一、青藏高原地面加热场强度对北半球大气环流和中国天气气候异常的影响研究（论文文献综述）
王澄海,杨凯,张飞民,保鸿燕,程蓉,李登宣,崔志强,李课臣[1]（2021）在《青藏高原土壤冻融过程的气候效应:进展和展望》文中进行了进一步梳理青藏高原（简称高原）热、动力作用对东亚乃至全球大气环流及气候有着影响。高原的热力作用主要来自于高原地表的非绝热加热异常变化,高原陆面过程决定着地表非绝热加热。本文回顾总结了高原陆面过程中的土壤冻融过程对土壤水热传输、地表非绝热加热影响及其气候效应的研究。主要体现在如下几个方面的进展:（1）土壤冻融对土壤水分具有"水分存储"效应,冻融过程可将土壤中90%以上的水分从前一年秋季保存到春季释放出来。（2）高原地表非绝热加热估算仍是一个挑战性的问题,再分析资料中的地表感、潜热通量存在较大偏差,且在春季最为显着,数值模式对土壤冻融过程模拟的偏差较大,数值模式和再分析资料对高原地表非绝热加热估算的偏差,影响了对高原热力作用的深入认识和理解。（3）水热完全耦合的参数化方案和冻融参数化方案改进可有效减小模式对土壤温、湿度的模拟偏差。（4）冻融过程将前秋的土壤湿度异常保持到次年春季,进而引起春季地表非绝热加热异常,这可作为跨季节气候预测的"信号"。通过对高原冻融区土壤信息的同化,可显着提高模式对后期东亚天气气候的模拟效果。（5）春季高原融冻异常通过引起土壤湿度异常产生的地表非绝热加热异常,通过改变高原南、北两侧大气的斜压性,激发出西风带内的Rossby波列传播,影响中国东部地区夏季降水的异常。对土壤冻融及融雪物理过程的认识和参数化,是高原和寒区陆气相互作用研究中具有挑战性的问题和未来研究的重要方向。
赖欣,范广洲,华维,丁旭[2]（2021）在《青藏高原陆气相互作用对东亚区域气候影响的研究进展》文中指出青藏高原陆气相互作用对东亚区域天气气候有重要影响,其中高原植被及热力作用的气候效应是高原陆气相互作用的两个重要内容。本文总结了高原植被和陆-气水热交换的变化特征,高原植被及热力作用对高原季风、东亚季风和东亚区域气候影响的研究成果。结果表明:（1）高原归一化植被指数（Normalized Difference Vegetation Index,NDVI）、植被覆盖度和植被净初级生产力（Net Primary Production,NPP）呈从东南向西北减少的趋势。近几十年,高原NDVI、植被覆盖度和NPP总体上呈上升趋势,西藏东南部年平均和生长季平均叶面积指数（Leaf Area Index,LAI）均呈增加趋势。（2）高原感热在20世纪80年代以后呈显着减弱趋势,夏季高原大部分地区地表潜热通量呈增加趋势。（3）高原植被与高原地表热源之间呈显着正相关关系。当高原植被退化成荒漠,会减少地表吸收的净辐射,减弱地表热源,导致南亚高压位置偏西,西太平洋副高减弱,中国南方和东北地区降水增加,北方地区降水减少。（4）当高原大气热源偏强（弱）时,高原夏季风偏强（弱）。高原大气热源与东亚夏季风的建立和维持密切相关。4-5月中旬高原加热效应使大气柱增温,有利于四周大气向高原汇合及热带暖湿气流北上,导致南海夏季风爆发。高原加热作用也有利于南海夏季风的维持。近几十年高原春季感热减弱,造成我国东部降水北方异常偏少、南方异常偏多。高原上空各层年平均大气温度与高原夏季风显着相关。在年际、年代际尺度上,当高原对流层低层至中上部升温而对流层上部降温时,我国江南和华南夏季降水显着偏多,东北降水显着偏少。
樊威伟,胡泽勇,荀学义,杨耀先,于海鹏,付春伟,吴笛[3]（2021）在《青藏高原季风演变及其气候效应综述》文中提出青藏高原季风是在高原热力作用影响下形成的冬夏相反的盛行风系,是青藏高原气候的主宰者,对高原能量与水分循环和转换起着至关重要的作用,并深刻影响着高原及亚洲气候与环境的形成和演变。对高原季风及其气候环境效应的研究不仅是深入理解高原环境和气候变化、水分和能量循环的需要,同时也符合国家生态文明建设与社会经济发展的要求。本文从高原季风的多尺度变率、影响高原季风的动力和热力因子及其气候与环境效应角度回顾评估了高原季风的研究进展,并梳理出未来亟待解决的科学问题。已有的研究表明,高原季风的形成是青藏高原隆升到抬升凝结高度的必然结果,同时也是第四纪开始的重要标志。青藏高原季风多尺度变率受高原局地热力作用以及高原外太平洋海温、北极涛动和中高纬遥相关波列调控。青藏高原气候效应主要体现在对高原及其周边地区气候格局及其变化的影响。最后,讨论和展望了高原季风研究的问题和方向:青藏高原复杂下垫面陆面过程对高原季风的影响研究有待加强,全球变化背景下高原季风对高原增暖的响应及其成因还需要更加深入分析。
