一、2003 vs 2002: A large amplitude wintertime temperature anomaly reversion event and its anomalous atmospheric circulation（论文文献综述）
王豫科[1]（2021）在《中层大气动力学的微波研究》文中指出气候变化、环境演变等重大环境问题与人类活动密切相关,是近几十年来科学家们一直研究的热点。尽管对流层的数据可以作为季节性天气预测的数据来源,但中层大气的气象数据在气候变化预测中也变得愈发重要。从21世纪以来,越来越多的数据模型增加了对平流层甚至是中间层的大气动力学研究。与对流层相比,中层大气演化速度更慢,来自中层大气的向下传输影响可能导致地表的持续且可预测性的变化。所以对中层大气特性进行观测并分析其对对流层天气状况的研究具有重要意义。臭氧分子主要存在于平流层,能吸收太阳发出的高能紫外线,是保护地球生物的重要的自然屏障。一氧化碳主要存在于中间层和热层低层,由于其化学寿命长且化学活性低,所以是中层大气良好的示踪剂。因为分布的高度不同,对这两种分子进行协同观测可以比较全面的提供中层大气化学、物质相互输送、大气动力学、以及太阳辐射对大气组成的影响等重要信息,为对中层大气中的现象进行更加深刻的描述提供不可或缺的数据支持。在过去的几十年里,对不同高度大气中不同种类分子的测量手段有很多,其中地基微波辐射测量技术因为可以实现对大气中分子辐射谱线的日夜观测,无需人为监护,观测受天气影响小以及设备造价相对较低等优点备受各国大气研究领域人青睐。现今微波辐射遥感技术已经非常成熟,已建立的遥感技术可以用于测量平流层和中间层中一些气体的垂直分布。风速信息对中层大气动力学研究尤为重要,对风速的研究既能够揭示大气环流运动变化的本质,又能对地表和对流层天气变化做出合理的解释。目前国际上对中层大气、大气环流波动及对其未来变化预估数值模型等研究投入了大量且深入研究,我国对中层大气及其与低层大气动力学的过程研究以及数值模拟研究投入少,导致观测资料缺乏,相关科研工作推动进程缓慢。为了推动中层大气研究,研究生期间主要进行了以下方面研究:1.参与国内首台用于探测中层大气的地基微波辐射计RSO3CO-120-1的设计过程与平台建设和运行。该台辐射计利用频率开关技术实现了对中层大气中臭氧和一氧化碳在110-116GHz频段的旋转跃迁谱线的日夜观测。系统总噪声在臭氧和一氧化碳的观测频率下分别为560K和760K。该台辐射计结构紧凑,体积小,方便移动,可作为独立观测单元进行长时间稳定观测。辐射计可以远程操作,几乎不需要维护。（1）设计了适用于该台微波辐射计的观测循环,实现了对谱线的日夜观测;（2）对辐射计接收的谱线数据,提出了一种全新的基线校正方法。利用2020年8月24日暴雨天的数据进行了信号通道和参考通道的增益变化研究,确定了除去待测分子信号贡献的基线在两个通道的比值。该方法显着减小了臭氧信号在边带的不对称性。臭氧谱线的不对称性的均方差由之前的0.269变为0.126;（3）使用倾斜曲线测量,实现了对对流层不透明度的测量。经过基线校正和对流层校正后的谱线很好地显示了臭氧含量的日夜变化以及一氧化碳丰度的季节性变化。2.基于ARTS软件和Qpack反演软件包,研究了适用于长春地区的大气谱线正向传输模拟过程以及谱线的反演算法,提供了基于分子辐射谱线和多普勒效应计算风速的方法。（1）经过正向模拟可知O3谱线噪声均方差为0.0652K,而CO谱线的噪声均方为0.1444K。（2）对观测获得的O3和CO谱线进行反演模拟,反演的分布结果可以很好反映出冬天O3的次级峰。与Aura MLS数据对比发现O3和CO的反演数据和卫星观测数据具有很好的一致性。（3）对其平均内核矩阵研究发现,在该算法下臭氧的置信区间为30km～81km,一氧化碳的置信区间为55km～89km。这样的反演算法同样可以应用于其他分子,例如O2和H2O的分布反演。这种持续的测量在未来可以帮助我们认识臭氧层的演变、O3和CO的年际变化、极地涡旋及Brewer-Dobson环流等大气现象对中纬度地区的影响。3.利用位于乌克兰哈尔科夫（36°E,50°N）的微波辐射计观测的CO谱线原数据,反演获得了中间层的CO分布和风速信息,结合Aura MLS数据、ERA-interim数据、MERRA-2再分析数据以及NCEP/NCAR再分析数据等,研究了2017/2018年北半球平流层爆发性增温（SSW）现象对中纬度地区的影响。研究发现:（1）在2018年北半球SSW期间,CO分布、纬向风、中间层和平流层的温度均显示出垂直震荡;微波辐射计记录到在2月10日中间层风速从10m/s的西风变为10m/s东风的逆转,并且记录到了中层大气中CO含量的波动情况。（2）微波辐射计观测的CO变化和Aura MLS的CO数据显示,两者具有相似的变化。哈尔科夫地区的CO变化可以通过行星波活动变化和极地涡旋变化引起的水平空气质量的重新分布解释。（3）对中纬度中层大气中行星波的变化研究发现纬向风的逆转对行星波的结构产生了巨大影响。在中纬度中间层发现了行星波1波在SSW发生前后由向东运动转变为向西运动的现象;（4）在SSW发生后的十天后,在哈尔科夫地表发现了异常低温的现象。本文创新点:本文提出中国首台中层大气观测地基微波设备的数据校正方法以及反演方法;利用微波辐射计记录了2018年SSW期间中间层风速反转事件;首次研究了中纬度中层大气行星波频谱演变。
李婧祎[2]（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》文中提出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。
黄金龙[3]（2019）在《北极平流层极涡变化与北半球冬季对流层天气异常的联系》文中研究表明北极平流层极涡在平流层对流层动力耦合中扮演着非常重要的作用,其强度、位置和形态的变化可通过平流层对流层动力耦合对对流层天气系统产生显着的影响。本论文利用多种再分析资料分析了对流层中、高纬阻塞异常对平流层极涡强度、位置以及形态变化的影响,以及这些极涡异常信号对对流层环流和近地面温度的影响,并探讨了他们之间相互作用的机制。此外,论文还结合参与第五次国际耦合模式比较计划（CMIP5）的模式数据研究了北极平流层极涡与欧亚大陆冷空气爆发之间的联系,并探讨了厄尔尼诺-南方涛动（ENSO）和平流层准两年振荡（QBO）对两者年际关系的影响。得到以下主要结论:1、本文首先研究了极端平流层极涡事件（简称:强极涡事件和弱极涡事件）生命周期的不同阶段对流层阻塞的变化及其与平流层极涡之间的联系。发现在强极涡事件的起始期和成熟期,欧洲-大西洋区域的阻塞频率是减少的,北太平洋西部的阻塞频率是增加的;持续时间短的强极涡事件相较于持续时间长的强极涡事件在北太平洋西部有更多的阻塞天数以及更弱的进入平流层的向上行星波通量,减弱的向上的行星波通量主要由线性波相互作用造成的。在强极涡事件的衰减期,欧亚-大西洋区域的阻塞频率是增加的,阻塞的增加与平流层下传的正纬向风异常以及正北半球环状模（NAM）异常引起的向极地偏移的涡旋驱动的急流有关。在持续时间短的强极涡事件中欧洲-大西洋区域增加的阻塞通过线性波相互作用使得进入到平流层的行星波通量增加,而长持续时间的强极涡事件则主要是通过非线性波相互作用。在弱极涡事件的生长期,阻塞频率的变化几乎与强极涡事件起始期和成熟期的阻塞频率的变化相反;在弱极涡事件后期,非线性波-波相互作用是造成进入平流层的向上行星波通量减少的主要原因,这一发现在以前的研究中未被提及。2、论文接着分析了在强（CAOS）、弱（CAOW）以及中性（CAON）平流层极涡状态下欧亚大陆冷空爆发（CAOs）特征的异同,并检验了平流层极涡与欧亚大陆CAOs在年际时间尺度上的联系。发现在CAOW事件前期,欧洲地区的近地面气温要比其他两类事件的气温更低,这主要是因为CAOW事件中先前存在的负北大西洋涛动（NAO）模态的振幅要比CAOS和CAON事件中的NAO振幅更大。当负的平流层NAM信号进入到对流层后,CAOW事件中欧亚大陆东部中纬度地区的近地面气温要明显低于CAON事件的气温。更大的感热通量引起的非绝热加热异常在一定程度上抵消了CAOW事件中强的冷平流造成的变冷效果,使得欧亚北部近地面气温在CAOW和CAON事件中的差异不明显。此外,在三类事件的前期,均有来自于西太平洋低纬度的波在欧亚大陆东北部辐合,波通量的辐合会进一步减弱该区域的纬向西风,继而为冷空气向南入侵创造有利条件。研究进一步分析了平流层极涡强度与欧亚大陆CAOs强度之间的年际关系,发现CMIP5模式集合相对于再分析资料倾向于低估他们两者之间的联系,两者之间的联系在未来是加强的。研究结果也表明欧亚大陆冷空气爆发的强度在过去（1958-2016年）和未来（2006-2060年）均是减弱的。3、论文进一步研究了ENSO以及QBO对北极平流层极涡与欧亚大陆CAOs之间年际关系的影响。相关分析结果表明北极平流层极涡与欧亚大陆CAOs的年际关系在El Ni?o年比在La Ni?a年强;此外,两者的年际关系在QBO东风位相下要比在QBO西风位相下强。当从El Ni?o和La Ni?a年中剔除强QBO东、西风位相年后,极涡与欧亚大陆CAOs之间的年际相关在El Ni?o年仍是加强的;相似地从QBO东、西风位相年中剔除强El Ni?o和La Ni?a年后,两者之间的年际相关在QBO东风位相下更显着。CMIP5模式集合平均结果与再分析资料结果基本一致。研究还发现平流层极涡与欧亚大陆CAOs的年际关系存在明显的年代际变化,且两者之间年际关系的年代际变化会受到ENSO和QBO的影响。