一、NUMERICAL SIMULATION OF INFLUENCE OF INDIAN OCEAN SSTAON WEATHER AND CLIMATE IN ASIAN MONSOON REGION（论文文献综述）
罗小青[1]（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。
王旭栋[2]（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》文中进行了进一步梳理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。
刘佳伟[3]（2021）在《基于CESM模式的全球1.5和2℃增温背景下东亚气候响应及其机制研究》文中进行了进一步梳理本文利用NCAR（National Center for Atmospheric Research）研发的高性能地球系统模式CESM（Community Earth System Model）瞬变态和平衡态多集合模拟结果系统地研究了包括东亚夏季风、陆地温度与降水极端事件和海洋热浪在内的东亚气候在低增温（1.5℃和2℃）背景下的响应。在此基础上,分别比较了2℃与1.5℃增温背景之间和平衡态模拟与瞬变态模拟之间东亚地区气候响应的差异。进一步揭示了低增温背景下东亚气候的响应机制及在瞬变态和平衡态模拟中的异同。主要结论如下:（1）低增温背景下,东亚夏季风降水将显着增加,环流变化微弱。夏季风降水响应的关键区域为东亚南部地区,该区域响应最强。同时,东亚南部地区也是额外0.5℃增温变化最显着的区域,但平衡态相较瞬变态在该区域的正差异更为显着。水汽收支方程诊断表明,两种情景下,东亚沿海地区低层水汽增加较多热力作用较强,因而有利于降水增强,而动力作用和瞬变涡动作用则存在明显空间差异。进一步分析表明,东亚副热带西风急流通过调制东亚地区的上升运动和天气尺度扰动,影响动力作用和瞬变涡动作用,尤其是显着增强了平衡态下的瞬变涡动作用,在很大程度上造成了平衡态与瞬变东亚夏季风降水响应的差异。而西风急流的差异则主要是两个情境中温室气体排放差异引起的对流层中高层大气增温模态差异所导致的。另一方面,瞬变涡动作用同时还受到青藏高原潜热增强的影响。（2）低增温背景下,东亚极端温度和降水指数大多都有较为显着的响应。极端温度指数中TXx（年最大高温）和TNn（年最小低温）指数在东亚地区增长较为均一,SU25（夏日天数）指数在低纬度增长更为显着,FD0（霜冻天数）指数则在中高纬度减弱更多。与高温相关的TXx和SU25指数,历史时期20年一遇的极端情况发生概率增加,与低温相关的TNn和FD0指数则几乎不会发生。温度极端指数对额外0.5℃增温响应敏感。降水极端指数除CDD（连续干旱）指数以外,SDII（平均降水强度）、R10（10mm以上降水天数）和R95p（95分位数以上降水量）指数在东亚地区都显着增长,且2℃相较1.5℃增温在中国南方地区有显着的增强。平衡态相较瞬变态模拟,极端温度指数区域平均差异较小,而SDII、R10和R95p在中国南方地区为显着的正差异。温室气体排放控制的平均温度的变化是导温度极端事件的最重要的因子,降水年平均值和变率同时影响极端降水指数。夏季风降水的增强是年平均降水量增加的主要原因,而降水变率的增大则主要是由于平均上升运动在中国南部的增强。东亚地区极端事件的演变也与中亚地区存在较大的差异,表现出平缓、持续和确定性高的特点。（3）低增温背景下,东亚邻近海域海洋热浪的各个特征指数都有较为显着的响应。海洋热浪强度在中高纬度沿海地区增强最显着,海洋热浪持续时间和总天数在低纬度响应最强,海洋热浪积温则兼具前者高值区域。额外0.5℃的增温会显着增强海洋热浪各个特征指数,而平衡态相较瞬变态模拟,海洋热浪特征指数在中国东海及30℃左右的延伸区域均为正差异。平均SST（海表温度）的增强主导了海洋热浪各个特征指数的增强,其中海洋热浪强度与平均SST空间响应相似;海洋热浪持续时间和总天数在低纬响应最为显着,其主要是因为低纬度SST的季节差异较小,SST数值的概率分布较为集中,海洋热浪发生概率的改变对平均SST变化较为敏感。