一、INTERANNUAL VARIATION OF INDEX OF EAST ASIAN LAND-SEA THERMAL DIFFERENCE AND ITS RELATION TO MONSOON CIRCULATION AND RAINFALL OVER CHINA（论文文献综述）
罗小青[1]（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》文中研究说明本文利用多源资料、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。
张瑞[2]（2021）在《中国西南地区近千年高分辨率纹层石笋记录研究》文中提出近千年以来的全球气候变化一直是国内外学者研究的重点,中世纪暖期和现代暖期的对比研究,对分析当前气候变暖背景下亚洲夏季风的演变过程具有很好的指示意义。我国学者在近千年气候变化的研究中贡献了大量高分辨率石笋记录,这为该时段的研究创造了有利条件,但针对中世纪暖期（Medieval Warm Period,MWP）、小冰期（Little Ice Age,LIA）和现代暖期（Current Warm Period,CWP）的划分,各阶段亚洲夏季风的演变模式以及各阶段亚洲夏季风的控制机制一直存在争议。此外,近百年来亚洲夏季风的减弱也是季风研究中十分重要的方向,人类活动对亚洲夏季风的影响较为模糊。以上问题的解决,对近千年来亚洲夏季风的研究具有很大帮助,也对未来亚洲夏季风的预测提供依据。本文以采自中国西南地区（重庆市酉阳自治县）天坑洞的石笋TK22-1为研究对象,利用精确的230Th测年和石笋荧光纹层定年技术以及氧同位素指标建立了近千年来高分辨率亚洲夏季风演变历史。同时利用纹层定年技术对LIA的开始阶段进行纹层计年,为之后LIA开始过程的标定提供参考。通过与高分辨率气候重建指数、气象观测结果和全球多种古气候记录进行对比研究,本文对亚洲夏季风在近千年来的演变特征和驱动机制进行了深入的探讨。得出以下结论:（1）近千年来,亚洲夏季风在不同时期、不同地区的强度存在一定差异,主要表现为两种模态:模态1,在中国西南部地区,MWP时期亚洲夏季风最强,LIA和CWP前期亚洲夏季风较弱;模态2,在中国南部地区,CWP时期亚洲夏季风最强,MWP时期亚洲夏季风强度与LIA时期相近。（2）在年代际尺度上,天坑洞石笋TK22-1δ18O序列记录了9个显着的弱季风事件。MWP和CWP时期,弱季风事件与太阳辐射减弱和北半球降温事件发生时间相近,这表明太阳辐射的显着下降对季风强度影响较大。LIA时期,亚洲夏季风与太阳辐射存在一定差异,该时期大气环流的变化可能对亚洲夏季风影响较大。（3）天坑洞石笋TK22-1δ18O记录表明,LIA开始阶段为1340～1460 AD时期,纹层定年的相对年龄为119±2年。此外,MWP至LIA的转换阶段期间,亚洲夏季风强度持续减弱,并伴随两阶段的明显变化。该阶段亚洲夏季风的演变与太阳活动的两阶段减弱,以及北大西洋涛动指数的持续偏负等受到北大西洋海温降低及其所导致的海冰面积扩大的影响。（4）近百年来亚洲夏季风存在明显的减弱趋势,同时伴有两次显着的弱季风事件。研究结果表明,人类活动对亚洲夏季风的影响不容忽视。
卢佳仪[3]（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》文中提出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。
李娜[4]（2020）在《青藏高原地面热源的计算及变率研究》文中研究表明青藏高原位于副热带地区亚洲大陆中东部,是世界上海拔高度最高、地形最复杂的高原,被称为“世界屋脊”。青藏高原的热力作用可以影响高原上空及其邻近区域的大气环流,同时也可以激发亚洲-太平洋涛动遥相关,调节着热带ENSO的发展,这说明青藏高原的热力作用对北半球的大气环流也有一定的影响。在青藏高原热力驱动下,大尺度的大气水分循环构成了一个持续的青藏高原“亚洲水塔”,进而调节着区域和全球的水循环。青藏高原加热的季节变化和年际变率对我国乃至整个季风区的降水有至关重要的调制作用。合理地计算青藏高原地面热源有助于加强我们对青藏高原在全球气候变化中作用的理解。然而,以往的研究使用多层温湿梯度、地表粗糙度、湍流交换系数等数据和整体输送方程计算地表热通量,由于在近地层这些变量的不确定较大,导致计算的青藏高原的地表热通量差异较大。最大熵产生（maximum entropy production,简称MEP）模型在计算地表热通量时可以避免使用近地层变量,仅需要使用地表净辐射、地表温度和空气湿度或者土壤湿度。因此,本文使用“第三次青藏高原大气科学试验（TIPEX-III）”观测资料、多种再分析资料（ERA5、ERA-Interim、JRA-55、MERRA-2、NCEP-I和NCEP-II）以及卫星资料,结合MEP模型计算1980-2018年夏季青藏高原全区的地面热源,并使用我国地面气象台站逐日降水量、0 cm地温、气温和风速以及多种统计方法,研究青藏高原地面热源变率和影响青藏高原热源变率的气候因子。主要结论如下:（1）使用2014年8月-2015年9月的TIPEX-III观测资料和MEP模型计算青藏高原中部安多站、班戈站、比如站、嘉黎站以及那曲站的地表感热通量和潜热通量。结果表明,MEP模型计算的地表感热通量(SHMEP OBS)和潜热通量(LEMEP OBS)与观测的地表热通量具有很高的相关性。高原中部五个站点的SHMEP OBS和LEMEP OBS与观测资料的相关系数（r）分别在0.88和0.73以上。SHMEP OBS和LEMEP OBS高原中部区域平均的均方根误差（RMSE）分别为34.3和55.5 W m-2。当观测的地表热通量的能量闭合率越接近1时,SHMEP OBS和LEMEP OBS与观测数据越接近。就数值而言,SHMEP OBS和LEMEP OBS的数值小于以往研究中由整体输送方法计算的感热通量和潜热通量。同样地,使用2014年8月-2016年8月的TIPEX-III观测资料和MEP模型计算高原西部狮泉河站夏季的SHMEP OBS和LEMEP OBS。结果表明,狮泉河站的SHMEP OBS和LEMEP OBS与观测资料的r分别为0.59和0.82,RMSE分别为11.1和9.2 W m-2。与以往的研究结果相比,MEP模型基于观测资料计算的高原中西部的SHMEP OBS和LEMEP OBS的误差在可接受的范围内。综上所述,MEP模型可以用于计算青藏高原中西部的感热通量和潜热通量。