一、近百年全球平均气温年际变率中的QBO长期变化特征（论文文献综述）
鲁永嘉[1]（2021）在《北极平流层极涡偏移对对流层内北极涛动的影响》文中指出本论文利用三种再分析资料（ERA-Interim、NCEP/NCAR以及JRA-55）从天气尺度上分析了北极平流层极涡位置与冬季对流层内重要环流模态即北极涛动（AO）的联系。主要结论如下:1.当平流层极涡发生偏移时,对流层内AO指数负位相出现的频率更高,AO指数正位相出现的频率更低。换句话说,平流层极涡偏移有利于对流层内AO负位相的出现。2.平流层极涡偏移会增强AO事件的整体强度,并且AO事件的持续时间也得到显着的延长。3.对比两类AO事件,平流层极涡发生偏移期间三个活动中心的强度要强于平流层极涡未发生偏移期间三个中心的强度。4.平流层极涡发生偏移期间北极活动中心位置存在显着的向西移动的现象,其中第0天到第3天北极活动中心的平均位置位于楚克奇海北部。论文进一步分析了在年代际时间尺度上北极平流层极涡位置与AO之间的联系。研究发现:1.在1960年代和1970年代期间北极涛动北太平洋活动中心强度较弱,在1980年代之后北极涛动北太平洋活动中心强度较强,该活动中心呈现明显的年代际变化。2.平流层极涡位置可能是导致北极涛动北太平洋活动中心产生显着年代际变化的原因。平流层极涡位置偏移会引起对流层内东太平洋波列强度发生明显的增强,进而造成AO模态的北太平洋活动中心强度得到显着的增强。此外,论文还利用12个CMIP5耦合模式的模拟结果,对未来RCP4.5排放情景下北极涛动强度和AO两个活动中心强度的可能变化趋势进行了分析,结果发现:1.2006-2100年间,AO指数存在较为显着的年代际变化特征,2006-2035年左右,AO指数表现明显的下降趋势,2070-2100年间AO指数表现显着上升趋势。2.2006-2100年间,北极涛动北太平洋活动中心和北大西洋活动中心强度均呈现显着上升的趋势。在12个CMIP5耦合模式中,北极涛动北太平洋活动中心强度和北大西洋活动中心相比,具有更大的变率。本文通过研究平流层极涡偏移对北极涛动的影响,有助于进一步提高对平流层对流层相互作用的认识,有利于提高对流层内延伸期预报和短期气候预测的准确性。
靳春寒[2]（2021）在《太阳活动对亚洲季风年代际气候变化的影响研究》文中进行了进一步梳理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。
江志红,翁笃鸣,屠其璞,缪启龙,吴息,余锦华[3]（2020）在《南京信息工程大学气候与气候变化研究进展回顾》文中研究表明简要回顾了南京信息工程大学建校60 a来在气候与气候变化方向的研究历程,总结了南京信息工程大学（简称南信大）气候学科在辐射气候、山地气候、应用气候、气候诊断与预测、统计气候、气候变化与区域响应及其未来预估等方面的重要研究成果。
蒋元春[4]（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。
高峰[5]（2020）在《全球增温趋缓的可能成因与预估》文中提出在本世纪初,全球平均温度变暖趋势呈现出减缓或停滞现象,人们已针对该现象开展了大量的研究,不少研究认为全球温度这一年代际尺度变化是人为外部强迫与自然气候变率等多种因素共同作用、多种时间尺度交叠的非线性响应结果。本论文基于Had CRU全球观测数据和CMIP5、CMIP6数值模拟结果,提出了量化由于人类活动排放温室气体增加导致全球升温的新方法,分析了全球及不同区域温度变化对温室气体强迫的响应特征,分离了海洋年代际变化的主要模态;指出大西洋海表温度多年代际变化（AMV）与太平洋年代际变化（PDV）与全球温室气体变化的共同作用可解释全球温度的年代际尺度变化,定量评估了海洋年代际变化对全球温度变化的影响及相对贡献,解释了20世纪以来在全球变暖背景下出现的两次全球增温停滞事件的成因;讨论了21世纪不同排放情景下能否再发生增温停滞现象及可能的持续时长、区域性特征等。这些研究分析有利于加深对年代际尺度全球、区域温度演变特征的理解。论文的主要结论如下:1.观测数据分析表明,20世纪以来全球平均温度发生了两次较为明显的增温趋缓事件,分别位于20世纪中期（1941-1975）和21世纪初期（1998-2013）。其中,在20世纪中期增温减缓期北半球温度在全年各个季节均出现了明显的降温或增温趋缓现象,而21世纪初期增温减缓期主要出现在冬春两季北半球中纬度地区。CMIP5及CMIP6气候模式能合理再现20世纪中期的全球增温停滞及20世纪末期的全球加速增温特征,但对21世纪之初的全球增温趋缓现象的模拟能力不足。模拟结果的差异与模式对温室气体变化的响应（或气候敏感度）有关,CMIP6模式的瞬态气候响应（TCR）及平衡态气候敏感度（ECS）整体高于CMIP5模式,且CMIP6模式的平衡态气候敏感度接近IPCC AR5给出的平衡态敏感度范围上界（4.5K）。2.本文基于温度的观测事实及CMIP5、CMIP6的模拟结果分析指出,1880-2017年全球及局地温度的长期变化与温室气体等效二氧化碳（CO2e,表征全球温室气体的整体辐射效应）存在准线性变化关系。基于此关系,利用观测数据分离了三个影响温度变化的关键因子:CO2e以及海洋年代际变化的主要模态AMV与PDV。AMV模态横跨大西洋和太平洋,其在大西洋海域的模态类似AMO;PDV在太平洋海域的模态类似IPO。AMV和PDV与全球温室气体变化的共同作用可解释全球温度年代际尺度变化,其中温室气体增加对全球平均温度年代际尺度变化影响的相对贡献为70%,海洋年代际变化的影响占比30%,AMV的影响比PDV更为显着。在20世纪两次增温停滞期,AMV与PDV指数同为负趋势,海洋年代际变化抑制了温室气体引起的全球平均增温。从全球范围来看,CO2e、AMV及PDV三个因子的拟合结果可以合理解释1881-2017年全球大部分地区的温度变化。3.CMIP5、CMIP6 1pct CO2敏感性试验和历史试验/预估试验数据的分析显示,当CO2e浓度水平超过500ppmv、浓度增量超过1000ppmv时,全球平均温度上升随CO2e的对数变化而变化（也即对数关系,在CO2e小范围变化时,线性关系是对数关系的近似）。基于这一准对数关系,本文利用观测温度数据Had CRUT及CMIP未来温室气体情景,推算了未来不同时期CO2e、自然变率可能引起的全球及区域温度变化。研究表明,21世纪全球平均增温停滞的持续时间随着温室气体加速上升明显缩短,即使在最高排放情景下（SSP5-8.5/RCP8.5）,全球增温停滞仍有可能发生。SSP5-8.5/RCP8.5情景下,未来40年（2021-2060）可能发生的增温停滞持续时间约为8-10年,21世纪末增温停滞持续时间约为7-9年。
