一、Impact of winter thermal condition of the Tibetan Plateau on the zonal wind anomaly over equatorial Pacific（论文文献综述）
申红艳[1]（2021）在《青藏高原冬季降水异常的关键环流及对热带海温的响应研究》文中研究表明青藏高原作为全球气候变化的敏感区,地形复杂、地理位置独特,受西风带气候、东亚和南亚季风共同影响,气候背景复杂。高原冬季气候严寒,主要以固态降水为主,近年来雪灾事件频繁发生,给高原牧业生产、交通运输、人体健康等方面带来很多不利影响,因此研究高原冬季降水（雪）变化对当地及下游地区的气候变化、生态环境、社会经济等方面具有重要的意义。本文围绕高原冬季降水年际异常成因这一主题,首先采用统计学分析、气候动力学诊断方法从大气内部变率的角度系统分析了影响高原冬季降水年际异常的主要环流特征,在此基础上,进一步发现高原初冬降水异常对热带海温具有显着响应,探讨了对热带印度洋偶极子（IOD）和厄尔尼诺～南方涛动（ENSO）不同配置下降水异常响应的物理过程,并通过数值模式进行模拟验证;同时针对高原初冬降水异常典型的2018年,分析环流和水汽输送异常特征,结合2018年海温异常特征进一步验证IOD和ENSO对初冬降水异常的共同作用;最后,利用海气耦合模式来评估对高原初冬降水异常的预测性能,分析降水预报技巧对海温异常的响应,探究可预报员性来源。论文的主要研究结论如下:（1）青藏高原冬季降水特征及关键环流系统高原冬季降水年际变率强,降雪集中期出现于12月下旬～1月中旬,降雪集中度呈下降趋势。降水异常第一主模态为全区一致型,存在2～4年的年际变化周期和14～20年的年代际周期。就影响高原冬季降水的关键环流系统而言,降水一致偏多时,对应类似欧亚南部（SEA）型遥相关的正位相特征,在欧洲西南部、阿拉伯海、东北亚上空位势高度场呈显着正异常,中东地区、青藏高原上空为显着负异常;中东急流偏强,北大西洋涛动（NAO）通过类似SEA型遥相关和中东急流等关键环流来调控高原冬季降水异常。（2）高原初冬降水年际异常对热带海温的响应高原初冬（11～12月）降水异常偏多时,欧亚上空存在一支自西欧至东亚传播的波列,高原上空受气旋性环流异常控制且垂直上升运动明显、西南水汽输送增强;初冬降水年际变化对热带印度洋和太平洋海温异常具有显着响应,降水异常多的年份多集中在Ni（?）o3.4和印度洋偶极子（IOD）指数均为正的年份,而异常少的年份多为二者均负的情况。当IOD和厄尔尼诺～南方涛动（ENSO）均为正位相时,中高纬呈现欧亚（EU）型遥相关波列,高原附近上空为气旋性环流异常,高原上空垂直上升运动明显,通过分析二者的共同和独立作用,发现IOD在高原初冬降水异常中起到更主导的作用;利用CAM5数值模式验证在IOD和ENSO配置下,通过EU型遥相关波列影响高原初冬降水的物理过程。（3）2018年初冬高原东北部极端降水异常成因2018年初冬,高原东北部降雪量突破历史记录,累积降雪量较历史同期偏多3倍、降雪日数偏多1倍以上,期间环流异常表现为北半球极涡异常偏强且向南扩展,导致巴尔喀什湖至贝加尔湖地区的低槽异常持续发展,中高纬为EU型波列极端负位相（EU指数为1961年以来第二低值）,欧亚环流经向度偏强,同时伴随西伯利亚高压的阶段性增强,来自极地和高纬冷空气沿北方和西北路径进入高原东北部,其上空对流层高层和中层分别受冷、暖平流所控制,这种垂直结构差异使大气斜压性增强、导致大气层结不稳定,为高原强降雪提供较好的动力条件。El Ni（?）o和IOD异常正位相均对2018年初冬青海高原降雪异常具有显着影响,二者共同作用下EU型呈极端负位相特征,有利于西太平洋副热带高压偏西偏强,低纬经向水汽输送和中纬度纬向水汽输送均显着增强,使高原西边界和南边界水汽输入显着偏多,水汽净输入列历史第2。其中ENSO暖位相下利于菲律宾附近上空为异常反气旋性环流,IOD加剧西南风异常进而增强经向水汽输送,二者共同作用使高原西边界和南边界水汽输入异常偏多,为初冬持续性强降雪提供充沛的水汽条件。（4）多模式对高原初冬降水异常的预测性能评估利用中国、欧洲中心、美国和日本所发展的季节气候预测模式系统（BCC＿CSM、ECMWF＿System5、CFSv2、JMA＿MRI＿CGCM）的历史回报数据,从确定性预报的角度评估不同模式对高原初冬降水的预测性能。综合比较而言,BCC＿CSM对高原初冬降水气候态的空间分布及其时间演变回报效果最好。对于降水年际变率,JMA＿MRI＿CGCM的回报效果最好,BCC＿CSM次之。模式对全区一致型降水主模态特征具有较好的模拟能力,其中BCC＿CSM同实况的时间系数相关性最高,JMA＿MRI＿CGCM同实况的空间型相关性最高。尽管各模式均能较好地模拟出南北反向型主模态,BCC＿CSM回报的空间型和时间系数变化均同实况最接近。BCC＿CSM对高原初冬降水预测性能较好的原因在于其对EU型遥相关和西太平洋副热带高压均具有较高的预报技巧,并且BCC能够准确地模拟出ENSO和IOD共同影响高原初冬降水的物理过程。