（2）使用2014年8月-2016年8月夏季的ERA5、ERA-Interim和MERRA-2的地表感热通量计算青藏高原中西部安多站、班戈站、比如站、那曲站和狮泉河站的感热通量(SHmerged),使用MEP模型和ERA5、ERA-Interim和MERRA-2的地表净辐射、地表温度、土壤湿度和地表潜热通量计算以上高原中西部五个站点的潜热通量(LEmerged)。结果表明,SHmerged和LEmerged与观测资料的r分别为0.81和0.69,RMSE分别为13.71和24.40 W m-2。与以往的研究结果相比,SHmerged和LEmerged的r和RMSE均在合理的范围内。因此,基于以上融合方案,本文计算了1980-2018年夏季青藏高原全区的SHmerged和LEmerged。SHmerged在高原东部、中部、西部以及全区的夏季年平均值分别为37.4、45.0、45.7以及41.8 W m-2,且呈现出从高原东南部向高原西北部递增的空间分布特征。LEmerged在高原东部、中部、西部以及全区的夏季年平均值分别为65.9、43.1、28.6以及49.4 W m-2,呈现从高原东南部向高原西北部递减的空间分布特征。（3）在1980-2018年夏季,SHmerged在青藏高原东部、中部、西部以及全区以-1.0、-1.3、-0.35以及-0.94 W m-2 decade-1的趋势下降,LEmerged在青藏高原东部、中部、西部以及全区以1.2、1.4、0.2以及1.0 W m-2 decade-1的趋势上升。SHmerged和LEmerged均存在明显的年代际变化特征,高原全区的SHmerged在1980-1994年上升(3.4 W m-2 decadal-1),在1995-2018年下降(-2.2 W m-2decadal-1),LEmerged在1980-1995年下降(-3.4 W m-2decadal-1),在1996-2018年上升(1.5 W m-2 decadal-1)。地面热源(Qmerged=SHmerged+LEmerged)在高原东部、中部、西部以及全区的线性趋势分别为0.2、0.1、-0.2以及0.1 W m-2 decadal-1。青藏高原全区的Qmerged和LEmerged有显着正相关（r=0.48）,因此,LEmerged对青藏高原全区的Qmerged起着非常重要的作用。（4）1980-2018年夏季青藏高原全区的SHmerged与地气温差呈现显着的正相关（r=0.51）,这说明,地气温差对SHmerged的年代际变化影响较大,尤其是在青藏高原中东部地区。1980-2018年夏季青藏高原全区的LEmerged与土壤湿度呈现显着的正相关（r=0.44）,这说明,降水和土壤湿度对LEmerged的年代际变化有直接的影响,尤其是在青藏高原中东部、中部以及西部地区。
白冰[5]（2020）在《我国北方地区大气气溶胶分布输送特征及其对夏季风活动的响应》文中研究说明全球气候变化一直是重大的科学问题和热点议题,气溶胶在气候变化的影响因子中作用的不确定性最大,受到了广泛的关注（IPCC,2013）。研究气溶胶的垂直方向特征、传输路径、发生频率和光学厚度的时空分布,是分析气溶胶气候效应的关键,也是研究气溶胶与全球变暖、季风活动等相互作用的基础。我国处于亚洲东部,雨带和大气污染受夏季风的影响显着,根据受夏季风的影响程度,将我国分为夏季风影响区、夏季风影响过渡区和非夏季风影响区。本文利用地面观测数据、卫星遥感数据和再分析资料等多源数据,结合数值模式,首先分析了一次沙尘天气过程以及不同移动路径的沙尘,在传输过程中沙尘粒子的垂直分布和对比分析;进一步分析了我国西北地区不同种类气溶胶在不同光学厚度下,四季和年均发生频率。研究东亚夏季风环流对“夏季风影响过渡区”内气溶胶空间分布的影响,以及沙尘和污染型气溶胶的发生频率对强、弱季风年的响应;分析了我国不同种类气溶胶分布对夏季风进退的响应。得到的主要结论如下:（1）对影响我国北方地区一次沙尘天气过程分析发现,大气层结不稳定、大风和沙源共同造成了这次区域沙尘暴过程。沙尘粒子主要分布在23 km左右,根据HYSPLIT后向轨迹模式和美国海军气溶胶分析与预测系统（NAAPS）模拟的沙尘传输路径可知,此次沙尘天气过程是西北路径且主要向东移动,最高抬升至8 km;另外在甘肃境内持续作用,造成当地的扬沙、浮尘天气。（2）西北和偏西路径沙尘天气过程中,沙尘气溶胶垂直分布高度较偏北路径沙尘天气高;偏西路径较西北路径沙尘天气污染沙尘型粒子有所增多,两次天气过程所在区域都是酒泉地区,但不同的沙尘源区和移动路径导致大气中气溶胶粒子类型的占比不同;与酒泉地区的两次不同路径沙尘天气比较,张家口地区的气溶胶粒子退偏振比均值最小,沙尘粒子在低空已经和其它类型的气溶胶粒子混合,导致粒子的非球性降低。（3）我国西北地区沙尘气溶胶发生频率随气溶胶光学厚度值增大呈下降趋势,污染沙尘型气溶胶在六类型气溶胶中出现频率最高,从观测角度来说,爆发沙尘暴天气过程时,伴随有污染物的迁移,近年来发生的沙尘天气,气溶胶类型基本都是污染沙尘型;在不同气溶胶光学厚度值下,烟尘型气溶胶发生频率较大陆污染型气溶胶高,并且随气溶胶光学厚度值的增大呈上升趋势。从四季来看,秋季和冬季在气溶胶光学厚度值大于0.1时,污染型气溶胶频率明显高于沙尘气溶胶。（4）我国夏季风影响过渡区内,沙尘气溶胶主要集中在26 km高度层,分布于过渡区西部;污染型气溶胶发生高度低于沙尘气溶胶,主要集中在地面4 km高度,且主要分布于过渡区内的中东部地区。强季风年,沙尘气溶胶发生频率明显低于弱季风年,且沙尘粒子占比约为19.6%,而污染型气溶胶发生频率呈现相反态势,占比约为71.8%,高于弱季风年。结合风场分析,夏季风将中国东南部地区的污染粒子输送至过渡区,并且在这里聚集,导致强季风年的污染型气溶胶多于弱季风年。不同极端季风年期间东亚夏季风影响过渡区内气溶胶粒子总量基本相同,而粗细粒子的占比不同。（5）在季风区,气溶胶类型以硫酸盐为主,占比为71%;在过渡区,气溶胶类型以硫酸盐和沙尘为主,占比分别为57%和27%;在非季风区,气溶胶类型以沙尘为主占比为83%;在季风区,硫酸盐气溶胶在季风发展的三个阶段对气溶胶总光学厚度的贡献率最大,其在季风爆发前、季风盛行期和季风撤退后贡献率依次为45%、43%和52%;在过渡区,季风爆发前,沙尘对气溶胶总光学厚度的贡献率为16%,硫酸盐贡献率为18%,在季风爆发后,沙尘的贡献率降低至8%,而硫酸盐的贡献率略有升高为20%;在非季风区,沙尘的贡献率始终占据主导地位。
黄建平,陈文,温之平,张广俊,李肇新,左志燕,赵庆云[6]（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》文中研究说明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.