东亚邻近海域SST的快慢响应过程特征明显,瞬变态由快响应主导,表面通量作用显着,表层增温最快;平衡态温室气体排放减少,表面通量作用减弱,次表层增温最快,慢响应逐步显现,对上层SST起到保温作用甚至使其持续增温。（4）东亚整体而言,低增温背景下气候响应显着。2℃相较于1.5℃增温,气候响应差异显着,气候极端事件的强度和频率都将显着增加。与温度相关的陆地海洋极端事件主要对GMST（全球平均表面气温）的变化较为敏感,平衡态相较瞬变态,夏季风降水和极端降水差异显着。这表明现有大多数使用瞬变态模拟的研究可能严重低估了东亚地区的平均和极端降水响应。
钱伊恬[4]（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》文中提出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。
陈婕[5]（2021）在《中全新世和现代东亚季风边缘区气候变化及其西风-季风协同作用机制研究》文中进行了进一步梳理东亚夏季风北界随着东亚夏季风强弱变化出现的年际和年代际的波动范围被称为季风边缘区。季风边缘区地处东亚夏季风和中纬度西风环流系统的过渡带,受到东亚夏季风和西风系统的双重影响,气候表现形势复杂,是典型的农牧交错带、气候敏感带和自然灾害的频发区。目前有大量的研究将目光投向了东亚夏季风边缘区的气候变化。然而,大部分的研究主要从东亚夏季风的角度理解季风边缘区的气候变化,西风对季风边缘区的影响却缺乏关注,并且仅有的研究也不够深入。由于东亚夏季风和西风两大系统在季风边缘区博弈,并相互作用,这导致在研究季风边缘区的气候变化时,并不能只考虑西风或者季风的影响,而是需要理解两者的共同作用。因此,本文从现代气候角度出发,探讨季风边缘区气候变化特征及其相应的西风-季风协同作用机制,并进一步理解季风边缘区与周边地区气候的异同。此外,基于对现代气候的理解,进一步利用古气候代用资料和地球系统模式EC-Earth3的气候模拟结果,将研究拓展到中全新世时期,探讨轨道参数变化和植被反馈作用对东亚夏季风北界的影响。主要获得了以下认识:1.定义了一个适用于长时间尺度的具有明确气候-生态-地理界线意义的东亚夏季风北界指标（气候北界新指标）。该指标的定义为夏季（5-9月）2mm day-1的等降水线（即300mm降水量）。气候北界指标指示的季风边缘区与我国现代土地覆被类型、气候转换带以及潜在自然植被类型的空间分布存在很好的对应关系,也与风场突变位置一致,具有明确的气候-生态-地理界线意义。其范围覆盖了甘肃中部、宁夏北部、内蒙古中东部以及东北地区,北可深入到中蒙边界,南可退缩到山东-河南中部一线。东亚夏季风北界位置偏北时,东亚夏季风和西风同时增强,使得东北地区的气旋北移;而北界位置偏南时,东亚夏季风减弱。2.揭示了夏季东亚地区年际西风-季风协同作用机制,并定义了一个年际西风-季风协同作用指数。西风和东亚夏季风的协同作用能够使得西风携带的来自中高纬的冷空气和季风携带的来自低纬的暖湿空气在季风边缘区交汇,增强水汽输送和大气不稳定度,促进上升运动的形成,共同导致季风边缘区降水增多,东亚夏季风北界往西北方向移动。西风-季风协同作用可以进一步导致西风和季风的相互作用,使得西风和东亚夏季风在季风边缘区交汇形成异常气旋,并相互增强,导致季风边缘区降水进一步增多。影响该协同作用的西风强度主要受控于丝绸之路遥相关（SRP）和西风急流的南北移动（JMD）,东亚夏季风主要受ENSO和印度洋海温的影响。基于以上发现,本文参考影响西风-季风协同作用的西风指数和东亚夏季风指数与季风边缘区降水之间的相关关系,定义了一个年际西风-季风协同作用指数,该指数能够刻画出西风和东亚夏季风对季风边缘区降水的共同影响。3.阐明了受西风环流主控的蒙古高原与中纬度季风显着影响区的降水在年际和年代际尺度上降水呈现出一致性的变化特征。