一、Spatial and Temporal Variations of Blocking and Cyclogenesis in the 1978 / 79 Winter（论文文献综述）
王芮博[1]（2018）在《评估巴伦支海-喀拉海海冰数据并探讨其与东亚冬季气候的联系》文中进行了进一步梳理前人关于海冰和气候之间的关系的研究,多数是基于卫星观测开始（即1979年）之后的海冰数据来进行的。这些资料长度有限,由此所揭示的海冰和大气之间的关系可能受到大气内部自然变率的干扰,导致两者之间的关系存在一定的不确定性。减少这种不确定性的一个途径是寻找更长时间的海冰资料。近年来,有一些海冰数据产品已扩展到卫星观测开始之前,即1979年之前。但是1979年前对于海冰的记录是离散并且不连续的,这些数据的质量如何尚不清楚。在该文中,对两套海冰数据进行了评估,一个来自于英国气象局的哈德莱中心（Hadley）,另一个来自于美国国家冰雪数据中心（NSIDC）。我们特别关注于巴伦支海和喀拉海的海冰,这是基于以前研究所发现的它们对气候的重要性。在确定了1979年前海冰数据的质量后,选取一套比较可靠的数据,研究了海冰和气候在年代际时间尺度上联系的变化。概括起来,主要结果如下:（1）首先对比了两套海冰数据之间的异同。1958年至2013年,冬季巴伦支海和喀拉海（BKS）海冰变化,两套数据基本上是一致的。当把时间分为两段时,即1958年至1978年和1979年至2013年,发现1979年之后依然有较好的一致性,但是在1979前两套海冰数据存在显着不同,二者相关系数仅为0.64。（2）构建了一个BKS海冰代用指数,并基于该指数评估了两套海冰数据的质量。观测分析显示,BKS附近的两个岛屿（新地岛和法兰式约瑟夫群岛）上的气温与BKS海冰变化存在密切联系。进一步分析显示,这种联系在国际耦合模式相关比较计划（CMIP5）的历史试验数据中依然存在。因此,这种联系在物理上是合理的。于是,利用线性回归的方法,基于此两个岛屿的气温观测,可以构建了一个海冰代用指数。由于气温相比海冰有更长的观测序列,因此构建的海冰代用指数相比实际海冰观测有更长的序列长度。基于代用指数的评估结果说明,卫星观测前NSIDC海冰数据比Hadley海冰数据更真实和可信。（3）基于NSIDC海冰数据,对1958年之后分两个时段,即1958至1978年和1979年至2013年,分析了秋季BKS海冰和后期冬季东亚气候的年际关系,发现两者的关系存在年代际变化。在1979年后,当9月BKS海冰减少时,冬季东亚部分地区气温降低。但是在1979年前,当9月BKS海冰减少时,冬季东亚地区没有显着的温度异常。两个时间段所对应的环流场也不一致。说明二者的年际关系可能存在年代际变化特征。（4）对两个时段冬季BKS海冰和同期东亚气候的年际联系在年代际时间尺度上有何不同也进行了对比研究。在1979年后,当冬季BKS海冰减少时,冬季东亚地区气温降低。而在1979年前,当冬季BKS海冰减少时,冬季欧亚中高纬地区温度升高。得到与（3）相似的结论,即二者年际联系存在年代际变化。
牛璐[2]（2015）在《中国冻雨潜在发生指数及冻雨的年代际变化》文中研究指明本文利用GTS （Global Telecommunication System）地面与高空定时观测、国家气象信息中心提供的52年雨凇日值记录等资料,从短期及中长期预报两个角度,对中国冻雨的特征和年代际变化进行探究,结论如下：特定的地面温度、地面温度露点差及高空温度分布是冻雨发生的基本特征与必要条件。冻雨发生时地面温度为-7.3～0.9℃,地面温度露点差为0、3.9℃,对流层中下层温度波动较大。据此本文定义了中国冻雨潜在发生指数,用以表征冻雨的潜在发生可能。检验发现各站模拟准确率在90%以上,且能很好地表征冻雨过程。与降水结合,模拟准确率显着提高。该指数与模式再分析及预报产品结合,可以高精度、多角度地分析冻雨过程,更可提前10天对冻雨灾害进行预报。对中国年总冻雨次数进行研究,发现冻雨存在显着年代际变化。1962-1979年间冻雨变化的振幅较大,1980年以后冻雨变化振幅减小,1997年左右存在年代际转型。不同年代间各台站冻雨变化较为不同。分析冻雨灾害发生时的环流背景,发现欧亚大陆上空500hPa位势高度异常呈“正-负-正”的空间分布,乌拉尔山一带为正异常,贝加尔湖以南至我国北部为负异常,东南沿海为正异常；1997年以后环流的空间分布与之前相比发生较大转变,呈南北反位相分布。分析冻雨多年与少年的冬季环流背景,也可看到类似配置。通过研究冻雨与海温、海冰的关系,发现1962-1979年间主要与巴伦支海、喀拉海海冰呈正相关；1980-1996年间主要与北大西洋海温呈正相关,与堪察加半岛附近海温呈负相关；1997-2013年间则与太平洋扇区海冰及堪察加半岛附近海温呈显着负相关。结合大气环流对其影响机制也进行了初步探讨。结合ECHAM5模式对太平洋扇区海冰变化对冻雨的影响进行初步验证,发现太平洋扇区海冰减少,则可能导致中国东南部长江流域地区冻雨灾害增多。
毛淑君[3]（2015）在《东亚冬季风南边缘带的变化特征及其对南方低温雨雪冰冻的影响》文中研究表明利用ERA-Interim逐日资料、NCEP/NCAR再分析月平均、逐日资料,中国753个台站的逐日资料,首先根据冬季的气候特征探讨了东亚冬季风南边缘带的存在性,然后采用有无积雪日数分界线定义了南边缘位置指数,并研究了其波动特征,用气象要素的阈值范围和持续日数建立了南方低温雨雪冰冻综合评估指数,划分了南方低温雨雪冰冻风险区,进而研究南边缘位置波动对南方低温雨雪冰冻的可能影响。结果表明：（1）低层850hPa温度、风、相对湿度、假相当位温以及地面温度和风的标准差或经向梯度分布都显示在华南有个大值区,东亚冬季风南边缘带是存在的。根据有无积雪日定义的冬季风南缘在我国24°N—30°N间波动随着年代的推移,南边缘南界位置略有北抬。南边缘位置异常偏北年,我国南方上空500hPa西风偏弱,高度场偏强,东亚大槽偏弱,东亚地区整体气温偏高。850hPa南方上空有异常的偏南风距平,位势高度呈“北低南高”的分布形势,不利于北风的向南推进。南边缘位置偏南（北）年,极涡面积偏大（小）,副高面积偏小（大）。