赵玉衡[6]（2020）在《热带海温异常梯度结构和演变特征及对大气的影响研究》文中研究表明热带海洋是驱动大气运动重要的能量来源,热带海表温度（Sea Surface Temperature,SST）变率是短期气候预测中重要的可预报源,全球最强年际变率信号ENSO（El Ni?o and Southern Oscillation）也包含于其中。前人广泛研究了热带三大洋中存在的海温异常现象及对全球气候的影响,其中最强年际信号ENSO的海温异常形态、强度、梯度结构及其气候影响具有复杂的多样性,且存在显着的年代际变化。近些年的研究表明ENSO现象与印度洋和大西洋的海温异常现象之间存在多种相互作用,热带海洋是一个具有广泛联系的统一整体。热带海洋对大气的影响有时并非来自单一海区的作用,而是不同海区间海温异常共同作用的结果。ENSO现象的复杂性和泛热带地区海温整体的伴随性变化是目前国际气象气候学研究的前沿问题,有必要从海温异常的大尺度空间配置及演变的角度出发,进一步研究热带海温异常现象的特征和及对大气的影响。本文首先分析了冬季全球主要的海温异常信号变率类型。然后通过海温距平纬偏场的EOF（Empirical Orthogonal Function）分析,提取了年际变率最强的热带太平洋地区冬季的海温异常纬向梯度结构主要模态。并考察了热带太平洋海温异常纬向梯度结构与Walker环流的耦合形态。在两类梯度结构基础上,建立了基于梯度结构配置视角的太平洋地区海温异常空间结构划分,并以该视角分析了冬季ENSO现象及其同期影响过程的复杂性。此外,将热带太平洋与印度洋、大西洋联系为一体,从热带海洋整体性和演变角度,对泛热带海温异常结构秋季至春季的伴随演变特征进行了分析和验证,并探讨了这种方法提取的海温信号对夏季大气环流预测的指示意义。本文的主要结论如下:（1）冬季全球海温区域性变率间的主要关联通过对25项海温指数1951/52-2014/15年冬季平均序列的系统聚类分析,获得了4类意义较明确的海温变率类型。其中前两类表现出强烈的年际振荡特征,分别代表了东部型ENSO与PDO（Pacific Decadal Oscillation）型海温的伴随变化、及中部型ENSO下太平洋中部与东西两侧的反向变化。第三类反映了在20世纪90年代印太暖池和北大西洋相近的年代际突变。第四类反映了三大洋的湾流区及邻近赤道信风洋流区相似的海温变率,变率的相近是由信风洋流和西边界流作用下赤道暖水向中纬度扩散过程所导致,年际变率振幅弱于第一、二类,同时也具有较显着的年代际增强趋势。全球海温最强的两种年际变率类型均位于热带太平洋;印太暖池区域气候平均海表温度最高,但年际变率振幅较小。（2）冬季太平洋纬向海温异常梯度结构与Walker环流的耦合关系以计算纬偏场的方式,将反映局地距平的海温异常场（Sea Surface Temperature Anomaly,SSTA）转化为一种反映距平值在太平洋纬向上相对高低的形式,突出了纬向海温异常梯度结构中的相对冷暖中心,并平衡了西太平洋和东太平洋变率在梯度变化中的贡献。EOF分析结果表明,冬季热带太平洋纬向海温异常梯度存在“东西反向型”和“纬向三极型”两种主要结构,可代表梯度结构变率的93.7%。SSTA纬偏场与垂直风场纬圈环流分量的EOF对比和两者的SVD（Singular Value Decomposition）分析表明,纬向海温异常梯度与Walker环流异常间存在极强的时空关联。相对冷暖中心位置与Walker环流异常上升、下沉支位置基本吻合,并且也表现为“东西反向型”与“纬向三极型”两种耦合结构。SVD分析中这两种耦合结构的累计协方差平方和贡献率达到99.32%,代表了海温异常梯度与Walker环流异常耦合关系的绝大部分变率。低层风场、海平面气压（Sea Level Pressure,SLP）和南方涛动指数的响应也表明,两种纬向海温异常梯度结构的海气耦合过程具有明显的差异。证明了海气耦合过程中不仅仅是局地性海温异常的作用,海温异常的纬向空间相对结构也具有重要贡献。传统东部型ENSO指数可对“东西反向型”结构有很好的表征,但中部型ENSO指数与“纬向三极型”和“东西反向型”两种结构均具有近似且略低的相关性。而由于EOF的正交性,本文所提取的纬向海温异常梯度和Walker环流异常对应主模态间具有高于传统指数的强相关,且交叉模态间不存在明显关系。因而有利于将两种具有不同海气耦合特征的梯度分量作为两个独立变量进行研究。（3）冬季热带太平洋纬向海温异常梯度结构不同配置对大气环流的影响从两种纬向海温异常梯度结构标准化时间序列的不同配置角度,将冬季热带太平洋地区海温异常划分为“EOF1独立偏强型”、“EOF2独立偏强型”、“EOF1+2混合偏强I型”和“EOF1+2混合偏强II型”以及剩余的梯度结构不显着型,并对1979年以来个例数量具有统计学意义的前三种类型进行了详细分析。“EOF1+2混合I型”下海温显着异常范围最广、强度最强,“EOF1独立型”次之,强度略弱,“EOF2独立型”下异常范围最小,强度最弱。泛太平洋海温异常配置上,“EOF1+2混合I型”与Mega-ENSO空间型相似;“EOF1独立型”中北太平洋地区黑潮区显着偏暖、东北部为显着偏冷;“EOF2独立型”下北太平洋呈现NPGO（North Pacific Gyre Oscillation）负位相结构,但显着性略弱。“EOF1独立型”和“EOF1+2混合I型”引起的热带深对流运动可抵达对流层高层,从而激发明显的大气遥相关作用。前者在欧亚中高纬及北美地区均有较强的环流异常响应,后者欧亚中高纬响应不强,但北太平洋东部至北美地区响应强度强于前者。两类型均能引起北太平洋至北美显着的纬向风异常波列和北美副热带西风急流加强。“EOF1独立型”中急流加强由太平洋中低纬异常环流圈的和欧亚中高纬西风异常远距离传输两种作用共同产生,“EOF1+2混合I型”中则主要由太平洋中低纬异常环流圈起作用。这些差异与两者北太平洋出现的不同的海温异常配置的作用有关。而EOF2型独立出现时,引起的热带深对流运动强度与大气环流响应则要弱的多,向中高纬的遥相关波列传播特征也不明显,主要影响局限于热带地区,不具有另两类中的全球尺度的影响。（4）冬季热带太平洋纬向海温异常梯度结构的年代际变化特征对1900年以来的冬季海温距平场的分析表明:“东西反向型”和“纬向三极型”两种梯度结构的趋势并非单调的,在20世纪40年代末至70年代初两个结构的振幅均存在一个衰弱期,百年尺度下振幅均表现为先减弱后增强的特征。“东西反向型”在1970年以后正位相最大振幅显着增强,但显着异常频率减少。“纬向三极型”正位相在1970年代末以后频率与强度均明显增强。这从梯度结构振幅变化角度解释了70年代末以来ENSO强度、频率和暖中心西移的年代际变化。相较于1900-2018年,1980年以后“EOF2独立型”和“EOF1+2混合I型”发生频率增幅分别达到29.5%和27.6%,表明“纬向三极型”分量对海温结构的贡献显着增加。纬向梯度不显着的年份在1950-1970年梯度衰弱期密集出现,但在70s年代末以后显着减少,表明太平洋地区海温异常纬向梯度振荡在加强,海温异常梯度结构振幅的加大导致了近年来ENSO事件变得愈发强烈、频繁的特点。（5）泛热带地区秋-冬-春海温异常结构伴随演变及对夏季环流的影响利用拓展经验正交函数（Extended empirical orthogonal functions,EEOF）方法从准年际SSTA变率中提取出了泛热带地区三大洋在秋冬春三个季节里的海温异常结构连续伴随演变模态。