北大西洋和中亚地区与欧洲和蒙古高原高度场异常反相位配置的欧亚大陆中纬度遥相关波列是导致降水一致性变化的关键因素:当北大西洋和中亚地区为高度场正异常,而蒙古高原出现高度场负异常这种环流配置时,能够将更多的西风和中纬度季风水汽输送到蒙古高原、东北和华北地区,并且通过加强东北亚低压来增强东亚夏季风,还可以激发异常上升运动,从而导致主要受西风环流控制的蒙古高原和受季风环流控制的东北和华北地区降水出现一致性增加。反之则出现一致性降水减少。4.揭示了中全新世轨道参数变化和植被反馈作用对东亚夏季风北界的影响。在中全新世轨道参数变化的影响下东亚夏季风北界往西北方向移动,最多移动了约213km;在植被反馈作用的影响下,东亚夏季风北界进一步往西北方向移动,最多移动了约90km。中全新世轨道参数变化和植被反馈作用导致的东亚夏季风增强和西风急流的北移是东亚夏季风北界往西北方向移动的主要原因。中全新世轨道参数的变化能够减弱中纬度的南北温差,使得西风急流减弱北移;而东北亚地区草地的扩张和森林的减少导致东北亚地区的经向温差加大,西风急流进一步北移。轨道参数变化导致的西风急流北移,可以使得季风雨带提前北跳,仲夏雨在华北的停留时间变长。与此同时,西风急流减弱导致华北和西北地区高空出现异常辐散,为季风边缘区降水的增多提供动力条件;植被反馈作用导致的西风急流北移,使得梅雨期提前终止,仲夏雨期变长。它们配合东亚夏季风水汽输送的增强,共同导致了季风边缘区降水增多,东亚夏季风北界往西北方向移动。
黄建平,陈文,温之平,张广俊,李肇新,左志燕,赵庆云[6]（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》文中认为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.
陈蔚[7]（2019）在《东亚-澳洲季风环流相互作用及与海洋性大陆区域气候异常的联系》文中研究说明澳洲冬季风与东亚夏季风活动异常与海洋性大陆区域气候变动存在密切联系。本文主要利用NCEP/NCAR及ERA-40再分析资料、Hadley中心海温资料、CMAP降水资料等,系统地研究了北半球夏季时（6-8月）海洋性大陆（MC）区域在东亚夏季风和澳洲冬季风相互作用中角色,探讨了其连接机制及与气候异常和热带海洋年际信号的可能联系;并利用区域气候模式（Reg CM4.6）模拟了海洋性大陆区域海陆地形分布对亚澳夏季风活动的影响。结果发现,东亚夏季风和澳洲冬季风系统可能存在一种同步变化的模态,海洋性大陆地区地形及气候变动在其中起到了重要的作用。得到以下主要结论:（1）通过定义东亚-澳洲季风联合指数IAAM,将东亚夏季风和澳洲冬季风作为整体进行研究。东亚-澳洲季风在1993年前后强度发生改变,由弱变强。当东亚-澳洲季风异常偏强时,澳洲北海岸出现显着海温冷异常,这与赤道异常东风导致下层冷海水涌升有关。赤道东风异常加强了对流层低层的澳大利亚高压和西太平洋副热带高压。而来自南太平洋辐合带和热带北太平洋的辐散气流也同样分别加强了澳洲上空和西北太平洋副热带上空的反气旋环流异常。加里曼丹岛附近的异常辐合气流将东亚夏季风和澳洲冬季风连接在一起。在东亚-澳洲季风强年,中国南部沿海以及日本南部降水增多,而降水不足的地区主要分布于热带西北太平洋以及热带东南印度洋地区。（2）在对ENSO和IOD信号进行滤除后,澳洲冬季风与东亚夏季风仍存在同步变化的规律。当东亚-澳洲季风异常偏强时,澳州北部和东北沿岸地区出现小范围海温冷异常,这与赤道异常东风导致下层冷海水涌升有关,通过Matsuno/Gill响应,导致澳洲异常反气旋的生成和加强。南海-西太平洋地区存在暖海温,这与850h Pa上反气旋环流异常控制下,海洋接收到更多的太阳辐射和暖海水辐聚有关。东亚夏季风和澳洲冬季风通过海洋性大陆区域的赤道东风异常和斜向垂直环流连接在一起。在东亚-澳洲季风强年,西太平洋至中国渤海和黄海区域以及澳洲北部降水减少,降水偏多区域多集中在海洋性大陆西部以及中国东南沿海。（3）海洋性大陆关键区域（KMC）的赤道纬向风异常变化在东亚夏季风和澳洲冬季风同步变化中起着重要作用。一方面,当赤道西太平洋异常冷却,出现高压下沉运动,赤道印度洋异常增暖,出现低压上升运动,并激发出东传的Kelvin波,从而使得KMC区域出现东风异常。