（2）出现低温雨雪冰冻天气时,南方地区多处于低温、高湿、寡照的气象条件下。建立的低温雨雪冰冻综合评估指数ILFS表明南方地区低温雨雪冰冻轻风险区主要分布在四川盆地的北部、西部以及江南丘陵一带。中风险区被包围在轻风险区,呈带状的“U”型分布。重风险区主要包括四川中南部、云南东北部和贵州西部、湖南东部、江西北部、安徽、湖北大部分地区以及陕西的部分地区。近十几年来,由于影响我国南方地区发生低温雨雪冰冻灾害的气象条件又有不同的变化趋势,满足温度、日照时数阈值条件的日数增多,因此,发生重大风险的可能性有所增加。（3）当东亚冬季风南边缘位置偏北（南）时,发生低温雨雪冰冻总天数以及各级低温雨雪冰冻事件发生的次数偏少,200hPa副热带西风急流偏弱（强）,我国南方冬季气温偏高（低）。南边缘异常偏南年,我国南方地区经向风比偏北年更加微弱,位于零值附近,处于南方的暖气团与盘踞在北方的冷气团相互对峙,气流不稳定,低空相对湿度增加,更易发生雨雪天气。东亚冬季风南边界滞留期南方上空副热带西风急流最强,偏南风和偏北风的交汇区域范围最大,经向风最弱,低温雨雪冰冻天数最多,推进期次之,回撤期最少。
郑建[4]（2014）在《印—太暖池区降水异常对东亚冬季大气环流年际变化的影响机制》文中研究说明海表温度高于28°C的热带印度洋-西太平洋暖池是全球大气对流活动最强的海域，是海洋加热大气最重要的海域之一，在全球气候系统中有非常重要的作用。在前人研究夏季暖池区的对流加热异常可以激发太平洋-日本波列（PJ）影响东亚夏季环流的基础上，本文利用EOF、回归、相关、SVD等多种统计分析方法，分析了最近60多年的观测资料，研究了印-太暖池区降水异常对东亚冬．季．大气环流年际变化的影响途径及其在不同年代的差异;并结合简单大气模式和复杂大气环流模式（AGCM）的数值实验，验证了印-太暖池区降水异常对东亚冬季大气环流年际变化的影响机制。本文取得以下创新性成果：1.给出了印-太暖池（WP）地区冬季降水年际变化的主模态（称为WPD模态），指出该模态的空间分布为一个东西偶极子型，在它的正位相时，西印度洋降水增多，东印度洋-西太平洋降水减少。研究表明对应WPD模态的前期秋季（SON）热带太平洋海表温度（SST）异常是类似于ENSO型的海温异常分布,热带印度洋是印度洋偶极子型的海温异常分布。发现了与WPD模态对应的冬季东亚地区200hPa位势高度（H200）年际变化的主模态是一个波列，在正位相时，从WP到东亚（EA）地区位势高度异常呈“正-负-正”分布（WP-EA波列）。WP-EA波列在垂直方向具有相当正压结构，但是它在对流层上层最明显，尤其是中国东部上空的负异常中心。模式试验验证了WP-EA波列主要是由降水WPD模态激发的从热带到中纬度地区的遥相关波列。暖池降水的WPD模态正位相则对应中国东北到日本地区的上空高压异常和低空热带西北太平洋反气旋环流异常，有利于中国大部分地区气温偏高，东南部地区和华北降水增多；负位相时相反。2.发现在1948～1976年期间WP-EA波列比较弱，在1977～1998年期间WP-EA波列较强。这种不同年代之间的差异主要与ENSO在1977～1998年振幅加强有关。自1999年至今，气候平均的热带太平洋SST偏冷，Walker环流偏强，西太平洋降水偏多，西印度洋降水偏少，且强的La Ni a频繁出现，印太暖池区的降水异常比较强，也形成了比较强的WP-EA波列。3.通过对1997/98年冬季和2014年1月暖池降水异常与WP-EA遥相关波列都非常强的个例的分析，和对CMIP5中11个模式的AMIP实验结果的分析，再次验证了WP-EA遥相关波列是印太暖池区降水异常的产物。本文的研究揭示了热带印-太暖池降水在热带海温影响东亚大气环流的过程中充当的“桥梁”作用，给出了热带地区海温变化影响东亚高层大气环流的一种新的物理过程机制，为东亚冬季气候的预测找到一个新的途径。
姚遥[5]（2014）在《冬季北大西洋涛动（NAO）的变异及其对欧洲天气的影响机制研究》文中研究表明北大西洋涛动（North Atlantic Oscillation简称：NAO）是北半球冬季最显着的大气低频偶极子模态。NAO对局地及周边地区的天气气候有着显着的调控作用。已有的大部分的研究主要是关注NAO气候态的平均特征（月平均，季节年平均），但是并不能刻画每个NAO事件生命过程的具体变化特征，因此也无法研究NAO生命过程对欧洲天气的影响，尤其是对低温降雪天气的影响机制。另外，对于时空变异的NAO事件来说，传统的NAO正、负位相（NAO+和NAO-）的分类方法并不能完全刻画其特征。本文针对上述问题，从NAO生命周期分解和NAO事件变异两个主要方面进行了系统的研究。具体结论如下：本文通过将NAO生命过程详细分解为开始阶段（B1），发展阶段（B2），衰减阶段（A1）及结束阶段（A2）四个关键期，分析了不同生命阶段对应的欧洲地区阻塞、温度及降水的分布变化。合成分析发现，阻塞分布明显受到NAO位相的调控作用。受NAO+事件调控，阻塞从大西洋东部至欧洲东北部呈现西南－东北（SW-NE）方向分布；受NAO-事件调控，阻塞从欧洲中部至北大西洋和格陵兰地区呈现东南－西北（SE-NW）方向分布。特别发现，在NAO+（NAO-）事件生命周期中，对应的升温（降温）最明显的阶段为衰减阶段，这主要是由于温度平流对欧洲大陆的延迟影响导致的。物理机制分析发现，NAO-（NAO+）阶段北欧（南欧）阻塞频率的增加与NAO-（NAO+）偶极子结构的西退（东移）密切相关。大西洋中高纬度西风的减弱（加强）与NAO偶极子结构的纬向西退（东移）密切相关，即NAO过程的自我反馈机制。围绕2012年1月～2月欧洲地区发生的一次极端低温（暴雪）事件，结合最近提出的原地型（In-situ）和位相转换型（Transition）NAO事件的分类，指出发生位置变异的偏东型位相转换事件（NAO+转Eastern NAO-简称： NAO+转ENAO-）的发生有利于欧洲爆发低温降雪天气过程。ENAO-事件会给整个欧洲地区尤其是东欧和南欧带来大幅度持续的降温过程，同时在ENAO-环流所对应的南北分支风暴路径的调控作用下，南欧降水（雪）增多。