一、青藏高原及其附近冬夏平均流场的结构（论文文献综述）
姚秀萍,马嘉理,刘俏华,高媛[1]（2021）在《青藏高原夏季降水研究进展》文中进行了进一步梳理青藏高原夏季降水是高原气象研究关注的重要领域。受高原夏季各个层次的天气系统的影响,在高原多尺度地形的强迫作用下,高原夏季降水表现出复杂多样的时空分布和演变特征。回顾了国内外学者在高原夏季降水特征和影响机理方面取得的主要研究成果,分为以下三个方面:高原夏季降水的时空分布和演变特征;影响高原夏季降水的高原天气系统,包括南亚高压、500 hPa高原高压、高原切变线、高原低涡和高原中尺度对流系统等;高原地形对高原的强迫机制,包括大尺度的动力和热力强迫,以及高原上中小尺度地形的强迫作用。最后对三方面的研究进行了总结,并对未来的研究进行了展望。
闫梓宇[2]（2021）在《西北太平洋季风涡旋和高层冷涡影响热带气旋强度及路径的机理研究》文中进行了进一步梳理西北太平洋地区热带气旋的异常路径和强度预报一直是业务中的难点,已有研究表明,热带气旋会与其附近高、低层气旋性环流系统进行相互作用,从而出现异常路径且强度发生较大变化,研究这种复杂的系统间相互作用有利于提高对热带气旋移动和发展的认识,减少人员伤亡和财产损失。本研究重点关注热带气旋活跃季较常出现的低层季风涡旋和高层冷涡对热带气旋路径和强度的影响,得出的主要结论如下:（1）季风涡旋的垂直结构和水汽分布会影响热带气旋不同的路径表现形式。通过理想数值模拟发现,当热带气旋与初始垂直结构较为深厚的季风涡旋相互作用时,热带气旋的路径会突然北折,且具有较大的强度和外围尺度。热带气旋初始多出现在季风涡旋东侧,较大的外围尺度使得其通过β效应更快地向西北移动靠近季风涡旋中心。同时季风涡旋提供的较大环境场相对涡度梯度也使得热带气旋可以通过涡度隔离过程较快地向季风涡旋中心靠近。一旦两个系统中心重合,由于季风涡旋尺度水平平流项与热带气旋尺度水平平流项相互抵消,总水平涡度平流项较弱且指向正北方向,使得热带气旋路径趋于北转。此外,两个系统的叠加增强了罗斯贝波能量频散,热带气旋东侧增强的西南风气流也可能作为转向流引导其路径突然北折。水汽敏感性研究表明,季风涡旋伴随的环境场水汽的纬向分布也会影响热带气旋移动,当热带气旋初始位于季风涡旋东侧,且季风涡旋伴随“东高西低”的相对湿度分布时,热带气旋容易出现路径突然北折。（2）在不考虑初始热力差异的情况下,通过数值模拟发现季风涡旋可以通过三种动力机制影响热带气旋发展。第一,季风涡旋和热带气旋的叠加可能会增大热带气旋的外围尺度,较大的外围尺度会使得热带气旋在涡度隔离作用下对流组织较弱,深对流的分布多远离热带气旋的最大风速半径,这种情况下不利于热带气旋发展。第二,热带气旋和季风涡旋环流的叠加可能会使得在热带气旋外围出现涡度梯度改变符号,即出现外区正压不稳定。通过内外区波动间相互作用,外区的正压不稳定会使得内区非对称扰动增加。非对称扰动的逆切变倾斜又不利于扰动动能向平均动能转换,因此也不利于热带气旋增强。第三,季风涡旋的垂直斜压结构使得热带气旋处于较强的环境场垂直风切变中,从而导致热带气旋出现较大的垂直倾斜,这种情况下通风指数也较大。对流集中分布在顺风切变左侧,存在明显的非对称,不利于热带气旋发展。敏感性研究也表明,季风涡旋伴随的环境场水汽分布也可能会影响热带气旋发展。（3）除了低层系统,高层系统也会影响热带气旋的移动和发展。通过观测分析发现,2018年“云雀”台风有着罕见的逆时针环形路径及先增强后减弱的较大强度变化,控制试验可以较好地模拟这种路径和强度变化,在此基础上设计半理想化数值试验（在初始场中去除冷涡）,结果台风趋于偏西行且强度持续缓慢增强。通过诊断分析发现,高层冷涡对“云雀”台风的异常路径和强度变化的贡献较大。通过位涡倾向方程诊断,由于台风与冷涡之间的藤原效应导致水平位涡平流和非绝热加热发生了变化,从而影响台风移动。高层冷涡对“云雀”台风强度变化的影响可以分为两阶段讨论,前期冷涡通过高层的涡通量辐合和降低台风北侧的惯性稳定度使得台风增强,而后期两系统距离较近时,冷涡会显着增强台风附近的垂直风切变,进而减弱台风。此外有无冷涡两组试验中台风不同路径伴随的海温和其他环境条件的变化也会造成一定程度的强度差异。
李可[3]（2021）在《深冬和春末南支槽结构特征及其可能成因》文中研究表明南支槽是存在于冬半年（10月至次年5月）的半永久性低压槽,其中1月和5月是南支槽的两个高发期。本文利用一日4次的NCEP/NCAR再分析资料,基于客观识别方法建立近41 a（1979-2019年）的南支槽数据库。利用多种气候统计方法,分析了近41a南支槽的时空分布特征。进一步分别针对深冬（1月）和春末（5月）的气候态和典型南支槽个例,分析了其动力和热力结构差异。最后使用T-N波通量和全型垂直涡度倾向方程等方法,初步揭示了深冬和春末南支槽的可能成因。主要结论如下:（1）冬半年南支槽变化在频次上表现为双峰型,分别在1月（深冬）和5月（春末）,而在强度上则为单峰型,即1月为峰值,而5月为谷值,但5月南支槽持续时间更长。就南支槽的频发区域来看,深冬南支槽主要位置偏西,为西部型南支槽,而春末南支槽主要位置偏东,即东部型南支槽。（2）南支槽在深冬和春末的动力和热力结构呈现出不同特征。深冬南支槽为正压结构,位置偏北偏西,涡度强且深厚,槽区上升运动相对较强,低温低湿。而春末南支槽具有一定的斜压性,位置偏南偏东,较为浅薄,槽区上升运动相对较弱,高温高湿。（3）深冬南支槽的成因与西风急流、涡度平流、T-N波通量等动力作用关系密切,而春末南支槽的形成则主要受假相当位温、比湿平流以及降水等热力作用影响。利用全型涡度方程对典型南支槽个例进行定量化诊断分析后发现,所得结论一致。更进一步,通过对南支槽最强个例诊断发现,深冬动力项位置分布与槽区较为吻合,而春末热力项位置分布与槽区较为吻合。
吕春艳[4]（2021）在《柴达木盆地夏季极端降水特征及其形成机理》文中研究说明柴达木盆地（以下简称盆地）作为我国面积最大的高寒干旱内陆盆地,位于青藏高原东北部、我国西北地区。这里不仅是气候变化敏感区域,还是生态环境脆弱带,虽然其降水量和极端降水事件发生的频次远少于我国东部地区,但研究盆地夏季极端降水的局地特征及其物理过程对干旱地区的自然生态系统及其经济建设极具意义。本文重点分析了 1981～2017年盆地夏季极端降水的时空分布特征及其相应的大气环流和水汽输送特征,并定量分析了极端降水期间关键天气系统和盆地四个边界水汽输送的变化。另外研究了盆地大气视热源影响盆地夏季降水的物理机制。最后,选取引起盆地夏季极端降水的两类典型的阻塞高压（以下简称阻高）事件,从天气尺度瞬变涡动活动角度研究阻塞环流的形成和演变机制,进而探讨天气尺度瞬变涡动活动与盆地夏季极端降水的可能联系。主要结论如下:（1）1981～2017年夏季,极端降水阈值和极端降水日数在盆地东部地区大于盆地西部地区,这与夏季降水量分布一致。盆地不仅夏季降水量在1981～2017年显着增加,夏季极端降水阈值也明显增加。极端降水在盆地发生的几率较小—一个夏季平均只出现1-2天,但是却对盆地夏季降水的贡献却很大,最高能达12%左右。（2）盆地极端降水期间的大气环流形势表现为,对流层中层在中高纬地区在里海和咸海上空有一弱脊,盆地西北部有一低槽。