一、青藏高原和邻近地区的辐射及其与高原冻土的关系（论文文献综述）
杨凯[1]（2020）在《青藏高原冻融过程与地表非绝热加热异常对东亚气候影响的研究》文中研究指明青藏高原热、动力作用在亚洲季风系统中扮演重要角色,高原的热、动力强迫异常对东亚大气环流及天气气候的影响一直是热点科学问题。高原地表广泛分布着季节性冻土和多年冻土,其季节变化影响着高原地-气间的能量和水分交换。地表非绝热加热与陆面过程相关,冻融过程作为高原陆面过程中最突出的特征之一,必然影响着高原的地表非绝热加热变化,会引起高原热力强迫异常,从而对大气环流及天气气候产生影响。本文首先利用站点观测资料,分析了冻融过程中土壤水热传输特征,结合模式数值试验,定量分析了冻融过程引起的不同时期的土壤温、湿度的变化特征。在此基础上,对再分析资料在冻融过程中的地表非绝热加热偏差特征进行了分析,对比分析了在冻融过程中不同时期的地表非绝热加热的变化特征,定量分析了冻融过程引起的地表非绝热加热异常变化,探讨了融冻期地表非绝热加热异常对东亚大气环流的可能影响。接着分析了高原融冻期的土壤湿度与降水耦合关系的变化特征,重点探讨了冻融过程对高原土壤湿度与降水相互作用的影响。此外,进一步分析了从前秋到春季,土壤经历冻结—融化过程中土壤湿度异常的跨季节持续性,探讨了高原土壤湿度跨季节持续性异常对中国东部夏季降水的影响及其机理。最后,分析了与冻融过程相关的高原热力强迫异常对周围大气环流影响的动力机制。主要研究内容和结论如下:1、揭示了冻融过程的“水分存储”效应,定义的水分存储指数在土壤浅层可达0.95,区域平均的深层土壤的水分存储指数要比浅层更大。当土壤没有冻融过程时,土壤水分以液态形式存在,会加大地表蒸发,导致融化后的土壤湿度减少约10%,其量级与春季高原土壤湿度的年际异常相当。冻融过程的水分存储作用大小与冻结前的土壤湿度含量及冻结时的土壤温度呈显著的反相关,当土壤偏湿、土壤温度偏高时,土壤水分更易损失。没有土壤冻融过程可导致土壤温度在冻结期偏低-1.02℃,而在融化后偏高0.91℃,说明了冻融过程对土壤温度的季节变化起了缓冲作用。冻融过程引起的土壤温度异常变化与冻结时的土壤湿度以及土壤冰含量呈显著的正相关。冻融过程通过改变土壤的水热性质（热导、热容、水导等）和引起水分相变中的能量变化,导致了土壤温、湿度的异常变化。在冻融过程中,土壤温度异常变化主要受水分相变能量变化的影响,而土壤热导、热容的变化引起的土壤热量垂直传输异常有助于缓解土壤温度的异常变化。冻融过程对土壤湿度变化的影响,主要与冰含量引起的土壤水导和垂直水通量传输异常变化有关。土壤水分向冻结锋面迁移是深层土壤湿度异常变化的重要因素。2、分析得出了再分析资料对冻融过程中高原地表非绝热加热的描述存在较大偏差,尤其在融冻时期的春季。对比不同再分析资料的偏差特征,ERA-Interim偏差最小（大约5W/m2）,再分析资料在高原西部的地表非绝热加热偏差要比高原东部的大。在土壤冻融过程中,冻结期与非冻结期的地表非绝热加热可相差10W/m2以上;没有土壤冻融过程导致冻结期的地表感热减小-2.63W/m2,地表潜热增大2.92W/m2,而融化后的地表感热增大4.72W/m2,地表潜热减小-1.07W/m2。当春季高原地表感、潜热偏差为±5W/m2时,地表非绝热加热异常显著影响印度、中国东部及中南半岛地区的夏季降水,引起高原季风环流、高原北侧西风急流及下游中国东部地区环流的异常变化。3、揭示了由土壤融冻引起的春季土壤湿度变化与高原夏季降水之间存在明显的耦合关系。耦合关系特征具有较大的空间差异性。在高原中东部地区,春季土壤湿度与夏季降水之间为正耦合关系,而在高原西部二者为负耦合关系。总体上,春季土壤湿度与夏季降水的耦合强度随土壤湿度增加而增大;当海拔高度大于3km,春季土壤湿度与夏季降水的耦合强度随海拔升高而减小。高原东部地区的土壤湿度与降水耦合关系在空间变化上与春季高原地表感热变化一致;而高原西部地区的耦合关系在空间变化上与春季土壤湿度变化一致;降水—土壤湿度耦合关系在空间上的变化与冻融过程引起的春季土壤湿度及地表非绝热加热变化相关。高原春季土壤湿度异常对高原后期夏季降水影响的可能机理是,通过引起地表非绝热加热异常,影响高原周围大气环流,改变高原南侧向高原的水汽输送。4、揭示了高原土壤湿度异常的跨季节持续性特征。前秋和前冬的土壤湿度异常可以通过土壤冻融过程持续到春季,前秋土壤湿度异常通过土壤冻结储存,到了春季随着土壤融冻,土壤湿度异常信号释放,引起春季地表非绝热加热异常,并对中国东部夏季降水有显著影响。当春季高原东部地区的土壤湿度增加时,华南和黄河流域降水减少,而长江流域和东北地区降水增多。当高原前秋和前冬的土壤湿度增加时,中国东部夏季降水的异常分布型与春季土壤湿度增加引起的降水异常类似,说明了高原前秋和前冬的土壤湿度异常与春季土壤湿度异常有相似的气候效应,也可以作为中国东部夏季降水跨季节预测的因子。当高原春季土壤湿度增加,高原地表非绝热加热减弱,引起夏季高原北侧大气偏冷异常,增大了高原北侧大气的经向温度梯度,使高原北侧的西风加速,减弱了定常Rossby波列的传播,导致下游地区的大气环流在东北—日本附近为反气旋性异常,低层风场异常影响了水汽输送,从而造成了中国东部地区夏季降水异常。5、深化了与冻融过程相关的高原热力强迫异常对周围大气环流影响的动力机制的认识。通过在斜压通道模式中加入“高原热源”型热力强迫,而没有地形作用的情况下,模式可以再现高原南侧经向温度梯度反向、东风出现,以及高原北侧经向温度梯度加强、西风加速等季风环流特征,说明了高原热力强迫在亚洲夏季风系统中的主导作用,也意味着高原冻融过程通过引起高原热力强迫异常对东亚大气环流产生显著影响。定常热量通量和动量通量输送在高原热力强迫异常引起南、北两侧纬向风变化过程中起正反馈作用。在东风气流发展过程中,定常动量输送先促使东风形成,随后在定量热量和动量输送的共同作用下,东风气流加速;在西风气流发展过程中,定常动量输送主导西风的加速,而定量热量输送的贡献较小。模式结果进一步验证了高原是重要的负涡度源,高原热力异常能够激发出定常Rossby波,通过定常位涡通量输送异常影响下游大气环流。