刘婧晨,管晓丹,曹陈宇,甘泽文,孔祥宁,石瑞,黄建平,黄小倩[2]（2021）在《青藏高原冬季热源多尺度变化及影响因素分析》文中研究指明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.
刘彩红[3]（2020）在《青藏高原雪灾频数变化及其对海温异常强迫的响应》文中认为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。
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。
张璐[5]（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》文中提出本文利用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[6]（2020）在《ENSO事件对青海湖水位变化影响的研究》文中认为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。
尹丝雨[7]（2019）在《海温强迫场频率对亚洲夏季气候模拟和预测的影响》文中研究表明海洋下垫面状态是决定短期气候可预测性的重要因子,对于不同时间尺度的预测对象,动力预测模式往往采用不同形式的海洋边值条件。基于给定海表温度（SST）强迫单独大气环流模式开展气候预测的做法仍为许多业务机构采用,但是对于各种不同频率SST强迫对短期气候预测的影响程度以及相互差异的认识仍然不够深入。鉴于此,本文利用国家气候中心大气环流模式（BCCAGCM3）设计开展了多组不同频率（月、周、日频率）SST强迫的数值模拟及预测试验,对比揭示了SST强迫场频率与亚洲夏季气候模拟及预测效果间的可能联系。主要得到如下结论:（1）不同频率SST强迫对亚洲夏季气候模拟效果的影响可能依赖于气候模式本身的误差表现。对于BCCAGCM3,相较于采用月频率SST强迫场,采用周或日频率SST强迫场会在一定程度上改善模式对夏季降水和环流气候态的模拟,但同时也使模式对夏季气候年际和季节内变率强度的高估更为明显。海温强迫场频率的单调变化与模式模拟结果的差异并没有一致的对应关系,这可能是因为SST条件对夏季气候模拟的影响受到模式大气复杂内部变率的调制。（2）对于引入真实大气初值条件的预测试验,采用高频（周、日频率）SST强迫场会更真实的刻画SST变率特征,但同时也使模式进一步高估夏季季节内振荡（BSISO）的强度以及下垫面海温对大气的强迫作用,从而可能导致模式对BSISO的总体预测技巧相较于采用月频率SST强迫的试验并没有提高;但是,对个例事件的统计表明,在海温对大气有显着强迫作用的BSISO 5-8位相阶段,采用周或日频率SST强迫的试验相比采用月频率SST强迫的试验会得到更高的预测技巧。（3）各种频率SST强迫的模拟试验和预测试验虽然对亚洲夏季降水和环流的气候态及变率中心分布特征有合理刻画能力,但对季风气候逐年演变特征的模拟和预测技巧总体上偏低,这可能是受限于单独大气模式无法正确描述海洋和大气的耦合过程。
苗春生,赵文宁,王坚红,朱勇,吴琼[8]（2014）在《近53 a云南东部春季旱涝及其环流距平波列影响》文中研究表明基于年度春季降水,用旋转经验正交函数（REOF）方法,将云南省划分为3个降水气候区,分析了近53 a云南东部春季旱涝基本特征,选取帕默尔干旱指数（PDSI）对春季旱涝进行评估。小波分析发现,云南东部春季旱涝存在准14 a周期,并可分为3个时期:1958—1980年干旱期,1981—2000年偏涝期,2000年以后干旱期。对云南东部涝（旱）年合成分析显示,大尺度背景高度场、风场和温度场的距平场都存在2列并行的纬向波列。在涝年,500 hPa位势高度距平纬向波动为高纬度正距平,中纬度负距平,显示云南上空的低值系统活跃。风场距平波列性质为中高纬度负距平,中低纬正距平,显示南支槽水汽输送的速度与量值的强盛。700 hPa温度场距平波列为高纬正距平,中纬负距平,显示云南温度偏冷,与低纬度副高控制的海洋暖湿气团形成系统性锋区,有利于云南东部降水。在旱年,则2列并行纬向距平波列各要素性质正好相反。此外,青藏高原上游风速受山脉西南侧地形阻挡发生向南折射,涝年风速强,旱年风速弱,直接促发和影响南支槽的强弱。上游风速与南支槽强度具有正比关系。降水关键系统昆明准静止锋在背景纬向波列环境中,涝年比旱年出现频次高,维持时间长。
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。
钟珊珊[10]（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。