李文铠,郭维栋[4]（2022）在《青藏高原雪盖的季节内变化及其影响》文中研究说明回顾了青藏高原雪盖的季节内变化及其影响研究的新进展。高原大部分地区雪盖不稳定且持续时间短,导致高原雪盖具有显着的季节内快速变化特征。局地气温和降水的季节内变化是控制高原雪盖季节内变化的直接原因,这种直接关系是区域大气环流季节内活动的结果。高原雪盖季节内变化还与大尺度大气环流的季节内活动有关,热带季节内振荡、北极涛动和北大西洋涛动引起的大气季节内过程可解释部分高原雪盖季节内变率。高原雪盖季节内变化通过雪-反照率效应迅速对大气施加影响,雪盖造成的冷异常通过大气平流过程影响高原及其下游地区,造成东亚高空急流和东亚大槽增强。由于高原雪盖季节内变化的重要影响,数值预报中高原雪盖的初始场和预报场会影响次季节预报技巧。
钱琦雯,梁萍,祁莉[5]（2021）在《西太平洋副热带高压的季节内活动与变异研究进展》文中指出西太平洋副热带高压（简称西太副高）是太平洋上空的永久性高压环流系统,其季节内活动对东亚季风区天气气候异常产生重要影响。在分析西太副高研究的基础上,总结了西太副高位置的季节内变率特征及其可能机制和对周边天气气候的影响:西太副高的季节内振荡表现为纬向和经向位置的变动,主要周期为10～20天和30～60天;西太副高的季节内异常活动对亚洲东部气温、降水及台风的形成和发展有重要影响;包括热带系统、中高纬环流、南亚高压等大尺度系统通过引起大气环流的异常,影响西太副高季节内异常活动,遥相关是这些系统影响西太副高的重要方式之一;西太副高对前期和同期的太平洋、印度洋、大西洋海温存在显着响应,ENSO（El Ni1o-South Oscillation）的不同位相和演变背景对西太副高的季节内异常有调制作用,El Ni1o发展年和衰退年、La Ni1a发展年和衰退年,西太副高的纬向和经向位置变化的时间和强度都呈现出显着差异。针对西太副高季节内变率的研究尚有许多值得进一步探索的问题,例如多时间尺度变率相互作用、海陆冰外强迫、平流层和对流层相互作用等对西太副高季节内活动的影响。
岑思弦,陈文,胡鹏,薛旭[6]（2021）在《南亚高压演变过程及其变异机制研究进展》文中进行了进一步梳理南亚高压作为亚洲季风系统的重要成员之一,一直以来受到众多学者的研究关注。南亚高压演变过程主要包括了春季建立、夏季维持以及秋季撤退,其演变过程各个阶段的异常对天气气候的影响存在显着差异,并且南亚高压不同阶段异常的机制也明显不同。以往南亚高压演变过程的研究主要集中在春季建立和夏季维持,本文首先回顾了春季南亚高压建立过程及其与亚洲夏季风爆发之间的关系,包括南亚高压建立机制的研究进展。其次,回顾了夏季南亚高压变化对天气气候影响的研究进展,特别关注了南亚高压强度变化以及纬向和经向移动;同时也综述了夏季南亚高压变化可能机制的研究进展。最后提出了一些关于该领域未来需要进一步研究的科学问题。
姚秀萍,马嘉理,刘俏华,高媛[7]（2021）在《青藏高原夏季降水研究进展》文中研究说明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。
赵兴炳[8]（2021）在《青藏高原西部戈壁地表能量平衡特征与湍流通量参数化研究》文中认为地表能量平衡过程对净辐射进行分配与转换,是地表辐射收支的重要组成部分,是气候格局形成及变化的重要影响因素,不同地表的能量平衡特征存在很大的差异,探究各种地表的能量平衡特征具有重要意义。整体空气动力学方法在天气和气候模式中广泛应用,动力、热力粗糙度和稳定度等陆面参数是其工作之前提。青藏高原对高原及其周边地区,乃至东亚的天气气候的形成都有着重大的影响,但关于青藏高原西部的研究长期缺乏。因此,在青藏高原西部狮泉河镇建设近地层综合观测实验站,利用实验站获取的长期观测数据,分析该地区的能量平衡特征,计算陆面过程关键参数,评估稳定度参数化方案对于数值模式模拟该地区陆面过程的影响,可在一定程度上补充青藏高原西部陆气相互作用过程观测与研究的不足。主要结论如下:（1）分析了狮泉河常规气象要素变化特征,辐射平衡过程和地表能量平衡过程的月平均日变化和季节变化特征,地表能量闭合情况及形成原因。狮泉河站以较弱(年平均2.17 m·s-1)的偏西气流为主导（年偏西风频次59.2%）,气温季节变化明显,湿度较小(分析时段平均比湿2.6 g kg-1)但干湿季分明,受季风影响降水集中在6-9月,气压变化符合典型高山气压变化特征。