一、Numerical simulation of the tropical Pacific response to equatorial wind stress anomalies（论文文献综述）
袁心仪[1]（2021）在《Zebiak-Cane模式中赤道太平洋次表层海温的参数化研究及其应用》文中研究指明赤道太平洋次表层海温是控制海表温度（Sea Surface Temperature,SST）及其年际变率的重要因子,也是中等复杂程度耦合模式动力框架中的重要一环。然而,目前赤道太平洋次表层海温的观测难度以及参数化方案的不确定性极大地限制了ENSO模拟和预测水平的提高。另外,一些先进的耦合大气环流模式对于ENSO甚至气候态的模拟也还存在一定问题,模式系统性误差仍然存在。本文基于再分析资料、耦合模式比较计划第五阶段（Coupled Model Intercomparison Project Phase 5,CMIP5）多模式资料以及Zebiak-Cane（ZC）模式,通过动力诊断、理论分析和数值模拟,研究了赤道太平洋次表层海温的参数化及其应用问题。论文主要结论如下:（1）赤道太平洋次表层海温的垂直廓线可以构建为温跃层深度的一个简单函数,同时受暖池SST和温跃层锐度调制。无论是气候态还是年际变率,赤道太平洋次表层海温的垂直廓线与双曲正切函数（tanh函数）高度相似,且具有保形性,海洋等温面随温跃层深度的变化而整体抬升或降低。由此建立一套以温跃层深度（h）为中心的赤道太平洋三维次表层海温（Tsub）的参数化,其以暖池温度（Tr）为界限,并受到温跃层锐度（h*）的调制。其中,h*表示等温面密集程度,控制海温随深度降低的速度,其具有较稳定的气候态分布,在赤道太平洋上层300米大范围内约为60米。另外,h*在赤道太平洋次表层上层还有着一定的年际变率,主要与ENSO变率相关的SST异常（SST Anomaly,SSTA）和h异常有关。这是由于El Ni（?）o事件时,温跃层深度下沉,赤道太平洋次表层海温层结更紧密,温跃层锐度减小;而La Ni（?）a事件时,温跃层深度抬升,赤道太平洋次表层海温层结更松散,温跃层锐度增大。（2）新建立的赤道太平洋次表层海温参数化方案具有充分的有效性和普适性。使用h*零级近似（60m）的赤道太平洋次表层海温参数化最简方案（方案A1）可以很好地再现三维次表层海温气候态分布,在年际变率上也可以刻画出不同类型ENSO事件的次表层海温特征,但在靠近混合层的次表层上层以及东太平洋深层存在一定误差。在此基础上使用温跃层锐度三维气候态分布（方案A2）可以改进东太平洋深层,但对次表层上层的改进有限。利用多元线性回归方法建立h*一级近似（方案B）可以更准确地再现出ENSO相关的三维赤道太平洋次表层海温分布特征,尤其在次表层上层相较方案A1有很大改进。与ZC原始模式中的次表层海温参数化方案相比,新建立的参数化方案更加接近观测中次表层海温的标准差和偏度特征,其刻画的次表层海温和温跃层深度之间的非线性关系也更真实。（3）基于次表层海温的新参数化分析发现,CMIP5多模式赤道太平洋次表层海温的气候态偏差来自于h、h*和Tr三个因子的共同作用。赤道太平洋气候态海温偏差是从海表到次表层的整体现象,多模式集合（Multi-Model Ensemble,MME）平均的SST和Tsub较观测都偏冷,其模式间偏差的EOF主模态都呈现为赤道太平洋一致型模态,且它们的第一主成分（the first Principal Component,PC1）序列显着相关。基于观测中新建立的赤道太平洋次表层海温参数化分析发现,MME平均的h和观测的差异相对较小,而Tr较观测偏冷、h*较观测偏厚;但这三个因子模式间偏差的标准差都相对较大,反映出较高的模式离散程度,其中h和h*模式间偏差的主模态也都呈现为赤道太平洋一致型模态。进一步通过泰勒展开一级近似对Tsub的模式间偏差进行线性化分解,并利用模式间EOF投影对三个因子在不同模式中的贡献作出定量评估。结果显示,h的正贡献主要局限于赤道东太平洋,Tr和h*主要作用于中西太平洋、符号相反。对多模式整体而言,三个因子对次表层海温的模式间偏差都起到了重要作用,且各因子的贡献同样展现出较大的模式间多样性。另外,模式中海气各变量的模式间偏差之间遵循着与CP型ENSO时期高度相似的海气耦合原理。（4）新的次表层海温参数化方案可以有效改进ZC模式中ENSO偏度模拟的真实性。使用原始方案的ZC模式模拟的ENSO冷暖位相之间的SSTA表现出了类似观测的东太平洋正偏度分布特征。然而,基于混合层热量收支平衡方程的动力诊断,我们发现不同于观测中起着正贡献的非线性动力加热（NDH）作用,ZC模式中NDH对ENSO偏度的贡献几乎为零。进一步分析发现,ENSO事件的Tsub异常呈现出与SSTA类似的特征,空间分布局限在赤道东太平洋且La Ni（?）a的强度被抑制。原始方案中在温跃层异常的正负位相下设置了两组不对称参数,将其替换为完全对称的方案后,SSTA在赤道东太平洋的正偏度消失了。由此可见,ZC模式中不真实的偏度分布特征其实是因为其次表层海温参数化方案中人为设置的非对称性。而将新构建的赤道太平洋次表层海温参数化（方案B）替换原始方案的结果不仅能够模拟出东太平洋正偏度,而且能够改进SSTA以及次表层海温的空间分布特征,并且再现了观测中正的NDH作用。
黄昱[2]（2021）在《ENSO强迫的与独立于ENSO的印度洋偶极子发生和发展机制研究》文中指出印度洋偶极子（Indian Ocean dipole,IOD）是年际时间尺度上热带印度洋海表温度的东西向偶极子模态,它既可以由厄尔尼诺-南方涛动（El Ni（?）o-Southern Oscillation,ENSO）遥强迫产生,也可以通过热带印度洋海盆内海气相互作用产生。本文在揭示IOD建立机制和增长机制的基础上,分析了ENSO强迫变率和独立于ENSO变率对IOD时空演变过程的影响。从观测分析和数值模拟两方面入手,讨论了“ENSO强迫的与独立于ENSO的IOD发生和发展机制研究”中几个关键问题。主要结论如下:（1）基于扩展EOF（Empirical Orthogonal Function）分析,分离了1900-2012年观测数据中ENSO强迫的与独立于ENSO的IOD。ENSO强迫的与独立于ENSO的IOD都依赖“离岸平流-温跃层”正反馈和“风-蒸发-海表温度”正反馈机制增长。“离岸平流-温跃层”反馈是对传统温跃层反馈的改进,其详细物理过程如下:苏门答腊-爪哇岛沿岸平均上翻流将次表层更冷的海水向表层输送,接着平均离岸流将沿岸异常冷海温向热带东南印度洋内平流,使得整个热带东南印度洋海温变冷。北半球夏季,热带东南印度洋位于气候态对流活动活跃区。因此,局地冷海温可以有效抑制对流活动,产生赤道印度洋异常东风。异常东风可以通过激发东传的冷性Kelvin波,进一步增强苏门答腊-爪哇岛沿岸次表层冷海温异常,形成闭合的海气相互作用正反馈过程。然而,ENSO强迫的与独立于ENSO的IOD建立过程不同。ENSO强迫的IOD主要通过两种不同的ENSO遥强迫“大气桥”效应触发,第一种为ENSO对热带印度洋-太平洋沃克环流的影响,第二种为ENSO通过影响西北太平洋夏季风和印度夏季风变化,进而驱动热带印度洋异常跨赤道气流。独立于ENSO的IOD的建立则与对流层准两年振荡（tropospheric biennial oscillation,TBO）的季风-暖池区海气相互作用和热带印度洋延迟海洋波动有关。此外,基于CESM耦合模式设计了热带中东太平洋起搏器试验（tropical Pacific pacemaker experiments,PM-TP）,分离了数值试验中ENSO强迫的与独立于ENSO的IOD,解释了两类IOD的增长机制和建立机制。数值试验结果表明IOD的增长机制和建立机制与观测结果基本相同,验证了我们提出的IOD相关机理。（2）为了研究ENSO对IOD的影响,基于CESM耦合模式设计了两类数值试验,一类为控制试验——存在ENSO变率的全球海气耦合试验（Picontrol run）,另一类为敏感性试验——抑制热带中东太平洋SSTA变率的无ENSO试验（no ENSO run）。