一、对东亚夏季风与西北太平洋热带气旋频数关系的初步分析（论文文献综述）
刘彩红[1]（2020）在《青藏高原雪灾频数变化及其对海温异常强迫的响应》文中研究说明雪灾是青藏高原最主要、影响最广、破坏力最大的气象灾害,加强高原雪灾变化特征及驱动力研究,对藏区防范气候风险和生态风险具有着重要意义。本文利用1978—2014年青藏高原72站冬半年（10月—翌年3月）积雪深度和积雪日数定义了雪灾发生的指标,分析了雪灾变化特征,采用广义平衡反馈分析与主成分分析（GEFA-EOF）相结合的最优反馈模分析方法,探讨了雪灾频数与海温异常模态的反馈关系,揭示了关键区域海温异常对高原雪灾变化的相对贡献及影响机制,并采用ECHAM5模式敏感性试验,进一步证实了海温对高原雪灾的反馈作用,主要结论如下:（1）1978—2014年,青藏高原冬半年降雪量表现出区域性差异,高原西南及东南部降雪量减少,其它地区增多。冬半年高原平均气温在零度以下,为-4.0℃。积雪日数总体减少,平均积雪深度无明显线性趋势变化,雪灾频数主要表现为显着7a的准周期性振荡。（2）冬半年青藏高原雪灾频数自北向南增加,高值区主要集中在喜马拉雅山脉北坡及嘉黎地区,累计发生雪灾80～105次,青海西北部及东部农业区在10次以下。多雪灾年,对流层中高层,极地至亚洲中高纬地区高度场整体偏低,亚欧中高纬位势高度异常自西到东呈现“+-+”配置,为典型两脊一槽型,乌拉尔山槽区引导冷空气南下,高原上空为异常中心,中低层,高原上为异常气旋性环流,加之贝湖附近异常反气旋影响,西北太平洋的东风湿润气流和孟加拉湾异常反气旋顶部西南偏西暖湿气流在高原上空辐合,降雪量增多;少雪灾年,亚欧中纬地区自西到东呈现“-+-”配置,为典型两槽一脊型,青藏高原受脊前西北气流系统控制,无明显水汽输送至高原地区,降雪量减少。（3）冬半年,高原雪灾频数与热带海表温度异常有显着的统计关联。GEFA诊断显示赤道中东太平洋El Ni（?）o型（TP1）海温异常和热带印度洋海温偶极子模态（IOD）对雪灾频数变化的贡献在45%以上,其中TP1贡献为23.8%。当赤道太平洋或热带印度洋SSTA有TP1或IOD型正位相的海温强迫时,雪灾频数分别增加3.6、3.9次。El Ni（?）o发生时,对流层中高层“+-+”环流形式加强,中高纬乌拉尔山地区为异常高压,贝湖以北及我国均为异常低值区,西北太平洋面上存在异常高值中心,东亚大槽偏弱、偏西,高原西部存在低值中心。IOD正位相时,中低层的水汽输送加强:欧亚大陆中高纬为异常反气旋,伊朗高原至我国东部为异常气旋,西北太平洋湿润东风气流在中高纬异常反气旋作用下进入高原北部,阿拉伯海暖湿气流在南海-孟加拉湾-印度洋异常反气旋作用下经伊朗高原输送至高原南部,高原上空水汽增加,对流加强;两关键海域的共同作用,促使气流在高原辐合,利于高原降雪发生。（4）ECHAM5模式敏感性试验结果表明,赤道中东太平洋El Ni（?）o型海温异常在对流中高层强迫一Rossby波列,位势高度异常从热带太平洋向北到中纬度太平洋,向西到东亚大陆,再到印度半岛为正-负-正-负的环流型态,其与控制降雪多年的环流异常型相似。这样的环流型使东亚大槽减弱,东亚异常反气旋南侧的异常东风与来自北印度洋偏南风在高原辐合,有利于降雪发生。印度洋偶极子型正位相海温异常强迫作用,使对流层中高层,来自西伯利亚异常反气旋东侧的干冷空气与西北太平洋异常东风的湿润气流进入高原,易在高原产生降雪。
李欣韵[2]（2020）在《ENSO不同位相下登陆中国大陆热带气旋降水特征的研究》文中提出利用中国气象局上海台风所提供热带气旋（tropical cyclone,TC）最佳路径数据集、CMA提供的2474站点资料和中国地面降水日值格点数据集（V2.0）,基于客观天气分析技术,本文首先对TC降水进行分离,并提出TC降水影响因子分解方法,对1981-2017年7-9月登陆中国大陆热带气旋降水（简称TC降水）及其影响因子进行气候特征分析;随后利用ERSSTv5海温资料,通过合成分析的方法研究ENSO四个位相下TC降水的特征,同时采用异常成因诊断方法对其可能成因进行分析;最后,以华南地区TC降水显着异常减少的赤道东太平洋海温增暖（Eastern Pacific Warming,EPW）位相为例,利用ERA5逐月和NCEP逐日再分析资料,从环境场的角度剖析赤道东太平洋海温异常增暖对TC降水的可能影响机理。得到主要结论如下:（1）TC降水集中于7-9月,平均每年给大陆贡献156的降水,对总降水的贡献较大。华南地区是登陆TC降水敏感区。（2）从量值及空间分布上看,ENSO不同位相下TC异常降水均呈现非对称的特征。两个暖位相（EPW和CPW（Central Pacific Warming））下TC异常降水的主要影响因子是TC影响频次项,而冷位相（EPC（Eastern Pacific Colding）和CPC（Central Pacific Colding））下则为TC影响时长项。TC降水异常的成因是复杂的,在多种复杂影响因子的共同影响下,大多数位相下TC降水异常不显着。（3）赤道东太平洋海温异常变暖导致西北太平洋上大气环流对其响应,从而导致TC生成环境、引导气流、降水条件、纬向风水平切变发生变化,从而导致华南地区登陆中国大陆TC降水显着异常减少。其中,TC影响频次是影响华南地区TC降水异常特征的主要直接影响因子,而TC路径异常项是主要间接影响因子。
