |
| 2.3 本章小结 |
| 第3章 东部型和中部型ENSO影响WNP次年夏季降水的过程 |
| 3.1 数据和方法 |
| 3.2 水平风场和垂直风场 |
| 3.3 辐合辐散场和流函数场 |
| 3.4 本章小结 |
| 第4章 各类型ENSO从冬季到夏季的演变过程 |
| 4.1 数据和方法 |
| 4.2 各类型ENSO海表面温度演变 |
| 4.3 各类型ENSO环流场的演变 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 总结与展望 |
| 5.1 全文总结 |
| 5.1.1 ENSO对WNP次年夏季降水的非对称影响 |
| 5.1.2 东部型和中部型ENSO影响WNP次年夏季降水的过程 |
| 5.1.3 各类型ENSO从冬季到夏季的演变过程 |
| 5.2 论文的贡献和创新点 |
| 5.3 未来工作展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 在读期间发表的学术论文与取得的其他研究成果 |
（8）太阳活动对亚洲季风年代际气候变化的影响研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究意义与目的 |
| 1.3 国内外研究现状综述 |
| 1.3.1 太阳活动对气候系统的影响 |
| 1.3.1.1 平流层对太阳活动11 年周期的响应 |
| 1.3.1.2 对流层对太阳活动11 年周期的响应 |
| 1.3.1.3 太阳活动11 年周期对气候系统影响机制 |
| 1.3.2 亚洲季风年代际变化特征及其影响因子 |
| 1.3.2.1 亚洲夏季风 |
| 1.3.2.2 亚洲冬季风 |
| 1.3.3 太阳活动对亚洲季风的影响 |
| 1.3.4 研究现状总结 |
| 1.4 研究内容与论文组织 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 论文组织 |
| 第二章 数据和方法 |
| 2.1 数据 |
| 2.1.1 观测资料 |
| 2.1.2 模式模拟资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 经验正交函数分解 |
| 2.2.2 滤波 |
| 2.2.3 周期分析 |
| 2.2.4 相关分析 |
| 2.2.5 波活动通量 |
| 2.2.6 海洋混合层海温热量收支诊断方程 |
| 2.3 指数定义 |
| 第三章 太阳活动11 年周期对东亚夏季风年代际变率的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.1.1 亚洲地区夏季风降水年代际信号诊断 |
| 3.1.2 东亚夏季风指数定义 |
| 3.2 太阳活动与EASM年代际变率之间的关系 |
| 3.3 太阳活动对东亚夏季风年代际变率的影响机制 |
| 3.3.1 太平洋海温与东亚夏季风年代际变化的关系 |
| 3.3.2 太阳活动11 年周期对北太平洋海温的影响 |
| 3.3.3 太阳活动11 周期强迫PDO准11 年周期 |
| 3.3.4 太阳活动影响东亚夏季风和PDO关键机制 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 太阳活动11 年周期对亚洲冬季风年代际变率的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 观测资料与控制试验中亚洲冬季风时空变化特征 |
| 4.3 太阳活动与亚洲冬季风年代际变率之间的关系 |
| 4.3.1 SSI试验中亚洲冬季风时空变化特征 |
| 4.3.2 AWM北方模态年代际变率与太阳活动11 年周期之间的关系 |
| 4.4 太阳活动对亚洲冬季风年代际变率的影响过程 |
| 4.4.1 累积太阳辐射与亚洲冬季风年代际变率之间的关系 |
| 4.4.2 太阳活动影响巴伦支海海冰和亚洲北部寒冬关键机制 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 冬季地表温度“暖北极-冷西伯利亚”型模态的成因机制 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 “暖北极-冷西伯利亚”模态的本质 |
| 5.3 可能影响“暖北极-冷西伯利亚”模态的因素 |
| 5.3.1 外强迫对“暖北极-冷西伯利亚”模态的影响 |
| 5.3.2 气候系统内部变率对“暖北极-冷西伯利亚”模态的影响 |
| 5.3.2.1 AMO与 WACS模态的关系 |
| 5.3.2.2 AMO对 WACS模态的影响 |
| 5.3.2.3 巴伦支海海冰融化的加强机制 |
| 5.3.2.4 CP型厄尔尼诺事件对WACS模态的影响 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 过去70 年赤道中太平洋准11 年振荡及其成因机制 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 太平洋QDO指数及其时空特征结构 |
| 6.3 太平洋QDO触发机制和发展过程 |
| 6.3.1 赤道中太平洋QDO的发展过程 |
| 6.3.2 赤道中太平洋发展和衰减过程中的反馈机制 |
| 6.4 决定QDO时间尺度的因子 |
| 6.4.1 太阳辐射11 年周期 |
| 6.4.2 ENSO的低频变率 |
| 6.5 本章小节 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 研究特色与创新 |
| 7.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 缩略语表 |
| 在读期间发表的学术论文及研究成果 |
| 发表论文 |
| 主持科研项目 |
| 参与科研项目 |
| 会议报告 |
| 致谢 |
（9）青藏高原雪灾频数变化及其对海温异常强迫的响应（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 国内外研究进展 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 主要研究内容 |
