一、近年东亚地区臭氧总量的变化趋势（论文文献综述）
谢晓栋[1]（2020）在《中国地区大气污染—植被—二氧化碳的相互影响研究》文中指出二氧化碳（CO2）是一种重要的温室气体,能够通过改变辐射来影响区域气候,是导致全球气候变暖的重要因素。CO2作为植物光合作用的重要原料,其浓度的变化对于生物源挥发性有机物（BVOC）的排放过程有着一定的调节作用,从而影响大气中的臭氧和颗粒物浓度。另一方面,臭氧对植物细胞的损伤以及颗粒物的散射施肥效应能够影响植被的生长发育,从而改变陆地生态系统对大气中CO2的吸收过程。中国作为世界上最大的能源消耗和温室气体排放国,CO2浓度逐年上升。同时,近年来以颗粒物和臭氧为主的大气复合污染问题造成空气质量下降,危害人体健康,引起越来越多的学者关注。因此研究中国地区CO2与臭氧、颗粒物的相互影响对于缓解区域气候变化、改善空气质量有着重要的科学意义。本文以数值模拟为主要研究手段,发展区域气候-化学-生态耦合模式RegCM-CHEM-YIBs,模拟中国地区CO2浓度和陆地碳通量的时空分布特征,定量估算陆地碳通量对CO2浓度的影响。进一步研究臭氧和颗粒物污染对我国陆地植被生产力和碳通量的影响,以及由此引起的大气CO2浓度的变化特征。此外,还定量评估了区域CO2浓度升高和全球气候变化对植被BVOC排放量以及大气中臭氧、二次有机气溶胶（SOA）浓度的影响。主要研究结果如下:首先,发展了区域气候-化学-生态耦合模式RegCM-CHEM-YIBs。在区域气候化学模式RegCM-CHEM的基础上新增了CO2物种,引入陆地生态系统模式YIBs,在线计算陆地植被CO2和BVOC排放通量。改进了模式中有关SOA浓度的计算过程,使用实时模拟的CO2浓度替换辐射模块和YIBs模块中原有的CO2浓度,使得RegCM-CHEM-YIBs模式具有研究区域气候、大气化学和陆地生态系统间相互作用的能力。模拟结果与再分析资料、站点监测数据、卫星遥感产品之间具有很好的一致性,表明耦合模式的结果合理可信。其次,给出了中国地区陆地碳通量和大气CO2浓度的时空分布特征。2006–2015年间,陆地碳通量整体呈现由北向南递增的趋势,高值区出现在西南地区,净生态系统碳交换量（NEE）的绝对值最大超过1000 g C m-2 yr-1。不同地区的陆地碳通量均存在明显的季节变化特征。夏季陆地生态系统是重要的CO2汇,NEE为负值,且占全年总NEE的60%左右;冬季陆地生态系统为弱的CO2源,NEE以正值为主。NEE的季节变化趋势与温度、降水间均存在明显的负相关性,且与温度的相关性大于降水。NEE的年际变化和厄尔尼诺-南方涛动（ENSO）事件呈现较强的相关性,厄尔尼诺事件期间的温度增加、降水减少能够削弱陆地生态系统对CO2的吸收。我国CO2浓度的年均增长率为2.2 ppm yr-1,高于全球平均水平。高值中心位于京津冀、长三角、珠三角和四川盆地等城市群地区,最大值超过430 ppm。CO2浓度整体呈现冬春高,夏秋低的季节特征。南方地区CO2峰值出现在2月,谷值出现在6月;而北方地区的峰值和谷值出现时间相对较晚,分别在4月和7月。陆地碳通量是造成CO2浓度季节变化的主要因素,夏季由于植被对CO2的吸收,大部分地区CO2浓度降低约612 ppm;冬季CO2浓度有所升高,最大增幅约为4 ppm。再次,定量评估了臭氧和颗粒物污染对大气中CO2浓度的影响。由于臭氧对植被的损伤,我国年平均总初级生产力（GPP）和陆地碳通量分别降低0.76±0.27 Pg C yr-1和112.2±22.5 Tg C yr-1。臭氧对植被的影响存在明显的季节差异,主要集中在4–9月,占全年的90%以上。陆地碳通量的削弱使得更多的CO2残留在大气中,我国大部分地区的年均CO2浓度增加约0.72.5 ppm,云南和贵州省的部分地区最大可达6 ppm。颗粒物通过改变散射辐射比例、区域气候和水循环过程来影响陆地植被的生长和碳同化能力。模拟结果表明,颗粒物导致我国GPP和陆地碳通量分别增加约0.36 Pg C yr-1（5%）和0.06 Pg C yr-1（21%）。GPP的增加主要发生在西南、东南和华北地区,而陆地碳通量的变化主要来自西南和华中地区。颗粒物引起的散射辐射比例的增加是导致GPP和NEE变化的主要原因,其占主导地位的区域分别占我国陆地总面积的59%和62%。陆地碳通量的增加能够降低大气中的CO2浓度,我国西南地区的CO2浓度降低最为明显。颗粒物对CO2浓度的影响存在较强的季节差异,主要集中在6–10月。夏季全国平均CO2浓度减少约0.62 ppm,最大降低幅度发生在四川盆地地区,可达4 ppm。最后,定量研究了区域CO2浓度升高和全球气候变化对臭氧和SOA浓度的影响。区域CO2浓度升高和全球气候变化的影响下,我国陆地植被的光合作用速率和生产力明显增加。不同情景下BVOC排放的变化存在较强的季节差异,夏、秋季明显增强,冬、春季有一定的减小。全年平均来看,异戊二烯排放增加1.40 TgC yr-1（17%）,单萜烯排放减少0.14 Tg C yr-1（5%）。由于区域CO2浓度升高和全球气候变化的共同影响,我国的臭氧和SOA浓度分别减小0.5 ppb和0.3μg m-3。全球气候变化导致华北地区夏季的臭氧和SOA浓度显着降低（最大减少7 ppb和3.4μg m-3）,华南地区明显增加（最大增加5 ppb和2.6μg m-3）。全球气候变化引起的大气环流的改变增强了夏季污染物由北向南的输送过程,从而增加了华南地区的臭氧、SOA及其前体物的浓度。相反,CO2施肥效应引起的BVOC排放变化则导致夏季华北地区臭氧和SOA浓度增加（最大增加3.5 ppb和5μg m-3）,华南地区减少（最大减少5.5 ppb和4.5μg m-3）。华北地区CO2施肥效应导致的光合作用速率增强对BVOC排放的影响占主导作用,BVOC排放的增强进一步增加臭氧和SOA浓度。而华南地区CO2浓度升高导致的植被气孔关闭对BVOC排放的影响更为明显,BVOC排放的削弱降低了臭氧和SOA浓度。通过以上几个方面的研究,本文揭示了近年来我国地面CO2浓度以及陆地碳通量的时空分布特征及其影响因素,定量分析了CO2与臭氧、颗粒物通过陆地植被发生的相互影响规律,对于理解区域气候、大气化学和陆地植被间的相互反馈有一定的参考价值,同时可以为我国未来的气候政策制定和空气污染治理提供合理的科学依据。