张丁玲[2]（2013）在《青藏高原水资源时空变化特征的研究》文中认为气候变暖及人类活动的加剧,影响了青藏高原上水资源的分配和变化。而空中水汽和云是高原陆地水资源的源、水循环中的活跃因子和影响气候变化的重要变量,了解其分布特征和时空变化,对深入探讨高原水资源的变化尤为重要。本文基于长时间序列的卫星遥感资料、再分析资料和地面观测资料,以高原气候变化为出发点,从降水、蒸发、水汽、云、积雪等几个方面分别分析了高原水资源的特征及变化,着重分析了空中水资源时空变化的特征,并结合高原水资源各个分量的研究结果初步探讨了区域气候变化对高原水资源的影响。研究结果表明,高原陆地水资源在不断流失,流失的主要途径有两个：（1）气温升高蒸发增强,水资源从空中流失；（2）气温升高使得冰雪融水增加,水资源从陆地上流失；且水资源的空中流失比陆地流失表现的更为明显。此外,大自然虽然具有自我调节能力,但这种调节能力是否能延缓高原水资源的流失还不容乐观。高原气候变化使得水资源流失,其各分量的时空变化具体表现如下：高原平均气温在时间演变上大致可分为四个时段：两个相对低温时段（1901-1940,1960-1985）和两个相对高温时段（1940-1960,1985-2011）。平均气温呈现先缓慢增加、后缓慢减小、再快速增加的趋势,整体表现为增温趋势,增温速率约为0.8℃/100a。气温的区域变化则表现为西北部增温强、东南部增温弱。平均最高气温和最低气温的年际变化趋势与平均气温相似,且最低气温的增温速率比最高气温快,使得日较差的年平均时间序列整体呈现明显下降趋势。三种气温对海拔高度都有依赖性,最低气温依赖度最高。高原降水和蒸发的时空变化表现为,从1901-2011年,高原降水增加区域是减少区域的近2倍,但增加的速率却没有减少速率高,喜马拉雅山区域降水减少最明显,其减少速率大于-3mm/a。就整体而言,平均降水随时间呈现弱的增加的趋势。从1965-2011年,高原大部分区域蒸发皿蒸发量都为减小趋势,符合“蒸发互补”理论,并由经验公式所得高原实际蒸发的变化进一步验证了这一现象。自80年代高原明显增温以来,实际蒸发增加趋势也明显增强,而降水和蒸发的差值表现为弱的减小趋势。高原680-310hPa大气可降水量最大值出现在高原东南角,约10mm；其次是沿喜马拉雅山、祁连山及高原南侧,约5-7mm；最小值在高原中部。高原夏季大气可降水量最多,其次是秋季、春季,冬季最小。1984-2009年,在680-310hPa层,高原大气可降水量相比亚洲其他区域增加趋势明显,从其中心到四周增幅依次减弱,中部可降水量增速最快,最大值达2.4mm/10a,近十年增加了约平均值的1/2,与高原中部降水增加边缘季风区降水减少相一致。虽然高原大气可降水量增加,但高原反而变干,增加的水汽并没有储存,使得水资源从空中流失,高原快速增温引起实际蒸发增强是最可能的原因。1984-2009年,总云量的年平均在高原西北部帕米尔高原区域、高原东南部以及高原的东侧为高值中心,总云量的季节分布与高原地形及水汽输送有很大关系。高原上云的辐射强迫始终为负值,从西部到东部逐步增强。高原总云量整体为减少趋势,白天,卷云几乎覆盖整个高原,且变化最强烈,表现为明显的减小趋势,其次是深对流云,分布在高原的西北部和东南大部,呈明显增加趋势,深对流云的增加使降水增加的概率增大,是对水资源从空中流失的一种微调节。云总的光学厚度、云水路径及云顶气温均成增加趋势,云顶温度的减少和高云的减少相一致。这些云特性的变化,对区域气候是一种负反馈。高原上的积雪1978.10-1987.8期间呈缓慢的增长趋势,1987.7-2008.6期间呈平缓的减少趋势,从2000.3到2012.3没有明显的变化。就区域变化而言,高原上积雪表现为增加趋势和减小趋势并存。高原上冰川自1980s以来呈现全面退缩的状态,且退缩速率在逐渐加剧,气温升高是唯一能够合理解释该现象的因素。降水是影响高原外流径流的主要因素。高原外流径流量并没有随着气温的增加而增加,可能是由于流域内气温的升高导致了蒸发增加抵消了降水增加的水文效应所致,而部分流域春季径流却有增加的趋势,由气温升高引起冰雪融水增加的可能性较大,也是水资源流失的另一途径。就目前高原气候变化的情况来看,高原仍然处在一个升温的状态,在未来的几年内没有明显的转向迹象,高原水资源依然会不断流失。应对高原水资源流失最有效的方法仍然是有效合理规划现有的水资源,并努力以人力影响空中水资源时空分配以延缓流失。在影响高原空中水汽资源的诸多因子中,蒸发在其中占很重要的作用,气温、日照时数、风速均对高原上的蒸发有显著影响,且影响因子排序为：气温>风速>日照时数。此外,高原春夏季沙尘气溶胶近年来呈现下降趋势,且它和降水呈现明显的负相关,是对高原水资源空中流失的又一微调节。
陈发虎,傅伯杰,夏军,吴铎,吴绍洪,张镱锂,孙航,刘禹,方小敏,秦伯强,李新,张廷军,刘宝元,董治宝,侯书贵,田立德,徐柏青,董广辉,郑景云,杨威,王鑫,李再军,王飞,胡振波,王杰,刘建宝,陈建徽,黄伟,侯居峙,蔡秋芳,隆浩,姜明,胡亚鲜,冯晓明,莫兴国,杨晓燕,张东菊,王秀红,尹云鹤,刘晓晨[3]（2019）在《近70年来中国自然地理与生存环境基础研究的重要进展与展望》文中研究表明自然环境是人类赖以生存和发展的基础,探索自然环境及其各要素（如地貌、气候、水文、土壤等）的特征、演变过程、地域分异规律以及驱动机制是自然地理学的重点研究内容.中国自然地理要素类型丰富且区域差异较大,为开展自然地理研究提供了难得的机遇.文章主要围绕青藏高原隆升与亚洲内陆干旱化及河流发育、高原冰冻圈环境演化、全新世多时间尺度季风与西风气候变化、湖泊与湿地、流域模型与土壤侵蚀、过去人-地关系演化、生物地理及中国三维地带性规律等几个方面,梳理了近70年来中国自然地理与生存环境研究的重大理论进展与重要贡献.在简要交代国际前沿研究进展的基础上,回顾并梳理了中国自然地理学各分支领域的研究脉络,进一步聚焦重大研究成果或具有较大争议、重大影响的学术争鸣问题,归纳目前研究现状,并进行未来工作展望.最后提出在推进生态文明建设的国家需求下,应发挥中国自然地理研究的优势,厘清自然地理要素变化的过程、规律与机制,持续推进中国自然地理研究为国家战略服务,在全球视野下做出具有中国特色的自然地理学理论贡献.
