一、Relationship between land cover and monsoon interannual variations in east Asia（论文文献综述）
柴静[1]（2021）在《重建和模拟中过去千年火山活动对东亚夏季风降水的影响》文中认为东亚夏季风影响着全球超过三分之一人口的日常生产生活,对中国尤其是东部地区的气候有重要影响。关于季风区域降水的变化研究主要包含内部变率和外部强迫两个方面,火山活动是气候系统最重要的自然外强迫因子之一。然而,迄今为止,火山活动在东亚夏季风降水年际尺度气候变率中的作用仍不确定,亟待进一步深入探讨。其次,全球变暖是人类目前面临最严峻的挑战之一。现下通过全球减排措施来减缓全球变暖趋势仍面临着很大挑战,因此科学界提出了以减少到达大气和地面太阳辐射为目标的太阳辐射干预地球工程。其中包括向平流层注射气溶胶和增加地表反照率等方法,作为抑制全球变暖的备用措施。火山喷发的二氧化硫等气体进入平流层形成的硫酸盐气溶胶作为自然类似物,也为我们了解平流层地球工程对东亚夏季风降水的影响提供了重要参考。本文基于观测和多源重建资料以及PMIP3、PMIP4和CESM模式过去千年模拟结果,利用叠加周期分析、诊断分析和设计敏感性试验等方法,证实了内部模态会调制赤道火山喷发后东亚夏季风降水的直接响应;揭示了赤道强火山喷发所激发厄尔尼诺是导致次年东亚夏季风降水增加的重要纽带;明确了赤道火山激发赤道太平洋西风异常的机制;分析了东亚夏季风降水对不同纬度火山喷发的直接响应特征。论文的主要结论如下:（1）赤道强火山喷发后不仅会对东亚夏季风降水产生直接气候效应,还会受到内部模态的调制作用。1815年Tambora火山喷发后三年全球显着降温,但基于三套重建资料的结果显示东亚夏季风降水并没有减弱。根据东亚夏季风降水对赤道强火山喷发后不同的响应特征,将重建和模式模拟结果分为降水减少型和降水增加型。进一步分析表明,赤道强火山喷发引起的全球一致降温会激发东亚夏季风降水负异常的响应,而冷位相的类太平洋年代际振荡（IPO）型内部模态会使东亚夏季风降水增加。降水减少类型主要体现了对火山外强迫的响应特征,而降水增加类型是内部模态贡献超过外部强迫的结果。（2）赤道火山喷发当年激发厄尔尼诺是使次年东亚夏季风降水增加的原因。首先,通过重建的东亚夏季风降水结果发现,赤道强火山喷发次年东亚夏季风降水会增加。接下来,利用多模式模拟结果进一步分析发现,赤道强火山喷发当年冬季会激发厄尔尼诺,在厄尔尼诺衰减年通过菲律宾反气旋使东亚夏季风降水增加。最后,基于11套多源重建的厄尔尼诺（ENSO）指数代用资料和三套重建的东亚夏季风降水资料验证了火山喷发当年激发厄尔尼诺使次年东亚夏季风降水增加的关系。火山喷发次年,通过激发厄尔尼诺的间接效应超过了直接效应,东亚季风区从“变冷-变干”转变为“变冷-变湿”。（3）赤道强火山喷发后,大部分（8/11）模式可以模拟出赤道中西太平洋显着的西风异常响应,这个西风异常是激发厄尔尼诺的关键。在赤道强火山强迫下,有显着的副热带大陆降温和赤道降水减少响应,在赤道南亚地区、西非季风区和赤道辐合带都会有降水的负异常。大部分模式都可以模拟出这一降水的抑制响应。敏感性试验的结果表明,赤道太平洋中西部的西风异常是由赤道大陆变冷引起的,尤其是赤道南亚地区的变冷引起的降水负异常所导致。根据理论模型的结果进一步明确了赤道三个降水抑制响应区域对这个西风异常的贡献:赤道太平洋中西部的西风异常是由于赤道南亚地区和西非季风区降水减少激发Gill响应的结果,其中赤道南亚地区的贡献高于西非季风区的贡献,而赤道辐合带是负贡献。（4）基于观测和三套重建的东亚夏季风降水资料,发现北半球和赤道火山喷发后会使东亚夏季风降水减少,而南半球火山喷发后会使东亚夏季风降水增加。模式可以模拟出北半球和赤道火山喷发后东亚夏季风降水负异常的响应,但是对于南半球火山而言,多模式平均结果不能模拟出降水正异常响应。模式对火山喷发后气溶胶的经向传播模拟得越合理,东亚夏季风降水对南、北半球火山喷发后的响应越不对称。北半球和赤道火山喷发后,引起东亚季风区水汽减少和环流减弱,二者的共同作用造成东亚夏季风降水减弱。此外,北半球火山喷发后由于气溶胶分布的不对称,引起半球温度梯度异常,从而使环流减弱更强。
刘伟光[2]（2021）在《中国区域植被对气候变化的响应及其对区域气候反馈的模拟研究》文中进行了进一步梳理植被是陆地生态系统的重要组成部分,深入了解中国区域的植被-气候系统有助于更好地研究未来区域气候变化。但是当前对东亚地区的未来气候预估研究多缺乏考虑植被和气候的动态耦合过程,因此本文利用动态植被模型CLM-CNDV以及其与区域气候模式的同步耦合模式RCM-CLM-CNDV进行了多套数值试验,重点关注植被和气候动态耦合在区域气候变化中的影响,研究了1.5℃和2℃温升背景下未来中国区域植被变化特征,耦合动态植被过程对中国区域气候模拟的影响,RCP8.5情景下植被-气候变化及不确定性分析,动态植被反馈对极端气候事件变化的可能影响等四个方面。主要结论如下:（1）中国区域自然植被对1.5℃和2℃温升具有明显的响应,在不同温升背景下表现出总体植被生产力增强和植被覆盖增加的特征,陆地生态系统将吸收更多的CO2。在1.5℃和2℃温升背景下,中国大部分区域的植被受气候变暖变湿的影响,在逐渐向耐高温的类型转化:在青藏高原和东北地区,寒带植被逐渐转化为温带植被;而在华北地区和东南地区,温带落叶植被转化为温带常绿植被。同时由于受到气温升高和CO2施肥效应的影响,大部分地区植被总初级生产力增加,但是东北地区寒带树木总初级生产力随温度升高而减少。尽管如此,中国区域潜在自然植被生态系统的净初级生产力在1.5℃和2℃温升背景下将比基准时期分别增加13.54%和22.12%,中国区域的自然植被在1.5℃和2℃温升下将吸收更多的CO2。