马明亮[2]（2019）在《对流层臭氧时空分析影响因素研究及近地面臭氧估算》文中认为臭氧,大气中一种含量很小,但却非常重要的痕量气体。按照高度分为平流层臭氧和对流层臭氧。平流层臭氧是地球上生命的保护伞,使之免受太阳紫外线辐射的伤害,此外还在气候变化中扮演重要角色。自平流层臭氧迅速降低,尤其是南极臭氧空洞被发现以来,平流层臭氧就成为全球科学家和公众关注焦点,已被大量研究关注。与平流层臭氧相比,对流层臭氧却是对生态系统和人类有毒的空气污染物,它能危害人类的健康,破坏生态系统,并能影响气候变化,但在对流层臭氧数据时空分析及规律,区域对流层臭氧和近地表臭氧影响因素贡献及规律方面,仍有待研究。因此,本研究在对TOMS/SBUV和OMI/MLS全球对流层臭氧遥感反演产品进行地基验证、误差校正与一致性评价的基础上,分析了全球对流层臭氧的时空分布特征,并针对华北区域出现的夏季对流层臭氧高值中心和显着增长趋势进行了深入研究,定量地探讨了华北及周边区域对流层臭氧各影响因素的贡献和影响机制。同时,考虑到当臭氧在近地层富集时会对人体健康造成严重危害,因此本研究进一步分析了我国近地面臭氧的空间分布聚集特征。本研究以大气臭氧为研究对象,包括了全球、中国、华北三个水平尺度,以及对流层和近地面两个垂直尺度,旨在发现和解释不同尺度下臭氧的时空变化规律,为卫星遥感产品用于臭氧机制分析提供研究参考,对制定区域对流层臭氧上升和地面臭氧污染应对措施都具有参考意义。本研究得到的主要研究结论如下:（1）针对单一卫星观测在时间上的局限性,提出了一套针对OMI/MLS和TOMS/SBUV的长时间序列对流层臭氧数据处理方案,包括纬度带-月份误差校正、改进后概率映射误差校正和一致性评价等,得到了一套时间范围较长、一致性较好且空间覆盖度高的全球对流层臭氧数据。结果显示,该数据和地基数据的一致性比处理前提高了44.89%。（2）开展了全球对流层臭氧的时空分析,规律性结果与前人研究基本一致,同时,本研究还发现,全球对流层臭氧在1979至2016年间均呈现上升趋势,且可分为平稳波动和显着上升两个阶段;华北区域夏季对流层臭氧上升趋势可达0.154DU/year,显着高于全球其它区域,且本研究的数值高于前人研究结果,这与本研究所使用的处理后时间序列数据有关。（3）定量揭示了华北区域夏季对流层臭氧高值形成的原因和各因素贡献大小。研究发现,秸秆燃烧使得NOX浓度升高,加快了臭氧光化学反应进程,引起显着的臭氧净产生,从而导致整个东亚6月对流层臭氧平均含量升高约4.0 DU,占该地区6月份对流层臭氧总量的8%。此外,紫外辐射、纬向风速和经向风速是另外三个主要影响因素,上述四个因素共同解释了该区域6月90%以上的对流层臭氧观测变化。（4）揭示了中国区域近地面臭氧日均8小时最大浓度数据存在明显的空间分异,可分为华北、东南、长江中下游以及西南四大典型区域。各区域近地面臭氧的共性影响因素主要是温度、太阳辐射和季节性,同时还存在区域差异性影响因素,具体是:风向和日照时长（华北）;相对湿度和边界层高度（长江中下游）;相对湿度和风向（东南）;相对湿度和地表气压（西南）。
肖娜[3]（2019）在《2000年以来北半球臭氧恢复趋势及其影响因子》文中研究说明平流层臭氧在全球的辐射收支和能量平衡过程中发挥了关键作用,过去几十年全球臭氧柱总量（Total Column Ozone,TCO）呈现减少的变化趋势,直到2000年开始恢复。本文利用多种卫星资料以及再分析资料,结合大气化学气候模式WACCM3,诊断分析了温度、臭氧损耗物质（Ozone-Depleting substances,ODS）、残余环流和海陆热力差异对2000-2016年不同高度上平流层臭氧恢复趋势的影响,以及东亚地区人类排放氮氧化物（NOx）对上对流层下平流层（upper troposphere/lower stratosphere,UTLS）臭氧的影响。主要得到以下结论:1.分析了TCO在2000-2016年期间的恢复趋势,利用相关分析等方法分析了平流层温度、ODS、残余环流和海陆热力差异等因子对TCO的影响。研究表明:在2000-2016年间,南北半球低纬度地区TCO存在明显的增加趋势,该趋势主要由1-10 hPa平流层臭氧增加贡献。上平流层中低纬度地区存在显着的臭氧增加趋势,两极地区存在微弱的臭氧增加趋势。上平流层臭氧增加主要受上平流层温度降低和ODS浓度减少的影响。上平流层温度降低和ODS减少造成臭氧消耗反应减弱,臭氧恢复。在中下平流层,热带地区和南半球中纬度地区臭氧减少,其主要受动力作用的影响:热带地区（0-10°N,10-20 hPa）残余环流的上升支将热带中下平流层臭氧向上向极传输,中平流层臭氧浓度减小。在南半球中下平流层中纬度地区（20-60°S,50-70 hPa）臭氧减少,这可能是因为南半球残余环流的向极支增强,将该区域的臭氧向极地传输,该区域臭氧浓度减小。西北太平洋上空和东亚上空槽区上叠加了位势高度正趋势,槽区减弱,对臭氧的辐合效果减弱,该区域臭氧减少。在欧洲-大西洋上空的脊区叠加了位势高度负趋势,欧洲-大西洋脊减弱,对臭氧的幅散作用减弱,该区域臭氧增加。2.利用臭氧监测仪（Ozone Monitoring Instrument,OMI）卫星资料和全球大气化学气候模式（Whole Atmosphere Community Climate Model,WACCM）,研究了东亚地区地表NOx排放增加对北半球UTLS区域臭氧和温度的影响。结果表明,东亚地区地表排放的NOx可以在夏、秋季输送到热带和东亚UTLS区域。在夏季,南亚高压可将东亚上空UTLS区域的NOx输送到低纬度地区。随着东亚地区地表NOx排放增加,冬季低纬度UTLS区域光化学反应增强,臭氧浓度显着增多,导致该区域增温;而中纬度UTLS区域NOx与臭氧的催化消耗反应增强,臭氧浓度显着降低,导致该区域降温。冬季UTLS区域低纬度和中高纬度之间的温度经向梯度减弱,副热带急流减弱,导致进入平流层的1波和2波强度明显减弱。