柴乐[4]（2019）在《他念他翁山第四纪冰川地貌过程及其对西南季风的响应》文中认为冰川是气候变化敏感的指示器。青藏高原及其周边山地在第四纪冰期-间冰期旋回中,经历了多次冰川作用,并留下丰富的古冰川遗迹,对于研究第四纪冰期历史、探究全球气候系统演化过程、了解冰川波动历史和发育规律具有关键作用。他念他翁山位于横断山西部,是青藏高原东南部和云贵高原过渡地带。第四纪以来,依托区内大面积夷平面经历多次冰川作用,冰川侵蚀和堆积地形可以相互匹配,特别是冰川沉积地貌保存尤为清晰,该区是海洋性冰川发育区,维持冰川发育的降水补给主要由西南季风带来,因而本区第四纪冰川进退对西南季风波动有较为直接的反映,正是这一地理位置的特殊性,使他念他翁山第四纪冰川演化过程研究,尤其是最老冰川遗迹的绝对年代确定,对于丰富青藏高原东南部晚第四纪冰期以来冰川演化的时间序列,验证中低纬度第四纪冰川发育的气候和构造耦合模式具有重要的科学意义。采用野外地貌调查,10Be、OSL、ESR交叉测年法,对他念他翁山青古隆槽谷、曲扎槽谷、如曲槽谷第四纪冰川地貌发育特征、冰期序列、各期次冰川规模进行系统研究,多种方法结合恢复不同冰期时冰川物质平衡线高度,并重建了冰期时的气候条件,讨论了西南季风在全球气候系统波动过程中对冰川发育的影响。对比青藏高原东南部及东部其他第四冰川作用区,得出以下主要结论:冰川侵蚀地貌主要表现为U形冰川槽谷,成层冰斗群,大规模羊背石、刃脊、角峰,还包括大量磨光面和擦痕,部分冰川槽谷源头发育冰蚀湖。冰川堆积地貌保存典型的冰碛垄和冰碛丘陵,青古隆槽谷保存3套冰碛垄,曲扎槽谷、觉曲槽谷和如曲槽谷分别保存4套冰碛垄。此外,冰川堆积体还包括冰水沉积物、冰水夹层、冰川漂砾和冰碛石。测年结果显示,他念他翁山第四纪冰期序列分别为:倒数第二次冰期（MIS 6）、末次冰期中期（MIS 3）、末次冰盛期（LGM）,全新世早期（MIS 1）,不同测年结果可以相互佐证。10Be暴露年代限定的冰进时间为:90.73±8.71 ka、30.99±2.97 ka、15.43±1.46ka～21.26±2.04ka、8.18±0.78ka～8.54±0.82ka。冰川规模自MIS6以来逐渐减小,与青藏高原东南部及东部其他第四纪冰川作用区相似,末次冰期最大冰进规模发生在MIS 3阶段,而非LGM,全新世早期的冰进规模距现代冰川末端1～3 km。冰川类型由复合型山谷冰川,逐渐演化为冰斗冰川或悬冰川。与周边其他山地第四纪冰期作用时间和不同时期冰川规模对比分析结果显示,各山地冰期冰川作用时间差异性显著,愈靠近高原内部山地冰期老,次数多,系列完整,愈往高原外围,冰期越年轻、次数少,到边缘山地仅发育了末次冰期。青藏高原中心部位以第四纪冰川早于倒数第二次冰期的规模最大,倒数第二次冰期时最大规模分布移向外缘,而高原东部外缘山地只有末次冰期遗迹。以上对比结果验证了中低纬度第四纪冰川发育是构造与气候相耦合的模式。MIS 6阶段以来的ELA分别4674 m、4930 m、5131 m及5320 m,△ELA分别为751 m、495 m、294 m及112 m。MIS 6、2、3和全新世早期的气温下降值分别为:10.13℃、7.86℃、6.35℃和6.28℃,不同时期的降水条件也是造成冰川规模差异性的主要原因。他念他翁山MIS 6受千年尺度季风事件叠加于轨道尺度的影响,造成该时期冷湿的气候环境,进而发生了规模大于末次冰期的冰进事件,并与全球冰量最大时相对应。末次冰期的两次冰进事件（LGM和MIS 3）可能受大西洋冰筏事件（Herintich事件）千年尺度气候波动的影响,分别对应于H 3和H2。全新世早期冰进可能受8.2 ka事件短时间降温的影响,该时期的冰川发育可能是热盐环流将北半球高纬地区的气候不稳定信号传输到低纬地区的产物。此外,地形条件对西南季风携带水汽的阻挡,对他念他翁山第四纪冰川发育也产生了显著影响。
李韧,赵林,丁永建,沈永平,杜二计,刘广岳[5]（2009）在《青藏高原总辐射变化对高原季节冻土冻结深度的影响》文中提出利用青藏高原及其毗邻地区22个辐射观测站建站至2000年的总辐射及日照百分率观测资料,确定了Angstr m-Prescott模型参数,以此模型估算了高原及毗邻地区116个站1961年1月至2000年12月份的总辐射.结合高原地区75个气象站的冻土观测资料,探讨了青藏高原地区总辐射变化对高原土壤季节冻结深度的影响.结果显示,冬季总辐射变化对季节冻深有较大影响.冷湖、玉树两个较典型的站点中总辐射与土壤冻结深度的负相关关系显著,与典型站点相似,德令哈、格尔木两站总辐射与季节冻深亦呈负相关.研究区域内,近乎80%的调查站点,总辐射与季节冻结深度之间关系呈现负相关;另外21%的站点呈现正相关关系.多元回归分析结果显示,纬度、海拔、总辐射及气温4个因子与季节冻结深度的相关显著.总辐射是高原土壤季节冻结深度的重要影响因子之一.
