一、Impact of Tibetan Plateau surface heating field intensity on Northern Hemispherical general circulations and weather and the climate of China（论文文献综述）
冯小芳[1]（2021）在《IPO-BT模态及其对影响热带气旋活动的环流变化研究》文中研究表明最近四十年,全球年平均地表面温度经历了不均匀的变暖:北极增暖、南极变冷,表现出明显的半球不对称性,北半球中纬度也出现“三波状”的空间变化趋势,热带东太平洋海表温度（Sea Surface Temperature,简称SST）则略有降温。这与大型多模式集合模拟人类活动影响造成的全球纬向均匀增暖响应有所不同。通过对现代多套再分析资料的分析,我们发现在过去的一个世纪存在一种与热带东太平洋SST活动有关的全球大气遥相关模态,这个模态对近四十年观测到的全球地表温度和大气环流的不均匀变化具有重要贡献。这种由热带SST驱动的大气遥相关模态与年代际太平洋涛动（Interdecadal Pacific Oscillation,简称IPO）关系密切,以下称为模态为IPO-BT（IPOrelated Bipolar Teleconnection,简称IPO-BT）。此外,过去千年的历史代用资料和两套历史气候重建资料也显示,IPO-BT模态是过去2000年地球系统内部的一种重要的低频模态,对于调节北极增暖和南大洋变冷,以及北半球中高纬度气候变化具有重要意义。夏季欧亚大陆环流的“偶极子”模态是IPO-BT对北半球中高纬度气候影响的重要特征。多套再分析资料表明,过去的一个世纪中自然内部变率调节了中亚地区增暖和“偶极子”模态的变化。青藏高原以北位势高度异常升高,使位势高度纬向梯度力减小,导致青藏高原的西风和东亚夏季风减弱,对其南侧的南亚高压强度变化影响较小。而在热带东太平洋SST冷异常的强迫下,西北太平洋地区重要的环流系统季风槽和北太平洋洋中槽会发生一致的向西移动,进而减少了西北太平洋东部热带气旋的生成,表现出热带气旋生成位置北移的特征。这种受自然变率调节的大尺度环流系统的整体变化对热带气旋的影响,与全球变暖背景下观测到的热带气旋生成北移现象一致,更多的研究需要定量研究人类活动和自然变率对热带气旋活动的影响作用。最新研究出的全球耦合模式比较计划第六阶段（CMIP6）模式资料可以较好的模拟出北半球冬季大气遥相关模态的时空特征,但大多数模式无法模拟出夏季的重要遥相关型:IPO-BT模态。气候模式的这种局限性,可能与模式对低频SST和热带对流活动,以及夏季热带东太平洋环流基本态的模拟偏差有关。不仅如此,CMIP6气候模式对影响西北太平洋热带气旋活动的大尺度环流系统的模拟也存在很大的不确定性。因此,在利用CMIP6预测环流气候变化和热带气旋活动时,要综合考虑这种模拟偏差。
齐道日娜[2]（2021）在《亚洲中高纬春夏季节转换特征及其对我国夏季天气影响的研究》文中研究表明大气环流的春夏季节转换问题是一个经典的研究课题,长期以来一直受到普遍关注。它是大气环流变化的一个特殊阶段,可以作为大气环流变化研究的一个切入点,有助于深入认识东亚大气环流在春夏季节的演变规律,进而为我国初夏气候的预测提供新的思路和方法。本文利用再分析资料和观测资料,以亚洲中高纬春夏季节转换为研究问题,提出了一个界定季节转换的客观方法,并总结了其关键特征和演变规律。在此基础上,进一步研究了影响春夏季节转换及其异常的可能热力和动力过程。最后,揭示了春夏季节转换早晚和不同入夏环流型对随后夏季气温和降水的影响。主要结论如下:（1）提出了界定春夏季节转换日期的一种方法。亚洲中高纬地区（70-160°E,50-75°N）2m气温（T2m）具有独特的季节变化特征。该地区在5月中旬至6月初经历一次剧烈且明显强于平稳季节循环的增温过程,然后在6月第2候趋于稳定,我们将这一候定义为气候上的春夏季节转换时间。我们取该地区6月第2候气候平均T2m值（280.95K）作为温度阈值,将每年T2m上升至最接近该温度阈值的时间定义为该年的春夏季节转换时间。亚洲中高纬春夏季节转换时间存在明显的年际与年代际变化特征。（2）总结了亚洲中高纬春夏季节转换时期中高纬环流和天气系统的关键变化特征。东北亚脊和东北亚低压的形成以及“双阻型”环流形势的建立是亚洲中高纬春夏季节转换的重要标志。伴随着季节转换,亚洲中高纬地区近地面温度的经向梯度减弱,高频斜压扰动亦随之减弱。与之相比,季节转换之后低频天气系统（包括亚洲阻塞高压和东北冷涡系统）成为该地区主导天气系统。（3）揭示了与春夏季节转换过程对应的亚洲中高纬地区快速增温的热力和动力驱动因子。从气候角度讲,非绝热加热对增温过程起主导作用,而亚洲中高纬地区气温上升和局地融雪之间的正反馈过程进一步促进了亚洲中高纬地区地表强烈增温过程。从季节转换异常角度讲,大尺度大气低频波列通过调制水平线性平流和绝热上升/下沉过程影响春夏季节转换时间的早晚。（4）阐明了亚洲中高纬春夏季节转换的早晚与东亚大气环流异常和中国东部降水格局的对应关系。在春夏季节转换异常年,从5月下旬至7月上旬,亚洲/西北太平洋地区的大气环流由6月第2候以前的鄂霍茨克海-日本波列（OKJ波列）异常转为太平洋-日本波列（PJ波列）异常。西太平洋副热带高压在季节转换偏早（晚）年偏强（弱）。与之相应,我国降水格局和气温异常的季节演变也表现出相当大的差异。在季节转换偏早（晚）年,我国大部的初夏温度偏高（低）。在季节转换偏早年,江淮梅雨的开始往往比常年提前1-2个候。而在季节转换偏晚年,长江以南地区（24-30°N）的梅雨期降水偏多。在季节转换偏早（晚）年,从6月中旬至7月初,我国北方和东北地区的降水偏多（少）。（5）从不同入夏环流型的角度,进一步阐述了春夏季节转换异常对我国夏季降水和气温的影响。我们利用自组织神经网络方法对亚洲中高纬入夏环流进行分类,并得到了4类入夏环流型。第一类至第三类入夏环流型相对稳定,可维持至梅雨期结束,因此对初夏和梅雨期气温和降水产生较为稳定的影响。而第四类入夏环流型不能稳定维持,因此初夏和梅雨期气温和降水形势会发生较大的变化。第一类体现了季节循环提前的环流特征。与之对应,初夏和梅雨期我国华南至长江中下游地区降水偏少,淮河流域降水偏多,东北地区降水偏少;第二类入夏环流型以较强的巴尔喀什湖槽和东北亚脊为主要特征,与之对应,初夏和梅雨期我国东部降水格局以“南多北少”为主要特征。第三类入夏环流型以强盛的贝加尔湖槽和较强的东北亚低压为主要特征,中西伯利亚地区显着偏冷,我国大部地区温度偏高。入夏时,我国降水形势为“南多北少”,梅雨期则长江流域和东北地区降水偏多,西北华北降水少;第四类对应着亚洲中高纬和低纬度地区季节转换均出现滞后的情况。