徐一鸣[3]（2020）在《东亚夏季经向遥相关与中国东部区域性持续极端强降水的关系研究》文中研究说明东亚夏季风变率复杂,对东亚气候有重要影响。其中,经向遥相关是东亚夏季风的一个主要变率模态。东亚夏季气候中,极端降水事件会引发严重洪涝灾害,对社会和经济影响显着。本文利用观测资料,分别从经向遥相关（环流）与区域性持续极端强降水事件（降水）出发,探讨了东亚夏季经向遥相关与中国东部区域性持续极端强降水的关系及其可能形成机制,主要结论如下:年际尺度上,东亚沿岸夏季存在两类经向遥相关,分别起源于热带与热带外。二者均表现出纬向风异常的相当正压结构,并随高度略有北倾。热带起源的遥相关由西北太平洋对流异常活动异常所激发并沿东亚沿岸北传,对应西风急流的增强（减弱）,会造成我国长江流域降水显着偏多（偏少）。与传统的EAP/PJ相比,本文所揭示的热带起源的遥相关能更好地反映东亚夏季降水异常特征。热带外起源的遥相关产生于喀拉海南侧并向东南方向传播至我国长江流域,它主要由东亚中高纬地区南北偶极子型异常海平面气压主导。该遥相关对应西风急流的南移（北移）,在我国降水产生“南涝北旱”（“南旱北涝”）的分布。热带起源的遥相关与印太热带海温异常相关联,ENSO对其形成亦有部分贡献。热带外起源的遥相关则与喀拉海南侧土壤湿度异常以及前期春季巴伦支海的海冰异常相联系。这两类经向遥相关能共同解释东亚夏季风大部分年际变率,且热带起源的遥相关起主要贡献。次季节尺度上（10-30天）,东亚夏季同样存在两支经向遥相关,也分别起源于热带外与热带地区。与年际尺度静态经向遥相关相比,次季节尺度上表现为经向传播特征,大气异常环流呈相当正压结构。其中,热带外起源的经向遥相关主要与喀拉海南侧以及我国东北地区土壤湿度异常有关,从喀拉海南侧向东南方向传播,与之相伴随的雨带从我国东北地区向长江流域移动;热带起源的经向遥相关与西北太平洋对流异常活动以及BSISO2密切联系,从西北太平洋向北传播,雨带相应地从华南向江淮流域移动。同时,这两支东亚沿岸次季节经向遥相关也会引起与雨带分布相似的极端降水概率变化传播特征。次季节经向遥相关对极端降水概率变化的影响还受到年际尺度经向遥相关的调制,当年际和次季节经向遥相关对极端降水概率变化影响一致时,极端降水概率变化将更显着且持续时间更长;当二者不一致时,极端降水概率变化则会减弱。另外,年际经向遥相关还会调制次季节经向遥相关的传播特征,使其中断或加强,但两者并非完全线性叠加。将中国东部区域至少5%格点的候平均降水超过第95个百分位的候极端强降水定义为区域性持续极端强降水。利用K-means聚类方法将其分为四个区域:华南、江南、江淮以及华北地区。其中,江南与江淮的极端持续强降水主要发生在早夏,华北和华南地区在早晚夏出现的频数相当。与区域性持续极端强降水相联系,华南地区低层大气为局地气旋式异常风场,且在晚夏更显着;其它三个区域南侧早晚夏均为反气旋异常,其中江南和江淮还伴随着北侧的气旋式异常风场,二者辐合交汇,使这两个区域持续性极端强降水更显着。在对流层高层,华南和江南早晚夏局地上空西风异常增强,其南北两侧分别为反气旋和气旋异常,而华北则主要受局地异常反气旋控制;江淮地区大气环流异常在早夏与华北地区类似,晚夏与华南和江南地区类似。总体来看,区域性持续极端强降水对应的典型异常大气环流场结构与影响相同区域极端强降水的东亚夏季次季节经向遥相关一致。典型异常大气环流场可以用来表征区域性持续极端强降水,它与降水本身所确定的所有区域性持续极端强降水的大约30%是一致的。其中,500h Pa垂直速度、低层大气涡度和散度是早晚夏区域性持续极端强降水产生均需满足的动力条件,江南和江淮地区早夏与华北地区晚夏的对流层高层散度也是相应的必要动力条件。除却动力场,充足的水汽配合对区域性持续极端强降水同样十分重要,尤其在中国南方地区;而在水汽充足的情况下,华北地区大气动力场的配置则更为关键。
黄建平,陈文,温之平,张广俊,李肇新,左志燕,赵庆云[4]（2019）在《新中国成立70年以来的中国大气科学研究:气候与气候变化篇》文中指出气候与气候变化一直是大气科学的重点研究领域,为回顾新中国成立70年以来中国在气候和气候变化研究领域的发展概况,中国科学家对国际大气科学和全球气候变化研究所做的贡献,分析气候与气候变化研究领域的发展趋势,提出前瞻性的科学问题,本文根据正式发表的文献对以上的内容进行梳理,从以下6个方面进行了总结:（1）气候研究,（2）青藏高原对中国气候的影响,（3）季风对中国气候的影响,（4）大气活动中心与西风带对中国气候的影响,（5）气候动力学与气候模式的发展,（6）气候变化研究,并在此基础上提出前瞻性的科学问题.