另一方面在西太平洋赤道海温负异常,可通过Gill型响应,在西北太平洋热带地区和SPCZ区域激发出反气旋环流异常,该异常反气旋环流在KMC区域发生侧向耦合,进一步加强了赤道东风异常。由于赤道东风异常增强了赤道附近南半球一侧正涡度和北半球一侧的负涡度,从而加强了澳洲反气旋和西太平洋副热带反气旋,使得澳洲冬季风与东亚夏季风同步增强。由于菲律宾附近异常反气旋扰动的存在,利于通过P-J/EAP型遥相关影响东亚夏季风活动,造成了中国与日本等东亚地区气候异常。同时因澳洲反气旋环流异常,澳洲北部冬季气候受到了影响。（4）加里曼丹岛上空大气运动的散度异常对东亚-澳洲季风活动异常亦存在重要影响。当赤道两侧的西太平洋海温出现负异常时,西北太平洋和SPCZ至澳洲上空大气冷却,有利于西太平洋至南海地区异常反气旋及赤道以南至澳洲东北侧异常反气旋的维持,从而形成赤道东风异常,利于气流在加里曼丹岛附近辐合运动的维持。反过来,当加里曼丹岛异常辐合时,因斜向垂直环流异常,有利于西北太平洋热带地区和SPCZ区域反气旋环流异常的维持,从而利于西太平洋副热带高压和澳洲冷高压的增强,使澳洲冬季风和东亚夏季风同步异常变动。在加里曼丹岛异常辐合时,西北太平洋至SPCZ地区,降水偏少,气温偏低,印度洋至MC西部区域与澳洲地区降水偏多,气温偏高,而加里曼丹岛气温偏低。（5）北半球夏季东亚夏季风和澳洲冬季风环流变化与海洋性大陆区域地形高度和海陆分布有关。区域气候模式（Reg CM4.6）能够较好地模拟亚澳季风区的高低空环流形势,降水场和温度场等。当海洋性大陆地形高度为0时,西太平洋副热带高压和澳洲冷高压强度同时减弱,越赤道气流亦减弱,显示出较弱的东亚-澳洲季风。而当海洋性大陆区域无陆地存在时,在对流层低层,以赤道为对称轴,在南北太平洋和印度洋上空存在4个异常环流系统,两对环流系统在赤道地区发生耦合,在印度洋上形成赤道异常西风,在太平洋上形成赤道异常东风,加强了东亚夏季风和澳洲冬季风。这些结果有利于深刻认识MC区域气候异常在东亚夏季风和澳洲冬季风活动中的作用,为进一步研究亚澳季风活动异常的规律和形成机理提供一定线索。
安芷生,吴国雄,李建平,孙有斌,刘屹岷,周卫健,蔡演军,段安民,李力,毛江玉,程海,石正国,谭亮成,晏宏,敖红,常宏,冯娟[8]（2015）在《全球季风动力学与气候变化》文中提出本文结合现代季风和古季风研究成果对全球季风进行了一个全面回顾,并引入了一个全球季风的新定义,该定义考虑了三维分布、终极成因,强调了季节性气压梯度变化对季风环流的影响,并同时使用了环流与降水来描述季风强度。我们在从构造到季节内的宽广时间尺度上来考察全球季风气候变化。全球季风的性质包括全球不均一性、区域差异性、季节性、准周期性、不规则性、不稳定性和穿时性。对全球季风动力学来说,太阳辐射、地球轨道参数、下垫面性质和海-陆-气相互作用十分重要。本文还讨论了季风变率在不同时间尺度上的主要驱动因子以及多时间尺度之间的动力学关系。自然过程与人类活动影响对我们理解未来全球季风行为都非常重要。
齐艳军,张人禾[9]（2015）在《与中国东部天气气候相关的大气季节内振荡研究及业务应用》文中进行了进一步梳理回顾了近年来国内外对大气季节内振荡（ISO）活动影响东亚地区,尤其是影响我国东部地区冬夏季降水变化的研究成果,重点阐述了夏季影响我国长江流域的ISO来源及影响路径,并对目前国际上基于热带大气季节内振荡活动开展的次季节-季节预测研究计划和业务应用以及我国热带大气季节内振荡的业务现状进行评述。
刘伯奇[10]（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》文中研究表明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。
二、NUMERICAL SIMULATION OF INFLUENCE OF INDIAN OCEAN SSTAON WEATHER AND CLIMATE IN ASIAN MONSOON REGION（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 INFLUENCE OF INDIAN OCEAN SSTAON WEATHER AND CLIMATE IN ASIAN MONSOON REGION（论文提纲范文）