1958-1976年间ENSO对北极平流层极涡的影响加强了平流层极涡与欧亚大陆CAOs之间的年际关系。而不同高度上的QBO信号对北极平流层极涡与欧亚大陆CAOs年际关系的影响存在差异,1958-1976年间50 hPa和30 hPa QBO对北极平流层极涡的影响均减弱了极涡与欧亚大陆CAOs之间的年际关系;1998-2016年间50 hPa QBO减弱了两者之间的年际关系,而30 hPa QBO则加强了两者之间的关系。4、论文最后利用ERA-Interim再分析资料研究了北极平流层极涡偏移的前兆信号以及不同位置和形变的极涡对对流层环流以及近地面气温的影响。研究表明北欧阻塞的增加以及白令海峡阻塞的减少有利于平流层极涡偏向欧亚大陆,相反的阻塞变化模态有利于平流层极涡偏向北美。北大西洋东部阻塞的增加以及白令海峡阻塞的减少有利于平流层极涡偏向北大西洋。这些异常的阻塞模态主要是通过影响进入到平流层的行星尺度1波和2波进而影响平流层极涡的位置。平流层极涡偏移事件被进一步分成大形变和小形变的极涡偏移事件,发现这两类事件前期,进入到低平流层的行星2波存在明显差异,这一差异与对流层阻塞模态的差异密切相关。论文进一步定义了对流层阻塞事件,这些阻塞事件分别具有与极涡偏向欧亚、北美和大西洋事件前期相同的阻塞模态,结果表明在这些阻塞事件发生后平流层极涡偏向欧亚（增加20.9%）、北美（增加9.4%）和北大西洋（增加4.3%）的概率是增加的。平流层极涡偏向欧亚、北美以及大西洋可以进一步导致这些区域对流层顶位势高度降低以及相应的地面冷异常。
徐路扬[4]（2015）在《平流层爆发性增温及其对东亚冬季风的影响》文中提出利用逐日的ECMWF的ERA-40再分析资料,对1957-2002年期间的20次极涡转移型、11次极涡分裂型强平流层爆发性增温（SSW）过程以及21次弱增温过程分别做了合成分析,研究了这三类爆发性增温期间平流层的变化以及平流层中下层行星波1波和2波的异常。其次,从52次增温事件挑选出发生异常下传的事件,并将其异常进行合成,分析增温前后东亚冬季风的变化,同时进一步讨论行星波在异常下传过程中的作用。最后,针对SSW异常下传到平流层的条件,进行了一些初步的研究,首先分析了异常下传事件和未下传事件所对应的AO指数,然后挑选出一次异常下传事件和一次异常未下传事件进行单独分析。结果表明:（1）极涡转移型强SSW在增温盛期低温中心和极涡都会发生偏移,同时高纬风场反转,极涡分裂型强SSW则在增温盛期低温中心和极涡发生分裂,高纬风场反转,而弱SSW只有低温中心出现偏移,极涡和高纬风场均未出现明显异常。（2）在爆发性增温前期,1波都会出现异常增幅,在波振幅到达最大值以后发生爆发性增温。当增温开始以后,极涡转移型和弱SSW的1波振幅在到达极值后,会维持6-8天,而极涡分裂型1波振幅增温开始后开始减小;极涡转移型和弱SSW期间2波也较为相似,在增温前期波动振幅也会出现一定程度的增幅,在增温后开始减小,而极涡分裂型会在增温后出现2波振幅的增幅。1波和2波EP通量的分析表明,极涡转移型和弱SSW期间1波EP通量会在前期和盛期有很强或较强的上传,2波EP通量上传较弱,而极涡分裂型2波EP通量上传则明显较强。（3）当增温发生后,1000h Pa位势高度场上,AO和NPO/WP均为负位相,西伯利亚高压和阿留申低压均减弱,并且西伯利亚高压减弱更严重,高低压之间气压梯度加大;500h Pa高度场上,AO和NPO/WP的位相与1000h Pa相同,并且东亚大槽加深东移;850h Pa温度场上,增温发生后东亚内陆地区温度上升,而沿海及日本附近海域温度下降;850h Pa风场上,东南亚及我国东北地区在增温后出现了较明显的西南风异常,而在日本及附近海域出现了一个气旋型的异常。（4）在增温过程中,行星波振幅正、负异常区域发生反转,对应的行星波1到3波E-P通量分布,增温前有较强的上传,而增温开始后,上传减弱,造成高层西风环流减弱,有利于负的AO信号下传,并引起了低层环流的一些列变化。（5）根据选取的SSW异常发生下传的事件个例分析得到,SSW异常发生下传的事件往往对应绝对值较大的负AO指数,即对应AO的负位相,并且SSW异常下传事件在增温前期和后期在垂直结构上均呈现准正压的分布,这种分布有利于平流层位势高度异常的下传,而没有发生异常下传的事件则更多对应为斜压分布,异常并不能顺利地下传到对流层。（6）通过研究增温前、中、后期行星波的活动,发现能够发生异常下传的事件行星波1波活动较弱,但2波发展活跃,在增温前对流层和平流层均出现了2波振幅的强烈增幅,对应的EP通量也表明此时的2波异常EP通量上传显着,而没有发生异常下传的事件2波活动相对较弱。
霍利微[5]（2015）在《热带大西洋海温异常对西北太平洋热带气旋活动的影响及机理研究》文中研究说明本文主要利用热带气旋（TC）最佳路径资料,NCEP/NCAR的再分析资料以及Hadley中心的海表温度等资料,分析了热带北大西洋海温异常对西北太平洋TC生成频次年际变率的影响及其可能影响机制,建立了西北太平洋TC频次的季节预测模型。此外,还讨论了热带北大西洋海温异常与南海夏季风活动的关系,并从季节内时间尺度上分析了南海夏季风低频振荡的不同位相下西北太平洋TC活动特征。得到以下主要结论：（1）春季热带北大西洋海温异常与6-10月（台风季）西北太平洋TC生成频次之间存在显着的滞后负相关关系,并且这种负相关关系主要表现在年际时间尺度上。春季热带北大西洋海温异常增暖（变冷）,西北太平洋TC生成频次显着减少（增加）。热带北大西洋海温异常主要通过一个副热带遥相关型影响太平洋地区的气候变率,改变西北太平洋地区与TC生成有关的大气热力/动力条件,调节TC的季节生成。（2）热带大西洋海温异常对西太平洋气候的影响从春季可持续至整个台风季。相关分析显示西北太平洋TC频次与热带北大西洋海温异常也存在显着的同期负相关关系。台风季热带北大西洋海温正（负）异常时,西北太平洋TC生成减少（增加）,TC活动减弱（增强）。台风季热带北大西洋地区的暖海温异常可以在水平方向上生成一对东-西向分布的偶极型低层异常环流,其中热带北大西洋和东太平洋上为气旋性异常环流,西北太平洋上为反气旋性异常环流,抑制TC生成。反之亦然。（3）基于热带北大西洋海温异常与西北太平洋TC频次之间显着的滞后及同期相关关系,选取春季NTA海温异常指数作为其中一个预测因子,并结合4-5月的西太平洋副热带高压强度指数、春季印缅槽强度指数和冬季Nino3.4指数等共四个预测因子,采用多元线性回归方法建立西北太平洋TC生成频次的统计预测模型。该预测模型很好地拟合了1979-2012年西北太平洋TC频次的年际变化,通过交叉验证分析表明该预测模型具有较好的时间稳定性。（4）热带北大西洋地区的海温异常与南海夏季风指数之间存在显着的滞后及同期负相关关系,且不受ENSO活动的影响。春、夏热带北大西洋海温异常增暖（变冷）,通过遥相关作用在西北太平洋地区产生低层反气旋（气旋）环流异常,增强（减弱）西北太平洋副热带高压,抑制（增强）南海夏季风活动。（5）南海夏季风活动存在明显的季节内振荡特征,活跃阶段和不活跃阶段交替出现。南海夏季风活跃（不活跃）期,西北太平洋TC生成多（少）且平均生成位置偏（西）东。对于西行进入135°E以西,25°N以南这一区域的西北太平洋TC,活跃期时盛行直行路径,多影响海南及两广等地区；不活跃期时盛行转向路径,多影响福建及浙江等地。诊断分析和数值模拟结果均表明南海夏季风季节内振荡不同位相下大尺度引导气流的差异是西北太平洋TC路径特征差异的主要贡献因子。
胡景高[6]（2014）在《北半球平流层最后增温过程及其与南亚夏季风爆发的联系》文中认为本文利用多套再分析资料,以北半球春季平流层极夜急流核心纬度带纬向平均纬向风最后一次转为东风的日期定义为平流层春季最后增温事件（SFW）的爆发日期,分析了SFW事件爆发过程中环流和波动活动的特征,讨论了平流层冬季爆发性增温（SSW）事件与SFW事件爆发日期的联系。进而以亚洲夏季风的爆发作为对流层季节过渡期间最重要的方面,揭示了SFW事件的爆发与南亚夏季风爆发之间的联系及其物理过程。在此基础上,利用国际耦合模式比较计划第5阶段（CMIP5）中历史模拟资料评估了模式对北半球平流层SFW事件的模拟能力。主要结论如下：SFW事件平均在4月中下旬发生,且由平流层高层向低层依次滞后；爆发当日伴随纬向风场时间变率和行星波辐合的最大值,平流层环流实现由冬向夏的季节转换。SFW的爆发日期具有显着的年际变化,最早的SFW事件发生在3月中旬,最晚的SFW事件在5月下旬才出现。合成分析表明,SFW爆发偏早（晚）年的春季,纬向风场由西风向东风的转变更为快速（缓慢）,伴随的平流层行星波活动也相对较强（弱）；表现在环流异常场上,SFW爆发前后平流层极区环流异常呈反（同）位相分布,表明发生较早的SFW事件主要受波强迫驱动而伴随强烈增温现象,而发生较晚的SFW事件则更反映了极涡的季节变化特征。对冬季强、弱SSW年以及无SSW事件发生的普通年份分别进行合成分析显示,平均而言,在有强SSW事件（无SSW事件）发生年的冬季月份,热带外平流层行星波活动异常偏强（弱）,极夜急流和平流层极涡异常偏弱（强）,但在后期的春季月份,行星波活动则异常偏弱（强）,平流层极涡异常偏强（弱）。在有弱SSW事件发生年的后期春季,平流层极夜急流以及极涡的强度无显着异常,与气候平均状况接近。说明冬季SSW事件的强、弱以及发生与否,可关系到后期春季SFW事件爆发的早晚。