一、2003与2002:大幅度冬季温度异常反转事件及其异常大气环流（论文文献综述）
董伟[1]（2021）在《北半球冬季高纬阻塞协同效应与中国极端冷事件的联系》文中研究表明在气候变暖的大背景下,中国极端冷事件呈现阶段性增加,对我国社会经济发展、人民的正常生产生活造成重大影响。研究和完善暖冬背景下极端冷事件的驱动因子和物理机制可以有效的提高国民对气候变化的抵御能力。利用冬季中国台站资料、欧洲中心（ECMWF）的ERA-interim和ERA5再分析资料、英国气象局的Had GEM3-GA6检测归因模式资料和美国国家海洋和大气管理局（NOAA）的NCEP再分析资料,研究了气候变暖下高纬阻塞协同效应与中国极端冷事件的联系,结果如下:（1）2004年后,暖冬背景下的中国极端冷事件呈现阶段性增加,北半球进入极地的阻塞高压也同期增加。并且多个高纬阻塞同时出现的概率增多,这种高纬阻塞协同效应与中纬度极端冷事件有密切联系。（2）气候变暖下不断增强的高纬阻塞协同效应通过激发出北极对流层中低层的异常高压进而加强“暖北极-冷欧亚”模态。（3）高纬阻塞协同效应可以通过加速北极涛动（AO）位相转变、改变极涡强度和位置,进而影响中国极端冷事件。并指出这种高纬度阻塞协同效应可以提前10-20天预测中国极端冷事件。（4）人类活动对极端冷事件的影响具有双面性。人类活动的直接热力作用会减弱中国寒潮,但是人类活动的间接动力作用通过加强阻塞协同效应进而加强中国寒潮。由于当前热力减弱作用占据主导地位,最终人类活动的综合效应使得中国寒潮减弱。
刘德昊[2]（2021）在《冬季北半球风暴轴的协同变化及其对东北冷涡异常的影响》文中指出基于1967-2017年美国环境预报中心和国家大气研究中心（NCEP/NCAR）的逐日再分析资料、英国气象局哈德来中心（Hadley Centre）的海温资料、国家气候中心整编的160站气温及降水站点资料及美国气候预报中心（CPC）提供的环流指数资料,通过计算冬季北半球风暴轴和东北冷涡结构的特征指数、谐波分析、经验正交函数分解（EOF）等方法,研究了不同时间尺度冬季北半球三大风暴轴整体和东北冷涡的时空变化特征,并利用奇异值分解（SVD）、回归分析等方法,分析了二者之间的关系,在此基础上讨论了冬季北半球风暴轴整体异常对东北冷涡异常的影响机制。主要结论如下:（1）冬季北半球各风暴轴之间存在协同变化特征,且在年代际尺度上这种协同关系更为明显;EOF分解结果表明,年际分量下第一模态显示为北大西洋风暴轴向东北（西南）移动,北太平洋风暴轴西（东）移且西伯利亚风暴轴强度加强（减弱）;第二模态显示为北大西洋风暴轴强度加强（减弱）,西伯利亚风暴轴东（西）移,北太平洋风暴轴南（北）移。年代际分量有所不同,第一模态显示为西伯利亚风暴轴强度加强（减弱）、北大西洋风暴轴向东北（西南）移动,北太平洋风暴轴南（北）移;第二模态显示为两大洋风暴轴强度一致加强（减弱）且西伯利亚风暴轴南（北）移。（2）冬季东北冷涡具有显着的年际变化与年代际变化特征,各指数年际分量的方差贡献率较大,冷涡强度与经、纬度呈正相关,且经、纬度之间呈正相关;EOF分解发现,年际分量第一模态反映了冬季东北冷涡气候平均位置以南为正（负）异常而以北为负（正）异常的南北反位相变化特征;第二模态反映了冬季东北冷涡在气候平均位置附近强度加强（减弱）的变化特征。而年代际分量主要反映在第一模态,即冬季东北冷涡在气候平均位置附近强度加强（减弱）的变化特征。（3）冬季北半球风暴轴与东北冷涡各指数的相关系数分析结果表明,年代际尺度两系统之间有明显的联系。进一步SVD分解结果显示,年际分量第一模态主要反映了北太平洋风暴轴、西伯利亚风暴轴的协同变化与东北冷涡位置异常的相关关系,即北太平洋风暴轴西（东）移、西伯利亚风暴轴东（西）移且二者强度一致加强（减弱）时,东北冷涡向东北（西南）移动;第二模态主要反映了北大西洋风暴轴、西伯利亚风暴轴的协同变化与东北冷涡强度异常的相关关系,即北大西洋风暴轴南（北）移且强度加强（减弱）而西伯利亚风暴轴强度加强（减弱）时,东北冷涡强度加强（减弱）。年代际分量主要体现在第一模态,反映了三个风暴轴的协同变化与东北冷涡强度异常的相关关系,即北大西洋风暴轴南（北）移、西伯利亚风暴轴向北（南）移且两大洋风暴轴强度一致加强（减弱）时,东北冷涡强度加强（减弱）。回归分析结果表明,当冬季北半球风暴轴在不同时间尺度上以不同方式协同变化时,会与同期急流、遥相关型、海温等系统表现出形式各异的空间耦合特征,并使东北冷涡的位置或强度出现相应的异常。
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》文中研究表明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。
吕青松[4]（2021）在《1966-2018年河西走廊寒潮频次变化及影响因子分析》文中认为寒潮作为一种极端气象灾害,是发生在冬半年的主要灾害性天气之一,对所经地区能够造成大范围降温、暴雪、雨凇、霜冻等灾害性天气,给农牧业生产、交通通讯、国民经济和生态环境带来严重危害和巨大损失。河西走廊位于亚欧大陆腹地,地处我国西北干旱半干旱区,是我国商品粮生产基地之一和重要生态屏障,同时也是寒潮冷气团南下的主要路径之一,受寒潮影响大,在气候变化过程中,其对气候变化产生的影响尤为复杂,对其响应也较为敏感。目前,国内外对寒潮的研究主要集中在季风区寒潮过程、寒潮发生机制及寒潮预报方法等方面,对河西走廊寒潮发生频率及影响因素的研究较少。因此本文利用河西走廊15个国家基准基本站点1966-2018年逐日最低气温和平均气温数据资料,研究分析河西走廊1966-2018年来寒潮活动频次变化特征与空间分布,并利用大气环流指数、年平均气温数据及地理参数等资料,对河西走廊寒潮活动变化的影响因素进行分析。得出以下结论:（1）1966-2018年近53a间河西走廊单站寒潮频次整体呈现为下降趋势,下降速率达-0.085次/10a,并在近53a间经历了多次突变,寒潮突变特征明显;区域寒潮在近53a间整体呈现为下降趋势,下降速率为-0.021次/10a,未通过显着性检验,突变特征不明显,寒潮活动频次下降存在持续性。（2）河西走廊寒潮活动主要集中在每年9月至次年5月,其中每年10月、2月和4月为寒潮活动最为活跃的3个月份。各季节中秋季和春季寒潮频次呈下降趋势,下降速率分别为-0.036次/10a、-0.088次/10a,冬季寒潮频次整体呈略微上升的趋势,为0.035次/10a。（3）空间上,大致以北大河和黑河干流为界,两河中间区域寒潮频次较低,而北大河以北和黑河干流以东区域则为寒潮高值区,主要集中在河西走廊北部及东南部,高值中心位于马鬃山地区和民勤一带。寒潮频次具有明显的地域分异特征。