许传阳[7]（2019）在《中国南亚热带典型季风区雨季水汽空间分异特征研究》文中认为降水过程是一个地区气候旱涝更替的主要影响因素,而水汽输送是制约降水过程的关键环节,分析影响“干湿”气候状况的水汽来源及输送状况,对于进一步认知区域降水时空分异特征至关重要。本论文以位于典型亚热带季风区的中国云南省和广西壮族自治区组合地带为研究区域,以稳定同位素示踪、HYSPLIT模式应用及SOFM非线性分类器构建等为研究手段,开展雨季降水过程的时空变化特征、不同季风环流水汽输送过程及其交互影响区域的界定研究。创新性基于多元数据构建SOFM非线性分类器对西南和东南水汽通道交汇区位置作了进一步明确和重新认知,得出分异界线在哀牢山东侧的结论。理论价值主要体现在有助于深入理解我国亚热带季风区域的旱涝灾害形成,实践意义则是能够促进气候区划修订和国家防灾减灾战略制定。论文沿着“降水分异-水汽来源-输送路径-水汽交互影响界定”的总体思路展开研究,主要工作及研究结论如下:（1）辨识雨季开始期特征,阐明了雨季降水时空格局。应用16个气象台站1971-2016年日降水数据,基于ArcGIS平台,辨析雨季来临时间相位时空格局;探讨雨季降水构成特征（降水量、日数、强度）的年际、月际变化趋势及不同等级降水强度对降水量贡献的分异特征;阐明雨季降水空间关联特征与演变规律。结果表明,1971年到2016年间的研究区雨季降水区域分异显着,大体以哀牢山为界,东部地区稍早于西部地区进入雨季,降水量总体趋势是自东西两侧向中部区域逐渐减少,降水强度随时间波动呈现东减西增趋势,降水量年际波动东部地区稳定性明显高于西部地区,且有自东向西逐步降低之趋势。（2）揭示雨季降水来源分异特征,探讨了其交互影响区域。应用2014年降水氢氧稳定同位素实测数据,借助稳定性同位素技术,研究雨季全期及一次降水过程δD和δ18O的衰减过程,及水汽输送空间格局,探讨大气降水氢氧稳定同位素空间突变的降雨量效应和大陆效应,分析西南水汽和东南水汽的交互区域。结果显示,整个雨季及一次典型性暴雨过程的氢氧稳定同位素空间分布格局基本一致,展示出了来自西南方向的孟加拉湾水汽、来自东南方向的南海水汽的大气降水重同位素分别自西向东和自东向西不断递减现象。南海季风向西运移途经研究区东部的过程中,西来的孟加拉湾水汽越过哀牢山后在红河、个旧附近与其相遇,共同造成该区域稳定同位素量值减少较快,即空间分界特征较为清晰。（3）阐明雨季水汽输送路径及来源,揭示了水汽传输的时空演变规律。应用全球资料同化系统GDAS格式的2013-2016年风向数据,基于HYSPLIT后向轨迹模式从月尺度追踪各站点的雨季水汽输送路径及各方向水汽对降水量贡献的时空演变规律;结合聚类分析,从雨季尺度进一步探讨西南水汽和东南水汽的交互影响区域。结果显示,研究区东、西部分别受南海水汽和孟加拉湾水汽影响且存在差异。影响研究区西部地区雨季的水汽以来自西南方向的孟加拉湾水汽占绝对优势,而东南方向的南海水汽和西南方向的孟加拉湾水汽都是影响东部地区雨季的主要水汽,即哀牢山以东地区的雨季不仅受南海水汽控制,还受到了孟加拉湾水汽明显作用。（4）构建SOFM非线性分类器,定量描述了雨季水汽来源分异特征。建立多元数据的水汽来源分异量化表征体系,利用神经网络技术构建非线性分类器（SOFM）,定量描述中国典型亚热带季风区雨季水汽来源分异规律,辨识分异界线。结果显示,基本以哀牢山为界,以西地区雨季主要受孟加拉湾水汽控制;哀牢山以东地区位置靠西的红河、个旧、蒙自除主要受南海水汽影响外,还明显受到孟加拉湾水汽影响,而再往东的砚山以东区域则显着受南海季风控制。得出哀牢山山脉东侧的个旧、蒙自附近是研究区内的南海水汽和孟加拉湾水汽交互影响区域,是西南夏季风和东南夏季风的分界地带。
潘增新[8]（2019）在《基于主被动卫星观测的云三维变化及其辐射影响研究》文中研究说明云是悬浮在大气中的由液态或固态水组成的可见聚合物,其通过影响太阳短波辐射传输、大气和地表长波辐射发射以及降水等过程来调节地球气候,是辐射收支平衡、水循环以及地-气系统交互的决定性调控因子。云对于气候变化的影响不仅与微物理性质相关,还由其垂直结构所决定。云垂直结构通过扰动大气垂直辐射加热和冷却率直接影响区域辐射收支、降水过程以及季风环流等。然而,先前相关的研究主要基于被动卫星观测和地面对比,由于观测的限制而对于云-气溶胶变化及其交互的垂直信息考虑不充足,限制了对云三维特性、变化过程及其气候影响的科学认识。因此,本研究联合主被动观测和辐射传输模式,通过充分利用各遥感传感器优势,以“三维云-气溶胶交互机制—三维云变化及其辐射影响—三维云特性气候（季风）反馈”为研究主线,评估了气象条件对水云-气溶胶垂直交互的影响,量化了高空冰云-气溶胶交互过程及其辐射影响,揭示了低云变少变薄是青藏高原快速变暖主要原因,发现了云垂直结构季节演变有利于东亚季风环流维持和发展,深入探讨了三维气溶胶-云-辐射-季风交互及影响的科学问题。本研究具体研究内容和发现如下:（1）水云-气溶胶垂直交互。气象条件和气溶胶三维特性对云-气溶胶垂直交互的影响,仍然没有得到充分理解。针对上述问题,联合主被动多源卫星观测,我们发现大气水汽含量、气溶胶吸收性以及垂直分布的不同,引起了不同的交互过程导致了季节和区域上的显着差异。进一步地,水云-气溶胶交互在季风季和非季风季导致-0.34±0.40和1.11±0.08 W/m2的辐射强迫。（2）冰云-气溶胶垂直交互。冰云广泛分布在大气中（约30%）,但由于其难以观测和冰云本身复杂性,冰云-气溶胶交互机制尚不明确。针对上述问题,基于CALIPSO观测对垂直冰云特性高敏感性,我们发现气溶胶导致南亚冰云粒子和含水量减少,并在气溶胶AOD=1时达到饱和。同时我们发现受到水汽、大气稳定度以及气溶胶类型的影响,在气溶胶驱动下冰云通过均质成核和非均质成核两者互相竞争,导致了上述复杂的响应。（3）云三维变化对青藏高原变暖影响。近几十年来青藏高原变暖速度是全球平均速度的三倍以上,但其具体原因尚不明确。针对上述问题,基于CALIPSO和CouldSat三维卫星观测,发现近十年青藏高原低云平均覆盖和几何厚度分别降低了约4.2%和130m,导致地表短波辐射增加,而长波变化不显着。该变化促进青藏高原瞬时地表短波辐射增加约29.7 W/m2,比CO2造成的辐射增加量大一个数量级,可能是青藏高原快速变暖主要原因。（4）云三维特性对季风反馈作用。大尺度的季风环流调控全球云的分布和变化,但云对季风环流的反馈机制及其影响机制仍未厘清。针对上述问题,我们发现云在夏季和冬季分别造成达1 K/d和0.4 K/d的大气辐射加热,并主要来源于云长波辐射加热。云垂直辐射加热结构促进夏季风和冬季风分别达1.8 m/s和0.5 m/s的增量,并主要有高云、层状云以及层积云控制。