覃卫坚[5]（2019）在《广西暴雨气候变化异常特征及其成因研究》文中研究指明广西位于华南西部,地形复杂,具有独特的气候特征,是我国暴雨的多发地区,每年因暴雨引发的洪涝灾害给广西造成严重的经济损失和人员伤亡,目前在广西暴雨气候变化及其异常成因方面仍有很多重要问题还没有研究清楚,因此研究广西暴雨多尺度变化异常特征及其成因,加深对暴雨事件频发物理机制的认识,提高广西洪涝灾害预测水平以及防灾减灾非常重要。本文利用1961～2016年广西地面气象观测站逐日降水等资料,使用统计诊断方法,分析了广西暴雨年际和年代际变化、区域性、相关性、同时性气候特征,研究了暴雨年内非均匀性分布气候异常成因、大气季节内振荡对暴雨的调制作用、大范围暴雨大气环流异常变化特征及对太平洋海温年代际振荡（PDO）的响应,揭示了广西暴雨气候变化异常特征及其成因。主要结论如下:揭示了广西暴雨气候变化新特征:以柳州市北部为中心的桂东北地区、以“东巴凤”为中心的桂西山区、沿海地区三个多暴雨中心,既是暴雨雨量占总降水量百分率的大值区,又是暴雨高度集中发生区,夏季桂林和柳州市北部为同时发生暴雨频率高的区域;广西暴雨日数和大范围暴雨具有明显的年代际变化且呈显着增多的趋势,尤其夏季的桂东北和桂东南、秋季的贺州—桂东南发生大范围暴雨的趋势增大。大范围暴雨日数在1970年代最少,最多出现在1990年代和2000年代,1983年发生了由少到多的显着突变;1980年代中期以后广西区域持续性暴雨的年际异常增大,1989年、2011年异常偏少,1994年、2008年异常偏多。揭示了青藏高原地面加热和PDO与广西暴雨的关系。前期冬季青藏高原地面加热强度偏弱,夏季青藏高原东部高空上升速度减弱,中太平洋上空下沉气流增强,副热带高压和贝加尔湖阻塞高压强度偏强,有利于水汽、不稳定能量向广西输送和冷空气南下影响广西,澳大利亚北部越赤道南风偏强,大陆南风偏弱,中国汛期雨带位置偏南,有利于广西暴雨集中度偏大。PDO处于冷位相,高纬度地区槽脊波动增大、定常波强度增强,贝加尔湖阻高偏强,中纬度定常波强度减弱,西太平洋副热带高压强度偏强、脊线偏北、西伸脊点偏西,赤道西太平洋地区上空风垂直切变增强,澳大利亚高压偏强,索马里越赤道气流带明显增强,形成新几内亚岛东北部沿海的上空为反气旋性环流、菲律宾东南部海域上空为气旋性环流、菲律宾东北部海域上空为反气旋性环流、广西到华南沿海地区为气旋环流的波列,造成广西大范围暴雨偏多。广西暴雨受南海夏季风爆发时间、热带季节内振荡（MJO）等影响显着。南海夏季风爆发偏早,南海到中国东部地区和中南半岛到中国中部地区高空温度由冬季“北冷南暖”转为夏季“北暖南冷”的时间异常偏早,中国中部850 h Pa南北风交汇位置随季节变化有明显的波动及前汛期北风最南端位置偏南,广西暴雨集中度偏大。5～7月MJO明显东移,到达菲律宾以东地区或新几内亚岛附近,形成向西北方向传播的波列,经过南海到达广西,从而导致广西暴雨的多发。MJO位于西太平洋-马来西亚海洋性大陆时,影响广西的热带气旋频数和暴雨日数偏多。
刘俊奇[6]（2019）在《热带海温对华南前汛期和后汛期降水的影响》文中研究指明本文主要研究了热带海温对华南前、后汛期降水的影响,并基于CMIP5中31个耦合模式的historical实验分析了它们对华南降水的模拟能力。主要得到以下结论:（1）由于东亚夏季风雨带的北跳,华南前汛期（五、六月;MJ）与后汛期（七、八月;JA）降水异常的变化特征有很大的不同,它们之间的相关系数甚至为负（-0.22）。（2）华南前汛期与后汛期降水异常对应的大尺度大气环流表现出相反的特征:当华南前汛期降水偏多时,西北太平洋为反气旋异常,反气旋北侧的西南气流将更多的水汽输送到华南;而华南后汛期降水的偏多则对应着西北太平洋的气旋性环流,此气旋的位置相较前汛期反气旋略偏北,该气旋减少了华南北边界的水汽流出。以上两种大气环流异常均有利于华南地区的水汽辐合。（3）华南前汛期的降水主要受热带印度洋海温的影响,热带印度洋暖海温能激发出东传的Kelvin波,在边界层摩擦力的作用下产生辐散下沉运动,最终在西北太平洋的对流层低层形成反气旋异常。华南后汛期的降水则主要受热带中太平洋暖海温异常与海洋性大陆冷海温异常（太平洋偶极型海温）的影响。根据Gill模态,这种海温异常模态能够在它们之间的西北太平洋地区激发气旋性环流。以上两种热带印度-太平洋与华南夏季降水的遥相关均通过大气模式进行了较好地验证。（4）CMIP5模式能够较好地模拟出东亚地区MJ的850hPa风场的分布,但是对降水的模拟较差,仅有ACCESS1-0、ACCESS1-3、CNRM-CM5-2、HadGEM2-AO、HadGEM2-CC、HadGEM2-ES能够模拟出华南至日本南部的雨带。与MJ相比,模式对JA的东亚夏季风模拟能力较弱,CMCC-CESM、CSIRO-Mk3-6-0、MRI-CGCM3等模式模拟的季风槽偏东、强度更强,这导致热带西太平洋的降水相较观测资料有明显的偏多。（5）CMIP5模式对华南夏季降水的模拟能力较差。仅有CMCC-CMS、GFDL-ESM2M能够较好地模拟出西北太平洋反气旋异常对华南前汛期降水的影响,其中GFDL-ESM2M能模拟出热带印度洋的异常暖海温对西北太平洋反气旋的作用。对于后汛期,仅有NorESM1-M和NorESM1-ME能够较好地模拟出西北太平洋的气旋性异常对华南降水的影响,但没有模式能够模拟出太平洋偶极型海温的作用。