统计显示,尽管并非每次冬季强SSW事件的发生（未发生）都与后期春季SFW事件爆发的偏晚（早）相对应,但在发生（未发生）强SSW事件的冬季之后,春季SFW偏晚（早）事件发生的频数明显偏高。反过来,在SFW偏晚事件之前的冬季,一般有强SSW事件的发生,而在SFW偏早事件之前的冬季则很少发生强SSW事件。相比而言,在有、无弱SSW事件发生之后的春季,SFW偏早和偏晚事件发生的次数却基本相当,冬季弱SSW事件是否发生对后期春季SFW爆发的早晚没有显着影响。对SFW爆发异常年份,平流层增温事件爆发前对流层系统的分析显示,对流层欧洲西部高压系统的增强可作为强SSW事件和SFW事件发生的前期信号,在SFW偏晚年,该系统通常在1月初期至中期出现增强,但在SFW偏早年,该系统却直到2月末至3月中才出现,可被看作春季SFW事件爆发异常的预测因子。同为标志北半球春夏季大气环流季节转换的两个重要方面,SFW和对流层南亚夏季风的爆发存在紧密的联系。当SFW爆发偏晚（早）时,春季4月至5月初,平流层低层极涡仍然维持（已经崩溃）,强度偏强（弱）,对流层高层和低层分别呈NAM和AO正（负）位相,这将在阿拉伯海北侧陆地上空激发反气旋性（气旋性）异常环流,对流层低层上升运动加强（减弱）,西风异常增加（减弱）,南亚夏季风爆发偏早（晚）。但SFW与南亚夏季风爆发日期之间的关系存在年代际转折,20世纪70年代末之后两者呈显着的负相关关系,并且在近些年更加显着。模式资料的诊断显示,CMIP5模式对SFW事件中的动力过程的模拟存在明显不足,具体表现为模式模拟的SFW爆发时间的平均值较观测普遍偏晚,年际变率较观测偏小；所模拟的SFW偏早事件爆发过程中,纬向风减弱比较平缓。SFW偏晚年时,纬向风环流从冬季至春季的变化表现为环流的自然季节演变,较观测相比,模式不能模拟出SFW偏晚年冬季时发生的SSW事件。
刘伯奇[7]（2013）在《南亚高压的生成和形态变异对亚洲夏季风爆发的影响》文中进行了进一步梳理本文利用多套再分析资料和卫星观测资料,以春夏转换期（4-6月）南亚高压的活动特征为切入点,着眼于南亚高压的形成发展及其对亚洲夏季风爆发过程的影响,重点讨论了亚洲夏季风爆发前后高、低空环流的耦合过程及其相关的动力学机制,研究的落脚点是以南亚高压的形态变异为桥梁,将大气外强迫信号和内部动力过程相结合,进而建立亚洲夏季风爆发过程中各个子系统之间的联系。主要结论如下：（1）阐明了4-5月南亚高压的形成机理及其对孟加拉湾季风爆发性涡旋的影响。研究指出,在孟加拉湾夏季风爆发前约2周,菲律宾南部地区的对流迅速发展,其释放的凝结潜热能够在加热区北部的对流层高层制造一负涡度源。在该负涡度源的强迫下,南亚高压形成于南海上空。随后,中南半岛北部的局地降水令南亚高压西伸至孟加拉湾北部上空,造成了孟加拉湾南部的高层“喇叭口”状流场,对应明显的高空抽吸作用和上升运动,从而有利于孟加拉湾季风爆发性涡旋的形成。另一方面,孟加拉湾春季暖池为季风爆发性涡旋的形成提供了有利的下垫面条件和能量供应。因此,高层的抽吸作用和低层的暖池共同触发了孟加拉湾季风爆发性涡旋的形成,加强了孟加拉湾地区的表面西南气流。（2）揭示了5月初亚洲夏季风在孟加拉湾东部爆发后,无法直接向西传播至印度半岛和阿拉伯海的可能原因。这种亚洲夏季风无法从孟加拉湾直接西传至印度地区的现象称为亚洲夏季风的“爆发屏障”。孟加拉湾夏季风爆发后,季风对流释放的潜热造成低层气旋、高层反气旋的环流分布,在加热区以西的孟加拉湾西部至印度半岛东岸附近产生垂直南风切变,对应印度半岛上空的下沉气流,一方面加强了局地低空反气旋,不利于低层副高脊线的向南倾斜和西风气流的发展,进而减弱了印度地区的垂直东风切变,阻碍了夏季风的向西传播；另一方面该下沉气流增强了印度半岛的陆面感热加热,在地面气温纬向平流的作用下,孟加拉湾西部的印度沿岸地区形成表面气温增暖中心。此外,季风对流使孟加拉湾海表温度迅速下降,海表温度冷却中心和上述表面气温增暖中心的共同作用令孟加拉湾西部的大气柱从下表面失去大量热量,进一步抑制了孟加拉湾西部季风对流的形成发展,阻碍了亚洲夏季风的向西传播。（3）指出了强迫惯性不稳定在印度夏季风爆发过程中的重要作用。在印度夏季风爆发过程中,由于强烈的跨赤道气压梯度,对流层低层的绝对涡度零线（η=0）在阿拉伯海南部上空自赤道向北推进,从而在北半球近赤道区域形成负绝对涡度区,该区域表现出明显的惯性不稳定。当气流自南向北通过这一区域时,一方面位于其北侧的低层辐合中心逐渐北抬,另一方面在η=0线北侧,低空西风气流加速,造成明显的纬向动量平流。解析和诊断分析表明,该纬向动量平流可引起低空辐合中心向负绝对涡度区北部的偏东北方向漂移,说明除了边界层动力过程,阿拉伯海地区低层环流对强迫惯性不稳定的响应还取决于纬向非均匀的低空气流。此外,在印度夏季风爆发前,对流层高层的南亚高压东伸发展,将中纬度高位涡输送到阿拉伯海上空,形成局地“喇叭口”状流场,产生明显的抽吸作用,为夏季风的爆发推进提供了有利背景,而与强迫惯性不稳定有关的低空辐合中心北上则是夏季风爆发的触发因子。（4）讨论了ENSO事件对孟加拉湾和印度夏季风爆发期间高、低空环流耦合过程的影响及相关的动力机制。结果表明,在El Nino次年4月,印度洋和中东太平洋海温异常偏高,而西太平洋海温异常偏低。一方面,异常Walker环流的下沉支使西太平洋附近的赤道辐合带偏南,减弱了菲律宾南部的对流活动,对流被约束在近赤道的海洋大陆附近。①在对流层高层,南亚高压形成于1O°N以南的苏门答腊群岛北部,较气候态偏南,与不利于孟加拉湾南部高空辐散形势的形成。②在对流层低层,印度洋的暖海温异常与西太平洋的冷海温异常造成了孟加拉湾南部的异常低层东风,削弱了近赤道西风,令低空气旋式环流减弱,阻碍了季风爆发性涡旋的形成和发展。因此,El Nino事件能够通过减小孟加拉湾南部地区的高空辐散和低空气旋,抑制孟加拉湾季风对流的建立和发展,从而使得夏季风的爆发时间推迟。而在El Nino次年5月,受抑制的孟加拉湾季风对流不利于南亚高压西伸至阿拉伯海北部,减弱了阿拉伯海南部的高空辐散流场和抽吸效应。同时,由于阿拉伯半岛北部感热偏弱,不利于中层副热带反气旋的发展,减弱了阿拉伯海上空的南风输送和对称不稳定。此外,西印度洋的海温经向梯度减小了自南向北的跨赤道气压梯度,使强迫惯性不稳定偏弱,相应地索马里跨赤道气流和阿拉伯海上空的低层辐合也偏弱。可见,在与El Nino有关的高、中、低层流场的共同作用下,阿拉伯海地区上升运动偏弱,不利于季风对流的建立,印度夏季风爆发偏晚。La Nina事件的作用与El Nino相反。因此,ENSO事件能够通过影响高层南亚高压的形态、中层副热带反气旋的特征和低层惯性不稳定的强度,调控着印度夏季风的爆发早晚。
于群[8]（2011）在《山东降水的多尺度性与地域特征研究》文中提出降水是描述气候系统及其变化的关键要素之一,是气候系统各因子相互作用的综合体现。降水变化有高随机特点、多尺度特征,局地降水的气候问题通常着眼于降水量或距平的变化。降水不仅具有日、年固有的气候周期振荡,还有低频振荡,年际、年代际变化。本文主要关注山东降水气候形成的多尺度性,及其地域特征。山东雨季降水的季节内变化、年际变化都主要表现为全区一致性,夏季降水日变化、冬季降水存在显着的地域性。采用山东多年地面、高空观测资料以及NCEP/NCAR再分析资料和统计方法,根据气候变化固有和常现规律,从降水年序列中分解出年循环、季节变化、30—70d季节内振荡、10—28d月内振荡四种气候分量,并称其为气候模态。分析了不同尺度之间山东与周边地区降水的联系与差异,山东降水与东亚高空急流的关系；主雨季起讫、降水量及不同尺度分量方差贡献的异常变化,主雨季降水异常与环流低频振荡传播之间的关系。此外,还分析了降水的日变化及地域特征,冬季山东半岛和内陆降水的地域差异。深入分析一个地区降水的各气候分量,有利于把握气候变化规律,了解降水异常的气候背景,对提高降水预测和减灾防灾能力具有重要意义。1)山东降水日变化具有地域性、季节性、年际变化特征,分为内陆型、半岛南部型和半岛北部型,内陆和半岛北部为双峰型,半岛南部为单峰型,夏季尤其7、8月降水日变化最为显着,偏涝年日变化接近气候平均,偏旱年偏离气候态较大。并提出夜间边界层惯性振荡易激发对流引起降水可能是夜间—清晨降水峰值形成的重要机制之一。2)中国东部降水年循环体现了雨带自南向北的移动,季节变化清楚地反映了夏半年东部各区的主要雨季。山东与淮河流域、华北都只有一个雨季（即主雨季）。季节内振荡（CISO）尺度,4—7月山东与淮河流域步调一致,7月底—9月底二者各不相同；4—9月山东与华北北部呈反位相变化。月内尺度上,山东与华北北部8月上半月位相相反,而主雨季开始、结束时段振荡相位一致。山东降水与东亚高空急流各模态间有着密切关系,年循环和季节变化降水与东亚高空急流指数（EAWJI）呈现较为一致的反位相,夏季风活跃期间CISO尺度二者基本同步振荡。3)山东5—9月夏半年降水相对冬半年存在明显的低频振荡,而且振幅起伏大。5—9月雨季降水主要存在三次突变,第一、三次突变对应着山东主雨季（即汛期）的起、讫时间。在年循环和季节变化背景下,月内尺度振荡对CISO的调制过程中导致降水突变,其中月内振荡起着决定作用。4)主雨季降水量年代际变化明显,1975年之前降水偏多,21世纪开始降水持续偏多,期间约20年为偏旱期,出现中间旱、两头降水偏多的趋势。分离为年际和年代际尺度的降水量序列分别表现出显着的2—3a和11a周期振荡,年际变化两次突变发生在1976年和2005年前后,前一次突变与11a周期振荡关系密切,第二次突变由两个振荡周期共同调制所致。5)历年各模态振幅和相位变化对于气候平均的偏离各不相同,方差贡献也不同,这也是导致主雨季降水年际变化大的根本原因。