李婧祎[3]（2020）在《北半球高纬度若干关键强迫过程对东亚冬半年气候变异的影响及机制研究》文中认为东亚位于欧亚大陆东部,东临太平洋,海陆热力差异很大,东亚地区冬半年气候主要受到东亚冬季风系统的控制。已有大量研究指出,东亚冬季风系统不仅受到热带强迫过程的影响,在近几十年来,高纬度地区气候响应日益凸显,高纬度强迫过程对东亚冬季风系统的影响也在不断增强。热带和高纬度强迫角力导致东亚冬半年气候异常更加复杂,并存在强烈的季节内变异现象。大陆积雪和海洋作为北半球高纬度主要的下垫面,其异常变化对东亚冬半年气候变异的影响值得更深入的研究。本文结合观测资料和再分析资料,通过分析北半球积雪异常和大西洋多年代际振荡（AMO）的气候效应,揭示了陆—气耦合及瞬变波—纬向平均流相互作用等高纬度强迫过程对东亚地区冬半年气候变异的相关物理机制,进一步丰富东亚冬半年气候预测思路。文章得到的主要结论如下:（1）在1979/80至2014/15年间,12月北美积雪对1月东亚北部地区近地面气温有显着影响。其影响机制为:在12月,偏多的北美积雪通过陆—气耦合降低了局地气温及大西洋西部海表面温度（海温）,使雪区南部的经向温度梯度增强,从而加强了大西洋西风急流。同时,西风急流通过瞬变波—纬向平均流相互作用,向天气尺度瞬变波输送的能量增多,引起大西洋东部瞬变波活动增强。在1月,大西洋西部的偏冷海温减弱其上空的瞬变波活动,而大西洋东部的偏强瞬变波活动通过来自平均流的能量输送得以维持,因此在大西洋上形成纬向两极型的瞬变波异常。能量分析表明这种异常可以通过瞬变波—纬向平均流相互作用,引起大西洋急流向北偏移,同时在位势高度场引起东北—西南向二极分布异常。这种大尺度环流异常进而在大西洋中高纬地区引起湍流热通量异常,促使Rossby波列发展并东传至欧亚大陆,增强了西伯利亚高压并使得东亚地区上空极锋急流向南移动,从而降低了东亚北部地区的近地面气温。本研究为东亚北部地区冬半年季节内气温预测提供了新思路。（2）在1920至2017年间,在AMO正位相,2月NAO对3月青藏高原气温存在明显作用,而在AMO负位相时没有联系。在AMO正位相,2月NAO负位相可以持续到3月,并在3月引起沿着欧亚大陆副热带西风急流东传的Rossby波列。该波列引起青藏高原上空的西风急流减弱、北退,并通过引发次级环流异常,增强青藏高原上空的下沉运动。这种下沉运动异常带来的绝热加热使得青藏高原气温在3月上升。然而在AMO负位相,2月NAO无法持续到3月,因此也无法影响到3月青藏高原地区的气温变化。进一步研究发现,AMO正位相通过墨西哥湾偏强的向上湍流热通量扰动其上方大气斜压性,使得大西洋风暴轴向南移动,并增强了瞬变波—纬向平均流相互作用在大西洋副热带地区上空的大值中心,因此有利于增强瞬变波动对平均流的正反馈。当NAO发生时,在AMO正位相偏强的波流相互作用有利于NAO从2月维持到3月。该结果为分析冬半年后期的大西洋—青藏高原遥相关关系的年代际不稳定性提供新思路。（3）在1979/80至2016/17年间,11月上旬（1至14日）乌拉尔山地区雪水当量与该年11月中旬（15至21日）及次年1月上旬（6至15日）东亚南部地区的降水有显着影响。在11月上旬,当乌拉尔山雪水当量偏多时,显着的陆—气耦合通过非绝热冷却过程降低其上空大气温度。同时乌拉尔山地区出现准定常Rossby波列,并沿极锋急流向东传播。在11月中旬,该波列向下游传播至东亚地区,减弱了东亚大槽强度,使得向东亚南部区域输送的水汽增多,从而加强了该地区的降水强度。在其后的11月下旬至次年1月初（11月22日至次年1月5日）,乌拉尔山地区陆—气耦合较弱,其上空环流异常也较弱。在次年1月上旬（6至15日）,积雪异常向南扩展,在地中海北侧地区出现负异常,并再次出现陆—气耦合加热其上方大气。反气旋性环流异常出现在欧洲上空,同时伴随着沿副热带西风急流传播的准定常Rossby波列。该波列再次减弱东亚大槽强度,增强东亚南部地区水汽输送并使其降水量增加。本文研究结果可用于东亚南部地区冬半年季节内降水的预测工作。
张璐[4]（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》文中研究表明本文利用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。
张璐,王慧,石兴东,李栋梁[5]（2020）在《青藏高原中东部地表感热趋势转折特征及成因分析》文中指出利用气候变化趋势转折判别模型（PLFIM）分析了1982-2018年青藏高原（下称高原）70个站地表感热通量趋势转折特征,并从高原地温和气温对同期北半球变暖的响应速度,以及大气环流背景场等方面分析其趋势转折的可能原因。结果表明:（1）高原4个气候区的年平均地表感热均在2000年前后发生了由显着减弱到显着增强的趋势转折,其中Ⅱ区（高原东部）最早发生转折（1999年）,其次是Ⅰ区（高原北部）和Ⅳ区（高原东南部）（2000年）,Ⅲ区（高原西南部）最晚（2002年）。Ⅱ区和Ⅲ区是高原感热趋势转折的关键区。Ⅱ区感热的变化主要由地温的增温加快使地气温差加大所导致,Ⅲ区则主要受地面风速变化的影响,2000年后地面风速的增加对该区感热的趋势转折有重要贡献。（2）2000年之前,北半球中纬度西风急流偏弱且急流轴位置偏南,同时高原北（南）部到高（低）纬度地区温度异常偏高（低）,经向温度梯度和气压梯度减小,使得这一时期高原风速持续减小;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,进而造成了高原地表感热变化趋势的转折。