李洋[4]（2018）在《对流层臭氧的时空变化及影响因子研究》文中研究表明本论文利用多种臭氧观测资料和一个化学气候模式（CAM-chem）,分析研究了全球对流层臭氧的时空变化特征,并进一步以北京为例,量化分析了东亚地区平流层入侵和对流层光化学反应对对流层臭氧长期变化趋势的贡献,最后利用CAM-chem模式模拟研究了未来100年内不同温室气体排放情景下对流层臭氧的变化趋势及造成这种变化趋势的可能原因。论文研究主要得到以下主要结论:（1）CAM-chem模式能很好地模拟出对流层臭氧的时空变化特征,模式模拟结果表明受臭氧前体物分布的影响,全球对流层臭氧的高值区主要分布在亚洲、北太平洋和北美洲东部区域,低值区位于热带地区的太平洋上空。由于受光化学反应强度季节性差异的影响,不同季节臭氧分布空间特征有所不同:在春季和夏季,对流层臭氧分布的南北半球不对称性最为明显,且北半球夏季的臭氧浓度显着高于其他季节。近30多年来,全球对流层臭氧基本呈现增加的趋势,尤其是在东亚和南亚地区臭氧的增加趋势最为明显,北美和欧洲地区臭氧在1979年到2003期间呈现增加趋势,而在2003年后这两个区域对流层臭氧都基本保持不变。中下对流层臭氧的增加区域主要位于亚洲及北太平洋上空,上对流层臭氧增加最明显的区域位于美国的阿拉斯加、加拿大及俄罗斯东海岸附近。中下对流层臭氧变化基本与CO和NOx两种臭氧前体物浓度的变化趋势相一致,而上对流层臭氧的增加与平流层臭氧向下的输送增强密切相关。（2）北京地区2003年至2013年期间对流层臭氧呈现显着增加的趋势,对流层臭氧柱总量每年增加约0.98 DU。同时期内,这一区域平流层臭氧向对流层的净输送量在增加,增加大约0.13×10-3 Tg0.17×10-3 Tg/年,占北京地区对流层臭氧增加的20%左右,水平输送引起的北京地区臭氧变化相对较小,增加约0.06×10-3 Tg/年,占对流层臭氧增加总量的10%左右。近年来北京地区地表排放的对流层臭氧前体物显着增加,进而导致这一区域对流层臭氧显着增加。CAM-chem模式模拟结果表明北京地区对流层臭氧增加约0.53 DU/年,其中由臭氧前体物排放造成的对流层臭氧增加约0.32 DU/年,大约占对流层臭氧增加总量的60%。（3）对流层臭氧柱总量自1979年到现在仍持续增加,但其未来变化在不同RCP排放情景下有所不同,在RCP2.6和RCP4.5排放情景下未来全球对流层臭氧柱总量会持续减小,其中RCP2.6排放情景下臭氧减小趋势相较于RCP4.5更为明显,而在RCP8.5排放情景下未来臭氧一直会保持增加的趋势。在不同RCP情景下几种臭氧前体物浓度的变化趋势不同,其对对流层臭氧的影响也不同。在RCP2.6和RCP4.5情景下,臭氧减少趋势主要是未来NOx和CO排放减小导致的,而在RCP8.5情景下,对流层臭氧的增加趋势则与未来全球对流层CH4浓度的增加密不可分。
李洋,张健恺,田文寿,谢飞,索春男[5]（2018）在《动力传输和地表排放对北京地区对流层臭氧长期变化的影响》文中提出利用2003—2013年北京地区臭氧探空资料和多种再分析资料,结合CAM-chem模式模拟分析了北京地区对流层臭氧的长期变化趋势及影响因子。结果表明:近11 a来,北京地区对流层臭氧整体呈明显增加趋势,对流层臭氧总量每年增加约0.98 DU,且地表排放对该地区对流层臭氧增加的贡献相比动力过程更大。其中,由平流层向下输送造成的对流层臭氧总量每年增加约为0.13×10-30.17×10-3Tg,对北京地区对流层臭氧总量的增加贡献约20%;由水平输送造成的臭氧增加每年约为0.06×10-3Tg,对臭氧总量增加贡献约10%;而由地表排放造成的对流层臭氧增加约占该地区对流层臭氧总增加量的60%。
田孟坤[6]（2018）在《热带印度洋海温变化对东亚地区臭氧层分布的影响》文中研究表明本文采用1980—2015年间英国Hadley中心、NASA、NCEP/NCAR提供的海温、臭氧、大气环流等月平均再分析资料,讨论热带印度洋海温变化的两个主模态的多尺度变化特征,分析热带印度洋海温变化对东亚地区臭氧层分布的影响,重点关注东亚平流层臭氧的分布变化与热带印度洋海盆模（IOB）及偶极子（IOD）的联系;同时本文也讨论了热带印度洋海温变化时,北半球Hadley环流和剩余环流对大气臭氧的动力输送作用,进而初步探讨了热带印度洋海温变化影响东亚地区臭氧层分布的内在机制。结果表明:热带印度洋海温变化具有季节变化、年际变化等多尺度变化特征,IOB有明显的线性增长趋势;IOD正负位相在2002年后有减弱趋势;IOB和IOD有明显的8年以下的年际变化特征,在所研究的36年期间,未见10年以上长周期变化成分。热带印度洋海温变化对东亚地区臭氧层分布有明显的影响,且在春、秋季节的平流层70hPa和40hPa高度处表现得尤为显着。具体表现为:当出现正（负）IOB时,热带印度洋海温将偏暖（偏冷）,东亚低纬度地区平流层臭氧含量将减少（增多）,中纬度地区臭氧含量将增多（减少）;当出现正（负）IOD时,热带印度洋海温将表现为西暖（冷）东冷（暖）,东亚中低纬地区臭氧含量将增多（减少）。研究结果还显示,ENSO信号虽然在低纬度地区的影响有所表现,但不会造成热带印度洋海温变化对东亚地区臭氧层分布的影响过程的根本性变化。当出现正（负）IOB后,北半球Hadley环流将增强（减弱）,同时剩余环流也会增强（减弱）,这将导致大气环流对臭氧的输送作用得以加强（减弱）,进而影响东亚地区臭氧层的分布形势。当出现正（负）IOD时,北半球Hadley环流将减弱（增强）,同时剩余环流也会减弱（增强）,这将导致大气环流对臭氧的平流输送作用得以减弱（加强）,最终影响到东亚地区大气臭氧层的时空分布状态。
赵川鸿,赵鹏国,周筠珺[7]（2018）在《西南地区臭氧空间分布及变化趋势》文中提出本文利用2003年1月—2012年12月的MSR2臭氧总量月平均资料对四川盆地（28～31°N,104～106°E）、青藏高原（27～37°N,80～95°E）、云贵高原（23～27°N,98～106°E）3个区域的臭氧总量空间分布及变化趋势进行了对比分析。得到了以下结论,四川盆地常年存在臭氧总量最大值,青藏高原次之,云贵高原最低。在2003—2012年这10 a间西南地区臭氧总量总体呈上升趋势,这同全球臭氧总量近几十年的变化趋势相一致,其中上升趋势云贵高原>四川盆地>青藏高原。西南地区在这十年间分别出现了臭氧总量最小值年（2008年）和臭氧总量最大值年（2010年）,其中青藏高原还出现了一个臭氧总量最小值年（2004年）。就臭氧总量季节变化而言,在2003—2012年10 a间西南地区臭氧总量在春季存在最大值,但是青藏高原的臭氧总量在秋季存在最小值,而四川盆地和云贵高原的臭氧总量在冬季存在最小值。
汪明圣,郭世昌[8]（2017）在《ENSO循环对东亚地区平流层臭氧分布的影响》文中研究表明采用NOAA提供的ONI（Oceanic Nio Index）指数资料与欧洲中心提供的臭氧再分析资料,以滞后相关为切入点,分析了ENSO循环对东亚地区平流层臭氧分布的影响,探讨了ENSO不同位相（El Nio、La Nia）对臭氧场的强迫影响程度,并且用ENSO对剩余环流的影响解释了平流层臭氧变化的动力机制。结果表明:（1）ENSO对东亚地区平流层臭氧的分布有明显的影响,在平流层30 h Pa和70 h Pa尤为显着,且滞后8个月时二者相关达到最大;（2）El Nio发生8个月后中纬度地区平流层30 h Pa的臭氧有所减少,而高纬度臭氧增加,70 h Pa则与之相反,同时在低纬度地区70 h Pa臭氧减少;La Nia反之;（3）Nio3.4区海温与滞后8个月臭氧的SVD分析结果也有类似的变化;（4）El Nio和La Nia的影响之间有显着的差异,在分别滞后于El Nio和La Nia事件8个月后平流层低层的臭氧含量差异可达-25%以上。（5）ENSO可以通过影响剩余环流的变化,进而影响臭氧分布发生以上的变化。