在无ENSO试验中,模拟的IOD空间分布特征和季节演变与观测结果相似,表明IOD可以通过热带印度洋海盆内海气相互作用产生。对比两组试验结果发现,ENSO对IOD周期和强度存在调节作用。存在ENSO变率时,IOD功率谱分布情况与ENSO相似;无ENSO变率时,IOD呈强烈的准两年变化。此外,存在ENSO变率时,IOD强度要大于无ENSO变率情况。这种差异主要是由以下两个过程导致:第一,在ENSO遥强迫作用下,热带东南印度洋-西北太平洋关于赤道的反对称加热场更强,其造成的苏门答腊-爪哇岛沿岸异常跨赤道气流更强;第二,在ENSO发展年夏季对应有印度夏季风减弱,使得热带西印度洋平均季风环流减弱。（3）评估了FGOALS-f3和FGOALS-g3模式对IOD的模拟能力。FGOALS-f3和FGOALS-g3模式对IOD的空间分布、周期和季节演变有一定模拟技巧。由于FGOALSf3和FGOALS-g3采用不同的大气模式,使得两个模式对IOD强度的模拟存在差异。以下两个原因造成了FGOALS-f3对IOD强度的模拟大于FGOALS-g3:第一,FGOALSg3中热带东南印度洋的负“云-辐射-海表温度”反馈强度更强;第二,FGOALS-f3能够模拟ENSO-印度夏季风的负相关关系。
王润[3]（2020）在《热带太平洋海气耦合双模态的稳定性分析和对ENSO时空多样性的影响》文中指出历史上的厄尔尼诺-南方涛动（El Ni（?）o-Southern Oscillation,ENSO）事件在振幅、空间模态和生命周期等时空特征上表现出明显的多样性。ENSO的显着年际周期主要分为3–7年的低频段（Low-Frequency,LF）和2–3年（Quasi-Biennial,QB）的准两年段。本文通过分离ENSO的LF分量和QB分量,建立二者与东太平洋（Eastern-Pacific,EP）型和中太平洋（Central-Pacific,CP）型ENSO的联系,探索ENSO时空多样性的可能原因。El Ni（?）o/La Ni（?）a事件根据其空间类型和QB与LF分量的相对强弱被重新划分为三种类型:即QB主导类CP型（QB-CP型）,LF主导类EP型（LF-EP型）和LF主导混合型（LF-mixing型）。拉尼娜事件也可以分为同样的三类。QB-CP型和LF-EP型El Ni（?）o均有一个振幅较强的QB分量,但前者的LF分量很弱,而后者由更强的LF分量控制;LFmixing型也由LF分量主导,但其QB分量很弱。QB-CP型和LF-EP型El Ni（?）o的海洋动力学特征区分明显。温跃层反馈主导了两类El Ni（?）o的增长并对LF-EP型的位相转换有贡献;纬向平流反馈主要贡献于两类El Ni（?）o的位相转换,且相比于LF-EP型,其在QB-CP型El Ni（?）o的发展阶段有更大的正贡献。LF-mixing型El Ni（?）o与前两种类型不同,其空间特征模糊且生命周期复杂。以上结果表明热带太平洋海洋-大气系统存在两个相互独立的ENSO模态,且两个模态相对活跃性的改变是解释ENSO时空多样性的关键。Zebiak-Cane模式的模拟结果表明热带太平洋系统仅靠自身内部的动力和热力过程即可产生与观测非常类似的QB-CP型和LF-EP型El Ni（?）o。大多数CMIP5和CMIP6模式能够再现ENSO在QB和LF频段的显着年际周期,而无法再现观测中ENSO的QB分量与CP型和LF分量与EP型的时空耦合关系,但也仍有个别模式表现较好。为了研究观测和模式中不同类型ENSO稳定性的表现,本文提出一种新的经验方法,作为灵活而有效的工具来估计ENSO整体的增长率或EP/CP类型的增长率,定量化诊断不同类型ENSO的稳定性以及调查不同动力过程对ENSO多样性的影响。该方法将混合层海洋热收支项根据峰值时刻分解得到的对称分量投影到ENSO相关的海表面温度异常空间模态上,以估计ENSO的增长速率。在通过与Bjerknes（BJ）指数进行比较来验证该方法的有效性之后,将该方法用于两类ENSO的诊断上。针对近40年而言,CP型ENSO的增长率为正,而EP型ENSO的增长率为负。基于CMIP5多模式集合平均的结果仅能合理地再现EP型ENSO增长率的基本特征,而CP型ENSO的增长率还与观测差距较大。
董文静,刘福凯,罗义勇[4]（2020）在《热带大西洋对全球变暖的响应》文中认为与太平洋和印度洋不同,全球变暖下热带大西洋变化的研究较少。本文使用地球系统模型CESM（Community Earth System Model）,发现全球变暖后热带大西洋在秋季的升温类似大西洋尼诺（Atlantic Ni?o）的正位相,即大西洋西部增暖幅度小于东部;在夏季类似大西洋尼诺的负位相,即大西洋西部增暖幅度大于东部。利用覆盖（overriding）技术,分离了风应力、风速和CO2的直接热效应对海洋升温的作用,探讨了大西洋尼诺本身和全球变暖作用下类似大西洋尼诺正位相（下文简称"类大西洋尼诺升温"）的形成机制。结果表明,这两种情况下的形成机制基本相同,风应力的变化是导致大西洋东部暖异常的主要机制。但两者之间也存在区别:1)全球变暖下海表温度的季节变化振幅减小,而大西洋尼诺时变化不大;2)全球变暖下西风异常主要集中在大西洋东部,而大西洋尼诺时主要集中在大西洋中部; 3)除风应力外, CO2的热效应对类尼诺升温的变化也有一定影响。
梁昌硕[5]（2020）在《热带太平洋障碍层的特征、演变机理及其与ENSO的关联》文中提出本文基于2004～2017年Argo网格数据集（BOAArgo）,系统分析了热带太平洋障碍层厚度的特征、演变机理及其与ENSO事件的关联。在年平均意义上,热带太平洋障碍层呈现出3条显着的从西太暖池区向东太平洋延伸的带状分布特征,分别位于以12°N、5°N、10°S为中心的纬度带上;其中西太暖池区存在着永久的、厚的障碍层（>20m）,12°N和10°S纬度带上的障碍层分别以冬、夏季为主。暖池区的障碍层存在明显的年际变动,其厚度变化幅度可达15 m以上。多变量经验正交函数（MV-EOF）分解的主模态表明西太暖池区的降水与障碍层的异常场分布型态非常吻合,都呈现明显的东（正）西（负）的反相位分布型,降水的正（负）异常造成了障碍层的正（负）异常;且与ENSO事件高度相关（相关系数0.87）,存在显着的2～4年的年际变化主周期信号。合成分析表明ENSO期间障碍层的变化主要局限于160°W以西的赤道太平洋,在厄尔尼诺（拉尼娜）年,异常偏厚（薄）的障碍层位于160°E以东,异常偏薄（厚）的障碍层位于160°E以西。在厄尔尼诺（ElNino）期间,由强降水、低盐水的水平输送以及下降的开尔文波导致的混合层深度（MLD）异常对赤道160°E以东异常偏厚的障碍层起主要诱导作用,该区域障碍层厚度的变化滞后Nino3.4指数1个月;而在拉尼娜（LaNina）期间,由海水辐聚、潜沉导致的等温层深度（ILD）异常是赤道160°E以西出现较厚障碍层的主要原因,该区域障碍层厚度的变化超前Nino3.4指数1个月。通过对比分析东部型厄尔尼诺（EPEN）和中部型厄尔尼诺（CPEN）期间障碍层的演变特征,发现在CPEN事件盛期,赤道太平洋异常偏厚的障碍层主要出现在日界线以西,厚度变化达到10 m以上,而在EPEN事件盛期,赤道太平洋异常偏厚的障碍层主要出现在日界线以东,厚度变化较CPEN更为显着,可达15 m以上。针对赤道太平洋障碍层的纬向迁移分析表明:对应El Nino（La Nina）年,赤道太平洋偏厚的障碍层位置显着东（西）移,并且与暖池东部边缘和海表盐度（SSS）锋的纬向迁移大致处于同一位相。在大多数情况下,较厚的障碍层局限于暖池的东部边缘内（170°W以西）,位于SSS锋附近或者偏西,SSS锋附近的障碍层可能归因于水平平流、强降水以及开尔文波。值得注意的是,在2015年的9月到2016年2月期间,赤道中太平洋的SSS锋消失,对应着厚障碍层的消失,表明厚的障碍层的位置与西太暖池东部边缘内SSS锋的纬向位置密切相关,其具体机理有待进一步的数值模拟探究。对SSS锋断裂区域进行了盐度收支分析,发现该区域长时间的混合层盐度收支平衡主要是淡水通量外强迫与海洋过程自身调整的平衡。SSS锋消失的时间段,由于较强的降水使得淡水通量项较强的负贡献导致该区域盐度异常的变淡,而海洋平流对盐度变化的微弱正贡献并不足以提供该区域该时间段SSS锋生成的有利条件。并且该区域淡水通量项变化明显超前于平流输送项变化1个月,表明海洋平流是大洋对淡水通量强迫产生的被动响应。最后,从降水、海表流、风应力变化与障碍层的回归分析表明降水和风应力主要通过影响混合层深度来影响障碍层厚度,而经向流和纬向流可能通过海水的辐聚、潜沉来影响等温层深度从而影响障碍层厚度变化,厚障碍层倾向于在弱风、强降水、向西的强纬向流以及赤道两侧向赤道方向辐聚的经向流的条件下形成,对于赤道西太平洋障碍层的变化,降水可以解释其中的30%～35%,风应力的贡献可达20%左右,纬向流的作用可以解释15%～20%。