二、Impact of winter thermal condition of the Tibetan Plateau on the zonal wind anomaly over equatorial Pacific（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、Impact of winter thermal condition of the Tibetan Plateau on the zonal wind anomaly over equatorial Pacific（论文提纲范文）
（1）青藏高原冬季降水异常的关键环流及对热带海温的响应研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 国内外研究回顾 |
| 1.2.1 不同降水数据的适用性分析回顾 |
| 1.2.2 青藏高原降水研究进展 |
| 1.2.3 热带海温的影响研究进展 |
| 1.3 拟解决的科学问题和论文章节安排 |
| 1.3.1 问题的提出 |
| 1.3.2 拟解决的科学问题 |
| 1.3.3 论文章节安排 |
| 1.4 主要创新点 |
| 第二章 资料、方法和模式介绍 |
| 2.1 资料 |
| 2.1.1 站点观测资料 |
| 2.1.2 再分析资料 |
| 2.1.3 全球降水观测资料 |
| 2.1.4 气候和海温指数 |
| 2.1.5 地形资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 泰勒图分析 |
| 2.2.2 均方根误差 |
| 2.2.3 降雪集中度和集中期 |
| 2.2.4 水汽收支方程 |
| 2.2.5 三维波作用通量 |
| 2.2.6 气候指数定义和计算 |
| 2.2.7 检验评估方法 |
| 2.2.8 其他统计方法 |
| 2.3 模式介绍 |
| 第三章 多源降水资料在高原地区的适用性分析 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料说明 |
| 3.3 高原降水特征 |
| 3.3.1 高原降水的基本特征 |
| 3.3.2 高原的水汽输送和水汽收支 |
| 3.4 基于多源资料的高原降水空间分布特征 |
| 3.5 基于多源资料的高原降水时间变化特征 |
| 3.5.1 年内演变特征 |
| 3.5.2 年际变化 |
| 3.5.3 年代际变化 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 青藏高原冬季降水变化特征及相关环流 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 资料说明 |
| 4.3 青藏高原冬季降水特征 |
| 4.3.1 高原冬季降水的时空变化特征 |
| 4.3.2 高原冬季降雪非均匀性 |
| 4.3.3 高原冬季降水主模态特征 |
| 4.4 高原冬季降水年际异常的环流背景分析 |
| 4.4.1 相关环流背景分析 |
| 4.4.2 NAO的影响分析 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 青藏高原初冬降雪异常成因研究 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 资料说明 |
| 5.3 高原初冬降雪年际变化成因研究 |
| 5.3.1 高原初冬降雪异常特征 |
| 5.3.2 高原初冬降雪年际异常的环流分析 |
| 5.3.3 高原初冬降雪对热带海温的响应 |
| 5.3.4 数值模拟试验 |
| 5.4 2018年高原东北部初冬降雪异常形成机制 |
| 5.4.1 大气环流异常特征 |
| 5.4.2 冷空气和温度条件 |
| 5.4.3 水汽收支异常 |
| 5.4.4 海温异常的影响 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 多模式对高原初冬降水预测性能评估 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 模式和资料说明 |
| 6.3 历史模拟评估 |
| 6.3.1 回报能力评估 |
| 6.3.2 回报技巧评估 |
| 6.4 典型个例年检验 |
| 6.5 本章小结 |
| 第七章 总结和展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 工作展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（2）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 |
（3）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 |