焦铂洋[9]（2017）在《太阳活动对青藏高原臭氧及东亚季风的影响》文中进行了进一步梳理本文选用欧洲中心1979年～2015年ERA-interim再分析资料（海平面气压、纬向风速、位势高度以及臭氧总量和臭氧混合比资料）,通过滑动平均、M-K突变检测、线性倾向估计等方法分析青藏高原臭氧的时空变化和不同东亚季风指数之间的异同;利用2005年～2015年夏季（JJA）微波临边探测器（MLS）逐日臭氧观测资料、2001年～2015年全大气气候通用模式（WACCM3）的臭氧总量和CC13F、CC12F2等输出资料,通过T检验、相关分析等方法分析高原臭氧的纬向偏差以及可能影响臭氧总量和低值区的原因。运用太阳数据分析中心提供的1979年～2015年的逐年太阳黑子数,基于自适应噪声完全集合经验模态分解（CEEMDAN）与合成分析探究太阳活动、青藏高原臭氧、东亚季风的关系,结果表明:青藏高原臭氧逐年回升,但未回到1979年的水平;年平均异常中心都集中在20hpa～50hpa附近;对流层中下层混合比与时间呈显着负相关;春季高原臭氧随时间显着减少但总量最多,秋季总量最少;夏季高原有臭氧低值区存在且有昼夜不对称性,并且光化学作用可能是形成低值区的一个原因;郭其蕴定义的东亚夏季风指数以及晏红明定义的综合类东亚冬季风指数在本文中更具代表性;通过周期信号对比,发现不同区间,青藏高原臭氧、东亚季风相位关系不同;1979年～1990年（1996年～2015年）的太阳活动相对强年,太平洋北部海平面气压升高（降低）比东亚大陆明显,大陆冷高压偏低（高）,东亚冬季风较弱（强）,说明太阳活动影响东亚冬季风变化。2006年～2015年的高原臭氧相对强年,乌拉尔山上空和亚洲东部低槽发展,我国大部分地区温度负异常,东亚夏季风偏弱,说明青藏高原臭氧影响东亚夏季风变化。
张健恺[10]（2016）在《气候变化对北半球臭氧总量变化影响的研究》文中研究表明过去几十年,全球臭氧柱总量（Total Ozone Column,TOC）大体经历了先减小后增加的变化趋势。但是,不同纬度和不同高度的臭氧恢复速率存在显着的差异。气候系统内部变率、气候变化以及人类排放会对臭氧的长期变化造成重要的影响,这使得我们对未来臭氧变化趋势的评估存在较大的不确定性。一般而言,气候系统变率和气候变化与下垫面强迫变化（如海温、陆温和海冰的变化）存在紧密的联系。本文利用多种再分析资料和臭氧观测资料,结合全球大气化学气候模式,研究了过去30年气候变化背景下,北半球不同纬度带下垫面强迫的变化对北半球TOC的影响并讨论了相关的物理机制,得到以下主要结论:1.热带地区ENSO型海温变化会对北半球中纬度臭氧造成显着的影响,即El Ni?o事件会造成冬春季北太平洋、美国南部、北非东部和东亚地区的TOC相比气候平均值异常偏高,而使得中欧和北大西洋地区的TOC异常偏低;La Ni?a事件对北半球中纬度臭氧的影响几乎与El Ni?o型海温的影响相反。整体而言,在北半球冬春季,ENSO型海温变化对北半球中纬度TOC年际变率的贡献可达20-30%,其中在北太平洋区域甚至可达50%。ENSO型海温变化主要通过调节中纬度行星波和对流层顶高度来影响北半球中纬度臭氧分布。在ENSO期间赤道中东太平洋深对流活动异常,在上对流层激发异常的行星波波列传向中纬度地区,这些传播的行星波波列可分为沿北太平洋-北美大陆传播的长波波列和沿着北非-东亚急流带传播的短波波列,它们可以通过调节中纬度对流层顶高度和上对流层下平流层（Upper Troposphere Lower Stratosphere,UTLS）区域的局地环流影响UTLS内的臭氧浓度,最终改变臭氧的垂直分布并造成TOC的变化。另外,El Ni?o（La Ni?a）事件会使得北太平洋和美国南部西风急流增强（减弱）,进而造成急流北侧的天气尺度Rossby波破碎频率相应增加（减少）,造成更强（弱）的涡动次级环流,最终导致TOC的增加（减小）。上述的这些过程也造成了中国地区TOC和地表晴空紫外辐射强度对ENSO事件响应的异常中心从冬季位于中国南部到夏季向北移动至中国北方,同时强ENSO事件可引起冬季长江中下游和春季青藏高原西北部6-10%地表晴空紫外辐射强度的变化。2.在中纬度地区,“冷海洋-暖大陆”（Cold-Ocean Warm Land,COWL）和北太平洋（North Pacific,NP）型遥相关的变化对应着过去30年间阿留申低压、冰岛低压和亚速尔高压的减弱,这些系统的变化呈现很强的正压结构,从对流层低层一直延伸至平流层低层,而下平流层（70-300 h Pa）位势高度的变化直接造成了TOC出现纬向非均匀变化特征,即1979-2010年期间,北太平洋上空TOC一直呈现负趋势,而北美大陆上空的TOC则为正趋势。资料诊断和WACCM3模式模拟结果进一步表明,北太平洋和大西洋海温的变化可以通过影响COWL和NP型遥相关对北半球中纬度臭氧纬向非均匀分布造成显着影响。本文研究还发现高原冬春季地表增暖引起的对流层顶抬升和与之伴随的热带地区低浓度臭氧空气向高原输送增多,共同造成了2000-2009年间高原冬春季“臭氧低谷”的显着加深,高原地表增暖引起的热力、动力过程变化造成了过去30年冬季高原TOC约50%的减小。3.在高纬度和北极地区,2000年代北极海冰尤其是巴伦支海-喀拉海地区的海冰相比1980年代明显减少,以及过去几十年内欧亚大陆积雪的增加,共同造成欧亚大陆北侧海域对流层中下层温度升高,产生更多的斜压波动造成欧亚大陆一侧的低平流层出现冷性涡旋,最终导致近10年晚冬（2月）的北极极涡向欧亚大陆偏移。极涡向欧亚大陆偏移后,极涡内部具有高浓度活性溴氯的空气被输送至欧亚大陆上空,引起了该地区平流层臭氧化学损耗的加强,使得该地区冬季TOC的下降趋势强于同纬度其他地区。4.论文最后研究了北极涛动（Arctic Oscillation,AO）对北半球TOC和平流层臭氧的影响,结果表明,相比AO负位相时期,AO正位相下,北半球中高纬度平流层臭氧存在三个负异常中心,分别位于极地中平流层、UTLS区域和中纬度UTLS区域,这些异常中心在冬春季最强。其中,极地中平流层臭氧的负异常中心主要是由于Brewer-Dobson（BD）环流的经向输送减弱造成的,而极地UTLS区域臭氧的负异常中心则主要是由对流层顶高度异常抬升、BD环流垂直输送项减弱、中高纬度与极区的空气交换减弱以及异相化学反应增强等共同作用所造成的。中纬度UTLS区域臭氧的负异常中心则主要是由于臭氧空气从中纬度向热带地区涡动传输过程增强导致的;相比之下,从极地平流层传输至中纬度的低浓度臭氧空气贡献较小。