（2）耦合动态植被过程对中国区域气候模拟会产生较大的影响,并且由于植被生物地球物理过程的差异,动态植被的影响存在明显的区域和季节差异。在东北地区和青藏高原的冬季,树木占比增加、裸土减少加上积雪的反照率效应使得地表反照率明显降低,地表净辐射明显增加,此时蒸散发受水分条件约束,从而感热通量和近地面气温显着增加;然而在夏季地表反照率效应被增强的蒸散发效应削弱,从而近地面气温的增加减弱。而在东南地区,树木占比增加造成局地蒸散发增加、水循环加速和云量增加,大气对地表的长波辐射增加明显,“降水-云-辐射”反馈过程使得近地面气温略有上升。此外,由于土壤蒸发、植被蒸发和植被蒸腾之间相互竞争和补偿,蒸散发变化较小,因此耦合动态植被过程对降水模拟的影响明显不如对气温的影响。（3）在RCP8.5情景下,中国大部分区域植被覆盖将有所增加,但是东北地区由于气温预估不确定性较大且植被过程对区域气候较为敏感,因此出现了较大的不确定性。虽然区域气候模式受GCM驱动影响因而气候存在较大的不确定性,但是模式在大部分地区模拟植被不确定性较小,而东北地区模拟植被类型和植被未来变化不确定性较大,其主要原因是东北地区的气温模拟接近部分温带和寒带树木生长和维持的温度阈值:历史时期夏季较高的气温会增加寒带树木受高温胁迫的影响而背景死亡率上升;而未来时期冬季较低的气温不足以推动温带树木的生长,加上夏季寒带树木受高温胁迫的影响,从而导致寒带草地的增多,因此气温的不确定性会造成植被模拟的不确定性。尽管不同模式驱动在东北地区存在多种植被种类变化特征,多模式集合均表明东北地区在RCP8.5情景下存在LAI减少的特征,而在其他地区LAI将有所增加。（4）动态植被反馈对未来气候变化会造成不可忽略的影响,并且由于其对白天气温Tmax和夜间气温Tmin变化的影响存在区域和季节性差异,造成了其对极端气候事件变化的不对称影响。在青藏高原地区,主要由于植被覆盖增加的反照率效应,冬季Tmax明显增加,但是Tmin变化较弱;而由于夏季蒸散发和云辐射等效应的加强,夏季气温变化较小。同理东北地区植被减少造成该区域冬季Tmax降低明显。华北地区由于昼夜净辐射分配的差异,Tmax变化不大的情况下,Tmin有所下降。东南地区本身气候条件比较温暖湿润,植被反馈即使在冬季也能通过“降水-云-辐射”机制和蒸散发效应抵消反照率效应,从而Tmax和Tmin均有所减少。由于上述不同季节Tmax和Tmin的变化,造成了动态植被反馈对极端气候事件变化的不对称影响。此外由于植被变化随着气候变化而加剧,动态植被反馈对极端气候事件变化造成的影响是随着RCP情景增加的。
汪颖钊[3]（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》文中认为大气降水中的氢（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。
张瑞[4]（2021）在《中国西南地区近千年高分辨率纹层石笋记录研究》文中进行了进一步梳理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。
靳春寒[5]（2021）在《太阳活动对亚洲季风年代际气候变化的影响研究》文中提出太阳辐射作为地球系统一个重要驱动力,其对气候变化的影响是不容忽视的。亚洲季风变化对亚洲各国（包括中国、印度、日本和东南亚诸国）农业、生态系统、粮食安全、旱涝灾害等都具有深远影响,亚洲季风降水为全球大约二分之一人口提供了赖以生存的水资源。在过去一个世纪里,全球发生了一系列年代际重大气候事件,如非洲Sahel和中国北方持续几十年的干旱化、20世纪30年代美国的强沙尘暴,这些年代际气候变化严重地影响了人类的生存环境。虽然很多学者开展过关于亚洲季风年代际变化研究,但是目前关于亚洲季风年代际变化对太阳活动11年周期响应机制还不清楚。因此,本文利用了基于通用地球系统模式开展的过去千年集合模拟资料（Community Earth System Model–Last Millennium Ensemble,简称CESM-LME）中4个太阳辐射单因子敏感性试验（Spectral Solar Irradiance experiments,简称SSI试验）和1个控制试验（Control experiment,简称CTRL试验）研究了亚洲夏季风/亚洲冬季风与太阳活动11年周期之间的关系,揭示了太阳辐射11年周期影响亚洲季风年代际变化的物理机制。之后,基于欧洲中期天气预报中心提供的三套资料,即1901-2010年ERA-20C、1958-2001年ERA-40、和1979-2018年ERA-Interim,集合成了一套1900-2018年空间分辨率为2.5°×2.5°包括地表温度、降水、海平面气压、风场等气候要素数据集。另外,将两套海表温度资料直接进行算术平均整合成一套时间长度为1871-2018年空间分辨率为2°×2°海表温度资料。使用这两套观测资料,又结合CESM-LME中3个温室气体单因子敏感性试验资料（Greenhouse Gases‐only forcing experiments,简称GHGs试验）、SSI试验、CTRL试验,探究了过去20年中冬季地表温度呈现的“暖北极-冷西伯利亚”（Warm Arctic‐cold Siberia,简称WACS）模态,揭示了其影响因子和成因机制。最后,利用观测再分析资料分析了过去70年赤道中太平洋（Equatorial central Pacific,简称ECP）海表温度出现的准11年振荡（Quasi-Decadal Oscillation,简称QDO）,揭示了QDO时空演变过程和成因机制。