一、DIAGNOSTIC ANALYSIS OF MEAN MERIDIONAL CIRCULATION ANOMALY IN LOW LATITUDES IN RELATION TO ZONAL MEAN SST ANOMALY（论文文献综述）
刘俏[1]（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》文中研究说明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。
李双双[2]（2021）在《中亚极端降雪的变化及其与北大西洋两类海温模态增强的联系》文中认为中亚干旱区作为全球最大的非地带性干旱区,其地形复杂,水资源短缺,生态环境脆弱,因此研究其极端降雪的变化对当地生态环境和“一带一路”战略的可持续发展具有重要的意义。本文基于美国气候预报中心（CPC）提供的1979-2018年逐日降水数据,欧洲中期天气预报中心（ECMWF）的再分析数据和美国国家海洋和大气管理局（NOAA）的海温数据,通过诊断分析方法和数值模拟试验探究了中亚干旱区极端降雪的时空演变特征及其与北大西洋海温的联系,并对其影响机制进行了分析,主要结论如下:（1）中亚地区冬季极端降雪的空间分布极不均匀,极端降雪主要发生在哈萨克斯坦、吉尔吉斯斯坦、塔吉克斯坦和新疆北部地区,而乌兹别克斯坦、土库曼斯坦和新疆南部的沙漠地区极端降雪较少。六个极端降雪指数在中亚和各个气候区均表现为显着的增加趋势,极端降雪频次和强度增强共同导致该地区极端降雪总量增加。其中,以天山山脉为代表的南部关键区极端降雪最多且年际变率最大,并于20世纪末发生突变。（2）中亚南部关键区极端降雪频次增加对应沿着北大西洋急流和亚非急流的两支波列增强:在中高纬度地区,北大西洋至巴尔喀什湖一带表现为位势高度异常为“正-负-正-负”的波列形势,其中巴尔喀什湖一带为异常气旋性环流;在低纬度地区,阿拉伯海北部为异常反气旋性环流。（3）欧亚大陆环流异常的波源位于副热带北大西洋和热带北大西洋,并对应增强的北大西洋“一致型”和“三极子型”两类海温模态。自20世纪末以来,增加的（副）热带海温及两类模态指数均有助于亚非急流入口西伸,并与北大西洋急流对接,其加强了波源区能量沿两支急流向下游频散,并增强了两支波列,进而导致巴尔喀什湖一带的气旋性异常和阿拉伯海北部的反气旋性异常加强,二者增强了来自阿拉伯海等的暖湿水汽输送以及中亚南部的辐合上升运动,有助于南部关键区极端降雪增加。随着气候变暖,这支水汽对于中亚地区降雪和极端降雪的影响会更加显着。（4）利用地球系统模式CESM1.0.4的CAM5.1通用大气模块对北大西洋“一致型”和“三极子型”两类海温模态进行数值模拟,试验结果表明这两类海温模态均能再现沿着北大西洋急流和亚非急流两支增强的波列,波源位置与观测结果一致,较好地验证了北大西洋副热带和热带海温通过波列和涡旋异常对极端降雪的影响。
蒋子瑶[3]（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》文中提出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。
陈宇航[4]（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。
马茜蓉[5]（2021）在《中亚夏季极端降水变化的多尺度特征及影响机理》文中指出中亚干旱半干旱区水资源短缺,是对气候变化响应最敏感的区域之一。中亚地区具有冬、夏季多降水和山区多降水的特征。近几十年,在全球气候变化的影响下,中亚地区降水出现增加趋势;极端降水事件不确定性和强度增加;相关次生灾害和经济损失呈指数上升。1990s左右中亚五国地区台站观测气象数据的中断致使中亚地区极端天气气候事件研究的基础数据和研究成果相对较少,深入研究中亚地区夏季极端降水变化特征及其物理机制,对提高干旱区极端事件认识、极端降水预报水平、灾害防御部署和水资源合理分配具有重要的科学指导意义。因此,本论文通过观测和再分析资料结合,利用气象统计和天气学动力分析方法以及数值模式模拟,系统地分析了中亚夏季极端降水变化特征及多尺度耦合对其的影响,本研究的主要结论包括:1.1979-2018年中亚夏季极端降水整体呈现增加趋势,以中亚东部地区（65°E以东）增加最显着。选取CPC（Climate Prediction Center,CPC）逐日降水数据作为本研究基础数据,该资料能够较好地刻画中亚夏季降水的特征并发现:中亚地区夏季降水和极端降水具有由北向南逐渐递减和山区多降水的特征,且均存在准3年和准10年尺度周期;中亚夏季极端降水对降水的贡献率可达51.5%;近40年中亚夏季降水和极端降水呈现显着增加趋势,并且具有明显的区域差异,以中亚东部地区（65°E以东地区）显着增加为主,尤其是哈萨克斯坦北部和天山地区;中亚东部极端降水在2000年后呈现显着的年代际增加,最近十年极端降水强度和发生概率增加最显着。