王星[7]（2019）在《夏季亚洲-太平洋涛动与东亚气候异常关系的研究》文中指出利用1948～2016年NCEP/NCAR月平均再分析资料,1948～2010年ERA-20C月平均再分析资料,1948～2012年NOAA月平均再分析资料,1960～2016年中国839个测站月降水量资料和COBE-SST月平均海温资料,结合EOF分解、相关分析、合成分析和回归分析等统计分析方法,研究了夏季亚洲与太平洋之间对流层中高层大气遥相关现象,并分析了该遥相关与东亚气候异常和太平洋海温之间的关系。研究得到主要结论如下:（1）通过对三种再分析资料进行分析后我们发现亚洲—太平洋涛动（Asian Pacific Oscillation,APO）具有显着年际与年代际变化特征,小波分析结果表明APO存在6年左右振荡周期以及10年左右振荡周期。此外,夏季APO在1968年出现了一次突变性减弱,APO减弱后东亚气候也发生了显着变化。（2）夏季扰动位势高度在亚洲与太平洋对流层之间仍然存在与APO类似的反位相变化特征,即当APO指数偏高（低）时,亚洲地区扰动位势高度偏高（低）,而太平洋地区扰动位势高度对应偏低（高）。此外,当夏季APO指数偏高时,亚洲地区上空南亚高压更强,位置更偏北,反之亦然。（3）夏季APO指数偏高时,东亚地区200h Pa上空存在一个异常反气旋环流,此时热带东风急流与中纬度西风急流均有一定程度加强,同时低层偏南风加强,指示着东亚夏季风偏强。我国西南、华北、华东以及东北等地区降水量增加,而淮河一带降水量减少。此外,通过分析夏季APO与中国地区秋季降水的相关性,我们发现夏季APO对于秋季降水具有一定预测意义。（4）夏季APO与太平洋SST之间存在显着的联系,当APO指数偏高时,北太平洋SST异常偏高,热带中东太平洋与西太平洋SST偏低,反之亦然。海温这种分布特征类似于太平洋年代际振荡（Pacific Decadal Oscillation,PDO）。通过分析夏季APO与Ni?o3.4指数之间的相关性,我们发现,由于夏季APO位置偏北偏东,与ENSO之间的关系并不紧密。此外,APO与太平洋SST之间的关系是不稳定的,主要表现在APO与热带中东太平洋SST之间关系的不稳定变化。这种不稳定关系还会导致APO与EASM之间的相关性出现不稳定变化,同时影响到东亚气候的变化。
陈宪[8]（2018）在《西北太平洋热带气旋活动对东亚夏季气候的影响》文中指出本文利用NCEP/NCAR再分析资料、日本气象厅东京台风中心热带气旋（TC）最佳路径数据集资料、中国大陆2474个台站观测资料对夏季西北太平洋TC活动对东亚气候的影响进行了统计诊断分析,并利用中尺度非静力数值模式WRFV3.4.1借助“模式手术”方法开展了模式时间积分过程中抑制TC发生发展和模式初始场中消除TC涡旋的敏感性数值试验,利用数值试验模拟结果对TC活动影响东亚夏季气候的统计分析结果进行了验证,并揭示了相应的物理机制,得到以下结论:在西北太平洋TC活跃年份,东亚夏季风强度更强,东亚大陆对流层下层的季风南风气流向北推进到更高纬度地区。相应的,在TC活跃年份,东亚夏季风降水带也向北推进并到达更北位置,并且在长江中下游地区停留的时间相对较短,导致该地区夏季降水量偏少。在对流层中上层,TC活跃年份的大尺度环流与TC不活跃年份存在明显不同。在500hPa,TC活跃年份的西太平洋副热带高压强度更弱,明显东退,并且脊线位置明显偏北。在200hPa,TC活跃年份的南亚高压脊线和东亚副热带高空急流轴位置都明显比TC不活跃年份偏北。这表明,西北太平洋TC活动对季风环流的反馈作用与东亚夏季风系统自身变化正好“同位相”。因此,西北太平洋TC活动将导致强东亚夏季风年季风环流的特征更加明显。夏季频繁的西北太平洋TC活动对西太平洋副热带高压的反馈作用导致中国中东部以及日本南部一带的对流层中下层出现了一个异常反气旋带。因此,在TC活跃年份,长江中下游地区降水减少,日照时长增长,地面气温上升,高温日数增多。此外,由于大量TC在华南沿海登陆,从而导致在TC活跃年份,该地区降水明显偏多,并造成地面气温降低,高温日数偏少。因此,西北太平洋TC活动对中国中东部夏季降水和高温热浪天气的年际变化有一定影响。WRF模式对西北太平洋TC活动以及相应的大尺度环流特征都有很好的模拟效果。并且,“模式手术”方法能够有效的消除模拟资料中的TC信息。对比包含和不包含TC信息模拟资料的结果表明,西北太平洋TC活动对大气有显着的非绝热加热作用,从而能够不断激发向北传播的遥相关波列,该波列叠加在太平洋-日本遥相关波列上,对中高纬度地区大尺度环流产生影响,从而导致东亚夏季气候发生明显改变。并且西北太平洋TC活动的加热作用能够直接影响大气温度,改变对流层整层和平流层下层的经向温度梯度,从而造成东亚副热带高空急流、西太平洋副热带高压和南亚高压等系统的位置和强度发生改变。此外,TC还能够直接通过动力过程改变风场,并导致天气系统发生变化。由于TC活动能够改变大气中水汽含量的分布,并能改变降水形成的物理条件,从而对降水造成显着影响。大气环流和降水的改变还能够进一步影响地面气温的分布。因此,西北太平洋TC活动在年际时间尺度上对东亚夏季气候有显着影响。
占瑞芬,丁一汇,吴立广,雷小途[9]（2016）在《ENSO在青藏高原积雪与西北太平洋热带气旋生成频数关系中的作用》文中进行了进一步梳理已有研究表明,青藏高原冬季积雪与随后台风季节西北太平洋热带气旋生成频数之间具有典型的负相关.本文基于长时间观测资料对二者关系进行再探讨,发现两者的年际关系在20世纪90年代初发生了跃变,即青藏高原冬季积雪与随后台风季节西北太平洋热带气旋生成频数之间显着的负相关仅存在于20世纪90年代初之后（19932012年）,而20世纪90年代初之前（19761992年）二者的联系较弱.进一步本文对引起这种跃变的可能原因进行了分析,发现中部型ENSO在加强青藏高原积雪与西北太平洋热带气旋生成频数关系中起到了至关重要的作用.19932012年间,青藏高原积雪与中部型ENSO存在显着的负相关.在青藏高原积雪偏多年（少）,中部型ENSO多为冷位相（暖位相）,这种分布一方面加强了青藏高原积雪与纬向海陆热力差异继而与西北太平洋夏季风的联系,另一方面加强了青藏高原积雪对热带气旋生成相关的动力环境场的调控,因此在这一时段青藏高原积雪与热带气旋生成频数之间的相关得到了显着增强.然而,在前一时段青藏高原积雪与ENSO的联系较弱,青藏高原积雪对西北太平洋夏季风和台风生成区域动力场调控较弱,因而其与热带气旋生成频数之间的关系减弱.此外,通过能量诊断进一步表明,在19932012年中部型ENSO的作用主要是通过加强西北太平洋纬向风的正压能量转化来实现的.结果将为提高热带气旋短期气候预测水平提供一定的理论基础.
