一、南极气温振荡与广西季风降水的遥相关（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》文中进行了进一步梳理最近四十年,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。
吕纯月[2]（2021）在《基于SPI指数的中国夏季干旱区域性特征及环流异常研究》文中研究说明利用1961-2018年中国2474站逐日降水资料、NCEP/NCAR再分析资料以及海表温度资料,采用夏季SPI指数作为干旱指标,利用REOF分析等统计分析方法,系统地研究了近60年来中国夏季干旱区域性特征及典型区域干旱发生时的环流异常,结果表明:（1）中国夏季干旱存在显着的区域性变化特征。基于REOF分析,中国夏季SPI指数表征的旱涝情况按年际变率可划分为15个区域,基本覆盖了除西藏、新疆北部以外的中国绝大部分地区。各区域可以很好地表征局地夏季干旱的年际变化,且均存在多时间尺度的周期变化特征,但其主周期及变化趋势各不相同。除了河套、江淮地区夏季SPI变化呈显着负相关关系以外,其余区域相互独立。北方大部、我国西南大部夏季存在干旱化趋势,而东南地区存在变湿趋势。（2）西南地区夏季总体呈变干趋势,尤其是云南、四川东南部干旱化趋势显着。在典型干旱年夏季,该地区水汽输送不足,且受到热带西北太平洋-西南地区斜向垂直环流的下沉支控制,这是大气对热带西北太平洋热源异常响应的结果。同时,大气波动通过西风带扰动向下游的能量频散,为西南地区低层辐散、高层辐合的环流异常的形成和维持提供了必要的扰动能量积聚,有利于干旱维持。（3）河套地区在21世纪后干旱化趋势不断增强。200hPa上波扰能量的输入以及菲律宾以东的冷海温异常强迫是有利于干旱维持的重要原因。河套地区与江淮地区之间存在南北旱涝反相振荡现象,与该现象相联系的水汽通道主要来自西太平洋。且这种现象与大气EAP型遥相关存在重要的联系,在北干南湿年（北湿南干年）表现为EAP型遥相关负位相（正位相）配置,具有相当正压结构。除此外,还与同期NAO/AO以及前春、同期Nino3指数有关。
柴静[3]（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》文中进行了进一步梳理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[4]（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》文中提出本文基于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。
刘佳伟[5]（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》文中研究说明本文利用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。
王会军,任宏利,陈活泼,马洁华,田宝强,孙博,黄艳艳,段明铿,汪君,王琳,周放[6]（2020）在《中国气候预测研究与业务发展的回顾》文中提出天气预报是指一周内至两周时间尺度的气象预报,而月季及以上时间尺度的预报则属于气候预测范畴。中国的气候预测起步很早,无论在研究工作中还是在业务应用上都取得了显着成就。文中扼要回顾了这些研究和业务发展成就,重点包括:对于季风和梅雨、寒潮的早期认知和后期研究发现、早期气候预测业务发展概况、动力气候预测的早期探索、动力-统计气候预测方法的研制和应用、气候预测模式的发展以及初始化和多模式集合预测、东亚气候系统变异的全方位探索、气候预测范畴的不断拓展和气候预测研究的不断创新。也对未来气候预测研究和业务发展提出了几个重大挑战性课题,涉及不同时间尺度气候变异过程之间的相互作用、季节内至年代际气候预测、气候系统模式及初始化、动力-统计相结合的气候预测方法等方面。