进一步的气候统计分析表明，虽然NAO+（NAO-）会给欧洲带来升温（降温）过程，同时降水分布表现为单支（南北两支）结构，但是NAO事件纬向位置的变异会给欧洲地区的天气气候造成不同的影响。本文中，以NAO偶极子中心的北部中心为标准，判断其位置处在10W经线以东和以西来划分偏东型NAO（EasternNAO简称：ENAO）和偏西型NAO（Western NAO简称：WNAO）事件。分析表明，不论对于In-situ NAO-事件还是Transition NAO-事件，ENAO－给欧洲地区带来的降温幅度和面积要大于WNAO-。另外发现在2005年之后，NAO+转ENAO-事件发生的频率明显增多，可能是近10年欧洲地区频发极端寒冷暴雪天气的原因。进一步的分析发现，相比WNAO+事件，ENAO+事件会给欧洲带来更加明显的升温作用。同时，ENAO事件对应的阻塞的分布位置也相对偏东。NAO的纬向位置与西风强弱有密切关系，较强的西风会强迫NAO向下游（东）发展变异；如果西风偏弱，NAO位置就会相对偏西。
李根娥[6]（2007）在《一次春季罕见寒潮暴雨（雪）天气过程诊断分析》文中研究表明2007年3月2～6日，河北省出现了罕见的暴雨（雪）及寒潮天气过程，中北部地区降特大暴雪、南部地区降大到暴雨，过程降温达10～28℃，渤海部分海域出现风暴潮，大风、雪灾和冻害给中北部地区工农业生产和交通运输造成了重大损失，北部地市中小学开学推迟7～10天。这次过程为发生在气温异常偏高的气候背景下的极端天气事件，具有降雨（雪）范围广、强度大，风大，降温强的特点，而且各地都经历了从降雨到降雪的转换，部分地区还经历了雨→雨夹雪→雪→雨夹雪→雨的相态转换，值得深入研究。本文应用常规资料、NCEP 1°×1°资料、FY2卫星云图资料、多普勒天气雷达资料、自动站资料、对本次过程进行了详尽的分析，并应用WRF模式对暴雨（雪）天气进行了数值模拟研究。分析大风和强降温的成因，结果表明，江淮气旋在向东北上入海过程中强度加强、和东北平原南下的冷空气相互作用，使气压梯度增大是导致渤海海域大风的根本原因。西路和西北路冷空气合并加强导致了中北部大风和强降温天气。研究本次罕见暴雨（雪）天气的成因和卫星云图、多普勒雷达特征、物理量特征。分析表明：在500hPa深厚高空槽、700hPa和850hPa低涡切变线、江淮气旋、地面偏东风等影响系统共同作用下，造成了河北的大到暴雨（雪）天气；700hPa和850hPa低涡、切变线使中低层辐合加强，形成了较强的动力辐合和水汽辐合；850hPa以下强盛的东北气流与700hPa以上强盛的西南暖湿气流相互作用，加强了垂直切变而形成较强的动力抬升；江淮气旋向东北上入海过程中，与沿东北平原南下冷空气相互作用，使地面气压梯度加强，河北中南部偏东风加大，对中南部的大到暴雨（雪）的形成具有重要作用；造成本次大到暴雨（雪）天气的水汽通道有两条：一条来自孟加拉湾，另一条来自东海；700hPa的MPV高值区和降雨中心有较好的对应关系。对本次过程中降水多相态转换的成因与雨雪转换的预报进行研究。结果表明：850hPa及以下蒙古高压和江淮气旋共同作用产生的偏东风导致低层大气温度持续下降，当0℃层高度低于950hPa时，降水性质将发生变化，从降水转为降雪。随着系统东移、江淮气旋入海，高低空风向发生突变，从东北风转为西北风，加上太行山地形作用，使太行山东麓部分地区低层大气出现小幅升温，0℃层高度抬升，致使从雪转为雨。多普勒天气雷达回波图上，0℃层亮带高度的迅速下降，可作为从液态降水向固态降水转换的判据之一。天气学分析表明，1000hPa温度低于2℃、925hPa温度低于-2℃时，降水将从液态向固态转换。最后应用WRF模式，采用数值模拟方法，对造成大到暴雨（雪）、寒潮的一些物理量特征进行深入分析，进一步研究了成因。模拟研究表明：降水区域位于急流的前部，急流的产生要早于强降水的产生；700hPa湿位涡诊断分析表明，本次强降水过程是在对流稳定条件发生的，湿正压项始终为正值，湿斜压项始终为负值，但其绝对值都经历了先增大后减小的过程，强降水主要位于MPV1大值中心前方的等值线密集带中和MPV2负值中心区；强降水发生在850hPa湿Q矢量散度辐合中心附近。
刘畅[7]（2007）在《北半球大气环流的纬向对称模及其与中国冬季气候异常的关联》文中提出本文运用NCEP／NCAR的再分析月平均资料和经验正交分解方法（EOF）提取了北半球冬季热带外地区大气环流纬向对称模态。其中第一模态（方差贡献34％）正位相表现为平流层底层以下，中高度地区西风异常与中纬度地区的东风异常，垂直方向上呈准相当正压结构。第二模态（方差贡献21％）正位相表现为对流层整层中纬度地区的西风异常和中低纬度地区的东风异常，垂直方向上呈准相当正压结构。进一步分析发现，与第一模态相联系的北半球冬季海平面气压场异常表现出较强的纬向对称性，呈现出极区与中高纬度地区反位相变化的特征，即北极涛动AO（Arctic Oscillation）。与第二模态相联系的北半球冬季海平面气压场异常也表现出较强的纬向对称性，呈现出中高纬度地区与副热带地区反位相变化的特征，定义为副热带涛动STO（Sub—Tropical Oscillation）。进一步研究指出：STO不仅存在于冬季，在整个冬半年都有所表现，而在夏半年不存在。初步解释了纬向对称模态的维持机制。研究指出：与之联系的涡动动量的经向输送在环状模的维持机制中起重要的作用。研究了冬季STO与中国冬季气候异常的关联。结果表明：在年际时间尺度上二者存在较好的正相关关系。进一步分析发现在STO正位相的年份，海平面气压场上西伯利亚高压减弱，阿留申低压减弱；对流层中层东亚大槽减弱，东亚冬季风减弱，中国大部分地区气温偏高。反之，则情况相反。年代际时间尺度上二者的正相关关系密切。即：20世纪80年代中期以前，STO为持续的负位相，海平面气压场上西伯利亚高压加强，其前缘影响中国大陆冬季气温的西北气流加强。欧亚大陆上空对流层中层EU遥相关型呈正位相，定常槽脊加强，环流呈经向发展，冷空气频繁入侵，我国冷冬气候特征明显。而20世纪80年代中期以后，STO处于正位相，整体环流形势相反，中国暖冬气候特征显着。