霍利微[10]（2015）在《热带大西洋海温异常对西北太平洋热带气旋活动的影响及机理研究》文中提出本文主要利用热带气旋（TC）最佳路径资料,NCEP/NCAR的再分析资料以及Hadley中心的海表温度等资料,分析了热带北大西洋海温异常对西北太平洋TC生成频次年际变率的影响及其可能影响机制,建立了西北太平洋TC频次的季节预测模型。此外,还讨论了热带北大西洋海温异常与南海夏季风活动的关系,并从季节内时间尺度上分析了南海夏季风低频振荡的不同位相下西北太平洋TC活动特征。得到以下主要结论：（1）春季热带北大西洋海温异常与6-10月（台风季）西北太平洋TC生成频次之间存在显着的滞后负相关关系,并且这种负相关关系主要表现在年际时间尺度上。春季热带北大西洋海温异常增暖（变冷）,西北太平洋TC生成频次显着减少（增加）。热带北大西洋海温异常主要通过一个副热带遥相关型影响太平洋地区的气候变率,改变西北太平洋地区与TC生成有关的大气热力/动力条件,调节TC的季节生成。（2）热带大西洋海温异常对西太平洋气候的影响从春季可持续至整个台风季。相关分析显示西北太平洋TC频次与热带北大西洋海温异常也存在显着的同期负相关关系。台风季热带北大西洋海温正（负）异常时,西北太平洋TC生成减少（增加）,TC活动减弱（增强）。台风季热带北大西洋地区的暖海温异常可以在水平方向上生成一对东-西向分布的偶极型低层异常环流,其中热带北大西洋和东太平洋上为气旋性异常环流,西北太平洋上为反气旋性异常环流,抑制TC生成。反之亦然。（3）基于热带北大西洋海温异常与西北太平洋TC频次之间显着的滞后及同期相关关系,选取春季NTA海温异常指数作为其中一个预测因子,并结合4-5月的西太平洋副热带高压强度指数、春季印缅槽强度指数和冬季Nino3.4指数等共四个预测因子,采用多元线性回归方法建立西北太平洋TC生成频次的统计预测模型。该预测模型很好地拟合了1979-2012年西北太平洋TC频次的年际变化,通过交叉验证分析表明该预测模型具有较好的时间稳定性。（4）热带北大西洋地区的海温异常与南海夏季风指数之间存在显着的滞后及同期负相关关系,且不受ENSO活动的影响。春、夏热带北大西洋海温异常增暖（变冷）,通过遥相关作用在西北太平洋地区产生低层反气旋（气旋）环流异常,增强（减弱）西北太平洋副热带高压,抑制（增强）南海夏季风活动。（5）南海夏季风活动存在明显的季节内振荡特征,活跃阶段和不活跃阶段交替出现。南海夏季风活跃（不活跃）期,西北太平洋TC生成多（少）且平均生成位置偏（西）东。对于西行进入135°E以西,25°N以南这一区域的西北太平洋TC,活跃期时盛行直行路径,多影响海南及两广等地区；不活跃期时盛行转向路径,多影响福建及浙江等地。诊断分析和数值模拟结果均表明南海夏季风季节内振荡不同位相下大尺度引导气流的差异是西北太平洋TC路径特征差异的主要贡献因子。
二、对东亚夏季风与西北太平洋热带气旋频数关系的初步分析（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、对东亚夏季风与西北太平洋热带气旋频数关系的初步分析（论文提纲范文）
（1）青藏高原雪灾频数变化及其对海温异常强迫的响应（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 国内外研究进展 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 主要研究内容 |
| 1.5 各章内容安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.2 资料 |
| 2.3 技术方法 |
| 第三章 青藏高原雪灾影响要素的气候变化事实 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 气温时空变化特征 |
| 3.3 降水时空变化特征 |
| 3.4 积雪时空变化特征 |
| 3.5 本章讨论与小节 |
| 第四章 青藏高原雪灾指数及其变化特征 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 雪灾指数定义 |
| 4.3 雪灾变化趋势及区域性差异 |
| 4.4 典型多、少雪灾年份异常环流合成分析 |
| 4.5 本章讨论及小结 |
| 第五章 海温异常对雪灾变率强迫作用的诊断 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 海温强迫场的选取 |
| 5.3 雪灾频数对海温强迫作用的GEFA响应 |
| 5.4 关键SSTA模影响雪灾生成的可能过程 |
| 5.5 本章小结及讨论 |
| 第六章 海温异常对雪灾异常影响的敏感性试验 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 模式对大气环流模拟能力的评估 |
| 6.3 试验设计 |
| 6.4 海温异常对青藏高原雪灾异常的强迫效应 |
| 6.5 本章小结及讨论 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 特色及创新点 |
| 7.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（2）ENSO不同位相下登陆中国大陆热带气旋降水特征的研究（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 热带气旋降水的研究进展 |
| 1.2.1 热带气旋降水气候特征 |
| 1.2.2 热带气旋降水影响因子 |
| 1.3 ENSO对热带气旋降水影响的研究进展 |
| 1.3.1 两类ENSO的提出及其对东亚气候的影响 |
| 1.3.2 ENSO对热带气旋降水的影响 |
| 1.4 本文主要研究内容及特色 |
| 第二章 数据与方法 |
| 2.1 数据来源及处理 |
| 2.1.1 数据来源 |
| 2.1.2 TC数据处理 |
| 2.1.3 台站数据处理 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 热带气旋降水的提取 |
| 2.2.2 热带气旋体积降水的计算 |
| 2.2.3 经验正交分解 |
| 2.2.4 热带气旋降水影响因子分解方法 |
| 2.2.5 热带气旋路径频数经验性统计分析方法 |
| 2.2.6 异常的成因诊断方法 |
| 2.2.7 热带气旋异常降水的成因诊断方法 |
| 2.2.8 不同ENSO位相的分类 |
| 第三章 登陆中国大陆的热带气旋降水基本特征 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 登陆中国大陆热带气旋降水时空分布特征 |
