一、七月季风环流发展的数值模拟（论文文献综述）
唐领余,沈才明,吕厚远,李春海,马庆峰[1]（2021）在《青藏高原第四纪孢粉研究五十年》文中进行了进一步梳理20世纪60年代,因应西部经济建设的需要催生了青藏高原第四纪孢粉研究.最初为探索冰期（冷期）/间冰期（暖期）孢粉组合、植被与气候变化规律,且首次在青藏高原主体钻取200多米第四纪湖相沉积岩芯进行孢粉研究.20世纪70年代,第一次青藏高原科学考察开始了高山雪冰孢粉研究; 80年代起,开展了中法、中德、中澳和中美国际合作,标志着中国第四纪孢粉学界与国际接轨,一些第四纪孢粉研究的新方法逐渐得到不断的推广和应用,使中国第四纪孢粉学开始了从定性到定量重建古植被与古气候的探索; 90年代后,众多孢粉学者在青藏高原的60多个湖泊/剖面及高山冰川研究点,开展了以全球变化为重点的大范围第四纪孢粉研究,探讨更新世以来高原植被的时空变化及高原气候与环境的演变.半个多世纪过去了,青藏高原第四纪孢粉研究,为中国第四纪孢粉数据库的建立及高原末次盛冰期以来植被和气候演变过程的研究作出了贡献.已有的花粉记录揭示了末次盛冰期以来青藏高原植被的时空分布,表现为森林、草甸、草原和荒漠在末次盛冰期、冰消期和全新世适宜期等不同时段的扩张和收缩.古植被反映的末次盛冰期以来古季风经历了弱→增强→强盛→减弱但仍活跃→萎缩的变化,主要受太阳辐射的影响.
韩爽[2]（2021）在《黄土路堤水分运移特性及其稳定性研究》文中提出
张辉超[3]（2021）在《夏热冬暖地区绿色高层住宅建筑设计研究》文中进行了进一步梳理
吴硕秋[4]（2021）在《南亚黑碳向青藏高原输送季节差异的数值模拟研究》文中进行了进一步梳理沉积在冰川表面的黑碳（BC）将减少积雪的反照率并吸收更多的太阳辐射,从而加速冰雪融化,进而影响区域水循环;而高原上空大气的增温会改变亚洲季风环流,从而影响北半球的大气环流形势。以往的研究表明,来自南亚的黑碳是青藏高原黑碳的主要来源,黑碳气溶胶向青藏高原的输送存在显着的季节差异。本文使用WRF-Chem（Weather Research and Forecasting model coupled to Chemistry）模式,对基于两种排放清单（MIX排放清单和北京大学黑碳排放清单（PKU））模拟的黑碳浓度、干湿沉降的季节性变化进行了分析,并结合BC浓度的垂直分布对南亚黑碳不同季节向青藏高原输送的机制进行了分析。在南亚地区基于两种排放清单的黑碳排放年排放总量比较接近,但是呈现出了不同的季节性排放特征,即:PKU清单南亚春季最高,夏季最低;MIX清单冬季最高,夏季最低。在南亚地区,在恒河平原及周边地区PKU黑碳排放量要高于MIX排放清单,这种差距在春季最强;而在南亚中部地区PKU排放清单的黑碳排放量则要小于MIX排放清单。而模拟的黑碳浓度呈现相同季节分布特征。冬季风期南亚地面的黑碳浓度最高,夏季风期南亚地面的黑碳浓度最低。青藏高原地区季风过渡期和冬季风期青藏高原地表黑碳浓度明显大于夏季风期青藏高原的地表黑碳浓度。冬季风期和季风过渡期两个排放清单在恒河平原处的黑碳浓度差距可以达到2-3μg/m3,此时南坡的提高率可以达到50-80%;夏季风期,恒河平原的差距只有0.1-0.5μg/m3,甚至有部分区域小于MIX模拟值,此时南坡的提高率下降到了30%。季风过渡期,孟加拉湾处盛行的西南风可以将南亚黑碳输送到高原东南角;喜马拉雅山脉西边近地面盛行的西北风可以将黑碳携带到喜马拉雅山脉西部。南亚黑碳传输过程中可以在高原西坡西南坡产生较多干沉降,恒河平原附近黑碳浓度的提升会使得南亚黑碳输送的更远,在高原腹地产生干沉降。此时既有穿过孟加拉湾抵达高原西南角的黑碳,也有到达我国四川盆地地区在东南风作用下抬升输送到青藏高原的黑碳,在这两个区域都产生了大量黑碳的湿沉降。夏季风期在孟加拉湾处盛行的西南风作用下黑碳在喜玛拉山脚聚集,在上升气流和爬坡气流的携带下输送到高空,但是由于高空西风带的北移削弱,此时南亚黑碳的跨喜马拉雅山输送强度较低。南亚黑碳传输过程中几乎没有产生太多干沉降,此时南亚黑碳主要是通过湿沉降沉降在高原地表。此时黑碳主要是通过地形的抬升被输送到高原,因此在整个喜马拉雅山脉都有较多的黑碳湿沉降。冬季风期,南亚盛行的东北风不利于黑碳向青藏高原的输送,但是恒河平原近地面盛行的西北风使得黑碳在喜马拉雅山脉西部聚集,并在沿坡爬升气流的作用下抬升高空盛行的西风急流可以将其携带到青藏高原内部或是吹向喜马拉雅山南部,进而跨过喜马拉雅山脉输送到青藏高原地区。此时黑碳的干湿沉降都不太明显。南亚和青藏高原上空盛行的西风急流在南亚黑碳向青藏高原的输送中起着重要作用,恒河平原附近地区的黑碳气溶胶在西北风携带下在喜马拉雅山脉山麓的积聚是南亚黑碳输送中不可缺失的一环,结合PKU排放清单与MIX排放清单在南亚地区排放量分布的差别以及模拟出的高原黑碳浓度的差别,我们认为25°N-30°N,75°E-80°E这部分区域是南亚黑碳向青藏高原输送最重要的地区。