邓淑梅[8]（2007）在《平流层爆发性增温的动力学过程及其对微量气体分布影响的研究》文中进行了进一步梳理平流层爆发性增温（SSW）是平流层大气的重要特征之一，一直以来围绕着平流层爆发性增温的环流变化以及它与行星波之间的关系国内外开展了一系列研究，并且逐渐成为平流层大气研究的一个热点和前沿问题。为了进一步搞清楚平流层爆发性增温的动力学特征、它对平流层微量成分含量和分布的影响以及它对对流层的影响，本文在资料统计和分析平流层爆发性增温的时空分布特征的基础上，计算了SSW期间的E-P通量，讨论了SSW期间行星波的活动和变化；计算了剩余环流，讨论了SSW期间剩余环流的瞬变特征及其对臭氧的输送；用HALOE资料分析了爆发性增温期间其它微量气体分布的变化；通过NAM分析了爆发性增温对气候尤其是东亚气候的可能影响。得到以下的结果和新的认识：第一，通过NCEP再分析资料的统计分析，表明SSW具有以下的统计特征：平流层爆发性增温发生的频数具有月际变化的特征，多发生在3月份；SSW发生时暖中心位置随高度变化，在每个高度层表现出很强的地域性，SSW通常发生在较高层，然后由上向下延伸和传播，在增温下传的过程中增暖中心的位置也在发生着变化，在较高层暖中心首先出现在东半球，随着增温的下传暖中心逐渐经过180°子午面沿逆时针移向西半球；SSW发生时，不但高纬的温度场发生变化，中低纬的温度也发生变化：高纬增温，低纬降温；南半球2002年9月的一次强爆发性增温发生时，表现出的特征与北半球的SSW相似。第二，本文通过NECP资料对多年平流层爆发性增温期间位势高度场进行谐波分析，发现在平流层爆发性增温过程中行星波的活动与Labitzke所指出的不尽相同，尽管增温前行星波1波都异常发展增温期间明显减弱，但2波在增温过程中有其不同的特点。对于不同的行星波活动，极涡崩溃的形式也不同。据此将平流层爆发性增温过程中的行星波活动分为三类；（1）在增温前期，行星波2波很弱；在增温期间，行星波2波异常发展，伴随着极涡崩溃的形式是由偏心型向偶极型过渡；（2）在增温前期，行星波2波较强；在增温期间，行星波2波明显减弱，极涡的变化形式是远离极地，在极地外围活动，但不发生分裂；（3）在增温前期，行星波2波不太强；在增温期间，行星波2波有所发展，但始终强不过1波，极涡的变化是先偏离极地，然后发生不对称的变形。通过E-P通量来讨论这三种类型的行星波变化，指出无论是行星波2波的哪种活动类型，都有利于平流层爆发性增温的发生和发展。第三，本文利用ECMWF逐日再分析资料通过变形欧拉平均的热力学方程和连续计算了爆发性增温过程中的瞬变剩余环流并进行了合成分析，给出了增温过程中剩余环流变化的一般特征，同时还分析了高纬地区的瞬变剩余环流在爆发性增温过程中的变化。结果表明随着增温的开始10hPa～2 hPa气层瞬变剩余经向速度（?）逐渐由弱北风转为南风，随着增温加强其向北输送也随之增强，且其强度随着高度的增加而增大，增温减弱时它又慢慢变为弱的北风，并其强度较之增温开始时有所加强；而10hPa～2 hPa气层的垂直速度（?）随着增温的开始由弱的上升运动逐渐变为下沉运动，并且随着增温的加强其下沉运动加强，增温减弱时（?）也逐渐恢复为上升运动且强度也有所加强。本文还对考虑波加热项和不考虑波加热项得到的剩余环流进行对比，指出波加热项在极地附近的平流层上层还是有影响的，值得考虑。第四，利用ECMWF逐日再分析资料结合HALOE资料分析了爆发性增温过程中臭氧以及其它微量气体体积混合比分布的变化，分析表明：爆发性增温的过程中，高纬地区臭氧混合比增加的同时，中纬度地区臭氧混合比减少，通过合成分析臭氧的这种变化特征得到了验证；利用计算的剩余环流计算了爆发性增温过程中臭氧的净输送量，通过行星波的变化以及剩余环流的动力输送作用综合分析了爆发性增温过程中臭氧分布的变化，解释了增温过程中臭氧增加的动力输送机制。第五，利用NCEP资料通过分析北半球环状模（Northern Annular Mode）与SSW的关系，然后讨论了NAM变化与东亚急流和东亚大槽的关系，进而探讨爆发性增温对东亚急流和东亚大槽的影响。结果表明：爆发性增温的发生使东亚大槽加强，增温的下传使其对东亚大槽的影响南移，因此爆发性增温对东亚气候预测有参考价值。最后还总结了本论文工作的不足之处，对下一步应进行的工作提出了设想。
张存杰,宋连春,李耀辉[9]（2004）在《东亚地区夏季阻塞过程的研究进展》文中研究表明阻塞过程是一种大尺度的大气环流持续性异常现象 ,它一旦出现会造成大范围的天气和气候异常。对阻塞过程的定义多种多样 ,有根据阻塞的气候特征进行定义的 ,也有根据阻塞的天气特征进行定义的 ,研究时根据不同的情况应选择不同的定义。人们用平衡态理论、外源强迫下的共振理论、非线性孤立波理论、斜压性及波流相互作用等理论对阻塞过程进行了研究 ,得到了许多有意义的研究结果。东亚夏季的阻塞过程对中国的天气气候有重要影响 ,东北地区的夏季低温、华北地区的干旱、长江中下游和江淮地区的梅雨和洪涝灾害等都与东亚阻塞过程有关。人们对东亚夏季的阻塞过程形成原因的研究很多 ,发现乌拉尔山阻塞高压崩溃后 ,Rossby波的传播、青藏高原及其附近地区暖湿空气的传输和赤道西太平洋海温异常激发的遥相关波列等对东亚夏季阻塞过程的形成有重要影响
章基嘉[10]（1990）在《全球天气试验十年之后的回顾》文中认为 在FGGE期间（1979年）,全球大气探测达到前所未有的程度,对这些探测资料的分析,为我们提供了大气运动最完整的图象,FGGE还大大推动了数值模拟和数值预报的发展,十年之后回顾一下我们对大气环流的认识和评述一下大尺度数值天气预报的现状,这是一个很好的机会。
二、Spatial and Temporal Variations of Blocking and Cyclogenesis in the 1978 / 79 Winter（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、Spatial and Temporal Variations of Blocking and Cyclogenesis in the 1978 / 79 Winter（论文提纲范文）