2.中亚东部极端降水年代际增加受大尺度环流和关键环流因子年代际加强影响。欧亚大陆上空50°N附近异常的准定常波列影响中亚东部极端降水年际变化,其特征为:北大西洋高纬、中亚地区气旋性异常加强,北大西洋低纬地区、欧洲和东亚地区反气旋异常加强;环流异常导致巴尔喀什湖附近长波槽加深,高纬巴伦支海和喀拉海地区的水汽和西南暖湿水汽向中亚东部输送并在槽前辐合上升;NAO（North Atlantic Oscillation,NAO）和EA/WR（East Atlantic/Western Russia,EA/WR）负位相加强是影响上述准定常波列异常的关键环流因子,2000年后影响极端降水的异常环流和关键环流因子年代际加强导致极端降水年代际增加。3.天气尺度瞬变和大尺度环流异常共同作用使得长波槽脊发展、天气尺度瞬变扰动加强以及中小尺度涡旋活动增加,导致中亚东部极端降水增加。发生极端降水时低层和中层天气尺度动能传输是动能增加的主要贡献项之一。大尺度环流异常背景下,欧亚大陆上空有两组天气尺度的瞬变波通过增加中亚东部地区的瞬变涡活动和瞬变扰动动能,使得中亚地区气旋性异常加强,巴尔喀什湖长波槽加深。加深的长波槽促进中亚南部暖湿水汽和中小尺度涡旋沿槽前西南气流向中亚东部地区输送,导致该地区极端降水增加。与此同时,当天山地区发生极端降水时,地形抬升激发更多的小尺度涡旋,并随着槽前西南气流继续向北输送至哈萨克斯坦北部,为该地区极端降水维持和加强提供了水汽和动力条件,最终在不同尺度环流共同作用影响下导致中亚东部极端降水增加。4.北大西洋夏季海温异常和巴伦支海春季海冰退化是影响中亚东部极端降水增加的重要外强迫因子。北大西洋海温变化呈现出“+-+”的纬向分布特征,其中高纬地区海温增加速率更快,使得50°N附近海温梯度增大,Rossby波能量向东频散加强,导致影响极端降水的大尺度环流异常加强。北大西洋高纬海温年代际升温与环流异常和中亚东部极端降水年代际增加密切相关。北大西洋中低纬海温正异常通过影响30°N附近准定常波列导致印度半岛和东亚地区反气旋加强促进向中亚输送的偏西南水汽和NAO、EA/WR负位相年际加强,影响中亚东部极端降水增加。春季巴伦支海海冰融化,一方面通过加强巴伦支海至喀拉海地区低压异常来加深巴尔喀什湖附进的长波槽,影响哈萨克斯坦北部极端降水增加。另一方面导致夏季巴伦支海至喀拉海和北大西洋高纬海温正异常加强,分别通过加强极地-欧亚大陆遥相关型,EA/WR和NAO负位相来影响中亚东部极端降水年际和年代际增加。
吴越[6]（2021）在《NingalooNi（?）o/Ni（?）a与华南冬季降水异常的联系》文中提出本文利用1961—2017年NOAAERSSTV3b逐月平均海表温度数据、NCEP/NCAR逐月平均再分析资料以及由中国CN05.1格点降水资料,研究了 Ningaloo Ni（?）o/Ni（?）a的变化特征,并对Ningaloo Ni（?）o/Ni（?）a与华南冬季降水异常之间的关系进行探讨,最后采用NCAR CAM5.1大气环流模式进行数值模拟,对比观测分析结果,揭示了 Ningaloo Ni（?）o/Ni（?）a对华南冬季降水异常影响的可能机制,主要得到以下结论:（1）Ningaloo Ni（?）o/Ni（?）a是东南印度洋海温异常变化的主导模态,方差贡献率为56%,具有明显的年际变化特点,海温异常大值区位于澳大利亚的西海岸并向西北方向扩展。Ningaloo Ni（?）o/Ni（?）a具有季节锁相的特征,在冬季到达成熟位相,它们的发展过程具有不对称性,相比较而言,Ningaloo Ni（?）a的发展演变过程比Ningaloo Ni（?）o要长。在1961年至2016年共56年中,有9年为Ningaloo Ni（?）o年,有7年为Ningaloo Ni（?）a年。（2）Ningaloo Ni（?）o/Ni（?）a与华南冬季降水异常在年际时间尺度上存在着显着的联系,Ningaloo Ni（?）o指数与华南冬季降水指数为正相关关系,Ningaloo Ni（?）o年份华南冬季降水增加,而Ningaloo Ni（?）a年份时则减少。冬季Ningaloo Ni（?）o指数增加一个标准差的时候,华南地区降水相较于多年平均值降水增加15%左右,当Ningaloo Ni（?）o指数减少一个标准差时,华南地区东部降水相较于多年平均值减少20%以上。（3）Ningaloo Ni（?）o/Ni（?）a能够引发东亚大气环流的异常变化。Ningaloo Ni（?）o年冬季,其暖海温异常增加了东印度洋与西太平洋之间的海平面气压梯度,有利于西太平洋地区形成反气旋式环流异常。低层850 hPa高度上华南地区东部的暖式切变线有利于暖湿空气的辐合上升,亚欧大陆上500 hPa位势高度距平场与EU遥相关型负位相分布类似,200 hPa高度上高原急流增强,温带急流减弱,为华南地区降水的增多提供了有利的水汽与动力条件,有利于华南地区降水的增多,Ningaloo Ni（?）a年则与之相反。