| 3.3 影响登陆中国大陆热带气旋降水的因子 |
| 3.3.1 登陆中国大陆热带气旋降水影响因子的分解 |
| 3.3.2 登陆中国大陆热带气旋降水日数影响因子的分解 |
| 3.3.3 登陆中国大陆热带气旋路径频数影响因子的分解 |
| 3.4 小结与结论 |
| 第四章 ENSO不同位相下登陆中国大陆热带气旋降水异常特征 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 不同位相的分类 |
| 4.2.1 位相分类结果 |
| 4.2.2 SSTA及降水异常分布 |
| 4.3 ENSO不同位相下大气环流对海温异常的响应 |
| 4.4 ENSO不同位相下登陆中国大陆热带气旋降水异常特征分析 |
| 4.4.1 EPW位相下登陆中国大陆热带气旋降水异常特征分析 |
| 4.4.2 CPW位相下登陆中国大陆热带气旋降水异常特征分析 |
| 4.4.3 EPC位相下登陆中国大陆热带气旋降水异常特征分析 |
| 4.4.4 CPC位相下登陆中国大陆热带气旋降水异常特征分析 |
| 4.4.5 ENSO不同位相下登陆中国大陆热带气旋降水异常特征对比 |
| 4.5 ENSO不同位相下登陆中国大陆热带气旋降水异常特征初步成因诊断 |
| 4.6 小结与结论 |
| 第五章 EPW位相下华南地区登陆中国热带气旋降水异常成因分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 EPW位相下华南地区登陆中国大陆TC降水异常特征成因诊断 |
| 5.3 TC生成的环境要素特征 |
| 5.4 TC路径的环境要素特征 |
| 5.5 日TC降水强度的环境要素特征 |
| 5.6 TC影响时长的环境要素特征 |
| 5.7 小结与结论 |
| 第六章 结论与讨论 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 讨论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（3）东亚夏季经向遥相关与中国东部区域性持续极端强降水的关系研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| 英文摘要 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 遥相关 |
| 1.1.1 遥相关基础理论 |
| 1.1.2 东亚经向遥相关 |
| 1.1.3 遥相关现有研究问题 |
| 1.2 区域性持续极端强降水 |
| 1.2.1 极端强降水的特征 |
| 1.2.2 与极端强降水相联系的大气环流特征及其可能机制 |
| 1.2.3 极端强降水现有研究问题 |
| 1.3 问题的提出 |
| 第二章 数据与方法 |
| 2.1 数据 |
| 2.2 方法 |
| 第三章 东亚夏季年际尺度经向遥相关 |
| 3.1 主要变率模态及其环流特征 |
| 3.2 起源与能量传播特征 |
| 3.3 对东亚夏季年际气候变率的贡献 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 东亚夏季次季节尺度经向遥相关 |
| 4.1 主要变率模态及其环流特征 |
| 4.2 起源与能量传播特征 |
| 4.3 与极端强降水的联系 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 中国东部夏季区域性持续极端强降水 |
| 5.1 定义与气候特征 |
| 5.2 与其相联系的典型异常大气环流特征 |
| 5.3 可能形成机制 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 总结 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 简历与科研成果 |
（4）新中国成立70年以来的中国大气科学研究:气候与气候变化篇（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 气候研究 |
| 3 青藏高原对中国气候的影响 |
| 4 季风对中国气候的影响 |
| 5 大气活动中心与西风带对中国气候的影响 |
| 6 气候动力学与气候模式的发展 |
| 7 气候变化研究 |
| 8 总结与展望 |
（5）广西暴雨气候变化异常特征及其成因研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 国内外研究背景 |
| 1.3 科学问题的提出 |
| 1.4 具体章节安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 第三章 广西暴雨气候变化新特征 |
| 3.1 暴雨空间分布特征 |
| 3.2 暴雨季节变化特征 |
| 3.3 暴雨年际及年代际气候变化特征 |
| 3.4 暴雨区域性特征 |
| 3.5 暴雨区域相关性特征 |
| 3.6 暴雨同时性特征 |
| 3.7 各站暴雨过程历史极端值 |
| 3.8 本章小结和讨论 |
| 第四章 广西暴雨年内非均匀性分布异常成因 |
| 4.1 广西暴雨集中度(期)气候特征 |
| 4.2 广西暴雨集中度(期)异常对西太平洋副热带高压变化的响应 |
| 4.3 热带季节内振荡对广西暴雨集中度的调制作用 |
| 4.4 太平洋海温异常对暴雨集中度(期)的影响 |
| 4.5 季风对暴雨集中度异常的影响 |
| 4.6 冬季青藏高原地面加热场对广西暴雨集中度的影响 |
| 4.7 本章小结 |
| 第五章 大气季节内振荡对广西暴雨的调制作用 |
| 5.1 MJO对广西暴雨的调制作用 |
| 5.2 MJO对影响广西热带气旋发生发展的调制作用 |
| 5.3 大气季节内振荡对广西区域持续性暴雨的影响 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 广西大范围暴雨年代际增多的气候成因 |
| 6.1 广西典型大范围暴雨过程的天气形势 |