第一演变模包含热带太平洋东部型ENSO的冬季锁相-春季衰减过程及印度洋和大西洋伴随其衰减期的增暖过程;第二演变模表现为秋季至春季热带印度洋和大西洋的冷暖翻转及东部型ENSO在春季的迅速发展过程;第三演变模表现为中部型ENSO发展过程中太平洋纬向三极海温异常梯度的生成过程,并伴有印度洋由暖转冷和热带大西洋由整体偏冷转向北冷南暖分布的演变。前三模态占泛热带海温异常三个季节连续演变过程总解释方差的44.7%。各模态中海区间海温异常结构伴随演变的存在性通过区域非正交投影得到了验证。各演变模态均对夏季大尺度位势高度场异常存在不同形态的显着影响:第一演变模与热带地区大气环流异常存在强烈相关,尤其反映了ENSO衰减过程中三大洋海温异常对西北太平洋异常反气旋的共同加强作用;第二模态对热带地区的滞后影响则倾向于印太地区。对夏季高度场回归模型的回归效果表明,以多海区伴随演变型作为变量相较时空孤立的海温指数模型对夏季环流的模拟效果有显着提高。
张辰华[7]（2020）在《秦岭地区气候多尺度变化及其与NDVI的关系研究》文中认为气候变化具有非线性、非平稳状态的波动特征,存在着多种尺度的周期变化。气候的变化影响着植被的演替,而植被是区域气候变化的指示器。从不同时间尺度讨论秦岭地区气候变化的周期性差异及空间变化,并分析区域归一化植被指数（NDVI）对气候变化的多尺度响应,对本区域气候系统预测及保护区域生态环境等方面具有重要意义。本文基于秦岭地区30个气象站点1959-2018年气温、降水数据,通过集合经验模态分解法、小波分析、功率谱分析等方法,对秦岭南北坡气候变化时间序列的多尺度周期性特征及其空间分布变化进行分析,并讨论气温、降水在不同时间尺度上对气候指数的响应。此外采用树轮宽度年表重建的秦岭地区28个气象站点1835-2013年2-4月气温数据延长研究年限,通过集合经验模态分解法、时变本征相关分析法对其进行研究,以期更好的对多年代际的长时间序列秦岭气温多尺度周期性特征进行了解。太白山作为秦岭主峰,其植被覆盖对气候变化的响应在秦岭地区具有典型性,本文选取秦岭太白山地区树轮宽度年表重建的近172年的7月NDVI资料数据,对其在不同时间尺度上的变化特征及其对气候因子的多尺度响应进行分析。具体结果如下:（1）过去60年间,秦岭气温整体呈显着的非线性上升趋势,且北坡增速快于南坡。秦岭南北坡气温均具有年际、年代际多个时间尺度上的周期振荡。年际尺度上,北坡气温具有准3-4a、准7a,南坡具有准3-4a、准8a的周期振荡;年代际尺度上北坡具有准17-22a、准45a,南坡具有准16-23a、准45a的周期振荡。南北坡气温具有类似尺度的周期变化,但起止年份及振幅在不同时间尺度上存在差异。趋势项表现出近60年秦岭气温具有先降后升的变化趋势,非线性的上升趋势是秦岭地区气温波动的主要表现形式。秦岭气温对气候指数的响应在不同时间尺度上存在差异,且南北坡表现出差异性。空间变化上秦岭气温整体呈上升趋势,升温区域自西北向东部南部扩散。秦岭地区各区域气温变化的趋势不同,变化的过渡时间也不同,整个研究区域的温度变化并不完全同步。（2）过去60年间,秦岭地区降水整体呈不显着的非线性下降趋势,且北坡下降速率快于南坡。秦岭南北坡降水量均具有年际、年代际多个时间尺度上的周期振荡。年际尺度上,北坡降水具有准3a、准7a,南坡具有准3a、准6-7a的周期振荡;年代际尺度上北坡具有准12a、准25a,南坡具有准20a、准20-40a的周期振荡。趋势项表现出北坡降水在整个研究期内呈下降趋势,南坡降水则呈先下降后略有上升的趋势。降水的准3a尺度波动是秦岭地区降水的主要变化形式。秦岭南北坡降水在不同时间尺度上对气候指数的响应表现不同。空间变化体现出近60年来大部分地区降水呈下降趋势。本世纪以来降水下降趋势范围不断向西部及南部扩张,但下降速率逐渐降低。研究期末期与前期相比,总体表现出北坡下降范围略微减少;南坡下降范围略微扩大。EEMD表现出的瞬时速率以及其空间分布格局与传统的降水倾向率相比,更为明显的体现出降水的下降趋势以及降水模式的演变。（3）在过去179年间,秦岭南北坡初春气温均呈现非线性增加趋势,北坡气温波动幅度普遍较南坡大。南北坡气温具有显着的不同时间尺度特征,北坡具有准3a、准6a、准18a、准42a、准80-100a,南坡具有准3a、准7a、准19a、准37a、准70-100a的平均周期。秦岭北坡初春气温变暖中年际尺度变化起决定性作用,年代际次之,准世纪最弱;南坡年际尺度最为显着,准世纪变化次之,年代际变化最低。秦岭初春气温与同期AMO存在显着相关性,与5月SOI、NINO3.4、NP、12月NAO存在滞后一年的显着相关性,且秦岭初春气温与气候指数在不同时间尺度上响应不同。年际尺度上与NINO3.4区5月海温响应最为显着;年代际尺度上与AMO的响应最为显着;准世纪尺度上气温对各指数响应均显着。（4）太白山7月NDVI时间变化特征表现为在近172年南北坡均呈现微弱的非线性上升趋势,且无突变点。北坡与南坡7月NDVI在年际尺度上分别具有3.3a、8.1a的平均周期和3.5a、8.8a的平均周期;在年代际尺度上分别具有18a、36a、64.8a的平均周期和19.1a、34.4a、68.8a的平均周期。年际尺度上与NDVI响应较好的主要因素是降水,年代际尺度上与NDV响应较好的主要因素是气温。此外,NDVI与春季云量呈显着负相关,与春季水汽压呈显着负相关且在南北坡表现不同。表明太白山7月NDVI受气温、云量等热量因素和降水、水汽压等水分因素综合影响且呈现南北坡的分异。
李智玉[8]（2020）在《海表温度年际和年代际主模态对全球气温的影响》文中研究说明全球气温变化能够引起地球系统的剧烈变化,一直以来是气候研究领域的重点和热点,备受各个国家和政府的关注。本文利用多套气温观测资料、再分析资料以及多模式资料,分别从年代际和年际时间尺度上探讨了几个海温主要模态对全球气温以及北极冬季气温的影响。首先探讨了年代际海表温度主模态对全球增暖速率和北极气温的调制作用;随后,在年际时间尺度上分析了ENSO复杂性对全球气温和北极气温的影响。论文主要结论如下:（1）全球增暖速率与北大西洋多年代际振荡（AMO）在多年代际时间尺度上关系更为稳定。基于现有观测数据,AMO与全球增暖速率存在超前大概10-20年的显着负相关关系。相比之下,太平洋年代际振荡（IPO）与全球增暖速率的关系并不稳定,二者在1920s以前为负相关,之后表现为显着正相关。AMO与全球增暖速率的显着关系在模式中也有所体现。国际耦合模式比较计划第五阶段（CMIP5）的31个模式几乎都能抓住AMO超前全球增暖速率大约5-11年的显着负相关,但不能反映IPO与全球增暖速率的关系。通过海气耦合模式敏感性试验,我们进一步验证了AMO对于全球增暖速率的重要影响。（2）IPO与格陵兰岛地区冬季气温存在年代际时间尺度上关系的转变。IPO与格陵兰岛周边地区冬季气温变率在1976年前呈显着正相关,此后变得不显着。1976年前后IPO所引起的环流场发生了明显变化,尤其在北大西洋地区。