吴敏敏[6]（2020）在《西北太平洋夏季风与ENSO和台风之间关系在最近年代的增强》文中研究表明西北太平洋夏季风是亚洲季风系统中重要的组成子系统,对西北太平洋夏季风变异过程和物理机制的研究具有重要的科学和现实意义。在本论文的研究中,我们重点关注了西北太平洋夏季风与厄尔尼诺—南方涛动（El Ni?o-Southern Oscillation,ENSO）/台风生成数量之间的关系在最近年代的增强,并对这些观测到的年代际变异现象产生的物理过程和物理原因进行了分析。研究结果揭示出热带大西洋海温影响的增强是产生西北太平洋夏季风与ENSO/台风之间的相关关系在最近年代增强的重要原因。西北太平洋夏季风与夏季ENSO指数之间的相关关系在最近年代出现显着的增强。夏季Ni?o3.4指数与西北太平洋夏季风指数之间的相关系数在90年代初之前未通过显着性检验,但在90年代初之后明显增强且通过显着性检验。两个指数之间的相关关系的年代际变化可能与ENSO相关的海表面温度（Sea Surface Temperature,SST）异常的年代际变化有关。在90年代之前（之后）,显着的热带印度洋（大西洋）SST异常通常与夏季Ni?o3.4 SST异常同时发生。同时发生的热带印度洋（大西洋）SST异常可能破坏性地削弱（建设性地增强）夏季Ni?o3.4 SST引起的西北太平洋夏季风环流异常,从而减弱（加强）夏季Ni?o3.4指数与西北太平洋夏季风指数之间的相关关系。此外,90年代以后由春季热带大西洋海温异常引起的前一年冬季El Ni?o现象更快的衰减速度,也可能导致夏季Ni?o3.4指数与西北太平洋季风之间的相关性增强。这些结果表明:自90年代以来,热带大西洋SST的影响加剧可能可以引发夏季ENSO—西北太平洋季风相关系数的增强。利用CMIP5多模式数据对模式模拟的西北太平洋夏季风与夏季ENSO指数之间的关系进行了分析。在当前气候时期,大部分模式能够模拟出西北太平洋夏季风和夏季ENSO之间的正相关。在未来全球变暖情境的模拟结果中,西北太平洋夏季风和夏季ENSO之间的正相关关系仍然存在,与当前时期模式结果相比并没有显着的差异。分析结果表明模式模拟的平均ENSO衰减率可能是影响各模式模拟的西北太平洋夏季风和夏季ENSO指数的相关关系存在差异的主要原因。西北太平洋夏季风与ENSO之间准两年关系在最近年代也出现增强。这种季风—ENSO准两年关系的增强主要是由于西北太平洋夏季风指数与接下来冬季Ni?o3.4指数的相关系数在90年代初以后出现显着的增强有关。这表明西北太平洋夏季风在90年代以后可能能够对接下来的ENSO演化产生更重要的影响。结果显示:在90年代初之后,与西北太平洋夏季风相关的风场异常出现显着的向赤道地区的扩张。与强的西北太平洋夏季风相关联的西风异常可以占据赤道海域,这些赤道风场异常能够激发海洋Kelvin波并影响接下来ENSO的演变,促进接下来El Ni?o事件的发展,进而能够增强最近年代西北太平洋夏季风和ENSO之间的准两年关系。热带大西洋海温影响的增强,被认为是在90年代后与西北太平洋夏季风相关联的风场异常发生显着的向赤道地区扩张的主要原因。并且,我们对西北太平洋夏季风与印度夏季风在与ENSO的准两年关系的年代际变异方面进行了对比研究。结果发现西北太平洋夏季风与印度夏季风在与ENSO准两年关系在年代际时间尺度上存在反位相的“跷跷板”关系。在最近年代,ENSO—大西洋耦合增强,能够增强西北太平洋夏季风与ENSO的准两年关系,但是减弱了印度夏季风与ENSO的准两年关系。增强的热带大西洋海温的影响可能会触发观测到的两个季风之间反位相变化的“跷跷板”现象。西北太平洋夏季风强度与台风生成数量之间的关系在最近年代也出现增强。这可能与西北太平洋夏季风相关联的大气风场分布特征和SST异常的年代际变化有关。在90年代初以前,伴随着强的西北太平洋夏季风的异常西风位于5°N以北,从而在东南部区域生成负的剪切涡度,有利于抑制该区域内热带气旋（Tropical cyclone,TC）的生成;而在90年代初以后,伴随着强的西北太平洋夏季风的异常西风南移,西北太平洋东南部区域的风场负涡度消失,解除了在之前时期对东南部区域的TC生成的抑制作用。同时,伴随着强的西北太平洋夏季风出现的赤道中太平洋的SST暖异常也可以促进西北太平洋东南部区域TC的生成。异常西风异常的南移和中太平洋SST暖异常的协同作用可能是造成了90年代初以后西北太平洋夏季风和TC生成数量之间的相关关系出现显着增强的原因。这种西风异常的南移和中太平洋SST的暖异常也可能跟最近年代热带大西洋海温对太平洋气候的影响增强有关。在90年代以后,热带大西洋海温对太平洋气候的影响出现显着的增强。增强的热带大西洋海温的影响被认为是本论文关注的西北太平洋夏季风与ENSO/台风生成数量之间的关系在最近年代增强的重要驱动因素。在大西洋年代际振荡（Atlantic Multidecadal Oscillation,AMO）位相转变和全球变暖趋势的共同影响下,大西洋背景态SST在90年代初出现显着的增温,这种更暖的大西洋SST可能可以支持更强的热带大西洋海温对太平洋气候的影响。这些研究结果表明,我们在研究热带太平洋气候变异（包括西北太平洋夏季风、ENSO和TC的气候活动特征）的时候,需要更加注意来自热带大西洋海温的影响效应。
张志祥[7]（2020）在《热带西太平洋次表层和中层流变异规律及其机制》文中认为热带西太平洋是全球暖水水体最丰富的区域之一,对局地以及全球的气候系统都拥有十分重要的影响作用。而西太平洋中除了上表层流系外,次表层和中层流也是整个环流系统中的重要组成部分,与包括厄尔尼诺南方涛动（El NinoSouthern Oscillation,ENSO）以及太平洋涛动（Pacific Decadal Oscillation,PDO）等在内的大尺度现象都存在着紧密的联系。并且次表层和中层流能够驱动太平洋表层以下水体营养物质的东西向输送过程,促进东西太平洋间的碳循环及生物生态环境的交互。但现如今大洋表层以下深度洋流的观测手段都有着局限性,无法对次表层和中层流进行长期高质量的连续观测。而中国科学院海洋研究所建立与维护的热带西太平洋潜标科学观测网恰好弥补了这一短板,为针对次表层和中层流的研究提供了良好的观测基础。本文从潜标观测数据出发,对热带西太平洋的次表层和中层流的变异规律及其机制进行了研究。具体结果如下:1)我们利用受南侧倾斜边界影响的赤道罗斯贝短波解释了位于热带西太平洋中层（1000 m以深）季节内变异（ISV,20至90天周期）的传播机制。自2014年九月至2015年十月期间,七套潜标布放在沿142°E断面,0°至7.5°N之间。位于1200 m深度上的ISV能量在4.5°N最强。在全球环流模型中可以看到类似的现象。通过分析模式的结果,我们认为ISV是通过赤道罗斯贝短波的形式传播,其相速度向西,群速度水平方向向东南垂直方向向下。此外,赤道Rossby波前三斜压模态的线性叠加是ISV能量垂直传播的必要条件。通过进一步分析一层半浅水模型的结果我们认为罗斯贝波的第一经向模态能够解释此处ISV能量的经向分布特征。结果表明,正是由于位于潜标阵列南侧的巴布亚新几内亚倾斜海岸线的作用,ISV能量最强的位置才由3°N向北偏移到了4.5°N。因此,在解释ISV能量经向分布的问题上,我们需要考虑到南侧倾斜岸线的作用。最后,通过正压转化率的计算我们可以得知1000 m以深的ISV动能能够向平均纬向急流提供能量,这为海洋中层纬向急流的形成机制提供了另一种可能性。