南卓铜,黄培培,赵林[6]（2013）在《青藏高原西部区域多年冻土分布模拟及其下限估算》文中进行了进一步梳理准确评估青藏高原西部多年冻土的空间分布及多年冻土下限深度情况对该区地下水资源利用、生态环境保护有重要意义。本文依托科技基础性工作专项"青藏高原多年冻土本底调查"在该区及周边取得的冻土调查资料,利用遥感数据和扩展地面冻结数模型模拟了该区多年冻土的空间分布,调查区的模拟验证表明该方法有较高的精度。在此基础上,根据有限的地温实测资料建立了地温与位置、高程、坡向和太阳辐射的关系,并根据地温—下限关系估算了该区多年冻土下限深度的分布情况。研究表明,该区有多年冻土约占36.9%,季节冻土占57.5%,多年冻土主要分布在34°N36.5°N范围的喀喇昆仑、西昆仑一带,季节冻土主要分布在塔里木盆地和34°N以南地区。阿里高原及以南是岛状多年冻土分布区域,其多年冻土分布面积少于此前出版的冻土图所绘制的。青藏高原西部区域的多年冻土下限深度整体表现为由东南—西北逐渐加深。
李栋梁,王春学[7]（2011）在《积雪分布及其对中国气候影响的研究进展》文中研究表明对北半球不同地区的积雪分布状况、积雪异常影响中国气候的事实以及影响机理等问题的研究成果进行了较系统的回顾与总结。青藏高原、蒙古高原、欧洲阿尔卑斯山脉及北美中西部是北半球积雪分布的关键区,其中青藏高原是北半球积雪异常变化最强烈的区域。中国积雪分布范围广泛,其中新疆、东北和青藏高原是3个大值区。总体来看,北半球积雪有减少的趋势,而中国积雪却有弱的增加趋势。冬、春季高原积雪与欧亚积雪对中国夏季降水的影响是相反的。积雪影响中国气候的机理解释为:冬季积雪反照率效应起主要作用,春夏季积雪水文效应起主要作用。积雪被视为中国短期气候预测的一个重要物理因子,继续加强该领域的研究对于提高中国短期气候预测的准确率将有重要意义。
郑度,赵东升[8]（2017）在《青藏高原的自然环境特征》文中进行了进一步梳理本文基于1950年代至今青藏高原综合考察和研究成果,系统总结了青藏高原自然环境的主要特征。青藏高原是中国三大自然阶梯中最高一级,平均海拔超过4000 m,被称为"世界屋脊"。青藏高原土地辽阔,总面积约为250万km2,占中国陆地总面积的1/4。自新近纪以来强烈的隆升,使青藏高原自然环境明显区别于其他地区,形成了自己鲜明的特征,主要表现为海拔高、温度低、辐射强、河湖众多、冰川冻土广布、生物多样性丰富。青藏高原面积广大,高原内部的自然环境差异显著,并具有明显的区域分异特征,根据拟订的原则、方法和指标,青藏高原可划分为10个各具特色的自然区,包括:果洛那曲高原山地高寒灌丛草甸区、青南高原宽谷高寒草甸草原区、羌塘高原湖盆高寒草原区、昆仑高山高原高寒荒漠区、川西藏东高山峡谷针叶林区、青东祁连高山盆地针叶林草原区、藏南高山谷地灌丛草原区、柴达木盆地荒漠区、昆仑山北翼山地荒漠区、阿里山地荒漠区。
寇有观,曾群柱,谢维荣,萧鉥[9]（1981）在《青藏高原和邻近地区的辐射及其与高原冻土的关系》文中研究指明 号称“世界屋脊”的青藏高原,伸展到对流层的中部,对大气环流和东亚气候的显著影响,早已引起国内外学者的重视。叶笃正、罗四维、朱抱真计算过青藏高原对流层大气的热量平衡。叶笃正、张捷迁进行了青藏高原加热作用对夏季东亚大气环流影响的初步模拟实验。青藏高原低值系统协作组在研究盛夏高原低涡发生发展时也很重视高原的加热作用。
崔洋[10]（2010）在《青藏高原陆面过程与亚洲夏季风系统联系的研究》文中认为青藏高原作为亚洲夏季风系统的主要成员之一,其热力强迫在亚洲夏季风系统中具有重要作用。由于其特殊的地理位置和海拔高度,青藏高原成为中、低纬度地带多年冻土面积最广、厚度最深、温度最低的地区,其中积雪和冻土是青藏高原地表过程中最重要的因子。以积雪和冻土为主要内容的高原陆面过程必然影响青藏高原的热状况和热性质,进而对青藏高原与其上大气之间的相互作用产生影响。对青藏高原陆面过程与亚洲夏季风之间相互联系的研究,不仅对加深理解青藏高原地区的非绝热加热在亚洲夏季风系统中的作用,深入认识春季青藏高原陆面过程特征及其与其上大气之间的相互作用具有重要意义,也有助于我们深入认识青藏高原热力强迫在亚洲夏季风系统中的贡献,有利于提高我国夏季季风降水的预测。在用感、潜热通量,积雪,冻土等对青藏高原热力作用对亚洲季风影响研究的基础上,本文主要关注的问题是,在季风建立前期的春季,青藏高原陆面过程与亚洲夏季风之间存在着什么样的联系。因此,本文主要点集中在青藏高原春季的主要过程——融雪和融冻引起的陆面特征的变化与亚洲夏季风之间的联系展开研究。首先,利用高原东北部地区玛曲观测站的资料,分析了青藏高原陆面过程的水热变化特征,重点分析了夏季风建立前的春季,高原融冻过程中土壤水热状况和热性质随季节的变化特征。在此基础上,利用GAME/Tibet试验中,高原西部地区改则和狮泉河两站近地面边界层观测资料和NCEP、ERA40等再分析资料,进一步深入研究了季风建立前期的春季,青藏高原融雪和融冻过程对高原地表与其上大气水热交换过程及高原地表非绝热加热计算的影响。在上述工作的基础上,利用台站观测的地温、气温资料,采用EOF和REOF方法,分析了季风建立前期的春季,青藏高原地表非绝热加热的时空变化及其与高原积雪融雪和冻土融冻过程之间的联系。其次,基于再分析资料和观测资料,研究了青藏高原非绝热加热与东亚夏季风强度之间的联系；通过检测春季青藏高原非绝热加热异常变化中的低频信号,分析研究了典型强弱季风年东亚夏季风建立期间青藏高原非绝热加热与纬向风相互作用及其传播特征；揭示了春季高原非绝热加热变化与东亚夏季风之间的联系机制。最后,通过RegCM3.0区域气候模式的数值模拟试验,研究探讨了春季青藏高原陆面过程中土壤湿度变化对季风建立过程中高原地表热状况,大气环流,及中国夏季降水的影响。主要的研究内容和结论如下：（1）季风建立前期青藏高原地区水热变化特征的分析。结果表明：在亚洲夏季风建立前期的春季,青藏高原土壤融冻过程发生期间,随着土壤温度上升,土壤湿度有一段快速升高的阶段。不同土壤状态下（完全冻结,冻融过渡、完全融化）,土壤温度和湿度之间存在不同的关系。春季土壤冻融过程对高原浅层土壤热通量的分布具有重要影响。（2）青藏高原陆面过程对非绝热加热计算影响的分析。春季,高原土壤冻融的日周期循环会引起土壤水分的变化,而土壤水分的变化会进一步引起感、潜热的变化。