（4）相关分析表明,河西走廊寒潮频次与亚洲极涡强度指数、冷空气指数的相关性最好,并与二者均表现为显着正相关,且通过了=0.05的显着性检验,表明亚洲极涡强度指数和冷空气指数对走廊寒潮频次的影响较大,与亚洲纬向环流指数和鄂霍次克海高压指数分别呈正相关和负相关关系;此外,亚洲极涡中心与500h Pa环流场也会对走廊寒潮频次产生影响。（5）从年均温与寒潮活动频次的相关系数来看,寒潮活动频次与年均温的相关性较高,相关系数为0.304,且走廊年均温近53a来呈现出增加的趋势,升温率为0.442℃/10a,二者存在明显反位相对应关系;近53年来,走廊寒潮频次会随纬度的变化而变化,具体表现为,纬度每增加一度,河西走廊年际寒潮频次减少1.108次、秋季寒潮频次减少1.012次、冬季寒潮频次减少1.212次、春季寒潮频次减少0.827次,在高台县形成低值区,随着纬度的继续升高,年际寒潮频次增加1.275次、秋季寒潮频次增加1.187次、冬季寒潮频次增加1.003次、春季寒潮频次增加0.931次。（6）从下垫面参数及寒潮敏感性指标权重来看,土地利用类型对寒潮活动的敏感性最高,经度对寒潮活动的敏感性最低;同时寒潮频次还会受到地形的制约,使得其空间分布和变化趋势存在差异。
靳春寒[5]（2021）在《太阳活动对亚洲季风年代际气候变化的影响研究》文中认为太阳辐射作为地球系统一个重要驱动力,其对气候变化的影响是不容忽视的。亚洲季风变化对亚洲各国（包括中国、印度、日本和东南亚诸国）农业、生态系统、粮食安全、旱涝灾害等都具有深远影响,亚洲季风降水为全球大约二分之一人口提供了赖以生存的水资源。在过去一个世纪里,全球发生了一系列年代际重大气候事件,如非洲Sahel和中国北方持续几十年的干旱化、20世纪30年代美国的强沙尘暴,这些年代际气候变化严重地影响了人类的生存环境。虽然很多学者开展过关于亚洲季风年代际变化研究,但是目前关于亚洲季风年代际变化对太阳活动11年周期响应机制还不清楚。因此,本文利用了基于通用地球系统模式开展的过去千年集合模拟资料（Community Earth System Model–Last Millennium Ensemble,简称CESM-LME）中4个太阳辐射单因子敏感性试验（Spectral Solar Irradiance experiments,简称SSI试验）和1个控制试验（Control experiment,简称CTRL试验）研究了亚洲夏季风/亚洲冬季风与太阳活动11年周期之间的关系,揭示了太阳辐射11年周期影响亚洲季风年代际变化的物理机制。之后,基于欧洲中期天气预报中心提供的三套资料,即1901-2010年ERA-20C、1958-2001年ERA-40、和1979-2018年ERA-Interim,集合成了一套1900-2018年空间分辨率为2.5°×2.5°包括地表温度、降水、海平面气压、风场等气候要素数据集。另外,将两套海表温度资料直接进行算术平均整合成一套时间长度为1871-2018年空间分辨率为2°×2°海表温度资料。使用这两套观测资料,又结合CESM-LME中3个温室气体单因子敏感性试验资料（Greenhouse Gases‐only forcing experiments,简称GHGs试验）、SSI试验、CTRL试验,探究了过去20年中冬季地表温度呈现的“暖北极-冷西伯利亚”（Warm Arctic‐cold Siberia,简称WACS）模态,揭示了其影响因子和成因机制。最后,利用观测再分析资料分析了过去70年赤道中太平洋（Equatorial central Pacific,简称ECP）海表温度出现的准11年振荡（Quasi-Decadal Oscillation,简称QDO）,揭示了QDO时空演变过程和成因机制。1、太阳活动11年周期对东亚夏季风年代际变率的影响;观测资料和重建资料均表明,太阳活动可能会影响亚洲夏季风,但是到目前为止太阳辐射11年周期影响亚洲夏季风过程还未解释清楚。亚洲夏季风具有复杂的体系结构,根据季风的性质和位置,可将亚洲夏季风划分为三个子季风系统,即东亚夏季风、印度夏季风、西北太平洋夏季风。基于CESM-LME中SSI试验结果,对亚洲季风区夏季降水年代际（9-13年）信号空间分布格局诊断分析发现,只有东亚季风区夏季降水在太阳辐射强11年周期时段具有显着的年代际信号,印度季风区和西北太平洋季风区夏季降水年代际信号不明显。太阳辐射强迫下的东亚地区夏季降水仍呈现“北涝南旱”空间分布格局,因此下面将东亚季风区35°N以北夏季平均降水定义为东亚夏季风指数。在太阳辐射强11年周期年份,东亚夏季风指数具有显着的11年周期信号;而在太阳辐射弱11年周期时段,东亚夏季风指数并没有11年周期信号,而是存在显着的准15年周期信号,这与CTRL试验中的结果基本一致。此外,在太阳活动强11年周期时段,东亚夏季风指数与太阳辐射序列具有显着的正相关关系（r=0.41,p<0.05）,而在弱11年周期时段二者没有相关关系（r=0.002）。在太阳辐射强11年周期时段,强太阳辐射会使得北太平洋海温呈现类太平洋年代际振荡（Pacific Decadal Oscillation,简称PDO）型模态,并且根据北太平洋海温定义的PDO指数也具有准11年周期信号。在太阳活动强11年周期时段,当太阳辐射达到峰值后,PDO处于负位相,副热带北太平洋出现高压异常,反气旋环流控制了整个北太平洋地区,反气旋性环流西部盛行的南风异常加强了东亚夏季风环流;同时,东亚季风区异常低压槽增加了气旋性涡度,最终使得东亚夏季风降水增多。2、太阳活动11年周期对亚洲冬季风北方模态年代际变率的影响;亚洲冬季风（Asian winter monsoon,简称AWM）是北半球冬季最强大的环流系统,但是太阳活动11年周期影响AWM年代际变化过程还需要进一步研究。AWM的环流结构较为简单,主要由西伯利亚高压和东亚大槽所控制。观测资料表明亚洲冬季地表温度在年际-年代际上有两个主模态,一是变率中心在40°N-70°N范围内的北方模态,二是冬季温度呈现南北偶极子型分布的南方模态。基于SSI试验结果表明太阳辐射强迫不会改变亚洲冬季风两个模态的空间分布格局,但是两模态对应的时间序列对太阳辐射11年周期的响应有所差别。AWM南方模态对应的时间序列在太阳辐射强、弱11年周期时段功率谱分析结果与其在CTRL试验中的一致,都只具有明显的年际周期信号;而AWM北方模态在太阳活动强11年周期时段则具有显着的年代际信号,但是其滞后于太阳辐射峰值年份3-4年,而与累积太阳辐射变化具有同期相关关系。最后基于模式模拟结果提出了一种解释这种延迟响应的新机制,即太阳活动11年周期通过调节夏季巴伦支海-喀拉海海冰变化继而影响了亚洲冬季风年代际变化。在累积太阳辐照度达到峰值（即在最大太阳辐照度4年后）,夏季北极海冰面积在巴伦支-喀拉海地区达到最少,北极海表温度增温并持续到冬季,造成北极高压延伸到乌拉尔山地区,西伯利亚高压增强、东亚大槽加深,最终导致了西伯利亚出现严冬。