2)从分析科学观测网布放在4.7°N,140°E处潜标观测到的连续六年时间长度的数据出发,我们研究了北赤道次表层流（NESC）的多时间尺度变异规律并发现了其对ENSO事件的响应。结果表明在2016年ENSO事件之后,NESC的半年周期变异强度明显减弱（减小了67%）。其季节内周期的变异由于2016年强涡旋事件的存在有所增强,并在ENSO事件之后也依然保持其强度。通过对再分析资料以及Mercator-Ocean模式和连续层化模型的结果进行分析,我们初步推测NESC的半年变异是由第二经向模态赤道罗斯贝长波控制,其波动位相向西向下传播。并且通过表层风场数据我们进一步验证了位于160°E附近处的敏感风区风场的半年周期变异能量在2016年ENSO事件之后也存在着明显的强度减弱现象。这一现象的发生与ENSO事件中的西风爆发事件相关。强ENSO事件发展期的西风强度更大,影响范围向东延伸更远,因此也更易影响到NESC半年变异的敏感风区。关于NESC的季节内变异,我们通过相关性分析结果得到的结论与上一章节中的类似,即季节内变异能量来源于西北方向的海洋上层。3)我们通过理论推导得到了一种跨山脊的全新地形罗斯贝波（TRW）理论解。虽然前人对地形罗斯贝波已经进行过很多的研究,但都局限于单侧倾斜海底地形的条件。参照东西卡洛琳海盆之间的欧里皮克山脊区域的地形,我们利用一个简化的无层结f平面浅水模型,通过对位涡守恒方程中不同情形的讨论,得到了一个跨海底山脊地形的全新TRW形式,其振幅的纬向分布也在山脊的东西两侧有所差别。在相速度前进方向的右侧为指数型分布,在左侧则为波动形式分布。参考到欧里皮克山脊区域的各项地形参数可以发现,在此区域这种新型TRW的振动周期将会大于69天。
杨亚[8]（2020）在《太平洋北赤道次表层流的结构、变异与机制》文中研究表明热带太平洋次温跃层环流对于全球海洋大输送带环流和暖池热量的再分配及气候变化等有重要影响,历史上由于缺乏观测数据,全球大洋次温跃层环流研究稀少且远远落后于上层环流研究。近十几年来,随着国际Argo剖面浮标观测计划的实施,大洋次温跃层环流研究逐渐成为国际研究热点。本文基于太平洋Argo剖面漂流浮标的温、盐剖面观测数据和停留层漂流轨迹数据,结合130°E和137°E断面历史走航观测以及五年滑动平均的历史温、盐数据,利用P矢量和相对于Argo停留层速度两种方法计算绝对地转流,使用连续层化海洋环流模式,研究太平洋北赤道次表层流（North Equatorial Subsurface Current,NESC）的平均结构和季节至年代际变异,并揭示其动力机制。研究结果发现NESC是一支位于3°N-7°N,200米-800米之间从东到西横跨整个太平洋海盆的流动,平均流速为2 cm s-1向西。在从东向西流动过程中,流核不断加深同时向赤道靠拢。其水团主要来自北太平洋中层水,并混合部分北次表层逆流NSCC（即所谓Tsuchiya急流）携带的南太平洋高盐水。其东部源头来自东太平洋哥斯达黎加穹顶CRD附近回转形成的西向流。NESC在每年7-9月达到强盛,一直向西汇入到西边界流,并有进入印尼海次表层的迹象。连续层化模式研究显示,NESC的形成机制是由于海洋低阶斜压模态对海表面风应力旋度强迫响应的叠加引起的次表层潜流。NESC具有强的季节变化,并于冬季发生季节性流向反转,其机制受中东太平洋海表面风应力旋度激发的垂向传播的年变化的斜压罗斯贝波控制,而风应力旋度的季节变化主要是伴随热带复合带ITCZ的南北移动产生的。研究还发现,赤道开尔文波和赤道罗斯贝波对NESC季节变化的影响远远小于赤道外罗斯贝波的影响,因而是次要的。NESC在El Ni?o期间变弱,在LaNi?a期间显着增强。在过去60年时间里NESC表现出显着的年代际变异,在1957-1976年和2000-2016年输运增强,在1977-1999年输运减弱,其变化与对应时间段的风场变化密切相关。
石运昊[9]（2020）在《西风爆发在ENSO演变中的作用》文中认为本研究针对太平洋年代际振荡（Pacific decadal oscillation,简称PDO）不同位相下厄尔尼诺的发展,考察了西风爆发（westerly wind burst,简称WWB）在厄尔尼诺的激发机制和演变机制中作用的异同,总结归纳了西风爆发在PDO不同位相下ENSO演变中的作用。这有助于提高对ENSO的预测技巧,为我国气候季节预测提供科学依据。本研究使用了1980年至2017年时间分辨率为一日4次的ERA-Interim再分析资料、时间分辨率为五日1次的GODAS资料以及ERSST月平均海表面温度资料。得到的主要结论如下:1、研究指出西风爆发在PDO正位相时强度更强、频数更高,对厄尔尼诺的演变影响更加显着;而在PDO负位相时正好相反。在PDO正位相,西风爆发的发生频数、持续时间和空间范围均高于PDO负位相西风爆发的活动。同时,与拉尼娜年和正常年相比,厄尔尼诺年的西风爆发的频数更多,持续时间更长,空间范围更广。在ENSO激发期,PDO正位相期间,厄尔尼诺的演变相较PDO负位相可能受到强度更强、范围更大、发生更频繁的西风爆发的影响。与西风爆发直接相关的天气/气候系统在PDO正位相的空间分布活动范围更广。自PDO由正位相转为负位相后,与西风爆发的天气/气候系统向西移动,导致PDO负位相期间产生更多的中部型厄尔尼诺。2、定义了更适合描述西风爆发的一个新指数,该指数可以更好地描述西风/东风爆发和厄尔尼诺演变之间的关系。根据1980年至2017年赤道地区海表面气压异常场的活动特征提出一个描述赤道地区西风爆发活动的新指数——赤道振荡指数（equatorial oscillation index,简称EOI）。通过将赤道振荡指数与南方涛动指数及西风爆发、东风爆发和Ni?o-3.4海温异常等相关性的差异,指出本文所定义的EOI性能优于传统的SOI。在此基础上,对各指数与Ni?o-3.4海温异常的超前滞后关系进行定量分析发现,SOI与Ni?o-3.4海温异常（sea surface temperature anomaly,简称SSTA）的相关系数从4月到5月发生骤降现象（而EOI与Ni?o-3.4相关没有这种现象）,这可能与副热带南太平洋海平面气压在4月至5月间快速变化有关。即使当SOI与厄尔尼诺的海表面温度异常空间分布不匹配时,EOI仍可以很好地与厄尔尼诺的海表面温度异常空间分布相匹配。3、依据次表层海温的逐候演变特征,在候-月时间尺度上给出赤道太平洋开尔文波事件的判据标准,并分析得到西风爆发影响赤道太平洋开尔文波的最优统计关系。利用超前滞后分析,找到西风异常影响赤道太平洋开尔文波的最优统计关系:在持续西风异常（60天平均）影响下,可有效地引起20天后的赤道太平洋上层海温正异常（60天平均）;而在持续东风异常（30天平均）影响下,可有效引起30天后的赤道太平洋上层海温负异常（30天平均）。在空间位置上,国际日期变更线附近（150°E-170°W）的西风爆发与赤道中东太平洋（160°W-100°W）的20°C等温线深度异常有很好的对应关系。在3月至8月,西太平洋（170°E以西）西风异常可导致150°W温跃层的变化,激发开尔文波东传至赤道东太平洋。在ENSO成熟期（9月-次年2月）,国际日期变更线附近（150°E-170°W）的西风爆发与赤道东太平洋（120°W附近）海表面温度和温跃层三者形成Bjerkness正反馈,导致赤道西太平洋（170°E附近）西风异常与赤道东太平洋（110°W附近）20°C等温线深度异常的同期相关最大。