叶梦茜[5]（2021）在《中国东部区域极端降水事件监测及低频特征分析》文中研究说明利用中国区域1979-2015年逐日降水网格化数据,综合考量降水时间-影响区域-强度（RTSI）的客观方法,自动识别中国东部的区域极端降水事件,与目前国家气候中心业务的监测结果进行对比。利用欧洲中心再分析资料,通过集合经验模态分解、大气柱水汽收支、合成分析等方法,研究1-2 d的短时极端降水（SREP）与3 d以上持续性极端降水事件（PREP）的主要物理过程和关键低频尺度的演变特征,探讨关键尺度对流层高低空系统配置的演变。得到的主要结论如下:（1）RTSI方法与国家气候中心业务法识别的极端降水事件统计和气候特征相似。它能客观识别空间尺度较小、移动较慢的极端降水事件,如发生在华南以及长江中下游区域持续性极端降水事件以及日降水量小于50 mm的区域极端降水事件。业务法能识别出发生在华北地区降水中心移动较快的极端降水事件。（2）区域极端降水物理过程诊断显示,事件发生期间,其降水强度主要受区域大气柱水汽南北向异常水汽辐合的影响,区域南侧为最主要的水汽输入边界。SREP发生前期,大气柱水汽为异常辐散,与区域南侧水汽净流出大于北侧的净流入有关。而PREP发生前期,区域南北边界已出现异常水汽辐合。空间分布表明,大气柱水汽与水汽水平辐合的配合影响极端降水的触发与持续。（3）主要物理过程的尺度分析发现,SREP主要受天气尺度与10-30 d的准双周振荡（QBWO）水汽辐合的影响,天气尺度的水汽主要来源于西北太平洋,10-30 d尺度的水汽明显来源于印度洋。PREP更多受到QBWO与30-90 d季节内振荡（MJO）尺度水汽辐合的影响,两种尺度水汽辐合的重叠形成了持续性强降水,QBWO水汽主要来自于西北太平洋,MJO水汽同时来源于西北太平洋与印度洋。（4）整层大气柱的水汽收支与对流层上层稳定高压、下层气旋以及太平洋反气旋系统的协同影响有关。SREP发生前后,低层天气尺度风场迅速由反气旋转为气旋,发生当天与10-30d尺度气旋重合,实现强的水汽辐合,高空异常高压的影响较弱;对流层中层,假相当位温高值区的移动,可作为降水触发的一个指标。影响PREP的低层系统为西南移动的10-30 d尺度的西北太平洋反气旋,长江中下游MJO尺度的气旋与西北太平洋反气旋的重合,加强了水汽辐合。高层为10-30 d尺度稳定的高压。10-30 d分量假相当位温高值中心的稳定维持与极端降水持续性也存在一定关系。
罗小青[6]（2021）在《青藏高原-热带印度洋热力差异及其与南亚夏季风的关系》文中提出本文利用多源资料、多种方法计算青藏高原大气热源,并选用ERA5资料分析青藏高原—热带印度洋大气热源（Q1）和水汽汇（Q2）的特征及其差异,通过构建海陆热力差多指标（QI、TIup和QIup）,研究其与南亚夏季风的关系,最后通过个例探究海陆热力差与亚洲夏季风爆发的关系。主要结论如下:（1）青藏高原和热带印度洋Q1均由降水凝结潜热Q2主导,空间季节变率显着,前者冬季冷源和夏季热源特征明显,后者呈“冬强夏弱,东强西弱”特征。夏季,高原西侧近地面为热源,主要由冷平流和下沉增温作用补偿,对流层上层转为冷源且主要由下沉增温作用补偿,高原东侧对流层中上层为强热源和强水汽汇区,分别由上升冷却和向上水汽输送作用补偿。热带印度洋西侧热源较弱,东侧整个对流层为强热源,中上层达最大。冬季,高原西侧近地面为水汽汇区,且主要由正的水汽平流输送作用补偿,东侧300h Pa以下平流和垂直输送作用都很强导致Q1很小,热带印度洋对流层均为强热源和水汽汇区,且中上层达到最强。（2）定量衡量青藏高原—热带印度洋海陆热力差异的不确定性因素来源于指标和资料。温度指标TIup和斜压性指标的季节转换分别滞后热源指标QI和QIup一个月和两个月,夏季QIup和TIup在2000前后发生年代际转折（先弱后强）,而QI则呈“V”型变化（1990s初期～2000s初期海陆热力差异偏弱）。不同资料表征夏季TIup年际变率差异大,再分析资料与探空资料相关程度最高,ERA5和JRA-55相关性最高,但探空资料（除IUK外）和再分析资料（除NCEP/DOE外）显示高原的增温趋势强于热带印度洋,导致对流层上层海陆热力差异增大,而CMIP6模式结果则显示一致增温。（3）建立“经向热力差—季风环流—季风降水”正反馈机制解释青藏高原—热带印度洋经向热力差与南亚夏季风的关系。当QI正异常时,对流层上层北暖南冷,经向温度梯度增大使季风区斜压性和季风环流增强,高原南侧和热带印度洋分别存在异常上升和下沉气流,从而导致孟加拉湾、印度半岛和南亚地区降水异常;QI正异常时情况基本相反。当QIup正异常时,对流层上层温度场出现“三极子”分布状态（高原西侧暖异常—热带印度洋冷异常—高原东侧冷异常）,季风环流和降水的异常分布与QI存在较大差异。（4）海陆热力差与2018年亚洲夏季风爆发关系密切。5月5候～6月1候分别对应印度夏季风爆发、孟加拉湾夏季风爆发和南海夏季风爆发,后两者分别对应对流层上层经向和纬向温度梯度达最大。从5月4候～6候,青藏高原—热带印度洋热力差主要由热带印度洋降水凝结潜热主导,5月6候孟加拉湾地区深对流活动集中爆发,经向潜热差达到最大,伴随对流层上层经向温度梯度达到最大,从而导致孟加拉湾夏季风爆发。随着深对流活动北上,6月1候孟加拉湾地区对流活动减弱伴随和海温降低,从而导致降水凝结潜热和感热显着减小,热带印度洋和南海地区纬向方向上潜热差降到极小值,从而使得纬向温度梯度达到极大值,导致南海夏季风爆发。
