一、THE TEMPORAL AND SPATIAL CHARACTERISTICS OF MOISTURE BUDGETS OVER ASIAN AND AUSTRALIAN MONSOON REGIONS（论文文献综述）
秦旻华[1]（2021）在《外强迫在北大西洋海温年代际变化中的作用》文中研究指明地球气候存在十年至数十年的年代际周期变化,既能为年际变化提供重要背景,又能显着调整更长时间尺度的变化（例如全球变暖）,对社会和环境有巨大影响。北大西洋多年代际变率（AMV）和太平洋年代际振荡（IPO）是两个重要的年代际信号,对全球气候有显着影响。因此确定海温年代际变化的来源和物理机制对于理解和预测多时间尺度气候变化至关重要。本文结合观测、CMIP5/6耦合模式以及大样本集合模拟试验,通过量化分离海温年代际变化中的自然变率和外强迫分量,探讨了外强迫在北大西洋海温年代际变化中的作用。主要结论如下:1.通过比较全球海温年代际变化的不同定义方法,指出AMV在1970年以后差异较大,证实了AMV受外强迫作用明显,说明人为活动等外强迫对全球尤其是北大西洋海温年代际变化的作用不容忽视。而不同方法表征的IPO特征类似,说明IPO由自然变率主导。2.分析了外强迫对全球海温年代际变化的影响。研究揭示了气溶胶强迫全球洋盆的多年代际变化,该多年代际变化特征与北大西洋年代际振荡类似,证实了外强迫对全球洋盆尤其是北大西洋海温年代际变化的重要影响。在北大西洋,气溶胶通过对太阳辐射的直接和间接作用影响了海温的年代际变化;而在热带太平洋,大气环流对气溶胶强迫的响应起重要作用。3.量化了外强迫和自然变率对AMV的相对贡献。长期而言AMV主要受自然变率影响,而火山和人为气溶胶强迫作用下可以使得AMV振幅变大,两者自20世纪20年代末以来大致同位相变化。此研究不仅调和了有关自然变率和外部强迫在引起AMV方面的争议,而且还为以下观点提供了令人信服的新证据:最近的AMV是由自然变率和气溶胶年代际变化共同导致的。4.探讨了全球变暖背景下,自然变率(AMVIV)和外强迫(AMVEX)引起北大西洋海温年代际变化的特征及其与气候的联系。未来变暖背景下,AMVIV(AMVEX)的变率趋于减小（增大）;两者所对应的海温空间型也发生了改变:AMVIV暖位相所对应的副极地（热带）北大西洋海温暖异常减弱（加强）,而AMVEX暖位相所对应的副极地北大西洋海温冷异常会在RCP2.6/4.5（RCP8.5）情景下加强（变为暖异常）。AMVIV与北美温度和墨西哥降水之间的正相关在未来有所加强。
李欣[2]（2021）在《近60年来中国土壤干旱变化时空特征研究》文中研究说明土壤湿度是气候系统的关键变量,通过直接或间接地影响陆-气之间的热量、水分、动量和物质交换,影响局地以及区域气候,也是衡量气候干湿变化的一个重要变量。本文基于土壤湿度数据和干旱指数,研究了1961-2017年中国土壤干旱变化特征,揭示了中国极端土壤干旱的概率风险特征,定量评估了不同时期降水和潜在蒸散发对土壤湿度变化影响的贡献变化,研究了不同土壤干旱异常对气候变化的响应。主要研究内容及其结论如下:（1）基于订正、拼接建立的1961-2017年中国逐月土壤湿度数据（GLDAS-2-adj）计算了标准化土壤湿度指数（SSI）,并与标准化降水指数（SPI）、标准化降水蒸散发指数（SPEI）等5种干旱指数进行适用性对比。在12个月时间尺度上:SSI12与其他5种干旱指数在在干旱年代际变化监测结果基本一致,但在2010年以后,中国区域平均、华北和西北地区SSI监测的结果较其他指数偏干。在3个月时间尺度上:春季各干旱指数在南方一致性好于北方,夏、秋两季则相反;1个月时间尺度的SSI1和3个月时间尺度的SPI3、SPEI3在区域季节干旱发展、变化的监测过程中,与实况最接近,因此可以使用1个月时间尺度的SSI1来监测季节干旱。