因此,春季冻融日周期循环引起的土壤水分的剧烈变化会在计算高原地区的地表感、潜热通量中产生显著影响。但高原融雪和土壤冻融过程引起的土壤湿度与三种再分析资料的土壤湿度之间存在的差异,也是造成再分析感、潜热资料计算误差的主要原因。因此,NCEP-Ⅰ、AR-Ⅱ和ERA40感、潜热再分析资料在青藏高原地区存在着差异,在诊断高原春季非绝热加热异常状况中需审慎对待,也必须对其进行修正。（3）季风建立前期青藏高原地表非绝热加热变化特征的分析研究。夏季风建立前期,受高原积雪融雪和冻土融冻过程的影响,青藏高原地表非绝热加热的年际异常变化敏感区从3月高原中部的河谷地带移到4月的东南部地区,5月异常敏感区在面积扩大之后稳定在高原东南部地区。季风建立前期的春季4月份,由于积雪的反照率引起的辐射冷却作用,高原地表非绝热加热在20世纪60年代到70年代中期呈显著减小趋势,之后呈增大的趋势。在5月份,从20世纪60年代到90年代,受地表融雪和融冻过程的影响,高原地表非绝热加热呈现出减小趋势。（4）高原非绝热加热与东亚夏季风强度联系的研究。EP通量的分析结果显示,在强、弱季风年春季3-5月,青藏高原地表非绝热加热强迫激发的大气热力波均向对流层中上层传播。强季风年春季,高原北侧40-500N的区域对流层上层的大气定常波同时向中高纬度地区和对流层低层传播并增强；而在弱季风年,其仅向中高纬度地区传播。青藏高原及其北侧40～60°N区域是强、弱季风年EP通量散度差异最大的区域。春季青藏高原地表非绝热加热异常对亚洲夏季风建立前期中高纬度西风气流的变化具有重要影响。春季青藏高原非绝热加热异常和东亚夏季风强度之间存在显著的反相关关系。（5）青藏高原非绝热加热与东亚夏季风建立关系的研究。春季,东亚夏季风建立期间,青藏高原地区的高度场和纬向风场存在30～60天大气低频振荡、准双周和5-7天的大气振荡。在典型强季风年份,高原在北部形成低频振荡并向北传播；而在弱季风年份,高原地区的低频振荡具有原地振荡的显著特征。在强季风年,高原的非绝热加热削弱高原地区低频波,非绝热加热在高原东西两侧以外的地区再现出来。在弱季风年份,高原地区的非绝热加热起着加强高原地区低频波的作用；形成了以高原为中心的准南北方向上的振荡特征。在强季风年,高原非绝热加热与大气低频振荡之间的相互作用不仅显著且会持续到南海季风稳定建立。相反在弱季风年,两者之间的相互作用在南海季风建立之后迅速消失。高原地区的非绝热加热和季风强度之间在时空上都存在着密切联系。（6）青藏高原非绝热加热异常在亚洲季风中作用的研究。为了验证与高原春季陆面过程相联系的非绝热加热异常在亚洲夏季风中的作用,设计了一组土壤湿度变化的数值试验。模拟结果表明：高原春季土壤湿度的增加（减少）,会引起4月份对流层中上层东亚急流区附近西风气流的减弱（增强）,高原南侧的南支急流增强（减弱）；夏季风建立前期的4、5月份东亚中高纬度地区的槽脊系统出现异常变化；6月份我国东部季风区低层的南风加强（减弱）；我国长江和黄河中下游地区、华南东南部地区初夏降水的增加（减少）,华南其他地区和淮河流域初夏降水的减少（增加）。表明春季青藏高原冻融过程中土壤湿度的变化,通过对亚洲夏季风建立前期4、5月份的高原南支气流、中高纬度的西风气流和槽脊系统演变的影响,对我国东部的夏季降水产生影响。
二、青藏高原和邻近地区的辐射及其与高原冻土的关系（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、青藏高原和邻近地区的辐射及其与高原冻土的关系（论文提纲范文）
（1）青藏高原冻融过程与地表非绝热加热异常对东亚气候影响的研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 青藏高原热力作用对东亚大气环流及亚洲气候影响研究的进展 |
| 1.3 春季青藏高原非绝热加热在亚洲夏季风系统中的作用 |
| 1.4 青藏高原地表过程和非绝热加热变化关系的研究 |
| 1.5 青藏高原地表过程变化与土壤冻融过程的联系 |
| 1.6 科学问题的提出 |
| 1.7 论文的研究内容及结构 |
| 参考文献 |
| 第二章 冻融过程对土壤水热传输的影响 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 数据、模式和试验设计 |
| 2.3 冻融过程的土壤水分存储效应 |
| 2.4 冻融过程对土壤水热传输影响的机理 |
| 2.5 青藏高原增暖对冻融过程水分存储作用的影响 |
| 2.6 土壤冻融参数化方案的改进 |
| 2.7 小结 |
| 参考文献 |
| 第三章 青藏高原土壤冻融过程影响地表非绝热加热的变化特征 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 数据和方法 |
| 3.3 冻融过程中地表非绝热加热变化特征 |
| 3.4 土壤冻融过程对地表非绝热加热的影响 |
| 3.5 融冻期地表非绝热加热异常对东亚气候影响的数值试验 |
| 3.6 小结 |
| 参考文献 |
| 第四章 青藏高原土壤冻融过程影响陆-气相互作用的变化特征 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 数据和方法 |
| 4.3 青藏高原融冻期土壤湿度对后期降水影响的变化特征 |
| 4.4 高原融冻过程对高原土壤湿度—降水相互作用的影响 |
| 4.5 高原融冻过程影响高原土壤湿度—降水相互作用的数值试验 |
| 4.6 小结 |
| 参考文献 |
| 第五章 青藏高原土壤冻融过程的跨季节气候效应及机理 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 数据、方法和数值试验 |
| 5.3 冻融过程相联系的土壤湿度异常跨季节持续性 |
| 5.4 土壤湿度跨季节持续性异常对夏季降水的影响 |
| 5.5 土壤湿度持续性异常引起降水异常的物理机制分析 |
| 5.6 小结 |
| 参考文献 |
| 第六章 土壤冻融过程引起的青藏高原热力异常对周围大气环流影响的机制 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 模式和试验设计 |