1、太阳活动11年周期对东亚夏季风年代际变率的影响;观测资料和重建资料均表明,太阳活动可能会影响亚洲夏季风,但是到目前为止太阳辐射11年周期影响亚洲夏季风过程还未解释清楚。亚洲夏季风具有复杂的体系结构,根据季风的性质和位置,可将亚洲夏季风划分为三个子季风系统,即东亚夏季风、印度夏季风、西北太平洋夏季风。基于CESM-LME中SSI试验结果,对亚洲季风区夏季降水年代际（9-13年）信号空间分布格局诊断分析发现,只有东亚季风区夏季降水在太阳辐射强11年周期时段具有显着的年代际信号,印度季风区和西北太平洋季风区夏季降水年代际信号不明显。太阳辐射强迫下的东亚地区夏季降水仍呈现“北涝南旱”空间分布格局,因此下面将东亚季风区35°N以北夏季平均降水定义为东亚夏季风指数。在太阳辐射强11年周期年份,东亚夏季风指数具有显着的11年周期信号;而在太阳辐射弱11年周期时段,东亚夏季风指数并没有11年周期信号,而是存在显着的准15年周期信号,这与CTRL试验中的结果基本一致。此外,在太阳活动强11年周期时段,东亚夏季风指数与太阳辐射序列具有显着的正相关关系（r=0.41,p<0.05）,而在弱11年周期时段二者没有相关关系（r=0.002）。在太阳辐射强11年周期时段,强太阳辐射会使得北太平洋海温呈现类太平洋年代际振荡（Pacific Decadal Oscillation,简称PDO）型模态,并且根据北太平洋海温定义的PDO指数也具有准11年周期信号。在太阳活动强11年周期时段,当太阳辐射达到峰值后,PDO处于负位相,副热带北太平洋出现高压异常,反气旋环流控制了整个北太平洋地区,反气旋性环流西部盛行的南风异常加强了东亚夏季风环流;同时,东亚季风区异常低压槽增加了气旋性涡度,最终使得东亚夏季风降水增多。2、太阳活动11年周期对亚洲冬季风北方模态年代际变率的影响;亚洲冬季风（Asian winter monsoon,简称AWM）是北半球冬季最强大的环流系统,但是太阳活动11年周期影响AWM年代际变化过程还需要进一步研究。AWM的环流结构较为简单,主要由西伯利亚高压和东亚大槽所控制。观测资料表明亚洲冬季地表温度在年际-年代际上有两个主模态,一是变率中心在40°N-70°N范围内的北方模态,二是冬季温度呈现南北偶极子型分布的南方模态。基于SSI试验结果表明太阳辐射强迫不会改变亚洲冬季风两个模态的空间分布格局,但是两模态对应的时间序列对太阳辐射11年周期的响应有所差别。AWM南方模态对应的时间序列在太阳辐射强、弱11年周期时段功率谱分析结果与其在CTRL试验中的一致,都只具有明显的年际周期信号;而AWM北方模态在太阳活动强11年周期时段则具有显着的年代际信号,但是其滞后于太阳辐射峰值年份3-4年,而与累积太阳辐射变化具有同期相关关系。最后基于模式模拟结果提出了一种解释这种延迟响应的新机制,即太阳活动11年周期通过调节夏季巴伦支海-喀拉海海冰变化继而影响了亚洲冬季风年代际变化。在累积太阳辐照度达到峰值（即在最大太阳辐照度4年后）,夏季北极海冰面积在巴伦支-喀拉海地区达到最少,北极海表温度增温并持续到冬季,造成北极高压延伸到乌拉尔山地区,西伯利亚高压增强、东亚大槽加深,最终导致了西伯利亚出现严冬。3、冬季地表温度“暖北极-冷西伯利亚”型模态的成因机制;在过去的二十年中,欧亚大陆发生严冬的频次增加,与全球变暖背景下的北极地区快速增温同时发生。由于寒冬对欧亚地区大部分国家的社会生态系统造成了严重破坏,很多学者已经研究了这种“暖北极-冷西伯利亚”冬季地表温度分布型,并且大多数研究将西伯利亚降温归因于全球变暖的一部分,即巴伦支-喀拉海地区海冰迅速减少。然而全球耦合气候系统模式模拟结果表明,海冰融化驱动的欧亚大陆寒冬并不太可能成为未来气候变化主模态。通过对合成的119年观测再分析资料和CESM-LME中CTRL试验、SSI试验、和GHGs试验结果分析发现,WACS模态是北极-欧亚大陆冬季地表温度主模态之一,近20年冬季WACS频发是由于北极-欧亚大陆冬季地表温度主模态由全区一致型转变成了WACS型。模式模拟结果表明,在温室气体和太阳辐射强迫下的北极-欧亚大陆冬季地表温度第一模态是全区一致型,而WACS模态是大西洋多年代际涛动（Atlantic Multidecadal Oscillation,简称AMO）处于正位相阶段时北极-欧亚大陆冬季地表温度第一模态。在AMO处于正位相期间,北大西洋暖海温异常会激发从北大西洋到欧亚大陆波列,加强了乌拉尔山高压脊和东亚大槽,从而有利于冷空下南下,最终导致WACS型温度分布模态。同时,从北大西洋激发的波列会使得巴伦支海海冰进一步融化继而加强WACS模态。值得注意的是,在最近一个AMO正位相阶段（1998–2013）WACS模态的强度比前一个时期（1927-1965）WACS模态的强度更强,这可能与最近中太平洋型El Ni（?）o事件频发有关。4、过去70年赤道中太平洋准11年振荡及其成因机制;虽然有学者开展过关于太平洋海温场和海平面气压场准11年周期振荡（QDO）的研究,但是迄今为止对QDO时空演变特征和成因机制仍然知之甚少。基于合成的两套观测资料结果发现,1951年以来赤道中太平洋（ECP）海表温度具有显着的11年周期,但在此之前（1871-1950年）ECP海温并不存在显着的年代际信号。根据年平均ECP区域平均海表温度定义的ECP指数与海温场、环流场进行超前滞后相关分析结果表明,ECP准11年振荡最初发展于美国西海岸到ECP地区东北-西南倾斜带中,热带北太平洋大气加热引起的罗斯贝波响应正反馈机制在其发展过程中起到了很大的作用。ECP发展过程主要受经向平流过程和温跃层加深过程影响,而纬向平流过程则控制了ECP衰减。ECP发展过程中涉及到的反馈机制与厄尔尼诺发展过程中涉及到的反馈过程完全不一样,在厄尔尼诺现象发展过程中纬向平流项的贡献最大。分析导致ECP具有准11年振荡的因素发现,QDO与太阳辐射11年周期具有正相关关系,但是存在1-2年相位延迟;与此同时,连续爆发的厄尔尼诺现象或持久的拉尼娜现象出现的年份也和ECP峰值年份基本对应。