（4）结合观测分析与数值试验的结果,Ningaloo Ni（?）o/Ni（?）a影响华南冬季降水异常的可能机制是:Ningaloo Ni（?）o年冬季,由于大气对暖海温异常的响应,澳大利亚西侧对流增强,导致经向环流异常,在南北半球中低纬度形成两个方向相反的异常经向环流圈,气流在15°S上升,到赤道与北半球5°N附近下沉,青藏高原南侧存在异常的上升运动,使得南支槽强度增强。南支急流上活跃的大气扰动向下游地区传播,西南气流将水汽从孟加拉湾北部输送至华南地区,引起华南地区冬季降水的增多,Ningaloo Ni（?）a年冬季则与之相反。
罗小青[7]（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》文中提出本文利用多源资料、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。
蔡志颖[8]（2021）在《西北太平洋不同纬度带海洋涡旋对大气强迫作用的对比研究》文中进行了进一步梳理黑潮延伸体区（KE）和北太平洋副热带海区（NPSUB）不仅是北太平洋上的两个中尺度海洋涡旋最活跃区,也是海气相互作用的关键区域,在整个地球气候系统中起着重要作用。本文借助高分辨率观测资料、理论分析以及数值模拟的手段,研究了春季这两个主要涡旋活跃区内,中尺度海洋涡旋局地大气响应差异、对局地大气的影响机理和可能带来的气候效应。主要结论如下:（1）在观测中,KE、NPSUB区中尺度海洋涡旋均可伴有显着的局地大气异常响应。由于KE区中尺度海洋涡旋平均可带来更强的高空动量下传、海气温度差以及海表面蒸发,因而对应更强的海表面风速（SWS）和表面热通量变化;NPSUB区涡旋更强的大气水汽含量响应将导致更强的局地降水变化。但同等强度海表温度异常强迫下,两地涡旋对应的SWS变化差异并不显着,并且观测和数值模式均表明,涡旋对潜热通量（LHF）的影响要强于感热通量（SHF）,KE区涡旋对SHF影响更明显,NPSUB区涡旋对LHF、局地降水影响更大。（2）通过理想中尺度海洋涡旋数值试验可发现,中尺度海洋涡旋局地大气异常响应与其上空背景大气环流强度、稳定性、水汽含量紧密相关。强背景风速下,涡旋对局地大气的影响表现为垂直混合机制且造成的海平面气压（SLP）与边界层高度（PBLH）变化发生偏移。弱背景风速下,涡旋对局地大气的影响则体现为SLP调整机制,并可改变表面大气环流。随着大气背景环流、不稳定性的增强,SWS和表面热通量差异有所增强,但PBLH变化逐渐减小。大气中的水汽,不仅可增强表面风散度、涡旋上空的次级环流,产生的非绝热加热将促使垂直运动延伸高度有所提升。（3）在更长的季节尺度上,春季整个北太平洋上的中尺度海洋涡旋可对大气环流和风暴轴活动产生一定影响。与整个北太平洋上的海洋涡旋作用相比,北太平洋南、北部各自的海洋涡旋气候效应将更为明显且南部涡旋作用更强。作为中尺度海温异常的一部分,海洋涡旋在北太平洋春季中尺度海温异常气候效应中起着相反的作用。
李驷焱[9]（2021）在《1951-2017年冬季我国南方持续性冰冻雨雪事件基本特征及前兆信号研究》文中研究说明本文使用国家气象信息中心提供的753站1950-2018年逐日气温、降水数据及NCEP/NCAR再分析资料,完善了1951-2017年冬季我国南方冰冻雨雪事件气候特征研究,对其时空特征、区划及事件发生日环流特征进行了综合分析,确定事件关键致灾因子,通过大气环流相关性研究从中探究持续性低温雨雪天气发生的前兆信号。结果表明:1)我国南方持续性冰冻雨雪事件存在显着的2-3年周期性变化,1985年前后发生突变,近年来强度呈显着减弱趋势,但仍然发生了多次强持续性冰冻雨雪事件;持续性冰冻雨雪事件在我国南方中西部发生频次高、持续日数长,而我国南方中东部强度更强;我国南方37次强持续性冰冻雨雪事件可分为华中型、华南型、西南型三类。三类事件发生日环流北方高空均呈现欧亚大陆北高南低的位势高度异常,低空蒙古高压显着偏强、中心南进,该配置有利于北方冷空气向南输送;南方南支槽显着加深,水汽向北输送活跃。三者不同在于蒙古高压强度和影响范围、水汽来源以及辐合带位置存在一定的差异。2)与我国南方事件变化趋势相似,西南型持续性冰冻雨雪事件强度自1951年以来呈显着减弱趋势,1986年发生突变,80年代前偏强,80年代后偏弱,强事件的直接成因是南方维持充足的水汽输送配合中纬度东亚强冷空气爆发,冷暖空气在西南地区交汇,环流上主要表现为蒙古高压与南支槽活动的组合性异常。3)利用蒙古高压强度指数、南北位置指数及南支槽强度指数建立的关键异常组合指数!!"与我国西南地区冰冻雨雪过程显着相关,可作为探究西南型的持续性冰冻雨雪事件前兆信号的纽带;前秋热带太平洋冷海温关键区（160°E-90°W,5°S-5°N）、北太平洋类PDO冷位相海温模态、印度洋一致冷海温关键区（40°E-100°E,10°S-20°N）与冬季关键异常组合指数显着相关,前秋三个海温关键区强迫的耦合作用造成冬季北太平洋及下游地区显着大气环流异常。超前15-20日中纬度北大西洋、冰岛、里海三个关键区1000h Pa高度场与关键异常组合指数显着相关,上游的高度扰动信号向下游频散使蒙古高压增强及南支槽加深,蒙古高压及南支槽的组合性异常最终导致西南型强持续性冰冻雨雪事件的发生;根据前期11月海温关键区平均海温距平、超前事件发生16日的大气关键区平均位势高度可分别建立跨季节预测指数"##$、季节内预报指数"%,为我国西南型冰冻雨雪事件的跨季节及延伸期预测提供借鉴。