主雨季起讫时间与降水量异常有明确的统计相关关系。主雨季开始偏晚,主雨季降水量可能偏少：主雨季结束和持续时间与主雨季降水量显着正相关。主雨季开始、结束偏早／晚年主要发生在山东降水年代际偏旱时期,即偏早期主雨季起讫时间偏离气候平均幅度较大。6)主雨季偏涝年北太平洋自春季出现较为明显的“南冷北暖”SSTA分布,并持续到秋季,可引起哈得莱环流显着减弱,其后夏季500hPa副高脊线位置偏北,导致降水明显偏多；反之亦然。主雨季偏涝年同期500hPa位势高度山东半岛至日本岛南部异常偏高,贝加尔湖和巴尔喀什湖南部区域位势高度异常偏低,表明副高易偏北,西风带多有低槽发展；200hPa位势高度沿40N有类似正CGT的波列存在,同时40°N以南／北西风急流分别表现为显着减弱／增强,即副热带急流偏北、加强。7)主雨季降水量异常与年循环、季节变化方差贡献显着相关（超过99.9%）,但主雨季降水的起伏、突变主要是由低频振荡决定的。典型偏涝年（1998）大气环流季节内振荡传播信号显着,季节内振荡降水峰值与经向风、纬向风经向在35°N附近、120°E附近峰值出现时间同步,经向风、纬向风传播位相一致。月内振荡这种同步存在阶段性。典型偏旱年（1999）则不然。旱、涝年大气环流低频振荡在纬向传播上差异显着,偏涝年不仅季节内振荡西传较强,月内振荡也同样比偏旱年明显。8)山东内陆及周边包括华北地区冬季降水有很高的一致性,但半岛东北部有很强的地域特点。产生这一局地气候现象的原因并非单一的“半岛效应”,也不是主要由半岛地形所致。冬季风背景下大气环流的高低指数循环导致冷、暖位相交替,大地形和海陆分布在环渤黄海的低层大气形成区域性次天气尺度的定常扰动;中高层大气层结稳定,低层不稳定,海洋向大气输送热量和水汽,以浅对流形式在半岛东北部产生降水。
强学民[9]（2010）在《华南前汛期降水时空变异规律》文中进行了进一步梳理华南前汛期是东亚副热带地区雨带向中国大陆推进的第一个典型阶段。华南前汛期开始和结束日期的确定、降水型和环流异常特征以及大气和海温如何影响前汛期降水的机制一直是人们关注的热点问题。本文利用NCEP/NCAR再分析资料以及中国790站逐日降水等资料,使用多种统计方法,通过合成分析、动力和天气学诊断,对上述问题进行了较为系统深入的分析。取得的主要成果有：（1）提出了在确定华南前汛期开始／结束日期的问题上,主要应考虑环流背景（表现为大气环流的转变及雨带的建立）和区域集中降水两个方面,来选择研究区域和站点,并由此定义了划分华南前汛期开始和结束日期的客观标准。结果表明,华南前汛期开始于4月第1候（19候）,结束于6月第4候（34候）,其降水具有明显的阶段性特征。其中开始阶段（4月份）的降水以锋面降水为主,而5、6月份的盛期降水则主要是季风降水。前汛期开始前,环流形势有利于华南地区增暖增湿；开始以后则有利于冷空气南下,造成连续降水,使华南进入前汛期。而前汛期的结束,则是由于东亚大气环流的季节调整,尤其是副热带高压的第次北跳所造成的。（2）定义了一个能够表征前汛期降水特征的华南前汛期降水指数,分析发现华南前汛期降水具有显着的年际变化特征,主要存在2-4年和准8年的年际振荡周期。近48年来,华南前汛期降水年际异常总体表现为下降趋势,该趋势是造成华南区域年总降水量减少的趋势的主要原因。前汛期降水具有4种不同的空间分布型（即全区一致旱、涝型,东多（少）西少（多）型,南多（少）北少（多）和中间偏多（少）而东、西偏少（多）型）,其中以全区一致偏涝／旱为主要分布型。前汛期开始日或结束的迟、早对前汛期雨量大小影响很大,这两个日期之间具有弱的正相关关系。（3）华南前汛期降水偏多时,亚洲东部上空300N附近存在一个以北太平洋风暴轴为轴线对称分布的正、负偶极子形势。前期冬季副高偏强,位置偏南、西伸明显；极涡较强,西伯利亚平原为高压控制,中纬度冷空气活动频繁,东亚大槽深厚、位置偏南,南支槽活跃时,是华南前汛期降水偏多的有利环流条件。降水偏多还对应着强的北太平洋涛动（NPO）、强的北大西洋涛动（NAO）和正的南方涛动（SO）指数。位于西太平洋地区的热带大气环流异常将通过类似EAP型的遥相关波列间接影响华南前汛期降水。（4）赤道东、西太平洋等主要关键区的海温异常与华南前汛期降水指数的时滞相关关系,在大约2-3年（30个月左右）的时间里,经历了一个从正（或负）相关到负（或正）相关的位相转换。该时滞相关过程及海温异常的变化型式,同热带太平洋SST年际变化主模态,即ENSO振荡类似。西太平洋暖池区120°E～180,20°S～20°N是前汛期降水具有预报意义的负相关海温关键区。赤道太平洋海温影响华南前汛期降水的主模态,是ENSO模态,即：当处于ENSO模态的正位相时,前期冬季热带西太平洋暖池海温异常偏冷、赤道东太平洋海温异常偏暖分布时,则华南前汛期降水将偏多；当处于ENSO模态的负位相时,则降水偏少。另外还发现热带西太平洋海温异常信号要比赤道东太平洋的异常信号提前4个月左右出现。（5）前期冬季海温关键区影响前汛期降水的可能物理过程是：当热带西太平洋暖池偏暖时,菲律宾周围对流活动会加强,这将引起北半球Nitta波列行星尺度扰动的异常。暖池附近对流活动异常,还可能导致Walker环流和东亚太平洋中、低纬局地Hadley环流的异常；而局地Hadley环流的异常可通过影响大气环流的遥相关波列,即使前汛期期间北半球500hPa高度场上出现有利于西太平洋副高偏东（偏西）,东亚中纬度槽减弱（加深）及鄂海阻高减弱（加强）的形势,从而造成华南前汛期降水偏少（多）（6）近50年来,华南前汛期开始日期有逐渐推迟趋势,而结束日期有逐渐提前趋势,因此,前汛期雨期长度总体有缩短趋势。华南前汛期雨季开始早晚与前期冬季大气环流存在显着的相关。当冬季北半球中高纬度具有较强的西风急流时,其北侧气旋环流越强（东亚大槽强）、南侧北太平洋副热带反气旋越强（副高强）,欧亚经向环流分量大,东亚冬季风强,有利于冷空气南下,造成前汛期开始日期偏早,反之前汛期开始就越晚。而对于结束日期偏早的年份,前期冬季副热带高压异常偏强、位置西伸,东亚大槽位置偏南、强度偏强,南北气压梯度大,东亚地区具有异常强大的冬季风。（7）华南前汛期开始日期早、晚年海温距平分布差异显着。当开始日期偏早,前期冬季热带西太平洋暖池海温异常偏低,东亚大陆东部沿海至北太平洋西部海温偏高,而赤道东太平洋海温异常偏低；对于偏晚年份,海温异常相反。海温场与华南前汛期结束日期的相关分析结果表明,前期冬季北太平洋中部到东亚沿岸以及热带西太平洋暖池海域的海温,是影响结束日期的正、负显着相关区。当前汛期结束日期偏早时,前期冬季暖池区海温偏高,而北太平洋中、西部海温偏低。晚结束年正好相反。
易明建[10]（2009）在《平流层极涡异常及其对对流层的影响研究》文中指出平流层和对流层的相互作用一直是大气科学领域一个非常基本的问题。传统的观点认为平流层是下面对流层天气系统的波动和能量的被动接受者,但是最近的研究表明同时也存在平流层异常反过来改变对流层天气形势的反馈过程。所以本论文在用等熵位涡诊断分析冬季平流层极涡气候特征的基础上统计了平流层极涡的异常变化;讨论了极涡异常变化对对流层大气环流和区域气候的影响,重点比较了不同极涡异常类型时我国冬季天气变化,用干绝热大气沿等熵面运动其位势涡度守恒的原理探讨了平流层极涡异常下传的机理;并用E-P通量分析了平流层极涡异常与行星波活动的关系;同时还通过NCAR开发的CAM 3.0大气环流模式模拟冬季平流层极涡,结合与观测资料分析的对比,研究了平流层极涡异常对对流层的影响。得到了如下的一些结果和新的认识:第一,利用NCEP资料计算等熵位涡（IPV）,通过对北半球冬季平流层极涡的等熵位涡分析概括了极涡的气候特征及其异常变化,指出强极涡崩溃时间较晚,而弱极涡崩溃时间较早。通过EOF分析得到冬季平流层极涡变化的主模态以及与之对应的北半球环状模（NAM）。IPV和NAM指数对极涡年代际变化的分析都显示20世纪末以来弱极涡出现的频率在增加。第二,按照NAM指数的大小将平流层极涡异常分为强极涡和弱极涡,按照IPV的分布又将强极涡分为东北亚型和北美型,根据不同的极涡异常类型讨论对对流层大气环流和区域天气的影响。平流层极涡异常会引起500hPa位势高度和地面温度的滞后响应,但是不同类型异常的影响不同。东亚地区在弱极涡时除了高纬度一些地区偏冷以外南方主要偏暖,增温由北向南逐步发展。在强极涡时偏冷,降温区逐渐的向南移动,后期对南方的影响比北方大。北美地区的变化与东亚地区有所不同,特别是在北美型强极涡时由于强极涡偏向北美一侧,使得北美大槽加强而东亚大槽减弱,北美地区东北部降温幅度更大,范围更大,影响时间也更长,温度的回升也更缓慢。第三,用干绝热大气沿等熵面运动其位势涡度守恒的原理讨论平流层极涡异常下传影响对流层的过程和机理。强极涡和弱极涡期间位温和位势涡度的垂直经向分布有明显的不同。强极涡时等位温面在北极地区比较高,并且向中纬度地区向下倾斜。因此当极涡向南延伸时,高位涡冷空气就会沿着倾斜的等位温面向下运动,将冷空气从高层的极地和高纬地区带到较低层的中纬度地区,甚至到达对流层低纬度地区,形成向下凹陷的高位涡区。弱极涡时等位温面在北极地区比较低,并且向中纬度地区向上倾斜,高位涡冷空气被限制在极地和高纬度地区,空气向下运动时更多的是将高位涡带到较低层的高纬度地区,因此对流层中低纬难以形成和维持高位涡区。2008年1月强极涡属于东北亚型,在我国东部地区经圈方向平流层极地高位涡明显向对流层低纬伸展,在南方上空高位涡气团形成并发展,与当时我国南方的大范围雪灾有很大关系;2009年1月强极涡对我国北方的降温有一定作用,之后极涡分裂变得极弱,平流层高位涡向对流层极地伸展,高位涡冷空气被限制在高纬度地区而难以向南发展,因而我国南方偏暖。第四,弱极涡过程中平流层1波和2波振幅存在多种可能的变化类型,过去的研究认为1波作用很大,就我们的分析而言2009年2月弱极涡时2波起了非常重要的作用。强极涡的中后期,1波和2波振幅有突然的增加,东北亚型强极涡的1波和2波振幅增加出现得比北美型时更早,同时极涡振幅的垂直变化都不同程度的伴随着行星波的下传。通过E-P通量的计算可以看到后期的对流层1波上传有明显加强,在平流层高纬度开始形成E-P通量的辐合。第五,通过CAM 3.0大气环流模式对平流层冬季极涡异常变化的模拟,得到冬季大气基本场与实际观测资料有较好的一致性,说明CAM 3.0能很好的模拟平流层极涡异常变化及其对对流层区域天气的影响。模拟结果显示平流层极涡异常时位涡垂直结构有明显的差异,表明通过高位涡的干绝热大气沿倾斜等熵面运动影响对流层确实是平流层异常下传的方式之一。除此之外,还对模拟的行星波和平均流进行了讨论,结果表明平流层极涡强或弱异常时对流层行星波上传有很大差异,上传的1波和2波在平流层引起平均流改变的区域也不同。平均流的变化会逐渐下传并可能在一段时间之后到达地面,影响地面大气环流和天气过程。最后也提出了本论文工作的不足之处,对下一步应进行的研究工作提出了设想。