辐射平衡分量（向下短波辐射、向上短波辐射、向下长波辐射和向上长波辐射）,热量（感热通量、潜热通量和土壤热通量）和CO2通量均具有明显的日变化。净辐射主要受向下短波辐射影响,向下长波辐射变化幅度(最大50 W m-2)比向下短波辐射变化幅度(最大1078.24 W m-2,最小632.14 W m-2)和向上长波辐射变化幅度(最大218.88 W m-2,最小132.67 W m-2)都小。干季潜热通量日变化很小,不超过5 W m-2。夏季下午（冬季午夜）CO2通量表现为明确的碳汇（源）,强度可达0.1 mg m-2 s-1,可能是由土壤中生物和化学过程引起的,年平均而言,这种源、汇的作用可相互抵消。辐射、湍流通量和土壤热通量逐日白天（北京时10:00–19:00）平均序列具有明显的季节变化,各物理量的最大值都出现在夏季,最小值出现在冬季。感热通量和土壤热通量是主要能量支出项,潜热通量在湿季可达到净辐射的20%。能量闭合率,夏季月份在0.6以上,冬季在0.5左右,实验期间平均为0.58。（2）计算分析了青藏高原西部狮泉河的陆面过程参数和土壤热属性参数,结果表明:狮泉河站的零平面位移和动力粗糙度,各方位存在差异,零平面位移和动力粗糙度随方位的变化与各方位的粗糙元分布一致,平均而言动力粗糙度为5.58×10-2 m,零平面位移为0.44 m。热力粗糙度与大气层结状态有关,边界层大气层结以不稳定为主,Z95方案计算的不稳定层结热传输附加阻尼k B-1与基于观测数据采用Monin-Obukhov相似理论计算的结果分布最为接近。狮泉河地表反照率变化范围为0.18～0.24,全年平均为0.2,与沙漠和戈壁下垫面相当。狮泉河站土壤热容量、土壤热传导率、土壤热扩散率和土壤水通量密度年平均值依次为0.95×106 J m-3K-1、0.24 W m-1K-1、2.73×10-7 m-2 s-1和0.12×10-5 m s-1,受降水影响有微弱的变化,与塔克拉玛干沙漠和敦煌戈壁的观测结果较一致。狮泉河干旱少雨,下垫面状况稳定,与所在区域一致,因此地表反照率、土壤属性参数具有区域代表性,可供相关研究参考。（3）基于Noah LSM评估了5种常用的稳定度参数化方案对陆面模式模拟青藏高原西部陆面过程的影响。结果表明Noah LSM能够模拟出高原西部动量通量、感热通量、向上长波辐射和土壤温度等的日变化趋势和季节特征,模拟结果对采用的稳定度参数化方案敏感,改进稳定度参数化方案可以提高陆面模式的模拟能力。与Noah LSM默认迭代方案相比,非迭代方案在计算效率方面具有优势。根据模型效率指数、相关系数、平均偏差、均方根偏差等统计参量综合评价,Li等提出的方案表现最佳,其动量通量,感热通量,向上长波辐射以及10和40 cm土壤温度的模拟效率分别比Noah默认方案高1%,88%,8%,6%,和13%,该方案更适合于不稳定情形,而青藏高原西部狮泉河及类似地区不稳定情形发生频率较高,因此,该方案具有改善青藏高原陆面模型的潜在应用价值。
李娟[9]（2021）在《四川盆地夜雨的时空变化特征及形成机理研究》文中研究说明作为一个典型的亚洲季风区,四川盆地紧邻西部青藏高原,特殊的地理位置和地形条件使得盆地夜雨频发,而目前对四川盆地夜雨形成机制和预报的认识还不足。本论文首先利用2008-2017年高时空分辨率的CMORPH融合降水观测资料,详细分析了四川盆地暖季夜雨时空变化的差异,并利用ERA-Interim再分析数据和四川盆地加密探空观测数据研究了盆地夜雨发生的物理机制。随后结合对四川盆地夜雨形成机理的认识,基于西南区域数值天气预报产品,分析了这些物理机制对四川盆地降水日变化预报偏差的影响。最后分析了盆地夜间不同降水强度下的风场日变化差异,并利用WRF模式开展降水日变化模拟试验,研究了盆地降水潜热释放对大气环流和低层风场日变化的反馈作用。主要研究结论如下:（1）四川盆地暖季降水日变化时空分布的气候特征四川盆地暖季夜间降水峰值出现时间呈现出明显的自盆地西南向东北逐渐延迟的特征:盆地西南地区的降水日变化峰值主要出现在午夜,而盆地东北部则主要出现在清晨。降水峰值出现时间的这种延迟是由于盆地降水系统由西南向东北移动造成的,并分别解释了盆地中部和东北部降水日变化的40%和25%左右。青藏高原东坡至四川盆地之间存在明显的降水日变化峰值时间的不连续,这不同于过去认为四川盆地降水日变化与青藏高原对流系统东移有关。