（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 |
（6）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 |
（7）海温强迫场频率对亚洲夏季气候模拟和预测的影响（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 国内外研究进展 |
| 1.2.1 气候数值模拟及预测的发展 |
| 1.2.2 海洋初值条件对气候模拟及预测的影响 |
| 1.2.3 海温强迫频率对短期气候模拟及预测的影响 |
| 1.3 本文主要工作 |
| 1.3.1 拟解决问题 |
| 1.3.2 章节安排 |
| 第二章 模式、资料和方法 |
| 2.1 BCC-AGCM3 模式简介 |
| 2.2 资料 |
| 2.3 方法 |
| 2.3.1 亚洲夏季风指数的定义 |
| 2.3.2 经验正交函数(EOF)分解 |
| 2.3.3 北半球夏季季节内振荡(BSISO)指数的定义 |
| 2.3.4 双变量相关系数(BAC) |
| 2.3.5 空间相关系数(PCC) |
| 第三章 海温强迫场频率对亚洲夏季气候模拟的影响 |
| 3.1 试验设计 |
| 3.2 BCC-AGCM3 对夏季气候的模拟 |
| 3.2.1 夏季气候态 |
| 3.2.2 夏季风年际变率 |
| 3.2.3 夏季季节内振荡 |
| 3.3 海温强迫场频率对模式模拟的影响 |
| 3.3.1 夏季气候态 |
| 3.3.2 夏季风年际变率 |
| 3.3.3 夏季季节内振荡 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 海温强迫场频率对亚洲夏季气候预测的影响 |
| 4.1 试验设计 |
| 4.2 BCC-AGCM3 模式对夏季短期气候的预测 |
| 4.2.1 夏季气候态 |
| 4.2.2 夏季风年际变率 |
| 4.2.3 夏季季节内振荡 |
| 4.3 海温强迫场频率对模式预测的影响 |
| 4.3.1 夏季气候态 |
| 4.3.2 夏季风年际变率 |
| 4.3.3 夏季季节内振荡 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 结论与讨论 |
| 5.1 结论 |
| 5.2 讨论 |
| 5.3 本文特色和创新点 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（8）近53 a云南东部春季旱涝及其环流距平波列影响（论文提纲范文）
| 1 资料和方法 |
| 2 春季旱涝特征 |
| 2. 1 降水气候区域划分 |
| 2. 2 旱涝指数选取 |
| 2. 3 春季旱涝特征 |
| 3 春季旱涝异常环境背景特征 |
| 3. 1 环流背景场的波列特征 |
| 3. 2 距平波列中西太平洋指数遥相关 |
| 3. 3 距平波列中高原地形对南支槽系统的影响 |
| 3. 4 波列中局地昆明准静止锋天气系统 |
| 4 小结 |
（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）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 |
四、Impact of winter thermal condition of the Tibetan Plateau on the zonal wind anomaly over equatorial Pacific（论文参考文献）
- [1]青藏高原冬季降水异常的关键环流及对热带海温的响应研究[D]. 申红艳. 兰州大学, 2021
- [2]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)
- [3]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
- [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
- [6]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)
- [7]海温强迫场频率对亚洲夏季气候模拟和预测的影响[D]. 尹丝雨. 南京信息工程大学, 2019(03)
- [8]近53 a云南东部春季旱涝及其环流距平波列影响[J]. 苗春生,赵文宁,王坚红,朱勇,吴琼. 干旱区研究, 2014(02)
- [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]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)