二、2003 vs 2002: A large amplitude wintertime temperature anomaly reversion event and its anomalous atmospheric circulation（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、2003 vs 2002: A large amplitude wintertime temperature anomaly reversion event and its anomalous atmospheric circulation（论文提纲范文）
（1）中层大气动力学的微波研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 地球大气介绍 |
| 1.2.1 大气成分 |
| 1.2.2 大气结构 |
| 1.3 中层大气动力学 |
| 1.3.1 极地涡旋 |
| 1.3.2 平流层爆发性增温(SSW) |
| 1.3.3 行星波 |
| 1.3.4 Brewer-Dobson环流 |
| 1.4 观测分子简介 |
| 1.4.1 臭氧简介 |
| 1.4.2 一氧化碳简介 |
| 1.5 分子辐射谱线基本原理 |
| 1.5.1 黑体辐射 |
| 1.5.2 大气辐射谱线 |
| 1.5.3 谱线增宽 |
| 1.5.3.1 自然增宽 |
| 1.5.3.2 多普勒增宽 |
| 1.5.3.3 压力致宽 |
| 1.5.3.4 Voigt谱线 |
| 1.5.4 大气微波传输 |
| 1.6 大气计算中的数学方法 |
| 1.6.1 傅里叶变换 |
| 1.6.2 小波分析 |
| 1.7 大气数据库介绍 |
| 1.7.1 Aura MLS数据库 |
| 1.7.2 ERA-Intrim再分析数据 |
| 1.7.3 NCEP/NCAR再分析数据 |
| 1.7.4 NCEP GDAS-CPC数据 |
| 1.7.5 MERRA-2 数据库 |
| 1.7.6 HITRAN数据库 |
| 1.8 微波技术发展 |
| 1.9 本文的选题意义和研究内容 |
| 第二章 微波辐射计数据校正研究 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 O_3/CO微波辐射计 |
| 2.2.1 辐射计电路结构 |
| 2.2.2 辐射计观测循环 |
| 2.2.3 辐射计观测原理 |
| 2.2.3.1 热冷负载校正 |
| 2.2.3.2 迪克开关——频率切换 |
| 2.2.3.3 谱线基线校正 |
| 2.2.3.4 对流层衰减校正 |
| 2.3 结果与讨论 |
| 2.3.1 分子日夜谱线的对比 |
| 2.3.2 不同月份的CO谱线对比 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 辐射传输正向模拟与数据反演研究 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 大气传输模拟与反演 |
| 3.2.1 大气传输正向模型——ARTS |
| 3.2.2 光谱数据反演 |
| 3.2.2.1 最大后验估计法 |
| 3.2.2.2 反演算法的数学分析 |
| 3.2.2.3 误差分析 |
| 3.2.2.4 平均内核矩阵 |
| 3.2.2.5 风速反演原理 |
| 3.2.2.6 反演时参数的设定 |
| 3.3 反演结果分析 |
| 3.3.1 分子信号模拟结果 |
| 3.3.2 分子垂直分布反演 |
| 3.3.3 AVK和模拟误差分析 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 中层大气动力学研究 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 2017-2018 年冬季SSW期间中纬度大气现象研究 |
| 4.2.1 SSW对中纬度高层大气的影响 |
| 4.2.1.1 SSW对中层大气中CO含量影响 |
| 4.2.1.2 SSW对中间层纬向风速的影响 |
| 4.2.1.3 SSW期间中纬度大气温度的变化 |
| 4.2.2 SSW期间中纬度行星波谱分析 |
| 4.2.2.1 纬向波迁移分析 |
| 4.2.2.2 波谱变化分析 |
| 4.2.2.3 CO变化的小波分析 |
| 4.2.3 SSW对中纬度地表气候的影响 |
| 4.3 结果与讨论 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 结论与展望 |
| 引用文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（2）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 |
（3）北极平流层极涡变化与北半球冬季对流层天气异常的联系（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 平流层大气研究的重要性 |
| 1.2 平流层极涡研究的重要性 |
| 1.3 影响北极平流层极涡的因子 |
| 1.4 北极平流层极涡异常对对流层天气的影响 |
| 1.5 论文的研究内容 |
| 参考文献 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.1.1 NCEP/NCAR再分析资料 |
| 2.1.2 ERA-Interim再分析资料 |
| 2.1.3 JRA-55再分析资料 |
| 2.1.4 HadISST资料 |
| 2.1.5 CMIP5模式资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 北半球环状模(NAM) |
| 2.2.2 对流层阻塞指数 |
| 2.2.3 Eliassen–Palm波通量 |
| 2.2.4 三维Plumb波通量 |
| 2.2.5 等效椭圆 |
| 参考文献 |
| 第三章 平流层强、弱极涡事件与对流层阻塞异常的联系 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 数据与方法介绍 |
| 3.2.1 数据 |
| 3.2.2 方法 |
| 3.3 强、弱极涡事件期间平流层极涡的演变特征 |
| 3.4 强、弱极涡事件期间对流层环流异常特征 |
| 3.5 对流层阻塞对大气波动和极端平流层极涡事件的影响 |
| 3.6 对流层阻塞、急流以及风暴轴对平流层极涡异常的响应 |
| 3.7 小结 |
| 参考文献 |
| 第四章 不同强度的平流层极涡状态下欧亚大陆冷空气爆发 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 数据与方法介绍 |
| 4.2.1 数据 |
| 4.2.2 方法 |
| 4.3 不同强度平流层极涡下欧亚大陆冷空气爆发的异同 |
| 4.4 不同强度平流层极涡在欧亚大陆冷空气爆发中的角色 |
| 4.5 平流层极涡和欧亚大陆冷空气爆发在年际时间尺度上的联系 |
| 4.6 小结 |
| 参考文献 |
| 第五章 ENSO和QBO对平流层极涡与欧亚大陆冷空气爆发年际关系的调节 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 数据与方法介绍 |
| 5.2.1 数据 |
| 5.2.2 方法 |
| 5.3 ENSO和QBO对北极平流层极涡与欧亚大陆CAOs年际关系的影响 |
| 5.4 ENSO和QBO对北极平流层极涡与欧亚大陆CAOs关系年代际变化的影响 |
| 5.5 小结 |
| 参考文献 |
| 第六章 北极平流层极涡偏移的前兆信号及极涡偏移的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 数据与方法介绍 |
| 6.2.1 数据 |