郭文仪[10]（2020）在《孟加拉湾障碍层多尺度变化特征及机理研究》文中指出本论文首先利用Argo资料与SODA温盐资料,探讨了孟加拉湾障碍层季节变化特征,并分析了纯IOD事件年份及其与ENSO事件共同发生年份障碍层的变化特征及其成因机制。而后,以2013年超强热带风暴“Phailin”为例,探究其诱导的障碍层变化特征,并讨论障碍层在热带气旋发展过程中的可能作用。此外,利用Seaflux资料并结合太阳短波辐射以及海面风场等资料,探讨了研究海域海表日增温（dSST）的季节及年际变化特征,主要结论总结如下:（1）孟加拉湾障碍层厚度的季节变化以年周期为主并具有显着的半年周期变化,春秋较小,冬夏较大,对于空间而言湾口处较小,湾中北部及赤道海域较大。其年际变化受IOD及ENSO事件影响显着,在pIOD年份盛期,障碍层除了在湾内西南海域略变厚外,在赤道海域、安达曼海及湾北部均变薄,此距平形态在纯p IOD年份随pIOD消亡迅速消退,但在伴随型pIOD年份维持至次年3—5月才开始弱化。对于纯nIOD和伴随型nIOD年份,障碍层厚度变化特征分别与pIOD及伴随型pIOD年份大体相反。IOD事件年份赤道风场距平的远地强迫造成等温层深度的变化是湾内障碍层变化的主因。在伴随型IOD年份,受ENSO事件的影响,赤道风场距平在IOD消亡后仍得以维持3个月以上,使得湾内障碍层距平形态持续更久。除赤道远地强迫外,湾内局地风场的Ekman抽吸作用以及混合盐度变化对障碍层厚度年际变化也有一定影响。（2）Phailin过境期间强风引起海洋上层强烈的垂向混合,使混合层和等温层加深。对于Phailin中心（半径约200～300 km）海域,风应力正旋度引起的向上Ekman抽吸部分抵消了风致垂向混合造成的等温层深化,造成障碍层变薄;而在气旋中心之外,对于湾北部海域,因受风应力负旋度控制以及岸界陆架造成的暖水堆积,该海域等温层加深更甚于混合层,造成障碍层略有增厚;对于湾南部海域,等温层和混合层加深程度相当因而障碍层厚度变化不大。进一步分析表明,在厚的等温层、厚的障碍层或是较高海表温度的状态下,上层海洋能够储存巨大的热量,为热带气旋的发展强化提供有利的条件。对于Phailin而言,其发展过程中途径障碍层较厚的海域,引起的垂向混合和Ekman抽吸难以穿越较厚的障碍层,减少了温跃层内冷水进入上混合层,使海表降温效应减弱,因此海洋上层能够维持较高的潜热释放,为Phailin的发展持续提供能量,使其强度迅速增强。（3）在赤道海域（5°N以南）,d SST以年周期变化为主并呈现上半年高下半年低的单峰结构,在湾内（5°N以北）则表现出显着的半年周期变化而呈现独特的春秋季高、夏冬季低的双峰结构。dSST空间分布形态春季呈湾中部高、四周低的态势;秋季湾口较低、湾内及赤道海域较高;夏、冬季形态基本一致均呈赤道高、湾内低的格局,但夏、冬季湾内高值中心略有不同,分别位于斯里兰卡东北部近海及湾西边界区。海面风速对整个研究海域的的影响均较为重要,因此决定了d SST空间分布形态的季节变化。太阳短波辐射对湾内dSST季节变化的影响也较为重要,但在湾口以南至赤道大部分海域的影响较弱。此外,海面风速在d SST出现极大值的4月份起了主导作用,在dSST次极大值的11月份海面风速和太阳短波辐射都很重要,降水对d SST的季节变化影响相对较弱。对于4月份d SST异常最显着的1999年和2003年而言,海面风速和太阳短波辐射的距平形态与d SST距平形态对应良好,在同等条件下,海面风速越大（小）,太阳短波辐射越弱（强）,dSST越小（大）。
二、Numerical simulation of the tropical Pacific response to equatorial wind stress anomalies（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、Numerical simulation of the tropical Pacific response to equatorial wind stress anomalies（论文提纲范文）
（1）Zebiak-Cane模式中赤道太平洋次表层海温的参数化研究及其应用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 ENSO与赤道太平洋次表层海温 |
| 1.2.2 ENSO的模拟预测和次表层海温的参数化表达 |
| 1.2.3 ENSO的时空多样性和复杂性 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 论文研究内容及章节安排 |
| 第二章 资料、方法和模式 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.1.1 再分析资料 |
| 2.1.2 CMIP5 模式资料 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 ENSO事件的定义和分类 |
| 2.2.2 ENSO偏度 |
| 2.2.3 其他统计方法 |
| 2.3 Zebiak-Cane模式简介 |
| 第三章 赤道太平洋次表层海温的时空特征 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 赤道太平洋次表层海温的主要海洋影响因子 |
| 3.3 赤道太平洋温跃层锐度的气候态及年际变率 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 赤道太平洋次表层海温的新参数化方案 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 赤道太平洋次表层海温参数化最简方案 |
| 4.3 赤道太平洋温跃层锐度年际变率的海洋影响因子 |
| 4.4 赤道太平洋次表层海温参数化改进方案 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 基于次表层海温新参数化的多模式气候态偏差分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 赤道太平洋SST和次表层海温的气候态偏差 |
| 5.2.1 多模式集合平均和观测之间的偏差 |
| 5.2.2 多模式和其集合平均之间的偏差 |
| 5.3 赤道太平洋次表层海温气候态偏差的影响因子 |
| 5.4 基于线性分解方法的模式间偏差分析 |
| 5.4.1 模式间偏差线性分解方法及其有效性 |
| 5.4.2 各因子对赤道太平洋次表层海温气候态模式间偏差的贡献 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 基于次表层海温新参数化的ZC模式ENSO偏度模拟改进 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 原始ZC模式中的ENSO偏度 |
| 6.3 次表层海温参数化方案对ENSO偏度模拟的影响 |
| 6.3.1 原始ZC模式中的次表层海温分布特征 |
| 6.3.2 次表层海温对称方案及新参数化方案 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 总结和展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 特色和创新点 |
| 7.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 附录 Ⅰ |
| 附录 Ⅱ |
| 附录 Ⅲ |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（2）ENSO强迫的与独立于ENSO的印度洋偶极子发生和发展机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 论文研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 IOD的基本特点 |
| 1.2.2 IOD的发生机制 |
| 1.2.3 IOD的发展机制 |
| 1.2.4 数值模式中的IOD |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 论文章节安排 |
| 第二章 ENSO强迫的与独立于ENSO的 IOD发生和发展机制研究:观测分析 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 资料和方法 |
| 2.2.1 资料 |
| 2.2.2 方法 |
