一、NUMERICAL SIMULATION OF LAG INFLUENCE OF ENSO ON EAST-ASIAN MONSOON（论文文献综述）
黄昱[1]（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》文中研究指明印度洋偶极子（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。
罗小青[2]（2021）在《青藏高原-热带印度洋热力差异及其与南亚夏季风的关系》文中指出本文利用多源资料、多种方法计算青藏高原大气热源,并选用ERA5资料分析青藏高原—热带印度洋大气热源（Q1）和水汽汇（Q2）的特征及其差异,通过构建海陆热力差多指标（QI、TIup和QIup）,研究其与南亚夏季风的关系,最后通过个例探究海陆热力差与亚洲夏季风爆发的关系。主要结论如下:（1）青藏高原和热带印度洋Q1均由降水凝结潜热Q2主导,空间季节变率显着,前者冬季冷源和夏季热源特征明显,后者呈“冬强夏弱,东强西弱”特征。夏季,高原西侧近地面为热源,主要由冷平流和下沉增温作用补偿,对流层上层转为冷源且主要由下沉增温作用补偿,高原东侧对流层中上层为强热源和强水汽汇区,分别由上升冷却和向上水汽输送作用补偿。热带印度洋西侧热源较弱,东侧整个对流层为强热源,中上层达最大。冬季,高原西侧近地面为水汽汇区,且主要由正的水汽平流输送作用补偿,东侧300h Pa以下平流和垂直输送作用都很强导致Q1很小,热带印度洋对流层均为强热源和水汽汇区,且中上层达到最强。（2）定量衡量青藏高原—热带印度洋海陆热力差异的不确定性因素来源于指标和资料。温度指标TIup和斜压性指标的季节转换分别滞后热源指标QI和QIup一个月和两个月,夏季QIup和TIup在2000前后发生年代际转折（先弱后强）,而QI则呈“V”型变化（1990s初期～2000s初期海陆热力差异偏弱）。不同资料表征夏季TIup年际变率差异大,再分析资料与探空资料相关程度最高,ERA5和JRA-55相关性最高,但探空资料（除IUK外）和再分析资料（除NCEP/DOE外）显示高原的增温趋势强于热带印度洋,导致对流层上层海陆热力差异增大,而CMIP6模式结果则显示一致增温。（3）建立“经向热力差—季风环流—季风降水”正反馈机制解释青藏高原—热带印度洋经向热力差与南亚夏季风的关系。当QI正异常时,对流层上层北暖南冷,经向温度梯度增大使季风区斜压性和季风环流增强,高原南侧和热带印度洋分别存在异常上升和下沉气流,从而导致孟加拉湾、印度半岛和南亚地区降水异常;QI正异常时情况基本相反。当QIup正异常时,对流层上层温度场出现“三极子”分布状态（高原西侧暖异常—热带印度洋冷异常—高原东侧冷异常）,季风环流和降水的异常分布与QI存在较大差异。（4）海陆热力差与2018年亚洲夏季风爆发关系密切。5月5候～6月1候分别对应印度夏季风爆发、孟加拉湾夏季风爆发和南海夏季风爆发,后两者分别对应对流层上层经向和纬向温度梯度达最大。从5月4候～6候,青藏高原—热带印度洋热力差主要由热带印度洋降水凝结潜热主导,5月6候孟加拉湾地区深对流活动集中爆发,经向潜热差达到最大,伴随对流层上层经向温度梯度达到最大,从而导致孟加拉湾夏季风爆发。随着深对流活动北上,6月1候孟加拉湾地区对流活动减弱伴随和海温降低,从而导致降水凝结潜热和感热显着减小,热带印度洋和南海地区纬向方向上潜热差降到极小值,从而使得纬向温度梯度达到极大值,导致南海夏季风爆发。
陈宇航[3]（2021）在《冬季青藏高原西部积雪与北极海冰的联系及其机理研究》文中认为在全球变暖背景下,冰冻圈受到了显着的影响。北极海冰减少,青藏高原（下称“高原”）积雪减少,但在高原西部地区,近二十年来冰川略有扩张,高海拔地区积雪面积没有大范围地减少,这表明高原西部冰冻圈出现截然不同的气候响应,高原西部积雪气候变化是否与北极海冰存在联系是值得探讨和研究的科学问题。本文使用卫星观测的积雪和海冰数据、再分析数据和大气环流模式,采用多种统计分析方法,探讨了冬季高原西部积雪与北极海冰的年际和年代际联系,并通过动力学诊断和数值模拟对北极海冰影响高原西部积雪的物理机制进行了分析。主要结论如下:（1）高原西部积雪与北极海冰存在显着的年际联系,高原中西部地区积雪深度增加,对应巴伦支海冰增加和拉布拉多海冰减少。积雪与海冰的联系主要通过两种北大西洋涛动下游环流型（North Atlantic Oscillation,NAO）作为纽带。当对流层中层NAO的南部中心位于西欧附近时,NAO负位相激发由西欧传播至阿拉伯海北侧的南支罗斯贝波列,高原西南侧位势高度场降低,形成气旋式环流异常,促进南风水汽输送,有利于高原西部降雪和积雪深度增加。当对流层中层的NAO南部中心位于大西洋上空时,NAO负位相主要通过沿欧亚大陆传播的北支罗斯贝波列影响高原西部积雪;（2）巴伦支海冰增加且拉布拉多海冰减少易对NAO产生影响,加强NAO通过南支波列影响高原中西部积雪。海冰的影响主要由拉布拉多海冰减少形成,而巴伦支海冰增加可以调节拉布拉多海冰减少形成的下游罗斯贝波列的传播路径。大西洋中纬度海温异常有利于NAO通过南支罗斯贝波列影响高原西部积雪,大西洋中低纬度海温异常有利于NAO通过北支罗斯贝波列影响高原西部积雪;（3）高原西部积雪的年代际变化与海冰显着相关。积雪在1990年之前减少,1990年之后略微增加,积雪的年代际变化主要由NAO负位相期间高原西南侧气旋环流形成的经向风水汽通量辐合引起。NAO对积雪的年代际影响受到阿留申低压的调控,当NAO与阿留申低压同位相变化时,NAO对积雪的影响更为显着。北极海冰的年代际变化易促进南支罗斯贝波列的传播,加强NAO对高原西部积雪的年代际影响;（4）巴伦支海冰可以通过纬向风影响高原西部积雪。海冰的增加削弱海洋向大气的热输送,降低低层大气温度,增加欧亚大陆的经向温度梯度,加强极锋急流,激发由北极向高原传播的罗斯贝波列,形成高原北侧反气旋环流异常,在高原中西部形成东南风爬坡运动,有利于降雪的发生和积雪的累积。其季节滞后效应易通过经向风温度平流作用形成春季WP环流型响应,进而影响东亚春季降水,而高原西部积雪可以作为其季节滞后效应的气候预测因子。
王旭栋[4]（2021）在《夏季西北太平洋异常反气旋的季节内至年际尺度变化特征与机理研究》文中研究指明夏季西北太平洋异常反气旋对局地不同时间尺度海气变化有着重要影响。本文利用观测资料与ECHAM5大气模式输出资料等,采用统计分析和动力学诊断方法,系统地研究了夏季西北太平洋异常反气旋季节内至年际尺度变化特征,得到:（1）西北太平洋异常反气旋是局地大气跨尺度共同模态。经20天低通滤波后对印太海域对流层高低层风场进行EOF分析,揭示夏季印太地区大气低频主模态为热带季节内振荡（ISO）模态。EOF分析得到前两个印太海域大气年际主模态,分别代表西北太平洋反气旋模态EOF1rec与南亚夏季风增强模态EOF2rec。EOF1,2rec亦可作为ISO的正交基底用于表征夏季ISO的传播与发展。EOF1rec存在准两年振荡周期,与ENSO位相转换有关。而EOF2rec在年际尺度为白噪声信号。能量学分析表明,西北太平洋异常反气旋产生位置和对流层低层风场的平均态分布有关。在对流层低层季风西风和信风东风的合流区,大气正压能量转换与对流反馈过程可将能量从平均动能和平均有效位能传递到扰动态,使得西北太平洋异常反气旋态在不同时间尺度得到维持。（2）西北太平洋异常反气旋的生成和逐月演变特征与ENSO不同位相之间均存在密切联系。ElNino衰减年与同期La Nina夏季西北太平洋对流层低层存在反气旋式环流异常。反气旋式环流异常存在逐月差异。中国东部夏季逐月降水变化与西北太平洋反气旋环流异常引起的温度平流有直接联系。此外,青藏高原大气热源、中纬度西风急流与西北太平洋副热带高压的位置均可与西北太平洋反气旋环流异常协同作用,引起夏季中国东部降水逐月变化。（3）西北太平洋异常反气旋的年际变率不仅与ENSO密切相关,也可独立于ENSO,仅由大气内部过程产生。以8月份作进一步分析发现,观测中非海温影响主模态和ECHAM5模式成员间差异主模态类似,空间模态表现为西北太平洋异常反气旋。深入分析表明大气内部过程产生的西北太平洋异常反气旋主要由ISO引起。（4）基于西北太平洋异常反气旋作为局地大气共同模态,可定义一个表征西北太平洋异常反气旋的实时监测指数RTI1及其正交模指数RTI2,用于东亚夏季风区热带ISO的实时监控。通过对2016年厄尔尼诺衰减年夏季和2020年夏季的个例研究,发现2016年8月,ISO抵消ENSO引起的西北太平洋异常反气旋,造成西北太平洋局地气旋环流异常,降水增多,中国长江中下游地区降水减少。而在2020年夏季,年际尺度上,北印度洋增暖和同期中东太平洋拉尼娜事件协同作用,可造成西北太平洋反气旋式环流异常和长江流域降水增多。同时,ISO是引起长江流域降水增多的主要原因。RTI指数能较好反映2020年夏季西北太平洋异常反气旋的时空特征。（5）在ISO的传播和发展过程中,水汽的水平平流及“气柱过程”起到了重要作用。夏季大气整层水汽倾向超前水汽本身,引起ISO的传播并影响中国东部地区降水。其中,水汽的水平平流作用有重要贡献。同时,“气柱过程”也有利于ISO向特定方向的传播。这些结果有利于深刻认识夏季西北太平洋异常反气旋的跨时间尺度特征、物理机制及其对亚洲夏季风环流系统的影响,可为进一步研究亚洲夏季风多尺度气候变率和气候预测预警提供线索。