四川盆地降水日变化峰值时间的空间分布表现为明显的季节内变化特征:5、6月份,四川盆地降水日变化峰值信号的传播更为显着,7、8月盆地内降水日变化峰值信号的传播减弱,9月份又逐渐增强。（2）四川盆地暖季夜间降水触发的大气动力和热力学机制复杂地形引起的动力和热力强迫是盆地夜雨产生的重要机制。地形的阻挡使盆地内对流层低层（850 h Pa）全天为气旋性环流,傍晚盆地东南侧的偏东南气流最强,与地形的辐合抬升有利于降水。受大气边界层惯性振荡的影响,盆地东南侧的偏差风场呈顺时针旋转特征,傍晚850 h Pa风场在盆地东南侧为偏东偏差风向盆地内辐合,与此同时,对流层中低层500 h Pa与850 h Pa相当位温差值的日变化在盆地西南缘为较大的负偏差,增强了大气不稳定性,这种潜在的不稳定配合大地形的抬升作用,有利于盆地西南缘夜雨的触发。傍晚在盆地西南部为强水汽辐合中心,在对流层中层大尺度西南气流引导下,低层强水汽辐合中心向东北移动,促使盆地夜雨逐渐向东北传播。季节内降水日变化峰值信号传播的差异亦与中纬度西风气流的强度以及西太平洋副热带高压的位置和强度变化有关。云贵高原可能对盆地西南地区夜雨的产生起着重要的作用。（3）基于西南区域数值天气预报产品的四川盆地夏季降水日变化成因分析西南区域数值天气预报模式较好地预报出了盆地夏季日平均降水的空间分布和夜间降水峰值时间的西南-东北滞后特征,尽管预报的降水日变化峰值出现时间较观测提前约2-3小时,小时降水量偏大。模式预报的降水偏差与地形密切相关,在盆地西部与高原东坡地形的过渡区,模式对降水的高估最为显着。提高模式分辨率不仅对盆地降水的高估有所改善,而且能提高降水日变化位相的预报能力。模式不同起报时刻对降水日变化位相的预报较为一致,均在1900 LST起报的降水量与观测最为接近。模式预报出了盆地850 h Pa风场的气旋性旋转特征,但是相对涡度在盆地内略微偏大。模式再现了盆地东南侧850 h Pa偏差风场的顺时针旋转特征,但预报的盆地东南侧傍晚的850 h Pa偏东偏差风提前出现,且风速偏强。此外,模式预报的午夜对流层中层大尺度西南气流偏弱。午后至傍晚,预报与观测“下暖上冷”的温度垂直偏差和近地层强的水汽湿偏差使层结不稳定显着增强。模式预报的偏东偏差风的提前出现,使得降水在盆地西南部过早启动,降水日变化峰值时间较观测提前出现,更强的偏差风速和更强的大气不稳定都有利于对流的触发,使预报的降水显着偏多。预报的对流层中层西南气流的减弱使得午夜盆地西南降水的东北传播趋势也减弱。这进一步验证了风场日变化对盆地夜雨发生发展的重要作用。（4）四川盆地降水潜热释放对低层风场日变化的反馈作用利用近30年观测数据分析表明四川盆地风场日变化与降水强度有关,盆地东南侧对流层低层偏差风场的风速在夜间强降水期间比弱降水期间大,揭示了对流层低层风场加强对盆地夜雨的促进作用。针对四川盆地两次典型的东北移动型夜间降水过程的数值试验表明,WRF模式能成功地模拟出四川盆地降水及相应大气环流场的日变化特征。关闭四川盆地降水潜热反馈的敏感性试验与控制试验的差别表明:当模式中不考虑降水的凝结潜热时,盆地的降水日变化发生明显改变,由降水引起的潜热释放加强了盆地对流层低层大气的气旋性环流,更强的风场辐合也更有利于降水的发生,反映了四川盆地降水潜热释放对低层风场日变化乃至降水的正反馈作用。由于缺少降水潜热释放加热的作用,盆地东南侧对流层低层偏差风场的风速明显减弱,傍晚在盆地东南侧的偏东风日偏差减小,并且偏差风从傍晚至清晨的顺时针旋转速度偏快。因此,由大气边界层惯性振荡导致的对流层低层风场的日变化一方面有利于盆地夜雨的发生,而盆地降水过程中的凝结潜热释放反过来也会加强低层大气气旋性环流和风场的日变化。
朱万林[10]（2021）在《北半球冬季平流层爆发性增温和我国寒潮的特征以及两者可能的联系》文中指出本文使用最新的中国台站气温观测资料和全球大气再分析资料系统地研究了近60年来寒潮等冷空气频数和强度的气候学特征和不同类型平流层爆发性增温的特征、成因及对下层大气的反馈,并从等熵位涡的角度分析了北半球冬季平流层爆发性增温与2010年2月寒潮的联系,探索造成寒潮可能的原因和机理。主要结论如下:（1）中国寒潮等冷空气过程的频数和强度有明显的月际和季节差异,区域型寒潮在秋季发生频数最多,全国型寒潮、区域型冷空气和全国型冷空气在冬季发生频数最多;区域型冷空气总体过程（寒潮与冷空气过程之和）平均强度在2月最大,全国型冷空气总体过程平均强度在11月最大。