| 6.2.2 方法 |
| 6.3 平流层极涡偏移事件的特征 |
| 6.4 行星尺度波动在平流层极涡移动中的角色 |
| 6.5 对流层阻塞异常模态对平流层极涡偏移事件的影响 |
| 6.6 平流层极涡偏移事件对对流层环流以及低温事件的影响 |
| 6.7 小结和讨论 |
| 参考文献 |
| 第七章 总结与讨论 |
| 7.1 论文主要结论 |
| 7.2 论文主要创新点 |
| 7.3 讨论与展望 |
| 附录 Ⅰ：英文名称缩写列表 |
| 附录 Ⅱ：在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（4）平流层爆发性增温及其对东亚冬季风的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.1.1 SSW的特征 |
| 1.1.2 SSW的发生机制 |
| 1.1.3 SSW对对流层的影响 |
| 1.2 研究现状分析 |
| 1.3 本文的研究内容 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 特色与创新 |
| 第二章 资料与研究方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 谐波分析 |
| 2.2.2 合成分析及显着性检验 |
| 2.2.3 AO指数 |
| 第三章 行星波活动对不同类型SSW的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 SSW事件的选取和分类 |
| 3.3 极涡转移型、极涡分裂型强SSW和弱SSW的环流对比 |
| 3.4 SSW过程中行星波振幅及EP通量的变化 |
| 3.4.1 极涡转移型强SSW过程中行星波振幅和EP通量的变化 |
| 3.4.2 极涡分裂型强SSW过程中行星波振幅和EP通量的变化 |
| 3.4.3 弱SSW过程中行星波振幅和EP通量的变化 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 平流层爆发性增温对东亚冬季风的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 SSW异常下传事件的选取 |
| 4.3 SSW对对流层中下层的影响 |
| 4.4 行星波在SSW正位势高度异常下传过程中的作用 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 SSW异常是否下传的分类特征 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 SSW异常下传事件与异常未下传事件的环流对比 |
| 5.3 SSW异常下传事件的行星波活动特征 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 作者在读期间科研成果 |
| 致谢 |
（5）热带大西洋海温异常对西北太平洋热带气旋活动的影响及机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的及意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 热带太平洋海温变率与TC活动的关系 |
| 1.2.2 大气低频模态与TC活动的关系 |
| 1.2.3 热带大西洋海温异常与TC活动的关系 |
| 1.2.4 TC的季节预报 |
| 1.3 拟解决的问题 |
| 1.4 论文章节安排 |
| 参考文献 |
| 第二章 春季热带大西洋海温异常对西北太平洋热带气旋活动的影响 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 资料和方法 |
| 2.3 时间序列分析 |
| 2.4 合成差值分析 |
| 2.5 大尺度环流背景 |
| 2.6 结论和讨论 |
| 参考文献 |
| 第三章 西北太平洋热带气旋活动与夏季热带大西洋海温的联系 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料和方法 |
| 3.3 相关关系分析 |
| 3.4 合成差值分析 |
| 3.5 线性回归分析 |
| 3.6 结论 |
| 参考文献 |
| 第四章 西北太平洋热带气旋生成频次的统计季节预报模型 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 资料和方法 |
| 4.3 预测因子 |
| 4.4 预测模型 |
| 4.5 预测模型检验 |
| 4.6 结论 |
| 参考文献 |
| 第五章 热带大西洋海温异常与南海夏季风活动的关系 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 资料和方法 |
| 5.3 相关关系分析 |
| 5.4 可能机制分析 |
| 5.4.1 春季NTA对SCSSM的影响 |
| 5.4.2 夏季NTA对SCSSM的影响 |
| 5.5 SCSSM预测的统计模型 |
| 5.6 结论 |
| 参考文献 |
| 第六章 南海夏季风季节内振荡的不同位相对西北太平洋热带气旋活动的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 资料和方法 |
| 6.3 夏季风期间南海对流活动的ISO特征 |
| 6.3.1 对流活跃期和不活跃期的定义 |
| 6.3.2 活跃期与不活跃期的气候学特征 |
| 6.4 南海夏季风期间TC活动的气候特征 |
| 6.5 位涡倾向诊断分析 |
| 6.6 数值模拟 |
| 6.6.1 模式说明及试验设计 |
| 6.6.2 试验结果分析 |
| 6.7 结论 |
| 参考文献 |
| 第七章 总结和展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 论文主要的创新点 |
| 7.3 讨论与展望 |
| 致谢 |
| 在读期间科研情况 |
| 1. 论文发表情况 |
| 2. 参与科研项目 |
| 3. 参加学术会议 |
（6）北半球平流层最后增温过程及其与南亚夏季风爆发的联系（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 平流层增温事件研究概述 |
| 1.2.1 平流层冬季爆发性增温事件(SSW) |
| 1.2.2 平流层春季最后增温事件(SFW) |
| 1.2.3 平流层环流异常和对流层天气系统 |
| 1.3 亚洲夏季风爆发过程的研究回顾 |
| 1.4 问题的提出 |
| 1.5 研究的主要内容及章节安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 多种相关分析 |
| 2.2.2 t-检验 |
| 2.2.3 Eliassen-Palm通量 |
| 2.2.4 Ertel位涡(PV) |
| 第三章 北半球平流层SFW事件的爆发过程及其年际和年代际变化 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 SFW事件爆发日期的确定 |
| 3.3 SFW事件爆发过程及其年际和年代际变化 |
| 3.3.1 纬向风场演变 |
| 3.3.2 波动活动的演变 |
| 3.3.3 环流异常场的演变特征 |
| 3.3.4 SFW爆发时间的年代际变化 |
| 3.4 ERA-Interim资料中的SFW事件爆发过程 |
| 3.5 SFW与秋季极涡建立事件的比较 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 北半球平流层SFW事件的爆发时间与前期冬季SSW事件发生的联系 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 SFW与强、弱SSW事件爆发过程气候特征的比较 |
| 4.2.1 强、弱SSW事件的定义 |
| 4.2.2 平流层各增温事件爆发过程气候特征的比较 |
| 4.3 春季SFW爆发早晚与强SSW事件的联系 |
| 4.3.1 SFW爆发早晚与强SSW事件发生的联系 |
| 4.3.2 SFW爆发早晚与强SSW事件爆发时间的联系 |
| 4.3.3 相关的环流及波动的演变特征 |
| 4.4 影响SFW事件爆发早晚的对流层前兆信号 |
| 4.4.1 冬季SSW事件与SFW偏晚事件 |
| 4.4.2 SFW偏早事件 |
| 4.4.3 欧洲西部的对流层高压系统 |
| 4.5 SFW爆发早晚与强、弱SSW事件关系的比较 |
| 4.5.1 统计特征 |
| 4.5.2 环流和波动特征 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 北半球平流层SFW事件的爆发与南亚夏季风爆发的联系 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 统计联系 |
| 5.2.1 线性相关关系 |
| 5.2.2 奇异值分解 |
| 5.2.3 年代际变化 |
| 5.3 联系SFW与南亚夏季风爆发的物理过程 |
| 5.3.1 南亚夏季风系统异常 |
| 5.3.2 对流层高层与平流层低层(UTLS)环流异常 |