1976年前后二者关系发生变化的原因,可能是由于热带太平洋海表温度（SST）与北半球大气耦合模态发生了改变。在1976年以前,热带太平洋上类似IPO的海温形态与格陵兰岛区域上层大气联系十分紧密,热带SST异常激发的向极波列能引起格陵兰岛附近区域的正变高,从而引起局地气温升高。而在1976年之后,影响格陵兰岛上空环流形势的主要海温模态变为热带中太平洋冷海温。在这整个过程中,AMO与格陵兰岛周边地区的冬季气温变化一直关系密切且稳定。（3）全球气温在年际时间尺度上对于两类ENSO事件的响应具有显着差异。就纬向平均而言,全球气温对两类ENSO事件响应的差异主要出现在冬末初春（2-3月）的北半球中高纬度地区。其中,东部型（EP-）El Ni（?）o事件表现为高纬度（60°N-85°N）偏冷中纬度（35°N-60°N）偏暖的北冷南暖型偶极子分布。而中部型（CP-）El Ni（?）o与两类La Ni（?）a事件中北半球中高纬度地区气温的经向分布一致,表现为北暖南冷。北半球中高纬度这一经向上气温的反向变化主要由欧亚大陆的信号主导。EP-El Ni（?）o事件中欧亚大陆中纬度地区的海平面气压（SLP）和底层风场与另外三类事件具有不同响应,主要通过温度平流过程引起局地气温变化。而欧亚大陆底层不同的环流形势与两类ENSO事件引起不同的遥相关型有关。不同ENSO事件,尤其是EP-El Ni（?）o事件在赤道东太平洋上引起的强对流可能是激发不同罗斯贝波列并导致不同气温响应的重要原因。ACCESS1.0模式的AMIP试验结果再次验证了两类ENSO对全球气温不同的影响。（4）两类ENSO事件对北极晚冬局地气温具有不同影响。两类ENSO事件发生的2月,北极增暖最为迅速的两个关键区域产生不同响应。具体表现为,EP-El Ni（?）o发生时喀拉海-巴伦支海地区明显降温,EP-La Ni（?）a发生时明显增温,而CP-El Ni（?）o发生时加拿大东北部和格陵兰岛地区气温显着升高,CP-La Ni（?）a发生时气温显着降低。北极气温对两类ENSO事件的不同响应主要是由于罗斯贝波传播引起不同的大尺度遥相关型,局地环流的改变引起了气温变化,并进一步通过水汽-云-辐射反馈得到加强。利用GFDL大气环流模式进行的一系列敏感性试验能够基本再现观测中北极气候对ENSO相关热带SST强迫的响应。
熊飞麟[9]（2019）在《气候系统记忆性特征和外强迫对中国气候变化的影响研究》文中研究表明气候系统的记忆性特征和响应外强迫影响已成为研究全球气候变化备受瞩目的科学问题。气候系统记忆性特征是系统各影响因子间多尺度相互作用的结果,外强迫表现为外部条件迫使系统调整但不改变系统初始过程的影响。气候系统内部和外部因子间复杂的相互作用为预测气候变化带来了极大的挑战。为深入了解地球气候系统记忆性特征和响应外强迫影响,进而更好构建复杂的耦合气候模型,提高未来预测气候变化的能力,本文在诊断气温和降水长期记忆性特征的前提下,利用分数阶积分统计模型FISM,结合观测资料订正中国区域重建降水的记忆性特征,评估CMIP5年代际后报试验中国区域气温记忆性和强迫项的模拟能力,考察不同场景历史试验辐射强迫和模拟气温响应变化间的定量关系。主要结论如下:诊断中国气象站点近70年观测资料发现,多数站点气温具有显着的记忆性特征,但降水无明显的记忆性特征;分析中国区域近50年观测资料发现,东北和西南区域气温存在显着的强记忆性特征,长江以南和西北区域气温记忆性弱,而中国大部分区域降水不存在显着的强记忆性特征;利用全球尺度近30年观测资料分析发现,海表气温具有强记忆性特征,陆地气温记忆性特征较海表气温记忆性特征弱,部分陆地区域气温记忆性不显着,然而,全球多数区域降水的记忆性特征弱,其特征近似随机过程。通过诊断中国过去530年重建降水资料发现,中国西部、华北、南方和东北部分区域显着高估降水记忆性。对照代用数据的记忆性特征,重建降水资料记忆性显着高估的来源为树轮记录。利用FISM模型结合观测降水记忆性特征,订正重建的降水资料,订正后中国西部、华北、南方和东北区域降水的记忆性得到矫正,但是西部平均降水序列的记忆性依旧显着过高。通过分析观测和重建资料连接度的差异,订正后西部平均降水序列记忆性高估的原因为:采用插值方法处理的树轮信息在区域平均后表现出低频持续性特征。评估CMIP5年代际后报试验11组模式中国区域气温记忆性模拟能力发现,4个模式显着高估西北区域记忆性,6个模式显着高估东北区域的记忆性,11个模式显着低估中国西南气温长期记忆性,但9个模式对东部和长江以南区域模拟较好。采用泰勒图和模式技能评分评估表明,年代际后报试验不能很好再现中国区域观测到的气温长期记忆性特征。评估年际尺度气温强迫项的模拟能力,CCSM4、Can CM4和MPI-ESM-LR模式存在一定预报能力,中国多数区域同号率都在60%以上,多模式平均结果表现更佳,年代际后报试验模式对气温强迫项具有潜在可预报性。通过FISM模型结合CMIP5不同场景历史试验辐射强迫和气温响应变化间的定量关系发现,气温强迫项是对外强迫影响的直接响应,试验明确了模拟气温记忆性的主要来源为外强迫的影响。自然强迫因子及其组合影响全球平均气温及其强迫项序列表现在短期时间尺度上,世纪尺度并无明显增暖或变冷趋势。从人为强迫因子试验结果来看,过去155年,全球平均气温强迫项增温与变冷趋势比值变化约1.1至1.6倍之间,但考虑模式模拟气候系统记忆性情况时,趋势比值增加到1.6至3倍左右。过去155年,中国平均气温强迫项增温与变冷趋势,比值约2倍左右,然而,中国平均气温响应人为强迫因子的影响,趋势比值约1.5至2.6倍左右,其不确定度范围变大。
马鹤翟[10]（2018）在《太阳活动对欧亚冬季大气环流和极端气温的影响》文中研究表明太阳活动是气候系统最重要的外强迫因子之一。然而,迄今为止,准11年周期太阳活动在北半球冬季年代际尺度气候变率中的作用仍不确定,亟待进一步深入探讨。因此,本文采用多源观测和再分析资料,利用多元线性回归等方法研究了准11年周期太阳活动对北半球尤其是北大西洋-欧亚地区冬季大气环流和地表气候的影响及可能机理。本文还利用7个CMIP5模式历史实验的结果,评估了模式对观测资料所揭示的冬季地表气候中太阳活动影响信号的模拟能力。得到的主要结论如下:（1）在1959-2012年的冬季（12-2月）,太阳活动的增强倾向于使欧亚中高纬地表气温显着升高。相应地,北半球海平面气压（SLP）的响应空间型类似于北大西洋涛动（NAO）的正位相。但太阳活动影响信号的环流中心比NAO的活动中心偏东,因此该环流异常对欧亚地表气温产生了重要影响。滞后响应分析表明,类似的环流和温度异常同样出现在太阳活动峰值之后1-3年,其中在滞后太阳活动约1-2年时达到最强。地表太阳活动影响信号主要来自于平流层环流异常的下传。秋末冬初由太阳UV辐射增强引起的平流层经向非均匀增暖导致了副热带平流层顶纬向平均纬向风的显着加强。纬向风异常进而通过波流相互作用逐渐向下传播到对流层,最终导致冬季出现类似NAO型的环流异常。