张焓[7]（2021）在《一种三步法预测在中国汛期降水预测中的应用》文中研究指明本研究从汛期降水预测这一实际业务出发,提出了一个基于北美多模式集合预测海温的三步法预测方案:采用Can CM4、GFDL-CM2p5和GEOS-S2S三种先进的耦合地球系统模式的海温预测,进行统计订正后作为BCCAGCM大气环流模式的海温强迫信息进行非耦合预测,再使用预测的大气环流信息作为区域气候模式CWRF的侧边界进行动力降尺度预测。为了验证新预测方案的有效性,研究对1991年至2013年进行了回报实验并进行了详细的分析,结果表明:从地面气温和日均降水的气候平均态上看,CWRF降尺度步骤可以在全球模式预测的基础上显着地提升预测物理量的空间分布相关系数并显着地降低总体均方根误差。在平均态对比中,耦合与非耦合驱动的预测差别较小,符合预测方案中采用相同海温观测气候态的设计,稳定的气候态有利于后续的模式参数调优。极端降水指数PCT95和SDII的预测对模式内部的物理过程更加敏感,粗网格的全球模式无法正确地捕捉极端降水特征而CWRF模式虽然对降水量级的估计高于地面测站观测插值结果,但是展示出的雨带空间分布和极端降水量级更加符合实际。年际相关一直以来是预测难点和重点,三步法的非耦合预测相比耦合预测显着地提高了地面气温和降水预测年际相关系数,并在更加广泛的区域有着显着正相关的年际预测技巧。逐月距平相关系数显示所有方案在三月之后技巧显着下降,三步法预测的距平相关系数相比控制方案有了较好的提升。通过提取观测降水的时空变化特征并进行环流和海温的相关分析,本研究首先确定了影响中国区降水时空分布的关键环流区域和海洋区域,再在此基础上解释了三步法预测降低降水预测误差的逻辑路线。得益于更低的海温预测误差,三步法预测在相同大气环流模块驱动下模拟出了更加接近真实大气情况的高空纬向风、低空急流进而提升了中国区降水预测技巧。不同方案预测的中国区不同垂直层次空间相关系数的垂直廓线显示CWRF在低空环流和水汽分布预测上有着更强的技巧。最后,本研究应用支持向量回归方法对三步法方案预测的不同成员结果进行集合,并在十五年的验证期进行评估,结果显示支持向量回归集合预测不论在预测气候态还是在年际异常的预测上都展示出了显着的提升。
王旭栋[8]（2021）在《夏季西北太平洋异常反气旋的季节内至年际尺度变化特征与机理研究》文中进行了进一步梳理夏季西北太平洋异常反气旋对局地不同时间尺度海气变化有着重要影响。本文利用观测资料与ECHAM5大气模式输出资料等,采用统计分析和动力学诊断方法,系统地研究了夏季西北太平洋异常反气旋季节内至年际尺度变化特征,得到:（1）西北太平洋异常反气旋是局地大气跨尺度共同模态。经20天低通滤波后对印太海域对流层高低层风场进行EOF分析,揭示夏季印太地区大气低频主模态为热带季节内振荡（ISO）模态。EOF分析得到前两个印太海域大气年际主模态,分别代表西北太平洋反气旋模态EOF1rec与南亚夏季风增强模态EOF2rec。EOF1,2rec亦可作为ISO的正交基底用于表征夏季ISO的传播与发展。EOF1rec存在准两年振荡周期,与ENSO位相转换有关。而EOF2rec在年际尺度为白噪声信号。能量学分析表明,西北太平洋异常反气旋产生位置和对流层低层风场的平均态分布有关。在对流层低层季风西风和信风东风的合流区,大气正压能量转换与对流反馈过程可将能量从平均动能和平均有效位能传递到扰动态,使得西北太平洋异常反气旋态在不同时间尺度得到维持。（2）西北太平洋异常反气旋的生成和逐月演变特征与ENSO不同位相之间均存在密切联系。ElNino衰减年与同期La Nina夏季西北太平洋对流层低层存在反气旋式环流异常。反气旋式环流异常存在逐月差异。中国东部夏季逐月降水变化与西北太平洋反气旋环流异常引起的温度平流有直接联系。此外,青藏高原大气热源、中纬度西风急流与西北太平洋副热带高压的位置均可与西北太平洋反气旋环流异常协同作用,引起夏季中国东部降水逐月变化。（3）西北太平洋异常反气旋的年际变率不仅与ENSO密切相关,也可独立于ENSO,仅由大气内部过程产生。以8月份作进一步分析发现,观测中非海温影响主模态和ECHAM5模式成员间差异主模态类似,空间模态表现为西北太平洋异常反气旋。