（1）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 |
（2）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 |
（3）基于CESM模式的全球1.5和2℃增温背景下东亚气候响应及其机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究的背景和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 全球历史气候变化 |
| 1.2.2 全球增温1.5℃定义 |
| 1.2.3 全球1.5℃增温背景下响应 |
| 1.2.4 东亚夏季风变化及机制 |
| 1.2.5 东亚极端事件变化及机制 |
| 1.2.6 海洋热浪变化及机制 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 主要研究内容 |
| 1.5 各章内容安排 |
| 第二章 数据和方法 |
| 2.1 数据 |
| 2.1.1 观测数据 |
| 2.1.2 模式数据 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 不同时段的定义 |
| 2.2.2 线性回归 |
| 2.2.3 水汽收支方程诊断 |
| 2.2.4 湿静能诊断 |
| 2.2.5 海陆热力差异指数 |
| 2.2.6 温度和降水极端事件指数 |
| 2.2.7 极端事件回归周期 |
| 2.2.8 海洋热浪特征指数 |
| 2.2.9 上层海温热力收支分析 |
| 第三章 东亚夏季风响应 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 历史变化及模拟 |
| 3.2.1 全球表面气温的模拟 |
| 3.2.2 亚洲降水的模拟 |
| 3.2.3 亚洲环流的模拟 |
| 3.3 全球低增温背景下响应 |
| 3.3.1 夏季风降水响应 |
| 3.3.2 夏季风低层环流响应 |
| 3.4 水汽和能量诊断 |
| 3.4.1 水汽收支方程分析 |
| 3.4.2 湿静能诊断分析 |
| 3.5 可能的影响机制 |
| 3.5.1 海陆热力差异的变化 |
| 3.5.2 东亚副热带西风急流的影响 |
| 3.5.3 青藏高原潜热的影响 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 东亚陆地极端事件响应 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 历史变化及模拟 |
| 4.2.1 温度极端事件的模拟 |
| 4.2.2 降水极端事件的模拟 |
| 4.3 全球低增温背景下响应 |
| 4.3.1 温度极端事件响应 |
| 4.3.2 降水极端事件响应 |
| 4.4 温度降水分布结构变化与极端事件的关系 |
| 4.4.1 温度分布结构变化与极端事件的关系 |
| 4.4.2 降水分布结构变化与极端事件的关系 |
| 4.5 东亚与中亚的差异 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 东亚邻近海洋热浪响应 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 历史变化及模拟 |
| 5.3 全球低增温背景下响应 |
| 5.4 SST分布结构变化与海洋热浪的关系 |
| 5.5 平均SST响应分析 |
| 5.6 其他海域平衡态和瞬变态差异 |
| 5.7 本章小结 |