此外,太阳活动所引起的环流异常对地表气温的影响是非均匀的,它改变了欧亚陆地与周边海域之间的热力差异,而海陆热力差异的变化对环流异常起到了正反馈作用,进而增强了大气环流中的太阳活动影响信号。（2）太阳活动同样对欧亚冬季极端气温的变率具有重要影响,但极端气温和季节平均气温的响应在空间型和机理上存在差异。太阳活动的增强使东欧-西伯利亚地区极端低温（高温）频率的显着减少（增加）,这主要是由平均气温升高所引起的温度概率密度分布整体移动造成的。尽管东亚地区冬季平均气温对太阳活动响应很弱,但太阳活动的增强可导致东亚冬季极端高低温频率之和显着减少。东亚极端气温的响应主要是由温度季节内均方差的减弱所引起的冬季温度概率密度分布形态的变化造成的。一方面,太阳活动所导致的欧亚非均匀增暖使得东亚经向温度梯度下降;另一方面,太阳活动的增强也引起了东亚地区大气瞬变波活动减弱。在二者共同作用下,东亚冬季气温的季节内变率显着减小,不利于极端气温事件的发生。（3）分析了北大西洋-欧洲地区太阳活动与冬季大气环流之间联系随时间变化的特征及其原因。较长时间序列的观测资料揭示出了与近几十年截然不同的太阳活动影响信号:类似NAO型的显着环流响应并未出现在太阳活动峰值年,而是出现在太阳活动峰值之后约3年,显着信号主要存在于亚速尔高压区（NAO的南部中心）。44年滑动的超前/滞后多元线性回归分析表明,冬季亚速尔高压对太阳活动的滞后响应较为稳定,在绝大多数时间段内均有体现,但显着信号倾向于出现在太阳活动周期幅度较大的时间段。分月份分析表明冬季亚速尔高压的稳定滞后响应主要体现在初冬月份（即12月和1月）,它反应的是上一个冬季存储在海洋中的太阳活动影响信号对大气的反馈。而2月份的太阳活动影响信号随时间变化较大,表现为同期和滞后响应的交替出现,其中近几十年太阳活动与冬季NAO的显着同期相关主要是受2月份环流的同期响应所主导。进一步分析表明,2月份太阳活动影响信号的变化可能受到NAO多年代际尺度背景的调制。（4）7个CMIP5模式的集合平均在一定程度上重现了亚速尔高压的滞后响应特征,尽管强度弱于观测。然而,观测中SLP响应的季节内变化未能被再现。模式的集合平均较好地重现了近几十年来（1959-2005年）太阳活动峰值年时类似于NAO正位相的环流异常,以及欧亚中高纬的显着增暖;这种环流和温度响应在太阳活动峰值年后仍然存在,且在滞后太阳活动约2年时达到最强。但模式未能再现太阳活动影响信号的不稳定特征。此外,模式中的臭氧强迫方式对太阳活动影响信号的模拟有着不可忽略的影响:采用观测臭氧变化强迫的模式未能模拟出类-NAO型的滞后响应;而耦合了化学模块的模式（臭氧自由演算）则较好地重现了类-NAO型的滞后响应。
二、近百年全球平均气温年际变率中的QBO长期变化特征（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、近百年全球平均气温年际变率中的QBO长期变化特征（论文提纲范文）
（1）北极平流层极涡偏移对对流层内北极涛动的影响（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 平流层研究意义 |
| 1.2 北极平流层极涡研究意义 |
| 1.3 北极平流层极涡位置对对流层天气的影响 |
| 1.4 北极涛动的天气气候意义 |
| 1.5 论文的主要研究内容 |
| 第二章 数据和方法 |
| 2.1 数据 |
| 2.2 方法 |
| 第三章 平流层极涡偏移对对流层内AO事件的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 平流层极涡偏向欧亚大陆后AO事件异常特征 |
| 3.3 行星波动在平流层极涡偏移中的作用 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 北极平流层极涡位置的年代际变化及其与北极涛动北太平洋活动中心强度的关系 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 北极涛动北太平洋活动中心强度的年代际变化特征 |
| 4.3 造成北极涛动北太平洋活动中心强度年代际变化的原因 |
| 4.4 东太平洋波列在北太平洋中心强度年代际变化中的作用 |
| 4.5 本章小结与讨论 |
| 第五章 CMIP5 模式对未来情景北极涛动变化的预估及其与北极平流层极涡位置的关系 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 未来情景下北极涛动强度与活动中心的可能变化趋势 |
| 5.3 平流层极涡位置在北极涛动活动中心强度未来可能变化中所起到的作用 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 总结与讨论 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 论文的主要创新点 |
| 6.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（2）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 |
（3）南京信息工程大学气候与气候变化研究进展回顾（论文提纲范文）
| 1 南信大气候学科的发展历程及其研究概述 |
| 2 辐射气候学 |
| 2.1 地表辐射平衡和热量平衡气候计算方法 |
| 2.2 山区辐射场数值计算方法 |
| 2.2.1 坡地辐射计算问题 |
| 2.2.2 坡面散射辐射的各向异性问题 |
| 2.2.3 起伏山区辐射场的数值计算 |
| 2.3 青藏高原地表辐射和热量平衡 |
| 2.3.1 青藏高原地表辐射热平衡基本状况 |
| 2.3.2 青藏高原地表热源研究 |
| 2.4 地-气系统和大气辐射气候 |
| 3 气候要素精细化分析 |
| 3.1 气候要素分布式模拟 |
| 3.1.1 气候要素分布式模型 |
| 3.1.2 多源数据融合 |
| 3.1.3 参数优化与误差控制 |
| 3.2 精细化气候应用及服务 |
| 3.2.1 气候资源开发利用及其精细化服务 |
| 4 气候诊断与统计建模 |
| 4.1 气候资料的质量控制及其插补重建 |
| 4.2 气候多元统计诊断与预测 |
| 4.2.1 诊断分析理论和方法 |
| 4.2.2 ENSO的短期气候预测 |
| 4.3 概率分布模型及统计模拟 |
| 5 中国气候和极端天气气候变化 |
| 5.1 近百年区域气候的时空变化 |
| 5.2 中国极端天气气候变化特征 |
| 5.3 气候变化的影响及其评估 |
| 6 气候变化的模拟与预估 |
| 6.1 气候变化的模拟评估 |
| 6.2 统计和动力降尺度 |
| 6.3 气候变化的预估及其不确定性 |
| 7 结语 |
（4）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 |