冷期（1960-1986年）,冬季全国型寒潮频数显着减少（-0.57次/10年）,区域型冷空气、全部型（全国型与区域型之和）冷空气过程频数显着上升（分别为1.37次/10年、1.28次/10年）;暖期（1987-2019年）,1月全国型寒潮频数显着下降（-0.17次/10年）,而区域型冷空气频数显着上升（0.53次/10年）。（2）1979-2019年北半球平流层共发生31次强爆发性增温事件（SSW）,欧亚-北美型（ENA型）发生了4次,大西洋-东亚型（AEA型）发生了6次,阿留申侵入型（AI型）发生了6次,北美侵入型（NAI型）发生了11次。ENA型SSW发生前,位于大西洋和阿留申地区的阻塞高压使极涡分裂的两个低压中心分别位于欧亚和北美大陆;AEA型SSW发生前,乌拉尔山和北美大陆的高压系统共同作用使极涡分裂的两个低压中心分别位于大西洋和东亚地区。AI型SSW发生前,平流层极涡被侵入极区的阿留申高压推挤;NAI型SSW发生前,平流层的极涡被侵入极区的北美大陆西部的高压推挤。SSW发生后,平流层环流异常信号能否向下传播取决于极涡扰动的强度、位置和持续时间。SSW事件的位势高度异常从10hPa传播到500hPa大约需要10-15天。（3）2010年2月全国型寒潮爆发前,发生了一次AEA型SSW事件,源自极涡分裂的高等熵位涡（IPV）中心向东、向南移至东亚北部,同时具有高IPV的冷空气柱在垂直方向上被拉伸,气柱气旋性涡度增强导致对流层相应地区冷涡系统发展。冷涡西侧的北风沿着等熵面向南、向下输送强冷空气,有利于蒙古及西伯利亚地区强冷空气的堆积。随着高位涡冷空气柱继续向东、南移至东亚地区,东亚大槽迅速加深,槽后东北气流引导冷空气南下。冷空气柱在向南、向东、向下移动时,其附近的气流在其东侧和南侧沿等熵面向下运动,引起低层西伯利亚高压强烈增幅,导致我国寒潮爆发。
二、青藏高原地面加热场强度对北半球大气环流和中国天气气候异常的影响研究（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、青藏高原地面加热场强度对北半球大气环流和中国天气气候异常的影响研究（论文提纲范文）
（1）青藏高原土壤冻融过程的气候效应:进展和展望（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 高原陆面过程中的土壤冻融过程与地表非绝热加热变化密切相关 |
| 2.1 高原土壤冻融过程和土壤未冻水含量之间存在复杂的非线性关系，导致了土壤冻融过程和非绝热加热之间关系的复杂性 |
| 2.2 高原土壤冻融过程引起的地表能量平衡估算存在着较大的偏差 |
| 2.3 土壤冻融过程对土壤水热传输过程的影响 |
| 2.4 土壤融冻过程对地表非绝热加热的影响 |
| 3 高原土壤冻融过程的物理参数化及模拟 |
| 3.1 完全耦合的水热传输模式的发展 |
| 3.2 冻融过程参数化方案的改进 |
| 4 高原土壤融冻过程的气候效应 |
| 4.1 高原冻融过程引起的非绝热加热异常的持续性 |
| 4.2 高原土壤冻融过程异常和中国东部夏季降水的关系 |
| 4.3 高原土壤冻融过程异常“信号”在季节/次季节尺度气候预测中的应用 |
| 4.4 高原土壤冻融过程的气候效应的可能物理机制 |
| 5 总结及展望 |
（2）青藏高原陆气相互作用对东亚区域气候影响的研究进展（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 高原植被变化特征 |
| 3 高原陆-气水热交换的变化特征 |
| 4 高原植被及热力作用对东亚区域气候的影响 |
| 4.1 高原植被变化对东亚区域气候的影响 |
| 4.2 高原热力作用对东亚区域气候的影响 |
| 4.2.1 高原大气热源对高原季风、东亚季风的影响 |
| 4.2.2 高原地表热源、积雪及反照率对东亚季风和气候的影响 |
| 4.2.3 高原上空大气温度与高原季风、东亚区域气候的关系 |
| 5 结论与讨论 |
（3）青藏高原季风演变及其气候效应综述（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 青藏高原季风演变过程及气候态特征 |
| 3 青藏高原季风多尺度变化特征 |
| 4 青藏高原季风变化的影响因子 |
| 5 青藏高原季风对气候的影响 |
| 6 结论与展望 |
（4）青藏高原雪盖的季节内变化及其影响（论文提纲范文）
| 1 青藏高原雪盖季节内变化特征 |
| 1.1 时空变化特征 |
| 1.2 可能原因 |
| 2 青藏高原雪盖季节内变化的影响 |