| 第六章 总结与讨论 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 主要创新点 |
| 6.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（4）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 |
（5）中全新世和现代东亚季风边缘区气候变化及其西风-季风协同作用机制研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 东亚季风边缘区研究进展 |
| 1.2.1 东亚夏季风北界定义 |
| 1.2.2 现代季风边缘区气候变化研究进展 |
| 1.2.3 全新世季风边缘区气候变化研究进展 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 章节安排和主要创新点 |
| 1.4.1 章节安排 |
| 1.4.2 主要创新点 |
| 第二章 研究资料和方法 |
| 2.1 研究数据 |
| 2.1.1 大气环流再分析资料 |
| 2.1.2 降水资料 |
| 2.1.3 海表温度数据 |
| 2.1.4 土地覆盖数据 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 经验正交函数分解 |
| 2.2.2 相关分析 |
| 2.2.3 线性回归分析 |
| 2.2.4 整层水汽通量 |
| 2.2.5 有效自由度 |
| 2.2.6 非绝热加热 |
| 2.2.7 蒙特卡洛方法 |
| 2.2.8 其他方法 |
| 2.3 气候模式 |
| 2.3.1 EC-Earth地球系统模式介绍 |
| 2.3.2 模拟试验设计 |
| 2.3.3 模拟结果评估 |
| 2.4 研究区概况 |
| 第三章 现代东亚夏季风气候北界新指标及其年际变化 |
| 3.1 现有东亚夏季风北界指标的比较 |
| 3.2 东亚夏季风气候北界新指标的确定及其时空变化 |
| 3.3 东亚夏季风北界与我国气候-生态-地理分区的比较 |
| 3.4 东亚夏季风气候北界新指标与其他北界指标的对比 |
| 3.5 东亚夏季风北界变化机制探讨 |
| 3.6 小结 |
| 第四章 现代东亚季风边缘区年际西风-季风协同作用 |
| 4.1 西风和东亚夏季风作用对季风边缘区降水的影响 |
| 4.2 西风和东亚夏季风对季风边缘区降水的协同作用 |
| 4.2.1 西风指数和东亚夏季风指数的选取 |
| 4.2.2 西风指数和东亚夏季风指数分别与季风边缘区降水的关系 |
| 4.2.3 西风-季风协同作用 |
| 4.2.4 西风-季风相互作用 |
| 4.3 西风-季风协同作用机制 |
| 4.3.1 影响西风关键区西风变化的物理机制 |
| 4.3.2 影响东亚夏季风变化的物理机制 |
| 4.4 构建西风-季风协同作用指数 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 蒙古高原与我国季风显着影响区夏季降水变化的联系及其原因分析 |
| 5.1 蒙古高原降水特征 |
| 5.2 蒙古高原夏季降水变化一致性空间范围探讨 |
| 5.3 蒙古高原与季风边缘区降水一致性变化的物理机制 |
| 5.4 讨论 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 中全新世轨道强迫与植被反馈作用对东亚夏季风北界的影响 |
| 6.1 中全新世东亚夏季气候与植被特征 |
| 6.1.1 中全新世东亚夏季气候特征 |
| 6.1.2 中全新世东亚植被特征 |
| 6.2 东亚夏季风北界变化特征及其原因 |
| 6.2.1 东亚夏季风北界变化特征 |
| 6.2.2 东亚夏季风北界变化原因 |
| 6.3 轨道强迫与植被反馈作用影响西太平洋副热带高压和西风急流的物理机制 |
| 6.3.1 轨道强迫下西太平洋副热带高压和西风急流变化的物理机制 |