柴静[5]（2021）在《重建和模拟中过去千年火山活动对东亚夏季风降水的影响》文中指出东亚夏季风影响着全球超过三分之一人口的日常生产生活,对中国尤其是东部地区的气候有重要影响。关于季风区域降水的变化研究主要包含内部变率和外部强迫两个方面,火山活动是气候系统最重要的自然外强迫因子之一。然而,迄今为止,火山活动在东亚夏季风降水年际尺度气候变率中的作用仍不确定,亟待进一步深入探讨。其次,全球变暖是人类目前面临最严峻的挑战之一。现下通过全球减排措施来减缓全球变暖趋势仍面临着很大挑战,因此科学界提出了以减少到达大气和地面太阳辐射为目标的太阳辐射干预地球工程。其中包括向平流层注射气溶胶和增加地表反照率等方法,作为抑制全球变暖的备用措施。火山喷发的二氧化硫等气体进入平流层形成的硫酸盐气溶胶作为自然类似物,也为我们了解平流层地球工程对东亚夏季风降水的影响提供了重要参考。本文基于观测和多源重建资料以及PMIP3、PMIP4和CESM模式过去千年模拟结果,利用叠加周期分析、诊断分析和设计敏感性试验等方法,证实了内部模态会调制赤道火山喷发后东亚夏季风降水的直接响应;揭示了赤道强火山喷发所激发厄尔尼诺是导致次年东亚夏季风降水增加的重要纽带;明确了赤道火山激发赤道太平洋西风异常的机制;分析了东亚夏季风降水对不同纬度火山喷发的直接响应特征。论文的主要结论如下:（1）赤道强火山喷发后不仅会对东亚夏季风降水产生直接气候效应,还会受到内部模态的调制作用。1815年Tambora火山喷发后三年全球显着降温,但基于三套重建资料的结果显示东亚夏季风降水并没有减弱。根据东亚夏季风降水对赤道强火山喷发后不同的响应特征,将重建和模式模拟结果分为降水减少型和降水增加型。进一步分析表明,赤道强火山喷发引起的全球一致降温会激发东亚夏季风降水负异常的响应,而冷位相的类太平洋年代际振荡（IPO）型内部模态会使东亚夏季风降水增加。降水减少类型主要体现了对火山外强迫的响应特征,而降水增加类型是内部模态贡献超过外部强迫的结果。（2）赤道火山喷发当年激发厄尔尼诺是使次年东亚夏季风降水增加的原因。首先,通过重建的东亚夏季风降水结果发现,赤道强火山喷发次年东亚夏季风降水会增加。接下来,利用多模式模拟结果进一步分析发现,赤道强火山喷发当年冬季会激发厄尔尼诺,在厄尔尼诺衰减年通过菲律宾反气旋使东亚夏季风降水增加。最后,基于11套多源重建的厄尔尼诺（ENSO）指数代用资料和三套重建的东亚夏季风降水资料验证了火山喷发当年激发厄尔尼诺使次年东亚夏季风降水增加的关系。火山喷发次年,通过激发厄尔尼诺的间接效应超过了直接效应,东亚季风区从“变冷-变干”转变为“变冷-变湿”。（3）赤道强火山喷发后,大部分（8/11）模式可以模拟出赤道中西太平洋显着的西风异常响应,这个西风异常是激发厄尔尼诺的关键。在赤道强火山强迫下,有显着的副热带大陆降温和赤道降水减少响应,在赤道南亚地区、西非季风区和赤道辐合带都会有降水的负异常。大部分模式都可以模拟出这一降水的抑制响应。敏感性试验的结果表明,赤道太平洋中西部的西风异常是由赤道大陆变冷引起的,尤其是赤道南亚地区的变冷引起的降水负异常所导致。根据理论模型的结果进一步明确了赤道三个降水抑制响应区域对这个西风异常的贡献:赤道太平洋中西部的西风异常是由于赤道南亚地区和西非季风区降水减少激发Gill响应的结果,其中赤道南亚地区的贡献高于西非季风区的贡献,而赤道辐合带是负贡献。（4）基于观测和三套重建的东亚夏季风降水资料,发现北半球和赤道火山喷发后会使东亚夏季风降水减少,而南半球火山喷发后会使东亚夏季风降水增加。模式可以模拟出北半球和赤道火山喷发后东亚夏季风降水负异常的响应,但是对于南半球火山而言,多模式平均结果不能模拟出降水正异常响应。模式对火山喷发后气溶胶的经向传播模拟得越合理,东亚夏季风降水对南、北半球火山喷发后的响应越不对称。北半球和赤道火山喷发后,引起东亚季风区水汽减少和环流减弱,二者的共同作用造成东亚夏季风降水减弱。此外,北半球火山喷发后由于气溶胶分布的不对称,引起半球温度梯度异常,从而使环流减弱更强。
孙思远[6]（2021）在《夏季中国东部区域性极端降水事件与对流层上层斜压Rossby波包活动的联系》文中研究表明本文基于NCEP/NCAR再分析资料、中国国家级地面高密度站点的降水资料、CPC全球降水量网格数据集和CMA热带气旋最佳路径数据集等逐日资料,分析了中国东部夏季区域性极端降水事件的变化特征和区域降水的气候特征以及其与欧亚大陆斜压Rossby波包活动的关系,并得到以下主要结论:（1）长江中下游地区梅汛期降水与Rossby波活动的关系在多年平均和特殊年份中有所不同。在多年逐日气候场中,中纬度对流层上层300h Pa上经向风扰动和低频经向风的典型波数为4–6波,而高频经向风为7–9波,且在副热带西风急流带中仍可侦测到的移动性波列和Rossby波包。此时,高频波动有明显的下游频散,但南支波包与北支波包相比,对长江中下游地区高频降水的影响更为显着,而气候态与低频波动则呈现准定常性,说明低频的甚至准定常的强迫在逐日气候场中起到重要作用。当以2020年梅汛期为例时,中纬度对流层上层300h Pa上高频（2–14天）经向风的波数范围为5–7波,高频波动源自贝加尔湖附近,并沿高空西风急流带自西北向东南传至长江中下游地区,为下游地区带来异常强降水所需的扰动能量。（2）中国东部区域性（以江淮和黄淮地区为例）极端日降水事件与波包活动关系密切。采用百分位阈值法,对区域性极端日降水事件进行筛选并加以分析,发现在江淮或黄淮地区发生极端日降水事件时,对流层上层300h Pa的波动大多起源于里海或黑海附近,传至下游地区需要大约4天的时间。江淮地区在极端日降水事件发生期间,其上空的扰动涡度拟能于极端日降水事件发生前一日至当日在对流层上层迅速减弱的同时在低层增强,时间平均气流对扰动涡度的平流输送项和扰动气流中的水平散度项是引起江淮地区上空扰动涡度拟能变化的贡献大项。黄淮地区在极端日降水事件发生期间,其上空的涡动动能同样于极端日降水事件发生前一日至当日在对流层上层迅速减弱的同时在低层增强,引起涡动动能变化的主要是动能制造项、平流输送项和正压转换项。因此,与波包活动相关的扰动涡度拟能和涡动动能在区域上空的增强和维持对极端日降水事件的发生发展具有重要作用。（3）以2016年7月发生在华北地区的一次极端强降水事件为例,可以发现本次降水事件发生期间,波扰动能量在对流层低层主要呈经向传播而在对流层上层呈纬向传播,对流层低层的波扰动能量对华北地区的影响比上层更为明显。涡动动能在华北地区的增强和维持主要是涡动非地转位势通量散度项、涡动有效位能和涡动动能的斜压转换项以及余差项的共同作用,此外,涡动热量通量变化支持了正压和斜压转换,涡动动量通量的变化有利于涡动动能的增强,且涡动动能和涡动通量的变化均与降水的变化趋势有很好的一致性。以上结果加深了人们对中国东部地区区域性极端降水事件成因的认识,并为极端降水的预报预测提供了线索。