王晨宇[10]（2021）在《中高纬和低纬天气尺度扰动对中国夏季降水的影响及数值模拟》文中研究表明本文基于中国降水台站资料以及ERA-Interim欧洲中心再分析资料分析了中国夏季降水与天气尺度扰动的时空相关性。在此基础上,设计不同侧边界的敏感性试验,讨论天气尺度扰动对夏季降水的可能影响。结果表明:（1）再分析资料中,东北地区降水与巴尔喀什湖到贝加尔湖处天气尺度扰动呈耦合的负相关。天气尺度扰动强年时,扰动从新地岛处向东南传播并在东北地区辐合,减弱了纬向西风,并在低层在东北地区上空形成异常高压反气旋。中高纬度系统偏强,而低纬系统偏弱,不利于夏季风系统向北发展,同时东北上空存在高压辐散,不利于上升运动形成,表现为东北地区降水减少。（2）中高纬度天气尺度扰动会对东北和青藏高原地区夏季平均降水有显着影响,而低纬度扰动影响不显着。通过边界敏感性试验,在去除30°N以北中高纬度天气尺度扰动试验中,发现低层的偏南风北上强度和范围增强,向北输送暖湿气流,在蒙古南侧出现暖中心,低层气压降低,高层气压抬升,并在对流层顶形成异常高压反气旋。东北地区和青藏高原地区位于反气旋辐散较强的两侧,有利于上升运动形成,造成平均降水增多。而去除30°N以南低纬度天气尺度扰动后,只影响了边界上的局部地区,其余区域变化不显着。（3）中高纬度天气尺度扰动会影响江淮流域梅雨的持续时间,低纬度扰动影响较弱。2020年长江中下游梅汛期降水主要以天气尺度扰动为主,在长江中下游地区有显着的能量转换中心。在减弱中高纬度天气尺度扰动后,减弱了E矢量辐散散度南传,纬向风向北发展,产生的涡度有利于副高的北抬,江淮地区更早的出梅。而低纬天气尺度扰动减弱后,对雨带演变的影响较小。
二、DIAGNOSTIC ANALYSIS OF MEAN MERIDIONAL CIRCULATION ANOMALY IN LOW LATITUDES IN RELATION TO ZONAL MEAN SST ANOMALY（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、DIAGNOSTIC ANALYSIS OF MEAN MERIDIONAL CIRCULATION ANOMALY IN LOW LATITUDES IN RELATION TO ZONAL MEAN SST ANOMALY（论文提纲范文）
（1）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 |
（2）中亚极端降雪的变化及其与北大西洋两类海温模态增强的联系（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 研究区概况 |
| 1.2.1 地貌特征 |
| 1.2.2 气候特征 |
| 1.3 国内外研究进展 |
| 1.3.1 干旱区极端降水的变化特征研究 |
| 1.3.2 干旱区极端降水的成因研究 |
| 1.4 本文研究问题的提出 |
| 1.5 研究内容及章节安排 |
| 第二章 数据与方法 |
| 2.1 数据说明 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.3 模式介绍 |
| 第三章 中亚极端降雪的时空演变特征 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 中亚降雪的时空演变特征 |
| 3.2.1 中亚降雪总量的空间分布特征 |
| 3.2.2 中亚大雪的空间分布特征 |
| 3.2.3 中亚降雪的年内变化特征 |
| 3.3 中亚极端降雪指数的时空演变特征 |
| 3.3.1 中亚极端降雪指数的空间分布特征 |
| 3.3.2 中亚极端降雪指数的时间变化特征 |
| 3.3.3 中亚极端降雪指数的空间变化趋势 |
| 3.4 中亚不同气候区极端降雪指数的变化特征 |
| 3.4.1 中亚冬季降雪气候分区 |
| 3.4.2 不同气候区极端降雪指数变化特征 |
| 3.5 本章小结与讨论 |