| 5.3.3 SFW事件与春季NAM和AO的关系 |
| 5.3.4 NAM、AO与南亚夏季风爆发的联系 |
| 5.4 SFW爆发异常年份南亚夏季风系统逐日演变的对比 |
| 5.4.1 SFW偏晚年 |
| 5.4.2 SFW偏早年 |
| 5.5 SFW事件与ENSO的关系 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 CMIP5模式对北半球平流层SFW事件模拟的评估 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 CMIP5模式对SFW爆发日期的模拟 |
| 6.3 CMIP5模式对SFW事件与前期环流关系的模拟 |
| 6.4 CMIP5模式对SFW事件与南亚夏季风爆发关系的模拟 |
| 6.5 本章小结 |
| 第七章 总结与讨论 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 讨论与展望 |
| 7.3 特色和创新点 |
| 附录 |
| A-1 等熵位涡纬度坐标的构建 |
| A-2 30 hPa层次上平流层增温事件的爆发日期 |
| A-3 10 hPa层次上平流层增温事件爆发日期及强SSW事件爆发类型 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
| 致谢 |
（7）南亚高压的生成和形态变异对亚洲夏季风爆发的影响（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| §1.1 研究意义 |
| §1.2 亚洲夏季风爆发过程的研究回顾 |
| 1.2.1 孟加拉湾夏季风爆发过程 |
| 1.2.2 南海夏季风爆发过程 |
| 1.2.3 印度夏季风爆发过程 |
| §1.3 南亚高压研究概述 |
| §1.4 问题的提出 |
| §1.5 研究内容介绍 |
| §1.6 资料介绍 |
| 1.6.1 大气资料 |
| 1.6.2 海洋资料 |
| 第二章 南亚高压的激发及其对孟加拉湾夏季风爆发过程的影响 |
| §2.1 引言 |
| §2.2 孟加拉湾夏季风爆发日期的确立 |
| §2.3 孟加拉湾夏季风爆发前南亚高压的演变特征 |
| 2.3.1 南亚高压的形成过程 |
| 2.3.2 南亚高压形成的动力学机制 |
| 2.3.3 南亚高压形成过程的年际变化 |
| §2.4 南亚高压的演变与高层抽吸作用 |
| 2.4.1 孟加拉湾季风爆发前南亚高压的加强和发展 |
| 2.4.2 与南亚高压加强发展有关的高层抽吸作用 |
| §2.5 本章小结 |
| 第三章 孟加拉湾夏季风爆发过程中的低层海气相互作用 |
| §3.1 引言 |
| §3.2 海洋混合层厚度的定义方法 |
| §3.3 孟加拉湾季风爆发性涡旋形成过程中的海气相互作用 |
| 3.3.1 孟加拉湾春季暖池的演变过程 |
| 3.3.2 孟加拉湾爆发性涡旋形成发展的气候特征 |
| 3.3.3 MOV形成过程中的高低空环流耦合 |
| §3.4 孟加拉湾夏季风爆发前后海洋混合层热状况的气候特征 |
| 3.4.1 海洋混和层的热力学方程 |
| 3.4.2 海表热通量的变化特征 |
| 3.4.3 海洋混和层中的平流和夹卷作用 |
| §3.5 本章小结 |
| 第四章 南亚高压的西伸发展与亚洲夏季风的爆发屏障 |
| §4.1 引言 |
| §4.2 亚洲夏季风爆发的定义方法 |
| §4.3 亚洲夏季风爆发和推进过程的降水演变 |
| §4.4 亚洲夏季风爆发和推进的环流特征 |
| 4.4.1 高层南亚高压的演变特征 |
| 4.4.2 中层副热带高压带的断裂 |
| 4.4.3 低空环流变化和水汽输送 |
| §4.5 孟加拉湾季风对流与亚洲夏季风的“爆发屏障” |
| 4.5.1 环流变化 |
| 4.5.2 局地海-陆-气相互作用 |
| §4.6 本章小结 |
| 第五章 南亚高压形态变异与印度夏季风爆发的强迫惯性不稳定 |
| §5.1 引言 |
| §5.2 不同标准定义的印度夏季风爆发日期的对比 |
| §5.3 强迫惯性不稳定的动力学特征 |
| 5.3.1 公式推导 |
| 5.3.2 纬向地转流对惯性不稳定的强迫作用 |
| §5.4 印度夏季风爆发过程的气候特征 |
| 5.4.1 对流层高层南亚高压的形态变异 |
| 5.4.2 对流层中层副热带反气旋的演变特征 |
| 5.4.3 对流层低层的辐合运动与强迫惯性不稳定 |
| §5.5 印度夏季风爆发时高、低空环流的耦合过程 |
| 5.5.1 印度夏季风垂直环流的演变特征 |
| 5.5.2 高、空环流的耦合过程及相互关系 |
| §5.6 本章小结 |
| 第六章 与ENSO有关的南亚高压形态的年际变化及其对亚洲夏季风爆发过程的影响 |
| §6.1 引言 |
| §6.2 ENSO事件相关环流场的气候特征 |
| §6.3 ENSO事件对孟加拉湾夏季风爆发过程的调控 |
| 6.3.1 对南亚高压激发和发展的影响 |
| 6.3.2 对孟加拉湾低空环流和季风降水的作用 |
| 6.3.3 高、低空环流耦合过程的差异 |
| §6.4 不同ENSO背景下印度夏季风爆发时高、低层环流的耦合特征 |
| 6.4.1 南亚高压的受激变异与高层辐散形势 |
| 6.4.2 中层环流特征与阿拉伯半岛的感热加热异常 |
| 6.4.3 惯性不稳定与低层散度变化 |
| 6.4.4 高、低空环流的耦合特征 |
| §6.5 本章小结 |
| 第七章 总结和讨论 |
| §7.1 主要结论 |
| §7.2 讨论与展望 |
| 附录 |
| §A.1 全型涡度方程和热力适应理论 |
| §A.2 纬向非对称不稳定理论 |
| §A.3 惯性不稳定理论 |
| 参考文献 |
| 科研经历 |
| 致谢 |
（8）山东降水的多尺度性与地域特征研究（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 山东降水的气候研究现状 |
| 1.3 国内外降水的多尺度性研究进展 |
| 1.4 降水影响因子的研究进展 |
| 1.4.1 夏季风降水 |
| 1.4.2 冬季风降水 |
| 1.5 科学问题的提出和研究内容 |
| 1.6 章节安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料说明 |
| 2.2 方法介绍 |
| 第三章 降水的多尺度气候特征 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 中国东部降水的阶段性及其演变 |
| 3.2.1 降水的年变化 |
| 3.2.2 降水的不同尺度分量 |
| 3.3 山东降水的区位特征 |
| 3.4 山东降水与东亚高空急流 |
| 3.4.1 年循环 |
| 3.4.2 季节变化 |
| 3.4.3 季节内振荡与月内振荡 |
| 3.5 主雨季的气候形成 |
| 3.5.1 主雨季降水的突变事实 |
| 3.5.2 主雨季的起讫与多尺度调制 |
| 3.5.3 主雨季降水与大气环流的演变 |
| 3.5.4 主雨季起讫的环流形势 |
| 3.6 季节内降水的时空分布 |
| 3.6.1 降水时空分型 |
| 3.6.2 低频振荡与降水突变 |
| 3.6.3 季节内降水异常的环流特征 |
| 3.7 小结 |
| 第四章 降水日变化及地域性 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 日变化特征 |
| 4.2.1 降水发生率的地域性 |
| 4.2.2 降水量的地域性 |
| 4.2.3 雨强的地域性 |
| 4.3 日变化的季节差异 |
| 4.4 旱/涝年的日变化 |
| 4.5 降水日变化的可能成因探讨 |
| 4.5.1 基本事实 |
| 4.5.2 午后峰值的讨论 |
| 4.5.3 夜间—清晨峰值的讨论 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 主雨季异常降水及其多尺度性 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 主雨季异常降水 |
| 5.2.1 主雨季起讫异常 |
| 5.2.2 主雨季降水量异常 |
| 5.3 主雨季异常降水的多尺度分析 |
| 5.3.1 异常降水的不同尺度分量 |
| 5.3.2 典型旱/涝年降水的不同尺度分量 |
| 5.3.3 典型旱/涝年SST与环流异常 |
| 5.4 旱/涝年主雨季大气环流低频振荡与降水异常 |
| 5.4.1 降水与大气环流的季节内振荡 |
| 5.4.2 降水与大气环流的月内振荡 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 冬季降水的地域性 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 冬季降水特征 |
| 6.3 半岛冬季地域性降水 |
| 6.3.1 降水时空特征 |
| 6.3.2 西风指数循环与冷、暖位相交替 |
| 6.3.3 冷、暖位相主导半岛地域性降水 |
| 6.4 可能成因探讨 |
| 6.4.1 海洋的热力状态 |
| 6.4.2 冷、暖位相的环流异常 |
| 6.4.3 区域性的准定常扰动 |