| 2.3 ENSO强迫的与独立于ENSO的 IOD信号的分离 |
| 2.3.1 两步逐月EOF分析法 |
| 2.3.2 空间分布和周期的差异 |
| 2.4 IOD的季节依赖增长机制 |
| 2.4.1 IOD增长阶段的混合层热量收支诊断 |
| 2.4.2 离岸平流-温跃层反馈 |
| 2.5 IOD的建立机制 |
| 2.5.1 ENSO强迫的IOD |
| 2.5.2 独立于ENSO的 IOD |
| 2.6 本章小结 |
| 第三章 ENSO强迫的与独立于ENSO的 IOD发生和发展机制研究:数值模拟 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 模式介绍和试验设计 |
| 3.3 数值模拟中的IOD |
| 3.3.1 模式对气候态的模拟情况 |
| 3.3.2 模式对IOD的模拟情况 |
| 3.4 模拟的IOD季节依赖增长机制 |
| 3.5 模拟的IOD建立机制 |
| 3.5.1 ENSO强迫的IOD |
| 3.5.2 独立于ENSO的 IOD |
| 3.6 本章小结和讨论 |
| 3.6.1 本章小结 |
| 3.6.2 讨论 |
| 第四章 ENSO对 IOD周期和强度的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 试验设计 |
| 4.3 数值试验中的IOD |
| 4.4 ENSO对 IOD强度的影响 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 FGOALS-f3和FGOALS-g3 模式对IOD强度模拟的比较分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 模式介绍和方法 |
| 5.2.1 模式介绍 |
| 5.2.2 FGOALS模式中的IOD |
| 5.3 模式模拟IOD的基本能力 |
| 5.4 模式中IOD的季节演变 |
| 5.4.1 IOD东极SSTA差异 |
| 5.4.2 IOD西极SSTA差异 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 总结和展望 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 本文创新点 |
| 6.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（3）热带太平洋海气耦合双模态的稳定性分析和对ENSO时空多样性的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 ENSO的时空多样性和动力学诊断 |
| 1.2.1 ENSO的空间多样性及其两种类型 |
| 1.2.2 ENSO的主要年际变率 |
| 1.2.3 热带太平洋地区的海气耦合双模态 |
| 1.2.4 ENSO的动力学诊断 |
| 1.3 研究内容及创新性 |
| 1.4 章节安排 |
| 第2章 资料与方法 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 El Ni?o/La Ni?a事件的判定标准 |
| 2.2.2 集合经验模态分解法 |
| 2.2.3 热收支分析 |
| 2.2.4 BJ指数 |
| 第3章 海气耦合双模态在ENSO时空多样性中的关键作用 |
| 3.1 识别El Ni?o/La Ni?a事件的时间-空间类型 |
| 3.2 双模态不稳定性导致ENSO的时空多样性 |
| 3.3 ENSO双模态的SST异常与暖水体积超前滞后关系 |
| 3.4 本章小结 |
| 第4章 不同层级气候模式对ENSO时空多样性的模拟评估 |
| 4.1 ZC模式中的ENSO时空多样性 |
| 4.2 CMIP5 模式对ENSO时空多样性的模拟评估 |
| 4.3 CMIP6 模式对ENSO时空多样性的模拟评估 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 诊断ENSO模态稳定性的新方法及其应用 |
| 5.1 诊断ENSO线性增长率的新方法 |
| 5.2 新方法与BJ指数的比较 |
| 5.3 两类ENSO的增长率估计 |
| 5.4 CMIP5 模式中ENSO增长率的估计 |
| 5.5 本章小结 |
| 第6章 总结与讨论 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 讨论及展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（4）热带大西洋对全球变暖的响应（论文提纲范文）
| 1 数据与方法 |
| 1.1 CESM模式介绍 |
| 1.2 分析方法 |
| 1.2.1 热收支平衡方程 |
| 1.2.2 合成大西洋尼诺(Atlantic Ni?o) |
| 2 结果与分析 |
| 2.1 热带大西洋的海洋和大气变化 |
| 2.1.1 季节变化 |
| 2.1.2 大西洋尼诺正相位和类尼诺升温的空间特征 |
| 2.1.3 类尼诺升温和大西洋尼诺的次表层变化 |
| 2.2 混合层热收支分析 |
| 2.2.1 垂直对流 |
| 2.2.2 扩散 |
| 2.2.3 净热通量 |
| 2.2.4 纬向和经向平流 |
| 3 总结和讨论 |
（5）热带太平洋障碍层的特征、演变机理及其与ENSO的关联（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 国内外研究现状 |
| 1.2.1 热带太平洋障碍层的基本特征 |
| 1.2.2 热带太平洋障碍层与ENSO的联系 |
| 1.2.3 热带太平洋障碍层的形成机制 |
| 1.3 科学问题的提出 |
| 1.4 本文的研究内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 数据资料 |
| 2.1.1 Argo资料 |
| 2.1.2 SODA资料 |
| 2.1.3 CMAP资料 |
| 2.1.4 OLR资料 |
| 2.1.5 GODAS资料 |
| 2.1.6 NCEP再分析资料 |
| 2.1.7 OAFlux资料 |
| 2.2 障碍层的计算 |
| 2.3 盐度收支方程 |
| 2.4 统计分析方法 |
| 2.4.1 经验函数正交分解 |
| 2.4.2 小波分析 |
| 2.4.3 线性回归分析 |
| 2.4.4 相关性分析 |
| 第三章 热带太平洋障碍层与背景场的基本特征 |
| 3.1 障碍层的气候态分布特征 |
| 3.2 障碍层的季节分布特征 |
| 3.3 障碍层与降水 |
| 3.3.1 障碍层与降水的MV-EOF分解 |
| 3.3.2 Morlet小波分析 |
| 3.4 障碍层与海温 |
| 3.4.1 障碍层与海温的MV-EOF分解 |
| 3.4.2 Morlet小波分析 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 热带太平洋障碍层年际演变与ENSO事件的关联 |
| 4.1 El Ni?o和 La Ni?a期间障碍层的特征对比与机理分析 |
| 4.2 ENSO期间障碍层变化的区域性分析 |
| 4.3 东部型与中部型ElNi?o期间障碍层反馈特征及机理比较研究 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 赤道太平洋障碍层的纬向迁移及其机理浅析 |
| 5.1 障碍层的纬向迁移及其与SSS锋、暖池东部边缘的联系 |
| 5.2 SSS锋断裂区域的盐度收支分析 |
| 5.3 障碍层厚度与降水、风应力、海表流的回归分析 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.1.1 热带太平洋障碍层的基本特征 |
| 6.1.2 障碍层演变过程、机理及其与ENSO的关联 |
