一、东亚季风指数的定义及其与中国气候的关系（论文文献综述）
汪颖钊[1]（2021）在《鄂西地区大气降水稳定同位素的时空演化：对古气候和古高程重建的启示》文中指出大气降水中的氢（δD）、氧(δ18O)稳定同位素广泛存在于水体中,且对气候环境变化响应灵敏。因此,对大气降水稳定同位素的研究可以为理解全球的气候演化过程提供依据。由于大气降水稳定同位素信号可被地质载体（如冰芯、深海沉积物、黄土、树轮、湖泊沉积物、洞穴石笋等）所记录,所以被广泛应用于古气候古环境变化和高原古高程重建等领域。稳定同位素的时间变化常用来反映气候的演化。以洞穴石笋为例,中国东部季风区石笋氧同位素记录了亚洲季风的变化过程,但是在亚洲季风系统内,不同的子系统对δ18O的影响是否一致,以及在不同的时间尺度上季风和石笋δ18O的关系是否稳定仍不清楚。稳定同位素的垂向空间变化（高程效应）常用来定量重建古高程。但在现有的研究中,利用不同方法重建的古海拔高度有所差别。对现代大气降水稳定同位素时空演化规律的研究,是窥见地质时期同位素气候学与同位素古高程学的窗口。但目前,对于东亚季风区中低海拔地区大气降水稳定同位素在季节和年际时间尺度上的变化与亚洲季风关系的研究并未建立定量的校验,而对该地区不同时间尺度上大气降水同位素高程变化规律和响应因素知之甚少。本论文以鄂西地区不同高程的大气降水稳定同位素为研究对象,着眼于现代大气降水氢、氧同位素组成在时间和垂向空间（高程）上的变化特征,通过现代气象观测资料,详细讨论了季节和年际尺度上,大气降水稳定同位素时间序列所代表的气候意义及鄂西地区降水稳定同位素高程效应的变化规律;同时,结合了石笋氧同位素组成和稳定同位素高程计的研究,为稳定同位素在古气候解译和古高程重建工作中的应用提出了新的认识。论文取得的主要结论可概括如下:1.鄂西地区大气降水稳定同位素的时间序列主要反映北半球热带季风的变化。以监测时间最长的HS站点为代表,调查了研究区大气降水δD和δ18O与当地气温、降水量、不同季风指数的相关关系。研究结果表明,当地气候变化并非影响稳定同位素组成的主要因素,大尺度环流对降水稳定同位素的影响更大。在季节尺度上,大气降水δD、δ18O呈“反温度效应”,r分别为-0.41和-0.47;其与降雨量之间有弱的负相关关系,r均为-0.42;δ18O与包括东亚季风、印度季风和西北太平洋季风在内的9个季风指数之间具有良好的相关性,但以印度季风指数（MHI、SASSI、SAWSI、WYI）的相关性均较高（r分别为-0.46、-0.59、-0.52、-0.54）,和西北太平洋季风指数（WNPM,r=-0.60）响应最为灵敏,主要原因是上游地区的环流过程控制了东亚的降水稳定同位素组成。在年际尺度上,δ18O与地气象因子之间无相关关系,且与以纬向风定义的印度季风指数（SAWAI、WYI）和西北太平洋季风指数（WNPM）最为相关（r分别为-0.83、-0.96和-0.86）,且受到厄尔尼诺‐南方涛动（ENSO）的调控（r=0.89）。当El Ni（?）o发生时,西太平洋对流活动减弱,云顶效应减弱,导致降水中的δ18O增大;在水汽传输路径上,由El Ni（?）o引起的西北太平洋季风和印度季风强度减弱,导致上游雨出效应减弱,从而令东亚地区的降水同位素值偏正。将季节和年际变化分别与轨道和亚轨道时间尺度进行类比,中国东部季风区石笋δ18O记录的并非局地气候或东亚季风强度的信号,其主要受上游过程影响,反映了北半球热带季风的变化。对于长时间尺度的石笋氧同位素记录而言,δ18O同时受到外部强迫和内部变率的影响,轨道尺度上以太阳辐射为主,亚轨道尺度则受海气耦合控制。2.鄂西地区大气降水稳定同位素在垂直空间上的变化不恒定。利用鄂西地区的高程差异,在海拔3000m内设立了13个大气降水稳定同位素观测站,进行月分辨率的、连续的大气降水稳定同位素监测,考察不同时间尺度上高程变化对大气降水氧同位素组成的影响。研究结果表明,鄂西地区大气降水δ18O随高程的平均递减率为-0.17±0.05‰/100m,δD为-1.20±0.35‰/100m,与全球大部分地区观测的降水稳定同位素高程递减率相符合。δ18O与高程的关系具有明显的季节特征,但相关关系并不稳定（r变化范围为:-0.97～0.79）,且同位素随高程递减率也并不恒定（k变化范围为:-0.09～-0.25）。究其原因,多驱动导致了同位素高程效应的多样性,其中温度是控制同位素与高程关系的主要因素,而降雨量、二次蒸发作用同样对高程效应发挥了作用,增加了该效应的复杂性。而在年际尺度上,鄂西地区降水稳定同位素的高程效应显着（r>-0.89,p<0.01）,且依然被温度主控。同时,季风环流的年际变化也影响同位素的高程效应,例如El Ni（?）o衰退年,区域降水增多、暴雨极端事件增加、降雨的不均匀性增强,会干扰稳定同位素随高程的变化,使得δD、δ18O随高程的变化梯度偏小。观测结果对古气候和古高程重建具有重要的启示。例如,在古气候重建时,若能剔除不同记录之间由高程效应所造成的δ18O值,则能更准确地提取出地域气候差异信号;而在使用稳定同位素古高程计时,应充分考虑其使用条件,如中、高海拔的限制,干旱或湿润气候的限制,以及现代季风环流背景等因素,我们需要考虑在不同的气候状况下采用不同的梯度值,这样才能提高高程重建的准确度。