李春晖,何超,万齐林[9]（2019）在《青藏高原热力作用对南海及周边区域夏季气候的影响研究进展》文中进行了进一步梳理针对青藏高原热力强迫作用对东亚夏季风强度、南海夏季风爆发早晚、南海周边区域旱涝的影响,以及在全球变暖背景下其对降水格局的影响等科学研究进行了总结回顾,并就青藏高原热力作用对南海周边区域夏季气候的影响科学问题进行了探讨。研究表明,高原冬春积雪异常通过影响雪盖反照率、改变辐射平衡和通过积雪-水文效应改变土壤湿度两个途径来影响东亚夏季风;通过改变大陆-海洋经向热力对比影响南海季风爆发早晚;通过改变西太平洋副高位置和季风环流变化来影响华南和长江流域夏季降水的分布。在全球变暖背景下,青藏高原感热加热的减弱可能对降水年代际"南涝北旱"格局的形成具有重要贡献。随着全球变暖减缓,青藏高原中部和东部的感热呈现出复苏态势,"南涝北旱"的降水格局分布在将来有可能被打破。
钱代丽[10]（2019）在《印度洋—太平洋热带区域异常热力强迫对夏季西太平洋副热带高压变化的影响机理研究》文中进行了进一步梳理利用NCEP/NCAR逐月再分析、NOAA海温、Hadley海温、美国气候预测中心（Climate Prediction Center,CPC）Nino3.4指数、中国国家基本站观测数据、国家气候中心提供的西太平洋副热带高压（West Pacific Subtropical High,以下简称“西太副高”或“WPSH”）特征指数等资料,采用了经验正交分解（Empirical Orthogonal Function,EOF）、小波分析、功率谱分析和回归分析等方法,研究了印度洋-太平洋热带区域异常热力强迫对夏季西太平洋副热带高压变化的影响和作用机理。主要结果如下:（1）前期热带印度洋（Indian Ocean,IO）与太平洋（Pacific Ocean,PO）对夏季西太平洋副热带高压面积变动存在显着的联合影响。热带中印度洋（Central Tropical Indian Ocean,CTI）与赤道中太平洋（Central Equatorial Pacific,CEP）是影响夏季西太副高的关键海区,且初春CTI海温异常（Sea Surface Temperature Anomaly,SSTA）与夏季WPSH的年（代）际变化关系表现得更为密切。热带印度洋-太平洋（Indo-Pacific Oceans,以下简称“印-太”或IP）海温联合异常导致的辐散强迫出Gill型反气旋,并随辐散中心的移动而移至西北太平洋副热带地区;同时,CTI偏暖激发的Kelvin波东传,导致在南海西太平洋低纬的反气旋性切变增强,从而在西北太平洋上加强了由于Gill响应而形成的异常反气旋;增强了的反气旋异常进一步通过Ekman抽吸加强了夏季风经向环流,在WPSH活动区出现了显着异常下沉,使得对流层低层制造出负涡度异常。以上三种机制的联合作用导致了副高增强,面积偏大。（2）ENSO背景下的夏季印度洋海盆尺度模（Indian Ocean basin mode,IOBM）与独立于ENSO的IOBM（Pure IOBM,IOBM＿P）对西太副高的影响机理不同。滤除前期ENSO信号后,西北太平洋上为冷SSTA,并在其西北侧强迫出Gill型反气旋。另IO与海洋性大陆（Maritime Continent,MC）间存在西高东低的海温异常梯度,印度洋暖SSTA激发出的赤道Kelvin波影响至MC西部地区,强迫出的异常大气环流关于赤道基本对称。加之此时我国南海至西北太平洋地区降水偏弱,潜热释放偏少,从而非绝热冷却,导致西太副高异常偏强、偏南。而在前期El Ni（?）o的影响下,来年夏季IO与MC地区均有利于出现暖海温异常,Kelvin波的影响偏强偏东,强迫出的异常环流偏在北半球,通过“Ekman抽吸”和非绝热冷却在对流层低层制造出异常负涡度进而影响西太副高,使其明显偏强、偏西、偏南。由于IOBM＿P在2年和8年周期上对西太副高的影响最明显,而ENSO信号中主要是3-7年的短周期振荡,因此,ENSO背景下的印度洋增暖对WPSH的遥强迫实际包含了来自热带中太平洋的3-7年周期信号的滞后影响和印度洋地区局地变化特别是2年和8年周期变化的作用。（3）超强与普通厄尔尼诺两类事件的不同生命阶段内海表及次表层特征存在显着差异,其对西太副高的影响亦存在显着不同。对超强厄尔尼诺事件而言,正SSTA发展早且迅速,正SSTA大值中心偏东,纬向梯度强,但对普通厄尔尼诺事件而言,其正SSTA中心偏西,纬向梯度小。厄尔尼诺事件的发展源于次表层海温异常（Subsurface Ocean Temperature Anomaly,SOTA）随开尔文波东传并沿温跃层上升到达海表所致,其波动前部区域异常垂直海流对SOTA的变化起到重要作用;当海气激烈耦合时,可在温跃层激发出更强的海洋波动,使得次表层变暖更明显,发展出强的厄尔尼诺事件。海温异常强迫出的大气异常环流的强度与强迫源的强度关系密切。两类厄尔尼诺均能通过异常的沃克环流引起大气Gill型响应,使得西太副高偏强、西伸,且当超强厄尔尼诺发生时,异常沃克环流更强,海洋性大陆区域上空的异常强辐散导致Gill型响应而产生的反气旋更强,对西太副高的影响更甚。印度洋SST对厄尔尼诺的滞后变暖所带来的影响在上述亚太大气环流的持续异常中起到重要作用。这些结果有利于加深对不同类型厄尔尼诺事件及影响西太副高机理的认识。（4）东南热带印度洋与热带西太平洋海表温度异常梯度有利于引起WPSH脊线位置异常变动。2018年夏季,由于WPSH活动极端偏北,使得华北、东北以及朝鲜-日本南部一带的气温年际正异常最为明显。