| 2.1 对大气环流的影响 |
| 2.2 对次季节预报的影响 |
| 3 总结和展望 |
| 3.1 总结 |
| 3.2 挑战与展望 |
（5）西太平洋副热带高压的季节内活动与变异研究进展（论文提纲范文）
| 引 言 |
| 1 西太副高的季节内活动 |
| 1.1 副高东西位置的季节内活动 |
| 1.2 副高南北位置的季节内活动 |
| 1.3 副高强度的季节内活动 |
| 2 影响西太副高位置季节内活动的因子 |
| 2.1 环流因子 |
| 2.2 海温因子 |
| 2.3 青藏高原 |
| 2.4 季风雨带 |
| 3 西太副高季节内活动对天气气候的影响 |
| 4 展 望 |
（6）南亚高压演变过程及其变异机制研究进展（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 南亚高压建立 |
| 2.1 南亚高压建立机制研究 |
| 2.2 南亚高压建立与亚洲夏季风爆发之间的关系 |
| 3 夏季南亚高压变化及其影响 |
| 3.1 南亚高压强度变化 |
| 3.1.1 南亚高压强度变化对天气气候的影响 |
| 3.1.2 南亚高压强度变化的可能机制 |
| 3.2 南亚高压经向移动的变化 |
| 3.2.1 南亚高压经向移动对天气气候的影响 |
| 3.2.2 南亚高压经向移动的可能机制 |
| 3.3 南亚高压纬向移动的变化 |
| 3.3.1 南亚高压纬向移动对天气气候的影响 |
| 3.3.2 南亚高压纬向移动的可能机制 |
| 4 总结与展望 |
（7）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 |
（8）青藏高原西部戈壁地表能量平衡特征与湍流通量参数化研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景与研究目的 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 青藏高原地表能量平衡观测研究进展 |
| 1.2.2 青藏高原陆面过程参数和土壤热属性参数研究进展 |
| 1.2.3 近地层湍流通量参数化方案国内外研究进展 |
| 1.3 研究目标、内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 第2章 观测实验与研究方法 |
| 2.1 观测实验站点 |
| 2.2 观测实验仪器 |
| 2.3 观测实验数据处理与质量控制 |
| 2.3.1 慢响应传感器数据质量控制与处理 |
| 2.3.2 快响应传感器数据质量控制与处理 |
| 2.4 研究方法 |
| 2.4.1 湍流通量观测与参数化方法 |
| 2.4.2 地表能量闭合率 |
| 2.4.3 陆面过程参数和土壤热属性参数计算方法 |
| 2.4.4 湍流通量参数化方案适用性评估方法 |
| 第3章 青藏高原西部地表能量平衡季节特征分析 |
| 3.1 气象背景分析 |
| 3.2 地表能量月平均日变化 |
| 3.2.1 辐射分量月平均日变化 |
| 3.2.2 湍流通量月平均日变化 |
| 3.3 地表通量季节变化 |
| 3.3.1 辐射分量季节变化 |
| 3.3.2 湍流通量季节变化 |
| 3.4 地表能量平衡特征 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 青藏高原西部陆面过程参数与土壤热属性参数计算 |
| 4.1 稳定度 |
| 4.2 动力粗糙度和零平面位移 |
| 4.3 热力粗糙度 |
| 4.4 地表反照率 |
| 4.5 土壤热属性参数 |
| 4.6 小结 |
| 第5章 稳定度参数化方案介绍与对比 |
| 5.1 稳定度参数化方案介绍 |
| 5.2 稳定度参数化方案对比 |
| 5.2.1 稳定情形下稳定度方案对比 |
| 5.2.2 不稳定情形下稳定度方案对比 |
| 5.3 小结 |
| 第6章 稳定度参数化方案对青藏高原西部陆面过程模拟的影响研究 |
| 6.1 模拟试验设计 |
| 6.2 模拟结果分析 |
| 6.2.1 湍流通量 |
| 6.2.2 辐射通量 |
| 6.2.3 土壤温度 |
| 6.2.4 土壤湿度 |
| 6.3 模拟结果讨论 |
| 6.3.1 稳定和不稳定情形下各参数化方案模拟差异 |
| 6.3.2 稳定度方案影响模拟结果的机制 |