朱信国,严蜜,宁亮,刘健[2]（2021）在《过去千年3个特征时期东亚冬夏季风关系的模拟研究》文中进行了进一步梳理使用美国大气研究中心开展的过去千年集合模拟试验（Community Earth System Model-Last Millennium Ensemble,简称CESM-LME）数据,对过去千年（公元850～2005年） 3个重要的特征时期——中世纪气候异常期、小冰期和现代暖期的东亚冬、夏季风关系,尤其是年代-多年代尺度上的关系进行了对比研究。结果表明:在年代和多年代尺度上,由自然外强迫主导的中世纪气候异常期和小冰期及人类活动主导的现代暖期,东亚冬、夏季风均呈负位相变化形势,但影响二者关系的机制在3个时期并不相同。研究发现,太平洋年代际振荡（Pacific Decadal Oscillation,简称PDO）可能是造成前两个特征时期东亚冬、夏季风反位相变化的主要原因,大西洋多年代际振荡（Atlantic Multidecadal Oscillation,简称AMO）的作用相对较小。现代暖期AMO的作用有所加强,与PDO的作用相当,同时夏季风环流对PDO和AMO的响应较前两个时期强,且响应特征有所不同,这可能与人类活动有较大关系。另外在人类活动作用下,季风指数的定义方法可能会对季风关系的研究结果产生影响,这是未来预估研究中需要留意的地方。
陈婕[3]（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》文中研究说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。
张曦月[4]（2020）在《西南地区不同植被类型对气候变化及季风系统的响应》文中研究指明我国的西南地区地形复杂,生态系统脆弱,同时地处季风交汇区,植被生长受到气候及季风变化的复杂影响。本文基于CN05格点化气候数据集（1961～2016年）、NCEP/NCAR再分析风场数据（1948～2018年）、植被NDVI数据（1982～2015年）,Land Cover植被分类数据,借助相关分析、突变分析、T检验等方法,确定西南地区的气候变化典型区,讨论不同植被类型对气候及季风变化的响应特征及差异。结果表明:（1）1961～2016年间,西南地区气温增幅0.24℃/10a,1990年代出现温度突变,2000年代达到温度增速最大值;水分整体呈波动变化,年际变化趋势不显着,1990年代的降水量和降水日数处于相对较高水平;在空间上,根据气温和降水的年际变化特征将西南地区划分为1个显着升温区（H-T）、1个湿热化区（W-H）、1个极湿暖化区（EW-W）、2个干暖化区（D-W-Ⅰ/Ⅱ）和2个不显着变化区（N-C-Ⅰ/Ⅱ）。（2）1982～2015年间,东亚夏季风和高原夏季风变化不显着,南亚夏季风存在0.66/10a的减弱趋势;从较长的时间段（1948～2018）来看,东亚夏季风、南亚夏季风和高原夏季风分别存在-0.36/10a、-0.27/10a和0.18/10a的变化趋势,分别在1976、1990和1970年出现突变。（3）1982～2015年间,阔叶林、混交林、常绿季雨林的植被年平均NDVI和最大NDVI存在0.005～0.015/10a的增长趋势,常绿季雨林夏季NDVI以0.012/10a幅度增长;从植被的年际变化特征来看,植被平均NDVI和最大NDVI与温度变量的相关关系要强于植被与水分变量的相关关系,夏季混交林与气候因子的相关及滞后相关关系最强,其次为草地和阔叶林,常绿季雨林与表征温度和水分变化的变量无显着相关关系。（4）在研究区西部,高原夏季风与植被显着正相关,混交林与高原季风的相关关系更强,草地在强/弱季风年间表现的差异最明显,阔叶林与高原季风的关系最弱;在研究区西部,植被主要受南亚季风影响,105°E以西（东）地区的植被与南亚季风呈显着正（负）相关,植被对季风的响应由强至弱依次为常绿季雨林、阔叶林、草地和混交林。
李燕燕[5]（2020）在《青藏高原旱、雪灾特征及其与大气环流的关联性探究》文中认为气候变化对自然和社会系统的影响是最强、最全面的。自1950年以来,全球范围内极端天气和气象灾害事件的发生呈现增长趋势,表现尤为突出的是旱涝灾害和雪灾。青藏高原被称为中国气候变化的“启动区”和全球气候变化的“驱动机与放大器”,其由于地形特征及地表物理特性复杂,极易受到外界因素的扰动,微小气候要素的变化都会引起整体格局的剧烈变化,故具有高度敏感性和脆弱性的特征。近年来,随着全球气候的变化,青藏高原这一敏感体在对其响应方面表现较为突出,其中以旱灾、雪灾和洪涝灾害为主要表现,并且旱、雪灾严重威胁到高原上农牧业的可持续发展。而灾害的发生与大气环流的异常具有十分密切的联系,青藏高原范围内大气环流系统复杂且多样,受多种大气环流系统的综合影响,主要有西风、东亚季风、南亚季风和高原季风等。本文以青藏高原6省（区）中的213个县为研究对象,利用旱灾和雪灾的灾害记录资料,分析青藏高原旱灾和雪灾的时空特征,并探究年内同时发生旱灾和雪灾的关联性,结合大气环流指数利用相关性分析法,探讨影响旱、雪灾与大气环流的关联性,从而明确青藏高原发生旱、雪灾时的环流背景。得出以下结论:（1）青藏高原一年四季均有旱、雪灾的发生,春季是旱灾和雪灾的高发季节。旱灾主要集中在春季和夏季发生,且增长速率也较快,其发生县次分别占总旱灾县次的42.94%、41.76%,其增长分别为11.91县次/10a、9.43县次/10a;雪灾主要集中在春季和冬季发生,其发生县次分别占总雪灾县次的42.11%、41.18%,其增长速率分别为8.32县次/10a、10.26县次/10a。旱、雪灾总发生县次均以超过20县次/10a的增长速度在迅速增长。