（1）评估巴伦支海-喀拉海海冰数据并探讨其与东亚冬季气候的联系（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究的背景 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.3 研究的内容和意义 |
| 1.4 章节安排 |
| 第二章 数据和方法 |
| 2.1 数据及其处理 |
| 2.1.1 海冰数据 |
| 2.1.2 气象要素数据 |
| 2.1.3 CMIP5数据 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 气候态 |
| 2.2.2 标准差 |
| 2.2.3 线性趋势 |
| 2.2.4 多模式集合 |
| 2.2.5 分析方法 |
| 第三章 评估两套海冰数据 |
| 3.1 两套海冰数据的对比 |
| 3.2 海冰代用指数评估数据 |
| 3.2.1 BKS海冰与其临近区域气温的关系 |
| 3.2.2 CMIP5历史试验的验证 |
| 3.2.3 代用指数的建立 |
| 3.2.4 评估结果 |
| 3.3 小结和讨论 |
| 第四章 巴伦支海-喀拉海海冰与东亚冬季气候的联系 |
| 4.1 两个时期前期秋季BKS海冰和冬季气候年际联系的差异 |
| 4.2 两个时期冬季BKS海冰和冬季气候年际联系的差异 |
| 4.3 小结和讨论 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 结论 |
| 5.2 展望 |
| 参考文献 |
| 作者在读期间科研成果简介 |
| 致谢 |
（2）中国冻雨潜在发生指数及冻雨的年代际变化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.3 问题提出 |
| 1.4 本文研究内容 |
| 2 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 3 中国冻雨潜在发生指数 |
| 3.1 冻雨发生时的气象特征 |
| 3.1.1 地面气象特征 |
| 3.1.2 高空温度特征 |
| 3.2 中国冻雨潜在发生指数的定义 |
| 3.3 中国冻雨潜在发生指数的检验 |
| 3.4 中国冻雨潜在发生指数在数值产品中的推广应用 |
| 3.4.1 FRGPI中地面温度T、温度露点差D、高空层结Er对冻雨的贡献 |
| 3.4.2 FRGPI在模式预报中的应用 |
| 3.5 本章小结 |
| 4 中国冻雨的年代际变化 |
| 4.1 中国冻雨的基本时空分布特征 |
| 4.2 中国冻雨的年代际变化特征 |
| 4.3 与冻雨灾害相联系的环流场的变化 |
| 4.3.1 冻雨灾害发生时的环流特征 |
| 4.3.2 与冻雨灾害相联系的冬季大气环流的变化 |
| 4.4 基于冻雨潜在发生指数(FRGPI)的分析 |
| 4.5 本章小结 |
| 5 海温、海冰与中国冻雨年代际变化的关系 |
| 5.1 影响冻雨变化的海温、海冰信号的变化 |
| 5.2 海温、海冰对冻雨变化影响机制的探讨 |
| 5.2.1 与海温、海冰变化对应的环流分析 |
| 5.2.2 影响机制验证 |
| 5.3 本章小结 |
| 6 总结与展望 |
| 6.1 总结 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
| 发表的学术论文 |
（3）东亚冬季风南边缘带的变化特征及其对南方低温雨雪冰冻的影响（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 国内外研究进展 |
| 1.3 存在的问题 |
| 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 一元线性回归方法 |
| 2.2.2 Morlet小波分析方法 |
| 2.2.3 Pearson相关分析及其检验 |
| 2.2.4 模糊信息分配方法 |
| 第三章 东亚冬季风南边缘的定义及其变化特征 |
| 3.1 东亚冬季风南边缘带存在性的讨论 |
| 3.1.1 温度场特征 |
| 3.1.2 风场特征 |
| 3.1.3 湿度场特征 |
| 3.2 东亚冬季风南边缘位置的确定 |
| 3.2.1 积雪日数界线的推进过程 |
| 3.2.2 冬季风南边缘与雪线位置 |
| 3.3 东亚冬季风南边缘位置指数的定义及波动特征 |
| 3.3.1 位置指数的定义 |
| 3.3.2 周期分析 |
| 3.4 冬季风南边缘位置变化与我国冬季气温的关系 |
| 3.5 影响冬季风南边缘南北摆动的因子 |
| 3.5.1 冬季风南边缘位置与东亚冬季风强度的关系 |
| 3.5.2 冬季风南边缘位置异常年高度场、风场特征 |
| 3.5.3 冬季风南边缘位置与海温的关系 |
| 3.5.4 冬季风南边缘位置与副高、极涡的关系 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 南方低温雨雪冰冻风险区划 |
| 4.1 南方出现低温雨雪冰冻天气的气象要素配置 |
| 4.1.1 我国南方低温雨雪冰冻期气候特征 |
| 4.1.2 出现低温雨雪冰冻天气气象要素概率分布 |
| 4.1.3 满足气象要素阈值条件的平均日数 |
| 4.2 低温雨雪冰冻综合评估指数的建立 |
| 4.3 南方低温雨雪冰冻风险区划 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 东亚冬季风南边缘位置波动对南方低温雨雪冰冻的影响 |
| 5.1 历年南边缘位置与低温雨雪冰冻天数的关系 |
| 5.1.1 南边缘位置与低温雨雪冰冻天数的相关关系 |
| 5.1.2 南边缘位置异常年南方低温雨雪冰冻天数的分布 |
| 5.2 南边缘位置异常与低温雨雪冰冻 |
| 5.2.1 异常年纬向风分布与低温雨雪冰冻 |
| 5.2.2 异常年经向风分布与低温雨雪冰冻 |
| 5.2.3 异常年湿度分布与低温雨雪冰冻 |
| 5.3 冬季风南边界进退与低温雨雪冰冻 |