3、冬季地表温度“暖北极-冷西伯利亚”型模态的成因机制;在过去的二十年中,欧亚大陆发生严冬的频次增加,与全球变暖背景下的北极地区快速增温同时发生。由于寒冬对欧亚地区大部分国家的社会生态系统造成了严重破坏,很多学者已经研究了这种“暖北极-冷西伯利亚”冬季地表温度分布型,并且大多数研究将西伯利亚降温归因于全球变暖的一部分,即巴伦支-喀拉海地区海冰迅速减少。然而全球耦合气候系统模式模拟结果表明,海冰融化驱动的欧亚大陆寒冬并不太可能成为未来气候变化主模态。通过对合成的119年观测再分析资料和CESM-LME中CTRL试验、SSI试验、和GHGs试验结果分析发现,WACS模态是北极-欧亚大陆冬季地表温度主模态之一,近20年冬季WACS频发是由于北极-欧亚大陆冬季地表温度主模态由全区一致型转变成了WACS型。模式模拟结果表明,在温室气体和太阳辐射强迫下的北极-欧亚大陆冬季地表温度第一模态是全区一致型,而WACS模态是大西洋多年代际涛动（Atlantic Multidecadal Oscillation,简称AMO）处于正位相阶段时北极-欧亚大陆冬季地表温度第一模态。在AMO处于正位相期间,北大西洋暖海温异常会激发从北大西洋到欧亚大陆波列,加强了乌拉尔山高压脊和东亚大槽,从而有利于冷空下南下,最终导致WACS型温度分布模态。同时,从北大西洋激发的波列会使得巴伦支海海冰进一步融化继而加强WACS模态。值得注意的是,在最近一个AMO正位相阶段（1998–2013）WACS模态的强度比前一个时期（1927-1965）WACS模态的强度更强,这可能与最近中太平洋型El Ni（?）o事件频发有关。4、过去70年赤道中太平洋准11年振荡及其成因机制;虽然有学者开展过关于太平洋海温场和海平面气压场准11年周期振荡（QDO）的研究,但是迄今为止对QDO时空演变特征和成因机制仍然知之甚少。基于合成的两套观测资料结果发现,1951年以来赤道中太平洋（ECP）海表温度具有显着的11年周期,但在此之前（1871-1950年）ECP海温并不存在显着的年代际信号。根据年平均ECP区域平均海表温度定义的ECP指数与海温场、环流场进行超前滞后相关分析结果表明,ECP准11年振荡最初发展于美国西海岸到ECP地区东北-西南倾斜带中,热带北太平洋大气加热引起的罗斯贝波响应正反馈机制在其发展过程中起到了很大的作用。ECP发展过程主要受经向平流过程和温跃层加深过程影响,而纬向平流过程则控制了ECP衰减。ECP发展过程中涉及到的反馈机制与厄尔尼诺发展过程中涉及到的反馈过程完全不一样,在厄尔尼诺现象发展过程中纬向平流项的贡献最大。分析导致ECP具有准11年振荡的因素发现,QDO与太阳辐射11年周期具有正相关关系,但是存在1-2年相位延迟;与此同时,连续爆发的厄尔尼诺现象或持久的拉尼娜现象出现的年份也和ECP峰值年份基本对应。
陈婕[6]（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》文中研究表明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。
蒋元春[7]（2020）在《青藏高原沙漠化逆转及其对高原气候突变的响应》文中进行了进一步梳理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。
马骁[8]（2020）在《临近空间大气背景辐射特性研究》文中指出大气背景辐射特性对先进光电工程应用以及地球和空间科学研究具有重要意义。临近空间大气不仅受到大气对流层活动的影响,还受到太阳辐射、宇宙射线等外部环境的影响。本文开展了特殊天气下大气辐射特性的地基观测,利用卫星遥感数据分析了大气背景辐射的基本变化特征和高空大气扰动下的时空分布状态,为深入研究临近空间环境辐射形成机理及其变化特性提供了重要的科学基础。主要研究工作和创新性成果如下:利用光纤光谱仪在2018年暴雪天气条件下进行了 0.4-1.1μm天空背景辐射的地基测量,获得了整个降雪过程下的天空背景光谱辐射的基本变化特性,在雪后晴朗天气下的暮曙时分,观测到可见光谱段的短波天空背景辐射低于长波背景辐射值,而其他时刻短波天空背景辐射都高于长波波段的数值。利用SABER探测的临边大气红外辐射数据采用微扰方法分析了 2012/2013年平流层顶爆发性增温下的大气扰动情况。发现相比于大气温度数据,采用临边长波红外辐射数据可更精细地揭示大气扰动。2013年1月到3月平流层爆发性增温事件中,40km处大气温度扰动最大幅度值为21%,而大气辐射扰动最大幅度达到160%。2012年弱平流层增温效应发生时,温度扰动幅度最大值为16.4%,而辐射扰动幅度的最大值可达91%。基于2013年平流层爆发性增温事件的统计分析,获得了大气背景辐射的时空分布特性。从大气长波红外背景辐射的纬度分布中发现此事件发生于高纬度地区;在20km-50km高度范围内,大气背景辐射沿经度方向呈现“w”形状分布;临边大气长波红外辐射在50km和80km附近存在极值,随着事件的发生,上述极值高度区域在高纬度地区呈现先扩大后缩小的趋势。利用SABER探测数据研究了 2013年平流层爆发性增温事件中臭氧浓度的变化情况。在平流层顶抬升中期,高纬度地区40km处的臭氧浓度增大;在平流层爆发性增温过程中,臭氧最大混合比呈现中-高-中纬度分布特性,类似于阻塞高压Ω型。详细研究了 9.6μm通道大气背景辐射与臭氧浓度、温度、太阳辐射通量的相关性,发现臭氧通道辐射值主要受太阳活动的影响,短时间内臭氧浓度主要与温度相关。利用SHARC软件模拟了特定波段的大气背景辐射值的时空变化,获得了大气背景辐射的日变化以及随季节及纬度的变化特性,发现高纬度辐射值的四季差异明显大于中低纬度,根据辐射产生机制判断这可能是由于高纬度地区的大气环流结构变化及其季节性输送变化强于中低纬度地区。