深入分析表明大气内部过程产生的西北太平洋异常反气旋主要由ISO引起。（4）基于西北太平洋异常反气旋作为局地大气共同模态,可定义一个表征西北太平洋异常反气旋的实时监测指数RTI1及其正交模指数RTI2,用于东亚夏季风区热带ISO的实时监控。通过对2016年厄尔尼诺衰减年夏季和2020年夏季的个例研究,发现2016年8月,ISO抵消ENSO引起的西北太平洋异常反气旋,造成西北太平洋局地气旋环流异常,降水增多,中国长江中下游地区降水减少。而在2020年夏季,年际尺度上,北印度洋增暖和同期中东太平洋拉尼娜事件协同作用,可造成西北太平洋反气旋式环流异常和长江流域降水增多。同时,ISO是引起长江流域降水增多的主要原因。RTI指数能较好反映2020年夏季西北太平洋异常反气旋的时空特征。（5）在ISO的传播和发展过程中,水汽的水平平流及“气柱过程”起到了重要作用。夏季大气整层水汽倾向超前水汽本身,引起ISO的传播并影响中国东部地区降水。其中,水汽的水平平流作用有重要贡献。同时,“气柱过程”也有利于ISO向特定方向的传播。这些结果有利于深刻认识夏季西北太平洋异常反气旋的跨时间尺度特征、物理机制及其对亚洲夏季风环流系统的影响,可为进一步研究亚洲夏季风多尺度气候变率和气候预测预警提供线索。
陈荣胜[9]（2021）在《基于多模式集合的广东省风能预报评估》文中研究说明随着世界上化石能源的不断损耗,潮汐能、风能和太阳能等可再生能源的开发利用已成为全人类的共识。我国的风电行业发展迅速,与“十三五”规划提出的要求相比,我国的风电总发电量和风力发电比重已经超额完成,在新开展的十四五规划中,政府要求风电装机容量再做提升。为完成整体的能源规划,风能资源的评估必不可少,然而,风的不确定性以及气候变化给评估过程造成了巨大的压力。因此,在风能评估之前,应估算重现期的最大风速并以此来避免极端天气对风电开发项目所带来的负面影响。本研究是采用多模式集合的方法对广东省未来的风能变化进行预报评估。首先,获取ERA的再分析数据作为观测数据,CORDEX-EA的五个区域气候模型作为模拟数据。在历史参考时期,计算五个区域气候模型的年际变化分数（IVS）和Yule-Kendall偏度,将五个模型的效果进行排名,确定权重,通过加权获得一个新的区域气候模式集合。再用相关系数,均方根误差等参数验证风速数据的精度,计算发现,多模式集合的方法可以提高模型的精度,降低预报的不确定性。之后用ERA观测数据确定广东省历史时期的风速分布以及历史时期广东省的风能季节分布,广东省的风速空间分布呈现出从沿海到内陆逐渐降低,到内陆山地地区又有所回升的特点,广东省的风能季节上呈现出冬半年丰富,夏半年匮乏的特点。在风能预报评估之前,使用历史参考时期的最大风速数据重现未来评估时期的最大风速出现概率,得到了“广东省绝大多数站点符合风力等级划分且满足工程项目设计基本需求,但上川岛和南澳两个离岸站点及近海站点在风能预报评估中需要注意最大风速引起的极端天气”的结论。最后,将验证后的未来数据分为2021年到2040年（世纪前期）,2041年到2070年（世纪中期）以及2071年到2100年（世纪末期）三个阶段,计算广东省四个区域24个站点在未来三个阶段和历史参考时期的季节和年际的风能变化。结果表明:从季节性变化的角度,两种温室气体排放情景下,季节变化明显,春夏两季波动性较大,冬季的增减较小;从年际变化的角度,两种温室气体排放情景下,在世纪前中期,广东省四个地区的风能变化整体呈现增加的趋势,在世纪末期,四个地区中多个站点都呈现出小幅的下降。并且,RCP8.5下的风能变化幅度要大于RCP4.5下的变化。
汪颖钊[10]（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》文中提出大气降水中的氢（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。
二、七月季风环流发展的数值模拟（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、七月季风环流发展的数值模拟（论文提纲范文）
（1）青藏高原第四纪孢粉研究五十年（论文提纲范文）
| 1 前言 |
| 2 困难中起步:探索冰期(冷期)/间冰期(暖期)孢粉组合特征 |
| 3 携手中跋涉:中西方学者合作探讨青藏高原古植被与古气候 |
| 4 定性到定量:行进在定量重建古植被与古气候的征途 |
| 5 开拓新领域:开展高山冰川的雪冰孢粉研究 |
| 6 恢复古植被:探讨更新世以来高原植被的时空变化 |
| 6.1 高原东南部末次冰消期以来植被演替 |
| 6.2 高原南部晚更新世以来植被演替 |
| 6.3 高原中东部更新世以来植被演替 |
| 6.4 高原中部全新世植被演替 |
| 6.5 高原西部全新世植被演替 |