（2）1961-2017年,中国年平均土壤湿度整体为显着减小的趋势,夏季和秋季减小趋势尤为显着,春季略有增加;利用SSI12和SSI1研究发现,中国出现12个月和1个月时间尺度土壤干旱的频率、持续时间和严重程度整体呈显着增加的趋势,且1个月时间尺度干旱的增加速率超过了12个月时间尺度;1998年之后发生持续时间长、较为严重的干旱事件频率明显增加,东北、华北、西北西部出现的1个月时间尺度干旱事件严重程度高于其他地区。1998年以来,中国大部分地区干旱持续时间的20年、50年、100年一遇重现期水平在增加,但增加幅度不如干旱严重程度明显;干旱持续时间和严重程度两个变量同时超过1961-1997年50年、100年一遇重现期阈值的概率风险分别增加了3%、2%。（3）尽管西北地区近几十年来气温升高、降水增多,但是近60年来,整个西北区域平均发生复合型暖干事件的频次仍然呈增加趋势,尤其是在新疆东部、青海格尔木北部、河西走廊、宁夏至陇南、陕西北部等地,增加趋势更为显着;盛夏（7-8月）发生复合型暖干事件的频次最高;近20年来,整个区域平均复合型暖干事件发生数量达到了1961-1996年平均水平的2-5倍。（4）1961-2017年,中国年大气水分盈亏量与土壤湿度的变化趋势并不完全一致,华北地区作为中国土壤湿度减小速率最快的地区,尤其是近20年来土壤湿度减小速率较之前明显加快,潜在蒸散发对土壤湿度的影响在逐渐增大,年平均潜在蒸散发对土壤湿度的相对贡献率增加了26%,夏季增加了45%。随着土壤干旱程度的增加,中国潜在蒸散发对土壤湿度的影响在增强,其作用可能超过了降水,且区域间的差异也在增加。土壤干旱的异常对各个气候因子的响应并不是完全同步的,土壤湿度首先对日照时数的增加开始响应,日照时数增多,气温异常升高,随后相对湿度减小,饱和水汽压差开始迅速增加,干旱进一步加剧。
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》文中进行了进一步梳理大气降水中的氢（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。
闫昕旸[4]（2021）在《泛中亚干旱区气候变化特征及其与全球典型干旱区的对比》文中研究指明干旱区气候变化一直是非常重要的科学问题。随着全球进一步变暖,干旱区的进一步扩张,人类活动、大地形隆升、陆—气相互作用、海—气相互作用等因子的变化及其影响将出现新的特征,这将进一步增加未来干旱区气候变化的不确定性,因此,干旱区气候变化特征研究仍有很大的必要性。本文利用CRU资料,应用EOF分解、功率谱分析、小波分析等方法,探讨了近70 a（1949～2018年）泛中亚干旱区的降水、气温以及AI指数的变化特征,并对EOF分解得到的主模态进一步做了功率谱和小波谱分析,揭示了其中的周期性变化规律及若干年代际转变特征,同时选取了北非干旱区和北美干旱区分别作为低纬度临海干旱区和中高纬度临海干旱区的代表性区域,将处于大陆腹地的泛中亚干旱区从年际变化、冷暖季变化两个方面,与二者的气候变化特征做了对比。主要得到以下结论:（1）泛中亚干旱区内部各区域干湿趋势迥异。我国西北地区大部、塔吉克斯坦中北部、吉尔吉斯斯坦东部以及里海、咸海之间降水量呈增加趋势,其余各地降水以负增长为主;泛中亚干旱区气温均呈增加趋势,其中在河西走廊及青藏高原东北边坡增加较为缓慢,而蒙古西北部增速最快;在哈萨克斯坦中部、土库曼斯坦及蒙古国大部干旱化趋势明显,哈萨克斯坦东西两侧、我国新疆北部以及帕米尔高原的部分地方表现出显着的湿润化趋势,我国西北大部地区总体呈弱的湿润化趋势。相对于传统意义上的季风区,泛中亚干旱区的暖季并没有呈现出比较明显的增温多雨,冷季反而增温幅度更大,降水增加更明显。（2）泛中亚干旱区降水距平场及气温距平场各模态均有显着的周期性变化规律。降水距平场可分解为3种模态,分别是:反映全区域降水变化趋势整体一致性,但在吉尔吉斯斯坦附近降水变化较其它区域更明显的第一模态,具有显着的准3 a、5～7 a和准12 a的变化周期;反映研究区降水西南-东北反向特征的第二模态,具有显着的准3 a变化周期;反映研究区降水由西向东“-+-”交替分布特征的第三模态,具有显着的准3 a、准7 a的变化周期。