徐鑫萍[9]（2020）在《北极增暖与欧亚冬季气候间的联系及物理机制研究》文中研究指明随着全球变暖,北极海冰快速融化、北极增暖加速;与此同时,欧亚大陆冬季出现变冷趋势、极端低温事件频发。在此背景下,北极增暖对欧亚冬季气候的影响备受学术界和公众的关注。本文利用多套再分析资料、国际耦合模式比较计划（CMIP5）的模拟和预估资料、以及GREENICE项目大气模式试验数据,围绕“北极增暖与欧亚冬季气候间的联系”,探讨了北极增暖与西伯利亚高压联系的年代际变化特征,指出了北极对流层中上层偏暖在“北极偏暖、欧亚偏冷”模态中的可能作用,揭示了气候模式对“北极偏暖、欧亚偏冷”模态的模拟效果与北极暖中心垂直延伸范围的关系,并分析了欧亚大陆秋季积雪范围异常对冬季“北极偏暖、欧亚偏冷”模态的影响,最后讨论了冬季“北极偏暖、欧亚偏冷”模态在月际尺度上的变化特征。论文的主要研究结论如下:（1）北极增暖与西伯利亚高压的联系在20世纪90年代末之后显着加强。1997–2017年冬季,当巴伦支海—喀拉海表面气温偏高时,西伯利亚高压加强西伸,东亚急流加强西伸,有准定常Rossby波列从极地向下游传播;巴伦支海—喀拉海与西伯利亚之间形成一个大气桥,促进了北极增暖与西伯利亚高压联系的加强。1979–1996年冬季,北极增暖与西伯利亚高压的联系偏弱。进一步分析表明,北极对流层中上层增暖可能是北极增暖与西伯利亚高压的联系在20世纪90年代末之后显着增强的重要原因。（2）“北极偏暖、欧亚偏冷”模态取决于北极暖中心的垂直延伸范围。基于再分析资料、CMIP5多模式结果、GREENICE项目大气模式试验数据的分析结果一致表明,当北极暖中心可以延伸到对流层上层时,欧亚大陆显着偏冷;当北极暖中心限于对流层低层时,欧亚大陆未出现明显冷异常。相比于北极浅层暖冬季,北极深层偏暖冬季更易出现中纬度西风急流显着减弱、乌拉尔山阻塞高压加强的情况。天气尺度的分析结果显示,北极深层暖超前于欧亚冷异常、且与乌拉尔山阻塞高压之间存在正反馈作用。（3）欧亚大陆秋季积雪范围异常对冬季“北极偏暖、欧亚偏冷”模态的影响。当10月欧亚大陆北部（58°–68°N,30°–90°E）积雪范围异常偏少时,冬季各月的气温异常均有“北极偏暖、欧亚偏冷”分布型,但异常在1月最为显着;同时,1月东亚大槽显着加深、乌拉尔山阻塞高压显着偏强。进一步分析表明,欧亚秋季积雪范围异常会激发准定常行星波1波从对流层低层向平流层延伸,到11–12月准定常行星波1波主要位于平流层和对流层上层,并于次年1月下传至对流层低层,进而对1月气候产生影响。（4）冬季“北极偏暖、欧亚偏冷”模态在月际尺度上的特征。观测结果显示,欧亚冬季气温异常在不同月份之间存在反转的情况（比如前冬偏暖、后冬偏冷）。分析结果表明,月际尺度上欧亚气温异常的前后冬反转与北极气温异常的月际反转存在密切的联系,且北极气温异常的变化超前于欧亚气温异常,体现北极增暖的可能影响。另外,1979–2018年间,有42.5%的冬季发生了类似的欧亚气温异常的月际反转,表明未来研究有必要关注中高纬度冬季气候在月际尺度上的变化特征和成因。
卢佳仪[10]（2020）在《中国东部晚中新世以来干湿古气候与古植被演化及其驱动机制》文中研究表明亚洲季风是全球气候系统的重要组成部分,解密它的时空演变规律对人们全面理解不同时间尺度下的全球气候变化具有重要意义。尤其是晚新生代东亚季风的形成与演化无论对区域性还是全球性气候均产生了重要影响。长期以来,对东亚季风轨道尺度上的演化研究众多,而对构造尺度上季风的演化相对较少,且多聚焦于黄土高原、青藏高原和中国南海等区域。中国东部地区因地表覆盖而缺乏长时间尺度的沉积露头剖面,新近纪以来的古气候演化研究一直是个薄弱环节。虽然晚新生代以来东亚季风在构造时间尺度上的演化被认为与青藏高原隆升有关,但有关季风演化的机制目前仍存在很多争议。特别是,与季风相关的干湿古气候在中国东部地区的空间变化规律还不清楚,它是否与现代干湿气候一样存在巨大的空间差异（如,中国东部降雨两极或三极模态）?如是,那么驱动机制又如何?这些问题都有待于深入探讨。同时,伴随着新近纪气候变化,陆地生态系统也出现了重大的转变,尤其是新生代晚期C4草原的出现使C3植物被C4植物大规模取代,草原生境在全球范围内得到了极大的扩张。有关C4植物在中新世的第一次扩展事件已经有了大量的深入研究,人们对这次事件从低纬度向中高纬度的扩张过程的基本框架已经建立。但是,有关东亚地区晚中新世以来的C4植物是否存在第二次扩张事件还不清楚。如有,具体机制又是如何?它与第一次扩展事件有哪些不同点?这些问题都有待于深入探讨。近年来,基于区域地质调查工作的不断发展,在中国东部第四纪强烈覆盖区也获得了晚中新世（ca.8 Ma）以来连续沉积的钻孔岩芯,这为研究中国东部晚中新世以来干湿古气候的变化创造了很好的条件,使得我们能更全面地揭示东亚季风区干湿古气候的演化规律,并为深入探究其驱动机制提供了关键素材。同时,分子古气候代用指标的不断突破也为建立干湿古气候的时间演化序列创造了条件。尤其是来源于微生物细胞膜的甘油二烷基链甘油四醚化合物（Glycerol Dialkyl Glycerol Tetraethers,简称GDGTs）,因其在各个环境中分布广泛,且对环境变化响应灵敏,被广泛应用于古环境古气候重建的研究中。所以利用微生物脂类GDGTs的指标重建东亚季风演化具有积极的意义。中国东部长时间尺度钻孔沉积多为河湖相沉积,基于GDGTs化合物的众多指标中,能用于长尺度河湖相干湿古气候重建中的指标须在现代河湖相沉积环境中进行验证其可靠性。本研究从现代河流-湖泊沉积环境入手,选择青海湖等对干湿古气候比较敏感的地区为现代过程研究对象,分析基于GDGTs构建的各指标在现代河流和湖相中的变化及控制因子,选出可靠的干湿古气候指标,再用于中国东部华北平原和苏北平原晚中新世以来的河湖相钻孔中以重建干湿古气候演化。同时,利用有机碳同位素检测方法重建了晚中新世以来中国东部的植被演化。论文取得的主要创新性认识概况如下（部分研究成果已经发表在国际刊物上）:1.依据微生物GDGTs现代过程调查,提出了河湖相的干湿古气候代用新指标。通过对干湿气候极其敏感的青海湖地区湖泊沉积物、河流沉积物以及周围土壤中GDGTs化合物的检测,分析了古菌isoGDGTs化合物和细菌br GDGTs化合物在不同沉积环境中的变化规律,讨论了基于GDGTs构建的各古气候重建指标与环境因子间的关系。古菌isoGDGTs在河流和湖泊中的变化较细菌br GDGTs的变化更有规律,且基于isoGDGTs建立的指标GDGT-0/Cren与湖泊水深之间存在显着相关性,可作为可靠的干湿古气候重建指标。而细菌br GDGTs化合物构建的指标在河湖相环境中变化复杂,且受控因子众多。例如,能反映p H的CBT指标在河流沉积物中被发现与盐度有关;能用于重建温度的MBT’指标在湖泊环境中显示出与水深有关等。这使得基于br GDGTs构建的古环境指标在长尺度河湖相沉积中的应用受到很大限制,而GDGT-0/Cren指标原理更清晰,受控因子单一,在河湖相干湿古气候重建中显示出明显优势。在此基础上,综合全球已经报道的湖泊沉积物（包括部分中国东部地区的湖泊沉积物）和泥炭地的GDGT数据,进一步支持了GDGT-0/Cren指标可以作为陆地水体环境的干湿古气候代用指标。2.发现了中国东部晚中新世以来构造时间尺度的干湿古气候呈现出三极模态的空间变化,提出了赤道太平洋海温梯度的驱动机制。通过对华北平原天津G3钻孔（8 Ma至今）和苏北平原盐城ZKA4钻孔（～7.6 Ma）河湖相沉积物中GDGTs化合物的测试分析,利用新发现的古气候指标GDGT-0/Cren和以前建立的Ri/b指标重建了晚中新世以来中国东部北方的干湿古气候变化。华北平原以及苏北平原的分子记录显示,晚中新世至早上新世气候干旱,降雨量少;自上新世早期（约4.2～4.5 Ma）起东亚夏季风（EASM）显着增强,季风降水突然增加,气候变湿润,直至现在。