| 5.3.1 纬向风的进退与低温雨雪冰冻 |
| 5.3.2 经向风的进退与低温雨雪冰冻 |
| 5.3.3 湿度的进退与低温雨雪冰冻 |
| 5.4 本章小结 |
| 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 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（4）印—太暖池区降水异常对东亚冬季大气环流年际变化的影响机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 东亚冬季大气环流的气候平均态 |
| 1.3 ENSO 对全球气候的影响 |
| 1.3.1 ENSO 对北美气候的影响——PNA 波列 |
| 1.3.2 ENSO 对东亚气候的影响——太平洋-东亚遥相关 |
| 1.4 热带印度洋、西太平洋对气候的影响，以及夏季太平洋-日本（PJ）波列 |
| 1.5 太平洋气候年代际变化 |
| 1.6 ENSO 本身特征的长期变化 |
| 1.7 ENSO 与东亚冬季风关系的多年代际振荡 |
| 1.8 本文拟解决的科学问题和内容安排 |
| 本章附图 |
| 第二章 资料、方法和模式介绍 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 资料处理方法 |
| 2.3 简单大气模式 |
| 第三章 印-太暖池区降水异常对东亚冬季大气环流影响的机制 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 WP 地区降水年际变化的主模态 |
| 3.3 WPD 模态对东亚大气环流的影响 |
| 3.3.1 观测结果 |
| 3.3.2 简单大气模式实验的结果 |
| 3.4 WP-EA 遥相关波列的正、负位相非对称性 |
| 3.5 本章小结 |
| 本章附图 |
| 第四章 不同年代背景下印太暖池区降水异常对东亚冬季大气环流的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 WP-EA 遥相关波列的年代际变化 |
| 4.2.1 几个指数回归系数的年代际变化 |
| 4.2.2 WP-EA 遥相关波列强度的变化 |
| 4.2.3 热带太平洋海温异常主模态的变化及其影响 |
| 4.2.4 印太暖池区平均降水的年代际变化 |
| 4.2.5 不同资料分析结果的验证 |
| 4.2.6 简单大气模式实验结果 |
| 4.3 本章小结 |
| 本章附图 |
| 第五章 个例分析和数值模式结果分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 1997/98 年冬季和 2013/14 年冬季的对比分析 |
| 5.3 CMIP5 数值模式中对 WP-EA 遥相关波列的模拟 |
| 5.3.1 CCSM4 模式结果 |
| 5.3.2 CMIP5 多模式 AMIP 实验结果 |
| 5.4 本章小结 |
| 本章附图 |
| 第六章 总结与讨论 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 本文创新点 |
| 6.3 存在的问题及展望 |
| 参考文献 |
| 个人简介 |
| 攻读博士期间发表的学术论文 |
| 致谢 |
（5）冬季北大西洋涛动（NAO）的变异及其对欧洲天气的影响机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 NAO 研究概述 |
| 1.1.1 NAO 定义 |
| 1.1.2 NAO 指数 |
| 1.1.3 NAO 的时空变异 |
| 1.1.4 NAO 与天气气候关系简述 |
| 1.1.5 NAO 理论机制研究 |
| 1.2 阻塞研究概述 |
| 1.3 NAO 与阻塞关系研究概述 |
| 1.4 本文拟解决的关键问题及研究内容 |
| 第二章 数据、分析方法及概念定义 |
| 2.1 数据 |
| 2.2 概念定义介绍 |
| 2.2.1 NAO 指数 |
| 2.2.2 NAO 事件的分类及识别 |
| 2.2.3 阻塞指数 |
| 2.3 分析及检验简介 |
| 第三章 NAO 生命周期尺度内变化特征及影响分析 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 NAO 生命周期中阻塞的变化 |
| 3.2.1 大西洋-欧洲阻塞事件的气候态分布 |
| 3.2.2 NAO 指数的合成及生命周期分段 |
| 3.2.3 NAO 生命周期中阻塞频率的演变 |
| 3.3 NAO 生命周期中欧洲温度和降水距平的变化分析 |
| 3.3.1 NAO 生命周期不同阶段欧洲温度的合成 |
| 3.3.2 NAO 生命周期不同阶段欧洲降水的合成 |
| 3.3.3 NAO 指数与温度和降水距平的关系 |
| 3.4 欧洲地区阻塞频率与温度降水距平变化的关系 |
| 3.4.1 阻塞频率与 NAO 生命周期的时空联系 |
| 3.4.2 阻塞频率对欧洲温度和降水距平的调控 |
| 3.5 本章讨论与总结 |
| 第四章 NAO 与阻塞动力机制初探 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 NAO 生命过程中阻塞频率变化的可能机制 |
| 4.2.1 大西洋-欧洲阻塞频率与 NAO 偶极子结构的关系 |
| 4.2.2 NAO 生命周期中位势高度的纬向漂移 |
| 4.2.3 NAO-（NAO+）西退（东移）的自我维持机制 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 欧洲一次低温暴雪过程分析与变异的 NAO 位相转换过程 |
| 5.1 引言及背景介绍 |
| 5.2 2012 年 1 月～2 月欧洲一次极端冷事件过程分析 |
| 5.2.1 NAO+ 转 ENAO- 环流背景演变 |
| 5.2.2 NAO+ 转 ENAO- 对温度和降水距平的影响 |