| 7 重建古气候:探讨西南(印度或南亚)季风主导的高原气候变化 |
| 8 展望未来:任务艰巨 |
（4）南亚黑碳向青藏高原输送季节差异的数值模拟研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究目的及意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 青藏高原黑碳气溶胶的研究 |
| 1.2.2 南亚黑碳向青藏高原的输送 |
| 1.3 问题的提出和研究内容 |
| 第二章 研究方法、资料介绍及模式验证 |
| 2.1 WRF-Chem模式介绍 |
| 2.1.1 云微物理参数化方案 |
| 2.1.2 积云对流方案 |
| 2.1.3 边界层参数化方案 |
| 2.1.4 陆面参数化方案 |
| 2.1.5 化学方案 |
| 2.2 模式设置 |
| 2.3 数据资料 |
| 2.4 模式验证 |
| 2.4.1 气象要素验证 |
| 2.4.2 日均降水量对比 |
| 2.4.3 黑碳气溶胶浓度对比 |
| 第三章 不同排放源清单对青藏高原黑碳浓度模拟的影响 |
| 3.1 排放清单介绍 |
| 3.2 排放清单对比 |
| 3.2.1 黑碳排放量对比 |
| 3.2.2 排放清单黑碳空间分布 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 南亚黑碳向青藏高原的输送 |
| 4.1 南亚和青藏高原黑碳浓度的季节性分布 |
| 4.2 南亚黑碳与青藏高原黑碳干湿沉降的季节性差异 |
| 4.2.1 黑碳的干沉降 |
| 4.2.2 黑碳的湿沉降 |
| 4.3 南亚黑碳向青藏高原输送的季节性差异 |
| 4.3.1 南亚黑碳输送对青藏高原地面黑碳浓度的影响 |
| 4.3.2 南亚黑碳输送对青藏高原黑碳干湿沉降的影响 |
| 4.4 黑碳传输过程中的垂直分布 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 总结与展望 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 创新点 |
| 5.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（5）中国东部区域极端降水事件监测及低频特征分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究意义及目的 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 区域极端降水过程的识别现状 |
| 1.2.2 背景机理研究 |
| 1.3 存在的问题 |
| 1.4 研究内容及章节安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法简介 |
| 2.2.1 国家气候中心业务监测方法 |
| 2.2.2 综合考虑持续时间和影响区域的RTSI方法 |
| 2.2.3 水汽收支诊断 |
| 2.2.4 集合经验模态分解方法 |
| 2.2.5 低频信号提取 |
| 第三章 区域极端降水监测两种方法对比 |
| 3.1 研究问题 |
| 3.2 中国东部极端降水的气候特征 |
| 3.2.1 中国东部极端降水的统计特征 |
| 3.2.2 中国东部极端降水的气候特征 |
| 3.2.3 中国东部极端降水的气候变化特征 |
| 3.3 RTSI方法优势 |
| 3.3.1 持续时间 |
| 3.3.2 影响面积 |
| 3.3.3 识别区域优势 |
| 3.4 国家气候中心业务法优势 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 短时极端降水事件的物理过程诊断及低频环流特征 |
| 4.1 研究问题 |
| 4.2 短时极端降水事件物理过程诊断 |
| 4.3 长江中下游夏季极端降水事件及低频环流特征 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 持续性极端降水事件的物理过程诊断及低频环流特征 |
| 5.1 研究问题 |
| 5.2 持续性极端降水物理过程诊断 |
| 5.3 长江中下游夏季极端降水事件及低频环流特征 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 后续工作展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（6）青藏高原-热带印度洋热力差异及其与南亚夏季风的关系（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 青藏高原热力状况及影响的研究 |