| 6.1.3 赤道太平洋障碍层的纬向迁移及其与各变量的回归分析 |
| 6.2 论文创新点 |
| 6.3 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 |
（6）西北太平洋夏季风与ENSO和台风之间关系在最近年代的增强（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.2 研究进展与现状 |
| 1.2.1 西北太平洋夏季风与ENSO之间关系的相关研究 |
| 1.2.2 西北太平洋夏季风与台风生成之间关系的相关研究 |
| 1.2.3 90年代初发生的气候年代际变异的相关研究 |
| 1.3 研究的目的与内容 |
| 2 西北太平洋夏季风与夏季ENSO指数之间的相关关系在最近年代的增强 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 数据与方法 |
| 2.3 结果 |
| 2.3.1 西北太平洋夏季风与夏季ENSO指数之间相关关系的年代际变化 |
| 2.3.2 不同时期大气场和温度场特征的对比分析 |
| 2.4 结论 |
| 3 CMIP5 多模式模拟的西北太平洋夏季风与夏季ENSO指数之间的关系 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 数据和方法 |
| 3.2.1 CMIP5多模式资料 |
| 3.2.2 数据的处理 |
| 3.3 结果与讨论 |
| 3.3.1 当前时期模拟的西北太平洋夏季风与ENSO指数之间关系的分析 |
| 3.3.2 未来变暖情景下模拟的西北太平洋夏季风与夏季ENSO指数之间关系的分析 |
| 3.4 结论 |
| 4 西北太平洋夏季风与ENSO之间准两年关系在最近年代的增强 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 数据与方法 |
| 4.3 结果与讨论 |
| 4.3.1 西北太平洋夏季风和ENSO之间的准两年关系的年代际变异特征 |
| 4.3.2 不同时期大气环流场和海表温度场特征的对比分析 |
| 4.4 结论 |
| 5 西北太平洋夏季风与印度夏季风在与ENSO准两年关系方面的对比 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 数据与方法 |
| 5.3 结果 |
| 5.3.1 西北太平洋夏季风和印度夏季风MEBR的反位相关系 |
| 5.3.2 大西洋SST异常的影响在最近年代的增强 |
| 5.4 结论 |
| 6 西北太平洋夏季风强度与台风生成数量之间的关系在最近年代的增强 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 数据和方法 |
| 6.3 结果与讨论 |
| 6.3.1 西北太平洋夏季风与台风生成数量之间相关关系的年代际变异特征 |
| 6.3.2 不同时期大气环流场和海表温度场特征分析 |
| 6.3.3 不同区域热带气旋生成数量的变化特征分析 |
| 6.3.4 不同时期背景环境因子的合成分析 |
| 6.4 结论 |
| 7 西北太平洋台风平均生成纬度的年际变化强度在最近年代的减弱 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 数据和方法 |
| 7.3 结果与分析 |
| 7.3.1 西北太平洋夏季台风平均生成纬度IIV的年代际变异 |
| 7.3.2 西北太平洋热带气旋生成数量的南北偶极子结构 |
| 7.3.3 90年代之前和之后时期大气环流场和温度场的对比 |
| 7.3.4 90年代之前和之后时期背景环境因子的对比 |
| 7.4 结论 |
| 8 总结和展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 导师简介 |
（7）热带西太平洋次表层和中层流变异规律及其机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 热带西太平洋研究意义 |
| 1.2 热带西太平洋次表层中层流研究现状 |
| 1.2.1 现阶段主要观测手段 |
| 1.2.2 热带西太平洋次表层中层流系概况 |
| 1.2.3 赤道次表层中层流的能量来源 |
| 1.2.4 赤道次表层中层流能量转换过程 |
| 1.2.5 次表层中层流研究意义 |
| 1.3 仍然存在的问题和挑战 |
| 1.4 本文的主要研究内容 |
| 第2章 数据与方法 |
| 2.1 潜标观测系统 |
| 2.2 观测与模式格点化数据集 |
| 2.3 数据处理分析方法 |
| 2.4 海洋一层半线性约化重力模式 |
| 第3章 西太平洋中层流季节内变异及其产生机制 |
| 3.1 研究背景 |
| 3.2 所用观测与模拟资料 |
| 3.3 理论背景 |
| 3.4 研究结果 |
| 3.4.1 142°E断面潜标观测的季节内变异结果 |
| 3.4.2 OFES数值模式的模拟结果 |
| 3.4.3 热带西太平洋季节内变异与Rossby波的联系 |
| 3.4.4 倾斜南边界影响下的季节内变异能量的经向分布 |
| 3.4.5 季节内变异能量的垂直结构 |
| 3.4.6 季节内变异与平均流之间的联系 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 北赤道次表层流变异 |
| 4.1 研究背景 |
| 4.2 所用观测与模拟资料 |
| 4.3 研究结果 |
| 4.3.1 北赤道次表层流的多时间尺度变异观测结果 |
| 4.3.2 北赤道次表层流的季节变异 |
| 4.3.3 北赤道次表层流的半年变异 |
| 4.3.4 北赤道次表层流的季节内变异 |
| 4.4 小结 |
| 第5章 跨山脊的地形罗斯贝波 |
| 5.1 研究背景 |
| 5.2 地形罗斯贝波的理论解 |
| 5.3 小结与讨论 |
| 第6章 总结与展望 |
| 6.1 本文总结 |
| 6.2 特色与创新 |
| 6.3 下一步计划展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历及攻读学位期间发表的学术论文及研究成果 |
（8）太平洋北赤道次表层流的结构、变异与机制（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 风生环流理论 |
| 1.2.2 大洋温跃层理论 |
| 1.2.3 赤道外潜流形成机制 |
| 1.2.4 赤道附近潜流形成机制 |
| 1.2.5 中深层急流 |
| 1.2.6 大洋次表层环流观测发展历史 |
| 1.3 主要内容与章节安排 |
| 第二章 数据和方法 |
| 2.1 观测数据 |
| 2.1.1 五年滑动平均的温盐数据 |
| 2.1.2 137°E水文观测数据 |
| 2.1.3 热带赤道太平洋SADCP数据 |
| 2.1.4 130°E观测数据 |
| 2.1.5 其他观测数据 |
| 2.2 模式数据 |
| 2.3 主要方法 |
| 2.3.1 CTD/ADCP数据处理 |
| 2.3.2 时间序列分析 |
| 2.3.3 误差分析 |
| 2.3.4 绝对地转流计算 |
| 2.4 Argo浮标 |
| 2.4.1 Argo浮标数据分发 |
| 2.4.2 Argo温盐格点化数据 |
| 2.4.3 Argo浮标停留层速度(Parking depth velocity)计算 |
| 2.5 连续层化模式 |
| 2.5.1 连续层化模式(数值解) |
| 2.5.2 连续层化模式(解析解) |
| 2.6 小结 |
| 第三章 北赤道次表层流的平均态特征与形成机制 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 垂直结构 |
| 3.3 水平分布 |
| 3.4 NESC的源和汇 |
| 3.4.1 源 |