欧洲上空盛行纬向环流,而在盆地邻近上游地区盛行经向环流。低纬度地区在孟加拉湾有一稳定低槽,同时南亚夏季风和高原季风环流显着。进一步利用定量化指数对关键天气系统进行了分析,结果表明,南亚夏季风、高原季风和南亚高压在盆地极端降水期间强度偏强,南亚高压中心位于伊朗高原上空。副热带西风急流分为东西两段,强度偏弱,表明它通过形态而不是强度的变化来影响盆地降水。此时,高层盆地位于东段西风急流入口区右侧和南亚高压南侧,对应高空辐散区,这为盆地夏季降水提供了强有力的动力环境,因此盆地对流活动强烈。（3）与夏季极端降水期间大气环流形势相对应的有两条水汽通道。一条是北支水汽输送通道,水汽主要源于欧亚大陆,通过西风带的北支分支将源于黑海、里海和咸海的水汽从青藏高原北侧向东输向南输送到盆地。另一条是南支水汽输送通道,其中少量水汽来自欧亚大陆,由西风带的南支分支输送,其余水汽源于阿拉伯海和孟加拉湾。南亚夏季风将这部分水汽向东向北输送,然后在高原季风的接力式作用下向北输送到盆地。对盆地四个边界的水汽输送研究表明:西边界和南边界水汽流入增多,与气候态相比分别增加了 27.37kg.s-1和44.31kg.s-1。东边界水汽流出减少,减少了 53.91kg.s-1,这是盆地极端降水期间空中水汽含量增加的主要原因。（4）盆地上空的大气视热源能显着影响与极端降水相关的水汽输送和对流活动。它主要影响青藏高原周边地区的水汽输送,并且在青藏高原上空激发异常气旋,该异常气旋使水汽向盆地聚集并增强盆地的对流活动。（5）当中高纬地区存在典型的经向环流时,天气尺度瞬变涡动通过影响阻塞环流,进而影响盆地极端降水。阻高建立前,在阻塞区域有正[u*’v*’]输送,[v*’T*’]呈“上正下负”的分布结构,瞬变涡动作用利于阻高的建立和发展。阻高建立日,[u*’v*’]和[v*’T*’]强度达到最强,瞬变涡动作用达到最强,利于阻高维持。之后随着[u*’v*’]和[v*’T*’]输送减弱,瞬变涡动对阻塞气流的强迫作用减弱。另外,阻高建立前,瞬变正压涡动通过能量转换利于阻高的建立,但在阻高建立后,它抑制阻高的崩溃。但瞬变正压涡动对乌拉尔山阻高的作用比对贝加尔湖阻高强。此外,天气尺度瞬变涡动也能影响盆地水汽。在阻高维持期间,天气尺度瞬变涡动在阻塞东部区域或阻塞上游地区将高纬地区的水汽向南输送,且在盆地有v*’q*’辐合,这为盆地极端降水提供了有利的水汽条件。天气尺度瞬变涡动对水汽的输送与阻塞环流强度关系密切,当阻塞环流越强,高压脊前或阻塞上游地区槽后的偏北气流越强,瞬变涡动向南输送的水汽越多,对盆地极端降水影响越显着。
马晓青[5]（2021）在《滇中引水工程取水点上游金沙江流域水汽输送及其收支特征研究》文中研究表明水文循环的大气过程是水文循环的重要过程之一,全球生态环境系统和水资源系统的结构组成和演变情况深受其影响,一定程度上改变了人类的生产生活方式。大气水汽也是区域水循环的关键,是区域降水的来源。滇中引水工程是解决云南水资源空间分配不均的世纪工程,是云南省经济社会跨越发展的战略工程、支撑工程、民生工程和生态工程。因此研究滇中引水工程取水点上游金沙江流域的水汽输送及其收支情况能更好的制定治理措施以及加强流域的水资源管理,为流域综合治理和开发提供依据。本文基于地形数据ASTER GDEM V2、1979-2018年ECMWF的ERA-Interim逐月再分析资料（0.25°×0.25°）及中国气象数据网提供的同期各省各气象站共22个站点的逐月降水资料,较为系统、全面地研究了滇中引水工程取水点上游金沙江流域1979-2018共40年的水汽含量和降水量时空变化特征、水汽输送特征、水汽收支及其变化特征,主要研究内容和结论如下:（1）滇中引水工程取水点上游金沙江流域上空的水汽含量由南向北、由东向西呈递减的趋势;各时段的水汽含量分布在西南部呈现倾斜的倒“U”型,东南部呈现正“U”型;年平均水汽含量呈现上升的趋势,线性变化率为0.2mm/10a。研究流域多年平均降水量自西北向东南呈逐渐增加的分布形态,符合“夏秋春冬”的变化特征,多年来平均降水量有略微的上升趋势;流域上段、下段降水显着增多,中段无明显变化。研究流域四季的水汽含量和降水量从大到小均为夏秋春冬,多年平均月水汽含量和降水量的分布呈单峰型,最高值出现在7月,向两边逐渐减少,大致成对称分布。研究流域年平均水汽含量同年均降水量之间为弱相关关系,相关系数为0.28;各季节的相关性差异显着,夏季为中度相关,其中7月的相关度最高,相关系数高达0.809,春季和秋季为低度相关,冬季为极度弱相关,逐月相关性分析更能为流域的降水提供重要指导。（2）滇中引水工程取水点上游金沙江流域主要受到来自阿拉伯海北部的偏西风水汽和孟加拉湾水汽两支水汽的影响,偏西风水汽输送占主导。春季主要受西南侧发源于阿拉伯海北部的偏西风水汽输送带影响;夏季的水汽主要来源于孟加拉湾和阿拉伯海;秋季的水汽来源主要有偏西风水汽输送、西太平洋偏东风强水汽输送和孟加拉湾水汽输送;冬季的水汽主要由青藏高原北支偏西风来提供。研究流域水汽输送方向以自西向东的纬向为主,强度值约为30-130 kg·m-1·s-1;辐散辐合区呈大小不一、密度不一的环状分布,其辐散辐合密集区多处于南北两端;与低层大气相比,高层大气的辐散辐合强度有所降低;辐合辐散随季节交替变化,夏季为水汽辐合区,冬季为水汽辐散区。（3）滇中引水工程取水点上游金沙江流域年平均水汽净收支为38.13km3,且年际变化以3.25km3/10a的速率增长;大气水汽的输出边界只有东边界,其余边界在全年均为水汽输入边界,其中西边界贡献最大,平均约为76%;水汽净收支呈“盈余”状态,且“盈余”量逐渐增加。从各季节水汽收支变化特征来看,春夏秋冬四季均为水汽“盈余,其中夏季对全年水汽净收支贡献最大,约为58.4%,春秋两季贡献相差不多,均为9%左右;除冬季以外,其他各季节水汽输送量均呈上升趋势。逐月水汽收支中,2-10月的水汽净输入量均在200 km3以上,雨季（4-10月）为净输入期,其中6-9月为全年最大,旱季（11月-次年3月）为净输出期。
刘俏华[6]（2021）在《引发夏季青藏高原南部极端降水的横切变线日变化的特征及其机制》文中研究指明本文采用1980–2019年6–8月逐小时、分辨率为1°×1°的ERA5再分析数据和中国国家级地面气象站基本气象要素日值数据集（V3.0）的日降水资料,在计算机客观识别高原横切变线的基础之上,对筛选得到的生命史超过一天、位于青藏高原（以下简称高原）南部（33°N以南）且引发极端降水的13个高原横切变线个例进行合成,对其日变化特征进行了揭示,并引入非绝热加热与位涡收支方程,对其日变化机制进行了研究。结果表明,高原横切变线的发生频次及强度具有显着的日变化特征,均在午夜左右达到日峰值。高原横切变线的日变化受动力与热力因素的共同影响。通过非绝热加热的分析可知,在500 h Pa以下至近地层,感热加热与辐射加热对非绝热加热贡献显着;在500 h Pa以上高度层,凝结潜热对非绝热加热具有主导作用;通过位涡方程诊断可知,垂直方向非绝热加热分布不均对位涡的变化起主导作用,这进一步证实了热力因素尤其凝结潜热加热对高原横切变线日变化的重要作用。引发夏季高原南部极端降水的横切变线日变化的概念模型可概括为:12–21LST,太阳辐射及地表感热增加,高原横切变线附近呈加热增湿效应,引起高原横切变线附近风场与水汽的异常辐合以及垂直上升运动的增强,同时南亚高压及高空急流增强为高原横切变线的发展提供了有利的高层辐散条件,高低层之间的相互作用使得高原横切变线迅速发展,于00 LST强度最强。而03–06 LST,高原横切变线附近温、湿度异常减弱,风场与水汽异常辐散,垂直运动转为弱下沉运动,不利于高原横切变线的发展。但由于该时段有降水发生,凝结潜热对低层的反馈作用增强,抵消了以上部分不利因素的影响,使得高原横切变线强度在06LST存在次峰值,后由于各条件均不利于高原横切变线发展,高原横切变线的强度逐渐减弱并于17 LST强度最弱。