气温距平场可分解为2种模态,分别是:反映研究区气温变化整体一致性,但在我国河西走廊及青藏高原边坡地区气温变化较其它地区更为平缓的第一模态,具有显着的准2 a、8～10a尺度的变化周期;反映研究区东西反向变化特征的第二模态,具有明显的2～4a、准5 a变化周期。（3）干旱区气温及降水变化趋势不尽相同。泛中亚干旱区降水以1.393mm/10a的速度呈增加趋势;北非干旱区降水大体上以80年代末为节点,之前呈显着减少趋势,往后开始有增加趋势,但总体仍以2.812 mm/10a的速率减少,北美干旱区降水自1949年以来为正趋势,往后略有减少,直到2000年左右转为正趋势持续至今,近70a总体以3.881 mm/10a的速率增加。三个干旱区的气温均为上升趋势,其中泛中亚干旱区增温速率最快,近70 a内增温2℃以上,北非干旱区次之,增温速率约为0.2℃/10a,北美干旱区最慢,约为0.177℃/10a。北美干旱区和北非干旱区降水量具有较明显的反位相现象,但其中具体机制仍有待进一步研究。（4）泛中亚干旱区和北美干旱区近70a整体呈湿润化趋势,北非干旱区却表现出干旱化趋势。进入21世纪以来,泛中亚干旱区和北美干旱区降水量相较之前剧增,与此相对应,北美湿润化趋势正在加速,而泛中亚干旱区虽然降水增量显着,气温增量也较小,但湿润化趋势却有所放缓。从上世纪80年代以来,北非干旱区虽然转为湿润化趋势,但这种变化微乎其微;未来对上述干旱区的研究应优先考虑PDO的变化,SOI其次。（5）干旱区气候在冷、暖季变化不同。我国西北地区不论在暖季还是冷季,降水量都在增多,而中亚干旱区大部地方的趋势则是冷正暖负,北美干旱区的情况与之类似,暖季负趋势的区域更多;北非干旱区存在冷季“北旱南涝”、暖季“北涝南旱”的特点,但总体上没有明显的降水增量。包括北美干旱区和泛中亚干旱区在内的大部中高纬度地区增温趋势要高于低纬。冷季与暖季的气温变化趋势大不相同,在冷季,最强变暖发生在北半球的中高纬度地区;相反,在暖季,这些地区并没有出现强增温现象,冷季对全球增温的贡献要大于暖季。在北半球,除了低纬的北非干旱区和西亚干旱区外,其余绝大部分地区冷季增温速率都要高于暖季,但这种低纬干旱区与其它地区气温变化反位相的原因,值得我们进一步研究。
肖思雅[5]（2021）在《贵州石将军洞高分辨率石笋记录的近1500年亚洲夏季风演变》文中指出全球气候变化与人类生存的环境、世界经济的发展和社会的进步紧密相连。在全球气候变暖的影响下,极端气候事件的发生将变得更加频繁,深刻影响着人们的生活和社会的发展。亚洲季风可视为连接全球高-中-低纬气候变化的关键纽带,是全球气候系统的一个重要组成部分。由于亚洲夏季风变化的不稳定性,中国西南地区旱涝灾害频繁,对生态环境和社会经济的发展影响深远。中国西南地区是中国乃至世界上着名的岩溶地貌区,溶洞分布广泛。我国西南岩溶地区石漠化治理研究始于20世纪80年代,石漠化演变过程作为石漠化问题研究的主要内容之一,不仅反映了区域的生态环境变迁,还会影响该区域的社会和经济发展。此外,由于现代监测记录的时间太短,无法正确地反映某一特定地区长时间尺度的气候因素和环境变化。因此,利用中国西南地区贵州石将军洞238U浓度最高达64768 ppb,且平均测年误差为3年左右的SJJ-300石笋多指标记录,我们重建了西南地区过去300-1800 A.D期间的气候变化历史和区域生态演变过程。这对于认识近1500年以来中国西南地区气候变化的复杂性、岩溶区地表的生态演化过程以及未来旱涝灾害的防控具有一定意义。本研究得出的主要结论如下:（1）在小冰期期间,SJJ-300石笋的δ18O记录总共记录了6次显着的弱夏季风事件,分别发生在:1340-1380,1445-1480,1520-1540,1600-1630,1650-1670和1695-1730 A.D,与印度的Dandak和Jhumar洞记录的弱夏季风事件基本对应。