陈婕[6]（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》文中进行了进一步梳理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。
蒋元春[7]（2020）在《青藏高原沙漠化逆转及其对高原气候突变的响应》文中研究说明沙漠化是全球最严重的生态环境和社会发展问题之一。青藏高原被称为地球“第三极”,绝大部分地区气候寒冷干旱,生态环境系统敏感脆弱,具备土地沙漠化发生发展的环境条件和潜在因素,其土地沙漠化的动态变化与气候变化、植被变化紧密联系。本文主要依据青藏高原81个站点1971—2013年气温、降水、风速资料,1971—2016年青藏高原积雪日数、第一冻结层下界观测资料,1990、2000、2010和2015年4期Landsat遥感影像资料,1982—2015年归一化植被指数（NDVI）以及NCEP/NCAR再分析资料等,重点分析了青藏高原植被（NDVI）和沙漠化土地分布的变化特征,研究了青藏高原增暖突变前后高原气候因子（气温、降水、风速）和下垫面因子（积雪、冻土）等的气候特征及其与植被变化的关系,分析了南海夏季风与高原季风的关系,探讨了南海夏季风结束时间异常对高原冬季气候的可能影响机理,对进一步科学评估气候变化的影响具有重要的科学价值,对构建国家生态安全屏障、保障资源合理开发利用和社会经济可持续发展具有重要的现实意义。论文的主要结论如下:（1）对青藏高原沙漠化土地分布的研究表明,1990—2015年青藏高原沙漠化土地面积呈现减少趋势,期间累计减少3 826 km2,相当于1990年沙漠化土地面积的0.96%,年均减少153 km2,尤其在2000年以后青藏高原沙漠化持续逆转。（2）在全球气候变暖背景下,青藏高原的气候发生了显着变化,呈现从20世纪70年代冷干气候向20世纪90年代中后期暖湿气候的演变。1971—2013年主要气候因子的宏观变化为:（1）气温。高原呈现一致增暖,增暖幅度达0.38℃/（10 a）,高于同期全球增暖速率,以秋、冬季增暖最为显着。高原增暖在空间上表现出西强东弱的增暖趋势和南北反相的变化形态,高原边缘地区气候变暖比高原腹地明显,高原北部升温幅度大于高原南部。高原气温在1997/1998年发生突变,突变后更大幅度的增暖在高海拔地区表现得更加明显。最高气温、最低气温呈现非对称增温,最低气温的增加速率（0.46℃/（10 a））高于最高气温（0.37℃/（10 a））。（2）降水。高原地区降水以8.5 mm/（10 a）的速率增加,其中春季增加幅度最显着,达9.9 mm/（10 a）。1980/1981年高原主体降水发生突变。1998年之后,夏季降水的年际波动幅度增大,而秋季降水的年际变化幅度则收窄。（3）风速。高原年及各季节的平均风速总体呈减小趋势,尤以春季风速减小最为显着,达到-0.25(m·s-1)/（10 a）。高原风速的线性倾向率在2000年之后由负转正,表现出显着的增加趋势,且以夏、冬季平均风速增加为主导。（4）积雪日数。高原积雪日数平均以3.5 d/（10 a）的速率减少,高原气温增暖突变后积雪日数的减少达到5.1 d/（10 a）,表现出“少—多—少”的年代际变化特征。（5）冻土。青藏高原季节性冻土明显变浅变薄,冻结深度的平均气候倾向率为-3.7 cm/（10 a）,且在1987/1988年发生退化突变。（3）青藏高原植被变化（沙漠化）对高原气候变化有显着响应。1982—2015年高原NDVI最大值呈增长趋势,线性增长趋势为0.002/（10 a）,年变化率为0.0291%;生长季（6—9月）NDVI最大值的线性增长趋势为0.003/（10 a）,年变化率为0.0349%。在空间分布上,高原NDVI最大值表现为“整体改善、区域退化”的特征,表征沙漠化土地变化情况的NDVI最大值[0.1,0.3)（沙化）格点数在21世纪初期开始下降,植被改善区域的面积大于退化区域,表明沙漠化土地面积在减少。高原NDVI最大值变化显示出在高原增暖背景下的显着适应性调整过程,与温度、降水等气候因子变化具有较好的相关,且有明显的区域性差异。在高原增暖的背景下,1982—1997年期间,温度变化是NDVI变化的主导因素,降水变化带来的影响次之;1998—2015年期间,降水变化则成为NDVI变化的主导因素,温度变化带来的影响次之。在青藏高原高寒地区影响植被生长的首要因素是热量,当热量条件满足后,蒸发加大,水分条件便显示出它的重要性。高原增暖突变后,气温、降水和风速的变化趋势均显着,青藏高原土地沙漠化面积减少,该时期土地沙漠化面积减少（逆转）的主要因素是气候因子的变化。（4）植被指数（NDVI）变化表征青藏高原沙漠化,其与高原气候突变关系密切,高原气候变化受高原季风的影响。南海夏季风结束日期与高原冬季风建立日期呈反相变化特征,且与高原冬季积雪日数显着相关。南海夏季风结束时间偏晚时,随后的冬季500hPa和600 hPa上,贝加尔湖附近区域位势高度为负异常,乌拉尔山附近位势高度为正异常;受其影响,高原东北部纬向风减弱,高原西南部纬向风增强;高原东北部气温异常升高,高原冬季积雪日数偏少;高原及周围地区水汽湿度增大,高原东北部有异常的上升气流,200 hPa西风急流加强南移,高原东北部降水增多;反之亦然。南海夏季风结束时间偏早时,高原冬季风建立时间偏晚,高原冬季风（冷高压）减弱,高原多雪湿润,有利于青藏高原沙漠化逆转。