| 1.5 各章内容安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.2 资料 |
| 2.3 技术方法 |
| 第三章 青藏高原雪灾影响要素的气候变化事实 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 气温时空变化特征 |
| 3.3 降水时空变化特征 |
| 3.4 积雪时空变化特征 |
| 3.5 本章讨论与小节 |
| 第四章 青藏高原雪灾指数及其变化特征 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 雪灾指数定义 |
| 4.3 雪灾变化趋势及区域性差异 |
| 4.4 典型多、少雪灾年份异常环流合成分析 |
| 4.5 本章讨论及小结 |
| 第五章 海温异常对雪灾变率强迫作用的诊断 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 海温强迫场的选取 |
| 5.3 雪灾频数对海温强迫作用的GEFA响应 |
| 5.4 关键SSTA模影响雪灾生成的可能过程 |
| 5.5 本章小结及讨论 |
| 第六章 海温异常对雪灾异常影响的敏感性试验 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 模式对大气环流模拟能力的评估 |
| 6.3 试验设计 |
| 6.4 海温异常对青藏高原雪灾异常的强迫效应 |
| 6.5 本章小结及讨论 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 特色及创新点 |
| 7.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（10）印度夏季风与ENSO事件对东亚夏季降水的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究目的及意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 印度夏季风对东亚降水的影响 |
| 1.2.2 ENSO事件对东亚降水的影响 |
| 1.2.3 印度夏季风与ENSO事件相互作用及其对东亚降水的影响 |
| 1.3 创新点 |
| 1.4 本文主要研究内容 |
| 2 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 3 印度夏季风与ENSO事件间的共振效应 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 SASM与 ENSO循环的关系 |
| 3.2.1 剪切动能Ks与 SASM |
| 3.2.2 南亚夏季风与ENSO事件的分类 |
| 3.3 季风环流与Walker环流的关系 |
| 3.3.1 低层环流场 |
| 3.3.2 高空环流场 |
| 3.3.3 季风环流(MC)和Walker环流(WC) |
| 3.4 影响两系统关系的物理过程 |
| 3.4.1 大气过程 |
| 3.4.2 海洋过程 |
| 3.5 假设 |
| 3.6 总结与讨论 |
| 3.6.1 总结 |
| 3.6.2 讨论 |
| 4 东亚夏季降水对印度夏季风与ENSO事件的响应 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 印度夏季风对东亚降水的影响 |
| 4.3 ENSO事件对东亚降水的影响 |
| 4.4 东亚夏季降水对印度夏季风与ENSO事件的响应 |
| 4.5 共振效应对东亚极端降水的影响 |
| 4.6 小结 |
| 5 印度夏季风与ENSO事件对东亚降水影响的机理分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 ENSO事件与印度夏季风的强度 |
| 5.3 海洋次表层热含量异常 |
| 5.4 低层水汽输送 |
| 5.5 小结 |
| 6 总结与讨论 |
| 6.1 总结 |
| 6.2 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 导师简介 |
四、赤道中印度洋夏季变温对中国夏季降水影响的数值模拟（论文参考文献）
- [1]2016年秋季中国南方降水异常的大尺度环流特征及其与海温的联系[D]. 蒋子瑶. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [2]厄尔尼诺/拉尼娜次年中国东部夏季降水多样性[D]. 章雯. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [3]关键区海温变化对于20世纪70年代末西太副高东退的可能影响[D]. 童奇. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [4]夏季西北太平洋异常反气旋的季节内至年际尺度变化特征与机理研究[D]. 王旭栋. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [5]重建和模拟中过去千年火山活动对东亚夏季风降水的影响[D]. 柴静. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [6]中国东北春季降水年际和年代际变率物理机制[D]. 卢睿. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [7]ENSO对次年夏季西北太平洋降水的非对称影响[D]. 毕成祥. 中国科学技术大学, 2021(08)
- [8]太阳活动对亚洲季风年代际气候变化的影响研究[D]. 靳春寒. 南京师范大学, 2021
- [9]青藏高原雪灾频数变化及其对海温异常强迫的响应[D]. 刘彩红. 南京信息工程大学, 2020
- [10]印度夏季风与ENSO事件对东亚夏季降水的影响[D]. 袁帅. 广东海洋大学, 2020(02)