冯文[7]（2020）在《热带扰动和弱冷空气引发的海南岛秋汛期特大暴雨时空分布特征及形成机制研究》文中认为由热带扰动和弱冷空气引发的秋汛期特大暴雨是造成海南岛大范围洪涝的主要灾害性天气之一。2000年、2008年和2010年10月份海南岛东半部的三次重大洪涝灾害就是由该类暴雨引发的。为了系统研究此类暴雨形成、加强和维持的机制,增进对热带地区暴雨的认识,本文利用海南省高空、地面观测资料、卫星、多普勒雷达以及NCEP、ECMWF ERA5再分析资料,统计分析了热带扰动和弱冷空气引发的海南岛秋汛期特大暴雨的时空分布特征,深入探讨了暴雨过程中多尺度天气系统的相互作用,深对流触发、发展和维持的机制,以及中尺度系统的动力、热力学特征,得到以下主要结论:（1）从气候统计上发现,海南岛降水随时间变化分布形态与越南中北部地区较为相似,但与华南其他各区存在较大差异,双峰结构不明显,随着暴雨级别的提高,单峰现象愈加显着。全年降水峰值出现在秋汛期内,且近50%的大范围极端降水事件都出现在秋汛期,其中由热带扰动和弱冷空气引发的秋汛期特大暴雨日占全年总数高达58%。秋汛期特大暴雨降水强度地理分布非常有规律性,整体呈一致的东多西少的态势。40年平均风场分析发现低空偏东强风带在南海北部的出现和逐候加强是秋汛期内最显着的环流特征,其形成的机制是秋季南北海陆热力差异增大导致海陆之间相对涡通量的增大,于南海中北部对流层低层诱导出强的辐合风速,形成带状偏东风急流。（2）从多个个例的合成场上发现,南亚高压、中纬西风槽、副热带高压和南海热带扰动的相互作用,是秋汛期特大暴雨形成的主要环流背景。暴雨发生期间,北半球亚洲区内ITCZ异常活跃,南海季风槽和印度季风槽南撤速度缓慢,比常年平均异常偏北偏强。南亚高压的位置比常年同期明显偏东偏南,东亚中纬槽,副热带高压的强度也比常年明显偏强。造成暴雨增幅的水汽主要来自印度洋的西南季风支流,副高南侧的偏东气流和大陆冷高压东南侧的东北气流。（3）从不同强度个例的对比分析发现,热带扰动和弱冷空气引发的秋汛期特大暴雨个例天气系统配置均具有非常相似的特征:对流层上层,南亚高压正好位于南海北部上空,高层存在稳定的辐散区;对流层中、低层,热带扰动、中纬槽后冷高压和副高三者之间的相互作用,使得南海北部地区南北向和东北-西南向梯度加大,海南岛上空锋区结构建立,涡旋增强和维持,同时诱发偏东低空急流。海南岛正处这支偏东低空急流的出口区左侧,风向风速辐合明显。强的秋汛期暴雨降水个例的急流核强度、长度、厚度,以及急流上方的风速梯度远大于弱个例。最强降水日中强个例的低空急流核正好位于海南岛东部近海上空,在水平方向上稳定少动,垂直方向和风速上则脉动剧烈,有利于强降水激发。弱个例的急流核在水平方向上东西振荡明显,在垂直高度和风速上变化很小,不利于强降水在固定区域的维持。（4）从个例的模拟分析中发现,湿中性层结、非绝热加热和水平运动导致的锋生以及不同高度的垂直风切变对深对流的形成、发展和维持至关重要。中性层结的形成是弱冷锋后的稳定层结区向热带扰动外围偏南风所带来暖湿气团的不稳定层结区过渡带来的垂直层结变化的结果。暴雨过程中非绝热加热项和水平运动项在局地锋生的过程中贡献最大。低层和中层风切变影响下的回波结构变化和移动方向、速度有助于解释回波“列车效应”的形成机制。通过对惯性重力内波方程组的线性和非线性求解,发现热带扰动和弱冷空气引发的秋汛期特大暴雨个例中中尺度涡旋生成和加强,与水平风切变、积云对流潜热释放、垂直风切变或低空急流以及冷空气有关。其中强盛的对流凝结潜热加热对热带中尺度涡旋垂直运动振幅的增强起主要作用,有利涡旋的发展和维持。（5）地形敏感试验结果表明,海南岛地形高度的变化对东部暴雨量级有显着影响。由于地形存在,迎风坡前强烈抬升的气流凝结形成降水导致大量凝结潜热释放,潜热释放又反馈增强对流区暖心结构,进而加强其垂直运动,对对流形成正反馈效应,这也是海南岛东部出现强降水的重要原因。
杨琳韵[8]（2020）在《次季节低纬波动对青藏高原夏季降水的影响及其机理研究》文中研究说明青藏高原是亚洲大气低频振荡的重要源汇,能够影响亚洲季风区的降水变率和环流变化。青藏高原次季节振荡主要来源于低纬地区,但是目前对不同低纬度次季节振荡对青藏高原大气振荡及可能产生的降水响应的认识还不够充分。厘定不同低纬次季节振荡对青藏高原夏季降水的影响具有重要的科学意义,能够加深对中低纬度之间波动的相互作用的理解,提高对亚洲季风区低频振荡的认识。本文使用WRF（the Weather Research and Forecasting）模式开展了物理参数化方案和内部逼近参数敏感性试验,模拟了2003年东亚地区的降水,改善了东亚区域包括青藏高原地区的夏季降水模拟。其次,利用1999-2008年的长期观测资料探讨了北半球夏季季节内振荡（BSISO）与青藏高原夏季降水的关系,发现BSISO能够对青藏高原夏季降水产生显着影响。然后,基于WRF的物理参数化方案组合和谱逼近技术,在高分辨率动力降尺度中,利用滤除不同低纬次季节波动的驱动场,完成了2018年夏季和2005-2009年的青藏高原夏季降水模拟。本文厘定了影响青藏高原夏季降水时空特征的关键低纬波动及其作用的关键区域,并揭示了主要的物理过程及波流相互作用的机理。得到的主要结论如下:（1）积云对流参数化方案和微物理方案对降水模拟的影响最为显着。物理参数化方案敏感性表现出明显的区域依赖性,在青藏高原陆面过程对高原降水的模拟也有很重要的影响。Noah陆面过程、G3D积云对流参数化和CAM辐射传输方案的组合能够较合理地模拟出中国地区的降水的时空变化。（2）内部逼近方法能够有效提升WRF模式对东亚降水的模拟性能,且谱逼近方法比格点逼近更有优势。WRF谱逼近试验对逼近波数和逼近变量的选择很敏感,当截断波长为1000 km时,谱逼近试验模拟的东亚及子区域的降水次季节特征与观测更为接近。而在格点试验中,设置较短的松弛时间能够更好地模拟各子区域的风场和降水变化。仅对风场进行谱逼近、选择1小时松弛时间和逼近波数为4的谱逼近参数组合能够显着改善WRF模式对青藏高原不同时间尺度降水的模拟,并能更准确地模拟青藏高原及其附近地区夏秋季节的大尺度环流特征。（3）北半球夏季季节内振荡（BSISO）能够引起青藏高原夏季降水的强烈响应,尤其是准双周降水,是影响青藏高原夏季降水的关键低纬对流耦合波动。