| 1.2.2 热带印度洋热力状况及影响研究 |
| 1.2.3 海陆热力差异与亚洲夏季风关系的研究 |
| 1.2.4 存在的问题 |
| 1.3 研究内容和目的,及拟解决的关键问题 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究目的 |
| 1.3.3 拟解决的关键问题 |
| 1.4 研究特色和创新点 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 大气热源计算方法 |
| 2.2.2 青藏高原—热带印度洋热力差异指数 |
| 2.2.3 南亚夏季风指数 |
| 2.2.4 热成风关系 |
| 2.2.5 统计方法 |
| 2.3 不同方法、不同资料计算青藏高原大气热源的差异 |
| 第三章 青藏高原—热带印度洋大气热源特征及其差异 |
| 3.1 青藏高原热力特征 |
| 3.1.1 大气热源及其各分量 |
| 3.1.2 季节—空间分布 |
| 3.1.3 夏季和冬季的垂直结构 |
| 3.1.4 年际趋势 |
| 3.2 热带印度洋热力特征 |
| 3.2.1 大气热源及其各分量 |
| 3.2.2 季节—空间分布 |
| 3.2.3 夏季和冬季的垂直结构 |
| 3.2.4 年际趋势 |
| 3.3 青藏高原—热带印度洋大气热源对比 |
| 3.3.1 纬向—季节分布 |
| 3.3.2 经向—季节分布 |
| 3.3.3 大气热源和水汽汇垂直分量的季节—垂直剖面 |
| 3.3.4 基于大气热源的海陆热力差异指数QI和 QIup的统计特征 |
| 3.3.5 1990s初期~2000s初期夏季海陆热力差异 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 多种青藏高原—热带印度洋热力差异指标的比较 |
| 4.1 指标的不确定性 |
| 4.1.1 季节转变 |
| 4.1.2 夏季年际变率 |
| 4.1.3 TIup的线性趋势与QI和QIup线性趋势的对比 |
| 4.2 不同资料构建夏季TIup指标的差异 |
| 4.3 小结 |
| 第五章 青藏高原—热带印度洋经向热力差与南亚夏季风的关系 |
| 5.1 南亚夏季风的演变 |
| 5.2 经向热力差异指数QI和QIup与南亚夏季风的关系 |
| 5.2.1 QI与南亚夏季风的关系 |
| 5.2.2 QIup与南亚夏季风的关系 |
| 5.2.3 QI、QIup、TIup与南亚夏季风指数的相关 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 2018 年亚洲夏季风爆发和青藏高原—热带印度洋热力差的关系 |
| 6.1 南亚夏季风爆发特征 |
| 6.1.1 深对流活动 |
| 6.1.2 大尺度环流 |
| 6.1.3 对流层上层温度梯度的转换 |
| 6.2 青藏高原—热带印度洋经向热力对比 |
| 6.3 小结 |
| 第七章 总结和讨论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 讨论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 导师简介 |
（7）一种三步法预测在中国汛期降水预测中的应用（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 |
| 1.3 存在的问题 |
| 1.4 三步法预测的技术路线和研究内容 |
| 1.5 章节安排 |
| 第二章 资料、方法和实验设计 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 数值模式 |
| 2.2.1 BCC_CSM及 BCC_AGCM模式简介 |
| 2.2.2 CWRF模式简介 |
| 2.3 指数定义和算法介绍 |
| 2.3.1 降水指数定义 |
| 2.3.2 统计指标定义 |
| 2.3.3 应用算法简介 |
| 2.3.4 海温订正方法简介 |
| 2.4 技术路线和实验设计 |
| 第三章 三步法预测中国春夏季气温降水的多年平均气候态 |
| 3.1 不同方案预测的中国春夏季节地面气温气候态特征 |
| 3.2 不同方案预测的中国春夏季节日平均降水气候态特征 |
| 3.3 不同方案预测的中国春夏季节极端降水指数气候态特征 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 三步法预测中国春夏季气温降水的年际变化 |
| 4.1 不同方案预测的中国春夏季节地面气温年际变化 |