赤曲[7]（2020）在《近57a雅鲁藏布江中游河谷夏季气候暖干化趋势及其可能的原因》文中提出以青藏高原腹地雅鲁藏布江中游河谷地区作为典型的研究区域,根据近57 a（1961—2017年）该地区4个站（拉萨、日喀则、泽当和江孜）夏季（6—8月）月平均气温、降水和相对湿度等观测资料以及同期的NCEP/NCAR再分析数据,通过多种气候统计方法分析了该地区夏季气候多时间尺度的变化特征及其可能的影响机制。结果表明:（1）近57a来该地区夏季气候出现了暖干化趋势:气温（相对湿度）显着升高（下降）,降水趋势变化不明显。暖干化趋势存在年代际变化:1960年代初期至1980年初期处于偏冷偏湿期,本世纪初气温和相对湿度发生了显着的气候突变,随后进入高温低湿期,暖干化趋势更显突出。（2）近57a来该地区夏季显着增暖致使空气中饱和水汽压不断增大,而降水变化不明显,即实际水汽压变化不显着,导致了相对湿度的显着下降。这也意味着,近57a来该地区夏季气候趋于暖干化是降水和气温两个主要气候因子长期变化的结果。（3）近57a来高原上空500 h Pa位势高度显着升高,高原处于相对高压系统中并持续增强,使得相对晴空天气事件增多,云量显着减少,气温显着升高。500 h Pa上乌拉尔山（下称乌山）和蒙古高原高压同时偏强（弱）时,两个高压的反气旋切变在其之间强迫异常的气旋（反气旋）环流,异常气旋（反气旋）环流抑制（引导）冷空气入侵高原,导致气温偏高（低）。（4）北印度季风活动引起的印度半岛北部异常反气旋（气旋）环流,以及NAO（N orth Atlanta Oscillation）引起高原上游西风异常,共同影响水汽输送而导致了该地区夏季降水的年际波动。西风异常是NAO通过上下游效应影响该地区夏季降水的一个重要媒介,高原上游西风扰动对印度季风活动有一定的调制作用。
陈涛[8]（2020）在《AMO不同位相下NAO与青藏高原东部夏季降水关系的变化》文中研究说明基于96个气象站数据,分析了1961-2015年青藏高原东部夏季（6-8月）降水主模态与北大西洋涛动（NAO）之间的关系,解释了两者关系的变化特征及可能机制。结果表明,青藏高原东部夏季降水主模态（呈南北偶极型）与NAO密切相关,但是两者的相关关系不稳定,在20世纪90年代末存在突变,这种突变可能与北大西洋年代际振荡（AMO）的位相转换有关。分析发现AMO位相不同,NAO引起的高层Rossby波能量强度及频散方向存在差异,在青藏高原东侧激发不同的具有准垂直正压结构的位势高度异常,在其低层形成不同的环流异常,进而导致不同的水汽分布异常。AMO冷（暖）位相期间,NAO引起该环流异常的西边缘位于青藏高原的东北部（西北部）,在青藏高原东北部（西北部）形成水汽辐合异常,有利于形成青藏高原东部夏季降水的南北偶极型（区域一致型）。因此,AMO位相转换后青藏高原东部夏季降水主模态与NAO关系出现突变。对CMIP6的Historical模拟结果进行评估,确定了对AMO模拟较好的CESM2-WACCM-FV2模式,并在更长时间的Pre-industrial control（Picontrol）模拟中,使用该模式结果进行分析。结果表明,夏季AMO与NAO的年代际信号存在显着正相关。模拟的AMO冷暖位相期间夏季欧亚大陆200 h Pa温度存在明显差异,这可能是AMO调制NAO的关键物理过程。鉴于AMO不同位相的影响,在研究NAO对区域气候影响的同时,可能需要更多考虑年代际背景信号,以提高预测水平及模式模拟能力。
马乐[9]（2020）在《福建仙云洞石笋记录的26.42～12.67 ka B.P.时段东亚夏季风演变》文中提出全球气候变化及其对人类生存环境的影响越发引起了国际社会的关注,未来气候变化关乎人类的生存环境和发展质量,对过去气候演变规律、突变事件及其驱动机制的研究是我们正确认识当下气候变化和合理处理人与自然关系以及科学预测未来气候演变的基础。末次冰盛期晚期至全新世开始这段时期地球气候系统发生急剧变化,由冰期状态转换为间冰期状态,被定义为末次冰消期,是研究地球气候系统内外部气候响应的最佳时段。目前高分辨率的石笋研究表明末次冰消期千年尺度事件转换特征存在显着的区域差异,而石笋记录分布的空间局限性制约了对区域差异布局的全面认识以及背后驱动机制的深入探究。完善石笋氧同位素季风研究的空间布局,不仅有助于进一步认识气候突变事件中不同纬度气候响应差异,而且可以用来探讨低纬驱动对全球气候变化的影响。本文选取福建仙云洞的两支石笋样品（XY11和XY7）共计29个U系定年数据和786个碳氧同位素数据,建立了26.42～12.67 ka B.P.时段东亚夏季风演变的时间序列。重点探讨了发生在末次冰盛期晚期的千年尺度夏季风增强事件和末次冰消期发生的Termination-Ⅰ转型事件。