| 第四章 中亚极端降雪的环流特征 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 南部关键区极端降雪的大气环流特征 |
| 4.2.1 环流异常场对南部关键区极端降雪的影响 |
| 4.2.2 垂直运动和水汽异常场对南部关键区极端降雪的影响 |
| 4.2.3 Rossby波扰动能量频散特征对南部关键区极端降雪的影响 |
| 4.3 南部关键区极端降雪个例的验证分析 |
| 4.3.1 南部关键区极端降雪个例的大气环流特征 |
| 4.3.2 南部关键区极端降雪的3-8 日监测预报指标 |
| 4.4 本章小结与讨论 |
| 第五章 北大西洋两类海温模态对中亚极端降雪的影响及机理 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 南部关键区极端降雪与北大西洋海温的关系 |
| 5.2.1 北大西洋两类海温模态的基本特征 |
| 5.2.2 北大西洋两类海温模态与南部关键区极端降雪的关系 |
| 5.3 数值模式敏感性试验验证北大西洋两类海温模态的影响 |
| 5.3.1 数值试验方案 |
| 5.3.2 试验结果分析 |
| 5.4 本章小结与讨论 |
| 第六章 全文总结与展望 |
| 6.1 全文主要结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 研究展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
（3）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 |
（4）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 |
（5）中亚夏季极端降水变化的多尺度特征及影响机理（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 中亚地区极端降水研究进展 |
| 1.2.1 极端降水事件的定义和研究方法 |
| 1.2.2 中亚地区极端降水变化特征研究 |
| 1.2.3 中亚地区极端降水成因研究 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 研究内容和技术路线 |
| 1.4.1 主要研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 第二章 研究区域及资料方法介绍 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.1.1 地形地貌 |
| 2.1.2 气候特征 |
| 2.2 资料说明 |
| 2.2.1 降水资料 |
| 2.2.2 环流和海温资料 |
| 2.2.3 其他资料 |
| 2.3 方法介绍 |
| 2.3.1 极端降水指数定义 |
| 2.3.2 统计方法 |
| 2.3.3 诊断方法 |
| 2.3.4 天气尺度瞬变波计算方法 |
| 2.3.5 局地多尺度能量涡度诊断方法 |
| 2.3.6 水汽追踪 |
| 2.3.7 CAM模式和试验介绍 |
| 2.3.8 WRF模式和试验介绍 |
| 第三章 中亚夏季极端降水的变化规律 |
| 3.1 中亚夏季降水和极端降水的气候特征 |
| 3.1.1 夏季降水和极端降水的时空分布特征 |
| 3.1.2 夏季降水和极端降水的周期特征 |
| 3.2 中亚夏季降水和极端降水的变化特征 |
| 3.2.1 夏季降水和极端降水的空间变化特征 |
| 3.2.2 夏季降水和极端降水的时间变化特征 |
| 3.3 中亚不同分区夏季降水和极端降水的变化特征 |
| 3.3.1 中亚东部夏季极端降水的变化特征 |
| 3.3.2 中亚气候分区 |
| 3.3.3 中亚子区域夏季降水和极端降水变化特征 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 影响中亚夏季极端降水年际和年代际异常的大尺度环流 |
| 4.1 影响中亚夏季极端降水年际异常的环流特征 |
| 4.1.1 中亚夏季环流特征 |
| 4.1.2 中亚夏季极端降水年际异常的环流特征 |
| 4.1.3 NAO对中亚夏季极端降水年际异常的影响 |
| 4.1.4 EA/WR对中亚夏季极端降水年际异常的影响 |
| 4.2 影响中亚夏季极端降水年代际异常的环流特征 |
| 4.3 水汽对中亚夏季极端降水的影响 |
| 4.3.1 水汽输送的影响 |
| 4.3.2 水汽收支的影响 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 天气尺度瞬变扰动对中亚夏季极端降水的影响 |
| 5.1 瞬变波对中亚夏季极端降水的影响 |
| 5.2 中小尺度涡旋对中亚夏季极端降水的影响 |