李娜[6]（2020）在《青藏高原地面热源的计算及变率研究》文中进行了进一步梳理青藏高原位于副热带地区亚洲大陆中东部,是世界上海拔高度最高、地形最复杂的高原,被称为“世界屋脊”。青藏高原的热力作用可以影响高原上空及其邻近区域的大气环流,同时也可以激发亚洲-太平洋涛动遥相关,调节着热带ENSO的发展,这说明青藏高原的热力作用对北半球的大气环流也有一定的影响。在青藏高原热力驱动下,大尺度的大气水分循环构成了一个持续的青藏高原“亚洲水塔”,进而调节着区域和全球的水循环。青藏高原加热的季节变化和年际变率对我国乃至整个季风区的降水有至关重要的调制作用。合理地计算青藏高原地面热源有助于加强我们对青藏高原在全球气候变化中作用的理解。然而,以往的研究使用多层温湿梯度、地表粗糙度、湍流交换系数等数据和整体输送方程计算地表热通量,由于在近地层这些变量的不确定较大,导致计算的青藏高原的地表热通量差异较大。最大熵产生（maximum entropy production,简称MEP）模型在计算地表热通量时可以避免使用近地层变量,仅需要使用地表净辐射、地表温度和空气湿度或者土壤湿度。因此,本文使用“第三次青藏高原大气科学试验（TIPEX-III）”观测资料、多种再分析资料（ERA5、ERA-Interim、JRA-55、MERRA-2、NCEP-I和NCEP-II）以及卫星资料,结合MEP模型计算1980-2018年夏季青藏高原全区的地面热源,并使用我国地面气象台站逐日降水量、0 cm地温、气温和风速以及多种统计方法,研究青藏高原地面热源变率和影响青藏高原热源变率的气候因子。主要结论如下:（1）使用2014年8月-2015年9月的TIPEX-III观测资料和MEP模型计算青藏高原中部安多站、班戈站、比如站、嘉黎站以及那曲站的地表感热通量和潜热通量。结果表明,MEP模型计算的地表感热通量(SHMEP OBS)和潜热通量(LEMEP OBS)与观测的地表热通量具有很高的相关性。高原中部五个站点的SHMEP OBS和LEMEP OBS与观测资料的相关系数（r）分别在0.88和0.73以上。SHMEP OBS和LEMEP OBS高原中部区域平均的均方根误差（RMSE）分别为34.3和55.5 W m-2。当观测的地表热通量的能量闭合率越接近1时,SHMEP OBS和LEMEP OBS与观测数据越接近。就数值而言,SHMEP OBS和LEMEP OBS的数值小于以往研究中由整体输送方法计算的感热通量和潜热通量。同样地,使用2014年8月-2016年8月的TIPEX-III观测资料和MEP模型计算高原西部狮泉河站夏季的SHMEP OBS和LEMEP OBS。结果表明,狮泉河站的SHMEP OBS和LEMEP OBS与观测资料的r分别为0.59和0.82,RMSE分别为11.1和9.2 W m-2。与以往的研究结果相比,MEP模型基于观测资料计算的高原中西部的SHMEP OBS和LEMEP OBS的误差在可接受的范围内。综上所述,MEP模型可以用于计算青藏高原中西部的感热通量和潜热通量。（2）使用2014年8月-2016年8月夏季的ERA5、ERA-Interim和MERRA-2的地表感热通量计算青藏高原中西部安多站、班戈站、比如站、那曲站和狮泉河站的感热通量(SHmerged),使用MEP模型和ERA5、ERA-Interim和MERRA-2的地表净辐射、地表温度、土壤湿度和地表潜热通量计算以上高原中西部五个站点的潜热通量(LEmerged)。结果表明,SHmerged和LEmerged与观测资料的r分别为0.81和0.69,RMSE分别为13.71和24.40 W m-2。与以往的研究结果相比,SHmerged和LEmerged的r和RMSE均在合理的范围内。因此,基于以上融合方案,本文计算了1980-2018年夏季青藏高原全区的SHmerged和LEmerged。SHmerged在高原东部、中部、西部以及全区的夏季年平均值分别为37.4、45.0、45.7以及41.8 W m-2,且呈现出从高原东南部向高原西北部递增的空间分布特征。LEmerged在高原东部、中部、西部以及全区的夏季年平均值分别为65.9、43.1、28.6以及49.4 W m-2,呈现从高原东南部向高原西北部递减的空间分布特征。（3）在1980-2018年夏季,SHmerged在青藏高原东部、中部、西部以及全区以-1.0、-1.3、-0.35以及-0.94 W m-2 decade-1的趋势下降,LEmerged在青藏高原东部、中部、西部以及全区以1.2、1.4、0.2以及1.0 W m-2 decade-1的趋势上升。SHmerged和LEmerged均存在明显的年代际变化特征,高原全区的SHmerged在1980-1994年上升(3.4 W m-2 decadal-1),在1995-2018年下降(-2.2 W m-2decadal-1),LEmerged在1980-1995年下降(-3.4 W m-2decadal-1),在1996-2018年上升(1.5 W m-2 decadal-1)。地面热源(Qmerged=SHmerged+LEmerged)在高原东部、中部、西部以及全区的线性趋势分别为0.2、0.1、-0.2以及0.1 W m-2 decadal-1。青藏高原全区的Qmerged和LEmerged有显着正相关（r=0.48）,因此,LEmerged对青藏高原全区的Qmerged起着非常重要的作用。（4）1980-2018年夏季青藏高原全区的SHmerged与地气温差呈现显着的正相关（r=0.51）,这说明,地气温差对SHmerged的年代际变化影响较大,尤其是在青藏高原中东部地区。1980-2018年夏季青藏高原全区的LEmerged与土壤湿度呈现显着的正相关（r=0.44）,这说明,降水和土壤湿度对LEmerged的年代际变化有直接的影响,尤其是在青藏高原中东部、中部以及西部地区。