（2）1950-2016年青藏高原所有县域均有旱灾和雪灾的发生记录,其重现期的长短在空间上呈现差异性。根据旱、雪灾重现周期的空间分布可知,旱灾主要集中发生在青藏高原周边地区,与人类活动密切相关;雪灾主要集中青海南部高原和西藏的西南部地区。此外,高原上部分地区易出现春夏连旱和冬春连续雪灾的灾害现象。（3）由于降水季节分配的不均衡性,一年内同一地区会同时经历旱灾和雪灾。1950-2016年间青藏高原上年内同时发生旱灾和雪灾的总县次达2580余县次,其年际变化呈现波动上升趋势,增长速率为18.4县次/10a,年内同时发生两种灾害的县域越来越多,以春旱-冬雪和夏旱-冬雪的组合居多。旱、雪灾年内同时发生的县域在空间上呈现聚合分布的形态,主要集中在青南高原、羌塘高原、藏北高原和藏南谷地以及横断山区和河湟谷地等,说明这些地区年内降水分配极不均匀。（4）青藏高原旱、雪灾的发生与大气环流之间存在显着的相关关系假设成立。青藏高原旱、雪灾的发生受到多种大气环流形势的综合影响,其影响呈现季节和区域差异性。高原季风作为相对独立的环流形势,对高原气候产生重要影响,冬季高原季风与冬雪、次年春雪以及次年春旱之间存在显着的正相关关系,而夏季高原季风与春旱、夏旱、春雪发生县次之间存在负相关关系,但是均未通过显着性检验。（5）青藏高原北部地区,常年受西风的影响,当西风强时该区域易发生旱灾,尤其是春旱和夏旱。春季时,高原东北部会受前一年冬季西风、东亚冬季风、本年东亚夏季风的综合影响,当冬季区域西风强时、东亚冬季风弱时易发生雪灾,或当东亚冬季风和夏季风弱时该地区也会发生雪灾;夏季时,该地区受东亚夏季风的影响,当其季风弱时,易发生旱灾。在高原南部地区,当南亚夏季风弱时,春季和夏季易发生旱灾,当冬季西风强时该地区春季易发生雪灾。
叶茂[6]（2019）在《基于多个季风指数与CMIP5模式评估的东亚夏季风主模态的再认识》文中研究说明利用1979-2016年ERA-Interim、NCEP和JRA-55再分析资料计算了25个常用的东亚夏季风指数,通过经验正交函数（EOF）分解等方法对其进行分类,在此基础上分析了两类典型的季风指数与东亚夏季风主模态的联系;在此基础上,通过多种统计方法探讨东亚夏季风主模态对应的降水、环流异常特征和可能的热力驱动因子。最后,利用第5次耦合模式比较计划（CMIP5）提供的31个全球气候模式的历史模拟试验数据,评估了模式对1979-2005年间东亚夏季风主模态空间分布、时间变率及其热力驱动因子的模拟能力。结果表明:（1）现有的东亚夏季风指数大致可以分为两类,分别记为IEASMI1、IEASMI2,三套再分析资料描写的指数特征具有很好的一致性,其物理本质是反映了东亚夏季风异常活动的主模态特征:IEASMI1反映了东亚夏季风异常活动的年际模态,具有2-3年的周期变化;而IEASMI2反映了东亚夏季风异常活动的年代际模态,呈现出约12年的强弱交替变化。（2）IEASMI1与低纬环流异常紧密联系,与EAP遥相关型显着相关,对应着我国东部夏季降水的经向三极型分布。IEASMI1揭示了东亚夏季风年际模态与热带海温异常的紧密联系,前期冬季ENSO型海温异常分布可以对东亚夏季气候产生滞后作用,同期夏季热带印度洋和热带北大西洋的海温异常也可以影响东亚夏季风的年际模态。（3）IEASMI2与中高纬环流异常紧密联系,与EU遥相关型显着相关,对应着我国东部夏季降水的经向偶极型分布。IEASMI2不仅揭示了海温异常的重要作用,还揭示了欧亚大陆中高纬热力状况的改变对东亚夏季风年代际模态的显着影响。（4）CMIP5模式基本能模拟东亚夏季风主模态的空间分布特征,但普遍缺乏对主模态时间变率的模拟能力。对东亚夏季风年际模态的时空特征模拟能力最强的5个模式为INMCM4、GFDL-ESM2M、BNU-ESM、MPI-ESM-MR、ACCESS1-3;而对年代际模态的时空特征模拟效果最好的5个模式为Had GEM2-AO、GFDL-ESM2G、ACCESS1-0、INMCM4、GFDL-ESM2M,且模式整体对年际模态的模拟能力高于对年代际模态的模拟。分别对年际模态、年代际模态模拟最优的5个模式进行等权重集合平均,记为MM1、MME2,其模拟技巧评分高于所有单个模式,这充分说明了对模式进行评估并择优集合平均的重要性和优越性。（5）CMIP5模式对东亚夏季风主模态与下垫面热力异常关系的模拟能力还有待提升,整体看来,模式对东亚夏季风年际模态的热力驱动因子的模拟效果优于年代际模态。大致有10个模式能模拟出夏季从热带印度洋至菲律宾海盆附近的海温异常对东亚夏季风年际模态的影响,但关键区相应于观测整体向东偏移,而仅有4个模式再现了热带大西洋的海温负异常。有6个模式能够模拟出贝加尔湖地区的热力异常对东亚夏季风年代际模态的影响,但对强度和范围有所低估。利用MME1和MME2并未显着提升模式对季风主模态热力驱动因子的模拟能力。
彭思敏,李育,李依婵[7]（2019）在《全球季风区的定义与变化及其影响因素》文中研究说明从全球尺度对季风进行研究,以标准化风场季节变率（δ）和季风降水指数（MPI）这2种主要的全球季风定义方法为基础,计算出1964—2013年全球季风区平均分布,讨论了这2种结果的差异,并根据2种定义计算了全球季风指数和季风区面积时间序列,分析季风强度和季风面积的变化及相互关系。同时利用Ni■o-3.4 SST（Sea Surface Temperature）指数、南方涛动指数、太阳黑子指数以及海冰数据,使用相关分析、场分析等方法,初步探讨全球季风变化的影响因素。结果表明:（1）标准化风场季节变率定义下的季风区包含了全球大部分的季风区,主要有热带季风区、副热带季风区和温寒带季风区。季风降水定义的季风区基本覆盖了典型季风区,主要分布在热带和副热带地区;（2）在全球尺度上,季风强度和季风面积具有显着年际变化特征,且在1978—2013年间,全球季风强度呈减弱趋势,全球季风面积趋势则相反;（3）全球季风强度变化与Ni■o-3.4 SST指数和太阳黑子指数以及喀拉海、巴伦支海海域的海冰密集程度存在正向变化关系,与格陵兰海、楚科奇海海域的海冰密集程度呈负向变化关系。