| 6.3 青藏高原热力作用对季风环流型的影响 |
| 6.4 青藏高原热力异常对周围大气环流的强迫 |
| 6.5 青藏高原热力异常对下游大气环流的影响及机制 |
| 6.6 小结 |
| 参考文献 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 有待进一步研究的问题 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（2）青藏高原水资源时空变化特征的研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 研究的背景和意义 |
| 1.3 青藏高原地区水资源变化研究进展 |
| 1.3.1 陆地高原水资源的研究进展 |
| 1.3.2 空中水资源的研究进展 |
| 1.4 本文研究重点和主要内容 |
| 1.4.1 研究重点 |
| 1.4.2 主要内容 |
| 参考文献 |
| 第二章 青藏高原地区气温的变化特征 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 资料介绍 |
| 2.3 青藏高原气温的分布特征 |
| 2.3.1 平均气温的分布特征 |
| 2.3.2 最高、最低气温的分布特征 |
| 2.4 青藏高原气温时空变化特征 |
| 2.4.1 平均气温的时空变化 |
| 2.4.2 最高、最低气温的时空变化 |
| 2.4.3 不同高度气温的年代际变化 |
| 2.5 小结 |
| 参考文献 |
| 第三章 青藏高原地区的降水、蒸发的变化特征 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料和方法 |
| 3.3 青藏高原降水的变化特征 |
| 3.3.1 降水地理分布及季节变化 |
| 3.3.2 年平均降水的时空变化特征 |
| 3.4 青藏高原蒸发的变化特征 |
| 3.4.1 蒸发皿蒸发能力的地理分布及年变化 |
| 3.4.2 蒸发能力的时空变化特征 |
| 3.5 小结 |
| 参考文献 |
| 第四章 青藏高原空中水汽资源的变化特征 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 资料介绍 |
| 4.3 青藏高原空中水汽的基本特征 |
| 4.4 青藏高原空中水汽的时空变化 |
| 4.5 小结 |
| 参考文献 |
| 第五章 青藏高原地区云的特征及其时空变化 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 资料介绍 |
| 5.3 青藏高原云的基本特征 |
| 5.3.1 高原地区云的空间分布 |
| 5.3.2 高原地区云的辖射特性 |
| 5.4 青藏高原云的时空变化特征 |
| 5.4.1 不同种类云的时空变化 |
| 5.4.2 其它云参数的时空变化 |
| 5.5 小结 |
| 参考文献 |
| 第六章 青藏高原积雪、冰川、径流的变化特征 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 资料介绍 |
| 6.3 青藏高原地区积雪的变化 |
| 6.3.1 积雪深度的分布特征及其变化 |
| 6.3.2 雪盖的分布特征及其变化 |
| 6.4 青藏高原地区冰川的变化 |
| 6.4.1 青藏高原现代冰川的分布 |
| 6.4.2 青藏高原现代冰川的进退变化 |
| 6.5 青藏高原地区径流的变化 |
| 6.5.1 青藏高原水系的分布 |
| 6.5.2 青藏高原外流水系变化 |
| 6.6 小结 |
| 参考文献 |
| 第七章 青藏高原地区水资源的变化机理讨论 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 资料介绍 |
| 7.3 气候变暖对青藏高原水资源变化的影响机理初探 |
| 7.4 青藏高原影响空中水资源的因素讨论 |
| 7.5 青藏高原沙尘气溶胶和降水的相关性讨论 |
| 7.6 小结 |
| 参考文献 |
| 第八章 总结和展望 |
| 8.1 本文的主要结果 |
| 8.2 本文的创新性 |
| 8.3 本文的不足和展望 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（3）近70年来中国自然地理与生存环境基础研究的重要进展与展望（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 中国自然地理与生存环境研究进展 |
| 2.1 干旱环境与沙漠演化 |
| 2.1.1 干旱环境演化 |
| 2.1.2 沙漠演化 |
| 2.1.3 风沙地貌 |
| 2.2 青藏高原地貌演化与大江大河发育 |
| 2.2.1 青藏高原隆升与新生代环境 |
| 2.2.2 青藏高原周缘河流发育与演化 |
| 2.3 冰冻圈:冰川、冻土及其变化 |
| 2.3.1 第四纪冰川研究的争论和进展 |
| 2.3.2 青藏高原冰芯研究 |
| 2.3.3 青藏高原现代冰川变化 |
| 2.3.4 多年冻土 |
| 2.4 中国气候及气候变化 |
| 2.4.1 季风气候及变化 |
| 2.4.2 西风气候及变化 |
| 2.4.3 中国全新世温度变化 |
| 2.4.4 树木年轮与中国近2000年来年分辨率气候变化 |
| 2.5 中国湖泊与湿地 |
| 2.5.1 古湖沼学研究及大湖期争论 |
| 2.5.2 湖泊污染与富营养化 |
| 2.5.3 中国湿地研究进展 |
| 2.6 流域模型与水土流失 |
| 2.6.1 流域模型 |
| 2.6.2 土壤侵蚀 |
| 2.6.3 黄土高原水土过程和生态系统服务 |
| 2.6.4 流域径流形成与转化的非线性机理 |
| 2.7 过去人-地相互作用 |
| 2.7.1 新石器时代与农业文明 |
| 2.7.2 史前人类定居青藏高原 |
| 2.7.3 欧亚大陆史前时代东西方文化交流 |
| 2.8 生物地理 |
| 2.9 自然地理地带性 |
| 3 结论与展望 |