杨凯[7]（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》文中研究说明青藏高原热、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着的反相关,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着的正相关。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着影响印度、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着影响。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着影响。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。
李冬冬[8]（2020）在《双重平衡态与乌拉尔山环流异常的机理》文中指出大气环流相对于其多年平均状态的偏差,称为大气环流异常。东亚地区常常发生的诸如极端低温、大范围暖冬、连续性暴雨等异常天气和气候事件,其重要前兆和直接原因之一就是乌拉尔山地区反复出现的持续性的环流正异常和负异常。研究乌拉尔山地区反复出现的持续性环流正、负异常的发生机理,对提高东亚地区大范围异常天气和气候事件的预测水平具有重要意义。目前,人们习惯于将乌拉尔山环流持续性正、负异常,视为大气环流对不同强迫因子的不同响应。然而,这种观点并不能对环流正、负异常的机理给出很好的解释。本文将尝试从多平衡态理论的非线性动力学角度来解释乌拉尔山环流正、负异常的机理。传统的多平衡态理论是与高指数、低指数环流两种平衡态相关联的,阻塞高压被视为一种接近共振状态的低指数平衡态。乌拉尔山环流持续性正、负异常,通常分别对应于乌拉尔山阻塞高压、切断低压。乌拉尔山环流正、负异常的形成具有明显的局地性,且正、负异常事件的发生频数大致相当。对于乌拉尔山环流正、负异常的这些特征,传统的多平衡态理论并不能给出合理的解释。因此,有必要发展出新的多平衡态理论来解释乌拉尔山环流正、负异常的机理。前人用来研究多平衡态理论的简化模式普遍都是非耦合的,即不考虑大气对“热力强迫”的反馈。为克服这一缺陷,本文使用了一个由两层准地转通道模式和陆气之间能量平衡模式构成的简化陆气耦合模式,来重新研究大气多平衡态问题。综合运用理论研究、数值试验和观测资料诊断相结合的方法,本文提出一个新的局地多平衡态理论,较好地解释了乌拉尔山环流正、负异常的发生机理。本文主要结果如下:（1）在变量总数为9的低阶截谱的陆气耦合模式中,相同的太阳辐射和地形强迫可以激发出扰动位相完全相反的双重稳定平衡态。在模式下层环流场上,其中一个（另一个）平衡态呈现位于山区的高压脊（低压槽）和大尺度东风（西风）气流的特征,因而称为脊型（槽型）平衡态。脊型和槽型双重平衡态起源于纬向气流与地形相互作用而产生的超临界叉式分岔。因此,这两种平衡态属于等概率出现的双重平衡态。陆气耦合过程大大降低了大气斜压性,提高了脊型平衡态的稳定性,使得稳定的脊型和槽型平衡态在正常的模式参数范围内能够共存。（2）在变量总数为630的高阶截谱的陆气耦合模式中,在相同的太阳辐射和地形强迫作用下,同时存在脊型和槽型双重大气流型域。脊型和槽型流型域的主要特征大体上分别与脊型和槽型平衡态相似。地形的存在是形成脊型和槽型双重流型域的根本原因。于是,脊型和槽型双重平衡态的存在性得到高阶截谱模式数值试验结果的证实。（3）乌拉尔山大气环流型可以分为三种类型:正常型、正异常和负异常。利用1958-2017年冬季共180个月的观测资料的统计分析,结果发现:i)在日平均和月平均尺度上,三类环流型都具有持续时间长、出现频数高的特征。ii)太阳常数存在一个临界值1360.9 W m-2,当太阳常数大于临界值时,正常型是唯一的流型域;而当太阳常数小于临界值时,存在正异常和负异常双重流型域,且正、负异常事件的出现频数总是几乎相等。这些结果表明,乌拉尔山大气环流存在三种平衡态,并遵循超临界叉式分岔理论:正常型代表一个中间平衡态,正、负异常代表相互对称的双重平衡态。（4）物理机制研究表明,正异常和负异常双重流型域起源于大尺度纬向气流与乌拉尔山脉相互作用而产生的超临界叉式分岔。太阳活动可以影响到乌拉尔山北部地区对流层中下层的大尺度纬向气流,在太阳常数高（低）的月份,纬向气流趋向于减弱（增强）。因而,太阳活动可以调控超临界叉式分岔的发生,从而调控乌拉尔山正常环流型与异常环流型之间的转换。所以,正异常和负异常,作为乌拉尔山地区两种反复出现的持续性异常环流型,其动力学本质可以视为等概率出现的双重平衡态。本文将传统的利用准地转通道大气模式研究多平衡态问题的经典工作,拓展到了陆气耦合模式中,提出了与超临界叉式分岔相关联的双重平衡态理论,较好地解释了乌拉尔山环流正、负异常的发生机理。此外,太阳活动对乌拉尔山环流异常形成的重要影响也是一个新发现。
黄建平,陈文,温之平,张广俊,李肇新,左志燕,赵庆云[9]（2019）在《新中国成立70年以来的中国大气科学研究:气候与气候变化篇》文中进行了进一步梳理气候与气候变化一直是大气科学的重点研究领域,为回顾新中国成立70年以来中国在气候和气候变化研究领域的发展概况,中国科学家对国际大气科学和全球气候变化研究所做的贡献,分析气候与气候变化研究领域的发展趋势,提出前瞻性的科学问题,本文根据正式发表的文献对以上的内容进行梳理,从以下6个方面进行了总结:（1）气候研究,（2）青藏高原对中国气候的影响,（3）季风对中国气候的影响,（4）大气活动中心与西风带对中国气候的影响,（5）气候动力学与气候模式的发展,（6）气候变化研究,并在此基础上提出前瞻性的科学问题.