桓玉,李跃清[8]（2018）在《夏季东亚季风和南亚季风协同作用与我国南方夏季降水异常的关系》文中研究说明利用1979-2014年中国降水资料和欧洲中心ECMWF再分析资料,运用经验正交函数分解、相关分析、小波分析、合成分析、差值分析等方法,重新计算了南亚季风和东亚季风交界面指数IIEI,在与夏季东亚季风、南亚季风指数对比的基础上,分析了其年际变化、正负异常年特征及其与中国区域降水的关系。结果发现,IIEI综合指数与东亚季风指数呈正相关,与南亚季风指数为负相关,并与夏季中国南方大部地区降水呈负相关; IIEI指数正异常年,东亚季风较南亚季风偏强。南亚高压强度偏弱,位置偏南偏西。西太平洋副热带高压（简称副高）强度偏弱,位置偏东偏北,中国南方受东北风控制。中国南海低空为偏北风,抑制了水汽向我国南方输送。我国南方主要为下沉运动,导致其大部分地区降水偏少,容易引起干旱。IIEI指数负异常年时,东亚季风较南亚季风偏弱,南亚高压强度偏强,位置偏东。西太平洋副高强度偏强,位置偏西偏南,中国南方为西南风控制。南海低空为偏南风,由阿拉伯海和孟加拉湾输送而来的水汽,经偏南气流输送至中国南方广大区域,与从北方南下的干冷气流交汇,因为异常的上升运动,引起中国南方大范围降水异常偏多,容易导致洪涝。因此,东亚季风和南亚季风的协同演变是影响我国南方降水异常的重要原因。
桓玉[9]（2018）在《夏季东亚季风和南亚季风协同作用及其与我国区域降水异常的关系》文中研究说明基于1979-2014年中国降水资料和欧洲中心（ECMWF）再分析资料,运用经验正交函数分解、相关分析、小波分析、合成分析、差值分析等方法,重新计算了由Cao定义的南亚季风和东亚季风交界面指数（IIEI）,在与夏季东亚季风、南亚季风指数对比的基础上,分析了其年际变化、正负异常年环流特征及其与中国区域降水的关系。得到:IIEI综合指数与东亚季风指数为正相关,与南亚季风指数为负相关,具有3-5年周期的平稳波动变化,并与夏季中国南方大部地区降水呈负相关;IIEI指数正异常年,东亚季风较南亚季风偏强,南亚高压强度偏弱,位置偏南偏西,西太平洋副高强度偏弱,位置偏东偏北,中国南方受东北风控制,且南海低空为偏北风,抑制了水汽向我国南方输送。我国南方主要为下沉运动,导致其大部分地区降水偏少,容易引起干旱;IIEI指数负异常年,东亚季风较南亚季风偏弱,南亚高压强度偏强,位置偏东,西太平洋副高强度偏强,位置偏西偏南,中国南方为西南风控制,且南海低空为偏南风,由阿拉伯海和孟加拉湾而来的水汽,经偏南气流输送至中国南方广大区域,与从北方南下的干冷气流交汇,由于异常的上升运动,引起中国南方大范围降偏多,容易导致洪涝。因此,东亚季风和南亚季风的协同演变是影响我国南方等区域降水异常的重要原因,并且,IIEI综合指数能够反映夏季东亚季风与南亚季风的协同变化及其对我国天气气候的共同影响。
周德荣[10]（2018）在《冷锋对中国东部地区空气污染的影响研究》文中研究说明中国东部地区污染源排放种类繁多,加之特殊的东亚季风系统作用,是世界上污染成因最复杂的区域之一。已有的涉及到锋面系统影响空气污染的相关研究工作主要是基于主观识别的个例分析,基于客观方法的长期定量统计研究较少,因此中国地区长时间尺度锋面活动和空气污染的相互关系缺乏全面的科学认知。本研究在建立中国地区锋面客观识别统计方法的基础上,总结近三十多年锋面时空分布特征,揭示冷锋过境不同阶段中国东部城市群的污染时空分布及其来源,初步探究了冷锋影响下中南半岛生物质燃烧、西北沙尘和东部城市群人为排放污染物在对流层不同高度传输、混合及气象反馈的作用,进一步揭示了冷锋活动对不同区域空气污染年际变化的影响。论文基于全球气象再分析资料对中国锋面客观识别方法的关键参数进行了测试和筛选,基于气象热力因子的一阶和三阶导数算子,设定控制阈值大于4.5℃/100km为判据确定锋面位置。与MICAPS结果相比,客观识别的锋面能够从小时、日和月变化不同时间尺度上体现锋面移动过程及其与气象要素作用的关系。论文进一步基于上述方法得到的1980-2016年大样本锋面活动数据,给出了中国地区客观识别的锋面不同季节位移路径、速度和强度特征。客观识别的冷锋在多时间、空间尺度与天气学锋面的认识存在着较好的一致性。利用三大区域内国控点PM2.5数据统计了 2014-2016年冷锋过境前后PM2.5平均浓度变化,京津冀锋前污染累积速率为6.4μg/m3/hour,锋后清除速率为-5.7μug/m3/hour,而长三角和珠三角地区清除速率高于累积速率;冷锋活动导致津京冀地区出现最低值,但是平均浓度升高16.8μg/m3,而长三角和珠三角地区平均值浓度分别下降-67.2μg/m3和-9.6μg/m3。为了弄清冷锋对于东亚不同类型污染在对流层不同高度的输送机制,论文利用区域空气质量观测数据、卫星反演垂直气溶胶分布、区域空气质量模式WRF-Chem和拉格朗日输送模型LPDM,探究了一次典型的冷锋过境前后空气污染变化趋势和输送变化特征。