BSISO波动能够影响青藏高原夏季准双周降水由东南向西北推进的过程,使青藏高原中部和西南地区的夏季降水增加。赤道罗斯贝波和东风波虽然能在南海地区引起较强的大气瞬变扰动,但不会对青藏高原夏季降水平均态和平均气流产生显着影响。同时通过对比不同次季节低纬波动的作用地区发现,印度北-孟加拉湾北-中南半岛西北部近青藏高原地区是BSISO影响青藏高原夏季降水的关键地区。（4）青藏高原夏季准双周降水对BSISO产生响应的物理过程有两个:一是通过对流在孟加拉湾北部激发向青藏高原南侧移动的Rossby波列向85?E青藏高原南麓附近输送水汽,在扰动能量堆积后,产生扰动后向高原西南部输送水汽;二是通过增强中南半岛西北部-孟加拉湾区域的地表感热,使大气不稳定能量增加,增强在94?E附近近高原地区的低空辐合,通过类似第二类条件不稳定的动力作用,使孟加拉湾北部的水汽向青藏高原东南部输送,对维持青藏高原水汽通道有着重要作用。在这两个过程中,前一个过程主要由平均气流的动能获得扰动能量,后一个过程的能量主要由平均气流的有效位能提供,从而对平均环流场产生影响,最终使青藏高原夏季气候平均降水和环流产生响应。
蒋元春[9]（2020）在《青藏高原沙漠化逆转及其对高原气候突变的响应》文中提出沙漠化是全球最严重的生态环境和社会发展问题之一。青藏高原被称为地球“第三极”,绝大部分地区气候寒冷干旱,生态环境系统敏感脆弱,具备土地沙漠化发生发展的环境条件和潜在因素,其土地沙漠化的动态变化与气候变化、植被变化紧密联系。本文主要依据青藏高原81个站点1971—2013年气温、降水、风速资料,1971—2016年青藏高原积雪日数、第一冻结层下界观测资料,1990、2000、2010和2015年4期Landsat遥感影像资料,1982—2015年归一化植被指数（NDVI）以及NCEP/NCAR再分析资料等,重点分析了青藏高原植被（NDVI）和沙漠化土地分布的变化特征,研究了青藏高原增暖突变前后高原气候因子（气温、降水、风速）和下垫面因子（积雪、冻土）等的气候特征及其与植被变化的关系,分析了南海夏季风与高原季风的关系,探讨了南海夏季风结束时间异常对高原冬季气候的可能影响机理,对进一步科学评估气候变化的影响具有重要的科学价值,对构建国家生态安全屏障、保障资源合理开发利用和社会经济可持续发展具有重要的现实意义。论文的主要结论如下:（1）对青藏高原沙漠化土地分布的研究表明,1990—2015年青藏高原沙漠化土地面积呈现减少趋势,期间累计减少3 826 km2,相当于1990年沙漠化土地面积的0.96%,年均减少153 km2,尤其在2000年以后青藏高原沙漠化持续逆转。（2）在全球气候变暖背景下,青藏高原的气候发生了显着变化,呈现从20世纪70年代冷干气候向20世纪90年代中后期暖湿气候的演变。1971—2013年主要气候因子的宏观变化为:（1）气温。高原呈现一致增暖,增暖幅度达0.38℃/（10 a）,高于同期全球增暖速率,以秋、冬季增暖最为显着。高原增暖在空间上表现出西强东弱的增暖趋势和南北反相的变化形态,高原边缘地区气候变暖比高原腹地明显,高原北部升温幅度大于高原南部。高原气温在1997/1998年发生突变,突变后更大幅度的增暖在高海拔地区表现得更加明显。最高气温、最低气温呈现非对称增温,最低气温的增加速率（0.46℃/（10 a））高于最高气温（0.37℃/（10 a））。（2）降水。高原地区降水以8.5 mm/（10 a）的速率增加,其中春季增加幅度最显着,达9.9 mm/（10 a）。1980/1981年高原主体降水发生突变。1998年之后,夏季降水的年际波动幅度增大,而秋季降水的年际变化幅度则收窄。（3）风速。高原年及各季节的平均风速总体呈减小趋势,尤以春季风速减小最为显着,达到-0.25(m·s-1)/（10 a）。高原风速的线性倾向率在2000年之后由负转正,表现出显着的增加趋势,且以夏、冬季平均风速增加为主导。（4）积雪日数。高原积雪日数平均以3.5 d/（10 a）的速率减少,高原气温增暖突变后积雪日数的减少达到5.1 d/（10 a）,表现出“少—多—少”的年代际变化特征。（5）冻土。青藏高原季节性冻土明显变浅变薄,冻结深度的平均气候倾向率为-3.7 cm/（10 a）,且在1987/1988年发生退化突变。（3）青藏高原植被变化（沙漠化）对高原气候变化有显着响应。1982—2015年高原NDVI最大值呈增长趋势,线性增长趋势为0.002/（10 a）,年变化率为0.0291%;生长季（6—9月）NDVI最大值的线性增长趋势为0.003/（10 a）,年变化率为0.0349%。在空间分布上,高原NDVI最大值表现为“整体改善、区域退化”的特征,表征沙漠化土地变化情况的NDVI最大值[0.1,0.3)（沙化）格点数在21世纪初期开始下降,植被改善区域的面积大于退化区域,表明沙漠化土地面积在减少。高原NDVI最大值变化显示出在高原增暖背景下的显着适应性调整过程,与温度、降水等气候因子变化具有较好的相关,且有明显的区域性差异。在高原增暖的背景下,1982—1997年期间,温度变化是NDVI变化的主导因素,降水变化带来的影响次之;1998—2015年期间,降水变化则成为NDVI变化的主导因素,温度变化带来的影响次之。在青藏高原高寒地区影响植被生长的首要因素是热量,当热量条件满足后,蒸发加大,水分条件便显示出它的重要性。高原增暖突变后,气温、降水和风速的变化趋势均显着,青藏高原土地沙漠化面积减少,该时期土地沙漠化面积减少（逆转）的主要因素是气候因子的变化。（4）植被指数（NDVI）变化表征青藏高原沙漠化,其与高原气候突变关系密切,高原气候变化受高原季风的影响。南海夏季风结束日期与高原冬季风建立日期呈反相变化特征,且与高原冬季积雪日数显着相关。南海夏季风结束时间偏晚时,随后的冬季500hPa和600 hPa上,贝加尔湖附近区域位势高度为负异常,乌拉尔山附近位势高度为正异常;受其影响,高原东北部纬向风减弱,高原西南部纬向风增强;高原东北部气温异常升高,高原冬季积雪日数偏少;高原及周围地区水汽湿度增大,高原东北部有异常的上升气流,200 hPa西风急流加强南移,高原东北部降水增多;反之亦然。南海夏季风结束时间偏早时,高原冬季风建立时间偏晚,高原冬季风（冷高压）减弱,高原多雪湿润,有利于青藏高原沙漠化逆转。
陈笑笑,程志刚,张月悦[10]（2020）在《城市化进程下四川盆地冬季昼夜局地环流的差异分析》文中研究表明为研究不同城市化阶段四川盆地冬季局地环流的差异,选取四川盆地城市化进程的3个代表时期2005/2006、2010/2011、2015/2016年冬季（以次年1月数据代表）的FNL逐日再分析资料,利用气象统计分析方法,对盆地冬季局地环流进行了城市化昼夜变化特征对比分析。结果表明,冬季四川盆地爬流运动占主导,城市化进程下,绕爬流分量和水平风场减弱,经向垂直运动加强至50 hPa/s以上,高原附近的爬流运动,对山谷风形成有积极作用。湿度场在高原与盆地间有显着差异,相对湿度西低东高,夜晚,盆地相对湿度增加,边界层高度则相反;城市化进程下,盆地中心干岛加深、边界层高度变化不明显。盆地内绝对涡度为正,且对流层中高层大于低层,城市化进程下绝对涡度增大,夜晚高层辐合作用增强,有利于下沉运动。