靳春寒[7]（2021）在《太阳活动对亚洲季风年代际气候变化的影响研究》文中指出太阳辐射作为地球系统一个重要驱动力,其对气候变化的影响是不容忽视的。亚洲季风变化对亚洲各国（包括中国、印度、日本和东南亚诸国）农业、生态系统、粮食安全、旱涝灾害等都具有深远影响,亚洲季风降水为全球大约二分之一人口提供了赖以生存的水资源。在过去一个世纪里,全球发生了一系列年代际重大气候事件,如非洲Sahel和中国北方持续几十年的干旱化、20世纪30年代美国的强沙尘暴,这些年代际气候变化严重地影响了人类的生存环境。虽然很多学者开展过关于亚洲季风年代际变化研究,但是目前关于亚洲季风年代际变化对太阳活动11年周期响应机制还不清楚。因此,本文利用了基于通用地球系统模式开展的过去千年集合模拟资料（Community Earth System Model–Last Millennium Ensemble,简称CESM-LME）中4个太阳辐射单因子敏感性试验（Spectral Solar Irradiance experiments,简称SSI试验）和1个控制试验（Control experiment,简称CTRL试验）研究了亚洲夏季风/亚洲冬季风与太阳活动11年周期之间的关系,揭示了太阳辐射11年周期影响亚洲季风年代际变化的物理机制。之后,基于欧洲中期天气预报中心提供的三套资料,即1901-2010年ERA-20C、1958-2001年ERA-40、和1979-2018年ERA-Interim,集合成了一套1900-2018年空间分辨率为2.5°×2.5°包括地表温度、降水、海平面气压、风场等气候要素数据集。另外,将两套海表温度资料直接进行算术平均整合成一套时间长度为1871-2018年空间分辨率为2°×2°海表温度资料。使用这两套观测资料,又结合CESM-LME中3个温室气体单因子敏感性试验资料（Greenhouse Gases‐only forcing experiments,简称GHGs试验）、SSI试验、CTRL试验,探究了过去20年中冬季地表温度呈现的“暖北极-冷西伯利亚”（Warm Arctic‐cold Siberia,简称WACS）模态,揭示了其影响因子和成因机制。最后,利用观测再分析资料分析了过去70年赤道中太平洋（Equatorial central Pacific,简称ECP）海表温度出现的准11年振荡（Quasi-Decadal Oscillation,简称QDO）,揭示了QDO时空演变过程和成因机制。1、太阳活动11年周期对东亚夏季风年代际变率的影响;观测资料和重建资料均表明,太阳活动可能会影响亚洲夏季风,但是到目前为止太阳辐射11年周期影响亚洲夏季风过程还未解释清楚。亚洲夏季风具有复杂的体系结构,根据季风的性质和位置,可将亚洲夏季风划分为三个子季风系统,即东亚夏季风、印度夏季风、西北太平洋夏季风。基于CESM-LME中SSI试验结果,对亚洲季风区夏季降水年代际（9-13年）信号空间分布格局诊断分析发现,只有东亚季风区夏季降水在太阳辐射强11年周期时段具有显着的年代际信号,印度季风区和西北太平洋季风区夏季降水年代际信号不明显。太阳辐射强迫下的东亚地区夏季降水仍呈现“北涝南旱”空间分布格局,因此下面将东亚季风区35°N以北夏季平均降水定义为东亚夏季风指数。在太阳辐射强11年周期年份,东亚夏季风指数具有显着的11年周期信号;而在太阳辐射弱11年周期时段,东亚夏季风指数并没有11年周期信号,而是存在显着的准15年周期信号,这与CTRL试验中的结果基本一致。此外,在太阳活动强11年周期时段,东亚夏季风指数与太阳辐射序列具有显着的正相关关系（r=0.41,p<0.05）,而在弱11年周期时段二者没有相关关系（r=0.002）。在太阳辐射强11年周期时段,强太阳辐射会使得北太平洋海温呈现类太平洋年代际振荡（Pacific Decadal Oscillation,简称PDO）型模态,并且根据北太平洋海温定义的PDO指数也具有准11年周期信号。在太阳活动强11年周期时段,当太阳辐射达到峰值后,PDO处于负位相,副热带北太平洋出现高压异常,反气旋环流控制了整个北太平洋地区,反气旋性环流西部盛行的南风异常加强了东亚夏季风环流;同时,东亚季风区异常低压槽增加了气旋性涡度,最终使得东亚夏季风降水增多。2、太阳活动11年周期对亚洲冬季风北方模态年代际变率的影响;亚洲冬季风（Asian winter monsoon,简称AWM）是北半球冬季最强大的环流系统,但是太阳活动11年周期影响AWM年代际变化过程还需要进一步研究。AWM的环流结构较为简单,主要由西伯利亚高压和东亚大槽所控制。观测资料表明亚洲冬季地表温度在年际-年代际上有两个主模态,一是变率中心在40°N-70°N范围内的北方模态,二是冬季温度呈现南北偶极子型分布的南方模态。基于SSI试验结果表明太阳辐射强迫不会改变亚洲冬季风两个模态的空间分布格局,但是两模态对应的时间序列对太阳辐射11年周期的响应有所差别。AWM南方模态对应的时间序列在太阳辐射强、弱11年周期时段功率谱分析结果与其在CTRL试验中的一致,都只具有明显的年际周期信号;而AWM北方模态在太阳活动强11年周期时段则具有显着的年代际信号,但是其滞后于太阳辐射峰值年份3-4年,而与累积太阳辐射变化具有同期相关关系。最后基于模式模拟结果提出了一种解释这种延迟响应的新机制,即太阳活动11年周期通过调节夏季巴伦支海-喀拉海海冰变化继而影响了亚洲冬季风年代际变化。在累积太阳辐照度达到峰值（即在最大太阳辐照度4年后）,夏季北极海冰面积在巴伦支-喀拉海地区达到最少,北极海表温度增温并持续到冬季,造成北极高压延伸到乌拉尔山地区,西伯利亚高压增强、东亚大槽加深,最终导致了西伯利亚出现严冬。3、冬季地表温度“暖北极-冷西伯利亚”型模态的成因机制;在过去的二十年中,欧亚大陆发生严冬的频次增加,与全球变暖背景下的北极地区快速增温同时发生。由于寒冬对欧亚地区大部分国家的社会生态系统造成了严重破坏,很多学者已经研究了这种“暖北极-冷西伯利亚”冬季地表温度分布型,并且大多数研究将西伯利亚降温归因于全球变暖的一部分,即巴伦支-喀拉海地区海冰迅速减少。然而全球耦合气候系统模式模拟结果表明,海冰融化驱动的欧亚大陆寒冬并不太可能成为未来气候变化主模态。通过对合成的119年观测再分析资料和CESM-LME中CTRL试验、SSI试验、和GHGs试验结果分析发现,WACS模态是北极-欧亚大陆冬季地表温度主模态之一,近20年冬季WACS频发是由于北极-欧亚大陆冬季地表温度主模态由全区一致型转变成了WACS型。模式模拟结果表明,在温室气体和太阳辐射强迫下的北极-欧亚大陆冬季地表温度第一模态是全区一致型,而WACS模态是大西洋多年代际涛动（Atlantic Multidecadal Oscillation,简称AMO）处于正位相阶段时北极-欧亚大陆冬季地表温度第一模态。在AMO处于正位相期间,北大西洋暖海温异常会激发从北大西洋到欧亚大陆波列,加强了乌拉尔山高压脊和东亚大槽,从而有利于冷空下南下,最终导致WACS型温度分布模态。同时,从北大西洋激发的波列会使得巴伦支海海冰进一步融化继而加强WACS模态。值得注意的是,在最近一个AMO正位相阶段（1998–2013）WACS模态的强度比前一个时期（1927-1965）WACS模态的强度更强,这可能与最近中太平洋型El Ni（?）o事件频发有关。4、过去70年赤道中太平洋准11年振荡及其成因机制;虽然有学者开展过关于太平洋海温场和海平面气压场准11年周期振荡（QDO）的研究,但是迄今为止对QDO时空演变特征和成因机制仍然知之甚少。基于合成的两套观测资料结果发现,1951年以来赤道中太平洋（ECP）海表温度具有显着的11年周期,但在此之前（1871-1950年）ECP海温并不存在显着的年代际信号。根据年平均ECP区域平均海表温度定义的ECP指数与海温场、环流场进行超前滞后相关分析结果表明,ECP准11年振荡最初发展于美国西海岸到ECP地区东北-西南倾斜带中,热带北太平洋大气加热引起的罗斯贝波响应正反馈机制在其发展过程中起到了很大的作用。ECP发展过程主要受经向平流过程和温跃层加深过程影响,而纬向平流过程则控制了ECP衰减。ECP发展过程中涉及到的反馈机制与厄尔尼诺发展过程中涉及到的反馈过程完全不一样,在厄尔尼诺现象发展过程中纬向平流项的贡献最大。分析导致ECP具有准11年振荡的因素发现,QDO与太阳辐射11年周期具有正相关关系,但是存在1-2年相位延迟;与此同时,连续爆发的厄尔尼诺现象或持久的拉尼娜现象出现的年份也和ECP峰值年份基本对应。