（5）全球增温趋缓的可能成因与预估（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.3 拟解决的科学问题与章节安排 |
| 第2章 数据与分析方法 |
| 2.1 观测数据 |
| 2.2 CMIP模式数据 |
| 2.3 温室气体等效CO_2浓度序列及其计算方法 |
| 第3章 全球及区域温度变化的观测事实及CMIP模拟结果分析 |
| 3.1 工业革命以来全球温度变化的观测分析 |
| 3.2 CMIP5、CMIP6 模式对全球气温变化的模拟 |
| 3.3 CMIP5、CMIP6 模式对CO_2 变化敏感性的分析 |
| 3.4 小结 |
| 第4章 20世纪全球温度变化与温室气体等效CO_2的关系 |
| 4.1 CMIP模式模拟的全球平均气温与温室气体等效CO_2 的关系 |
| 4.2 全球观测的平均温度随温室气体等效CO_2的变化特征 |
| 4.3 20世纪不同区域温度对CO_2e变化的响应强度 |
| 4.4 小结 |
| 第5章 海洋年代际变化对全球及区域增温趋势变化的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 海洋年代际变化主要模态 |
| 5.3 海洋年代际变化及温室气体对全球温度变化影响的相对贡献 |
| 5.4 海洋年代际变化及温室气体对区域温度变化的影响 |
| 5.5 小结 |
| 第6章 21世纪全球增温趋缓发生的可能性研究 |
| 6.1 在高浓度温室气体背景下CMIP模式模拟的气温变化与CO_2 的关系 |
| 6.2 不同情景下温室气体等效CO_2浓度的变化 |
| 6.3 不同情景下温室气体等效CO_2强迫引起的全球温度变化推算 |
| 6.4 全球温度的自然变化估算 |
| 6.5 基于观测数据推算未来排放情景下21世纪全球增温趋缓的持续时间 |
| 6.6 南北半球及区域增温减缓的持续时间 |
| 6.7 小结 |
| 第7章 总结与展望 |
| 7.1 总结 |
| 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 |
（6）热带海温异常梯度结构和演变特征及对大气的影响研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 国内外研究进展回顾 |
| 1.2.1 热带区域性海温变率主要模态及其气候影响 |
| 1.2.2 最强年际变率ENSO的海温特征及其气候影响的多样性 |
| 1.2.3 热带不同海盆海温变率间的的相互作用 |
| 1.3 问题的提出和研究内容 |
| 1.4 论文章节安排 |
| 1.5 本文的创新之处 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 数据资料 |
| 2.1.1 海表温度资料 |
| 2.1.2 大气环流资料 |
| 2.1.3 海温指数资料 |
| 2.1.4 降水资料 |
| 2.2 主要分析方法 |
| 2.2.1 统计方法 |
| 2.2.2 大气环流三型分解下的Walker环流垂直速度 |
| 第三章 冬季全球海表温度异常变率主要时空特征 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 全球海表温度气候特征及年际变率 |
| 3.3 基于聚类分析的全球典型海区冬季海温变率分类 |
| 3.3.1 冬季海温指数系统聚类 |
| 3.3.2 指数聚类结果及目标类别敏感性分析 |
| 3.3.3 冬季海温指数时间序列聚类特征 |
| 3.3.4 各类指数所代表的海温异常特征 |
| 3.4 冬季海温变率分类各类型总体特征分析 |
| 3.5 讨论和小结 |
| 第四章 冬季热带太平洋SSTA纬向梯度结构与Walker环流的关系 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 冬季热带太平洋SSTA纬向梯度结构 |
| 4.2.1 冬季热带太平洋SSTA纬偏场及其意义 |
| 4.2.2 冬季热带太平洋SSTA纬向梯度结构主要模态 |
| 4.3 冬季热带太平洋地区Walker环流异常纬向结构 |
| 4.3.1 大气环流三型环流分解中的Walker环流垂直速度分量提取 |
| 4.3.2 冬季热带太平洋Walker环流异常纬向结构主要模态 |
| 4.4 冬季热带太平洋SSTA纬偏场与Walker环流异常主模态间联系 |
| 4.4.1 两者主模态间的时空特征关系 |
| 4.4.2 冬季热带太平洋SSTA纬偏场与Walker环流异常的SVD分析 |
| 4.5 讨论和小结 |
| 第五章 冬季热带太平洋SSTA梯度结构不同配置对同期大气环流异常的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 冬季热带太平洋SSTA空间形态多样性的划分 |
| 5.2.1 基于纬向SSTA梯度结构分量不同配置的SSTA形态划分 |
| 5.2.2 纬向SSTA梯度结构份量不同配置形态下的海温异常特征 |
| 5.3 不同纬向SSTA梯度分量配置型与同期气候异常的关系 |
| 5.3.1 热带对流活动异常对梯度结构配置型的响应 |
| 5.3.2 海平面气压异常对梯度结构配置型的响应 |
| 5.3.3 高、低层风场对梯度结构配置型的响应 |
| 5.3.4 位势高度场异常对梯度结构配置型的响应的立体结构 |
| 5.4 冬季热带太平洋纬向SSTA结构主模态及配置型的年代际变化 |
| 5.5 讨论和小结 |
| 第六章 泛热带SSTA结构“秋-冬-春”演变模态及与夏季大气环流异常的联系 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 泛热带SSTA结构的“秋-冬-春”连续演变模态 |
| 6.2.1 准年际连续演变模态的提取 |
| 6.2.2 连续演变模态的空间结构和演变特征 |
| 6.3 泛热带SSTA演变模态在不同海区的演变伴随性验证 |
| 6.3.1 各演变模典型年SSTA场合成分析 |
| 6.3.2 基于非正交投影法的多海区演变伴随性验证 |
| 6.4 泛热带SSTA演变模态对夏季大气环流异常的预测意义 |
| 6.4.1 各演变模态与夏季高度场异常空间形态的关系 |
| 6.4.2 多海区演变模型与时空孤立模型回归夏季环流异常效果对比 |
| 6.4.3 泛热带演变模态对夏季关键环流系统的指示意义 |
| 6.5 总结与讨论 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 一、发表论文 |
| 二、参加课题 |
| 致谢 |
（7）秦岭地区气候多尺度变化及其与NDVI的关系研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 气候变化多尺度分析研究 |
| 1.2.2 植被覆盖多尺度分析研究 |
| 1.2.3 秦岭气候变化及植被覆盖研究 |