通过对比已有的其它高分辨率石笋记录和高低纬古气候记录,进一步探讨其区域响应差异和可能的驱动机制。本文主要得出以下几点结论:（1）仙云洞石笋记录在整个研究时段26.42～12.67 ka B.P.内δ18O值变化范围为-7.51‰～-5.23‰,振幅程度为2.28‰,平均值为-6.53‰。石笋δ18O值出现的四次显着偏移明确对应于地质记录中发现的两次变冷事件和两次回暖事件。两次变冷事件分别为H2事件和H1事件,两次回暖事件分别为末次盛冰期回暖事件（～19 ka B.P.）和Termination-Ⅰ事件。（2）仙云洞石笋记录中19.0～17.6 ka B.P.出现了一个明显的夏季风增强事件。尽管在定年误差范围内,季风区石笋都记录了这一强季风事件,但各洞穴石笋δ18O的振幅存在显着的区域差异。仙云洞记录中该事件的振幅较小,仅有0.5‰,这可能与该地降水氧同位素的季节性差异偏小以及受低纬水文循环影响较大有关,其次末次冰盛期海陆边界变化导致的洞穴位置与水汽源距离的改变使水汽环流发生变化也可能是造成这种振幅差异的原因之一。通过与高低纬其它古气候记录的分析对比,我们推断这次强季风事件是受到太阳辐射升高、北大西洋经向环流（AMOC）加强、Super-ENSO活动加剧等因素综合影响下的结果。（3）仙云洞记录的Termination-Ⅰ事件开始时间在误差范围内与亚洲季风区其它石笋记录相一致,同步于北高纬的格陵兰冰芯记录指示的温度变化和北大西洋深海沉积指示的AMOC变化,支持Termination-Ⅰ季风初始增强主要响应于北高纬气候突变。此外,南极冷逆转和CO2浓度的同步变化也可能对亚洲季风变化产生影响。（4）亚洲季风区各地石笋记录的Termination-Ⅰ夏季风增强虽然在误差范围内同步开始,但是其转型过程却存在显着的区域差异。仙云洞所处地理位置既非印度季风又非西风急流的直接影响范围,所以在使整个北半球变暖的Termination-Ⅰ转换中表现出具有低纬特色的缓慢转型特征,这可能与其受到更多来自热带西太平洋或南半球影响有关。
张超[10]（2020）在《El Ni?o衰亡后连续二次La Ni?a的成因及其影响研究》文中研究说明自1970年以来,在全球增暖背景下,ENSO表现出很多与以往不同的特征。其中一个特征是:在El Ni?o衰亡后的连续两个北半球冬季,会发生两次La Ni?a,即在第一个冬季发生并形成一个成熟的La Ni?a(1stLa Ni?a),该事件先衰减,后再次发展,在第二个冬季又形成一次成熟的La Ni?a(2ndLa Ni?a)。目前,2ndLa Ni?a的成因及其气候影响尚不完全清楚。本研究基于多套数据,探讨了2ndLa Ni?a的触发机制,分析了其对全球降水、气温（SAT）以及海冰（SIC）的影响,并与1stLa Ni?a进行了对比。此外,还分析了20142016年全球连续最暖的成因,期间发生了强El Ni?o及随后的二次La Ni?a事件。论文的主要结果总结如下:1)自1980年以来,有5次El Nino（1982/1983、1997/1998、2006/2007、2009/2010及2015/2016）衰亡后,发生1stLa Ni?a和2ndLa Ni?a。相较于首先出现的1stLa Ni?a,在2ndLa Ni?a期间,热带中东太平洋负海表温度异常（SSTA）和对应的对流活动异常强度均较小。在2ndLa Ni?a发展年,次表层海温（SOT）异常无明显东移;而在1stLa Ni?a发展年,负SOT异常出现在赤道西太平洋,随后向东移动并逐渐增强。此外,在2ndLa Ni?a期间,赤道东印度洋-赤道西太平洋暖池区无明显SSTA信号,对流活动较弱,而在1stLa Ni?a发展年秋季次年春季,该区域存在正SSTA,对流活动较强。2)在2ndLa Ni?a发展年,赤道中太平洋存在持续东风异常。它可能是2ndLa Ni?a关键触发因子。持续东风异常的形成与热带印度洋、热带大西洋快速增暖,赤道东太平洋Walker环流下沉支被动增强有关。这一机制在2000年之后的个例中表现得特别明显。相比之下,在2000年之前,热带印度洋和热带大西洋增温不明显,赤道太平洋暖水体积偏小是激发2ndLa Ni?a的主导因素。3)2ndLa Ni?a对全球降水存在显着影响,与1stLa Ni?a类似。