| 5.3 不同尺度环流耦合对中亚夏季极端降水的影响 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 海温和海冰对中亚夏季极端降水的影响及数值模拟 |
| 6.1 北大西洋海温对中亚夏季极端降水的影响 |
| 6.1.1 影响中亚夏季极端降水的北大西洋海温模态 |
| 6.1.2 北大西洋高纬海温对中亚夏季极端降水的影响及模拟 |
| 6.1.3 北大西洋中低纬海温对中亚夏季极端降水的影响及模拟 |
| 6.2 巴伦支海春季海冰对中亚夏季极端降水的影响 |
| 6.2.1 巴伦支海春季海冰对夏季海温和海冰的影响 |
| 6.2.2 巴伦支海春季海冰对中亚夏季极端降水的影响及模拟 |
| 6.3 多尺度耦合对中亚夏季极端降水的影响 |
| 6.3.1 多尺度耦合影响的模拟试验 |
| 6.3.2 影响中亚夏季极端降水增加的耦合机制 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 不足与未来工作展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（6）NingalooNi（?）o/Ni（?）a与华南冬季降水异常的联系（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 国内外研究进展 |
| 1.2.1 Ningaloo Ni(?)o/Ni(?)a的变化及其对气候的影响 |
| 1.2.2 华南降水变化及其影响因子 |
| 1.3 问题的提出及主要研究内容 |
| 1.4 章节安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料说明 |
| 2.2 主要方法 |
| 2.2.1 经验正交函数分解(EOF) |
| 2.2.2 标准化和合成分析 |
| 2.2.3 相关分析和回归分析 |
| 2.2.4 水汽通量的计算和El Ni(?)o/ La Ni(?)a信号的扣除 |
| 2.2.5 Morlet小波分析 |
| 第三章 Ningaloo Ni(?)o/Ni(?)a的变化特征 |
| 3.1 Ningaloo Ni(?)o/Ni(?)a手指数 |
| 3.2 Ningaloo Ni(?)o/Ni(?)a的基本特征 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 Ningaloo Ni(?)o/Ni(?)a与华南冬季降水异常的关系及其环流形势 |
| 4.1 Ningaloo Ni(?)o/Ni(?)a与华南冬季降水变化的关系 |
| 4.2 Ningaloo Ni(?)o/Ni(?)a年份的环流形势 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 Ningaloo Ni(?)o/Ni(?)a影响华南冬季降水的可能机制 |
| 5.1 Ningaloo Ni(?)o/Ni(?)a年东印度洋的大气环流异常 |
| 5.2 与南支槽的联系 |
| 5.3 Ningaloo Ni(?)o/Ni(?)a影响华南地区冬季降水异常的数值试验 |
| 5.3.1 模式介绍 |
| 5.3.2 数值试验方案 |
| 5.3.3 数值试验结果分析 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 总结和讨论 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 本文创新点 |
| 6.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（7）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 |
（8）西北太平洋不同纬度带海洋涡旋对大气强迫作用的对比研究（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 局地大气对中尺度海洋涡旋响应的研究进展 |
| 1.2.2 局地大气对中尺度海洋涡旋的响应机制 |
| 1.2.3 中尺度海温异常气候效应的研究进展 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 研究内容和章节安排 |
| 第二章 数据、研究方法及数值模式简介 |
| 2.1 数据介绍 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 海洋涡旋运动动能计算 |
| 2.2.2 Butterworth滤波 |
| 2.2.3 一维空间低通滤波 |
| 2.2.4 二维空间低通滤波 |