谢晓栋[8]（2020）在《中国地区大气污染—植被—二氧化碳的相互影响研究》文中研究说明二氧化碳（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。
张曦月[9]（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》文中研究表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。
余江[10]（2020）在《全球变暖背景下中国风能（速）的变化特征及影响因子研究》文中指出本论文首先基于观测资料和再分析资料,分析了1979-2013年中国近地层风速的时空分布特征及变化特征,并评估了各再分析资料的重现能力;然后基于观测资料和再分析资料分析了我国夏季风能年际变化特征及影响因子,并定量评估了全球温度和陆表变化对中国近地层风速的影响;最后基于CMIP5模式预估结果,给出了中国风力发电量在全球1.5℃、2.0℃、3.0℃和4.0℃温升背景下的变化情况。主要结论总结如下:（1）我国内蒙古、新疆和青藏高原区域的近地层风速较大,四川盆地的近地层风速较小;春季近地层风速较大冬季较小。我国近地层风速在1979-2011年间呈现出明显的下降趋势。北部区域和青藏高原地区近地层风速年际变化特征显着,其它区域相对较弱。再分析资料能较好地重现近地层风速的气候态及年际变化特征,但对年循环及趋势的重现能力较弱。再分析资料对冬季近地层风速特征的重现能力普遍较弱。MERRA在气候态和线性趋势方面表现出相对较高的重现能力。（2）基于观测资料发现我国夏季风能呈现出明显的年际变化,再分析资料有较好的重现能力,其中MERRA和ERA-Interim表现最优。我国夏季风能年际变化主要受厄尔尼诺影响:在厄尔尼诺衰减年夏季,我国长江流域以南区域的风功率密度（WPD）将增加,而长江流域以北区域的WPD将减少。这主要由于长江以南区域有异常的偏南风,长江以北区域地表气压梯度力减小。（3）我国近地层风速呈现出长期下降趋势,小风速频率增加,中大风速频率减少。基于近地层风速与全球平均温度关系的年际变率法,探讨了中国近地层风速变化对全球平均温度变化的依赖性,结果表明,全球平均温度每上升一度,我国近地层风速将减少1.166 m·s-1,且大风速事件对增暖的响应幅度最大。（4）基于观测资料,发现城市化和植被变化等地表变化会导致近地层风速的减弱。基于台站观测资料和再分析资料,采用观测资料减去再分析资料方法,定量确定了近地层风速对地表变化的响应,结果表明,我国东部近地层风速的减弱有超过50%是由地表变化引起的,其中对夏季近地层风速的减弱影响较大。（5）全球1.5℃和2.0℃温升背景下,我国东北、华中、华南和沿海地区的年平均风力发电量将增加,青藏高原和内蒙古地区的年平均风力发电量将减少,中部、南部和沿海地区（内蒙古、西藏高原）夏季（冬季）有较大的增加（减少）,额外0.5℃增温对我国风力发电量影响不大。全球3.0℃和4.0℃温升背景下,我国仅南部区域风力发电量增加,其他区域都普遍减少。在4.0℃温升背景下,我国风力发电量将减少4%。我国风力发电量将随着全球温度的升高而减少。
二、Relationship between land cover and monsoon interannual variations in east Asia（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、Relationship between land cover and monsoon interannual variations in east Asia（论文提纲范文）
（1）重建和模拟中过去千年火山活动对东亚夏季风降水的影响（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 季风降水的变率及其对外部强迫的响应 |
| 1.2.1 季风降水的变率 |
| 1.2.2 季风降水对外部强迫的响应 |
| 1.3 火山喷发后的气候效应 |
| 1.3.1 火山喷发后的直接响应 |
| 1.3.2 火山喷发与ENSO的关系 |
| 1.4 存在问题和本文研究内容 |
| 1.5 章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料说明 |
| 2.1.1 观测资料和代用资料 |
| 2.1.2 过去千年模式资料介绍 |
| 2.1.3 试验设计 |
| 2.1.4 Gill模型 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 能量诊断方程 |
| 2.2.2 叠加周期分析 |
| 第三章 东亚夏季风降水对赤道火山喷发直接响应及其影响因子 |
| 3.1 重建中温度和东亚夏季风降水的演变 |
| 3.2 东亚夏季风降水对赤道强火山喷发的响应特征 |
| 3.3 降水不同响应的物理机制讨论 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 赤道火山喷发后的直接和间接作用对东亚夏季风降水的影响 |
| 4.1 赤道火山喷发引起的次年东亚夏季风降水增强 |
| 4.2 模式中厄尔尼诺和东亚夏季风降水的关系 |
| 4.3 重建中厄尔尼诺和东亚夏季风降水的关系 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 赤道火山激发赤道太平洋西风异常的机理研究 |
| 5.1 观测和模拟中火山和厄尔尼诺的关系 |
| 5.2 西风异常和降水的抑制响应 |
| 5.3 不同区域陆地降温的作用 |
| 5.4 不同区域异常降水的作用 |