在小冰期年代际-百年时间尺度上,SJJ-300石笋δ18O记录的亚洲夏季风与印度的Dandak和Jhumar洞记录的印尼—澳大利亚（印澳）夏季风均呈一致减弱的趋势,说明亚洲夏季风与印澳夏季风的变化受控于相同的气候系统。在小冰期期间,北半球的低温以及太平洋年代际振荡（Pacific Decadal Oscillation,PDO）和厄尔尼诺—南方涛动（El Ni?o-Southern Oscillation,ENSO）的正相位削弱了亚洲—印澳（亚澳）夏季风,使得整个亚澳季风区的降水减少。（2）SJJ-300石笋的δ18O和δ13C记录在300-1800 A.D期间呈正相关关系,整体变化趋势较一致。在300-900 A.D期间,SJJ-300石笋的δ18O和δ13C记录存在良好的共变性,氧碳同位素对气候变化的响应存在同步性。在中世纪暖期1000-1200 A.D期间,SJJ-300石笋的δ18O值逐渐偏负,亚洲夏季风增强。但石将军洞和芙蓉洞的石笋δ13C值则呈逐渐偏正的趋势,这说明在1000-1200 A.D期间影响该区域生态环境变化的主要因素不是气候条件,而可能是人类活动。在小冰期1300 A.D之后,SJJ-300石笋的δ13C值进一步偏重。气温的下降、亚洲夏季风的减弱以及人类活动的增强等因素均可能是进一步加剧西南岩溶地区石漠化进程的原因。（3）在300-1800 A.D期间,SJJ-300石笋的Mg/Ca和Sr/Ca记录为负相关关系（R=-0.16,P<0.05）,两者的整体变化趋势呈反相位关系,说明Mg/Ca和Sr/Ca两种指标受控于不同的气候驱动因子。（4）相对于中世纪暖期而言,小冰期期间中国南方东南——华南沿海地区的气候偏湿;中部地区秦岭南麓和神农架高山林区在小冰期时期主要呈“冷湿”的模式,这与中部其他区域偏“冷干”的模式不同;西南地区的气候变化在小冰期时期存在更加明显的空间差异,没有呈现出比较一致的降水模式。由于记录的数量、空间分布的均匀性、对气候响应的敏感程度、测年方法、测年误差以及分辨率等多种因素,气候模式的重建存在一定程度的不确定性。因此在年代际——百年际时间尺度上的中国南方古气候重建中,覆盖更多区域的高精度高分辨率记录显得尤为重要和紧迫。
李进梁[6]（2020）在《亚洲季风区雷暴和闪电活动特征研究》文中进行了进一步梳理雷暴是一种伴有闪电和降水的强对流天气过程,在全球能量和水循环中具有重要作用。闪电作为雷暴天气中一种重要的灾害性天气现象,对电力、交通、广播、通讯、石油、化工、航空和航天等都有重要影响。亚洲夏季风与青藏高原的相互作用,使得高原和整个亚洲季风区的雷暴和闪电活动都非常活跃,并表现出独特的区域性特征。本论文利用16年（1998～2013年）TRMM卫星观测资料,研究了亚洲季风区闪电与雷暴活动的气候特征,并结合大气再分析资料,针对青藏高原地区闪电和雷暴活动及其与地表热动力参数的关系进行了系统研究。主要结论如下:1)亚洲季风区闪电活动海陆差异显着,闪电密度表现为陆地大、海洋小的空间分布特征,而闪电特征参量（即光辐射能、持续时间、延展面积）的分布则呈现陆地小、海洋大的特点。远海的闪电光辐射能较强且空间尺度较大,而近海区域的闪电持续时间较长。春季时,低纬度地区闪电密度较大,但闪电光辐射能最高值出现在中国东海;进入夏季后中纬度（低纬度）地区闪电密度增大（减小）,但闪电光辐射能减弱（增强）;秋季时季风区内闪电密度明显降低,但闪电的放电强度和时空尺度却最大。在中纬度地区闪电活动与总降水和对流降水的空间分布较为接近,但在低纬度地区闪电与降水的强中心分布有较大差异。2)亚洲季风区雷暴活动主要集中在陆地及近海区域,陆地与海洋上的雷暴密度之比约为4.4:1,强雷暴（定义闪电频数前10%的雷暴,闪电频数大于11.7fl/min）)的陆海比约为7.4:1。在0～10°N纬度带内的雷暴占总雷暴的比例最大（占总数的31.7%）,而强雷暴则在副热带20～30°N区间最为活跃（占总数的34.5%）。雷暴与闪电密度的空间分布在低纬度区域（0～30°N）较为一致,但在中纬度地区（30～36°N）呈现出不同的分布特征,即从西部的青藏高原向东部的江淮流域,雷暴密度逐渐减少但闪电密度逐渐增加,而强雷暴与闪电密度的空间分布基本一致。