这种以早上新世为界的干湿古气候变化规律与黄土高原及中国南海的记录一致,而与中部长江中下游的记录相反,即晚中新世到早上新世华北及南海中南部气候干旱（-）,而长江中下游和南海北部气候湿润（+）;早上新世4.2 Ma之后这种模式发生反转。因此本研究认为自晚中新世起,中国东部的降雨模式呈现出南北一致而中部相反的“类三极模态”,且这种降雨模式在早上新世4.2 Ma左右发生反转,即从“-,+,-”变成“+,-,+”模式。根据中国东部现代年际和年代际降雨分布模式以及结合早上新世全球古气候记录,本研究认为早上新世4.2 Ma左右中国东部降雨的“三极模态”发生的原因主要由赤道太平洋纬向和经向海温梯度自早上新世开始显着增加,导致西太平洋菲律宾上空对流活动增强所导致。此外,增强的Hadley环流以及Walker环流从赤道热带通过极地向的运输使得向北传播的水汽增多对早上新世以来东亚夏季风的增强也有所贡献。微生物脂类指标所揭示的中国东部构造时间尺度干湿古气候的这种三极模态空间变化及其驱动机制进一步得到了古气候模型模拟结果（由国外合作者完成）的支持,但这一驱动机制与本课题组之前报道的中国东部千年时间尺度三极模态干湿古气候的驱动机制（Zhang et al.,2018,Science）有较大差异。3.依据分子地球生物学记录,发现了C4植物在早上新世出现晚新生代以来的第二次扩张事件,提出了大气CO2浓度的驱动机制。通过对华北平原G3钻孔以及苏北平原ZAK4钻孔中全岩有机碳同位素进行分析,重建了中国东部晚中新世以来C3/C4植物演化历史,并与东亚其它地区以及全球各大陆同时期植被记录进行对比,深入探讨了影响C4草本扩张的机制。天津G3钻孔的有机碳同位素显示出在4.1 Ma左右出现明显正偏且波动剧烈,盐城ZKA4钻孔的有机碳同位素显示在4.5 Ma左右出现明显正偏。两根钻孔的数据较为一致的指示了早上新世中国东部有一次明显C4草本扩张事件。这次C4草本扩张事件同样在黄土高原土壤碳酸盐碳同位素研究中也有记录,说明具有区域性特征。进一步综合全球数据发现,早上新世的这次C4草本扩展事件在非洲、西亚、澳大利亚、北美和南美同时期碳同位素记录均有显示。由此提出了早上新世的C4草本扩张是一次全球性事件,且与晚中新世的第一次全球C4扩张事件是相互独立的。虽然晚中新世的C4扩张被认为可能与干旱化增强和火灾变多有关,但这并不能解释早上新世的C4草本扩张。本研究结合早上新世全球古气候记录,推测这次全球C4扩张事件主要由大气CO2分压的长期降低所引起的。这一推论得到了光量子产率模型的支持,该模型显示,在早上新世,随着大气CO2分压以及温度的降低,很多地区的气候条件越过了有利于C4草本生长的阈值,特别是在如华北平原、苏北平原这样的中纬度地区,因此C4草本出现了再一次大规模的扩张。
二、2003与2002:大幅度冬季温度异常反转事件及其异常大气环流（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与2002:大幅度冬季温度异常反转事件及其异常大气环流（论文提纲范文）
（1）北半球冬季高纬阻塞协同效应与中国极端冷事件的联系（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 气候变暖下欧亚极端冷事件及其驱动机制的国内外研究进展 |
| 1.2.1 中国极端冷事件相关的研究进展 |
| 1.2.2 北半球阻塞高压的研究进展 |
| 1.2.3 北极变暖与中纬度极端冷事件联系的研究进展 |
| 1.2.4 中国极端冷事件的检测归因现状 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 本文的章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 极端冷事件定义 |
| 2.2.2 高纬阻塞协同指数定义 |
| 2.3 诊断分析方法 |
| 2.4 检测归因方法 |
| 第三章 气候变暖下中国极端冷事件和高纬阻塞高压的变化规律 |
| 3.1 冬季中国极端冷事件的历史演变规律 |
| 3.2 冬季北半球高纬阻塞协同的历史演变规律 |
| 3.3 小结和讨论 |
| 第四章 高纬阻塞协同对中国寒潮的气候效应 |
| 4.1 高纬阻塞协同合成分析 |
| 4.2 高纬阻塞协同和单阻塞的贡献 |
| 4.3 高纬阻塞协同与“暖北极-冷欧亚”的联系 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 高纬阻塞协同效应对2018年1 月中国强寒潮的影响 |
| 5.1 2018年1 月中国强寒潮的极端性 |
| 5.2 2018年1 月中国强寒潮的环流特征和冷空气源 |
| 5.2.1 寒潮背景场 |
| 5.2.2 高位涡源区 |
| 5.3 2018年1 月下旬强寒潮事件的位涡诊断分析 |
| 5.4 双阻塞协同效应对中国寒潮的影响 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 人类活动如何通过影响高纬阻塞协同来影响中国极端冷事件 |
| 6.1 2018年1 月中国强寒潮的环流特征和检测 |
| 6.2 人类活动对中国寒潮和双阻塞效应的贡献 |
| 6.3 人类活动的热力和动力作用联合对中国寒潮的贡献 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 总结与讨论 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 问题及讨论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（2）冬季北半球风暴轴的协同变化及其对东北冷涡异常的影响（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 相关研究进展 |
| 1.2.1 北半球风暴轴不同时间变率基本特征的研究进展 |
| 1.2.2 北半球风暴轴与海气系统相互作用研究进展 |
| 1.2.3 北半球风暴轴对天气气候影响的研究进展 |
| 1.2.4 东北冷涡的研究进展 |
| 1.3 国内外现状分析及科学问题的提出 |
| 1.4 章节安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料说明 |
| 2.2 主要方法 |
| 2.2.1 东北冷涡客观识别 |
| 2.2.2 31点带通滤波器 |
| 2.2.3 谐波分析 |
| 2.2.4 经验正交函数分解(EOF) |
| 2.2.5 奇异值分解(SVD) |