它不仅调节Walker环流影响热带降水,还可激发Rossby波列影响南、北半球中高纬。对热带海洋降水的影响比1stLa Ni?a弱,对热带陆地降水的影响表现出地域、季节差异性。它有利同期秋季（911月）澳大利亚西部降水、非洲热带东海岸等地区降水偏多,而1stLa Ni?a则有利于澳大利亚东部降水偏多,上述非洲地区降水偏少。此外,2ndLa Ni?a还有利中南半岛到中国中部秋季降水偏多,主要是通过激发西北太平洋异常反气旋（WNP）来实现。相比之下,1stLa Ni?a激发的WNP位置偏东,因而对中南半岛及我国中部无影响。2ndLa Ni?a增强同期东亚冬季风,抑制暖湿空气向北输送,使得欧亚大陆南部降水偏少,与1stLa Ni?a类似。此外,2ndLa Ni?a也可导致美国南部秋季降水偏少、冬季（122月）南美东北部（中东部）降水偏多（偏少）。4)2ndLa Ni?a对全球气温也有显着影响。它激发向北极传播的Rossby波列,增强定常波涡旋热通量及向下的长波（LW）辐射,有利北极升温。在秋季,它导致欧亚大陆中部、北美大陆大部分以及南美部分区域出现SAT正异常,但强度小于1stLa Ni?a。在冬季,与1stLa Ni?a显着不同,2ndLa Ni?a对应欧亚大陆西北部（中东部）强位势高度正（负）异常,东亚冬季风强,低层强反气旋性环流异常出现在西伯利亚西部。反气旋东侧的东北风异常有利于冷空气向南入侵,有利欧亚大陆中部SAT降低。而在1stLa Ni?a期间,欧亚大陆大部受弱正位势高度异常控制,东亚冬季风偏弱,无有明显SAT异常。5)2ndLa Ni?a对海冰也有显着影响。就北极地区（北冰洋）而言,秋季它导致巴伦支海-喀拉海-拉普捷夫海西部（BKL海）和楚科齐海-波弗特海中西部（CB海）海冰显着减少。机制上,它激发Rossby波列,在BK海产生一个反气旋性环流异常（BK反气旋）。该反气旋西侧的南风和北侧西风异常将北大西洋-北海与斯堪德那维亚半岛的暖湿空气向东北输送,既直接加热BKL海上空大气,也增强向下的LW辐射,两种作用都有利BKL海冰减少。它对CB海海冰减少的影响过程也类似。1stLa Ni?a的影响与2ndLa Ni?a基本相似,只是反气旋的位置偏东、偏北,以致于巴伦支海海冰减少相对不明显。对南极（南大洋）而言,它有利同期秋季（911月）罗斯海东部-阿蒙森海西部海冰增多。机制上,它激发一支向南传播的拱形波列（PSA）,在阿蒙森海-别林斯高晋海产生一个气旋性环流异常（ABS气旋）,加深阿蒙森低压。气旋西侧南风异常将近岸海冰向北输送,有利罗斯海-阿蒙森海海冰北扩增多。该南风异常也将南极冷空气向北输送,降低海表温度,导致海冰增多。与此对应,东侧的北风异常将低纬的暖空气和暖海水向南输送,使海冰减少。与之相比,1stLa Ni?a激发的ABS气旋东侧北风异常的影响更大,使得别林斯高晋海到南极半岛海冰减少更明显,因而与罗斯海中东部-阿蒙森海西部的海冰增多在一起,形成一个东西偶极分布型。6)20142016年全球年平均SAT连续破纪录。利用集合经验模态分解（EEMD）对这三年的SAT进行尺度分析表明,与ENSO有关的年际尺度分量贡献很小,远远小于年代际-多年代际（DM）时间尺度及长期趋势的贡献,后者是导致3年连续最暖的主因。北半球冬半年陆地SAT异常解释了全球年均SAT异常的大部分,其DM方差的一半以上可由AMO、NAO和PDO解释。当PDO、NAO位相在2013年左右由负转正,再叠加长期增暖趋势时,就形成了这3个最暖年。这也说明了这3年的增暖是一种由增暖停滞到快速恢复的年代际转折信号。
二、南极气温振荡与广西季风降水的遥相关（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、南极气温振荡与广西季风降水的遥相关（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）基于SPI指数的中国夏季干旱区域性特征及环流异常研究（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 国内外研究进展 |
| 1.2.1 干旱定义及干旱指标 |
| 1.2.2 干旱化趋势及时空变化特征 |