钱伊恬[8]（2020）在《夏季季节内振荡对热浪和热带气旋的影响机理及其预报应用》文中研究指明我国位于东亚季风区,天气和气候灾害频繁发生,然而相较于天气预报和气候预测,灾害天气延伸期预报的可预报性和预报方法的研究起步较晚,过去研究多关注季节内振荡对持续性降水和洪水的影响,对夏季高温热浪及热带气旋的季节内尺度变化机制及其相关的延伸期预报方法甚为匮乏。本文基于多套全球再分析资料、次季节预报数据,结合数值模式敏感性试验,利用多种气候诊断方法,对东亚夏季热浪和热带气旋的次季节变化机理进行深入探讨,在此基础上研究其延伸期预报的可预报性来源,并尝试建立热带气旋的延伸期预报方法。夏季季节内振荡（Boreal Summer Intraseasonal Oscillation,BSISO）是东亚夏季延伸期预报最重要的可预报性来源,它主要包含了两个BSISO模态,分别是和30–90天的低频季节内振荡MJO和10–30天的准双周振荡QBWO。相较于MJO,针对10–30天QBWO的实时监测指数还比较缺乏,因此本文首先利用扩展经验正交（EEOF）方法建立了QBWO指数,并且利用该指数以及MJO指数对影响东亚夏季热浪的特征和相关物理机制进行研究,利用较新的次季节至季节（S2S）业务预报模式对热浪的预报结果,讨论BSISO对热浪延伸期预报技巧及可预报性的影响。在BSISO对西北太平洋（western North Pacific,WNP）热带气旋（tropical cyclones,TCs）影响研究方面,不同于过去研究把所有WNP TCs（包含不同生成区域、不同路径）综合研究,本论文采用客观统计方法,首先将WNP TCs进行分类,以进一步深入研究BSISO如何影响不同类型TC的生成、移动轨迹和强度;在此基础上,针对每类TC分别建立TC延伸期预报模型,建立可以提前10–40天预报WNP TC生成和轨迹概率的预报新方法。全文主要结论如下:（1）建立了基于扩展经验正交（EEOF）方法的东亚季风区准双周振荡实时指数。通过利用对提取复杂的时空演变信号具有优势的EEOF方法建立了针对WNP和印度洋的QBWO实时指数:将非带通滤波方法得到的10–30天对外长波辐射（OLR）距平场分别投影到WNP和印度洋的10–30天带通滤波的前两个EEOF模态上,分别得到WNP和印度洋的QBWO实时指数。与其他QBWO指数相比,本文建立的QBWO指数更好地掌握了东亚季风区QBWO的空间分布特征与季节变化特征,能够更好地体现QBWO活动与南海季风和印度季风爆发之间的关系,对极端暴雨事件的监测具有一定的优势;同时也能够反映QBWO调控WNP和印度洋上的TC活动和东亚季风降水的基本特征。（2）明确了两类BSISO对东亚夏季热浪的发生概率、强度及多发区域的影响和调控机制,及其对热浪可预报性的影响。利用新的BSISO指数对东亚地区热浪在两类BSISO的不同位相的发生概率进行气候诊断分析。在QBWO信号从赤道向西北方向传播的过程中,当QBWO抑制性对流的高压异常位于我国长江流域一带时,高压西北方的西南风异常和下沉运动造成的绝热加热作用有利于长江流域热浪的发生;对于MJO来说,当增强的MJO对流位于热带西北太平洋时,MJO热源能够向北激发出罗斯贝波列,在中纬度地区形成高压异常,导致下沉运动伴随绝热加热和晴空条件形成的地表非绝热加热作用,共同导致了长江流域和日韩地区热浪的发生。S2S预报模式对BSISO的预报技巧对热浪的延伸期预报技巧至关重要,影响了热浪延伸期预报的可预报性。（3）揭示了BSISO影响西北太平洋上不同类型的TC生成、移动和强度的物理过程。通过模糊聚类分析方法将西北太平洋上的TC客观地分成七类,定量分析在次季节尺度上台风生成指数对每类TC生成的相对贡献大小,诊断结果显示,BSISO最主要通过改变中层相对湿度场来影响各类TC生成,其次为低层的绝对涡度。此外,BSISO能够通过改变季风槽和副热带高压之间的相对大小和位置,改变季节内尺度的背景引导气流,进而影响不同类型TC的轨迹。对于直行的TCs（类型1,5和7）,BSISO的气旋性气流主要位于低纬的中国南海和菲律宾海附近,因此西北太平洋的副热带高压西伸从而增强了东风。与之相反,增强的BSISO气流导致西北太平洋的副热带高压东移,有利于类型4和类型7这种具有北折路径特征TC的发展。BSISO还能通过改变BSISO尺度的垂直温度廓线和海温来影响不同类型TC的强度。（4）建立了西北太平洋上TC的延伸期统计预报模型和混合动力-统计预报模型,可提前3～4周预报出西北太平洋上台风生成个数、位置和轨迹概率分布。在深入理解了BSISO对WNP每类TC活动调控机制的基础上,利用WNP上七类TC每十天的生成个数与前期BSISO大尺度场之间的统计关系,建立了WNP的TC延伸期统计预报模型;另一方面,通过利用GFDL的FLOR动力模式预报的BSISO大尺度场,和TC个数与观测的BSISO大尺度场的同期统计关系,建立了WNP的TC延伸期混合动力-统计预报模型。结果显示,这两种TC延伸期预报模型可提前20–25天对未来每十天中WNP生成的TC个数进行预报。利用预报得到的每类TC的个数,以及每类TC轨迹的历史气候态概率分布,可以对TC轨迹概率分布进行空间预报。
江凇[9]（2020）在《东亚季风季节循环及其年际变化特征》文中研究说明东亚季风季节循环主要表现为冬夏季风之间的转化,季节循环的早晚和强度,即位相和振幅的变化可导致环流和降水的季节异常。因此,研究东亚季风季节循环特征和年际变化规律,对于提高我国季节气候预测具有重要的科学意义。本论文利用资料诊断和数值模拟方法,参考太阳赤纬季节演变,分析了东亚季风季节循环特征和年际变化规律,讨论了东亚季节循环与次季节尺度变化年际变化关系。论文主要结论如下:（1）东亚季风季节循环可分解为春分（秋分）和夏至（冬至）两个模态。春分模态表现为青藏高原以东的热低压与菲律宾以东的反气旋环流之间对比,而夏至模态反映的是盛夏东亚大陆热低压和西北太平洋副热带高压之间的环流差异,两个模态季节循环分别在4月和7月达到峰值,反映的是我国江南春雨和盛夏降水的主要环流和降水结构特征;（2）相对于太阳辐射季节变化,东亚副热带大陆-海洋的热力季节循环存在显着的时间位相差,大陆地表气温和海温增暖分别滞后太阳赤纬1和2个月。诊断和数值模拟表明,西北太平洋副热带海温增温的时间滞后效应在夏季风季节进程中扮演了“接力棒”作用,是导致夏季西北太平洋副热带高压第二次北跳和华北和东北雨季8月份达到峰值的重要成因;（3）东亚夏季风的季节进程表现为春分模态向夏至模态的演变,在年际尺度上,春分和夏至模态的时间位相变化表现出显着的正相关,前冬的ENSO和西北太平洋海温年际变化可导致东亚季风季节循环位相异常,造成华南和华北部分地区冬夏和春秋降水隔季反向变化,为我国跨季节的降水气候预测提供了理论依据。（4）季节循环对次季节变化产生重要影响。4-8月份是东亚季风次季节尺度主要活跃期,环流和降水模态随时间演变反映的是东亚夏季风季节内进程,表现为自东南向西北随时间传播特征;季节循环超前和滞后与南海夏季风爆发时间早晚比较一致,但与南海夏季风强度变化之间却表现为反向变化关系。
叶茂[10]（2019）在《基于多个季风指数与CMIP5模式评估的东亚夏季风主模态的再认识》文中研究说明利用1979-2016年ERA-Interim、NCEP和JRA-55再分析资料计算了25个常用的东亚夏季风指数,通过经验正交函数（EOF）分解等方法对其进行分类,在此基础上分析了两类典型的季风指数与东亚夏季风主模态的联系;在此基础上,通过多种统计方法探讨东亚夏季风主模态对应的降水、环流异常特征和可能的热力驱动因子。最后,利用第5次耦合模式比较计划（CMIP5）提供的31个全球气候模式的历史模拟试验数据,评估了模式对1979-2005年间东亚夏季风主模态空间分布、时间变率及其热力驱动因子的模拟能力。结果表明:（1）现有的东亚夏季风指数大致可以分为两类,分别记为IEASMI1、IEASMI2,三套再分析资料描写的指数特征具有很好的一致性,其物理本质是反映了东亚夏季风异常活动的主模态特征:IEASMI1反映了东亚夏季风异常活动的年际模态,具有2-3年的周期变化;而IEASMI2反映了东亚夏季风异常活动的年代际模态,呈现出约12年的强弱交替变化。（2）IEASMI1与低纬环流异常紧密联系,与EAP遥相关型显着相关,对应着我国东部夏季降水的经向三极型分布。IEASMI1揭示了东亚夏季风年际模态与热带海温异常的紧密联系,前期冬季ENSO型海温异常分布可以对东亚夏季气候产生滞后作用,同期夏季热带印度洋和热带北大西洋的海温异常也可以影响东亚夏季风的年际模态。（3）IEASMI2与中高纬环流异常紧密联系,与EU遥相关型显着相关,对应着我国东部夏季降水的经向偶极型分布。IEASMI2不仅揭示了海温异常的重要作用,还揭示了欧亚大陆中高纬热力状况的改变对东亚夏季风年代际模态的显着影响。（4）CMIP5模式基本能模拟东亚夏季风主模态的空间分布特征,但普遍缺乏对主模态时间变率的模拟能力。对东亚夏季风年际模态的时空特征模拟能力最强的5个模式为INMCM4、GFDL-ESM2M、BNU-ESM、MPI-ESM-MR、ACCESS1-3;而对年代际模态的时空特征模拟效果最好的5个模式为Had GEM2-AO、GFDL-ESM2G、ACCESS1-0、INMCM4、GFDL-ESM2M,且模式整体对年际模态的模拟能力高于对年代际模态的模拟。分别对年际模态、年代际模态模拟最优的5个模式进行等权重集合平均,记为MM1、MME2,其模拟技巧评分高于所有单个模式,这充分说明了对模式进行评估并择优集合平均的重要性和优越性。（5）CMIP5模式对东亚夏季风主模态与下垫面热力异常关系的模拟能力还有待提升,整体看来,模式对东亚夏季风年际模态的热力驱动因子的模拟效果优于年代际模态。大致有10个模式能模拟出夏季从热带印度洋至菲律宾海盆附近的海温异常对东亚夏季风年际模态的影响,但关键区相应于观测整体向东偏移,而仅有4个模式再现了热带大西洋的海温负异常。有6个模式能够模拟出贝加尔湖地区的热力异常对东亚夏季风年代际模态的影响,但对强度和范围有所低估。利用MME1和MME2并未显着提升模式对季风主模态热力驱动因子的模拟能力。