| 6.3.3 模拟时长比较 |
| 6.4 小结 |
| 第7章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 创新点与研究特色 |
| 7.3 存在问题与研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 一、基本情况 |
| 二、学习工作经历 |
| 三、主持和参与的部分科研项目 |
| 四、获奖情况 |
| 五、在读期间发表论文 |
（9）四川盆地夜雨的时空变化特征及形成机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 论文研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 降水日变化特征研究进展 |
| 1.2.2 降水日变化机制研究进展 |
| 1.2.3 降水日变化模拟研究进展 |
| 1.3 论文拟解决的科学问题 |
| 1.4 论文研究目的和内容 |
| 第二章 四川盆地暖季夜雨的时空变化特征分析 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 资料与方法 |
| 2.2.1 资料介绍 |
| 2.2.2 研究方法 |
| 2.3 四川盆地暖季降水日变化气候特征 |
| 2.3.1 小时降水量、降水频率、降水强度的空间分布 |
| 2.3.2 盆地夜雨的演变特征及与青藏高原东坡降水日变化的联系 |
| 2.3.3 降水日变化的季节内演变特征 |
| 2.4 四川盆地暖季典型个例降水日变化合成分析 |
| 2.4.1 降水传播日小时降水空间分布 |
| 2.4.2 降水起始时间、位置及空间变化 |
| 2.4.3 降水传播日夜间总降水特征 |
| 2.5 本章小结 |
| 第三章 四川盆地暖季夜雨触发及传播机制的观测研究 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料与方法 |
| 3.2.1 资料介绍 |
| 3.2.2 分析方法 |
| 3.3 四川盆地西南部夜雨触发机制 |
| 3.3.1 盆地夜雨触发的动力强迫作用 |
| 3.3.2 盆地夜雨触发的热力强迫作用 |
| 3.4 影响四川盆地夜雨东北传播的可能机制 |
| 3.4.1 风场日变化的影响 |
| 3.4.2 风场季节内演变对降水日变化的影响 |
| 3.4.3 水汽输送日变化的影响 |
| 3.5 本章小结和讨论 |
| 第四章 四川盆地夏季夜雨形成机制的模式预报研究 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 模式介绍与其他资料方法 |
| 4.2.1 模式说明及试验设计 |
| 4.2.2 其他数据及研究方法 |
| 4.3 四川盆地夏季夜雨时空变化特征的模式预报研究 |
| 4.3.1 日平均降水空间分布 |
| 4.3.2 夜雨时空演变特征 |
| 4.3.3 盆地不同区域降水日变化差异 |
| 4.4 四川盆地降水日变化模拟中夜雨形成机制的研究 |
| 4.4.1 风场日变化的影响 |
| 4.4.2 热力条件垂直日变化的影响 |
| 4.5 模式分辨率及预报起报时间对降水日变化的影响 |
| 4.6 本章小结和讨论 |
| 第五章 四川盆地降水与风场日变化的相互作用研究 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 所用的资料与方法 |
| 5.2.1 资料介绍 |
| 5.2.2 模拟的个例选取及试验方案设计 |
| 5.3 盆地夜间不同降水强度的风场日变化特征 |
| 5.4 四川盆地降水日变化个例的模拟评估 |
| 5.5 四川盆地夜雨与风场日变化的关系研究 |
| 5.5.1 大尺度环流形势变化特征 |
| 5.5.2 风场日变化及对夜雨的影响 |
| 5.5.3 盆地降水潜热释放对风场日变化的影响 |
| 5.6 本章小结和讨论 |
| 第六章 总结与讨论 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 论文的创新点 |
| 6.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（10）北半球冬季平流层爆发性增温和我国寒潮的特征以及两者可能的联系（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 国内外研究现状 |