究其原因,是西北太平洋（Northwest Pacific Ocean,NWPO）与东南印度洋（Southeast Indian Ocean,SEIO）上东高西低的SSTA梯度,强迫中南印度洋至西北太平洋间在垂直方向上维持一个气旋式环流异常,促进西北太平洋上的低空异常辐合,并通过Gill响应,异常辐合区西北侧被迫出现一支异常的气旋式环流。这支异常的气旋向北侧传递Rossby波扰动能量,进而在我国华北至东北地区激发出异常的Rossby波反气旋,导致WPSH活动极端偏北,造成当地异常的下沉增温。可见夏季NWPO与SEIO间的SSTA梯度对同期WPSH的南北异常活动存在重要影响。（5）使用关键海区SSTA指数,以及与夏季WPSH异常有密切联系的热带印-太海洋SSTA典型模态,分别构建夏季WPSH面积、强度和西脊点的预测模型。根据热带印-太海洋上对WPSH变动存在重要强迫影响的关键海区SSTA指数,以及与夏季WPSH强度和位置变化有着密切联系的热带印-太海洋SSTA典型模态,分别选取预报因子,可构建夏季WPSH特征指数的回归模型。模型能很好的拟合1981-2010年夏季WPSH面积、强度和西脊点的特征。但相比使用关键区海温异常指数所构建的模型的预报,基于热带印-太海洋SSTA典型模态所构建的预测模型更稳定,对2011-2018年的模拟预报结果更接近实况。这其中又以西脊点的预报效果最好。表明该模型在进行夏季西太副高的预报中具有重要的实际应用价值。
二、INTERANNUAL VARIATION OF INDEX OF EAST ASIAN LAND-SEA THERMAL DIFFERENCE AND ITS RELATION TO MONSOON CIRCULATION AND RAINFALL OVER CHINA（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、INTERANNUAL VARIATION OF INDEX OF EAST ASIAN LAND-SEA THERMAL DIFFERENCE AND ITS RELATION TO MONSOON CIRCULATION AND RAINFALL OVER CHINA（论文提纲范文）
（1）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 |
（2）中国西南地区近千年高分辨率纹层石笋记录研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.1.1 全球气候变化研究的意义 |
| 1.1.2 石笋古气候研究的特点 |
| 1.1.3 亚洲夏季风的研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 近千年气候研究进展 |
| 1.2.2 近千年亚洲夏季风研究进展 |
| 1.2.3 人类活动与气候变化研究进展 |
| 1.2.4 前人研究的不足 |
| 1.3 主要研究内容 |
| 1.4 主要研究方法 |
| 第2章 研究区概况及样品采集与测试 |
| 2.1 研究区概况和样品采集 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地质构造 |
| 2.1.3 气候条件 |
| 2.1.4 洞穴概况 |
| 2.2 样品测试结果 |
| 2.2.1 石笋样品 |
| 2.2.2 U-Th测年结果 |
| 2.2.3 纹层定年结果 |
| 2.2.4 氧碳同位素记录 |
| 第3章 石笋氧同位素的解译 |
| 3.1 Hendy同位素平衡沉积检验 |
| 3.2 重复性检验 |
| 3.3 石笋δ~(18)O的气候解译 |
| 第4章 近千年来亚洲夏季风演变及全球对比 |
| 4.1 近千年来亚洲夏季风演变历史 |
| 4.1.1 百年尺度亚洲夏季风演变特征 |
| 4.1.2 百年尺度亚洲夏季风强迫机制 |
| 4.1.3 年代际尺度弱季风事件对比 |
| 4.2 小冰期亚洲夏季风演变历史 |
| 4.2.1 小冰期开始过程 |
| 4.2.2 小冰期亚洲夏季风强迫机制 |
| 4.3 本章小结 |
| 第5章 近百年亚洲夏季风演变及全球对比 |
| 5.1 近百年亚洲夏季风演变特征 |
| 5.2 人类活动对亚洲夏季风的影响 |
| 5.3 本章小结 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 |
（3）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 |
（4）青藏高原地面热源的计算及变率研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景和研究意义 |
| 1.2 青藏高原热源观测资料研究进展 |
| 1.3 基于观测资料计算青藏高原热源研究进展 |
| 1.4 基于陆面模型计算青藏高原热源研究进展 |
| 1.5 科学问题的提出和科学假设 |
| 1.6 研究内容以及章节安排 |
| 第二章 数据和方法 |
| 2.1 数据 |
| 2.1.1 观测资料 |
| 2.1.2 再分析资料 |
| 2.1.3 卫星资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 MEP模型 |
| 2.2.2 统计指标 |
| 2.2.3 线性趋势分析法 |
| 2.2.4 显着性检验 |
| 第三章 青藏高原中部地面感热通量和潜热通量的计算 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 青藏高原中部的基本气象要素特征以及地表能量平衡分析 |
| 3.3 青藏高原中部地区地面感热通量和潜热通量的模拟 |
| 3.4 本章讨论 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 青藏高原西部地面感热通量和潜热通量的计算 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 青藏高原西部观测资料的能量平衡特征 |