冷锋作用下的长距离输送会导致整个中国东部对流层垂直方向出现西北沙尘、中南半岛生物质燃烧和东部城市群人为源排放污染的混合与分层。混合污染沙尘的辐射效应导致长三角及周边地区对流层5-10公里处增温超过1℃;而受生物质燃烧产生的黑碳气溶胶影响,华南沿海地区在对流层2-5公里处出现了超过1.5℃的增温效应。论文进一步基于客观识别的中国锋面数据集,分析了京津冀和长三角地区冷锋活动年际变化特征及其对空气污染的影响。2003-2016年京津冀地区冷锋频次与MOPPIT反演的CO浓度的年际变化呈正相关,且冷锋频次增加幅度为每年1.3%,气象条件不利于京津冀空气污染的改善。长三角地区冷锋频次年际变化与空气污染呈反相关,冷锋频次增加幅度为每年6.9%,气象条件总体有利于该地区污染的改善。京津冀冷锋频次出现较多年份冷锋移动路径偏北,冷空气南下偏少,导致华北以南地区污染清除效率较低,出现了污染年际变化的峰值;而长三角冷锋频次较高年冷空气路径偏中,东部沿海东北气流偏强,利于污染清除。更长时间尺度上基于能见度反演消光系数的统计分析发现一致结论,且冬季冷锋频次与空气质量的相关优于常用的冬季风指数。
二、东亚季风指数的定义及其与中国气候的关系（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、东亚季风指数的定义及其与中国气候的关系（论文提纲范文）
（1）鄂西地区大气降水稳定同位素的时空演化：对古气候和古高程重建的启示（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 缩略词注释表 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究进展及存在问题 |
| 1.2.1 大气降水稳定同位素 |
| 1.2.2 稳定同位素在古气候重建中的应用及其进展 |
| 1.2.3 稳定同位素在古高程重建中的应用进展 |
| 1.2.4 现代大气降水稳定同位素监测研究 |
| 1.3 研究目标和研究内容 |
| 1.4 技术路线 |
| 1.5 完成的工作量 |
| 第二章 研究区域与研究方法 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地质背景 |
| 2.1.3 气候特征 |
| 2.2 材料与方法 |
| 2.2.1 研究地点的选择 |
| 2.2.2 大气降水的采集 |
| 2.2.3 大气降水中稳定同位素的测试 |
| 2.3 气象观测和资料收集 |
| 2.3.1 温度、湿度和降水的观测 |
| 2.3.2 其他气候指数的收集 |
| 第三章 鄂西地区大气降水稳定同位素组成及其变化特征 |
| 3.1 大气降水氢同位素组成及其变化特征 |
| 3.2 大气降雨氧同位素组成及其变化特征 |
| 3.3 大气降水氢氧同位素组成之间的相关关系 |
| 3.4 氘盈余的变化特征 |
| 第四章 鄂西地区大气降水稳定同位素组成的时间变化特征及其对古气候重建的启示 |
| 4.1 大气降水稳定同位素对当地气候的响应 |
| 4.1.1 大气降水稳定同位素的气候意义 |
| 4.1.2 大气降水稳定同位素与当地温度的关系 |
| 4.1.3 大气降水稳定同位素与当地降雨量的关系 |
| 4.2 季节尺度上大气降水稳定同位素对亚洲季风的响应 |
| 4.2.1 亚洲季风指数 |
| 4.2.2 季节尺度上大气降水稳定同位素组成与季风指数的关系 |
| 4.3 年际尺度上大气降水稳定同位素对亚洲季风的响应 |
| 4.3.1 年际尺度上大气降水稳定同位素组成与季风指数的关系 |
| 4.3.2 年际尺度上ENSO对大气降水稳定同位素组成的影响 |
| 4.4 大气降水稳定同位素的时间变化特征对古气候重建的启示 |
| 第五章 鄂西地区大气降水稳定同位素组成的垂直空间变化特征及其对古高程重建的启示 |
| 5.1 稳定同位素高程效应及其影响因子 |
| 5.2 季节尺度上鄂西地区大气降水稳定同位素的高程效应 |
| 5.2.1 大气降水同位素高程效应的季节变化特征 |
| 5.2.2 季节尺度上温度对降水同位素高程效应的影响 |
| 5.2.3 季节尺度上其他因素对降水同位素高程效应的影响 |
| 5.3 年际尺度上大气降水稳定同位素的高程效应 |
| 5.3.1 降水同位素高程效应的年际变化特征 |
| 5.3.2 年际尺度上温度对降水同位素高程效应的影响 |
| 5.3.3 年际尺度上其他因素对降水同位素高程效应的影响 |
| 5.4 大气降水稳定同位素的高程效应对古高程重建的启示 |
| 5.4.1 降水氧同位素高程效应对精确对比石笋记录的启示 |
| 5.4.2 降水稳定同位素高程效应可精确同位素高程计的使用范围 |
| 第六章 结论和展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 建议 |
| 6.3 创新点 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（2）过去千年3个特征时期东亚冬夏季风关系的模拟研究（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 数据与方法 |
| 1.1 数据 |
| 1.2 研究方法 |
| 1.2.1 特征时段选取 |
| 1.2.2 滤波后自由度的确定 |