| 1.2.3 夏季干旱成因及区域性异常影响因子 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 本文内容及章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料说明 |
| 2.2 方法简介 |
| 2.2.1 标准化降水指数SPI |
| 2.2.2 REOF分析 |
| 2.2.3 Morlet小波分析 |
| 2.2.4 功率谱分析 |
| 2.2.5 Mann-Kendall趋势检验 |
| 2.2.6 相关系数、合成分析及t检验 |
| 2.2.7 T-N波作用通量 |
| 2.2.8 大气视热源 |
| 第三章 近60 年中国地区夏季干旱区域性特征及干旱变化规律 |
| 3.1 中国夏季干旱的空间分布 |
| 3.1.1 夏季降水的空间分布 |
| 3.1.2 夏季干旱的空间分布 |
| 3.2 基于SPI指数的中国夏季干旱的空间分型 |
| 3.2.1 REOF分析结果及分区 |
| 3.2.2 各区域夏季干旱的独立性及区域一致性 |
| 3.3 中国15 个地区的夏季干旱变化规律 |
| 3.3.1 各区域夏季干旱的周期 |
| 3.3.2 各区域夏季干旱的演变趋势 |
| 3.4 结论 |
| 第四章 西南地区夏季干旱变化特征及其与环流异常的联系 |
| 4.1 西南地区夏季干旱时空变化特征 |
| 4.1.1 干旱强度 |
| 4.1.2 干旱站次比 |
| 4.1.3 干旱频率 |
| 4.1.4 干旱发生的年代际背景 |
| 4.2 西南地区气象干旱与环流异常的联系 |
| 4.2.1 水平环流 |
| 4.2.2 垂直环流 |
| 4.2.3 水汽输送 |
| 4.3 环流异常维持的原因 |
| 4.3.1 大气波动 |
| 4.3.2 海温与热源强迫异常影响 |
| 4.4 结论 |
| 第五章 河套地区夏季干旱环流异常及其与江淮地区旱涝反相振荡的变化特征 |
| 5.1 河套地区夏季干旱特征及其与环流异常的联系 |
| 5.1.1 河套地区夏季干旱特征 |
| 5.1.2 河套地区夏季干旱的环流异常特征分析 |
| 5.2 河套地区与江淮地区旱涝反相振荡现象及其与环流异常的联系 |
| 5.2.1 河套地区与江淮地区旱涝反相振荡现象 |
| 5.2.2 南北旱涝反相振荡与环流异常的联系 |
| 5.3 结论 |
| 第六章 总结与讨论 |
| 6.1 全文讨论 |
| 6.2 本文创新点 |
| 6.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（3）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 |
（4）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 |
（5）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 |
（6）中国气候预测研究与业务发展的回顾（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 中国气候预测发展概要 |
| 3 中国气候预测业务现状概述 |
| 4 未来发展 |
（7）近57a雅鲁藏布江中游河谷夏季气候暖干化趋势及其可能的原因（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 相关研究进展 |
| 1.2.1 高原气候变化 |
| 1.2.2 影响高原气候变化的因子 |
| 1.3 主要研究内容 |
| 1.4 章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 线性倾向估计 |
| 2.2.2 Morlet小波分析 |
| 2.2.3 集合经验模态分解(EEMD) |
| 2.2.4 T-N波作用通量 |
| 2.2.5 整层水汽通量 |
| 2.2.6 高原夏季风指数 |
| 2.2.7 温度平流和涡度平流 |
| 第三章 雅江夏季气候暖干化趋势* |
| 3.1 雅江夏季气温的变化特征 |
| 3.1.1 长期趋势变化 |
| 3.1.2 周期变化特征 |
| 3.1.3 突变特征 |