| 4.3 基于观测资料和MEP模型计算青藏高原西部的地面感热通量和潜热通量 |
| 4.4 基于再分析资料和MEP模型计算青藏高原西部的地面感热通量和潜热通量 |
| 4.5 本章讨论 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 青藏高原地面热源的计算 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 再分析资料地面感热通量和潜热通量的评估 |
| 5.3 基于再分析资料和MEP模型模拟的地面感热通量和潜热通量的评估 |
| 5.4 夏季青藏高原全区的地面热源的计算 |
| 5.5 本章讨论 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 青藏高原地面热源的年际和年代际变化特征 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 青藏高原地面感热通量和潜热通量的年际和年代际变化特征 |
| 6.3 青藏高原地面热源的年际和年代际变化特征 |
| 6.4 影响青藏高原地面热源的气候因子 |
| 6.5 本章讨论 |
| 6.6 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 讨论与展望 |
| 变量参数表 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（5）我国北方地区大气气溶胶分布输送特征及其对夏季风活动的响应（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 沙尘气溶胶传输路径的研究现状与进展 |
| 1.3 气溶胶分类的研究现状与进展 |
| 1.4 气溶胶与季风相互作用的研究现状与进展 |
| 1.5 拟研究的主要科学问题及章节安排 |
| 第二章 研究区域、资料与方法 |
| 2.1 研究区域 |
| 2.2 地面数据 |
| 2.3 卫星资料 |
| 2.3.1 CALIPSO卫星 |
| 2.3.2 Terra卫星 |
| 2.4 再分析资料 |
| 2.4.1 ERA-Interim资料 |
| 2.4.2 MERRA-2资料 |
| 2.5 HYSPLIT模式 |
| 2.6 美国海军气溶胶分析与预测系统(NAAPS)模式 |
| 2.7 方法介绍 |
| 2.7.1 Cressman插值算法 |
| 2.7.2 夏季风指数 |
| 2.7.3 偏相关系数 |
| 第三章 典型沙尘天气下的气溶胶特征分析 |
| 3.1 沙尘天气过程概况 |
| 3.2 沙尘气溶胶空间分布及传输路径 |
| 3.2.1 沙尘气溶胶空间分布 |
| 3.2.2 沙尘传输路径模拟 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 我国北方沙尘主要移动路径下的气溶胶特征分析 |
| 4.1 西北路径沙尘过程的空间特征 |
| 4.2 偏西路径沙尘过程的空间特征 |
| 4.3 偏北路径沙尘过程的空间特征 |
| 4.4 我国西北地区不同种类气溶胶发生频率特征 |
| 4.4.1 不同光学厚度值下各类气溶胶发生频率 |
| 4.4.2 沙尘和污染型气溶胶不同季节发生频率 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 气溶胶对东亚夏季风强弱的响应 |
| 5.1 我国夏季风特点 |
| 5.2 季风盛行期过渡区内气溶胶光学厚度分布特征 |
| 5.3 强弱季风年下过渡区内沙尘和污染型气溶胶发生频率 |
| 5.4 过渡区内沙尘和污染型气溶胶不同高度层发生频率 |
| 5.5 气溶胶光学厚度对夏季风进退的响应 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 气溶胶的夏季风响应对温度的影响 |
| 6.1 典型区域下不同种类气溶胶光学厚度的贡献率 |
| 6.2 典型区域下温度变化及其与不同种类气溶胶的相关关系 |
| 6.3 典型区域下风速变化 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 论文创新点 |
| 7.3 未来工作展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间研究成果 |
| 致谢 |
（6）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 |
（7）中国南亚热带典型季风区雨季水汽空间分异特征研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 雨季划分及降水变化特征 |
| 1.2.2 季风区水汽来源及输送过程 |
| 1.2.3 水汽输送研究方法应用 |
| 1.2.4 水汽交互影响区域分异研究 |
| 1.2.5 存在的主要问题 |
| 1.3 研究内容、技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 论文结构 |
| 2 研究区概况及研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 研究区位置 |
| 2.1.2 观测站点空间分布 |
| 2.1.3 研究区地形气候植被 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 线性倾向估计 |
| 2.2.2 降水稳定性 |
| 2.2.3 同位素示踪法 |
| 2.2.4 HYSPLIT模式 |
| 2.2.5 SOFM网络模式 |
| 3 雨季开始期及降水时空变化 |
| 3.1 数据来源及处理 |
| 3.1.1 数据来源与获取 |
| 3.1.2 数据突变检验 |
| 3.1.3 数据处理 |
| 3.2 雨季开始期及其变化趋势 |