二、NUMERICAL SIMULATION OF LAG INFLUENCE OF ENSO ON EAST-ASIAN MONSOON（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 LAG INFLUENCE OF ENSO ON EAST-ASIAN MONSOON（论文提纲范文）
（1）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 |
（2）青藏高原-热带印度洋热力差异及其与南亚夏季风的关系（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 青藏高原热力状况及影响的研究 |
| 1.2.2 热带印度洋热力状况及影响研究 |
| 1.2.3 海陆热力差异与亚洲夏季风关系的研究 |
| 1.2.4 存在的问题 |
| 1.3 研究内容和目的,及拟解决的关键问题 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究目的 |
| 1.3.3 拟解决的关键问题 |
| 1.4 研究特色和创新点 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 大气热源计算方法 |
| 2.2.2 青藏高原—热带印度洋热力差异指数 |
| 2.2.3 南亚夏季风指数 |
| 2.2.4 热成风关系 |
| 2.2.5 统计方法 |
| 2.3 不同方法、不同资料计算青藏高原大气热源的差异 |
| 第三章 青藏高原—热带印度洋大气热源特征及其差异 |
| 3.1 青藏高原热力特征 |
| 3.1.1 大气热源及其各分量 |
| 3.1.2 季节—空间分布 |
| 3.1.3 夏季和冬季的垂直结构 |
| 3.1.4 年际趋势 |
| 3.2 热带印度洋热力特征 |
| 3.2.1 大气热源及其各分量 |
| 3.2.2 季节—空间分布 |
| 3.2.3 夏季和冬季的垂直结构 |
| 3.2.4 年际趋势 |
| 3.3 青藏高原—热带印度洋大气热源对比 |
| 3.3.1 纬向—季节分布 |
| 3.3.2 经向—季节分布 |
| 3.3.3 大气热源和水汽汇垂直分量的季节—垂直剖面 |
| 3.3.4 基于大气热源的海陆热力差异指数QI和 QIup的统计特征 |
| 3.3.5 1990s初期~2000s初期夏季海陆热力差异 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 多种青藏高原—热带印度洋热力差异指标的比较 |
| 4.1 指标的不确定性 |
| 4.1.1 季节转变 |
| 4.1.2 夏季年际变率 |
| 4.1.3 TIup的线性趋势与QI和QIup线性趋势的对比 |
| 4.2 不同资料构建夏季TIup指标的差异 |
| 4.3 小结 |
| 第五章 青藏高原—热带印度洋经向热力差与南亚夏季风的关系 |
| 5.1 南亚夏季风的演变 |
| 5.2 经向热力差异指数QI和QIup与南亚夏季风的关系 |
| 5.2.1 QI与南亚夏季风的关系 |
| 5.2.2 QIup与南亚夏季风的关系 |
| 5.2.3 QI、QIup、TIup与南亚夏季风指数的相关 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 2018 年亚洲夏季风爆发和青藏高原—热带印度洋热力差的关系 |
| 6.1 南亚夏季风爆发特征 |
| 6.1.1 深对流活动 |
| 6.1.2 大尺度环流 |
| 6.1.3 对流层上层温度梯度的转换 |
| 6.2 青藏高原—热带印度洋经向热力对比 |
| 6.3 小结 |
| 第七章 总结和讨论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 讨论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 导师简介 |
（3）冬季青藏高原西部积雪与北极海冰的联系及其机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 研究进展 |
| 1.2.1 高原积雪的变化特征 |
| 1.2.2 高原积雪变化的影响因子 |
| 1.2.3 高原积雪的气候效应 |
| 1.2.4 北极海冰的变化特征及影响因子 |
| 1.2.5 北极海冰的气候效应 |
| 1.3 研究问题 |
| 1.4 章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 观测资料 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.3 数值模式 |
| 第三章 冬季高原西部积雪与北极海冰的异常变化特征 |
| 3.1 高原西部积雪的异常变化特征 |
| 3.2 北极海冰的异常变化特征 |
| 3.3 结论与讨论 |
| 第四章 冬季高原西部积雪与北极海冰的联系 |
| 4.1 高原西部积雪与北极海冰年际间的关系 |
| 4.1.1 高原西部积雪与大西洋北侧海冰的关系 |
| 4.1.2 两类NAO环流型在积雪与海冰联系中的作用 |
| 4.2 高原西部积雪与北极海冰年代际间的关系 |
| 4.2.1 高原西部积雪与北极海冰的年代际关系 |
| 4.2.2 第一类NAO环流型在积雪与海冰联系中的作用 |
| 4.3 结论与讨论 |
| 第五章 冬季北极海冰通过NAO影响高原西部积雪的数值模拟研究 |
| 5.1 数值模拟性能评估和试验设计 |
| 5.1.1 数值模拟性能评估 |
| 5.1.2 数值试验设计 |
| 5.2 北极海冰通过NAO影响高原西部积雪年际变化的数值试验 |
| 5.2.1 统计分析结果 |
| 5.2.2 数值模拟结果 |
| 5.3 北大西洋海温通过NAO影响高原西部积雪年际变化的数值试验 |
| 5.4 北极海冰通过NAO影响高原西部积雪年代际变化的数值试验 |
| 5.5 结论与讨论 |
| 第六章 冬季巴伦支海冰对高原西部积雪及东亚春季降水的年际影响 |
| 6.1 冬季巴伦支海冰通过欧亚大陆西风带影响高原西部积雪 |
| 6.2 冬季巴伦支海冰影响高原西部积雪的数值试验 |
| 6.3 冬季巴伦支海冰与高原西部积雪对东亚春季WP环流型的影响 |
| 6.4 结论和讨论 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 特色与创新 |
| 7.3 未来工作计划 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（4）夏季西北太平洋异常反气旋的季节内至年际尺度变化特征与机理研究（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 夏季西北太平洋异常反气旋的年际变率 |
| 1.2.2 印太海域热带大气季节内振荡特征、理论模型及影响 |
| 1.2.3 MJO-ENSO相互作用对亚洲夏季风的影响 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 主要研究内容及论文章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.1.1 观测资料 |