二、青藏高原及其附近冬夏平均流场的结构（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、青藏高原及其附近冬夏平均流场的结构（论文提纲范文）
（1）青藏高原夏季降水研究进展（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 高原夏季降水特征 |
| 1.1 高原夏季降水空间分布特征 |
| 1.2 高原夏季降水时间分布与演变特征 |
| 2 高原夏季天气系统 |
| 2.1 南亚高压 |
| 2.2 500 hPa高原高压 |
| 2.3 高原切变线 |
| 2.4 高原低涡 |
| 2.5 高原中尺度对流系统 |
| 3 高原的强迫机制 |
| 3.1 高原的大尺度动力强迫机制 |
| 3.2 高原的热力强迫机制 |
| 3.3 高原中小尺度地形的过山动力学机制 |
| 4 结论与展望 |
（2）西北太平洋季风涡旋和高层冷涡影响热带气旋强度及路径的机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 热带气旋活动 |
| 1.2.1 热带气旋移动 |
| 1.2.2 热带气旋发展 |
| 1.3 西北太平洋季风涡旋对热带气旋活动的影响 |
| 1.3.1 季风涡旋与热带气旋移动 |
| 1.3.2 季风涡旋与热带气旋发展 |
| 1.4 西北太平洋高层冷涡对热带气旋活动的影响 |
| 1.4.1 高层冷涡与热带气旋移动 |
| 1.4.2 高层冷涡与热带气旋发展 |
| 1.5 研究内容和拟解决的问题 |
| 1.6 章节安排 |
| 第二章 资料、模式和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 模式 |
| 2.3 方法 |
| 2.3.1 空间滤波方法 |
| 2.3.2 片段位涡反演 |
| 2.3.3 理想轴对称涡旋构建方法 |
| 2.3.4 涡度倾向方程诊断 |
| 2.3.5 位涡倾向方程诊断 |
| 第三章 季风涡旋水汽分布对热带气旋路径的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 水汽纬向分布敏感性试验设计 |
| 3.3 结果和分析 |
| 3.3.1 热带气旋路径和强度变化 |
| 3.3.2 涡度方程诊断 |
| 3.3.3 热带气旋和季风涡旋相互作用 |
| 3.3.4 罗斯贝波能量频散 |
| 3.4 讨论 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 季风涡旋垂直结构对热带气旋路径的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 季风涡旋垂直结构敏感性试验设计 |
| 4.3 结果和分析 |
| 4.3.1 热带气旋路径和强度变化 |
| 4.3.2 涡度方程诊断 |
| 4.3.3 热带气旋与季风涡旋的相互作用 |
| 4.3.4 罗斯贝波能量频散 |
| 4.4 讨论 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 季风涡旋对热带气旋强度的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 试验设计 |
| 5.3 强度演变 |
| 5.4 诊断分析 |
| 5.4.1 对流分布 |
| 5.4.2 正压不稳定 |
| 5.4.3 垂直风切变的影响 |
| 5.5 讨论 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 高层冷涡对2018 年“云雀”台风路径和强度的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 “云雀”台风概述 |
| 6.3 试验设计 |
| 6.4 路径和强度演变 |
| 6.5 高层冷涡对台风路径影响 |
| 6.5.1 位涡收支的诊断分析 |
| 6.5.2 引导气流 |
| 6.5.3 藤原效应 |
| 6.6 高层冷涡对台风强度影响 |
| 6.6.1 高层出流 |
| 6.6.2 涡通量辐合 |
| 6.6.3 垂直风切变 |
| 6.6.4 地形作用 |
| 6.7 讨论 |
| 6.8 本章小结 |
| 第七章 结论及讨论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 本文特色和创新点 |
| 7.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（3）深冬和春末南支槽结构特征及其可能成因（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 南支槽的来源 |
| 1.2.2 南支槽结构特征 |
| 1.2.3 南支槽的成因 |
| 1.2.4 南支槽判别方法 |
| 1.3 科学问题 |
| 1.4 本文内容及结构 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.1.1 NCEP/NCAR逐日再分析资料 |
| 2.1.2 GPCP降水资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 南支槽的客观识别方法 |
| 2.2.2 统计诊断方法 |
| 第三章 深冬和春末南支槽的时空分布特征 |
| 3.1 时间分布特征 |
| 3.1.1 季节变化 |
| 3.1.2 年际变化 |
| 3.1.3 1月和5月生命史特征 |
| 3.2 空间分布特征 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 深冬和春末南支槽的结构特征比较 |
| 4.1 深冬和春末南支槽气候场的结构特征 |
| 4.1.1 气候场的水平动力结构特征 |
| 4.1.2 气候场的垂直动力结构特征 |
| 4.1.3 气候场的水平热力结构特征 |
| 4.1.4 气候场的垂直热力结构特征 |
| 4.2 典型南支槽个例的选取方法 |
| 4.3 深冬和春末南支槽典型个例的结构特征 |
| 4.3.1 南支槽典型个例的水平动力结构特征 |
| 4.3.2 南支槽典型个例的垂直动力结构特征 |
| 4.3.3 南支槽典型个例的水平热力结构特征 |
| 4.3.4 南支槽典型个例的垂直热力结构特征 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 深冬和春末南支槽的可能成因 |
| 5.1 西风急流 |
| 5.2 位势高度和涡度平流 |
| 5.3 比湿平流和水汽通量 |
| 5.4 T-N波通量 |
| 5.5 大气视热源Q_1与相对涡度 |
| 5.6 全型涡度方程 |
| 5.6.1 全型涡度方程各项贡献百分比 |