| 3.2.1 多年雨季开始期及其变化趋势 |
| 3.2.2 雨季开始期年际变化特征 |
| 3.3 雨季降水特征 |
| 3.3.1 降水变化与格局 |
| 3.3.2 降水日数时空分异 |
| 3.3.3 降水强度年际变化特征 |
| 3.3.4 降水的构成与稳定性分析 |
| 3.4 基于CMFD的雨季降水特征协同分析 |
| 3.4.1 降水变化与格局 |
| 3.4.2 降水日数时空分异 |
| 3.4.3 降水强度年际变化特征 |
| 3.4.4 降水量稳定性分析 |
| 3.5 本章小结 |
| 4 降水水汽源地研究 |
| 4.1 样品采集 |
| 4.2 数据处理 |
| 4.2.1 同位素站点数据处理 |
| 4.2.2 同位素空间插值 |
| 4.2.3 空间数据表达 |
| 4.3 同位素空间分布格局 |
| 4.3.1 氢氧稳定同位素空间分布格局 |
| 4.3.2 过量氘空间分布格局 |
| 4.3.3 一次降水氢氧稳定同位素空间分布格局 |
| 4.3.4 一次降水过量氘空间分布 |
| 4.4 影响因素分析 |
| 4.4.1 氢氧稳定同位素影响因素 |
| 4.4.2 过量氘影响因素 |
| 4.5 本章小结 |
| 5 水汽来源及输送路径研究 |
| 5.1 数据来源与处理 |
| 5.1.1 数据获取 |
| 5.1.2 数据处理 |
| 5.1.3 数据分析 |
| 5.2 水汽源地及输送路径 |
| 5.2.1 雨季水汽来源及贡献率定量分析 |
| 5.2.2 各月份水汽输送路径分析 |
| 5.2.3 雨季δ~(18)O极值事件水汽追踪 |
| 5.3 本章小结 |
| 6 水汽交互影响区域界定 |
| 6.1 水汽来源划分数据体系的构建原则 |
| 6.2 研究区水汽来源划分多元数据体系 |
| 6.3 SOFM非线性分类器构建 |
| 6.4 结果与分析 |
| 6.4.1 SOFM分类结果分析 |
| 6.4.2 SOFM分类结果与同位素证据 |
| 6.4.3 SOFM分类结果与HYSPLIT模拟 |
| 6.4.4 区域分界结果 |
| 6.5 本章小结 |
| 7 结论与展望 |
| 7.1 主要研究结论 |
| 7.2 论文创新点 |
| 7.3 研究不足及展望 |
| 参考文献 |
| 作者简历 |
| 学位论文数据集 |
（8）基于主被动卫星观测的云三维变化及其辐射影响研究（论文提纲范文）
| 论文创新点 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 云三维特性的研究背景 |
| 1.2 云三维变化影响因子 |
| 1.3 云和气溶胶特性观测 |
| 1.3.1 地基和机载观测 |
| 1.3.2 被动卫星观测 |
| 1.3.3 主动卫星观测 |
| 1.4 研究现实意义和目前存在问题 |
| 1.5 研究内容和章节安排 |
| 1.5.1 研究目标及内容 |
| 1.5.2 研究方案及技术路线 |
| 1.5.3 论文章节安排 |
| 1.6 本章小结 |
| 第2章 卫星观测和辐射传输模式 |
| 2.1 A-Train卫星星座 |
| 2.1.1 CALIPSO卫星 |
| 2.1.2 CloudSat测云雷达卫星 |
| 2.1.3 Aqua卫星观测 |
| 2.2 ECMWF再分析数据 |
| 2.3 BUGSRad辐射传输模型 |
| 2.4 云辐射强迫计算和模拟 |
| 2.5 本章小结 |
| 第3章 水云-气溶胶垂直交互及辐射影响 |
| 3.1 水云-气溶胶交互研究现状和问题 |
| 3.1.1 研究意义及现状 |
| 3.1.2 目前存在问题 |
| 3.2 资料和方法简介 |
| 3.2.1 卫星数据 |
| 3.2.2 数据处理与方法 |
| 3.3 云宏微观特性对气溶胶垂直响应 |
| 3.3.1 南亚云-气溶胶基本分布特性 |
| 3.3.2 云宏微观特性对气溶胶垂直响应 |
| 3.4 水云-气溶胶垂直交互辐射影响 |
| 3.4.1 水云微观特性-气溶胶统计关系 |
| 3.4.2 季风季和非季风季气溶胶间接辐射效应 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 冰云-气溶胶垂直交互及辐射影响 |
| 4.1 冰云-气溶胶交互意义和进展 |
| 4.1.1 冰云-气溶胶交互研究意义 |
| 4.1.2 冰云-气溶胶交互观测研究进展 |
| 4.2 资料和方法简介 |
| 4.2.1 数据和不确定性分析 |
| 4.2.2 数据处理与方法 |
| 4.3 冰云-气溶胶垂直交互 |
| 4.3.1 冰云和气溶胶三维特性 |
| 4.3.2 冰云宏微观特性对气溶胶垂直响应 |
| 4.4 冰云-气溶胶交互影响因子 |
| 4.4.1 气象要素对冰云-气溶胶交互影响 |
| 4.4.2 气溶胶类型对冰云-气溶胶交互影响 |
| 4.5 冰云-气溶胶垂直交互辐射影响 |
| 4.6 本章小结 |
| 第5章 云三维变化对青藏高原变暖影响 |
| 5.1 青藏高原快速变暖 |
| 5.2 资料与方法简介 |
| 5.2.1 数据及其不确定性 |
| 5.2.2 方法与研究区域 |
| 5.3 青藏高原云三维变化 |
| 5.4 青藏高原云辐射影响变化 |
| 5.5 本章小结 |
| 第6章 云三维特性对季风反馈作用 |
| 6.1 云垂直特性对季风影响 |
| 6.2 资料与方法简介 |
| 6.2.1 卫星数据 |
| 6.2.2 研究方法与区域 |
| 6.3 云垂直辐射加热率月变化 |
| 6.3.1 云垂直结构月变化 |
| 6.3.2 云垂直辐射加热结构月变化 |
| 6.4 云三维辐射加热结构对季风反馈 |
| 6.4.1 云驱动的夏季和冬季风变化 |
| 6.4.2 各云系统对季风反馈贡献 |
| 6.5 本章小结 |
| 第7章 总结与展望 |
| 7.1 总结 |
| 7.2 展望 |
| 参考文献 |
| 攻读博士期间科研成果 |
| 致谢 |