| 2.2.6 相关系数及其检验 |
| 2.2.7 回归分析及其检验 |
| 第三章 冬季北半球风暴轴的时空变化特征 |
| 3.1 冬季北半球风暴轴指数的定义及其演变特征 |
| 3.2 冬季北半球风暴轴的协同变化特征 |
| 3.2.1 指数揭示的风暴轴协同变化特征 |
| 3.2.2 EOF分解揭示的风暴轴协同变化特征 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 冬季东北冷涡的时空变化特征 |
| 4.1 冬季东北冷涡指数的演变特征 |
| 4.2 冬季东北冷涡的EOF分解特征 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 冬季北半球风暴轴异常对东北冷涡异常的影响机制 |
| 5.1 冬季北半球风暴轴异常与东北冷涡异常的相关关系 |
| 5.1.1 指数揭示的两系统相关关系 |
| 5.1.2 SVD分解揭示的两系统相关关系 |
| 5.2 影响机制的诊断分析 |
| 5.2.1 年际分量SVD分解时间序列的回归分析 |
| 5.2.2 年代际分量SVD分解时间序列的回归分析 |
| 5.2.3 SVD分解时间序列与环流指数、海温指数的关系 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 主要特色和创新点 |
| 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）1966-2018年河西走廊寒潮频次变化及影响因子分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 国外寒潮研究进展 |
| 1.2.2 国内寒潮研究进展 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 技术路线 |
| 2 研究区概况与资料方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 自然地理概况 |
| 2.1.2 社会经济概况 |
| 2.2 数据资料 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 寒潮频次统计标准 |
| 2.3.2 线性倾向率法 |
| 2.3.3 Mann-kendall突变检验法 |
| 2.3.4 克里金插值法 |
| 2.3.5 相关分析法 |
| 3 河西走廊寒潮频次时空变化特征 |
| 3.1 河西走廊寒潮频次的时间变化特征 |
| 3.1.1 年际变化特征 |
| 3.1.2 季节变化特征 |
| 3.2 河西走廊寒潮频次的空间分布特征 |
| 3.2.1 年空间分布特征 |
| 3.2.2 季节空间分布特征 |
| 4 河西走廊寒潮频次变化的影响因素 |
| 4.1 大气环流影响 |
| 4.2 区域增暖的影响 |
| 4.3 地理参数的影响 |
| 5 结论与展望 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历、在学期间发表的学术论文及研究成果 |
（5）太阳活动对亚洲季风年代际气候变化的影响研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究意义与目的 |
| 1.3 国内外研究现状综述 |
| 1.3.1 太阳活动对气候系统的影响 |
| 1.3.1.1 平流层对太阳活动11 年周期的响应 |
| 1.3.1.2 对流层对太阳活动11 年周期的响应 |
| 1.3.1.3 太阳活动11 年周期对气候系统影响机制 |
| 1.3.2 亚洲季风年代际变化特征及其影响因子 |
| 1.3.2.1 亚洲夏季风 |
| 1.3.2.2 亚洲冬季风 |
| 1.3.3 太阳活动对亚洲季风的影响 |
| 1.3.4 研究现状总结 |
| 1.4 研究内容与论文组织 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 论文组织 |
| 第二章 数据和方法 |
| 2.1 数据 |
| 2.1.1 观测资料 |
| 2.1.2 模式模拟资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 经验正交函数分解 |
| 2.2.2 滤波 |
| 2.2.3 周期分析 |
| 2.2.4 相关分析 |
| 2.2.5 波活动通量 |
| 2.2.6 海洋混合层海温热量收支诊断方程 |
| 2.3 指数定义 |
| 第三章 太阳活动11 年周期对东亚夏季风年代际变率的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.1.1 亚洲地区夏季风降水年代际信号诊断 |
| 3.1.2 东亚夏季风指数定义 |
| 3.2 太阳活动与EASM年代际变率之间的关系 |
| 3.3 太阳活动对东亚夏季风年代际变率的影响机制 |
| 3.3.1 太平洋海温与东亚夏季风年代际变化的关系 |
| 3.3.2 太阳活动11 年周期对北太平洋海温的影响 |
| 3.3.3 太阳活动11 周期强迫PDO准11 年周期 |
| 3.3.4 太阳活动影响东亚夏季风和PDO关键机制 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 太阳活动11 年周期对亚洲冬季风年代际变率的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 观测资料与控制试验中亚洲冬季风时空变化特征 |
| 4.3 太阳活动与亚洲冬季风年代际变率之间的关系 |
| 4.3.1 SSI试验中亚洲冬季风时空变化特征 |
| 4.3.2 AWM北方模态年代际变率与太阳活动11 年周期之间的关系 |
| 4.4 太阳活动对亚洲冬季风年代际变率的影响过程 |
| 4.4.1 累积太阳辐射与亚洲冬季风年代际变率之间的关系 |
| 4.4.2 太阳活动影响巴伦支海海冰和亚洲北部寒冬关键机制 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 冬季地表温度“暖北极-冷西伯利亚”型模态的成因机制 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 “暖北极-冷西伯利亚”模态的本质 |
| 5.3 可能影响“暖北极-冷西伯利亚”模态的因素 |
| 5.3.1 外强迫对“暖北极-冷西伯利亚”模态的影响 |
| 5.3.2 气候系统内部变率对“暖北极-冷西伯利亚”模态的影响 |
| 5.3.2.1 AMO与 WACS模态的关系 |