| 6.2 大气环流异常的年代际变化特征 |
| 6.3 广西大范围暴雨过程的大气环流异常特征 |
| 6.4 广西大范围暴雨与太平洋海温年代际振荡(PDO)的关系 |
| 6.5 PDO对高度场的影响 |
| 6.6 PDO对风场的影响 |
| 6.7 PDO对大气对流运动的影响 |
| 6.8 本章小结 |
| 第七章 总结和展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 特色与创新 |
| 7.3 未来工作展望 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
| 致谢 |
（6）热带海温对华南前汛期和后汛期降水的影响（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 国内外研究进展 |
| 1.2.1 华南降水的基本特征 |
| 1.2.2 华南夏季降水的形成机理 |
| 1.3 问题的提出及研究内容 |
| 1.3.1 问题的提出 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.1.1 观测资料 |
| 2.1.2 再分析资料 |
| 2.1.3 CMIP5 资料 |
| 2.1.4 大气模式 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 松野-吉尔模态(Matsuno-Gill mode) |
| 2.2.2 整层水汽通量的计算 |
| 2.2.3 CMIP5 模式的模拟技巧计算 |
| 第三章 中国华南夏季降水的变化特征和相关的大尺度大气环流 |
| 3.1 华南夏季降水的变化特征 |
| 3.2 华南前、后汛期降水相关的大尺度大气环流异常 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 热带海温对华南前、后汛期降水的影响 |
| 4.1 热带海温对华南前、后汛期降水的影响 |
| 4.2 敏感性实验 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 CMIP5 模式对华南夏季降水模拟的评估 |
| 5.1 CMIP5 模式对东亚夏季风的模拟 |
| 5.2 CMIP5 模式对华南前、后汛期降水的模拟 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 总结与讨论 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 讨论 |
| 6.2.1 在研究华南夏季降水时将雨季分为前、后汛期的必要性 |
| 6.2.2 热带海温对华南前汛期与后汛期极端降水的影响 |
| 6.3 本文特色和创新点 |
| 6.4 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（7）夏季亚洲-太平洋涛动与东亚气候异常关系的研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.1.1 大气遥相关 |
| 1.1.2 东亚气候 |
| 1.2 亚洲—太平洋涛动研究进展 |
| 1.2.1 亚洲—太平洋涛动的定义和成因 |
| 1.2.2 亚洲—太平洋涛动的多尺度变化特征及其与东亚气候的关系 |
| 1.2.3 亚洲—太平洋涛动对大气环流的影响 |
| 1.3 东亚气候研究进展 |
| 1.3.1 东亚夏季风 |
| 1.3.2 东亚降水 |
| 1.4 问题的提出 |
| 1.5 研究内容及章节安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 各类指数 |
| 2.3 主要统计方法 |
| 第三章 夏季亚洲—太平洋涛动的年际变化特征 |
| 3.1 夏季亚洲—太平洋涛动及其年际变率 |
| 3.1.1 NCEP/NCAR再分析资料 |
| 3.1.2 ERA-20C再分析资料 |
| 3.1.3 NOAA再分析资料 |
| 3.1.4 多种资料对比分析 |
| 3.2 本章小结与讨论 |
| 第四章 夏季亚洲—太平洋涛动与东亚气候异常的关系 |
| 4.1 位势高度 |
| 4.2 高空急流 |
| 4.3 东亚夏季风 |
| 4.4 季风区降水 |
| 4.5 APO突变前后东亚气候的变化 |
| 4.5.1 位势高度 |
| 4.5.2 高空急流 |
| 4.5.3 东亚夏季风 |
| 4.5.4 降水 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 夏季亚洲—太平洋涛动与海温的关系 |
| 5.1 夏季APO与太平洋SST |
| 5.1.1 夏季APO与PDO以及ENSO之间的关系 |
| 5.1.2 太平洋海温关键区 |
| 5.3 北太平洋SST |
| 5.4 热带中东太平洋SST |
| 5.5 西太平洋SST |
| 5.6 APO与太平洋SST不稳定关系 |
| 5.6.1 APO与热带中东太平洋SST的不稳定关系 |
| 5.6.2 APO与东亚夏季风的不稳定关系 |
| 5.7 本章小结 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 未来展望 |
| 参考文献 |
| 作者在读期间科研成果简介 |
| 致谢 |
（8）西北太平洋热带气旋活动对东亚夏季气候的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 西北太平洋热带气旋活动的气候效应 |
| 1.2.2 热带气旋活动的数值模拟研究 |
| 1.3 拟解决的科学问题和本文的主要研究内容 |
| 1.3.1 拟解决的科学问题 |
| 1.3.2 主要研究内容 |
| 第二章 资料、指数和数值试验设计 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 指数定义 |
| 2.3 数值试验设计 |
| 2.3.1 WRF模式介绍 |
| 2.3.2 “TC抑制模块”消除热带气旋 |