| 4.2 不同方案预测的中国春夏季节日平均降水的年际变化 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 三步法预测的海气响应关系和局地低空大气环流 |
| 5.1 三步法预测的海气响应关系 |
| 5.2 CWRF模式降尺度在降水预测中的作用 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 三步法预测多成员的夏季降水集合预测应用 |
| 6.1 支持向量回归算法 |
| 6.2 SVM回归集合预测模型的应用 |
| 6.3 本章小结 |
| 第七章 总结与讨论 |
| 7.1 全文主要结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（8）夏季西北太平洋异常反气旋的季节内至年际尺度变化特征与机理研究（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 夏季西北太平洋异常反气旋的年际变率 |
| 1.2.2 印太海域热带大气季节内振荡特征、理论模型及影响 |
| 1.2.3 MJO-ENSO相互作用对亚洲夏季风的影响 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 主要研究内容及论文章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.1.1 观测资料 |
| 2.1.2 ECHAM5 大气模式的多成员集合模拟 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 水汽诊断 |
| 2.2.2 能量诊断 |
| 第三章 西北太平洋异常反气旋——亚洲夏季风区的跨尺度共同模态 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 夏季热带印太地区的季节内与年际尺度主模态 |
| 3.2.1 季节内主模态的结构与特征 |
| 3.2.2 90 天低通滤波后的主要模态 |
| 3.3 西北太平洋异常反气旋:夏季局地大气跨尺度共同模态 |
| 3.3.1 跨尺度共同模态的相应贡献 |
| 3.3.2 跨尺度共同模态的形成机理 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 夏季西北太平洋异常反气旋年际变化的逐月演变特征及其与ENSO的联系 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 前冬El Ni?o对后期夏季西北太平洋异常反气旋逐月变化的影响 |
| 4.2.1 与SSTA和对流层低层风场的联系 |
| 4.2.2 对流层环流异常的逐月特征 |
| 4.2.3 降水与对流层垂直运动的逐月变化 |
| 4.2.4 El Ni?o衰减期西北太平洋异常反气旋对中国东部降水影响的机制讨论 |
| 4.3 西北太平洋异常反气旋与同期 LaNi?a的联系 |
| 4.3.1 与SSTA和对流层低层风场的联系 |
| 4.3.2 对流层环流异常的逐月特征 |
| 4.3.3 降水与对流层垂直运动的逐月变化 |
| 4.3.4 西北太平洋异常反气旋对中国东部降水影响的机制讨论 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 热带季节内振荡对非ENSO引起的西北太平洋异常反气旋年际变率的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 海温强迫信号与大气内部变率的分离 |
| 5.2.1 同期ENSO影响模态 |
| 5.2.2 印太电容器效应模态 |
| 5.2.3 大气内部过程模态 |
| 5.3 ISO与大气内部变率的联系 |
| 5.3.1 利用EOF揭示的夏季ISO模态及位相传播特征 |
| 5.3.2 夏季ISO对大气内部变率引起的西北太平洋反气旋的贡献 |
| 5.3.3 机制讨论 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 西北太平洋异常反气旋对2016与2020 年夏季局地气候异常的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 2016 年夏季印太海域气候异常及其成因 |
| 6.2.1 降水与低层环流的次季节特征 |
| 6.2.2 热带ISO对2016年8 月气旋环流异常的贡献 |
| 6.3 2020 年长江中下游梅雨异常与西北太平洋异常反气旋的联系 |
| 6.3.1 2020 年梅雨特征 |
| 6.3.2 2020 梅雨的年际成因 |