| 5.5 模型模拟厄尔尼诺的差异 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 东亚夏季风降水对北半球、南半球和赤道火山喷发后的响应 |
| 6.1 观测和重建中东亚夏季风降水对北半球、南半球和赤道火山喷发的响应 |
| 6.2 模拟中东亚夏季风降水对北半球、南半球和赤道火山喷发的响应 |
| 6.3 不对称火山强迫的物理机制讨论 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 论文特色与创新 |
| 7.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在读期间科研情况 |
| 1 发表论文情况 |
| 2 参加项目情况 |
| 3 参加学术会议情况 |
| 致谢 |
（2）中国区域植被对气候变化的响应及其对区域气候反馈的模拟研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 植被气候效应的研究进展 |
| 1.2.2 动态植被模型发展和应用相关进展 |
| 1.2.3 卫星资料发展及其在植被-气候相互作用中研究进展 |
| 1.2.4 观测和模拟全球植被变化的相关进展 |
| 1.3 存在问题、拟解决的关键问题和本文的主要研究内容 |
| 1.4 论文的章节安排 |
| 第二章 模式、数据和方法 |
| 2.1 模式介绍 |
| 2.1.1 动态植被模型CLM-CNDV |
| 2.1.2 区域气候模式RegCM-CLM-CNDV |
| 2.2 数据介绍 |
| 2.2.1 观测数据 |
| 2.2.2 再分析数据 |
| 2.2.3 CMIP5 数据 |
| 2.2.4 卫星遥感数据 |
| 2.3 方法介绍 |
| 2.3.1 基本统计量和统计检验方法 |
| 2.3.2 水循环过程诊断 |
| 2.3.3 地表能量平衡与温度分解方法 |
| 第三章 中国区域自然植被对全球1.5℃和2℃温升的响应及成因分析 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 数值试验 |
| 3.3 1.5℃和2℃温升背景下的气候特征 |
| 3.4 1.5℃和2℃温升背景下的植被分布 |
| 3.5 1.5℃和2℃温升背景下的植被生产力变化和成因 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 耦合动态植被过程对中国区域气候模拟的影响及机理 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 数值试验 |
| 4.3 模拟评估 |
| 4.3.1 模拟植被的空间分布特征 |
| 4.3.2 模拟气候的时空特征 |
| 4.4 耦合动态植被过程对陆面特性和近地面气候的影响 |
| 4.4.1 耦合动态植被过程对陆面特性的影响 |
| 4.4.2 耦合动态植被过程对气候的影响 |
| 4.5 耦合动态植被过程影响气候的机理分析 |
| 4.5.1 耦合动态植被过程对陆面水循环过程的影响 |
| 4.5.2 耦合动态植被过程对地表能量平衡的影响 |
| 4.5.3 地表能量变化对温度的影响 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 RCP8.5 情景下中国区域植被-气候的未来变化及不确定性分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 数值试验 |
| 5.3 RCP8.5 情景下未来气候的可能变化 |
| 5.4 RCP8.5 情景下未来植被的可能变化 |
| 5.5 植被未来变化及其对气候变化反馈影响的不确定性分析 |
| 5.5.1 植被未来变化的不确定性 |
| 5.5.2 动态植被反馈对气候变化影响的不确定性 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 动态植被反馈对未来极端气候事件变化的影响及机理分析 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 数值试验 |
| 6.2.1 伪全球变暖方法PGW |
| 6.2.2 极端指数ETCCDI |
| 6.3 未来极端气候事件的变化特征 |
| 6.4 动态植被反馈对极端温度事件变化的影响 |
| 6.5 动态植被反馈对白天和夜间气温变化的影响 |
| 6.6 动态植被反馈对气候变化影响的机理分析 |
| 6.7 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 本文主要结论 |
| 7.2 本文创新点 |
| 7.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（3）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 |
（4）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 |
（5）太阳活动对亚洲季风年代际气候变化的影响研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究意义与目的 |
| 1.3 国内外研究现状综述 |
| 1.3.1 太阳活动对气候系统的影响 |
| 1.3.1.1 平流层对太阳活动11 年周期的响应 |
| 1.3.1.2 对流层对太阳活动11 年周期的响应 |
| 1.3.1.3 太阳活动11 年周期对气候系统影响机制 |