二、近年东亚地区臭氧总量的变化趋势（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、近年东亚地区臭氧总量的变化趋势（论文提纲范文）
（1）中国地区大气污染—植被—二氧化碳的相互影响研究（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 国内外研究进展 |
| 1.2.1 二氧化碳数值模拟研究 |
| 1.2.2 陆地生态系统模式研究 |
| 1.2.3 臭氧和颗粒物对植被的影响研究 |
| 1.2.4 二氧化碳施肥效应研究 |
| 1.3 本文研究内容 |
| 第二章 研究方法与数据 |
| 2.1 区域气候化学模式RegCM-CHEM简介 |
| 2.1.1 发展历程 |
| 2.1.2 主要模块 |
| 2.1.3 气溶胶和气相化学机制 |
| 2.2 陆地生态系统模式YIBs |
| 2.2.1 YIBs模式主要过程 |
| 2.2.2 冠层辐射方案 |
| 2.2.3 生物源挥发性有机物排放方案 |
| 2.2.4 臭氧损伤方案 |
| 2.3 RegCM-CHEM-YIBs耦合模式 |
| 2.3.1 耦合模式框架 |
| 2.3.2 模式输入数据 |
| 第三章 中国地区二氧化碳时空分布特征的模拟研究 |
| 3.1 模式设置 |
| 3.2 模式结果验证与分析 |
| 3.2.1 气象场评估 |
| 3.2.2 陆地生态系统碳通量评估 |
| 3.2.3 二氧化碳浓度评估 |
| 3.3 二氧化碳浓度和陆地碳通量的时空分布特征 |
| 3.3.1 年际变化特征 |
| 3.3.2 季节变化特征 |
| 3.4 陆地碳通量对二氧化碳浓度的影响 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 臭氧和颗粒物对植被碳通量及二氧化碳浓度的影响研究 |
| 4.1 数值试验方案设计 |
| 4.2 模拟结果评估 |
| 4.2.1 臭氧浓度模拟及验证 |
| 4.2.2 气溶胶光学厚度模拟及验证 |
| 4.3 臭氧对植被碳通量以及大气二氧化碳浓度的影响 |
| 4.3.1 臭氧对植被碳通量的影响 |
| 4.3.2 臭氧对大气二氧化碳浓度的影响 |
| 4.3.3 不确定性分析 |
| 4.4 颗粒物对植被碳通量以及大气二氧化碳浓度的影响 |
| 4.4.1 颗粒物对辐射、温度和饱和蒸气压差的影响 |
| 4.4.2 颗粒物对植被碳通量的影响 |
| 4.4.3 不同气象因子对植被碳通量的贡献 |
| 4.4.4 颗粒物对大气二氧化碳浓度的影响 |
| 4.4.5 不确定性分析 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 区域二氧化碳浓度升高和全球气候变化对臭氧及二次有机气溶胶的影响研究 |
| 5.1 数值试验方案设计 |
| 5.2 模拟结果评估 |
| 5.2.1 BVOC排放的模拟与验证 |
| 5.2.2 SOA浓度的模拟与验证 |
| 5.3 区域CO_2浓度升高和全球气候变化对我国气候的影响 |
| 5.4 区域CO_2浓度升高和全球气候变化对植被碳收支及BVOC排放的影响 |
| 5.4.1 植被光合作用速率及生产力的变化 |
| 5.4.2 植被BVOC排放的变化 |
| 5.5 区域CO_2浓度升高和全球气候变化对臭氧和SOA的影响 |
| 5.5.1 对近地面臭氧浓度的影响 |
| 5.5.2 对二次有机气溶胶浓度的影响 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 本文主要研究结果 |
| 6.2 本文主要创新点 |
| 6.3 未来工作展望 |
| 6.3.1 本文工作的不足之处 |
| 6.3.2 今后工作展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 博士期间科研成果 |
（2）对流层臭氧时空分析影响因素研究及近地面臭氧估算（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 1.绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.1.1 对流层臭氧对全球变化的影响 |
| 1.1.2 对流层臭氧对生态系统的影响 |
| 1.1.3 对流层臭氧对人类健康的影响 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 对流层臭氧时空变化 |
| 1.2.2 影响对流层臭氧变化的因素 |
| 1.2.3 近地面臭氧污染及其估算 |
| 1.3 研究目标与内容 |
| 1.4 拟解决的关键问题 |
| 2.长时间序列全球对流层臭氧数据的生成 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 对流层臭氧数据集 |
| 2.2.1 TOMS/SBUV对流层臭氧数据 |
| 2.2.2 OMI/MLS对流层臭氧数据 |
| 2.2.3 地基对流层臭氧数据集 |
| 2.3 卫星对流层臭氧地基验证及误差分析 |
| 2.3.1 卫星数据地基验证方法和评价指标 |
| 2.3.2 TOMS/SBUV数据地基验证结果 |
| 2.3.3 OMI/MLS数据地基验证结果 |
| 2.4 两种卫星对流层臭氧数据误差校正与地基验证 |
| 2.4.1 OMI/MLS数据误差校正方法 |
| 2.4.2 OMI/MLS数据误差校正结果 |
| 2.4.3 TOMS/SBUV对流层臭氧数据误差校正方法 |
| 2.4.4 TOMS/SBUV数据误差校正结果 |
| 2.5 误差校正后结果一致性评价 |
| 2.6 结论与总结 |
| 3.对流层臭氧的时空分布规律与趋势分析 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 全球和亚洲对流层臭氧空间分布特征 |
| 3.3 对流层臭氧的长期变化趋势 |
| 3.3.1 对流层臭氧长期变化趋势分析方法 |
| 3.3.2 各区域对流层臭氧长期变化趋势结果 |
| 3.4 结论与总结 |