| 6.3.3 2020 年长江中下游梅雨的季节内特征及其成因 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 基于夏季西北太平洋异常反气旋的ISO北传特征及机理研究 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 西北太平洋异常反气旋与“水汽模” |
| 7.2.1 季节内西北太平洋异常反气旋指数的构造 |
| 7.2.2 “水汽模”理论的适用 |
| 7.3 夏季ISO的水汽方程诊断 |
| 7.3.1 水汽的水平平流作用 |
| 7.3.2 水汽方程其余项的作用 |
| 7.4 本章小结 |
| 第八章 总结与展望 |
| 8.1 本文主要结论 |
| 8.2 本文创新点 |
| 8.3 问题和展望 |
| 参考文献 |
| 在读期间科研状况 |
| 致谢 |
（9）基于多模式集合的广东省风能预报评估（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 文献综述 |
| 1.2.1 风能评估研究进展 |
| 1.2.2 集合预报方法研究进展 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 论文结构 |
| 第2章 数据与方法 |
| 2.1 研究区域 |
| 2.2 数据 |
| 2.2.1 观测数据 |
| 2.2.2 区域气候模型 |
| 2.2.3 最大风速数据 |
| 2.2.4 IPCC排放情景 |
| 2.3 方法 |
| 2.3.1 集合预测方法 |
| 2.3.2 风能计算方法 |
| 2.3.3 重现期最大风速 |
| 2.4 本章小结 |
| 第3章 集合模型的构建及广东省历史风能分布 |
| 3.1 集合模型的构建 |
| 3.2 集合模型的验证 |
| 3.3 广东省历史风资源分布 |
| 3.3.1 平均风速分布 |
| 3.3.2 风能季节分布 |
| 3.4 本章小结 |
| 第4章 广东省最大风速历史分布和重现期预测 |
| 4.1 广东省最大风速历史分布 |
| 4.2 站点最大风速时间序列 |
| 4.3 广东省重现期最大风速 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 广东省未来风能变化 |
| 5.1 季节性变化 |
| 5.1.1 珠三角地区 |
| 5.1.2 粤东地区 |
| 5.1.3 粤西地区 |
| 5.1.4 粤北地区 |
| 5.1.5 广东省季节性变化分析 |
| 5.2 年际变化 |
| 5.2.1 珠三角地区 |
| 5.2.2 粤东地区 |
| 5.2.3 粤西地区 |
| 5.2.4 粤北地区 |
| 5.2.5 广东省年际变化分析 |
| 5.3 本章小结 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间发表的论文及其它成果 |
| 致谢 |
（10）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 |
四、七月季风环流发展的数值模拟（论文参考文献）
- [1]青藏高原第四纪孢粉研究五十年[J]. 唐领余,沈才明,吕厚远,李春海,马庆峰. 中国科学:地球科学, 2021(12)
- [2]黄土路堤水分运移特性及其稳定性研究[D]. 韩爽. 华北水利水电大学, 2021
- [3]夏热冬暖地区绿色高层住宅建筑设计研究[D]. 张辉超. 湖南工业大学, 2021
- [4]南亚黑碳向青藏高原输送季节差异的数值模拟研究[D]. 吴硕秋. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [5]中国东部区域极端降水事件监测及低频特征分析[D]. 叶梦茜. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [6]青藏高原-热带印度洋热力差异及其与南亚夏季风的关系[D]. 罗小青. 广东海洋大学, 2021
- [7]一种三步法预测在中国汛期降水预测中的应用[D]. 张焓. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [8]夏季西北太平洋异常反气旋的季节内至年际尺度变化特征与机理研究[D]. 王旭栋. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [9]基于多模式集合的广东省风能预报评估[D]. 陈荣胜. 华北电力大学(北京), 2021(01)
- [10]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