| 6.3.2 植被反馈作用下西太平洋副热带高压和西风急流变化的物理机制 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间研究成果 |
| 致谢 |
（6）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 |
（7）东亚-澳洲季风环流相互作用及与海洋性大陆区域气候异常的联系（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 海洋性大陆区域气候特征 |
| 2.2 海洋性大陆区域下垫面作用 |
| 2.3 东亚-澳洲季风相互作用 |
| 2.4 海洋性大陆区域气候变动与亚澳季风环流的联系 |
| 3 问题的提出 |
| 4 主要研究内容及论文章节安排 |
| 第二章 北半球夏季东亚-澳洲季风联合指数构建 |
| 1 引言 |
| 2 资料与方法 |
| 3 东亚-澳洲季风联合指数的构建 |
| 3.1 利用SVD揭示的澳洲冬季风与东亚夏季风的联系 |
| 3.2 关键区域的选择 |
| 3.3 东亚-澳洲季风联合指数的构建 |
| 4 亚澳季风环流异常 |
| 4.1 与SSTA的联系 |
| 4.2 对流层环流异常 |
| 4.3 区域降水异常 |
| 5 本章小结 |
| 附录 |
| 第三章 夏季东亚-澳洲季风异常特征及其区域气候影响:滤除ENSO和IOD信号 |
| 1 引言 |
| 2 资料与方法 |
| 3 独立于ENSO和 IOD信号的东亚-澳洲季风异常指数 |
| 4 东亚-澳洲季风区环流异常 |
| 4.1 澳大利亚和西太平洋SLP异常 |
| 4.2 水平环流异常 |
| 4.3 垂直环流异常 |
| 5 东亚-澳洲季风异常与热力强迫 |
| 5.1 海温异常 |
| 5.2 热力强迫异常 |
| 6 东亚-澳洲季风区气候异常 |
| 7 本章小结 |
| 第四章 海洋性大陆区域赤道纬向风异常变动与夏季东亚-澳洲季风异常:独立于ENSO和 IOD信号 |
| 1 引言 |
| 2 资料和方法 |
| 3 海洋性大陆关键区域赤道东风异常的形成与维持 |
| 3.1 KMC地区纬向风异常指数的定义 |
| 3.2 纬向风异常的形成和维持 |
| 4 纬向风异常和东亚-澳洲季风异常的联系 |
| 4.1 水平环流 |
| 4.2 垂直环流 |
| 4.3 区域气候异常与KMC赤道东风异常的联系 |
| 5 本章小结 |
| 第五章 加里曼丹岛上空低层异常辐合在东亚夏季风和澳洲冬季风联系中的作用 |
| 1 引言 |
| 2 资料和方法 |
| 3 加里曼丹岛低层辐合异常的形成和维持 |
| 3.1 加里曼丹异常辐合指数的定义 |
| 3.2 与SSTA的联系 |
| 3.3 与加热场的联系 |
| 4 环流异常 |
| 4.1 水平环流异常 |
| 4.2 垂直环流异常 |
| 5 东亚-澳洲季风区气候异常 |
| 6 本章小结 |
| 第六章 海洋性大陆区域地形强迫与亚澳季风区域气候异常:地形高度作用 |
| 1 引言 |
| 2 资料方法与试验设计 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 数值试验设计 |
| 3 模式对亚澳季风区气候模拟能力的检验 |
| 3.1 水平环流分布 |
| 3.2 降水与气温分布 |
| 4 海洋性大陆区域地形高度对降水和气温的影响结果 |
| 4.1 降水异常 |
| 4.2 气温异常 |
| 5 地形高度影响亚澳季风区气候异常的物理机制 |
| 5.1 水平环流异常 |
| 5.2 感热异常 |
| 5.3 大气热源异常 |
| 6 本章小结 |
| 第七章 海洋性大陆区域地形强迫与亚澳季风区域气候异常:海陆分布影响 |
| 1 引言 |
| 2 资料方法和试验设计 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 数值试验设计 |
| 3 海陆分布改变对降水和气温的影响 |
| 3.1 降水异常 |
| 3.2 气温异常 |