| 2.3.3 Bogus技术消除热带气旋 |
| 2.3.4 热带气旋识别方法 |
| 第三章 西北太平洋热带气旋活动对东亚夏季风系统演变的影响 |
| 3.1 统计结果 |
| 3.2 典型年份分析 |
| 3.3 可能的物理机制 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 西北太平洋热带气旋活动对中国中东部降水和高温热浪天气的影响 |
| 4.1 统计结果 |
| 4.2 可能的物理机理 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 西北太平洋热带气旋活动区域气候效应的数值模拟研究 |
| 5.1 模拟效果检验 |
| 5.2 控制性试验和敏感性试验结果对比 |
| 5.3 西北太平洋热带气旋影响区域气候的物理机制 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 热带气旋影响大尺度环流的数值模拟研究:典型个例分析 |
| 6.1 模拟效果检验 |
| 6.2 Soudelor对大尺度环流的影响 |
| 6.3 热带气旋影响大尺度环流的物理机制 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 本文主要成果 |
| 7.2 本文主要创新点 |
| 7.3 未来工作展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 作者在学期间取得的学术成果 |
（10）热带大西洋海温异常对西北太平洋热带气旋活动的影响及机理研究（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 国内外研究进展 |
| 1.2.1 热带太平洋海温变率与TC活动的关系 |
| 1.2.2 大气低频模态与TC活动的关系 |
| 1.2.3 热带大西洋海温异常与TC活动的关系 |
| 1.2.4 TC的季节预报 |
| 1.3 拟解决的问题 |
| 1.4 论文章节安排 |
| 参考文献 |
| 第二章 春季热带大西洋海温异常对西北太平洋热带气旋活动的影响 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 资料和方法 |
| 2.3 时间序列分析 |
| 2.4 合成差值分析 |
| 2.5 大尺度环流背景 |
| 2.6 结论和讨论 |
| 参考文献 |
| 第三章 西北太平洋热带气旋活动与夏季热带大西洋海温的联系 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料和方法 |
| 3.3 相关关系分析 |
| 3.4 合成差值分析 |
| 3.5 线性回归分析 |
| 3.6 结论 |
| 参考文献 |
| 第四章 西北太平洋热带气旋生成频次的统计季节预报模型 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 资料和方法 |
| 4.3 预测因子 |
| 4.4 预测模型 |
| 4.5 预测模型检验 |
| 4.6 结论 |
| 参考文献 |
| 第五章 热带大西洋海温异常与南海夏季风活动的关系 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 资料和方法 |
| 5.3 相关关系分析 |
| 5.4 可能机制分析 |
| 5.4.1 春季NTA对SCSSM的影响 |
| 5.4.2 夏季NTA对SCSSM的影响 |
| 5.5 SCSSM预测的统计模型 |
| 5.6 结论 |
| 参考文献 |
| 第六章 南海夏季风季节内振荡的不同位相对西北太平洋热带气旋活动的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 资料和方法 |
| 6.3 夏季风期间南海对流活动的ISO特征 |
| 6.3.1 对流活跃期和不活跃期的定义 |
| 6.3.2 活跃期与不活跃期的气候学特征 |
| 6.4 南海夏季风期间TC活动的气候特征 |
| 6.5 位涡倾向诊断分析 |
| 6.6 数值模拟 |
| 6.6.1 模式说明及试验设计 |
| 6.6.2 试验结果分析 |
| 6.7 结论 |
| 参考文献 |
| 第七章 总结和展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 论文主要的创新点 |
| 7.3 讨论与展望 |
| 致谢 |
| 在读期间科研情况 |
| 1. 论文发表情况 |
| 2. 参与科研项目 |
| 3. 参加学术会议 |
四、对东亚夏季风与西北太平洋热带气旋频数关系的初步分析（论文参考文献）
- [1]青藏高原雪灾频数变化及其对海温异常强迫的响应[D]. 刘彩红. 南京信息工程大学, 2020
- [2]ENSO不同位相下登陆中国大陆热带气旋降水特征的研究[D]. 李欣韵. 南京信息工程大学, 2020
- [3]东亚夏季经向遥相关与中国东部区域性持续极端强降水的关系研究[D]. 徐一鸣. 南京大学, 2020(04)
- [4]新中国成立70年以来的中国大气科学研究:气候与气候变化篇[J]. 黄建平,陈文,温之平,张广俊,李肇新,左志燕,赵庆云. 中国科学:地球科学, 2019(10)
- [5]广西暴雨气候变化异常特征及其成因研究[D]. 覃卫坚. 南京信息工程大学, 2019
- [6]热带海温对华南前汛期和后汛期降水的影响[D]. 刘俊奇. 南京信息工程大学, 2019(03)
- [7]夏季亚洲-太平洋涛动与东亚气候异常关系的研究[D]. 王星. 成都信息工程大学, 2019(05)
- [8]西北太平洋热带气旋活动对东亚夏季气候的影响[D]. 陈宪. 国防科技大学, 2018(02)
- [9]ENSO在青藏高原积雪与西北太平洋热带气旋生成频数关系中的作用[J]. 占瑞芬,丁一汇,吴立广,雷小途. 中国科学:地球科学, 2016(10)
- [10]热带大西洋海温异常对西北太平洋热带气旋活动的影响及机理研究[D]. 霍利微. 南京信息工程大学, 2015(12)