| 1.2.3 季风指数的选取 |
| 2 结果分析 |
| 3 成因机制讨论 |
| 4 结论 |
（3）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 |
（4）西南地区不同植被类型对气候变化及季风系统的响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 气候变化及其对植被的影响 |
| 1.2.2 季风变化及其对植被的影响 |
| 1.2.3 突变分析研究进展 |
| 1.3 本文主要研究内容 |
| 2 数据和方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 数据来源 |
| 2.2.1 气候数据 |
| 2.2.2 植被数据 |
| 2.2.3 植被分类数据 |
| 2.3 指数计算及分析方法 |
| 2.3.1 气候变量的使用及计算方法 |
| 2.3.2 季风指数的选择及计算方法 |
| 2.3.3 相关性分析方法 |
| 2.3.4 突变分析方法 |
| 2.3.5 T检验方法 |
| 2.3.6 气候变化典型区划分方法 |
| 3 气候及季风变化特点 |
| 3.1 气候变化特点 |
| 3.1.1 气候态特征 |
| 3.1.2 年际变化特征 |
| 3.1.3 年代际变化特征 |
| 3.1.4 突变特征 |
| 3.1.5 气候变化典型区划分及变化特点 |
| 3.2 季风变化特点 |
| 3.3 本章小结 |
| 4 西南地区典型植被变化及其对气候和季风变化的响应 |
| 4.1 西南地区典型植被NDVI的空间分布及时间变化特征 |
| 4.1.1 植被NDVI年际变化特征 |
| 4.1.2 不同植被类型NDVI年际变化特征 |
| 4.2 西南地区植被对气候变化的响应 |
| 4.2.1 西南地区植被NDVI与气候变量的年际变化相关关系 |
| 4.2.2 西南地区夏季植被NDVI与气候变量的相关及滞后相关关系 |
| 4.3 西南地区植被对季风变化的响应 |
| 4.3.1 高原夏季风与研究区西部植被的相关关系 |
| 4.3.2 东亚、南亚夏季风与研究区东部植被的相关关系 |
| 4.4 本章小结 |
| 5 讨论 |
| 5.1 气候变化及其与植被的关系 |
| 5.2 季风变化及其与植被的关系 |
| 6 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 个人简介 |
| 导师简介 |
| 获得成果目录 |
| 致谢 |
（5）青藏高原旱、雪灾特征及其与大气环流的关联性探究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 旱、雪灾的研究进展 |
| 1.2.2 关于影响青藏高原的大气环流的研究进展 |
| 1.2.3 灾害与大气环流系统之间关联性的研究进展 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容与目标 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.2 社会经济概况 |
| 2.3 旱、雪灾的影响及应灾能力概况 |
| 第三章 数据来源与方法 |
| 3.1 数据来源 |
| 3.1.1 旱、雪灾数据 |
| 3.1.2 大气环流指数数据 |
| 3.2 方法 |
| 3.2.1 气候倾向率法 |
| 3.2.2 重现期计算法 |
| 3.2.3 双变量线性相关分析 |
| 第四章 青藏高原旱、雪灾的时空特征 |
| 4.1 青藏高原旱灾的时空特征 |
| 4.1.1 旱灾的时间变化规律 |
| 4.1.2 旱灾的空间分布特征 |
| 4.2 青藏高原雪灾的时空特征 |
| 4.2.1 雪灾的时间变化规律 |
| 4.2.2 雪灾的空间分布特征 |
| 4.3 年内旱、雪灾的关联性分析 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 青藏高原旱、雪灾与大气环流的关联性 |
| 5.1 高原季风与旱、雪灾的关联性分析 |
| 5.2 青藏高原旱灾与大气环流的关联性 |
| 5.2.1 西风主导区旱灾与大气环流的关联性分析 |
| 5.2.2 南亚季风主导区旱灾与大气环流的关联性分析 |
| 5.2.3 东亚季风主导区旱灾与大气环流的关联性分析 |
| 5.3 青藏高原雪灾与大气环流的关联性 |
| 5.3.1 西风主导区雪灾与大气环流的关联性 |
| 5.3.2 南亚季风主导区雪灾与大气环流的关联性分析 |
| 5.3.3 东亚季风主导区雪灾与大气环流的关联性分析 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简介 |
（6）基于多个季风指数与CMIP5模式评估的东亚夏季风主模态的再认识（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 东亚夏季风变异的相关研究进展 |
| 1.3 下垫面热力异常影响东亚夏季风的研究进展 |
| 1.4 模式对东亚气候模拟性能评估的研究进展 |
| 1.5 存在的问题及本文的主要研究内容 |
| 1.6 论文的章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 方法介绍 |