| 5.6.2 最强单个槽日全型涡度方程各项的空间分布 |
| 5.7 本章小结 |
| 第六章 结论与讨论 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 创新与特色 |
| 6.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（4）柴达木盆地夏季极端降水特征及其形成机理（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 极端降水时空分布特征 |
| 1.2.2 水汽输送和大气环流 |
| 1.2.3 大气外部强迫作用 |
| 1.2.4 大气内部动力过程 |
| 1.3 研究存在的问题 |
| 1.4 研究内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 研究范围 |
| 2.2 资料 |
| 2.3 方法 |
| 2.3.1 极端降水事件的定义 |
| 2.3.2 关键天气系统指数及阻高事件的识别 |
| 2.3.3 视热源和视水汽汇 |
| 2.3.4 天气尺度瞬变涡动 |
| 第三章 柴达木盆地的气候特征 |
| 3.1 温度和降水的时空分布特征 |
| 3.1.1 温度的时空分布特征 |
| 3.1.2 降水的时空分布特征 |
| 3.1.3 降水的周期变化 |
| 3.2 柴达木盆地夏季降水的主要模态变率和环流成因 |
| 3.2.1 夏季降水的主要模态 |
| 3.2.2 夏季降水的大气环流特征 |
| 3.3 云水资源的时空分布特征 |
| 3.3.1 云量的时空分布特征 |
| 3.3.2 云水资源的时空分布特征 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 柴达木盆地夏季极端降水特征及其环流成因 |
| 4.1 夏季极端降水特征及其水汽输送和对流活动 |
| 4.1.1 夏季极端降水的空间分布 |
| 4.1.2 水汽输送特征 |
| 4.1.3 对流活动特征 |
| 4.2 夏季极端降水的大气环流成因 |
| 4.2.1 大气环流特征 |
| 4.2.2 关键天气系统的定量分析 |
| 4.3 夏季极端降水对大气热源的响应 |
| 4.3.1 大气热源的空间分布 |
| 4.3.2 水汽输送对大气视热源的响应 |
| 4.3.3 对流活动对大气视热源的响应 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 天气尺度瞬变涡动的活动特征 |
| 5.1 两类阻高事件的环流演变特征 |
| 5.2 天气尺度瞬变涡动通量的输送特征 |
| 5.2.1 瞬变涡动动量输送特征 |
| 5.2.2 瞬变涡动热量输送特征 |
| 5.3 天气尺度瞬变涡动对阻塞气流的强迫作用 |
| 5.3.1 瞬变涡动通量对阻塞气流的作用 |
| 5.3.2 正压能量转换对阻塞环流的作用 |
| 5.4 瞬变涡动的经向水汽输送 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 总结 |
| 6.2 论文特色与创新点 |
| 6.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（5）滇中引水工程取水点上游金沙江流域水汽输送及其收支特征研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 选题意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 国外研究现状 |
| 1.2.2 国内研究现状 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 内容及目标 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 第二章 研究数据及理论方法 |
| 2.1 研究流域概况 |
| 2.1.1 滇中引水工程概况 |
| 2.1.2 流域地理特征 |
| 2.2 多源数据介绍 |
| 2.2.1 ASTER GDEM V2 地形数据 |
| 2.2.2 ERA-Interim再分析资料 |
| 2.2.3 降水资料 |
| 2.3 主要软件运用 |
| 2.3.1 GrADS运用 |
| 2.3.2 ArcGIS运用 |
| 2.4 理论及方法 |
| 2.4.1 水汽含量计算方法 |
| 2.4.2 水汽输送通量及水汽输送通量散度计算方法 |
| 2.4.3 水汽收支计算方法 |
| 2.4.4 相关性系数计算 |
| 2.4.5 泰森多边形法 |
| 2.5 本章小结 |
| 第三章 水汽含量与降水量特征分析 |
| 3.1 滇中引水工程取水点上游金沙江流域水汽含量及降水空间分布 |
| 3.1.1 水汽含量空间分布 |
| 3.1.2 降水空间分布 |
| 3.2 滇中引水工程取水点上游金沙江流域水汽含量及降水时间分布 |
| 3.2.1 水汽含量时间分布 |
| 3.2.2 降水时间分布 |
| 3.2.3 水汽水含量和降水量的相关性 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 水汽输送特征分析 |
| 4.1 滇中引水工程取水点上游金沙江流域多年平均水汽输送特征 |
| 4.2 滇中引水工程取水点上游金沙江流域各季节水汽输送特征 |
| 4.2.1 春季水汽输送特征 |
| 4.2.2 夏季水汽输送特征 |
| 4.2.3 秋季水汽输送特征 |
| 4.2.4 冬季水汽输送特征 |
| 4.3 滇中引水工程取水点上游金沙江流域经纬向水汽输送通量分析 |
| 4.3.1 夏季纬向经向水汽输送通量特征 |
| 4.3.2 冬季纬向经向水汽通量特征 |
| 4.4 滇中引水工程取水点上游金沙江流域逐月水汽输送特征分析 |
| 4.5 滇中引水工程取水点上游金沙江流域水汽辐合与辐散特征 |
| 4.5.1 850hpa低层大气水汽辐合和辐散 |
| 4.5.2 500hpa高层大气水汽辐合和辐散 |
| 4.6 滇中引水工程取水点上游金沙江流域水汽输送与降水关系 |
| 4.7 本章小结 |
| 第五章 水汽收支特征分析 |
| 5.1 滇中引水工程取水点上游金沙江流域水汽收支年际变化特征 |
| 5.2 滇中引水工程取水点上游金沙江流域水汽收支年内变化特征 |
| 5.2.1 流域各边界各季节水汽收支 |
| 5.2.2 流域各边界逐月水汽收支 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 结论和展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 攻读硕士学位期间参与的科研项目及发表论文 |
（6）引发夏季青藏高原南部极端降水的横切变线日变化的特征及其机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 高原切变线的研究进展 |