赵阳[10]（2019）在《青藏高原大地形影响背景下对流结构及水汽输送特征对下游暴雨的影响机理》文中研究表明我国地势西高东低,众多高原、山地和平原形成了我国大陆“三阶梯”地形。青藏高原主体位于我国三大阶梯地形中的第一阶梯,被称为“世界屋脊”、“大气水塔”和“世界第三极”。一方面青藏高原高耸的地形使得热带海洋水汽绕过高原沿着高原东部或者东南部边缘输送至中高纬度地区,增强东亚夏季风,迫使我国夏季雨带向北推进至华北等北方地区。另一方面青藏高原夏季对流系统常常会东移出高原,伴随着充足的水汽输送,对流系统不断发展进而导致下游流域强降水。水汽输送在青藏高原大地形对流源影响下游暴雨中起到了至关重要的作用。本论文采用第三次青藏高原大气科学试验那曲地区C波段调频连续垂直观测雷达（C-band FrequencyModulation ContinuousWave verticallypointingradar,C-FMCW）数据,我国地面气象台站逐日（逐小时）降水量、逐日总云量观测资料,以及多套再分析数据集等,结合中尺度数值天气预报模式（Weather ResearchandForecasting,WRF）和拉格朗日粒子扩散模式FLEXiblePARTicle（FLEXPART）,运用多种统计分析方法,探究青藏高原大地形对流源及其水汽输送三维结构对下游暴雨的影响机理。主要结论如下:（1）第三次青藏高原大气科学试验期间那曲地区C-FMCW雷达最大回波强度不仅可表征青藏高原中部对流高频区的对流活动,还可以反映局地热源结构,对局地整层视热源、对流发展伴随的垂直速度具有显着的指示意义。高原中部地区对流层高层辐散-低层辐合的三维耦合湿涡旋结构和对流层中层的偶极子湿涡旋结构,是该地区对流云重要的激发与维持机制。（2）青藏高原在夏季是一个巨大的热源,热源驱动下高原中部地区频发对流源是下游长江流域暴雨发生、发展重要的前兆性“强信号”。青藏高原中部对流源通过触发高层辐散-低层辐合的三维耦合湿涡旋结构东移发展,增强局地对流,导致长江流域暴雨。FLEXPART拉格朗日粒子扩散模式前向追踪了源于青藏高原中部地区的水汽粒子沿着长江流域的东移轨迹。（3）在青藏高原主体及第二阶梯（主要包括黄土高原、云贵高原、祁连山、太行山等）地形强迫下,华北夏季暴雨发生期间存在两支水汽输送通道:一支是西风带水汽沿着青藏高原主体北侧边缘向东输送,另一支是来自热带洋面的暖湿水汽沿着青藏高原东侧边缘北上,最终两支水汽输送通道在华北地区汇合。以上两条沿着青藏高原主体及第二阶梯地形的水汽输送通道不仅可以为华北夏季暴雨提供必不可少的水汽条件,还可以使得湿涡旋沿着水汽输送通道发展东移,为华北夏季暴雨提供有利的湿动力条件。在对流层低层青藏高原北侧西风带水汽输送通道被大地形阻挡,仅存在南部的热带暖湿水汽沿着青藏高原第二阶梯东侧边缘,即我国大陆东部北上,有利于华北夏季暴雨的发生发展。（4）定量分析发现在对流层低层,水平水汽辐合项（79.1%）在增强华北夏季暴雨的水汽通量辐合中起到更为重要的作用,水平水汽平流项对华北夏季暴雨水汽通量辐合的贡献率仅为20.9%。利用中尺度数值天气预报模式WRF模式模拟发现当青藏高原第二阶梯存在时,华北夏季暴雨的日降水量（109%）和相应的水汽输送大大增强,验证了青藏高原第二阶梯对华北夏季暴雨的重要作用。
二、Impact of Tibetan Plateau surface heating field intensity on Northern Hemispherical general circulations and weather and the climate of China（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 Tibetan Plateau surface heating field intensity on Northern Hemispherical general circulations and weather and the climate of China（论文提纲范文）
（1）IPO-BT模态及其对影响热带气旋活动的环流变化研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的和意义 |
| 1.2 全球大气遥相关的研究进展 |
| 1.2.1 北半球的基本遥相关型 |
| 1.2.2 夏季影响西北太平洋的遥相关型 |
| 1.2.3 影响大气环流和温度变化的主要自然模态 |
| 1.2.4 全球变暖背景下大气环流的观测和模拟研究 |
| 1.3 影响西北太平洋热带气旋活动的大尺度环流系统 |
| 1.3.1 影响热带气旋活动的四大环流系统 |
| 1.3.2 全球变暖背景下热带气旋的活动特征 |
| 1.4 本文拟解决的科学问题 |
| 1.4.1 影响最近四十年全球大气环流变化的模态特征 |
| 1.4.2 自然变率对西北太平洋地区大尺度环流系统变化的影响 |
| 1.4.3 评估CMIP6 气候模式对北半球和西北太平洋区域大气环流的模拟能力 |
| 1.5 本研究主要内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 研究资料和模式试验设计 |
| 2.1.1 多套现代再分析资料和海温等资料 |
| 2.1.2 古气候代用资料和两套全球古气候重建资料 |
| 2.1.3 五套大型集成耦合地球系统模式 |
| 2.1.4 CMIP5和CMIP6 模式 |
| 2.2 模式试验设计 |
| 2.2.1 热带海温对全球大气环流的驱动试验 |
| 2.2.2 西北太平洋大气环流对热带海温的响应试验 |
| 2.3 主要方法介绍 |
| 2.3.1 双线性插值方法 |
| 2.3.2 经验正交函数分析(EOF) |
| 2.3.3 最大协方差分析(MCA) |
| 2.3.4 波作用通量计算 |
| 2.3.5 谱分析 |
| 2.3.6 相关系数和显着性检验的有效自由度 |
| 2.3.7 指纹模型方法(Fingerprint) |
| 2.3.8 减弱外部强迫对全球影响的方法 |
| 2.3.9 自组织映射神经网络方法(SOM) |
| 2.3.10 历史代用记录在LMR2 的资料质量评估 |
| 第三章 影响全球大气环流的重要遥相关型:IPO-BT |
| 3.1 本章引言 |
| 3.2 近四十年全球环流和温度变化趋势 |
| 3.2.1 观测分析 |
| 3.2.2 模拟研究 |
| 3.3 影响全球大气环流的重要模态:IPO-BT |
| 3.3.1 主导近四十年全球大气变化的主模态 |
| 3.3.2 近百年大气环流的重要内部模态:IPO-BT |