| 5.2.3 NAO+ 转 ENAO- 对温度和降水影响的可能机制 |
| 5.3 位相转换型 NAO 事件合成分析 |
| 5.3.1 NAO- 事件分类统计 |
| 5.3.2 NAO+ 转 NAO- 事件温度和降水合成分析 |
| 5.3.3 NAO+ 转 NAO- 事件温度和降水时间序列分析 |
| 5.4 In-situ NAO 事件与温度和降水的关系 |
| 5.4.1 In-situ NAO 事件合成结果 |
| 5.4.2 In-situ NAO 温度降水时间序列合成 |
| 5.5 In-situ NAO 与 Transition NAO 事件对比分析 |
| 5.6 其它事件对比以及可能机制分析 |
| 5.6.1 NAO+ 转 NAO- 事件分类对比 |
| 5.6.2 可能的机制 |
| 5.7 本章小结与讨论 |
| 第六章 NAO 纬向位置变异及其影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 NAO 事件的位置与大西洋-欧洲阻塞之间的关系 |
| 6.2.1 偏东型和偏西型 NAO 的定义 |
| 6.2.2 NAO 事件对应的阻塞分布及环流场 |
| 6.2.3 NAO 的纬向位置变异对欧洲大陆温度及降水的影响 |
| 6.3 NAO 偏东对欧洲天气影响的可能机制 |
| 6.3.1 NAO 活动中心变异偏东的可能机制 |
| 6.3.2 NAO 的位相与风暴路径的关系及对欧洲天气的影响 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 全文总结与展望 |
| 7.1 本文主要结论 |
| 7.2 本文主要创新点 |
| 7.3 未来的研究计划 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
| 科研成果 |
（6）一次春季罕见寒潮暴雨（雪）天气过程诊断分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 第一节 研究背景 |
| 第二节 研究现状 |
| 第三节 本文主要研究内容 |
| 第二章 寒潮大风降温过程分析 |
| 第一节 天气过程概况 |
| 第二节 冷空气路径分析 |
| 第三节 大风成因分析 |
| 第四节 强降温成因分析 |
| 第五节 小结 |
| 第三章 暴雨雪天气诊断分析 |
| 第一节 雨雪概述 |
| 第二节 环流形势及影响系统演变 |
| 第三节 雷达特征分析 |
| 第四节 暴雨雪天气诊断分析 |
| 第五节 小结与讨论 |
| 第四章 降水相态转换分析 |
| 第一节 降水性质演变分析 |
| 第二节 低层持续降温对降水相态影响分析 |
| 第三节 雷达特征-0℃层亮带分析雨雪转变 |
| 第四节 降水相态转换的天气学判别 |
| 第五节 小结 |
| 第五章 降水数值模拟和诊断分析 |
| 第一节 WRF模式简介 |
| 第二节 模式计算方案及模拟结果分析 |
| 第三节 小结 |
| 第六章 总结 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（7）北半球大气环流的纬向对称模及其与中国冬季气候异常的关联（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 纬向对称模态研究回顾 |
| 1.2 关于我国冬季气候研究的回顾 |
| 1.3 本文的研究目的 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料选取 |
| 2.2 方法介绍 |
| 第三章 北半球冬季热带外地区大气环流的纬向对称模态 |
| 3.1 异常的纬向对称环流分解方法 |
| 3.2 纬向对称环流变率两个重要模态 |
| 3.3 冬半年中副热带涛动的表现 |
| 3.4 副热带涛动的空间结构特征 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 纬向对称模态的维持机制 |
| 4.1 北极涛动的维持机制 |
| 4.2 副热带涛动的维持机制 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 副热带涛动与中国冬季气候关系研究 |
| 5.1 中国冬季气温异常特征 |
| 5.2 副热带涛动与中国冬季气温年际变化关系 |
| 5.3 副热带涛动与中国冬季气温年代际变化关系 |
| 5.4 北极涛动与副热带涛动对中国冬季气温影响的对比分析 |
| 第六章 全文总结 |
| 6.1 全文内容总结 |
| 6.2 本文特色 |
| 6.3 研究展望 |
| 论文附图 |
| 致谢 |
（8）平流层爆发性增温的动力学过程及其对微量气体分布影响的研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| §1.1 平流层大气概要 |
| §1.2 平流层爆发性增温的研究概况 |
| §1.2.1 平流层爆发性增温的观测和研究 |
| §1.2.2 平流层爆发性增温产生机制的研究概况 |
| §1.2.3 平流层爆发性增温与行星波关系的研究概况 |
| §1.2.4 平流层变化对对流层影响的研究概况 |
| §1.2.5 平流层爆发性增温过程中剩余环流变化的研究概况 |
| §1.2.6.平流层爆发性增温对微量气体分布影响的研究 |
| §1.2.7 平流层爆发性增温与QBO、ENSO关系的研究概况 |
| §1.2.8 平流层爆发性增温的最新研究进展和我国的研究情况 |
| §1.2.9 平流层爆发性增温的数值模拟研究 |
| §1.2.10 尚待研究的问题 |
| §1.3 本论文的主要内容及研究意义 |
| 参考文献 |
| 第二章 资料介绍 |
| §2.1 NCEP再分析资料 |
| §2.2 ECMWF再分析资料 |
| §2.3 HALOE资料 |
| 参考文献 |
| 第三章 平流层爆发性增温的时空分布特征 |