| 1.3 高原日变化的研究进展 |
| 1.4 本文主要内容及章节安排 |
| 第2章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 高原横切变线的客观判识与合成方法 |
| 2.2.2 大气非绝热加热的计算 |
| 2.2.3 位涡及位涡收支方程诊断 |
| 第3章 环流形势与空间尺度特征 |
| 3.1 环流形势 |
| 3.1.1 200 hPa环流形势 |
| 3.1.2 500 hPa环流形势 |
| 3.1.3 垂直环流形势 |
| 3.2 高原横切变线的空间尺度特征 |
| 本章小结 |
| 第4章 高原横切变线的日变化特征 |
| 4.1 动力结构日变化 |
| 4.1.1 水平方向 |
| 4.1.2 垂直方向 |
| 4.2 热力结构日变化 |
| 4.2.1 水平方向 |
| 4.2.2 垂直方向 |
| 4.3 水汽日变化 |
| 4.3.1 水平方向 |
| 4.3.2 垂直方向 |
| 本章小结 |
| 第5章 非绝热加热对日变化的影响 |
| 5.1 非绝热加热的日变化特征 |
| 5.2 非绝热加热的水平分布 |
| 5.3 非绝热加热的垂直分布 |
| 5.4 非绝热加热的分量贡献 |
| 本章小结 |
| 第6章 位涡与位涡方程诊断 |
| 6.1 位涡的日变化特征 |
| 6.2 位涡的水平分布 |
| 6.3 位涡的垂直分布 |
| 6.4 位涡收支方程诊断 |
| 6.4.1 位涡收支的日变化特征 |
| 6.4.2 水平方向的位涡变化 |
| 6.4.3 垂直方向的位涡变化 |
| 本章小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 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 |
（7）热带扰动和弱冷空气引发的海南岛秋汛期特大暴雨时空分布特征及形成机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 东亚低纬地区暴雨研究进展 |
| 1.2.1 夏季风的撤退对东亚低纬地区暴雨的影响 |
| 1.2.2 华南暖区暴雨 |
| 1.2.3 海南岛秋汛期特大暴雨 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.5 资料、方法和定义 |
| 1.5.1 资料 |
| 1.5.2 方法 |
| 1.5.3 海南岛秋汛期特大暴雨的定义 |
| 第二章 海南岛秋汛期降水时空分布特征 |
| 2.1 海南岛秋汛期降水总体特征 |
| 2.1.1 概况 |
| 2.1.2 海南岛降水与华南各区及周边邻近地区降水分布的差异 |
| 2.1.3 海南岛秋汛期不同量级强降水的分布特征 |
| 2.1.4 海南岛秋汛期不同类型强降水的分布特征 |
| 2.1.5 海南岛秋汛期降水分布的地域特征 |
| 2.2 热带扰动和弱冷空气引发的海南岛秋汛期特大暴雨时空分布特征 |
| 2.2.1 年代际分布 |
| 2.2.2 月际分布特征 |
| 2.2.3 特大暴雨日空间分布特征 |
| 2.2.4 最大降水量极值空间分布特征 |
| 2.2.5 秋汛期特大暴雨短、中、长过程的频数分布特征 |
| 2.3 本章小结 |
| 第三章 影响海南岛秋汛期特大暴雨的大尺度环流特征 |
| 3.1 海南岛秋汛期逐候环流特征 |
| 3.1.1 对流层上层 |
| 3.1.2 对流层中、低层 |
| 3.2 秋汛期南海中北部偏东低空急流形成的机理 |
| 3.2.1 南海中北部低空急流特征 |
| 3.2.2 南海中北部低空急流形成的热力、动力学机制 |
| 3.2.3 南海中北部低空急流对海南岛降水的影响 |
| 3.3 典型秋汛期特大暴雨个例的天气学特征对比分析 |
| 3.3.1 个例降水概况 |
| 3.3.2 天气系统配置 |
| 3.3.3 典型个例的环流异常特征 |
| 3.4 不同强度秋汛期暴雨个例的对比分析 |
| 3.4.1 不同强度秋汛期暴雨个例过程概况 |
| 3.4.2 环流形势和动力特征对比分析 |
| 3.5 1971-2010 年海南岛秋汛期特大暴雨个例合成场分析 |
| 3.5.1 合成方法 |
| 3.5.2 环流合成场特征 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 海南岛秋汛期特大暴雨典型个例的中尺度系统发生发展机制 |
| 4.1 过程概况 |
| 4.1.1 雨情 |
| 4.1.2 环流系统配置 |
| 4.2 暴雨过程中热带中尺度涡旋系统发生发展的热力、动力学分析 |
| 4.2.1 热带中尺度涡旋的云图演变 |
| 4.2.2 热带中尺度涡旋生成发展的热力、动力学分析 |
| 4.3 深对流触发、发展、维持的机制 |
| 4.3.1 最强降水日中尺度雨团与地面流场演变特征 |
| 4.3.2 湿中性层结对深对流形成、维持的影响机制 |
| 4.3.3 局地锋生过程及其对对流组织发展的影响 |
| 4.3.4 垂直风切变对对流发展的影响 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 地形对热带扰动和弱冷空气引发的海南岛秋汛期特大暴雨的影响 |
| 5.1 地理分布特征 |
| 5.2 个例挑选和模拟方案设计 |
| 5.2.1 个例暴雨实况和环流形势 |
| 5.2.2 模式和试验设计 |
| 5.2.3 模拟结果检验 |
| 5.3 模拟结果分析 |
| 5.3.1 降水量的差异 |
| 5.3.2 水平风场的差异 |
| 5.3.3 大气垂直结构的差异 |
| 5.3.4 地形变化对水平局地锋生的影响 |
| 5.3.5 水汽输送和辐合强度的变化 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 总结和展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 研究创新点 |
| 6.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 在读期间主要科研成果 |
（8）次季节低纬波动对青藏高原夏季降水的影响及其机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 青藏高原降水模拟进展 |
| 1.3 主要的低纬次季节波动 |
| 1.3.1 北半球夏季季节内振荡(BSISO) |
| 1.3.2 赤道罗斯贝波 |
| 1.3.3 东风波 |
| 1.4 低纬波动对青藏高原气候的影响 |
| 1.5 研究目的及内容 |
| 参考文献 |
| 第二章 东亚地区物理参数化方案对动力降尺度模拟的影响 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 模式设置、数据及个例 |