（9）青藏高原热力作用对南海及周边区域夏季气候的影响研究进展（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 青藏高原热力强迫对东亚夏季风的影响 |
| 3 青藏高原热力强迫对南海夏季风的影响 |
| 4 青藏高原热力强迫对南亚夏季风的影响 |
| 5 青藏高原热力强迫对降水的影响 |
| 6 全球变暖下青藏高原热力变化及其对降水格局的影响 |
| 7 总结和讨论 |
（10）印度洋—太平洋热带区域异常热力强迫对夏季西太平洋副热带高压变化的影响机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的和意义 |
| 1.1.1 国家需求 |
| 1.1.2 科学意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 西太平洋副热带高压形成、结构特征与自身活动规律的研究 |
| 1.2.2 海陆热力强迫对西太平洋副热带高压的影响研究 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 研究内容与章节安排 |
| 第二章 热带印度洋与太平洋海温异常对夏季西太平洋副热带高压面积变动的联合影响 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 资料和方法 |
| 2.3 WPSH面积的异常变化与印-太热带区域SSTA的联系 |
| 2.3.1 影响WPSH面积异常的关键海区 |
| 2.3.2 WPSH面积的异常变化与印-太热带区域SSTA的联系 |
| 2.4 海温异常影响副高面积变化的机制 |
| 2.4.1 与WPSH异常相联系的SSTA分布型 |
| 2.4.2 联合影响机制 |
| 2.5 结论与讨论 |
| 第三章 滤除ENSO信号前后夏季热带印度洋海盆尺度海温异常对西太平洋副热带高压的不同影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料和方法 |
| 3.3 独立于ENSO的热带印度洋海盆尺度异常信号对WPSH的影响 |
| 3.3.1 独立于ENSO的 IOBM异常信号 |
| 3.3.2 IOBM_P与 WPSH异常活动的关系 |
| 3.4 可能的机制 |
| 3.4.1 IOBM SSTA对低层环流的影响 |
| 3.4.2 WPSH活动区内异常产生的原因 |
| 3.5 结论与讨论 |
| 第四章 超强与普通厄尔尼诺海-气特征差异及对西太副高的不同影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 资料和方法 |
| 4.3 两类厄尔尼诺事件的异常特征对比 |
| 4.3.1 海表异常特征对比 |
| 4.3.2 次表层异常特征对比 |
| 4.4 两类厄尔尼诺事件对西太副高的不同影响 |
| 4.5 结论与讨论 |
| 第五章 热带印-太海洋异常热力强迫对夏季西太副高脊线变动的影响:以2018 年为例 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 资料和方法 |
| 5.3 东亚极端高温热浪天气与WPSH的异常 |
| 5.4 导致副高异常偏北的可能原因 |
| 5.4.1 与WPSH异常偏北相联系的准定常Rossby波活动 |
| 5.4.2 热带异常强迫 |
| 5.4.3 异常海洋强迫与环流异常的持续性 |
| 5.4.4 四种海温异常信号与WPSH脊线位置南北变动的关系对比 |
| 5.5 结论与讨论 |
| 第六章 基于热带印-太海洋热力异常影响的夏季西太副高预测模型构建 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 资料和方法 |
| 6.3 基于热带印-太海洋SSTA典型模态构建预测模型 |
| 6.4 使用关键区海温异常指数构建预测模型 |
| 6.5 结论与讨论 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 未来工作展望 |
| 附录 A |
| 附录 B |
| B.1 热带印-太海洋热力异常的典型模态 |
| B.2 与观测的海温异常信号的关系 |
| B.3 与夏季WPSH异常变动的可能联系 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
四、INTERANNUAL VARIATION OF INDEX OF EAST ASIAN LAND-SEA THERMAL DIFFERENCE AND ITS RELATION TO MONSOON CIRCULATION AND RAINFALL OVER CHINA（论文参考文献）
- [1]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(02)
- [2]中国西南地区近千年高分辨率纹层石笋记录研究[D]. 张瑞. 西南大学, 2021(01)
- [3]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)
- [4]青藏高原地面热源的计算及变率研究[D]. 李娜. 中国气象科学研究院, 2020
- [5]我国北方地区大气气溶胶分布输送特征及其对夏季风活动的响应[D]. 白冰. 兰州大学, 2020(01)
- [6]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)
- [7]中国南亚热带典型季风区雨季水汽空间分异特征研究[D]. 许传阳. 河南理工大学, 2019(07)
- [8]基于主被动卫星观测的云三维变化及其辐射影响研究[D]. 潘增新. 武汉大学, 2019(06)
- [9]青藏高原热力作用对南海及周边区域夏季气候的影响研究进展[J]. 李春晖,何超,万齐林. 热带气象学报, 2019(02)
- [10]印度洋—太平洋热带区域异常热力强迫对夏季西太平洋副热带高压变化的影响机理研究[D]. 钱代丽. 南京信息工程大学, 2019