| 3.1 中国自然地理与生存环境研究正在全面走向国际研究第一方阵 |
| 3.2 国际接轨和手段现代化的研究推动中国自然地理研究走向国际前沿 |
| 3.3 立足中国特色在全球视野下的自然环境研究推动中国自然地理研究引领国际前沿 |
（4）他念他翁山第四纪冰川地貌过程及其对西南季风的响应（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 中国第四纪冰川研究现状 |
| 1.2.1 定性描述阶段 |
| 1.2.2 定量描述阶段 |
| 1.3 第四纪冰川年代学研究进展与存在的问题 |
| 1.4 选题依据和研究内容 |
| 1.4.1 选题依据 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.4.3 研究方法与技术路线 |
| 1.4.4 创新点 |
| 第二章 自然概况 |
| 2.1 地质、地貌概况 |
| 2.2 气候特征 |
| 2.3 现代冰川发育情况 |
| 第三章 第四纪冰川地貌特征与样品采集 |
| 3.1 第四纪冰川地貌特征 |
| 3.1.1 冰川侵蚀地貌特征 |
| 3.1.2 冰川堆积地貌特征 |
| 3.2 第四纪冰川年代学样品采集 |
| 第四章 第四纪冰川测年 |
| 4.1 宇宙成因核素测年 |
| 4.1.1 宇宙成因核素测年原理 |
| 4.1.2 宇宙成因核素测年范围和精度 |
| 4.1.3 ~(10)Be暴露年代实验前处理 |
| 4.1.4 ~(10)Be暴露年代测年结果及分析 |
| 4.2 OSL和 ESR测年结果 |
| 4.2.1 OSL前处理过程和测年结果 |
| 4.2.2 ESR前处理过程和测年结果 |
| 4.3 冰碛垄形成的年代 |
| 第五章 他念他翁山第四纪冰进时序 |
| 5.1 第四纪冰川演化序列 |
| 5.2 与邻近山地冰期序列的对比 |
| 5.2.1 倒数第二次冰期及其之前的冰进 |
| 5.2.2 末次冰期中期冰进 |
| 5.2.3 末次冰盛期冰进 |
| 5.2.4 全新世早期冰进 |
| 第六章 他念他翁山第四纪冰川规模与古环境重建 |
| 6.1 第四纪冰川规模重建 |
| 6.1.1 冰川规模重建方法 |
| 6.1.2 冰川规模重建结果 |
| 6.1.3 与邻近山地冰川规模的对比 |
| 6.2 不同时期物质平衡线确定 |
| 6.3 基于ELA的气候重建 |
| 第七章 他念他翁山第四纪冰进对西南季风的响应 |
| 7.1 第四纪冰期气候的触发因素 |
| 7.2 MIS6 冰川发育对西南季风的响应 |
| 7.3 末次冰期冰川发育对西南季风的响应 |
| 7.3.1 末次冰期中期 |
| 7.3.2 末次冰盛期 |
| 7.4 早全新世冰川发育对西南季风的响应 |
| 7.4.1 全新世8.2 ka冷事件的研究现状 |
| 7.4.2 青藏高原西南季风区冰川发育对8.2 ka的响应 |
| 第八章 结论与展望 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 展望 |
| 参考文献 |
| 博士期间学术成果 |
| 致谢 |
（6）青藏高原西部区域多年冻土分布模拟及其下限估算（论文提纲范文）
| 1 背景 |
| 2 研究区域和数据 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 数据 |
| 3 方法 |
| 3.1 多年冻土分布模拟 |
| 3.2 多年冻土下限估算 |
| 4 结果与讨论 |
| 4.1 多年冻土分布 |
| 4.2 多年冻土下限深度 |
| 4.3 讨论 |
| 5 结论 |
（7）积雪分布及其对中国气候影响的研究进展（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 积雪资料的发展 |
| 2 北半球积雪的分布和变化 |
| 3 中国积雪的分布和变化 |
| 4 积雪异常影响天气气候的事实 |
| 4.1 欧亚积雪异常影响中国天气气候 |
| 4.2 高原积雪异常影响中国天气气候 |
| 5 积雪异常影响中国天气气候的机理 |
| 5.1 欧亚积雪异常 |
| 5.2 高原积雪异常 |
| 6 结论与展望 |
（8）青藏高原的自然环境特征（论文提纲范文）
| 1 青藏高原的研究历程 |
| 2 区域基本特征 |
| 2.1 地势高亢、历史年轻 |
| 2.2 温度低、太阳辐射强 |
| 2.3 江河源头、湖泊众多 |
| 2.4 冰川冻土广布 |
| 2.5 生物多样性丰富 |
| 2.6 生态环境脆弱 |
| 3 青藏高原的自然地域系统 |
| 3.1 水平地带变化 |
| 3.2 垂直带的变化 |
| 3.3 青藏高原自然地域系统的划分 |
| 3.3.1 划分的原则和方法 |
| 3.3.2 划分指标的选择 |
| 1)温度条件。 |
| 2)水分状况。 |
| 3)地形分类。 |
| 3.3.3 等级单位和地域系统 |
| 4 青藏高原各自然区的主要特征 |
| 4.1 果洛那曲高原山地高寒灌丛草甸区(IB1) |
| 4.2 青南高原宽谷高寒草甸草原区(IC1) |
| 4.3 羌塘高原湖盆高寒草原区(IC2) |
| 4.4 昆仑高山高原高寒荒漠区(ID1) |
| 4.5 川西藏东高山峡谷针叶林区(IIA/B1) |
| 4.6 青东祁连高山盆地针叶林草原区(IIC1) |
| 4.7 藏南高山谷地灌丛草原区(IIC2) |
| 4.8 柴达木盆地荒漠区(IID1) |
| 4.9 昆仑山北翼山地荒漠区(IID2) |
| 4.1 0 阿里山地荒漠区(IID3) |
| 5 结论及展望 |
（10）青藏高原陆面过程与亚洲夏季风系统联系的研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 目录 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 论文的研究意义 |
| 1.2 青藏高原与亚洲夏季风系统的联系 |
| 1.2.1 青藏高原与亚洲夏季风形成 |
| 1.2.2 青藏高原与亚洲夏季风各成员 |