| 3.3.3 过去400 年中存在IPO-BT |
| 3.3.4 评估百年以上资料的可靠性 |
| 3.3.5 过去2000 年存在的IPO-BT |
| 3.4 检验IPO-BT的真实性 |
| 3.4.1 直接证据:千年历史代用资料 |
| 3.4.2 重建资料验证:LMR2和CCSM4 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 影响西北太平洋热带气旋的环流系统变化特征 |
| 4.1 本章引言 |
| 4.2 北半球夏季重要环流模态:IPO-BT |
| 4.2.1 IPO-BT的季节性变化 |
| 4.2.2 IPO-BT对中亚“偶极子”模态的影响 |
| 4.3 中亚环流影响下的南亚高压变化 |
| 4.3.1 自然变率对中纬度环流的调制作用 |
| 4.3.2 南亚高压环流的响应 |
| 4.4 IPO-BT对西北太平洋环流系统的影响 |
| 4.4.1 季风槽不同周期的变化模态 |
| 4.4.2 季风槽不同模态与洋中槽的关系 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 CMIP6 气候模式对大尺度环流的模拟分析 |
| 5.1 本章引言 |
| 5.2 全球环流模态模拟评估 |
| 5.2.1 冬季模态:PNA |
| 5.2.2 夏季模态:IPO-BT |
| 5.2.3 气候模式局限性的原因分析 |
| 5.3 西北太平洋四大环流系统的历史模拟 |
| 5.3.1 南亚高压和洋中槽 |
| 5.3.2 季风槽和西太平洋副热带高压 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论与讨论 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 本文特色和创新点 |
| 6.3 存在的问题和不足 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（2）亚洲中高纬春夏季节转换特征及其对我国夏季天气影响的研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 东亚大气环流春夏季节转换特征 |
| 1.2.1.1 热带和副热带系统的变化 |
| 1.2.1.2 亚洲中高纬度系统的变化 |
| 1.2.2 亚洲中高纬春夏季节转换的可能机制 |
| 1.2.2.1 欧亚大陆中高纬地区积雪的作用 |
| 1.2.2.2 大气内部动力学过程 |
| 1.2.3 亚洲中高纬春夏季节转换的天气气候影响 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.5 各章内容安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 第三章 亚洲中高纬地区春夏季节转换的界定 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 春夏季节转换特征 |
| 3.3 春夏季节转换的界定 |
| 3.4 春夏季节转换的年际与年代际变化特征 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 亚洲中高纬春夏季节转换的关键特征 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 春夏季节转换的关键特征 |
| 4.2.1 环流变化 |
| 4.2.2 天气系统变化 |
| 4.3 春夏季节转换异常 |
| 4.3.1 气温变化 |
| 4.3.2 环流变化 |
| 4.3.3 天气系统变化 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 亚洲中高纬春夏季节转换的热量收支分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 春夏季节转换过程气候平均热量收支分析 |
| 5.3 欧亚大陆积雪对春夏季节转换的影响 |
| 5.4 春夏季节转换异常的热量收支分析 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 亚洲中高纬春夏季节转换异常对气温和降水的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 季节转换的早晚对我国气温和降水的影响 |
| 6.2.1 气温影响 |
| 6.2.2 降水影响 |
| 6.3 春夏季节转换异常环流类型及其影响 |
| 6.3.1 春夏季节转换异常的环流类型 |
| 6.3.2 第一类入夏环流型及其影响 |
| 6.3.3 第二类入夏环流型及其影响 |
| 6.3.4 第三类入夏环流型及其影响 |
| 6.3.5 第四类入夏环流型及其影响 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 总结与讨论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 主要特色和创新点 |
| 7.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（3）北半球高纬度若干关键强迫过程对东亚冬半年气候变异的影响及机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1.研究目的和意义 |
| 1.2.国内外研究进展 |
| 1.2.1.北半球积雪对北半球冬半年大气环流的影响 |
| 1.2.2.NAO对北半球冬半年大气环流及东亚冬季风系统的影响 |
| 1.2.3.AMO对北半球冬半年气候系统的影响 |
| 1.3.问题的提出 |
| 1.4.章节安排 |
| 第二章 12 月北美地区积雪对东亚北部地区冬半年季内近地面气温的影响 |
| 2.1.引言 |
| 2.2.资料和方法 |
| 2.3.结果 |
| 2.3.1.12月北美积雪与次年1月东亚北部地区近地面气温的超前滞后相关关系 |
| 2.3.2.12月北美积雪偏多引发同期陆—气耦合 |
| 2.3.3.次年1 月大西洋西风急流和Rossby波列的发展 |
| 2.4.本章小结 |
| 第三章 AMO对后冬NAO与青藏高原近地面气温超前滞后相关关系的调制 |
| 3.1.引言 |
| 3.2.资料和方法 |
| 3.2.1.资料和指数 |
| 3.2.2.方法 |
| 3.3.结果 |