| 1.3.2 亚洲季风年代际变化特征及其影响因子 |
| 1.3.2.1 亚洲夏季风 |
| 1.3.2.2 亚洲冬季风 |
| 1.3.3 太阳活动对亚洲季风的影响 |
| 1.3.4 研究现状总结 |
| 1.4 研究内容与论文组织 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 论文组织 |
| 第二章 数据和方法 |
| 2.1 数据 |
| 2.1.1 观测资料 |
| 2.1.2 模式模拟资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 经验正交函数分解 |
| 2.2.2 滤波 |
| 2.2.3 周期分析 |
| 2.2.4 相关分析 |
| 2.2.5 波活动通量 |
| 2.2.6 海洋混合层海温热量收支诊断方程 |
| 2.3 指数定义 |
| 第三章 太阳活动11 年周期对东亚夏季风年代际变率的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.1.1 亚洲地区夏季风降水年代际信号诊断 |
| 3.1.2 东亚夏季风指数定义 |
| 3.2 太阳活动与EASM年代际变率之间的关系 |
| 3.3 太阳活动对东亚夏季风年代际变率的影响机制 |
| 3.3.1 太平洋海温与东亚夏季风年代际变化的关系 |
| 3.3.2 太阳活动11 年周期对北太平洋海温的影响 |
| 3.3.3 太阳活动11 周期强迫PDO准11 年周期 |
| 3.3.4 太阳活动影响东亚夏季风和PDO关键机制 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 太阳活动11 年周期对亚洲冬季风年代际变率的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 观测资料与控制试验中亚洲冬季风时空变化特征 |
| 4.3 太阳活动与亚洲冬季风年代际变率之间的关系 |
| 4.3.1 SSI试验中亚洲冬季风时空变化特征 |
| 4.3.2 AWM北方模态年代际变率与太阳活动11 年周期之间的关系 |
| 4.4 太阳活动对亚洲冬季风年代际变率的影响过程 |
| 4.4.1 累积太阳辐射与亚洲冬季风年代际变率之间的关系 |
| 4.4.2 太阳活动影响巴伦支海海冰和亚洲北部寒冬关键机制 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 冬季地表温度“暖北极-冷西伯利亚”型模态的成因机制 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 “暖北极-冷西伯利亚”模态的本质 |
| 5.3 可能影响“暖北极-冷西伯利亚”模态的因素 |
| 5.3.1 外强迫对“暖北极-冷西伯利亚”模态的影响 |
| 5.3.2 气候系统内部变率对“暖北极-冷西伯利亚”模态的影响 |
| 5.3.2.1 AMO与 WACS模态的关系 |
| 5.3.2.2 AMO对 WACS模态的影响 |
| 5.3.2.3 巴伦支海海冰融化的加强机制 |
| 5.3.2.4 CP型厄尔尼诺事件对WACS模态的影响 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 过去70 年赤道中太平洋准11 年振荡及其成因机制 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 太平洋QDO指数及其时空特征结构 |
| 6.3 太平洋QDO触发机制和发展过程 |
| 6.3.1 赤道中太平洋QDO的发展过程 |
| 6.3.2 赤道中太平洋发展和衰减过程中的反馈机制 |
| 6.4 决定QDO时间尺度的因子 |
| 6.4.1 太阳辐射11 年周期 |
| 6.4.2 ENSO的低频变率 |
| 6.5 本章小节 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 研究特色与创新 |
| 7.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 缩略语表 |
| 在读期间发表的学术论文及研究成果 |
| 发表论文 |
| 主持科研项目 |
| 参与科研项目 |
| 会议报告 |
| 致谢 |
（6）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 |
（7）青藏高原沙漠化逆转及其对高原气候突变的响应（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 国内外研究现状 |
| 1.3 气候变化与沙漠化的关系 |
| 1.4 存在的问题 |
| 1.5 研究的主要内容 |
| 1.6 预期特色和可能创新点 |
| 1.7 章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 第三章 青藏高原沙漠化逆转特征 |
| 3.1 青藏高原NDVI变化 |
| 3.2 青藏高原沙漠化时空变化特征 |
| 3.3 荒漠化与沙化状况的监测 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 青藏高原气候变化及其与植被的关系 |
| 4.1 高原气温的时空变化特征 |
| 4.2 高原降水的时空变化特征 |
| 4.3 高原风速的时空变化特征 |
| 4.4 青藏高原季风变化及其各气候因子之间的关系 |