| 第三章 季风指数的分类及其与东亚夏季风主模态的联系 |
| 3.1 25个夏季风指数的比较分析与分类 |
| 3.2 两类季风指数和东亚夏季风主模态的联系 |
| 3.3 东亚夏季风主模态与降水异常的联系 |
| 3.4 东亚夏季风主模态与环流异常的联系 |
| 3.5 东亚夏季风主模态的热力驱动因子 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 CMIP5模式对东亚夏季风主模态的模拟能力评估 |
| 4.1 CMIP5模式对东亚夏季风主模态空间分布的模拟评估 |
| 4.2 CMIP5模式对东亚夏季风主模态时间变率的模拟评估 |
| 4.3 CMIP5模式对东亚夏季风主模态时空特征的综合评估 |
| 4.4 CMIP5模式对东亚夏季风主模态与热力异常关系的模拟评估 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 总结与讨论 |
| 5.1 全文结论 |
| 5.2 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（7）全球季风区的定义与变化及其影响因素（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 数据和方法 |
| 1.1 数据来源 |
| 1.2 研究方法 |
| 2 结果与讨论 |
| 2.1 不同定义下的季风区 |
| 2.2 全球季风强度变化及其与季风区范围的关系 |
| 2.3 全球季风强度的影响因素 |
| 3 结论 |
（8）夏季东亚季风和南亚季风协同作用与我国南方夏季降水异常的关系（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 资料选取和方法介绍 |
| 3 夏季亚洲季风指数的比较及其与中国南方降水的关系 |
| 4 IIEI指数异常变化对中国南方降水异常的影响 |
| 5 结论与讨论 |
（9）夏季东亚季风和南亚季风协同作用及其与我国区域降水异常的关系（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 前言 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 亚洲夏季风指数的研究现状 |
| 1.2.2 亚洲夏季风系统的研究现状 |
| 1.2.3 亚洲夏季风对区域降水影响的研究现状 |
| 1.3 研究内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料说明 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 经验正交函数分解和north检验 |
| 2.2.2 相关性分析及其显着性检验 |
| 2.2.3 差值分析t检验 |
| 2.2.4 Morlet小波分析 |
| 2.2.5 线性倾向估计 |
| 2.2.6 滑动平均 |
| 2.2.7 旱涝Z指数计算 |
| 2.2.8 整层水汽通量计算 |
| 2.2.9 大气热源Q_1计算 |
| 2.2.10 IIEI指数计算 |
| 第三章 夏季风指数与中国区域降水的时空特征 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 夏季风指数年际、年代际变化特征 |
| 3.3 中国区域降水的时空分布 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 亚洲夏季风指数与中国南方降水的关系 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 东亚夏季风指数和南亚夏季风指数与中国南方降水的关系 |
| 4.3 IIEI指数与中国南方降水的关系 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 IIEI指数异常变化对中国区域降水的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 正、负异常年中国南方降水分布 |
| 5.3 正、负异常年垂直特征 |
| 5.4 正、负异常年环流特征 |
| 5.5 正、负异常年水汽特征 |
| 5.6 正、负异常年外强迫特征 |
| 5.7 小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 作者在读期间科研工作与成果简介 |
| 致谢 |
（10）冷锋对中国东部地区空气污染的影响研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 我国东部大气复合污染 |
| 1.1.1 东部城市群大气污染特征 |
| 1.1.2 中国东部大气污染主要来源 |
| 1.2 锋面客观识别研究进展 |
| 1.2.1 锋面客观识别研究的意义 |
| 1.2.2 不同尺度锋面结构及其定义研究 |
| 1.2.3 客观识别锋面算法的研究进展 |
| 1.3 锋面过程与空气污染关系研究 |
| 1.3.1 锋面活动对空气污染的影响 |
| 1.3.2 锋面影响空气污染综合观测研究 |
| 1.3.3 锋面影响污染数值模拟研究 |
| 1.4 区域空气污染与天气气候的相互作用 |