| 3.3.1.NAO和青藏高原气温在后冬的超前滞后相关关系具有年代际不稳定性 |
| 3.3.2.AMO不同位相时期大气对2月NAO强迫过程的响应 |
| 3.3.3.AMO对冬半年后期瞬变波—纬向平均流相互作用的调制 |
| 3.4.本章小结 |
| 第四章 11月上旬乌拉尔山地区积雪对东亚南部地区冬半年季内降水的影响 |
| 4.1.引言 |
| 4.2.资料和方法 |
| 4.3.结果 |
| 4.3.1.11月上旬乌拉尔山地区积雪异常对北半球大气环流场的影响 |
| 4.3.2.11月上旬乌拉尔山地区积雪异常对东亚南部降水的影响及个例年分析 |
| 4.4.本章小结 |
| 第五章 总结与展望 |
| 5.1.全文总结 |
| 5.2.本文创新点 |
| 5.3.讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（4）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 |
（5）青藏高原中东部地表感热趋势转折特征及成因分析（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 资料选取与方法介绍 |
| 2.1 资料选取 |
| 2.2 方法介绍 |
| 3 高原感热的气候分区 |
| 4 高原感热趋势转折的空间特征 |
| 5 影响高原感热趋势转折的关键因子的定量分析 |
| 6 高原温度对北半球气温的响应 |
| 7 大气环流背景场对高原感热趋势转折的可能影响 |
| 8 结论与讨论 |
（6）青藏高原地面热源的计算及变率研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景和研究意义 |
| 1.2 青藏高原热源观测资料研究进展 |
| 1.3 基于观测资料计算青藏高原热源研究进展 |
| 1.4 基于陆面模型计算青藏高原热源研究进展 |
| 1.5 科学问题的提出和科学假设 |
| 1.6 研究内容以及章节安排 |
| 第二章 数据和方法 |
| 2.1 数据 |
| 2.1.1 观测资料 |
| 2.1.2 再分析资料 |
| 2.1.3 卫星资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 MEP模型 |
| 2.2.2 统计指标 |
| 2.2.3 线性趋势分析法 |
| 2.2.4 显着性检验 |
| 第三章 青藏高原中部地面感热通量和潜热通量的计算 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 青藏高原中部的基本气象要素特征以及地表能量平衡分析 |
| 3.3 青藏高原中部地区地面感热通量和潜热通量的模拟 |
| 3.4 本章讨论 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 青藏高原西部地面感热通量和潜热通量的计算 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 青藏高原西部观测资料的能量平衡特征 |
| 4.3 基于观测资料和MEP模型计算青藏高原西部的地面感热通量和潜热通量 |
| 4.4 基于再分析资料和MEP模型计算青藏高原西部的地面感热通量和潜热通量 |
| 4.5 本章讨论 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 青藏高原地面热源的计算 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 再分析资料地面感热通量和潜热通量的评估 |
| 5.3 基于再分析资料和MEP模型模拟的地面感热通量和潜热通量的评估 |
| 5.4 夏季青藏高原全区的地面热源的计算 |
| 5.5 本章讨论 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 青藏高原地面热源的年际和年代际变化特征 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 青藏高原地面感热通量和潜热通量的年际和年代际变化特征 |
| 6.3 青藏高原地面热源的年际和年代际变化特征 |
| 6.4 影响青藏高原地面热源的气候因子 |
| 6.5 本章讨论 |
| 6.6 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 讨论与展望 |
| 变量参数表 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（7）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 |
（8）双重平衡态与乌拉尔山环流异常的机理（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 乌拉尔山环流异常的研究概述 |
| 1.1.1 乌拉尔山环流异常对东亚天气和气候的影响 |
| 1.1.2 乌拉尔山环流异常的基本特征 |
| 1.1.3 乌拉尔山环流异常的形成原因 |
| 1.2 低阶截谱模式与多平衡态理论的介绍 |
| 1.2.1 多平衡态和超临界叉式分岔的概念 |
| 1.2.2 低阶截谱模式与多平衡态理论的由来 |
| 1.2.3 低阶截谱模式与多平衡态理论的研究现状 |
| 1.3 本文研究思路、内容和方法 |
| 第二章 低阶截谱陆气耦合模式中的多重平衡态 |
| 2.1 陆气耦合模式 |
| 2.1.1 模式方程组 |
| 2.1.2 截谱方程组 |
| 2.2 多平衡态解及其稳定性 |
| 2.2.1 定常解求解及稳定性判断 |
| 2.2.2 多平衡态的存在 |
| 2.2.3 超临界叉式分岔 |
| 2.2.4 多重平衡态的起源 |
| 2.3 陆气耦合的作用 |
| 2.3.1 中间型平衡态稳定性的比较 |
| 2.3.2 平衡态分岔的比较 |
| 2.3.3 平衡态环流场的比较 |
| 2.3.4 非绝热加热场的比较 |
| 2.4 脊型、槽型平衡态形成的动力学机制 |
| 2.5 脊型、槽型平衡态形成的能量学机制 |
| 2.6 小结 |
| 第三章 高阶截谱陆气耦合模式中的双重流型域 |
| 3.1 截谱展开与数值积分 |
| 3.2 两类大气定性行为与双重流型域 |
| 3.2.1 两类大气定性行为 |
| 3.2.2 脊型和槽型双重流型域的存在 |
| 3.3 分岔与双重流型域 |
| 3.4 双重流型域的形成原因 |