| 5.3.2.2 AMO对 WACS模态的影响 |
| 5.3.2.3 巴伦支海海冰融化的加强机制 |
| 5.3.2.4 CP型厄尔尼诺事件对WACS模态的影响 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 过去70 年赤道中太平洋准11 年振荡及其成因机制 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 太平洋QDO指数及其时空特征结构 |
| 6.3 太平洋QDO触发机制和发展过程 |
| 6.3.1 赤道中太平洋QDO的发展过程 |
| 6.3.2 赤道中太平洋发展和衰减过程中的反馈机制 |
| 6.4 决定QDO时间尺度的因子 |
| 6.4.1 太阳辐射11 年周期 |
| 6.4.2 ENSO的低频变率 |
| 6.5 本章小节 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 研究特色与创新 |
| 7.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 缩略语表 |
| 在读期间发表的学术论文及研究成果 |
| 发表论文 |
| 主持科研项目 |
| 参与科研项目 |
| 会议报告 |
| 致谢 |
（6）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 |
（7）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 |
（8）临近空间大气背景辐射特性研究（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 临近空间大气背景辐射研究进展 |
| 1.2.1 临近空间大气研究进展 |
| 1.2.2 大气背景辐射特性研究进展 |
| 1.2.3 平流层爆发性增温效应研究进展 |
| 1.3 本论文的主要内容 |
| 第二章 大气辐射传输基本原理及数据源介绍 |
| 2.1 大气辐射传输基本原理 |
| 2.1.1 大气基本辐射传输方程 |
| 2.1.2 Non-LTE源函数 |
| 2.1.3 大气红外辐射传输方程 |
| 2.2 研究所用资料及数据介绍 |
| 2.2.1 天空背景辐射亮度仪 |
| 2.2.2 TIMED/SABER简介及数据描述 |
| 第三章 大气背景辐射的观测与模拟分析 |
| 3.1 大气背景辐射的地基测量 |
| 3.1.1 实验原理 |
| 3.1.2 雪天大气背景辐射的基本特性 |
| 3.2 数值模拟大气背景辐射变化 |
| 3.2.1 可见光到近红外大气背景辐射随观测方向的变化 |
| 3.2.2 红外大气背景辐射随观测方向的变化 |
| 3.3 小结 |
| 第四章 SSW大气扰动时大气背景辐射变化 |
| 4.1 平流层爆发性增温 |
| 4.1.1 平流层爆发性增温的发现 |
| 4.1.2 准定常行星波上传对平流层爆发性增温的作用 |
| 4.1.3 从拉格朗日平均环流的观点来看平流层爆发性增温的动力过程 |
| 4.2 2012-2013年平流层爆发性增温 |
| 4.3 大气背景辐射数据表征下的SSW |
| 4.3.1 微扰法-温度数据表征SSW |
| 4.3.2 微扰法-辐射数据表征SSW |
| 4.4 大气长波红外背景辐射的纬度分布 |
| 4.5 大气长波红外背景辐射的经度分布 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 SSW大气扰动下臭氧的变化特性 |
| 5.1 SSW发生过程臭氧的研究概述 |
| 5.2 2013年SSW发生时臭氧浓度的时空分布 |
| 5.3 大气背景辐射、太阳辐射通量、温度和臭氧混合比之间的相关性 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 利用SHRAC对大气背景辐射计算 |
| 6.1 高层大气参数廓线计算 |
| 6.2 卫星数据与SHARC对比分析 |
| 6.3 SHRAC模拟红外波段的临边大气背景辐射 |
| 6.3.1 2.7-2.96μm大气背景辐射变化 |
| 6.3.2 4.22-4.46μm大气背景辐射变化 |
| 6.3.3 9.43-9.81μm大气背景辐射变化 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 研究工作和主要成果总结 |
| 7.2 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 在读期间发表的学术论文与取得的其他研究成果 |
（9）北极增暖与欧亚冬季气候间的联系及物理机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 欧亚冬季气候系统概况 |
| 1.2.2 北极增暖及其形成机制 |
| 1.2.3 北极与欧亚冬季气候间的联系及相关争论焦点 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 论文研究内容 |
| 1.5 论文章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 观测资料 |
| 2.2 模式数据 |
| 2.3 方法 |
| 第三章 冬季北极增暖与西伯利亚高压联系的年代际加强及可能机制 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 北极增暖与西伯利亚高压联系的年代际变化 |
| 3.3 大气动力过程的年代际变化 |
| 3.4 北极增暖与西伯利亚高压联系年代际增强的可能原因 |
| 3.5 小结与讨论 |
| 第四章 北极对流层中上层偏暖在“北极偏暖、欧亚偏冷”模态中的作用 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 北极对流层中上层偏暖与“北极偏暖、欧亚偏冷”模态的联系 |
| 4.3 北极深层暖、北极浅层暖与大气环流的不同联系 |
| 4.4 大气动力过程对北极深层暖、北极浅层暖的不同响应 |
| 4.5 小结与讨论 |
| 第五章 全球气候模式对“北极偏暖、欧亚偏冷”模态的模拟 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 北极深层暖、北极浅层暖与欧亚冬季气候的不同联系 |
| 5.2.1 CMIP5 多模式结果 |
| 5.2.2 大气模式结果 |
| 5.3 天气尺度的超前滞后联系 |