3)受亚洲夏季风活动影响,强雷暴在低纬度地区更容易发生在春季,强中心位于喜马拉雅山南麓东端,次中心位于中南半岛,而在中纬度地区夏季最为活跃,强中心和次中心则分别位于喜马拉雅山南麓西端和中国江淮流域。陆地上雷暴主要集中在午后至傍晚,少数区域受局地环流和气象条件的影响夜雷暴活动频繁,而海洋上雷暴更易发生在午夜至清晨。中国东部地区雷暴的对流强度最大,具体表现为更多的冰相粒子含量、更大的闪电频数和更高的强回波（40 d BZ）顶高。海洋性大陆区域的雷暴具有水平尺度最大和云顶高度最高的特点,而青藏高原雷暴虽然频繁,但对流强度和水平尺度均最小。4)青藏高原闪电密度的地理分布呈现自东向西逐渐减小的趋势。高原东部地区平均闪电密度为4.3 fl/km2/yr,而高原西部仅为1.7 fl/km2/yr,中部地区平均闪电密度为2.6 fl/km2/yr。青藏高原闪电活动主要发生在北半球夏季,96.8%的闪电发生在5～9月。高原主体区域出现两个闪电活动中心,位于高原北部的玉树地区和高原中部的那曲地区,并且两个闪电中心随季节的推进逐渐向西移动。高原复杂地形在一定程度上影响着闪电活动,表现为闪电密度随着海拔高度的升高逐渐减小。高原闪电活动强度受季风影响明显,当高原整体被盛行西风控制时,闪电活动较弱,而当被夏季风控制时,闪电活动较强。5)与高原主体区域（高原西部和中部）的雷暴相比,高原东部雷暴的对流强度更大,其闪电频数更大、冰相粒子含量更多、云顶高度更高以及对流体积降水率更大。高原中部地区雷暴的对流强度要略高于西部地区,但整体较接近。高原东部和中部地区具有相似的热力不稳定条件和对流触发条件,但在雷暴闪电频数上却有着较大差异,两个区域地表比湿差距似乎可以解释这一差异。高原雷暴结构受西高东低的地形影响显着,无论是从垂直发展高度、发展厚度还是水平尺度上,从高原西部到东部雷暴的尺度和强度都逐渐增大。6)对比青藏高原不同地区闪电与降水的季节变化,发现在高原中部和西部存在春季“少量降水对应着较多闪电”的现象,在相对干燥的高原西部地区夏季也有类似现象,但在相对湿润的高原东部地区,该现象并不明显。总热通量在描述青藏高原不同区域的闪电密度季节变化上,表现出一定的优势,但在不同区域总通量的量值与闪电密度大小并不成比例,因此它并不能很好的表征整个高原的闪电密度。利用鲍恩比调节降水的方法在高原中部区域效果较好,然而对于更为干燥的高原西部,降水与鲍恩比的乘积和闪电的峰值会在春冬季节出现较大偏差。降水、鲍恩比（感热通量与潜热通量之比）与地表比湿的乘积与高原闪电密度的季节变化相关性更好。
陈婕[7]（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》文中认为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。
何金海,徐海明,王黎娟,祁莉,朱志伟,马静,罗京佳[8]（2020）在《南京信息工程大学季风研究若干重要进展回顾——明德格物一甲子,科教融合六十载》文中研究指明回顾了南京信息工程大学（简称南信大）建校60年来季风研究的主要历程以及在亚洲季风,特别是在东亚季风研究方面取得的重要成果。20世纪80年代至21世纪初,中美季风合作、中日季风合作和"南海季风试验"3次国际季风合作研究的顺利实施,极大地推进了南信大季风研究团队的组建和壮大,同时也催生了一系列创新性成果。团队首先揭示了东亚季风与印度季风环流的差异,提出了东亚副热带季风的明确概念;发现了东亚副热带夏季风的建立独立并早于南海夏季风;揭示了"亚澳大陆桥"是北半球春季亚洲季风区对流最活跃的地区,其对流的建立和推进对东亚夏季风的建立至关重要;较早开展了东亚季风区季节内振荡北传特征和机制的研究并成功应用于东亚季风区延伸期预报。这些创新性成果的取得为季风研究做出了重要贡献。近年来,南信大秉承"开放发展、联合发展"的办学理念,大力引进高层次人才,进一步推动了季风研究。作为国际季风研究的重要力量之一,南信大季风研究团队将始终坚守季风研究阵地,不断深化季风理论认识、提升季风预测水平。