| 3.5 高阶、低阶截谱模式的比较 |
| 3.6 小结 |
| 第四章 双重平衡态—乌拉尔山环流的正、负异常 |
| 4.1 数据和方法 |
| 4.2 乌拉尔山环流型的分类 |
| 4.3 多平衡态存在性的验证 |
| 4.4 超临界叉式分岔存在性的验证 |
| 4.4.1 乌拉尔山环流与理论模型的相似性 |
| 4.4.2 超临界叉式分岔存在性的定性验证 |
| 4.4.3 超临界叉式分岔存在性的定量验证 |
| 4.5 物理机制 |
| 4.5.1 乌拉尔山脉的地形效应 |
| 4.5.2 纬向气流与乌拉尔山脉相互作用的关键区 |
| 4.5.3 太阳活动诱发乌拉尔山环流异常的可能机制 |
| 4.6 小结和讨论 |
| 第五章 总结与讨论 |
| 5.1 全文总结和结论 |
| 5.2 主要创新点和不足 |
| 5.3 若干讨论 |
| 5.3.1 北极气候变化对乌拉尔山环流的可能影响 |
| 5.3.2 乌拉尔山环流与欧亚型遥相关的联系 |
| 5.4 研究展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（9）新中国成立70年以来的中国大气科学研究:气候与气候变化篇（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 气候研究 |
| 3 青藏高原对中国气候的影响 |
| 4 季风对中国气候的影响 |
| 5 大气活动中心与西风带对中国气候的影响 |
| 6 气候动力学与气候模式的发展 |
| 7 气候变化研究 |
| 8 总结与展望 |
（10）青藏高原大地形影响背景下对流结构及水汽输送特征对下游暴雨的影响机理（论文提纲范文）
| 摘要 abstract 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 青藏高原大地形 |
| 1.2.2 青藏高原对流源 |
| 1.2.3 青藏高原大地形及其水汽输送对下游暴雨的影响 |
| 1.2.4 青藏高原对流源及其水汽输送对下游暴雨的影响 |
| 1.3 问题提出 |
| 1.4 主要内容和章节安排 第二章 数据、方法和模式 |
| 2.1 数据 |
| 2.1.1 C波段调频连续垂直观测雷达 |
| 2.1.2 观测资料和再分析数据集 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 整层水汽通量 |
| 2.2.2 湿涡旋 |
| 2.2.3 水汽通量相关矢 |
| 2.2.4 水汽通量辐合 |
| 2.2.5 视热源 |
| 2.2.6 T检验 |
| 2.2.7 最小二乘法 |
| 2.3 模式 |
| 2.3.1 FLEXPART拉格朗日粒子扩散模式 |
| 2.3.2 中尺度数值天气预报模式 第三章 青藏高原中部夏季水分循环结构及对流源 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 青藏高原中部夏季对流源 |
| 3.3 青藏高原中部夏季水分循环结构 |
| 3.4 青藏高原中部夏季风场 |
| 3.5 本章小结 第四章 长江流域暴雨过程青藏高原中部对流源影响及其前兆性“强信号” |
| 4.1 引言 |
| 4.2 数据 |
| 4.3 长江流域暴雨过程 |
| 4.4 青藏高原中部对流源强信号及对长江流域暴雨的影响 |
| 4.5 青藏高原中部视热源与长江流域暴雨系统东移相关演变 |
| 4.6 本章小结 第五章 长江流域暴雨青藏高原中部对流源湿涡旋结构影响机理 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 模式试验设计 |
| 5.3 长江流域暴雨过程模拟和实况对比 |
| 5.4 青藏高原中部对流源模拟 |
| 5.5 长江流域暴雨过程湿涡旋东移特征 |
| 5.6 长江流域暴雨过程湿涡旋源地 |
| 5.7 FLEXPART水汽粒子前向轨迹追踪 |
| 5.8 本章小结 第六章 华北夏季暴雨青藏高原大地形第二阶梯影响效应 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 数据 |
| 6.2.1 观测资料和再分析数据集 |
| 6.2.2 中尺度数值模式试验设计 |
| 6.3 华北夏季暴雨水汽输送通道 |
| 6.4 青藏高原主体及第二阶梯对华北夏季暴雨的影响过程 |
| 6.5 基于合成分析验证第二阶梯对华北夏季暴雨地形效应 |
| 6.6 基于中尺度数值模式验证第二阶梯对华北夏季暴雨地形效应 |
| 6.7 本章小结 第七章 总结与展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 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 |
四、Impact of Tibetan Plateau surface heating field intensity on Northern Hemispherical general circulations and weather and the climate of China（论文参考文献）
- [1]IPO-BT模态及其对影响热带气旋活动的环流变化研究[D]. 冯小芳. 南京信息工程大学, 2021
- [2]亚洲中高纬春夏季节转换特征及其对我国夏季天气影响的研究[D]. 齐道日娜. 南京信息工程大学, 2021
- [3]北半球高纬度若干关键强迫过程对东亚冬半年气候变异的影响及机制研究[D]. 李婧祎. 南京信息工程大学, 2020(01)
- [4]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
- [5]青藏高原中东部地表感热趋势转折特征及成因分析[J]. 张璐,王慧,石兴东,李栋梁. 高原气象, 2020(05)
- [6]青藏高原地面热源的计算及变率研究[D]. 李娜. 中国气象科学研究院, 2020
- [7]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
- [8]双重平衡态与乌拉尔山环流异常的机理[D]. 李冬冬. 兰州大学, 2020(01)
- [9]新中国成立70年以来的中国大气科学研究:气候与气候变化篇[J]. 黄建平,陈文,温之平,张广俊,李肇新,左志燕,赵庆云. 中国科学:地球科学, 2019(10)
- [10]青藏高原大地形影响背景下对流结构及水汽输送特征对下游暴雨的影响机理[D]. 赵阳. 中国气象科学研究院, 2019(08)