| 3.2 雅江夏季降水的变化特征 |
| 3.2.1 长期趋势变化 |
| 3.2.2 周期变化特征 |
| 3.2.3 突变特征 |
| 3.3 雅江夏季相对湿度的变化特征 |
| 3.3.1 长期趋势变化 |
| 3.3.2 周期变化特征 |
| 3.3.3 突变特征 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 影响雅江夏季气温变化的因子 |
| 4.1 云量和高度场对雅江夏季气温的影响 |
| 4.1.1 雅江夏季气温与总云量的关系 |
| 4.1.2 雅江夏季气温与500hPa位势高度关系 |
| 4.2 温度平流对雅江夏季气温的影响 |
| 4.2.1 雅江夏季气温年际异常的环流背景 |
| 4.2.2 温度平流对雅江夏季气温的影响 |
| 4.3 雅江夏季气温与降水的关系 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 雅江夏季降水年际变化的水汽输送及其环流背景 |
| 5.1 雅江夏季降水年际变化的水汽输送及其环流背景 |
| 5.1.1 与雅江夏季降水年际变化相联系的水汽输送 |
| 5.1.2 与雅江夏季降水水汽输送相联系的环流背景 |
| 5.2 雅江夏季降水年际变化的动力和热力条件 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 总结与讨论 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 创新点和特色 |
| 6.3 讨论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（8）AMO不同位相下NAO与青藏高原东部夏季降水关系的变化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 AMO及其对区域气候的影响 |
| 1.2 NAO及其对区域气候的影响 |
| 1.3 青藏高原降水研究进展 |
| 1.3.1 青藏高原降水基本特征 |
| 1.3.2 青藏高原降水的主要影响因子 |
| 1.4 存在的问题和论文内容安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 数据与资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 经验正交分解 |
| 2.2.2 相关分析 |
| 2.2.3 回归分析 |
| 2.2.4 滤波 |
| 第三章 青藏高原夏季降水及相关物理场特征 |
| 3.1 青藏高原东部夏季降水时空分布特征 |
| 3.1.1 青藏高原东部夏季降水及在年降水中的比重 |
| 3.1.2 青藏高原东部夏季降水变化趋势 |
| 3.1.3 青藏高原夏季降水空间模态 |
| 3.2 青藏高原夏季环流及水汽特征 |
| 3.2.1 青藏高原夏季风场、位势高度场特征 |
| 3.2.2 青藏高原夏季水汽通量及水汽通量散度特征 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 NAO与青藏高原夏季降水的关系 |
| 4.1 NAO与青藏高原夏季降水主模态的关系 |
| 4.2 NAO与青藏高原夏季降水的联系机制 |
| 4.3 NAO如何造成青藏高原夏季降水EOF1 的南北偶极型 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 AMO背景下NAO与青藏高原夏季降水的不稳定关系 |
| 5.1 SNAOI与 PC1 相关关系年代际转变的可能原因 |
| 5.2 AMO不同位相下NAO引起的青藏高原东部水汽及环流异常的差异 |
| 5.3 AMO不同位相下NAO引起的青藏高原东部位势高度异常的差异 |
| 5.4 AMO不同位相期间NAO造成的下游Rossby波列的差异 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 模式结果中AMO与 NAO的关系 |
| 6.1 模式选择 |
| 6.2 AMO与 NAO的可能联系 |