| 1.4.1 中国东部影响空气污染的主要天气特征 |
| 1.4.2 大气污染对天气气候的影响 |
| 1.5 研究目的和内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 统计分析方法 |
| 2.1.1 锋面客观识别方法 |
| 2.1.2 EEMD分解方法 |
| 2.2 空气质量及气象数据 |
| 2.2.1 地面观测数据 |
| 2.2.2 探空数据 |
| 2.2.3 卫星数据 |
| 2.2.4 再分析资料 |
| 2.2.5 中国强沙尘暴数据集 |
| 2.3 模式介绍 |
| 2.3.1 WRF-Chem模式 |
| 2.3.2 LPDM模式 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 锋面客观识别及其时空分布特征 |
| 3.1 中国地区锋面客观识别 |
| 3.1.1 冷锋识别关键参数测试 |
| 3.1.2 个例对比分析 |
| 3.2 时空分布特征 |
| 3.2.1 年均空间分布特征 |
| 3.2.2 季节及月均空间分布特征 |
| 3.2.3 典型区域冷锋频次变化特征 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 冷锋对中国东部城市群大气污染时空分布的影响 |
| 4.1 冷锋活动对城市环境空气质量的影响 |
| 4.1.1 区域观测数据代表性分析 |
| 4.1.2 冷锋对京津冀地区环境空气质量影响 |
| 4.1.3 冷锋对长三角地区环境空气质量影响 |
| 4.1.4 冷锋对珠三角地区环境空气质量影响 |
| 4.2 垂直污染气象变化特征 |
| 4.2.1 京津冀地区垂直污染气象变化特征 |
| 4.2.2 长三角地区垂直污染气象变化特征 |
| 4.2.3 珠三角地区垂直污染气象变化特征 |
| 4.3 冷锋过境污染输送变化特征 |
| 4.3.1 冷锋过境前后污染变化趋势 |
| 4.3.2 京津冀地区冷锋过境污染输送变化特征 |
| 4.3.3 长三角地区冷锋过境污染输送变化特征 |
| 4.3.4 珠三角地区冷锋过境污染输送变化特征 |
| 4.3.5 冷锋过境污染输送通道 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 冷锋对沙尘、生物质燃烧、人为源的传输、混合及气象反馈的影响 |
| 5.1 地面观测人为排放和沙尘污染变化特征 |
| 5.1.1 区域排放和冷锋过境天气变化特征 |
| 5.1.2 地面细颗粒物污染观测结果分析 |
| 5.2 垂直方向混合污染溯源及传输特征 |
| 5.2.1 卫星观测的气溶胶垂直分布及溯源分析 |
| 5.2.2 对流层不同高度污染混合传输模拟 |
| 5.3 混合污染的气象反馈研究 |
| 5.3.1 对流层不同高度污染气象反馈特征研究 |
| 5.3.2 混合污染反馈东向输送的影响研究 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 冷锋活动对空气污染的年际变化的影响 |
| 6.1 1980-2016年冷锋时间序列变化特征 |
| 6.2 冷锋与近地面污染的年际相关性研究 |
| 6.2.1 冷锋与地面CO年际相关关系 |
| 6.2.2 冷锋与东部城市群污染年际相关关系 |
| 6.3 冷锋与沙尘暴事件的年际相关性研究 |
| 6.3.1 中国沙尘暴事件时空分布特征 |
| 6.3.2 沙尘暴对应冷锋空间分布特征 |
| 6.3.3 春季沙尘暴与冷锋年际变化特征 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 结论和展望 |
| 7.1 本研究的主要结论 |
| 7.2 论文的创新点 |
| 7.3 后续工作的思考及展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 已发表研究成果 |
四、东亚季风指数的定义及其与中国气候的关系（论文参考文献）
- [1]鄂西地区大气降水稳定同位素的时空演化：对古气候和古高程重建的启示[D]. 汪颖钊. 中国地质大学, 2021
- [2]过去千年3个特征时期东亚冬夏季风关系的模拟研究[J]. 朱信国,严蜜,宁亮,刘健. 第四纪研究, 2021(02)
- [3]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)
- [4]西南地区不同植被类型对气候变化及季风系统的响应[D]. 张曦月. 北京林业大学, 2020(02)
- [5]青藏高原旱、雪灾特征及其与大气环流的关联性探究[D]. 李燕燕. 青海师范大学, 2020
- [6]基于多个季风指数与CMIP5模式评估的东亚夏季风主模态的再认识[D]. 叶茂. 南京信息工程大学, 2019(04)
- [7]全球季风区的定义与变化及其影响因素[J]. 彭思敏,李育,李依婵. 亚热带资源与环境学报, 2019(01)
- [8]夏季东亚季风和南亚季风协同作用与我国南方夏季降水异常的关系[J]. 桓玉,李跃清. 高原气象, 2018(06)
- [9]夏季东亚季风和南亚季风协同作用及其与我国区域降水异常的关系[D]. 桓玉. 成都信息工程大学, 2018(04)
- [10]冷锋对中国东部地区空气污染的影响研究[D]. 周德荣. 南京大学, 2018(05)