| 6.4.4 大气层结与浅对流降水 |
| 6.4.5 海—陆边界层的斜压作用 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 特色及创新点 |
| 7.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
| 发表的学术论文 |
（9）华南前汛期降水时空变异规律（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 第一节 引言 |
| 第二节 华南前汛期的研究现状 |
| 第三节 华南前汛期降水研究中待解决的两个关键问题 |
| 第四节 本文拟研究的问题 |
| 第五节 本研究的资料和方法 |
| 第六节 本文的创新之处 |
| 本章参考文献 |
| 第二章 华南前汛期雨季开始和结束日期的确定 |
| 第一节 引言 |
| 第二节 华南前汛期区域和站点的选择 |
| 第三节 华南前汛期降水量气候特征分析 |
| 第四节 前汛期期间各种物理量随时间的演变特征 |
| 第五节 华南前汛期逐年降水时段的确定 |
| 第六节 前汛期开始和结束前、后环流场的基本特征 |
| 第七节 本章小结 |
| 本章参考文献 |
| 第三章 华南前汛期降水的时空变化特征 |
| 第一节 引言 |
| 第二节 华南前汛期降水指数的定义 |
| 第三节 华南前汛期降水的时空变化特征 |
| 第四节 本章小结 |
| 本章参考文献 |
| 第四章 华南前汛期降水异常同大气环流和海温的关系 |
| 第一节 引言 |
| 第二节 华南前汛期降水与全球大气环流的相关分析 |
| 第三节 前汛期降水与全球海温的联系 |
| 第四节 前冬海温和大气环流异常对前汛期降水的影响 |
| 第五节 本章小结 |
| 本章参考文献 |
| 第五章 华南前汛期起止日期的年际变化及相关的海气异常型 |
| 第一节 引言 |
| 第二节 华南前汛期开始和结束日期的变化分析 |
| 第三节 华南前汛期日期指标同前冬大气环流和海温的关系 |
| 第四节 本章小结 |
| 本章参考文献 |
| 第六章 结论与讨论 |
| 第一节 全文总结 |
| 第二节 问题与展望 |
| 致谢 |
（10）平流层极涡异常及其对对流层的影响研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 平流层极涡的研究概况 |
| 1.2.1 极涡气候特征的诊断分析研究 |
| 1.2.2 平流层极涡变化与行星波上传的研究 |
| 1.2.3 平流层极涡变化对对流层的影响的研究 |
| 1.2.4 平流层极涡的数值模拟研究 |
| 1.2.5 平流层极涡的最新研究进展 |
| 1.2.6 尚待研究的问题 |
| 1.3 本论文的主要内容和研究意义 |
| 第2章 资料和研究方法介绍 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 研究方法介绍 |
| 2.2.1 等熵位涡及其计算方法 |
| 2.2.2 北半球环状模（NAM）及其计算方法 |
| 2.2.3 模式介绍及数值模拟方法 |
| 第3章 北半球冬季平流层极涡的气候特征 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 北半球冬季平流层月平均极涡形态 |
| 3.3 北半球冬季平流层极涡的年代际变化 |
| 3.3.1 用等熵位涡讨论极涡强度的变化 |
| 3.3.2 用北半球环状模讨论极涡强度的变化 |
| 3.3.3 极涡形成和崩溃日期的变化 |
| 3.4 北半球冬季平流层极涡的变化类型 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 平流层极涡异常时对流层温压场的变化 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 平流层极涡异常与对流层位势高度场的相关性 |
| 4.2.1 平流层极涡的强弱变化 |
| 4.2.2 平流层弱极涡与对流层位势高度的相应变化 |
| 4.2.3 平流层强极涡与对流层位势高度的相应变化 |
| 4.3 平流层极涡异常时对流层温压场的滞后变化 |
| 4.3.1 东亚大槽和北美大槽的时间变化 |
| 4.3.2 地面温度变化过程 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 平流层极涡异常的等熵位涡分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 2007/2008 和2008/2009 年冬季平流层极涡异常 |
| 5.2.1 从NAM 指数变化比较极涡变化的异同 |
| 5.2.2 等熵位涡变化的比较 |
| 5.2.3 温度场变化的比较 |
| 5.2.4 温度梯度和平均纬向风的变化 |
| 5.3 中国东南部温度和位涡变化 |
| 5.4 极涡异常的位涡分析及其下传的机理探讨 |
| 5.4.1 2008 年和2009 年强极涡时东亚位涡的经向-高度分布 |
| 5.4.2 2008 年和2009 年强极涡时东欧位涡的经向-高度分布 |
| 5.4.3 2008 年和2009 年强极涡时北美位涡的经向-高度分布 |
| 5.4.4 北美型强极涡时东亚和北美的位涡经向-高度分布 |
| 5.4.5 弱极涡期间位涡的经向-高度分布 |
| 5.4.6 2008 和2009 年1-2 月对流层等熵位涡水平分布 |
| 5.5 本章小结 |
| 第6章 平流层极涡异常与行星波活动的关系 |
| 6.1 引言 |
| 6.1.1 平流层极涡异常与行星波活动的关系 |
| 6.1.2 行星波传播和波流相互作用 |
| 6.1.3 谐波分析方法 |
| 6.2 极涡异常与行星波振幅变化 |
| 6.2.1 弱极涡的行星波振幅变化 |
| 6.2.2 强极涡的行星波振幅变化 |
| 6.3 极涡异常与E-P 通量变化 |
| 6.3.1 弱极涡的E-P 通量变化 |
| 6.3.2 强极涡的E-P 通量变化 |
| 6.4 本章小结 |
| 第7章 平流层极涡异常的数值模拟 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 极涡数值模拟结果与观测资料的比较 |
| 7.2.1 位势高度气候平均状态 |
| 7.2.2 平均纬向风的垂直结构 |
| 7.2.3 冬季平流层位势高度异常的主模态 |
| 7.3 平流层极涡异常的数值模拟结果分析 |
| 7.3.1 平流层极涡的年际变化 |
| 7.3.2 平流层等熵位涡异常变化 |
| 7.3.3 平均纬向风异常变化 |
| 7.3.4 对流层位势高度变化 |
| 7.3.5 近地面温度变化趋势 |
| 7.4 平流层极涡异常时位涡的垂直结构 |
| 7.4.1 强极涡时位涡的垂直结构 |
| 7.4.2 弱极涡时位涡的垂直结构 |
| 7.5 平流层极涡异常时的行星波活动 |
| 7.5.1 行星波振幅变化 |
| 7.5.2 行星波垂直传播 |
| 7.5.3 波流相互作用 |
| 7.6 平均纬向风异常的下传 |
| 7.7 本章小结 |
| 第8章 全文总结和下一步工作设想 |
| 8.1 全文总结 |
| 8.1.1 北半球冬季平流层极涡的气候特征 |
| 8.1.2 平流层极涡异常时对流层温压场的变化 |
| 8.1.3 平流层极涡异常的等熵位涡分析 |
| 8.1.4 平流层极涡异常与行星波活动的关系 |
| 8.1.5 平流层极涡异常的数值模拟 |
| 8.2 论文的贡献和创新点 |
| 8.3 下一步工作设想 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读学位期间发表的学术论文与取得的其他研究成果 |
四、2003 vs 2002: A large amplitude wintertime temperature anomaly reversion event and its anomalous atmospheric circulation（论文参考文献）
- [1]中层大气动力学的微波研究[D]. 王豫科. 吉林大学, 2021(01)
- [2]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)
- [3]北极平流层极涡变化与北半球冬季对流层天气异常的联系[D]. 黄金龙. 兰州大学, 2019(08)
- [4]平流层爆发性增温及其对东亚冬季风的影响[D]. 徐路扬. 成都信息工程大学, 2015(03)
- [5]热带大西洋海温异常对西北太平洋热带气旋活动的影响及机理研究[D]. 霍利微. 南京信息工程大学, 2015(12)
- [6]北半球平流层最后增温过程及其与南亚夏季风爆发的联系[D]. 胡景高. 南京信息工程大学, 2014(07)
- [7]南亚高压的生成和形态变异对亚洲夏季风爆发的影响[D]. 刘伯奇. 南京信息工程大学, 2013(02)
- [8]山东降水的多尺度性与地域特征研究[D]. 于群. 中国海洋大学, 2011(09)
- [9]华南前汛期降水时空变异规律[D]. 强学民. 南京大学, 2010(04)
- [10]平流层极涡异常及其对对流层的影响研究[D]. 易明建. 中国科学技术大学, 2009(11)