| 2.2.5 旋转动态合成分析 |
| 2.2.6 统计检验方法 |
| 2.3 WRF模式介绍 |
| 第三章 北太平洋副热带区域与黑潮延伸体中尺度海洋涡旋局地大气响应差异 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 局地大气响应特征 |
| 3.2.1 海表面风速与表面风散度、涡度 |
| 3.2.2 表面热通量 |
| 3.2.3 降水率 |
| 3.3 局地大气响应区域差异的可能原因 |
| 3.4 同等强度海洋涡旋局地大气响应差异及数值模式验证 |
| 3.4.1 线性拟合 |
| 3.4.2 模式设计 |
| 3.4.3 模式结果 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 理想中尺度海洋涡旋局地大气响应的数值模拟研究 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 模式设置 |
| 4.3 理想中尺度海洋涡旋局地大气响应 |
| 4.3.1 局地大气响应特征 |
| 4.3.2 局地大气响应机制分析 |
| 4.4 大气背景条件对中尺度海洋涡旋局地大气响应的影响 |
| 4.4.1 不同大气背景环流 |
| 4.4.2 不同大气背景稳定度 |
| 4.5 水汽对中尺度海洋涡旋局地大气响应的影响 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 北太平洋中尺度涡海洋涡旋气候效应的模拟研究 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 模式简介及试验设计方案 |
| 5.2.1 模式简介 |
| 5.2.2 模式试验设计 |
| 5.3 结果分析 |
| 5.3.1 控制试验结果分析 |
| 5.3.2 北太平洋中尺度海洋涡旋对春季大气环流以及风暴轴的影响 |
| 5.3.3 北太平洋北部、南部中尺度海洋涡旋的影响 |
| 5.3.3.1 对大气环流的影响 |
| 5.3.3.2 对风暴轴的影响 |
| 5.3.3.3 高空风暴轴响应的纬向差异 |
| 5.3.3.4 高空风暴轴响应纬向差异的可能原因 |
| 5.3.4 与总体中尺度海温异常气候效应的对比 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 总结与讨论 |
| 6.1 总结 |
| 6.2 特色与创新点 |
| 6.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简介 |
（9）1951-2017年冬季我国南方持续性冰冻雨雪事件基本特征及前兆信号研究（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 我国南方冰冻雨雪天气基本特征 |
| 1.2.2 我国南方冰冻雨雪天气成因分析 |
| 1.2.3 我国南方冰冻雨雪天气前兆信号 |
| 1.3 拟研究的问题 |
| 1.4 本文的研究内容 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料简介 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 冰冻指数 |
| 2.2.2 站点PT、PTD指数 |
| 2.2.3 K-means聚类 |
| 2.2.4 闭合气压系统环流指数 |
| 2.2.5 Pearson相关分析及其检验 |
| 2.2.6 多元线性回归方法 |
| 2.3 技术路线 |
| 第三章 我国南方持续性冰冻雨雪事件气候特征及环流形势分析 |
| 3.1 时空特征分析 |
| 3.1.1 时间变化特征 |
| 3.1.2 空间分布特征 |
| 3.1.3 强事件区划 |
| 3.2 三类事件环流特征对比分析 |
| 3.2.1 西南型事件爆发日环流特征 |
| 3.2.2 华中型事件爆发日环流特征 |
| 3.2.3 华南型事件爆发日环流特征 |
| 3.3 小结 |
| 第四章 南方西南型持续性冰冻雨雪事件及其成因分析 |
| 4.1 西南型持续性冰冻雨雪事件特征 |
| 4.2 西南型强持续性冰冻雨雪事件成因 |
| 4.2.1 冷空气 |
| 4.2.2 水汽条件 |
| 4.2.3 动力条件 |
| 4.3 西南型事件与关键环流因子季节内变化的联系 |
| 4.3.1 对流层极涡 |
| 4.3.2 阻塞高压 |
| 4.3.3 蒙古高压 |
| 4.3.4 南支槽 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 南方西南型强持续性冰冻雨雪事件前兆信号研究 |
| 5.1 关键异常组合指数的定义及计算 |