| 1.3 亟待解决的问题 |
| 1.4 研究内容与技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 第二章 研究区概况与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 秦岭地理概况 |
| 2.1.2 秦岭地形地貌 |
| 2.1.3 秦岭水文特征 |
| 2.1.4 秦岭植被状 |
| 2.2 资料来源与处理 |
| 2.2.1 器测阶段气象数据来源 |
| 2.2.2 重建阶段气象数据 |
| 2.2.3 太白山NDVI数据 |
| 2.2.4 气候指数数据 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 线性倾向率法 |
| 2.3.2 Mann-Kendall检验法 |
| 2.3.3 累积距平 |
| 2.3.4 集合经验模态分解法与瞬时速率 |
| 2.3.5 时变本征相关分析 |
| 2.3.6 小波变换分析与功率谱分析 |
| 2.3.7 交叉小波变换 |
| 第三章 近60年秦岭气温降水多尺度时空变化 |
| 3.1 秦岭气温的时空变化 |
| 3.1.1 秦岭气温年际变化趋势分析 |
| 3.1.2 年际气温的突变分析 |
| 3.1.3 气温的多尺度变化 |
| 3.1.4 气温对气候指数的多尺度响应 |
| 3.1.5 气温多尺度变化的空间分布 |
| 3.2 秦岭降水的时空变化 |
| 3.2.1 秦岭降水年际变化趋势分析 |
| 3.2.2 年际降水的突变分析 |
| 3.2.3 降水的多尺度变化 |
| 3.2.4 降水对气候指数的多尺度响应 |
| 3.2.5 降水多尺度变化的空间分布 |
| 第四章 近179年秦岭初春气温多尺度特征 |
| 4.1 气温变化趋势特征 |
| 4.2 气温的多尺度变化 |
| 4.3 气温的多尺度重构 |
| 4.4 秦岭初春气温对气候指数的多尺度响应 |
| 第五章 近172年太白山地区7月NDVI多尺度变化 |
| 5.1 NDVI的多尺度变化 |
| 5.1.1 NDVI趋势特征 |
| 5.1.2 NDVI周期变化 |
| 5.1.3 NDVI周期重构 |
| 5.2 NDVI对气温、降水的多尺度响应 |
| 5.3 NDVI对其他气候因子的响应 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间取得的学术成果 |
| 致谢 |
（8）海表温度年际和年代际主模态对全球气温的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 全球气温变率及其时空分布特征 |
| 1.2.2 海洋在气候系统中的作用以及主要的海温模态 |
| 1.2.3 海表温度主模态对全球气温的影响 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 论文研究内容及章节安排 |
| 第二章 资料、方法和模式 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 相关指数和ENSO事件的定义 |
| 2.2.1 GMST和全球增暖速率 |
| 2.2.2 AMO和 IPO指数 |
| 2.2.3 ENSO事件的定义和分类 |
| 2.3 统计方法 |
| 2.4 数值模式 |
| 2.4.1 海气耦合模式 |
| 2.4.2 大气环流模式 |
| 2.4.3 CMIP5 模式 |
| 2.4.4 AMIP试验 |
| 第三章 海表温度年代际主模态对全球气温的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 观测中AMO、IPO与全球增暖速率的关系 |
| 3.3 气候模式中AMO、IPO与全球增暖速率的关系 |
| 3.3.1 CMIP5 模式验证 |
| 3.3.2 海气耦合模式验证 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 海表温度年代际主模态对北极气温的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 AMO、IPO与格陵兰岛附近地区气温的关系 |
| 4.3 IPO与格陵兰岛地区冬季气温年代际变率关系变化的可能原因 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 太平洋海表温度年际主模态对全球气温的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 两类ENSO对北半球冬季中高纬地区气温的影响 |
| 5.3 物理机制分析 |
| 5.4 AMIP模式验证 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 太平洋海表温度年际主模态对北极气温的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 北极气温对两类ENSO的不同响应 |
| 6.3 物理机制分析 |
| 6.3.1 大尺度遥相关型和局地大气环流 |
| 6.3.2 可能的局地水汽-云-辐射反馈 |
| 6.4 大气环流模式验证 |
| 6.5 本章小结 |
| 第七章 总结和展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 特色和创新点 |
| 7.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 科研工作经历 |
| 教育经历 |
| 学术成果 |
| 参与科研项目 |
| 参与学术会议 |
| 致谢 |
（9）气候系统记忆性特征和外强迫对中国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 研究目的及意义 |
| 1.2 气候系统可预报性来源 |
| 1.2.1 气候系统对外强迫的响应 |
| 1.2.2 气候系统自然变率的影响 |
| 1.2.3 气候系统的记忆性特征 |
| 1.3 评估气候模式模拟能力和矫正气候重建资料 |
| 1.3.1 模拟气候变率的记忆性特征 |
| 1.3.2 气候重建降水资料的记忆性特征 |
| 1.4 气候系统记忆性特征的来源及物理意义 |
| 1.4.1 分数阶积分统计模型的发展 |
| 1.4.2 记忆性特征的来源和物理意义 |
| 1.5 主要研究内容 |
| 1.5.1 问题的提出 |
| 1.5.2 研究内容 |
| 1.6 研究技术路线 |
| 第二章 研究方法和资料 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 去趋势涨落分析(DFA)方法 |
| 2.2.2 傅里叶滤波(FFM)方法 |