| 4.5 青藏高原气候因子及季风变化与植被的关系 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 高原积雪冻土的变化及其与植被的关系 |
| 5.1 高原积雪日数的气候特征 |
| 5.2 青藏高原冻土的气候特征 |
| 5.3 青藏高原积雪冻土与气候因子的关系 |
| 5.4 青藏高原积雪冻土与植被的关系 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 南海季风与高原沙漠化逆转的关系 |
| 6.1 南海夏季风建立与结束日期的气候特征 |
| 6.2 南海夏季风与高原冬季积雪日数的关系 |
| 6.3 南海夏季风结束日期与高原季风的关系 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 研究特色及创新点 |
| 7.3 存在的不足与工作展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（8）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 |
（9）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 |
（10）全球变暖背景下中国风能（速）的变化特征及影响因子研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 国内外相关研究进展 |
| 1.2.1 风速的观测事实 |
| 1.2.2 风速变化的可能原因 |
| 1.2.3 气候模式对风能的模拟及未来预估 |
| 1.3 论文研究内容 |
| 1.3.1 问题的提出 |
| 1.3.2 论文章节安排 |
| 第二章 中国近地层风速的基本特征 |
| 2.1 数据和方法介绍 |
| 2.1.1 数据介绍 |
| 2.1.2 分析方法介绍 |
| 2.1.3 子区域的划分 |
| 2.2 结果分析 |
| 2.2.1 近地层风速的气候态特征 |
| 2.2.2 近地层风速的年循环特征 |
| 2.2.3 近地层风速的线性趋势特征 |
| 2.2.4 近地层风速的年际变化情况 |
| 2.3 本章小结与讨论 |
| 第三章 中国夏季风能的年际变化特征 |
| 3.1 数据和方法 |
| 3.1.1 数据说明 |
| 3.1.2 研究方法 |
| 3.2 结果分析 |
| 3.2.1 WPD的气候态 |
| 3.2.2 WPD年际变化特征 |
| 3.2.3 ENSO对夏季WPD的影响 |
| 3.3 本章小结与讨论 |
| 第四章 中国近地层风速的变化特征及与全球变暖的关系 |
| 4.1 数据及方法 |
| 4.2 结果分析 |
| 4.2.1 近地层风速的气候态特征 |
| 4.2.2 近地层风速的长期变化特征 |
| 4.2.3 与全球增暖的关系 |
| 4.3 本章小结与讨论 |
| 第五章 陆表变化对中国东部近地层风速的影响 |
| 5.1 数据与方法 |
| 5.2 结果分析 |
| 5.3 本章小结与讨论 |
| 第六章 全球1.5℃-4.0℃温升背景下中国风能的变化 |
| 6.1 数据和方法 |
| 6.1.1 观测和模式数据 |
| 6.1.2 有效风能发电量的计算方法 |
| 6.1.3 1.5℃,2.0℃,3.0℃和4.0℃温升时间 |
| 6.1.4 额外0.5℃温升指数的定义 |
| 6.1.5 子区域的划分 |
| 6.2 结果分析 |
| 6.2.1 我国EWP的气候态 |
| 6.2.2 1.5℃-4.0℃温升背景下中国EWP变化 |
| 6.2.3 EWP变化的原因 |
| 6.3 本章小结与讨论 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 论文主要创新点 |
| 7.3 展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
四、Relationship between land cover and monsoon interannual variations in east Asia（论文参考文献）
- [1]重建和模拟中过去千年火山活动对东亚夏季风降水的影响[D]. 柴静. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [2]中国区域植被对气候变化的响应及其对区域气候反馈的模拟研究[D]. 刘伟光. 南京信息工程大学, 2021
- [3]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(02)
- [4]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)
- [5]太阳活动对亚洲季风年代际气候变化的影响研究[D]. 靳春寒. 南京师范大学, 2021
- [6]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)
- [7]青藏高原沙漠化逆转及其对高原气候突变的响应[D]. 蒋元春. 南京信息工程大学, 2020(01)
- [8]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)
- [9]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)
- [10]全球变暖背景下中国风能（速）的变化特征及影响因子研究[D]. 余江. 南京信息工程大学, 2020(02)