| 2.2.1 时间变化 |
| 2.2.2 中低层环流和温压场的模拟 |
| 2.3 物理参数化方案组合对青藏高原夏季降水和温度模拟的影响 |
| 2.4 本章小结 |
| 参考文献 |
| 第三章 东亚地区内部逼近参数对动力降尺度模拟的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 模式设置和内部逼近简介 |
| 3.2.1 内部逼近参数敏感组 |
| 3.2.2 谱逼近参数组合对照组 |
| 3.2.3 内部逼近方法 |
| 3.3 逼近方法和参数对东亚区域夏季降水模拟的影响 |
| 3.4 谱逼近对高分辨率动力降尺度青藏高原气候模拟的影响 |
| 3.4.1 谱逼近对不同时间尺度降水和环流的影响 |
| 3.4.2 谱逼近对高原夏季准双周降水模拟的影响 |
| 3.5 本章小结 |
| 参考文献 |
| 第四章 影响青藏高原夏季降水的关键低纬次季节波动 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 数据、模式设置及方法 |
| 4.2.1 观测数据集 |
| 4.2.2 动力降尺度试验 |
| 4.2.3 统计方法 |
| 4.3 观测事实分析 |
| 4.3.1 BSISO强事件的定义及特征 |
| 4.3.2 青藏高原夏季降水的时空特征 |
| 4.3.3 BSISO与青藏高原降水的关系 |
| 4.3.4 BSISO影响青藏高原降水的动力过程 |
| 4.4 短期气候模拟 |
| 4.4.1 低纬次季节波动对青藏高原夏季降水空间分布的影响 |
| 4.4.2 低纬次季节波动对青藏高原夏季降水次季节时间特征的影响 |
| 4.4.3 大尺度背景场对低纬次季节波动的响应 |
| 4.5 次季节低纬波动影响高原降水的机理初步分析 |
| 4.5.1 低纬次季节波动影响高原准双周振荡的关键地区 |
| 4.5.2 次季节低纬波动影响青藏高原降水途径的理论框架 |
| 4.6 本章小结 |
| 参考文献 |
| 第五章 青藏高原夏季降水对次季节低纬波动的响应过程及机理分析:2005-2009 年高分辨率气候模拟 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 模式设置及方法 |
| 5.3 青藏高原夏季降水平均态对低纬次季节波动的响应 |
| 5.4 青藏高原夏季瞬变波动对低纬次季节波动的响应 |
| 5.5 青藏高原夏季降水对低纬次季节波动的响应机理 |
| 5.6 本章小结 |
| 参考文献 |
| 第六章 结论和展望 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 本文创新点 |
| 6.3 讨论与展望 |
| 已发表论文 |
| 致谢 |
（9）青藏高原沙漠化逆转及其对高原气候突变的响应（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 国内外研究现状 |
| 1.3 气候变化与沙漠化的关系 |
| 1.4 存在的问题 |
| 1.5 研究的主要内容 |
| 1.6 预期特色和可能创新点 |
| 1.7 章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 第三章 青藏高原沙漠化逆转特征 |
| 3.1 青藏高原NDVI变化 |
| 3.2 青藏高原沙漠化时空变化特征 |
| 3.3 荒漠化与沙化状况的监测 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 青藏高原气候变化及其与植被的关系 |
| 4.1 高原气温的时空变化特征 |
| 4.2 高原降水的时空变化特征 |
| 4.3 高原风速的时空变化特征 |
| 4.4 青藏高原季风变化及其各气候因子之间的关系 |
| 4.5 青藏高原气候因子及季风变化与植被的关系 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 高原积雪冻土的变化及其与植被的关系 |
| 5.1 高原积雪日数的气候特征 |
| 5.2 青藏高原冻土的气候特征 |
| 5.3 青藏高原积雪冻土与气候因子的关系 |
| 5.4 青藏高原积雪冻土与植被的关系 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 南海季风与高原沙漠化逆转的关系 |
| 6.1 南海夏季风建立与结束日期的气候特征 |
| 6.2 南海夏季风与高原冬季积雪日数的关系 |
| 6.3 南海夏季风结束日期与高原季风的关系 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 研究特色及创新点 |
| 7.3 存在的不足与工作展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（10）城市化进程下四川盆地冬季昼夜局地环流的差异分析（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 资料与方法 |
| 2 结果分析 |
| 2.1 城市化进程的代表时间段 |
| 2.2 局地环流的昼夜特征对比分析 |
| 2.2.1 风场的昼夜变化特征 |
| 2.2.2 湿度场的昼夜变化特征分析 |
| 2.2.3 涡度场的昼夜变化特征分析 |
| 3 结论与讨论 |
四、青藏高原及其附近冬夏平均流场的结构（论文参考文献）
- [1]青藏高原夏季降水研究进展[J]. 姚秀萍,马嘉理,刘俏华,高媛. 气象科技进展, 2021(03)
- [2]西北太平洋季风涡旋和高层冷涡影响热带气旋强度及路径的机理研究[D]. 闫梓宇. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [3]深冬和春末南支槽结构特征及其可能成因[D]. 李可. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [4]柴达木盆地夏季极端降水特征及其形成机理[D]. 吕春艳. 兰州大学, 2021(09)
- [5]滇中引水工程取水点上游金沙江流域水汽输送及其收支特征研究[D]. 马晓青. 昆明理工大学, 2021(01)
- [6]引发夏季青藏高原南部极端降水的横切变线日变化的特征及其机制[D]. 刘俏华. 中国气象科学研究院, 2021
- [7]热带扰动和弱冷空气引发的海南岛秋汛期特大暴雨时空分布特征及形成机制研究[D]. 冯文. 南京信息工程大学, 2020(01)
- [8]次季节低纬波动对青藏高原夏季降水的影响及其机理研究[D]. 杨琳韵. 南京大学, 2020(12)
- [9]青藏高原沙漠化逆转及其对高原气候突变的响应[D]. 蒋元春. 南京信息工程大学, 2020(01)
- [10]城市化进程下四川盆地冬季昼夜局地环流的差异分析[J]. 陈笑笑,程志刚,张月悦. 成都信息工程大学学报, 2020(04)