| 4.华北生物质燃烧对东亚对流层臭氧变化的影响及归因 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 研究数据来源 |
| 4.2.1 OMI/MLS对流层臭氧卫星数据 |
| 4.2.2 MODIS火点探测数量数据 |
| 4.2.3 NOx排放清单数据 |
| 4.2.4 UV radiation数据 |
| 4.2.5 气象因子 |
| 4.3 对流层臭氧及影响因子数据预处理和建模 |
| 4.3.1 对流层臭氧及影响因子数据预处理 |
| 4.3.2 对流层臭氧以及影响因素统计模型的建立 |
| 4.4 因素响应分析及归因 |
| 4.4.1 因素响应分析方案 |
| 4.4.2 因素响应分析结果以及归因分析 |
| 4.5 结论与总结 |
| 5.中国近地面臭氧时空分异与各区影响因素分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 研究相关数据 |
| 5.2.1 近地面臭氧地基监测站数据 |
| 5.2.2 ECMWF气象再分析数据 |
| 5.2.3 MODIS火点探测数量数据和儒略日时间项 |
| 5.3 中国近地面臭氧数据的空间特征 |
| 5.3.1 近地面臭氧的EOF空间分析 |
| 5.3.2 近地面臭氧的K-means聚类分析 |
| 5.3.3 近地面臭氧的Neural Net Cluster聚类分析 |
| 5.4 近地面臭氧估算模型的建立与结果对比 |
| 5.4.1 近地面臭氧估算模型方法 |
| 5.4.2 分区估算与非分区估算结果对比 |
| 5.5 因素响应分析以及不同区域因素贡献对比 |
| 5.6 结论与总结 |
| 6.结论与展望 |
| 6.1 论文研究主要结论 |
| 6.2 论文创新点 |
| 6.3 论文展望与有待进一步解决问题 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 参与项目与科研成果 |
（3）2000年以来北半球臭氧恢复趋势及其影响因子（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 平流层臭氧研究现状 |
| 1.2 平流层臭氧的变化 |
| 1.3 影响臭氧的因子 |
| 1.4 论文的研究内容和目的 |
| 第二章 模式、资料和方法 |
| 2.1 WACCM3模式介绍 |
| 2.2 资料介绍 |
| 2.2.1 OMI卫星资料 |
| 2.2.2 GOZCARD卫星臭氧资料 |
| 2.2.3 SWOOSH卫星臭氧资料 |
| 2.2.4 ERA-Iterim再分析资料 |
| 2.3 计算方法 |
| 2.3.1 残余环流 |
| 2.3.2 EP通量 |
| 第三章 平流层臭氧变化及其影响因子 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 平流层臭氧恢复趋势的时空分布特征 |
| 3.3 影响平流层臭氧恢复的因子 |
| 3.4 结论 |
| 第四章 东亚地区氮氧化物的排放对平流层臭氧及气候的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 资料和方法 |
| 4.2.1 OMI卫星臭氧数据 |
| 4.2.2 模式模拟和实验设置 |
| 4.3 东亚排放NO_x对UTLS区域臭氧的影响 |
| 4.4 东亚排放NO_x对UTLS区域温度的影响 |
| 4.5 结论 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 全文总结 |
| 5.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（4）对流层臭氧的时空变化及影响因子研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 对流层臭氧的研究现状 |
| 1.3 影响对流层臭氧时空变化的主要因子 |
| 1.3.1 对流层臭氧的光化学反应 |
| 1.3.2 平流层和对流层交换 |
| 1.4 未来对流层臭氧变化的研究现状 |
| 1.5 论文的研究内容和目的 |
| 参考文献 |
| 第二章 模式、资料和方法 |
| 2.1 模式介绍 |
| 2.2 资料 |
| 2.2.1 MERRA再分析资料 |
| 2.2.2 ERA-Interim再分析资料 |
| 2.2.3 JRA再分析资料 |
| 2.2.4 对流层臭氧柱资料 |
| 2.2.5 对流层臭氧探空资料 |
| 2.3 计算方法 |
| 参考文献 |
| 第三章 全球对流层臭氧及其影响因子的时空分布 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 全球对流层臭氧的空间分布和季节性变化 |
| 3.3 全球对流层臭氧的长期变化趋势 |
| 3.4 对流层臭氧主要前体物和STE的长期变化趋势 |
| 3.5 小结 |
| 参考文献 |
| 第四章 地表排放及STE对东亚地区臭氧的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 北京对流层臭氧的变化情况 |
| 4.3 STE对北京对流层臭氧变化的贡献 |
| 4.4 地表排放对北京对流层臭氧变化的影响 |
| 4.5 小结 |
| 参考文献 |
| 第五章 不同RCP情景下未来对流层臭氧的变化情况 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 三种RCP情景中温室气体和臭氧前体物的变化情况 |
| 5.3 三种RCP情景中未来对流层臭氧的变化情况 |
| 5.4 不同RCP情景下臭氧前体物对对流层臭氧变化的影响 |
| 5.5 小结 |
| 参考文献 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 论文创新点 |
| 6.3 不足与展望 |
| 在校期间的研究成果 |
| 致谢 |
（5）动力传输和地表排放对北京地区对流层臭氧长期变化的影响（论文提纲范文）
| 引言 |
| 1 资料和方法 |
| 1.1 臭氧探空数据 |
| 1.2 再分析资料 |
| 1.3 计算方法 |
| 2 模式介绍 |
| 3 结果分析 |
| 3.1 北京地区对流层臭氧量的变化 |
| 3.2 动力过程对北京地区对流层臭氧变化的影响 |