| 5.2 西南型强持续性冰冻雨雪事件跨季节前兆信号探究 |
| 5.2.1 事件强年海温特征 |
| 5.2.2 11 月海温异常对冬季大气强迫机制 |
| 5.2.3 事件跨季节预测指数定义及计算 |
| 5.3 西南型强持续性冰冻雨雪事件季节内前兆信号探究 |
| 5.3.1 事件季节内环流前兆信号分析 |
| 5.3.2 前兆信号对事件发生的影响机制 |
| 5.3.3 季节内预测指数的定义及计算 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 结论 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 本文特色和创新点 |
| 6.3 问题与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
（10）中高纬和低纬天气尺度扰动对中国夏季降水的影响及数值模拟（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 夏季气候变化与高低纬环流 |
| 1.2.2 天气尺度扰动特征 |
| 1.2.3 区域气候模式RegCM对东亚夏季降水的模拟 |
| 1.3 论文拟研究问题 |
| 1.4 章节安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法说明 |
| 2.2.1 分析方法 |
| 2.2.2 公式介绍 |
| 2.3 模式简介 |
| 第三章 中国夏季降水与天气尺度扰动的时空相关性 |
| 3.1 中国夏季降水和天气尺度扰动的基本特征 |
| 3.2 天气尺度扰动对中国夏季降水的影响 |
| 3.3 小结 |
| 第四章 中高纬和低纬天气尺度扰动影响夏季降水的数值模拟 |
| 4.1 RegCM4.6 区域气候模式对夏季降水模拟性能 |
| 4.2 中高纬和低纬天气尺度扰动强迫的敏感性试验 |
| 4.2.1 试验设计 |
| 4.2.2 中高纬和低纬侧边界天气尺度扰动强迫对夏季平均降水的影响 |
| 4.2.3 中高纬和低纬侧边界天气尺度扰动强迫对雨带演变的影响 |
| 4.3 小结 |
| 第五章 中高纬和低纬天气尺度扰动对2020 年梅汛期降水的影响 |
| 5.1 中高纬和低纬天气尺度扰动对2020 年梅雨期平均降水的影响 |
| 5.2 中高纬和低纬天气尺度扰动对2020 年雨带推进的影响 |
| 5.3 中高纬和低纬天气尺度扰动与准双周振荡对2020 年梅汛期降水的对比分析 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 总结与讨论 |
| 6.1 研究主要结论 |
| 6.2 研究创新点 |
| 6.3 研究不足及展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
四、DIAGNOSTIC ANALYSIS OF MEAN MERIDIONAL CIRCULATION ANOMALY IN LOW LATITUDES IN RELATION TO ZONAL MEAN SST ANOMALY（论文参考文献）
- [1]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)
- [2]中亚极端降雪的变化及其与北大西洋两类海温模态增强的联系[D]. 李双双. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [3]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)
- [4]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
- [5]中亚夏季极端降水变化的多尺度特征及影响机理[D]. 马茜蓉. 南京信息工程大学, 2021
- [6]NingalooNi（?）o/Ni（?）a与华南冬季降水异常的联系[D]. 吴越. 南京信息工程大学, 2021
- [7]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)
- [8]西北太平洋不同纬度带海洋涡旋对大气强迫作用的对比研究[D]. 蔡志颖. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [9]1951-2017年冬季我国南方持续性冰冻雨雪事件基本特征及前兆信号研究[D]. 李驷焱. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [10]中高纬和低纬天气尺度扰动对中国夏季降水的影响及数值模拟[D]. 王晨宇. 南京信息工程大学, 2021(01)