| 1.3 青藏高原在亚洲夏季风系统中作用的研究进展 |
| 1.3.1 青藏高原动力作用 |
| 1.3.2 青藏高原热力作用 |
| 1.3.3 青藏高原陆面作用 |
| 1.4 青藏高原非绝热加热与陆面过程的联系 |
| 1.5 问题的提出 |
| 1.6 研究内容和章节安排 |
| 1.7 本文的主要创新和特色 |
| 参考文献 |
| 第二章 季风建立前期青藏高原地区水热变化特征 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 资料和方法 |
| 2.3 高原地区土壤温、湿度变化特征 |
| 2.3.1 土壤温度变化 |
| 2.3.2 土壤湿度变化 |
| 2.3.3 土壤温、湿度的关系 |
| 2.4 高原地区地表能量变化特征 |
| 2.4.1 土壤热通量变化 |
| 2.4.2 感、潜热通量变化 |
| 2.5 结果及讨论 |
| 参考文献 |
| 第三章 青藏高原陆面过程对非绝热加热计算的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料和方法 |
| 3.3 春季Bowen比变化特征 |
| 3.4 二种常见计算方法计算通量的差异 |
| 3.5 三种再分析资料感潜热通量与观测资料结果的比较 |
| 3.6 土壤温、湿度对再分析资料感潜热计算的影响 |
| 3.6.1 高原地区土壤温、湿度对感、潜热通量计算的影响 |
| 3.6.2 再分析资料感潜热计算误差的主要来源 |
| 3.7 结果及讨论 |
| 参考文献 |
| 第四章 季风建立前期青藏高原地表非绝热加热变化特征 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 资料和方法 |
| 4.3 季风建立前期高原感热与地气温差的联系 |
| 4.5 季风建立前期高原地气温差的时空变化特征 |
| 4.5.1 高原地气温差空间变化特征 |
| 4.5.2 高原地气温差时间变化特征 |
| 4.6 小结和讨论 |
| 参考文献 |
| 第五章 青藏高原非绝热加热与东亚夏季风强度的联系 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 资料和方法 |
| 5.3 春季高原地区感、潜热通量的年际变化 |
| 5.4 东亚季风强度定义及其变化特征 |
| 5.4.1 范围的选取 |
| 5.4.2 东亚季风强度定义及其变化特征 |
| 5.5 高原非绝热加热异常与东亚季风强度变化的关系 |
| 5.5.1 强、弱季风年大气位势高度场和纬向风场 |
| 5.5.2 强、弱季风年EP通量 |
| 5.6 高原地区感、潜热与东亚夏季风强度变化的关系 |
| 5.7 小结和讨论 |
| 参考文献 |
| 第六章 青藏高原非绝热加热与东亚夏季风建立的关系 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 资料和方法 |
| 6.3 青藏高原地区春季的低频信号 |
| 6.3.1 位势高度场 |
| 6.3.2 纬向风场 |
| 6.4 强、弱年季风建立前期青藏高原地区大气低频振荡及其传播特征 |
| 6.5 青藏高原非绝热加热和纬向风低频波的相互作用特征 |
| 6.7 青藏高原非绝热加热和低频振荡相互作用的传播特征 |
| 6.8 小结与讨论 |
| 参考文献 |
| 第七章 青藏高原非绝热加热异常在亚洲季风中作用的模拟试验 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 RegCM3.0模式介绍 |
| 7.3 模拟试验设计方案 |
| 7.3.1 模拟试验设计 |
| 7.3.2 模拟方案检验 |
| 7.4 青藏高原土壤湿度对感、潜热通量的影响 |
| 7.5 青藏高原土壤湿度对亚洲夏季风的影响 |
| 7.5.1 纬向风场变化 |
| 7.5.2 位势高度场变化 |
| 7.5.3 水汽输送变化 |
| 7.5.4 垂直环流变化 |
| 7.6 青藏高原土壤湿度对初夏中国地区降水的影响 |
| 7.7 青藏高原土壤湿度对大气低频波的影响 |
| 7.8 小结和讨论 |
| 参考文献 |
| 第八章 总结与讨论 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 有待进一步研究的问题 |
| 附录 |
| 致谢 |
四、青藏高原和邻近地区的辐射及其与高原冻土的关系（论文参考文献）
- [1]青藏高原冻融过程与地表非绝热加热异常对东亚气候影响的研究[D]. 杨凯. 兰州大学, 2020
- [2]青藏高原水资源时空变化特征的研究[D]. 张丁玲. 兰州大学, 2013(10)
- [3]近70年来中国自然地理与生存环境基础研究的重要进展与展望[J]. 陈发虎,傅伯杰,夏军,吴铎,吴绍洪,张镱锂,孙航,刘禹,方小敏,秦伯强,李新,张廷军,刘宝元,董治宝,侯书贵,田立德,徐柏青,董广辉,郑景云,杨威,王鑫,李再军,王飞,胡振波,王杰,刘建宝,陈建徽,黄伟,侯居峙,蔡秋芳,隆浩,姜明,胡亚鲜,冯晓明,莫兴国,杨晓燕,张东菊,王秀红,尹云鹤,刘晓晨. 中国科学:地球科学, 2019(11)
- [4]他念他翁山第四纪冰川地貌过程及其对西南季风的响应[D]. 柴乐. 辽宁师范大学, 2019(10)
- [5]青藏高原总辐射变化对高原季节冻土冻结深度的影响[J]. 李韧,赵林,丁永建,沈永平,杜二计,刘广岳. 冰川冻土, 2009(03)
- [6]青藏高原西部区域多年冻土分布模拟及其下限估算[J]. 南卓铜,黄培培,赵林. 地理学报, 2013(03)
- [7]积雪分布及其对中国气候影响的研究进展[J]. 李栋梁,王春学. 大气科学学报, 2011(05)
- [8]青藏高原的自然环境特征[J]. 郑度,赵东升. 科技导报, 2017(06)
- [9]青藏高原和邻近地区的辐射及其与高原冻土的关系[J]. 寇有观,曾群柱,谢维荣,萧鉥. 冰川冻土, 1981(04)
- [10]青藏高原陆面过程与亚洲夏季风系统联系的研究[D]. 崔洋. 兰州大学, 2010(10)