| 6.3 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 本文主要结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 讨论与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
（9）福建仙云洞石笋记录的26.42～12.67 ka B.P.时段东亚夏季风演变（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究进展 |
| 1.1.1 末次冰消期气候变化 |
| 1.1.2 末次冰盛期回暖事件研究进展 |
| 1.1.3 Termination-Ⅰ气候突变事件研究进展 |
| 1.2 选题依据及意义 |
| 1.3 研究目的和研究内容 |
| 1.4 研究方法和技术路线 |
| 1.4.1 研究方法 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 第二章 研究区概况、材料与方法 |
| 2.1 研究区自然地理概况 |
| 2.2 研究洞穴及石笋样品 |
| 2.3 实验方法 |
| 2.3.1 石笋碳氧同位素样品的采集 |
| 2.3.2 稳定同位素分析测试 |
| 2.3.3 铀系定年样品的采集及测试 |
| 第三章 仙云洞石笋时标和氧同位素序列 |
| 3.1 石笋测年结果 |
| 3.2 石笋时标和生长速率 |
| 3.3 石笋碳氧同位素序列 |
| 3.4 仙云洞石笋氧同位素可靠性检验 |
| 3.5 仙云洞石笋氧同位素记录的气候学意义 |
| 3.6 小结 |
| 第四章 仙云洞石笋记录的19.0～17.6 ka B.P.期间东亚夏季风增强事件 |
| 4.1 ～19.0 ka B.P.的夏季风增强事件 |
| 4.2 仙云洞记录与格陵兰冰芯记录比较 |
| 4.3 仙云洞记录与其它洞穴记录比较 |
| 4.4 ～19.0 ka B. P.的夏季风增强事件强度争议 |
| 4.5 ～19.0 ka B.P.的夏季风增强事件驱动机制探讨 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 福建仙云洞石笋记录的Termination-Ⅰ事件缓变特征 |
| 5.1 石笋记录中Termination-Ⅰ事件的区域对比 |
| 5.2 亚洲季风Termination-Ⅰ事件驱动机制探讨 |
| 5.3 仙云洞Termination-Ⅰ事件缓变特征分析 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 不足之处与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间承担的科研任务与主要成果 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
（10）El Ni?o衰亡后连续二次La Ni?a的成因及其影响研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 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 ENSO事件的由来及其基本特征 |
| 1.2.2 ENSO事件循环中的正-负反馈机制 |
| 1.2.3 ENSO事件的分类 |
| 1.2.4 ENSO事件对全球气候的影响 |
| 1.2.4.1 ENSO事件对全球降水和温度的影响 |
| 1.2.4.2 对北极气候的影响 |
| 1.2.4.3 对南极气候的影响 |
| 1.3 研究目的及研究内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 数据来源 |
| 2.1.1 温度 |
| 2.1.2 风场 |
| 2.1.3 其他数据 |
| 2.2 气候指数定义 |
| 2.2.1 Ni?o 3.4指数与印度洋偶极子指数 |
| 2.2.2 年代际气候指数 |
| 2.3 分析方法 |
| 2.3.1 集合经验模态分解（EEMD） |
| 2.3.2 Rossby波作用通量 |
| 2.4 Princeton AGCM模式 |