李亚举[9]（2020）在《南京近地面大气水汽和降水稳定同位素观测研究》文中指出大气水汽和降水稳定氢氧同位素是全球或区域大气循环研究的重要载体。其中,降水稳定同位素已经被广泛地应用到水循环各种过程的研究中,并取得丰硕成果。然而作为气候指标,降水稳定同位素仍存在一定局限性。首先,雨滴在降落过程中可能受到蒸发作用,发生同位素动力分馏,从而对水汽源区的信息记录有所偏移。其次,水汽本身在形成降水之前并非单一来源,是不同性质来源的混合体。因此,结合水汽中稳定同位素进行长期连续的监测,将有助于更好地理解水循环过程中稳定同位素的变化机制,对于准确解释同位素记录的气候指代意义也至关重要。近年来,随着光谱同位素技术的普及,水汽稳定同位素连续观测成为可能。本研究以位于中国东部地区且受典型东亚季风影响显着的南京地区为例,对其2011年9月至2018年12月的降水和水汽进行了高分辨率连续收集,并针对其中的降水和水汽稳定同位素的日均值数据展开了如下研究工作:（1）系统分析了该地区水汽和降水稳定同位素组成的季节变化特征;（2）研究了影响水汽稳定同位素的局地气象因子和大尺度大气环流等因素;（3）模拟了云下再蒸发和局地水汽再循环作用对降水稳定同位素组成的影响。本研究得出的主要结论如下:（1）在季节变化规律方面,由于冷凝温度的差异,水汽中的稳定同位素(δ18Ov,δDv,和d-excessv)显示出与降水中的稳定同位素(δ18Op,δDp,和d-excessp)明显不同的特征。其中δ18Ov和δDv表现为春季最高,秋冬季最低,而夏季相对较低;d-excessv和d-excessp季节变化模式相似,表现为夏季风时的低值,秋冬季的高值,但是d-excessv值在季节尺度上明年高于d-excessp值。年平均δ18Ov、δDv和d-excessv分别为-16.93‰、-115.97‰和19.51‰。（2）不同季节水汽稳定同位素的影响因素明显不同。在春季和秋冬季节,δ18Ov与地面气温、水汽浓度和地面气压等局地气象因子的相关性较强,说明大气水汽中稳定同位素主要受局地分馏过程控制;而在受到季风活动影响的夏季,δ18Ov与局地气象因子相关性变弱,δ18Ov低值主要受上游对流活动的“淋洗作用”控制。此外,后向轨迹模拟结果也表明,在夏季风季节,δ18Ov低值主要与大尺度水汽输送过程中上游的对流淋洗过程有关,而d-excessv呈现出最低值的原因与当季海洋水汽源的较弱同位素动力分馏作用有关。在全年的记录中,春季的δ18Ov值最高,这可能与相对较高的气温下同位素分馏较低有关,因为相对较高的d-excessv值是由于干燥条件下的动力学同位素分馏引起的。而秋冬季节的δ18Ov值最低,这可能是因为低温下同位素发生较强分馏作用。此外,由于干燥气候条件下大陆水分循环过程中的同位素分馏作用最强,当季的d-excessv值处于最高水平。（3）降水日大气水汽和降水中稳定同位素的季节变化趋势基本一致。氢氧稳定同位素表现为春季最高,其他季节相对较低的特征;d-excess则表现为秋冬季最高,而夏季最低的特征。降水与水汽的δ18O、d-excess差值表明,雨滴在降落过程中受非饱和空气的影响,而发生不同程度的混合,使得雨滴中的稳定同位素在降落过程中不断富集,而周围大气水汽中的稳定同位素相对贫化。根据同位素瑞利分馏原理,本文计算了各季节雨滴的云下蒸发作用,结果表明夏季雨滴的云下蒸发作用最弱,春季最强,秋冬季次之。（4）降水量、气温和相对湿度等气象因子均对雨滴的云下二次蒸发有不同程度的影响。降雨量较小时,雨滴的云下蒸发更为显着;气温过高或过低时,雨滴云下蒸发不明显;随着相对湿度增加,云下二次蒸发逐渐减弱。（5）利用观测的同位素数据和修正的云下二次蒸发模型（Stewart Models）,估算了雨滴云下二次蒸发对研究区降水和水汽稳定同位素的影响。结果表明,南京降水日的年均雨滴二次蒸发比例大约为11%,其中春季的二次蒸发比例最大;夏季和秋冬季节相对较低。