| 3.3 化学过程对北京地区对流层臭氧变化的影响 |
| 4 结论 |
（6）热带印度洋海温变化对东亚地区臭氧层分布的影响（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 |
| 1.3 本文研究的内容 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 研究资料 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 EOF分解 |
| 2.2.2 小波分析 |
| 2.2.3 相关分析及其显着性检验 |
| 2.2.4 奇异值分解(SVD) |
| 2.2.5 合成分析及其显着性检验 |
| 2.2.6 线性回归法扣除ENSO信号 |
| 2.2.7 MMC质量流函数计算 |
| 2.2.8 剩余速度的计算 |
| 第三章 热带印度洋海温的多尺度变化特征 |
| 3.1 年海温变化的主要特征分析 |
| 3.2 季节内海温变化的主要特征分析 |
| 3.2.1 月平均时间序列的均方差分析 |
| 3.2.2 季节海温距平EOF分析 |
| 3.3 IOB和IOD的年际、年代际变化特征 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 热带印度洋海温变化对东亚地区臭氧层分布的影响研究 |
| 4.1 海温变化主要模态的划分和特殊年份的选取 |
| 4.1.1 IOBI指数和热带印度洋偏冷暖年的选取 |
| 4.1.2 IODI指数和热带印度洋正负偶极子年的选取 |
| 4.2 IOBI和IODI与东亚地区臭氧混合比的相关分析 |
| 4.2.1 IOBI与东亚地区臭氧混合比的相关分析 |
| 4.2.2 IODI与东亚地区臭氧混合比的相关分析 |
| 4.3 热带印度洋海温变化主要模态期间东亚地区臭氧的分布特征 |
| 4.3.1 热带印度洋偏冷暖年期间的东亚臭氧层分布 |
| 4.3.2 热带印度洋正负偶极子年期间的东亚臭氧层分布 |
| 4.4 热带印度洋海温与东亚地区臭氧的SVD分解 |
| 4.4.1 春季热带印度洋海温与东亚平流层臭氧的SVD分解 |
| 4.4.2 秋季热带印度洋海温与东亚平流层臭氧的SVD分解 |
| 4.5 扣除ENSO信号后海温变化对东亚臭氧的影响 |
| 4.5.1 扣除ENSO信号的春季海温与臭氧的SVD分解 |
| 4.5.2 扣除ENSO信号的秋季海温与臭氧的SVD分解 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 东亚地区臭氧层分布受热带印度洋海温影响的机制探讨 |
| 5.1 热带印度洋海温变化对北半球Hadley环流的影响 |
| 5.1.1 热带印度洋海温与NHCI指数的相关关系 |
| 5.1.2 IOB和IOD期间Hadley环流的分布特征 |
| 5.2 热带印度洋海温变化对东亚地区平流层剩余环流的影响 |
| 5.2.1 春季热带印度洋海温变化对剩余速度的影响 |
| 5.2.2 秋季热带印度洋海温变化对剩余速度的影响 |
| 5.3 热带印度洋海温变化影响东亚地区臭氧层分布的动力机制探讨 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 总结及未来工作展望 |
| 6.1 论文主要结论 |
| 6.2 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 发表文章目录 |
| 致谢 |
（7）西南地区臭氧空间分布及变化趋势（论文提纲范文）
| 引言 |
| 1 资料和处理方法 |
| 2 结果分析 |
| 2.1 西南地区臭氧总量的空间分布 |
| 2.2 西南地区臭氧总量各个季节的空间分布 |
| 2.3 西南地区臭氧总量的年际变化特征 |
| 2.4 西南地区臭氧总量的季节变化特征 |
| 2.5 西南地区臭氧总量的变化趋势和季节变化特征 |
| 3 结论 |
（8）ENSO循环对东亚地区平流层臭氧分布的影响（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 计算方法 |
| 3 计算结果与分析 |
| 3.1 ONI与东亚地区臭氧的相关分析 |
| 3.2 El Nin~o与La Nin~a影响阶段臭氧的合成分析 |
| 3.3 Nin~o 3.4区海温与东亚地区平流层臭氧的SVD分析 |
| 4 东亚地区平流层臭氧受ENSO影响的动力机制探讨 |
| 5 结论 |
（9）太阳活动对青藏高原臭氧及东亚季风的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 太阳活动对青藏高原臭氧影响的研究进展 |
| 1.2.2 太阳活动对东亚季风影响的研究进展 |
| 1.2.3 青藏高原臭氧和东亚季风相互作用的研究进展 |
| 1.3 主要研究内容和章节安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.1.1 ERA-interim再分析资料 |
| 2.1.2 MLS卫星资料 |
| 2.1.3 太阳黑子数R |
| 2.1.4 WACCM3模式资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 滑动平均 |
| 2.2.2 曼-肯德尔(Mann-Kendall)法 |
| 2.2.3 线性倾向估计 |
| 2.2.4 自适应噪声完全集合经验模态分解(CEEMDAN) |
| 第三章 青藏高原臭氧的时空变化特征 |
| 3.1 青藏高原臭氧总量的年际变化特征 |
| 3.1.1 青藏高原臭氧总量的年变化分析 |
| 3.1.2 青藏高原臭氧总量的趋势变化分析 |
| 3.2 青藏高原臭氧空间变化特征 |
| 3.2.1 青藏高原各层臭氧的年变化 |
| 3.2.2 青藏高原各层臭氧的趋势变化分析 |
| 3.2.3 青藏高原各层臭氧的纬向偏差分析 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 东亚季风指数的分类计算及其年际变化特征 |
| 4.1 各类表征东亚夏季风变化指数的比较 |
| 4.1.1 郭其蕴定义的东亚夏季风指数(海陆气压差类) |
| 4.1.2 李建平等定义的东亚夏季风指数(季节风向类) |
| 4.1.3 张庆云等定义的东亚夏季风指数(纬向风差异类) |