| 第三章 El Ni?o衰亡后两年热带海气演变特征分析 |
| 3.1 El Ni?o的分类 |
| 3.2 2~(nd) La Ni?a期间热带海气特征及其与1~(st) La Ni?a的对比 |
| 3.2.1 热带海洋温度异常演变 |
| 3.2.2 赤道风场异常演变特征 |
| 3.2.3 热带异常对流活动演变特征 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 触发2~(nd) La Ni?a的物理机制分析 |
| 4.1 海洋次表层的作用 |
| 4.2 赤道中太平洋纬向风的作用 |
| 4.2.1 赤道中太平洋持续东风异常 |
| 4.2.2 赤道中太平洋持续东风异常与热带印度洋和热带大西洋SSTA的关系 |
| 4.3 热带印度洋和热带大西洋对赤道中太平洋纬向风的贡献 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 2~(nd) La Ni?a对全球降水和近地面气温的影响 |
| 5.1 2nd La Ni?a对全球降水的影响及其与1~(st) La Ni?a的对比 |
| 5.1.1 对热带海洋降水影响 |
| 5.1.2 对澳大利亚降水的影响 |
| 5.1.3 对非洲降水的影响 |
| 5.1.4 对欧亚大陆降水的影响 |
| 5.1.5 对北美降水的影响 |
| 5.1.6 对南美降水的影响 |
| 5.2 2~(nd) La Ni?a对全球气温的影响及其与1~(st) La Ni?a的对比 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 2~(nd) La Ni?a对北极和南极海冰的影响 |
| 6.1 2~(nd) La Ni?a对北极海冰的影响及其与1~(st) La Ni?a的对比 |
| 6.2 影响北极秋季海冰的机制分析 |
| 6.3 2~(nd) La Ni?a对南极海冰的影响及其与1~(st) La Ni?a的对比 |
| 6.4 影响南极春季海冰的机制分析 |
| 6.5 本章小结 |
| 第七章 引发两次La Ni?a的ENSO个例对全球气温的影响：个例分析 |
| 7.1 2014~2016年温度异常的时空分布特征 |
| 7.2 ENSO的贡献及其与其它不同时间尺度分量的对比 |
| 7.3 未来全球温度演变趋势分析 |
| 7.4 本章小结 |
| 第八章 全文总结 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 特色和创新点 |
| 8.3 讨论与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
四、南极气温振荡与广西季风降水的遥相关（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]基于SPI指数的中国夏季干旱区域性特征及环流异常研究[D]. 吕纯月. 南京信息工程大学, 2021
- [3]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)
- [4]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
- [5]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
- [6]中国气候预测研究与业务发展的回顾[J]. 王会军,任宏利,陈活泼,马洁华,田宝强,孙博,黄艳艳,段明铿,汪君,王琳,周放. 气象学报, 2020(03)
- [7]近57a雅鲁藏布江中游河谷夏季气候暖干化趋势及其可能的原因[D]. 赤曲. 南京信息工程大学, 2020(02)
- [8]AMO不同位相下NAO与青藏高原东部夏季降水关系的变化[D]. 陈涛. 南京信息工程大学, 2020(02)
- [9]福建仙云洞石笋记录的26.42～12.67 ka B.P.时段东亚夏季风演变[D]. 马乐. 福建师范大学, 2020(12)
- [10]El Ni?o衰亡后连续二次La Ni?a的成因及其影响研究[D]. 张超. 中国地质大学, 2020(03)