| 3.4.2 汇 |
| 3.5 动力机制 |
| 3.6 其他海盆中的南/北赤道次表层流 |
| 3.7 小结 |
| 第四章 北赤道次表层流的季节变化与机制 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 季节变化特征 |
| 4.3 年周期分析 |
| 4.4 动力机制 |
| 4.4.1 连续层化模型 |
| 4.4.2 风应力旋度的强迫作用 |
| 4.4.3 热带辐合带的作用 |
| 4.4.4 赤道波动的影响 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 北赤道次表层流的年际和年代际变异 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 年际变异 |
| 5.3 年代际变异 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 作者简历及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（9）西风爆发在ENSO演变中的作用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 ENSO的基本介绍 |
| 1.3 西风爆发在ENSO事件激发中的作用 |
| 1.4 西风爆发分类 |
| 1.5 西风爆发成因分类 |
| 1.5.1 热带气旋对西风爆发的作用 |
| 1.5.2 印度洋MJO对西风爆发的作用 |
| 1.5.3 东亚季风对西风爆发的作用 |
| 1.5.4 澳洲季风对西风爆发的作用 |
| 1.5.5 信风变化对西风爆发的作用 |
| 1.6 西风爆发在ENSO演变过程中的作用 |
| 1.7 亟待解决的科学问题 |
| 1.8 研究内容及具体章节安排 |
| 1.9 主要创新点 |
| 第2章 资料与方法 |
| 2.1 研究时段说明 |
| 2.2 资料说明 |
| 2.3 研究方法说明 |
| 2.3.1 西风爆发/东风爆发 |
| 2.3.2 经验正交函数分解方法 |
| 2.3.3 费舍尔R-Z变换 |
| 2.3.4 暖性开尔文波事件和冷性开尔文波事件 |
| 第3章 西风爆发的时空分布特征 |
| 3.1 西风爆发/东风爆发的标准 |
| 3.2 PDO正负位相西风爆发的时空分布特征 |
| 3.3 PDO正负位相西风爆发的特征比较 |
| 3.4 PDO正负位相西风爆发差异的成因 |
| 3.4.1 WWB的二维空间分布 |
| 3.4.2 WWA发生频率的空间分布 |
| 3.4.3 WWB强度与持续时间的关系 |
| 3.5 总结 |
| 第4章 适用于描述西风爆发的指数——赤道振荡指数 |
| 4.1 赤道振荡指数的定义 |
| 4.2 赤道振荡指数与ENSO的关系 |
| 4.3 赤道振荡指数与西风爆发之间的关系 |
| 4.4 赤道振荡指数与东风爆发之间的关系 |
| 4.5 赤道振荡指数的物理解释 |
| 4.6 总结 |
| 第5章 西风爆发对海洋开尔文波的作用 |
| 5.1 西风爆发的与海温异常的关系 |
| 5.2 西风爆发与海洋开尔文波的关系 |
| 5.3 西/东风异常累积量与暖/冷水累积量的关系 |
| 5.4 不同位置的西风爆发与不同位置的海洋20°C等温线深度异常的同期关系 |
| 5.5 总结 |
| 第6章 总结与讨论 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（10）孟加拉湾障碍层多尺度变化特征及机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 孟加拉湾的物理环境 |
| 1.2.1 孟加拉湾的地理特征 |
| 1.2.2 孟加拉湾的水文特征 |
| 1.3 孟加拉湾障碍层的研究进展 |
| 1.3.1 障碍层季节及年际变化的特征及机制 |
| 1.3.2 障碍层对热带气旋的响应 |
| 1.4 海表日增温(dSST)的研究进展 |
| 1.5 关键科学问题和主要研究内容 |
| 第二章 数据与方法 |
| 2.1 数据介绍 |
| 2.1.1 SODA及 Argo网格化数据 |
| 2.1.2 CCMP风场数据 |
| 2.1.3 OA flux资料及卫星降水数据 |
| 2.1.4 热带气旋IBTr ACS数据 |
| 2.1.5 HYCOM再分析数据 |
| 2.1.6 RAMA浮标剖面数据 |
| 2.1.7 Seaflux再分析数据 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 障碍层的计算 |
| 2.2.2 风应力的计算 |
| 2.2.3 混合层盐度收支的计算 |
| 2.2.4 dSST的计算 |
| 2.2.5 W96参数化模型 |
| 第三章 孟加拉湾障碍层季节及年际变化 |
| 3.1 障碍层的年变化和半年变化特征 |
| 3.2 障碍层年际变化及与IOD的联系 |
| 3.2.1 IOD事件的分类 |
| 3.2.2 障碍层空间分布特征的不同年份分类合成 |
| 3.2.3 障碍层年际变化的可能机制 |
| 3.3 小结 |
| 第四章 障碍层对孟加拉湾热带气旋Phailin的响应与可能反馈 |
| 4.1 2013 年热带气旋Phailin的生消过程 |
| 4.2 热带气旋Phailin诱导的障碍层变化特征 |
| 4.3 障碍层在热带气旋发展过程中的可能作用 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 孟加拉湾dSST与海洋层结的关系 |
| 5.1 dSST的季节变化特征 |
| 5.2 dSST季节变化的机制分析 |
| 5.3 dSST的年际变化特征 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 总结 |
| 6.1.1 孟加拉湾障碍层的季节及年际变化特征 |
| 6.1.2 孟加拉湾障碍层对热带气旋Phailin的响应特征 |
| 6.1.3 孟加拉湾dSST的变化特征及其与海洋层结的关系 |
| 6.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 |
四、Numerical simulation of the tropical Pacific response to equatorial wind stress anomalies（论文参考文献）
- [1]Zebiak-Cane模式中赤道太平洋次表层海温的参数化研究及其应用[D]. 袁心仪. 南京信息工程大学, 2021
- [2]ENSO强迫的与独立于ENSO的印度洋偶极子发生和发展机制研究[D]. 黄昱. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [3]热带太平洋海气耦合双模态的稳定性分析和对ENSO时空多样性的影响[D]. 王润. 中国气象科学研究院, 2020(03)
- [4]热带大西洋对全球变暖的响应[J]. 董文静,刘福凯,罗义勇. 海洋科学, 2020(06)
- [5]热带太平洋障碍层的特征、演变机理及其与ENSO的关联[D]. 梁昌硕. 自然资源部第三海洋研究所, 2020(01)
- [6]西北太平洋夏季风与ENSO和台风之间关系在最近年代的增强[D]. 吴敏敏. 广东海洋大学, 2020
- [7]热带西太平洋次表层和中层流变异规律及其机制[D]. 张志祥. 中国科学院大学(中国科学院海洋研究所), 2020(01)
- [8]太平洋北赤道次表层流的结构、变异与机制[D]. 杨亚. 中国科学院大学(中国科学院海洋研究所), 2020(01)
- [9]西风爆发在ENSO演变中的作用[D]. 石运昊. 中国气象科学研究院, 2020(03)
- [10]孟加拉湾障碍层多尺度变化特征及机理研究[D]. 郭文仪. 自然资源部第三海洋研究所, 2020(01)