| 4 海陆分布对亚澳季风环流的影响 |
| 4.1 水平环流异常 |
| 4.2 垂直环流异常 |
| 4.3 感热异常 |
| 4.4 大气热源异常 |
| 5 本章小结 |
| 第八章 总结与展望 |
| 1 本文主要结论 |
| 2 本文创新点 |
| 3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 在读期间科研状况 |
| 1 个人简介 |
| 2 论文发表及完成情况 |
| 3 参加学术会议 |
| 4 参与科研项目 |
| 致谢 |
（8）全球季风动力学与气候变化（论文提纲范文）
| 1 季风与季风动力学研究意义和历史 |
| 2 全球季风分布及主要成员 |
| 3 多尺度季风变率 |
| 3.1 上新世以来轨道尺度季风变率 |
| 3.1.1 印度夏季风 |
| 3.1.2 东亚夏季风 |
| 3.1.3 非洲季风 |
| 3.2 末次冰期以来千年尺度的季风变率 |
| 3.3 过去千年中全球季风的百年尺度变化 |
| 3.3.1 亚洲-澳大利亚季风 |
| 3.3.2 非洲季风和南美季风 |
| 3.4 年代际变率 |
| 3.4.1 亚洲夏季风 |
| 3.4.2 非洲夏季风 |
| 3.4.3 美洲夏季风 |
| 3.5 年际和季节内变化 |
| 3.5.1 年际变化 |
| 3.5.2 季节内振荡 |
| 4 青藏高原与新生代亚洲季风 |
| 4.1 新生代亚洲季风的形成 |
| 4.2 青藏高原生长与构造尺度上的亚洲季风演化 |
| 4.3 青藏高原与亚洲季风 |
| 5 总结和展望 |
| 5.1 季风气候的共同特征 |
| 5.2 多时间尺度的季风变率 |
| 5.3 未来季风研究展望 |
（9）与中国东部天气气候相关的大气季节内振荡研究及业务应用（论文提纲范文）
| 1引言 |
| 2热带大气季节内振荡的产生源地和传播机制 |
| 3东亚地区ISO研究进展 |
| 3.1ISO对我国东部夏季降水的影响 |
| 3.2ISO对我国冬季降水和低温天气的影响 |
| 4热带大气季节内振荡的业务应用 |
| 5总结和讨论 |
（10）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 |
四、NUMERICAL SIMULATION OF INFLUENCE OF INDIAN OCEAN SSTAON WEATHER AND CLIMATE IN ASIAN MONSOON REGION（论文参考文献）
- [1]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)
- [2]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)
- [3]基于CESM模式的全球1.5和2℃增温背景下东亚气候响应及其机制研究[D]. 刘佳伟. 南京信息工程大学, 2021
- [4]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)
- [5]中全新世和现代东亚季风边缘区气候变化及其西风-季风协同作用机制研究[D]. 陈婕. 兰州大学, 2021(09)
- [6]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)
- [7]东亚-澳洲季风环流相互作用及与海洋性大陆区域气候异常的联系[D]. 陈蔚. 南京信息工程大学, 2019
- [8]全球季风动力学与气候变化[J]. 安芷生,吴国雄,李建平,孙有斌,刘屹岷,周卫健,蔡演军,段安民,李力,毛江玉,程海,石正国,谭亮成,晏宏,敖红,常宏,冯娟. 地球环境学报, 2015(06)
- [9]与中国东部天气气候相关的大气季节内振荡研究及业务应用[J]. 齐艳军,张人禾. 热带气象学报, 2015(04)
- [10]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)