| 2.2.3 分数阶积分统计模型(FISM) |
| 2.3 研究资料 |
| 2.3.1 气温和降水资料 |
| 2.3.1.1 站点观测资料 |
| 2.3.1.2 格点观测资料 |
| 2.3.1.3 气温再分析资料 |
| 2.3.1.4 全球降水气候计划资料集 |
| 2.3.2 中国过去530 年高分辨率年值重建降水资料 |
| 2.3.3 第五次耦合模式比较计划(CMIP5)数据 |
| 2.3.3.1 年代际后报试验数据 |
| 2.3.3.2 不同外强迫场景历史试验数据 |
| 第三章 气候系统中长期记忆性特征的诊断 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 气温序列长期记忆性特征的诊断 |
| 3.2.1 中国站点气温长期记忆性特征 |
| 3.2.2 中国区域气温长期记忆性特征 |
| 3.2.3 全球近表面气温长期记忆性特征 |
| 3.3 降水序列长期记忆性特征的诊断 |
| 3.3.1 中国站点降水长期记忆性特征 |
| 3.3.2 中国区域降水长期记忆性特征 |
| 3.3.3 全球降水长期记忆性特征 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 气候系统中记忆性特征的应用一:近五百年中国重建降水记忆性特征的订正 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 重建降水资料记忆性差异来源的分析 |
| 4.3 订正前后降水资料时空特征的变化 |
| 4.4 中国西部区域平均降水序列记忆性高估来源 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 气候系统中记忆性特征的应用二:年代际后报试验气候模式模拟能力的评估 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 CMIP5 年代际后报试验中国区域气温记忆性模拟能力的评估 |
| 5.3 CMIP5 年代际后报试验中国区域气温强迫项模拟能力的评估 |
| 5.4 模拟记忆性或强迫项较参考量存在差异时的数值试验 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 外强迫影响气温记忆性特征及其对气温变化趋势的贡献 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 全球平均气温记忆性特征的来源及其对气温变化趋势的贡献 |
| 6.3 中国平均气温记忆性特征的来源及其对气温变化趋势的贡献 |
| 6.4 全球和中国气温响应人为强迫因子影响的预估能力 |
| 6.5 本章小结 |
| 第七章 结论和展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 论文特色与创新 |
| 7.3 存在的不足和展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（10）太阳活动对欧亚冬季大气环流和极端气温的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 太阳活动的气候效应研究 |
| 1.3 存在问题和本文研究内容 |
| 1.4 论文章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 第三章 太阳活动对欧亚冬季大气环流和平均气温的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料方法简介 |
| 3.3 欧亚冬季地表太阳活动影响信号 |
| 3.4 对流层中上层的太阳活动影响信号 |
| 3.5 可能机制 |
| 3.6 本章小结和讨论 |
| 第四章 太阳活动对欧亚冬季极端气温的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 资料方法简介 |
| 4.3 太阳活动对欧亚冬季极端气温的影响 |
| 4.4 均值和概率密度分布形态对极端气温响应的贡献 |
| 4.5 太阳活动影响东亚冬季温度均方差的可能物理机制 |
| 4.6 本章小结与讨论 |
| 第五章 太阳活动与大西洋-欧亚地区大气环流联系的不稳定特征及其成因 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 资料方法简介 |
| 5.3 1851-2016年冬季北大西洋-欧洲地区的太阳活动影响信号 |
| 5.4 太阳活动影响信号随时间的变化 |
| 5.5 近几十年冬季同期环流响应可能成因的讨论 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 CMIP5模式对欧亚冬季大气环流中太阳活动影响信号的模拟能力评估 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 资料方法 |
| 6.3 多模式集合平均的太阳活动影响信号 |
| 6.4 耦合化学模块对地表太阳活动影响信号模拟的影响 |
| 6.5 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 本文主要结论 |
| 7.2 本文的可能创新点 |
| 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. 参加项目和会议情况 |
| 致谢 |
四、近百年全球平均气温年际变率中的QBO长期变化特征（论文参考文献）
- [1]北极平流层极涡偏移对对流层内北极涛动的影响[D]. 鲁永嘉. 兰州大学, 2021(09)
- [2]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
- [3]南京信息工程大学气候与气候变化研究进展回顾[J]. 江志红,翁笃鸣,屠其璞,缪启龙,吴息,余锦华. 大气科学学报, 2020(05)
- [4]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)
- [5]全球增温趋缓的可能成因与预估[D]. 高峰. 中国气象科学研究院, 2020(03)
- [6]热带海温异常梯度结构和演变特征及对大气的影响研究[D]. 赵玉衡. 兰州大学, 2020(10)
- [7]秦岭地区气候多尺度变化及其与NDVI的关系研究[D]. 张辰华. 西北大学, 2020(02)
- [8]海表温度年际和年代际主模态对全球气温的影响[D]. 李智玉. 南京信息工程大学, 2020
- [9]气候系统记忆性特征和外强迫对中国气候变化的影响研究[D]. 熊飞麟. 南京信息工程大学, 2019(01)
- [10]太阳活动对欧亚冬季大气环流和极端气温的影响[D]. 马鹤翟. 南京信息工程大学, 2018(01)