| 4.1.4 黄刚等定义的东亚夏季风指数(环流特征类) |
| 4.1.5 小结 |
| 4.2 各类表征东亚冬季风变化指数的比较 |
| 4.2.1 郭其蕴定义的东亚冬季风指数(海陆气压差类) |
| 4.2.2 朱艳峰定义的东亚冬季风指数(风场特征类) |
| 4.2.3 龚道溢等定义的东亚冬季风指数(高压特征类) |
| 4.2.4 晏红明等定义的东亚冬季风指数(环流特征类) |
| 4.2.5 晏红明等定义的东亚冬季风指数(综合类) |
| 4.2.6 小结 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 太阳活动、青藏高原臭氧和东亚季风的关系 |
| 5.1 太阳活动和高原臭氧的关系 |
| 5.1.1 太阳活动的年际变化 |
| 5.1.2 青藏高原臭氧的周期性 |
| 5.1.3 太阳活动和青藏高原臭氧年际变化关系 |
| 5.1.4 太阳对青藏高原臭氧低值区昼夜变化的影响 |
| 5.1.5 太阳影响青藏高原臭氧的化学机制 |
| 5.2 太阳活动和东亚季风的关系 |
| 5.2.1 东亚季风的周期性 |
| 5.2.2 太阳活动与东亚季风的年际变化关系 |
| 5.2.3 太阳活动影响东亚季风的机制 |
| 5.3 青藏高原臭氧和东亚季风的关系 |
| 5.3.1 青藏高原臭氧和东亚季风的关系 |
| 5.3.2 青藏高原臭氧影响东亚季风的机制 |
| 5.4 太阳活动、高原臭氧以及东亚季风的关系 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 结果与讨论 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（10）气候变化对北半球臭氧总量变化影响的研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 平流层臭氧概述 |
| 1.2 TOC和平流层臭氧的变化 |
| 1.3 影响臭氧变化的因子 |
| 1.4 下垫面强迫变化对平流层过程的影响 |
| 1.5 论文的研究内容 |
| 参考文献 |
| 第二章 模式、资料与方法 |
| 2.1 模式 |
| 2.1.1 WACCM3模式 |
| 2.1.2 TOMCAT/SLIMCAT化学传输模式 |
| 2.2 资料 |
| 2.2.1 ERA-Interim再分析资料 |
| 2.2.2 MERRA再分析资料 |
| 2.2.3 TOMS/SBUV卫星TOC资料 |
| 2.2.4 NIWA TOC同化资料 |
| 2.2.5 MSR同化资料 |
| 2.2.6 SBUV卫星资料 |
| 2.3 计算方法 |
| 2.3.1 多元线性回归模型 |
| 2.3.2 EP通量，剩余环流和三维Plumb通量 |
| 参考文献 |
| 第三章 热带ENSO海温变化对中纬度TOC的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 方法和数值试验介绍 |
| 3.3 中纬度TOC的ENSO信号 |
| 3.4 ENSO如何影响中纬度TOC |
| 3.5 ENSO型海温变化对中国地区TOC的影响 |
| 3.6 小结 |
| 参考文献 |
| 第四章 中纬度海陆温度变化与TOC纬向非均匀变化 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 模式及试验设计 |
| 4.3 TOC的纬向非均匀变化及其影响因子 |
| 4.4 海温对TOC纬向非均匀性变化的影响 |
| 4.5 化学过程对TOC纬向非均匀变化的影响 |
| 4.6 小结 |
| 参考文献 |
| 第五章 青藏高原气候变暖与高原臭氧变化 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 数值试验设计 |
| 5.3 高原TOC的长期变化趋势 |
| 5.4 造成冬春季高原“臭氧低谷”加深的因素 |
| 5.5 夏季高原“臭氧低谷”的年际变化 |
| 5.6 小结 |
| 参考文献 |
| 第六章 北极海冰与西伯利亚积雪对中高纬度TOC的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 数值试验与计算方法 |
| 6.3 北极臭氧化学损耗的变化 |
| 6.4 北极海冰、欧亚大陆积雪对极涡偏移的影响 |
| 6.5 极涡偏移对北半球气候的影响 |
| 6.6 小结与讨论 |
| 参考文献 |
| 第七章 AO变率与北半球臭氧分布的联系 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 臭氧中的AO年际变化信号 |
| 7.3 动力过程和化学过程对臭氧中的AO信号的贡献 |
| 7.4 北半球冬春季臭氧中AO信号的水平分布 |
| 7.5 小结 |
| 参考文献 |
| 第八章 总结与讨论 |
| 8.1 论文主要结论 |
| 8.2 论文主要创新点 |
| 8.3 讨论与展望 |
| 附录I：英文名称缩写列表 |
| 附录II：个人简历 |
| 附录III：研究生期间的论文成果 |
| 致谢 |
四、近年东亚地区臭氧总量的变化趋势（论文参考文献）
- [1]中国地区大气污染—植被—二氧化碳的相互影响研究[D]. 谢晓栋. 南京大学, 2020(12)
- [2]对流层臭氧时空分析影响因素研究及近地面臭氧估算[D]. 马明亮. 华东师范大学, 2019(09)
- [3]2000年以来北半球臭氧恢复趋势及其影响因子[D]. 肖娜. 兰州大学, 2019(08)
- [4]对流层臭氧的时空变化及影响因子研究[D]. 李洋. 兰州大学, 2018(11)
- [5]动力传输和地表排放对北京地区对流层臭氧长期变化的影响[J]. 李洋,张健恺,田文寿,谢飞,索春男. 干旱气象, 2018(02)
- [6]热带印度洋海温变化对东亚地区臭氧层分布的影响[D]. 田孟坤. 云南大学, 2018(01)
- [7]西南地区臭氧空间分布及变化趋势[J]. 赵川鸿,赵鹏国,周筠珺. 气象科学, 2018(02)
- [8]ENSO循环对东亚地区平流层臭氧分布的影响[J]. 汪明圣,郭世昌. 高原气象, 2017(03)
- [9]太阳活动对青藏高原臭氧及东亚季风的影响[D]. 焦铂洋. 南京信息工程大学, 2017(03)
- [10]气候变化对北半球臭氧总量变化影响的研究[D]. 张健恺. 兰州大学, 2016(08)