| §3.1 平流层爆发性增温的含义 |
| §3.1.1 平流层爆发性增温的定义 |
| §3.1.2 确定平流层爆发性增温的标准 |
| §3.2 北半球SSW的时空分布特征 |
| §3.2.1 北半球SSW发生的频数及其随时间的变化 |
| §3.2.2 北半球SSW增温中心位置随高度变化的特征 |
| §3.2.3 北半球SSW从上向下扩展的特征 |
| §3.3 平流层爆发性增温对对流层的影响 |
| §3.4 平流层爆发性增温对中低纬的影响 |
| §3.5 2002年南半球SSW的特征 |
| §3.6 本章小结 |
| 参考文献: |
| 第四章 平流层爆发性增温期间行星波的活动 |
| §4.1 行星波及波流相互作用理论 |
| §4.2 SSW过程中行星波的振幅变化以及极涡的变形 |
| §4.2.1 第一种类型SSW过程中行星波振幅的变化和涡旋的崩溃 |
| §4.2.2 第二种类型SSW过程中行星波振幅的变化和极涡的变化 |
| §4.2.3 第三种类型SSW过程中行星波振幅的变化和极涡的变形 |
| §4.3 SSW过程中E-P通量的变化 |
| §4.3.1 第一种类型SSW的E-P通量及其散度的分布 |
| §4.3.2 第二种类型SSW的E-P通量及其散度的分布 |
| §4.3.3 第三种类型SSW的E-P通量及其散度的分布 |
| §4.4 本章小结 |
| 参考文献 |
| 第五章 平流层爆发性增温期间剩余环流的瞬变特征 |
| §5.1 计算方法介绍 |
| §5.2 剩余环流的计算结果 |
| §5.2.1 剩余环流在增温过程中变化的个例分析 |
| §5.3 剩余环流在增温过程中变化的合成分析 |
| §5.3.1 不考虑波加热项时剩余环流的变化 |
| §5.3.2 考虑波加热项时剩余环流的变化 |
| §5.4 高纬度瞬变剩余环流随时间变化的合成分析 |
| §5.5 本章小结 |
| 参考文献: |
| 第六章 平流层爆发性增温过程中微量气体的分布特征 |
| §6.1 冬季臭氧的分布 |
| §6.1.1 冬季臭氧体积混合比在高纬的分布 |
| §6.1.2 冬季臭氧在北半球的分布 |
| §6.2 平流层爆发性增温过程中臭氧的变化 |
| §6.2.1 平流层爆发性增温过程中臭氧在高纬的变化 |
| §6.2.2 平流层爆发性增温过程中臭氧在中低纬的变化 |
| §6.3 爆发性增温过程中臭氧体积混合比变化的合成分析 |
| §6.3.1 分析方法 |
| §6.3.2 合成分析 |
| §6.4 臭氧动力输送的合成分析 |
| §6.4.1 臭氧动力输送的合成分析 |
| §6.5 平流层爆发性增温过程中其它微量气体的分布 |
| §6.5.1 平流层爆发性增温过程中水汽的分布 |
| §6.5.2 平流层爆发性增温过程中甲烷的分布 |
| §6.5.3 平流层爆发性增温过程中HCL的分布 |
| §6.5.4 平流层爆发性增温过程中NO_2的分布 |
| §6.5.5 平流层爆发性增温过程中NO的分布 |
| §6.5.6 平流层爆发性增温过程中HF的分布 |
| §6.6 本章小结 |
| 参考文献: |
| 第七章 平流层爆发性增温对气候的可能影响 |
| §7.1 平流层爆发性增温与北半球环状模的异常 |
| §7.1.1 平流层爆发性增温与北半球环状模(NAM)的关系 |
| §7.2 北半球环状模与冬季东亚气候异常的关系 |
| §7.3 平流层爆发性增温与东亚冬季气候异常的关系 |
| §7.4 本章小结 |
| 参考文献 |
| 第八章 全文总结及下一步工作设想 |
| §8.1 全文总结 |
| §8.1.1 平流层爆发性增温的时空分布特征 |
| §8.1.2 平流层爆发性增温过程中行星波的活动特征 |
| §8.1.3 平流层爆发性增温期间剩余环流的瞬变特征 |
| §8.1.4 平流层爆发性增温期间臭氧和其它微量气体的分布特征 |
| §8.1.5 平流层爆发性增温对气候的可能影响 |
| §8.2 论文的贡献和创新点 |
| §8.3 下一步工作设想 |
| 致谢 |
| 附:攻读博士学位期间发表论文目录 |
（9）东亚地区夏季阻塞过程的研究进展（论文提纲范文）
| 1 引 言 |
| 2 阻塞过程的定义 |
| 3 阻塞过程的理论和成因研究 |
| 3.1 阻塞过程的理论研究 |
| 3.2 东亚阻塞与青藏高原的关系 |
| 3.3 东亚阻塞高压与乌拉尔山阻塞高压的关系 |
| 3.4 东亚阻塞高压与海温的关系 |
| 4 夏季东亚阻塞过程对中国天气气候的影响 |
| 5 讨论与结论 |
四、Spatial and Temporal Variations of Blocking and Cyclogenesis in the 1978 / 79 Winter（论文参考文献）
- [1]评估巴伦支海-喀拉海海冰数据并探讨其与东亚冬季气候的联系[D]. 王芮博. 成都信息工程大学, 2018(04)
- [2]中国冻雨潜在发生指数及冻雨的年代际变化[D]. 牛璐. 中国海洋大学, 2015(08)
- [3]东亚冬季风南边缘带的变化特征及其对南方低温雨雪冰冻的影响[D]. 毛淑君. 南京信息工程大学, 2015(01)
- [4]印—太暖池区降水异常对东亚冬季大气环流年际变化的影响机制[D]. 郑建. 中国海洋大学, 2014(02)
- [5]冬季北大西洋涛动（NAO）的变异及其对欧洲天气的影响机制研究[D]. 姚遥. 中国海洋大学, 2014(02)
- [6]一次春季罕见寒潮暴雨（雪）天气过程诊断分析[D]. 李根娥. 兰州大学, 2007(05)
- [7]北半球大气环流的纬向对称模及其与中国冬季气候异常的关联[D]. 刘畅. 南京信息工程大学, 2007(06)
- [8]平流层爆发性增温的动力学过程及其对微量气体分布影响的研究[D]. 邓淑梅. 中国科学技术大学, 2007(03)
- [9]东亚地区夏季阻塞过程的研究进展[J]. 张存杰,宋连春,李耀辉. 气象学报, 2004(01)
- [10]全球天气试验十年之后的回顾[J]. 章基嘉. 气象科技, 1990(03)