| 2.1.2 ECHAM5 大气模式的多成员集合模拟 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 水汽诊断 |
| 2.2.2 能量诊断 |
| 第三章 西北太平洋异常反气旋——亚洲夏季风区的跨尺度共同模态 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 夏季热带印太地区的季节内与年际尺度主模态 |
| 3.2.1 季节内主模态的结构与特征 |
| 3.2.2 90 天低通滤波后的主要模态 |
| 3.3 西北太平洋异常反气旋:夏季局地大气跨尺度共同模态 |
| 3.3.1 跨尺度共同模态的相应贡献 |
| 3.3.2 跨尺度共同模态的形成机理 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 夏季西北太平洋异常反气旋年际变化的逐月演变特征及其与ENSO的联系 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 前冬El Ni?o对后期夏季西北太平洋异常反气旋逐月变化的影响 |
| 4.2.1 与SSTA和对流层低层风场的联系 |
| 4.2.2 对流层环流异常的逐月特征 |
| 4.2.3 降水与对流层垂直运动的逐月变化 |
| 4.2.4 El Ni?o衰减期西北太平洋异常反气旋对中国东部降水影响的机制讨论 |
| 4.3 西北太平洋异常反气旋与同期 LaNi?a的联系 |
| 4.3.1 与SSTA和对流层低层风场的联系 |
| 4.3.2 对流层环流异常的逐月特征 |
| 4.3.3 降水与对流层垂直运动的逐月变化 |
| 4.3.4 西北太平洋异常反气旋对中国东部降水影响的机制讨论 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 热带季节内振荡对非ENSO引起的西北太平洋异常反气旋年际变率的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 海温强迫信号与大气内部变率的分离 |
| 5.2.1 同期ENSO影响模态 |
| 5.2.2 印太电容器效应模态 |
| 5.2.3 大气内部过程模态 |
| 5.3 ISO与大气内部变率的联系 |
| 5.3.1 利用EOF揭示的夏季ISO模态及位相传播特征 |
| 5.3.2 夏季ISO对大气内部变率引起的西北太平洋反气旋的贡献 |
| 5.3.3 机制讨论 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 西北太平洋异常反气旋对2016与2020 年夏季局地气候异常的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 2016 年夏季印太海域气候异常及其成因 |
| 6.2.1 降水与低层环流的次季节特征 |
| 6.2.2 热带ISO对2016年8 月气旋环流异常的贡献 |
| 6.3 2020 年长江中下游梅雨异常与西北太平洋异常反气旋的联系 |
| 6.3.1 2020 年梅雨特征 |
| 6.3.2 2020 梅雨的年际成因 |
| 6.3.3 2020 年长江中下游梅雨的季节内特征及其成因 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 基于夏季西北太平洋异常反气旋的ISO北传特征及机理研究 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 西北太平洋异常反气旋与“水汽模” |
| 7.2.1 季节内西北太平洋异常反气旋指数的构造 |
| 7.2.2 “水汽模”理论的适用 |
| 7.3 夏季ISO的水汽方程诊断 |
| 7.3.1 水汽的水平平流作用 |
| 7.3.2 水汽方程其余项的作用 |
| 7.4 本章小结 |
| 第八章 总结与展望 |
| 8.1 本文主要结论 |
| 8.2 本文创新点 |
| 8.3 问题和展望 |
| 参考文献 |
| 在读期间科研状况 |
| 致谢 |
（5）重建和模拟中过去千年火山活动对东亚夏季风降水的影响（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 季风降水的变率及其对外部强迫的响应 |
| 1.2.1 季风降水的变率 |
| 1.2.2 季风降水对外部强迫的响应 |
| 1.3 火山喷发后的气候效应 |
| 1.3.1 火山喷发后的直接响应 |
| 1.3.2 火山喷发与ENSO的关系 |
| 1.4 存在问题和本文研究内容 |
| 1.5 章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料说明 |
| 2.1.1 观测资料和代用资料 |
| 2.1.2 过去千年模式资料介绍 |
| 2.1.3 试验设计 |
| 2.1.4 Gill模型 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 能量诊断方程 |
| 2.2.2 叠加周期分析 |
| 第三章 东亚夏季风降水对赤道火山喷发直接响应及其影响因子 |
| 3.1 重建中温度和东亚夏季风降水的演变 |
| 3.2 东亚夏季风降水对赤道强火山喷发的响应特征 |
| 3.3 降水不同响应的物理机制讨论 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 赤道火山喷发后的直接和间接作用对东亚夏季风降水的影响 |
| 4.1 赤道火山喷发引起的次年东亚夏季风降水增强 |
| 4.2 模式中厄尔尼诺和东亚夏季风降水的关系 |
| 4.3 重建中厄尔尼诺和东亚夏季风降水的关系 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 赤道火山激发赤道太平洋西风异常的机理研究 |
| 5.1 观测和模拟中火山和厄尔尼诺的关系 |
| 5.2 西风异常和降水的抑制响应 |
| 5.3 不同区域陆地降温的作用 |
| 5.4 不同区域异常降水的作用 |
| 5.5 模型模拟厄尔尼诺的差异 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 东亚夏季风降水对北半球、南半球和赤道火山喷发后的响应 |
| 6.1 观测和重建中东亚夏季风降水对北半球、南半球和赤道火山喷发的响应 |
| 6.2 模拟中东亚夏季风降水对北半球、南半球和赤道火山喷发的响应 |
| 6.3 不对称火山强迫的物理机制讨论 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 论文特色与创新 |
| 7.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在读期间科研情况 |
| 1 发表论文情况 |
| 2 参加项目情况 |
| 3 参加学术会议情况 |
| 致谢 |
（6）夏季中国东部区域性极端降水事件与对流层上层斜压Rossby波包活动的联系（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1 研究目的和意义 |
| 2 国内外研究进展 |
| 2.1 夏季极端降水事件的时空变化规律 |
| 2.2 夏季极端降水事件的影响因子 |
| 3 问题的提出和拟解决问题 |
| 4 章节安排及主要研究内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 1 资料 |
| 2 方法 |
| 2.1 一点超前滞后相关/回归 |
| 2.2 Hilbert变换 |
| 2.3 波作用通量 |
| 2.4 Lanczos滤波器和有效自由度 |
| 2.5 功率谱分析 |
| 2.6 Morlet小波分析 |
| 第三章 长江中下游地区梅汛期降水与对流层上层波包活动的联系 |
| 1 引言 |
| 2 资料和方法 |
| 3 梅汛期逐日降水和环流异常场的气候变化及对流层上层波包活动特征 |
| 3.1 降水和环流异常场的气候特征 |
| 3.2 斜压波包活动的气候特征 |
| 4 梅汛期逐日高频降水和高频环流场的气候变化及高频波包活动特征 |
| 4.1 高频降水和高频环流场的气候特征 |