| 1.2.1 我国寒潮等冷空气过程的研究进展 |
| 1.2.2 平流层爆发性增温的研究进展 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 论文研究内容和章节安排 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 寒潮及冷空气标准 |
| 2.2.2 平流层爆发性增温事件的定义 |
| 2.2.3 等熵位涡及其计算方法 |
| 2.2.4 其他统计方法 |
| 第三章 近60 年我国寒潮等冷空气过程的气候学特征 |
| 3.1 各类冷空气过程频数的特征 |
| 3.1.1 不同月和季节的各类冷空气过程频数特征 |
| 3.1.2 各类寒潮频数的年代际变化趋势 |
| 3.2 各类冷空气过程强度的特征 |
| 3.2.1 不同月和季节的各类冷空气过程强度特征 |
| 3.2.2 寒潮强度的长期变化趋势 |
| 3.3 变暖背景下冬季各类冷空气过程的变化特征 |
| 3.3.1 冬季气温的变化 |
| 3.3.2 冬季各类冷空气过程频数的变化 |
| 3.3.3 冬季各类冷空气过程强度的变化 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 北半球冬季平流层爆发性增温的特征 |
| 4.1 平流层爆发性增温事件的统计及分类 |
| 4.2 极涡分裂事件 |
| 4.3 极涡偏心事件 |
| 4.4 平流层爆发性增温事件对下层大气的反馈 |
| 4.5 平流层爆发性增温及其后发生的寒潮等冷空气过程统计 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 平流层爆发性增温与我国2010年2月全国型寒潮的等熵位涡分析 |
| 5.1 2009/2010 年冬季的平流层爆发性增温和中国寒潮特征 |
| 5.2 2009/2010 年冬季北半球大气环流的等熵位涡特征 |
| 5.3 2010年2 月全国型寒潮的等熵位涡特征 |
| 5.3.1 寒潮过程中高空强冷空气的来源和传播 |
| 5.3.2 寒潮过程中强冷空气的垂直伸展 |
| 5.4 寒潮爆发的可能机制 |
| 5.4.1 寒潮事件中高空主要槽脊的位涡变化特征 |
| 5.4.2 高位涡下传对地面冷高压的影响 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 总结 |
| 6.2 特色与创新 |
| 6.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
四、青藏高原地面加热场强度对北半球大气环流和中国天气气候异常的影响研究（论文参考文献）
- [1]青藏高原土壤冻融过程的气候效应:进展和展望[J]. 王澄海,杨凯,张飞民,保鸿燕,程蓉,李登宣,崔志强,李课臣. 高原气象, 2021
- [2]青藏高原陆气相互作用对东亚区域气候影响的研究进展[J]. 赖欣,范广洲,华维,丁旭. 高原气象, 2021
- [3]青藏高原季风演变及其气候效应综述[J]. 樊威伟,胡泽勇,荀学义,杨耀先,于海鹏,付春伟,吴笛. 高原气象, 2021
- [4]青藏高原雪盖的季节内变化及其影响[J]. 李文铠,郭维栋. 大气科学学报, 2022
- [5]西太平洋副热带高压的季节内活动与变异研究进展[J]. 钱琦雯,梁萍,祁莉. 气象与环境科学, 2021(06)
- [6]南亚高压演变过程及其变异机制研究进展[J]. 岑思弦,陈文,胡鹏,薛旭. 高原气象, 2021
- [7]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)
- [8]青藏高原西部戈壁地表能量平衡特征与湍流通量参数化研究[D]. 赵兴炳. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [9]四川盆地夜雨的时空变化特征及形成机理研究[D]. 李娟. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [10]北半球冬季平流层爆发性增温和我国寒潮的特征以及两者可能的联系[D]. 朱万林. 南京信息工程大学, 2021