| 5.3.1 北极深层偏暖超前于欧亚偏冷 |
| 5.3.2 北极深层暖与中纬度的正反馈机制 |
| 5.3.3 关于北极深层暖、北极浅层暖的可能原因的讨论 |
| 5.4 小结与讨论 |
| 第六章 欧亚大陆秋季积雪对冬季“北极偏暖、欧亚偏冷”模态的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 冬季“北极偏暖、欧亚偏冷”模态与欧亚秋季积雪范围的联系 |
| 6.3 北半球准定常行星波1 波对欧亚大陆积雪范围异常的响应 |
| 6.4 对流层—平流层耦合的作用 |
| 6.5 小结与讨论 |
| 第七章 “北极偏暖、欧亚偏冷”模态在月际尺度上的特征及成因 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 欧亚冬季气温异常在不同月份间的反转及其与北极增暖的联系 |
| 7.3 冬季“北极偏暖、欧亚偏冷”模态的逐月演变 |
| 7.4 “北极偏暖、欧亚偏冷”模态月际差异的可能成因 |
| 7.5 小结与讨论 |
| 第八章 总结与展望 |
| 8.1 全文总结 |
| 8.2 创新点 |
| 8.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
（10）中国东部晚中新世以来干湿古气候与古植被演化及其驱动机制（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景和意义 |
| 1.2 国内外研究进展及存在问题 |
| 1.2.1 晚新生代东亚季风的演化 |
| 1.2.2 微生物四醚膜脂化合物GDGTs的研究现状 |
| 1.2.3 新生代晚期全球植被演化 |
| 1.2.4 目前存在的问题 |
| 1.3 主要研究内容和研究思路 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 论文思路 |
| 1.4 论文工作量统计 |
| 第二章 研究区域与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 青海湖区域概况 |
| 2.1.2 天津G3钻孔区域研究概况与钻孔岩性特征 |
| 2.1.3 盐城ZKA4钻孔区域研究概况与钻孔岩性特征 |
| 2.2 样品采集 |
| 2.3 实验方法 |
| 2.3.1 GDGTs化合物的提取和分离 |
| 2.3.2 GDGTs化合物的检测 |
| 2.3.3 有机碳同位素前处理及测试 |
| 2.3.4 其它测试 |
| 第三章 现代河湖沉积物GDGTs化合物的分布特征及对古环境重建的指示意义 |
| 3.1 序言 |
| 3.2 古菌isoGDGTs及相关指标在现代河湖相沉积环境中的变化 |
| 3.2.1 古菌isoGDGTs在湖泊及河流沉积物中的分布特征 |
| 3.2.2 古菌isoGDGTs化合物及相关指标在土壤-河流-湖泊动态过程中的变化 |
| 3.3 干湿古气候指标GDGT-0/Cren在河湖相沉积环境中的适用性 |
| 3.3.1 现代湖泊沉积物中GDGT-0/Cren与水深的关系 |
| 3.3.2 GDGT-0/Cren在现代湖泊中与季节性降雨的关系 |
| 3.3.3 GDGT-0/Cren在现代湖沼环境中的变化 |
| 3.4 细菌br GDGTs及相关指标在现代河湖相沉积环境中的变化 |
| 3.4.1 细菌brGDGTs化合物在不同沉积环境中的分布特征 |
| 3.4.2 brGDGTs相关指标在土壤-河流-湖泊动态过程中的变化及其影响因素 |
| 3.4.3 不同环境下影响brGDGTs指标的因素讨论 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 中国东部晚中新世以来干湿古气候时空变化规律及其驱动机制 |
| 4.1 序言 |
| 4.2 GDGTs指标重建中国东部晚中新世以来干湿古气候变化 |
| 4.2.1 GDGTs化合物在G3和ZKA4钻孔中的分布 |
| 4.2.2 中国东部晚中新世以来干湿古气候变化 |
| 4.3 8Ma以来东亚季风区干湿古气候空间变化模式 |
| 4.4 晚中新世以来东亚季风区干湿古气候变化的驱动机制 |
| 4.4.1 现代中国东部降雨“三极模式”及机制简介 |
| 4.4.2 早上新世中国东部干湿古气候变化的机制初探 |
| 4.5 晚中新世以来西风区与季风区干湿古气候变化的对比 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 植被演化反映的中国东部晚中新世以来气候环境演变 |
| 5.1 序言 |
| 5.2 8Ma以来C_3/C_4植物在中国东部的演化 |
| 5.2.1 有机碳同位素在天津G3钻孔以及ZKA4钻孔中的变化特征 |
| 5.2.2 中国东部晚中新世以来C_3/C_4植物演化 |
| 5.3 上新世全球C_4植物扩张及其驱动机制 |
| 5.3.1 上新世全球C_4扩张记录 |
| 5.3.2 pCO_2的降低引起上新世C_4植物的全球扩张 |
| 5.4 上新世之后东亚季风区草本的演化 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 问题与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
四、2003与2002:大幅度冬季温度异常反转事件及其异常大气环流（论文参考文献）
- [1]北半球冬季高纬阻塞协同效应与中国极端冷事件的联系[D]. 董伟. 南京信息工程大学, 2021
- [2]冬季北半球风暴轴的协同变化及其对东北冷涡异常的影响[D]. 刘德昊. 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]1966-2018年河西走廊寒潮频次变化及影响因子分析[D]. 吕青松. 西北师范大学, 2021(12)
- [5]太阳活动对亚洲季风年代际气候变化的影响研究[D]. 靳春寒. 南京师范大学, 2021
- [6]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)
- [7]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)
- [8]临近空间大气背景辐射特性研究[D]. 马骁. 中国科学技术大学, 2020(01)
- [9]北极增暖与欧亚冬季气候间的联系及物理机制研究[D]. 徐鑫萍. 南京信息工程大学, 2020
- [10]中国东部晚中新世以来干湿古气候与古植被演化及其驱动机制[D]. 卢佳仪. 中国地质大学, 2020(03)