| 4.2 高频波包活动的气候特征 |
| 5 梅汛期逐日低频降水和低频环流场的气候变化及低频波包活动特征 |
| 5.1 低频降水和低频环流场的气候特征 |
| 5.2 低频波动传播的气候特征 |
| 6 2020年梅汛期强降水特征及其与对流层上层斜压波包的关系 |
| 6.1 2020年梅汛期降水时空特征和环流背景特征 |
| 6.2 与长江中下游地区梅汛期强降水相关的Rossby波活动特征 |
| 7 本章小结 |
| 第四章 江淮地区夏季极端日降水事件变化特征及其与Rossby波包活动的联系 |
| 1 引言 |
| 2 资料和方法 |
| 3 江淮地区夏季极端日降水事件的特征 |
| 3.1 极端日降水事件的定义和降水分布 |
| 3.2 极端日降水事件与环流异常 |
| 3.3 极端日降水事件与扰动涡度拟能变化 |
| 4 与江淮地区夏季极端日降水事件相关的波包活动特征 |
| 5 本章小结 |
| 第五章 黄淮地区夏季极端日降水事件变化特征及其与Rossby波包活动的联系 |
| 1 引言 |
| 2 资料和方法 |
| 3 黄淮地区夏季极端日降水事件的特征 |
| 4 与黄淮地区夏季极端日降水事件相关的波包活动特征 |
| 5 黄淮地区夏季极端日降水事件与能量变化 |
| 5.1 极端日降水事件与涡动动能变化 |
| 5.2 极端日降水事件与涡动通量 |
| 6 本章小结 |
| 本章附录 |
| 第六章 华北地区“16.7”极端强降水事件之环流及扰动能量变化特征 |
| 1 引言 |
| 2 资料和方法 |
| 3 华北地区“16.7”极端强降水与环流特征 |
| 4 华北极端强降水事件期间的能量变化 |
| 4.1 涡动动能变化 |
| 4.2 涡动通量变化 |
| 5 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 1 主要结论 |
| 2 论文创新点 |
| 3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 在读期间科研情况 |
| 致谢 |
（7）太阳活动对亚洲季风年代际气候变化的影响研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究意义与目的 |
| 1.3 国内外研究现状综述 |
| 1.3.1 太阳活动对气候系统的影响 |
| 1.3.1.1 平流层对太阳活动11 年周期的响应 |
| 1.3.1.2 对流层对太阳活动11 年周期的响应 |
| 1.3.1.3 太阳活动11 年周期对气候系统影响机制 |
| 1.3.2 亚洲季风年代际变化特征及其影响因子 |
| 1.3.2.1 亚洲夏季风 |
| 1.3.2.2 亚洲冬季风 |
| 1.3.3 太阳活动对亚洲季风的影响 |
| 1.3.4 研究现状总结 |
| 1.4 研究内容与论文组织 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 论文组织 |
| 第二章 数据和方法 |
| 2.1 数据 |
| 2.1.1 观测资料 |
| 2.1.2 模式模拟资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 经验正交函数分解 |
| 2.2.2 滤波 |
| 2.2.3 周期分析 |
| 2.2.4 相关分析 |
| 2.2.5 波活动通量 |
| 2.2.6 海洋混合层海温热量收支诊断方程 |
| 2.3 指数定义 |
| 第三章 太阳活动11 年周期对东亚夏季风年代际变率的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.1.1 亚洲地区夏季风降水年代际信号诊断 |
| 3.1.2 东亚夏季风指数定义 |
| 3.2 太阳活动与EASM年代际变率之间的关系 |
| 3.3 太阳活动对东亚夏季风年代际变率的影响机制 |
| 3.3.1 太平洋海温与东亚夏季风年代际变化的关系 |
| 3.3.2 太阳活动11 年周期对北太平洋海温的影响 |
| 3.3.3 太阳活动11 周期强迫PDO准11 年周期 |
| 3.3.4 太阳活动影响东亚夏季风和PDO关键机制 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 太阳活动11 年周期对亚洲冬季风年代际变率的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 观测资料与控制试验中亚洲冬季风时空变化特征 |
| 4.3 太阳活动与亚洲冬季风年代际变率之间的关系 |
| 4.3.1 SSI试验中亚洲冬季风时空变化特征 |
| 4.3.2 AWM北方模态年代际变率与太阳活动11 年周期之间的关系 |
| 4.4 太阳活动对亚洲冬季风年代际变率的影响过程 |
| 4.4.1 累积太阳辐射与亚洲冬季风年代际变率之间的关系 |
| 4.4.2 太阳活动影响巴伦支海海冰和亚洲北部寒冬关键机制 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 冬季地表温度“暖北极-冷西伯利亚”型模态的成因机制 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 “暖北极-冷西伯利亚”模态的本质 |
| 5.3 可能影响“暖北极-冷西伯利亚”模态的因素 |
| 5.3.1 外强迫对“暖北极-冷西伯利亚”模态的影响 |
| 5.3.2 气候系统内部变率对“暖北极-冷西伯利亚”模态的影响 |
| 5.3.2.1 AMO与 WACS模态的关系 |
| 5.3.2.2 AMO对 WACS模态的影响 |
| 5.3.2.3 巴伦支海海冰融化的加强机制 |
| 5.3.2.4 CP型厄尔尼诺事件对WACS模态的影响 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 过去70 年赤道中太平洋准11 年振荡及其成因机制 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 太平洋QDO指数及其时空特征结构 |
| 6.3 太平洋QDO触发机制和发展过程 |
| 6.3.1 赤道中太平洋QDO的发展过程 |
| 6.3.2 赤道中太平洋发展和衰减过程中的反馈机制 |
| 6.4 决定QDO时间尺度的因子 |
| 6.4.1 太阳辐射11 年周期 |
| 6.4.2 ENSO的低频变率 |
| 6.5 本章小节 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 研究特色与创新 |
| 7.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 缩略语表 |
| 在读期间发表的学术论文及研究成果 |
| 发表论文 |
| 主持科研项目 |
| 参与科研项目 |
| 会议报告 |
| 致谢 |
（8）夏季季节内振荡对热浪和热带气旋的影响机理及其预报应用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 热浪的形成机制 |
| 1.2.2 TC活动的多尺度变化机理 |
| 1.2.3 极端灾害天气的延伸期预报进展 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 论文研究内容及章节安排 |
| 第二章 亚洲夏季季风区准双周振荡实时指数 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 数据和方法 |
| 2.2.1 数据 |
| 2.2.2 滤波方法 |
| 2.3 QBWO实时指数的建立 |
| 2.4 QBWO实时指数的基本特征 |
| 2.4.1 QBWO生命史合成 |
| 2.4.2 季节性和地理分布特征 |
| 2.5 实时监测应用 |
| 2.5.1 南海季风和印度季风的爆发 |
| 2.5.2 季风降水的变化 |
| 2.5.3 TC生成 |
| 2.5.4 极端暴雨事件 |
| 2.6 本章小结 |
| 2.6.1 讨论 |
| 2.6.2 总结 |
| 第三章 两类BSISO对东亚热浪发生和可预报性的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 数据和方法 |
| 3.2.1 数据 |
| 3.2.2 方法 |
| 3.3 两类BSISO对东亚热浪发生的影响 |
| 3.3.1 东亚夏季热浪的基本特征 |
| 3.3.2 QBWO的影响 |
| 3.3.3 MJO的影响 |
| 3.3.4 QBWO和 MJO共同的影响 |
| 3.4 2018 年东北亚热浪的特征及MJO的影响 |
| 3.4.1 2018 年东北亚热浪事件 |
| 3.4.2 东北亚热浪的气候合成分析 |
| 3.4.3 MJO对热浪发生作用的敏感性试验 |
| 3.5 本章小结 |
| 3.5.1 讨论 |
| 3.5.2 总结 |
| 第四章 BSISO对不同类型TC活动的影响机制 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 数据和方法 |
| 4.2.1 数据 |
| 4.2.2 c-means模糊聚类分析 |
| 4.2.3 BSISO活动的定义 |
| 4.2.4 GPI尺度分解 |
| 4.3 BSISO对七类TC生成的调控 |
| 4.3.1 对七类TC生成个数的调控 |
| 4.3.2 对七类TC生成位置的影响 |
| 4.3.3 影响七类TC生成的GPI贡献 |
| 4.4 BSISO对七类TC路径发展和强度(ACE)的调控 |
| 4.4.1 BSISO对七类TC路径发展的调控 |
| 4.4.2 BSISO对七类TC强度的影响 |
| 4.5 本章小结 |
| 4.5.1 讨论 |
| 4.5.2 总结 |
| 第五章 西北太平洋TC生成和路径的延伸期预报方法 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 数据和方法 |
| 5.2.1 数据 |
| 5.2.2 预报评估的技巧分数 |
| 5.2.3 GFDL动力模式和TC动力预报 |
| 5.2.4 WNP TC频率的空间概率分布预报 |
| 5.3 TC延伸期统计预报模型 |
| 5.3.1 统计预报模型的建立方法 |
| 5.3.2 预报因子的选择 |
| 5.3.3 TC活动的延伸期预报技巧 |
| 5.4 TC延伸期混合动力-统计预报模型 |
| 5.4.1 GFDL动力模式对BSISO的预报技巧 |
| 5.4.2 建立TC延伸期混合动力-统计预报的步骤 |
| 5.4.3 预报因子的选择 |
| 5.4.4 TC生成和轨迹的预报结果 |
| 5.4.5 统计预报模型的过拟合问题 |
| 5.5 本章小结 |
| 5.5.1 讨论 |
| 5.5.2 总结 |
| 第六章 总结和展望 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 特色与创新点 |
| 6.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 科研工作经历 |
| 致谢 |
（9）东亚季风季节循环及其年际变化特征（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 东亚季风季节循环特征 |
| 1.2.2 东亚季风季节循环的影响因子 |
| 1.2.3 东亚季风季节循环年际变化特征 |
| 1.2.4 东亚季风季节循环与次季节之间的联系 |
| 1.3 论文拟研究的科学问题 |
| 1.4 章节安排 |
| 第二章 东亚季风季节循环模态特征 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 数据和方法 |
| 2.2.1 数据 |
| 2.2.2 方法 |
| 2.3 东亚地面气温、降水和海陆热力对比的季节循环特征 |
| 2.4 东亚季风环流和降水季节循环模态特征 |
| 2.5 海温增暖时间滞后效应对东亚夏季风进程的影响 |
| 2.6 结论和讨论 |
| 第三章 东亚季风季节循环的年际变化 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 数据和方法 |
| 3.2.1 数据 |
| 3.2.2 方法 |
| 3.3 东亚季风季节循环年际变化特征 |
| 3.4 东亚季风季节循环年际变化对季节降水的影响 |
| 3.5 结论和讨论 |
| 第四章 东亚季风季节循环与次季节变化关系 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 数据和方法 |
| 4.2.1 数据 |
| 4.2.2 方法 |
| 4.3 东亚季风次季节模态特征 |
| 4.4 东亚季风季节循环与次季节变化 |
| 4.5 结论和讨论 |
| 第五章 全文总结和未来研究展望 |
| 5.1 全文总结 |
| 5.2 未来研究展望 |
| 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）基于多个季风指数与CMIP5模式评估的东亚夏季风主模态的再认识（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 东亚夏季风变异的相关研究进展 |
| 1.3 下垫面热力异常影响东亚夏季风的研究进展 |
| 1.4 模式对东亚气候模拟性能评估的研究进展 |
| 1.5 存在的问题及本文的主要研究内容 |
| 1.6 论文的章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 方法介绍 |
| 第三章 季风指数的分类及其与东亚夏季风主模态的联系 |
| 3.1 25个夏季风指数的比较分析与分类 |
| 3.2 两类季风指数和东亚夏季风主模态的联系 |
| 3.3 东亚夏季风主模态与降水异常的联系 |
| 3.4 东亚夏季风主模态与环流异常的联系 |
| 3.5 东亚夏季风主模态的热力驱动因子 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 CMIP5模式对东亚夏季风主模态的模拟能力评估 |
| 4.1 CMIP5模式对东亚夏季风主模态空间分布的模拟评估 |
| 4.2 CMIP5模式对东亚夏季风主模态时间变率的模拟评估 |
| 4.3 CMIP5模式对东亚夏季风主模态时空特征的综合评估 |
| 4.4 CMIP5模式对东亚夏季风主模态与热力异常关系的模拟评估 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 总结与讨论 |
| 5.1 全文结论 |
| 5.2 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
四、NUMERICAL SIMULATION OF LAG INFLUENCE OF ENSO ON EAST-ASIAN MONSOON（论文参考文献）
- [1]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)
- [2]青藏高原-热带印度洋热力差异及其与南亚夏季风的关系[D]. 罗小青. 广东海洋大学, 2021(02)
- [3]冬季青藏高原西部积雪与北极海冰的联系及其机理研究[D]. 陈宇航. 南京信息工程大学, 2021
- [4]夏季西北太平洋异常反气旋的季节内至年际尺度变化特征与机理研究[D]. 王旭栋. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [5]重建和模拟中过去千年火山活动对东亚夏季风降水的影响[D]. 柴静. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [6]夏季中国东部区域性极端降水事件与对流层上层斜压Rossby波包活动的联系[D]. 孙思远. 南京信息工程大学, 2021
- [7]太阳活动对亚洲季风年代际气候变化的影响研究[D]. 靳春寒. 南京师范大学, 2021
- [8]夏季季节内振荡对热浪和热带气旋的影响机理及其预报应用[D]. 钱伊恬. 南京信息工程大学, 2020(01)
- [9]东亚季风季节循环及其年际变化特征[D]. 江凇. 中国气象科学研究院, 2020(03)
- [10]基于多个季风指数与CMIP5模式评估的东亚夏季风主模态的再认识[D]. 叶茂. 南京信息工程大学, 2019(04)