不同季节的雨滴云下二次蒸发比例与降水同位素值从云底到地面的变化量(Δδ18O、ΔδD、Δd)均存在显着的线性相关。（6）分析了不同气象参数对云下蒸发模型模拟结果的影响。相对湿度对降水d-excess值的影响显着,相对湿度每增加5%,Δd值平均增大3.6‰;气温的影响相对较小,气温每增加5℃,降水日的平均Δd值降低1.4‰;雨滴直径对降水d-excess的影响表现为,其每增加0.2mm,Δd增加1.5‰。（7）运用二元同位素混合模型,估算了局地水汽再循环的利用率。南京地区局地水汽再循环利用率的算数平均值为11.4%。夏季平均利用率最低,秋冬季最高,春季居中,且秋冬季节的变化幅度远大于其他季节。
卢佳仪[10]（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》文中指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。
二、THE TEMPORAL AND SPATIAL CHARACTERISTICS OF MOISTURE BUDGETS OVER ASIAN AND AUSTRALIAN MONSOON REGIONS（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、THE TEMPORAL AND SPATIAL CHARACTERISTICS OF MOISTURE BUDGETS OVER ASIAN AND AUSTRALIAN MONSOON REGIONS（论文提纲范文）
（1）外强迫在北大西洋海温年代际变化中的作用（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 太平洋海温年代际变化的研究进展 |
| 1.2.2 北大西洋海温年代际变化的研究进展 |
| 1.2.3 自然变率和外强迫对气候影响的研究进展 |
| 1.3 存在的问题和拟解决的关键科学问题 |
| 1.3.1 当前研究存在的问题 |
| 1.3.2 本文拟解决的关键科学问题 |
| 1.4 研究内容和章节安排 |
| 第二章 资料、模式和方法 |
| 2.1 资料和模式 |
| 2.1.1 观测资料 |
| 2.1.2 气候模式 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 外强迫和自然变率的识别和区分 |
| 2.2.2 显着性检验 |
| 第三章 全球海温年代际变率主模态特征 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 全球海温年代际变率的主模态 |
| 3.2.1 太平洋海温年代际振荡(IPO/PDO) |
| 3.2.2 北大西洋海温年代际变率(AMV) |
| 3.3 总结和讨论 |
| 第四章 外强迫对全球海温年代际变化的协同影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 外强迫影响全球海温年代际变化的新特征 |
| 4.3 气溶胶影响海温年代际变化的主要物理机制 |
| 4.4 结论和讨论 |
| 第五章 外强迫和内部变率对北大西洋年代际变化的相对贡献 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 北大西洋海温的定量研究 |
| 5.3 外强迫和自然变率的相对贡献 |
| 5.4 外强迫和自然变率影响AMV的成因 |
| 5.5 总结和讨论 |
| 第六章 变暖背景下北大西洋海温年代际变化特征及气候影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 观测和模拟AMV的比较 |
| 6.3 AMV对未来气候变暖的响应 |
| 6.4 未来AMV对气候的影响 |
| 6.4.1 未来AMV_(IV)对气候的影响 |
| 6.4.2 未来AMV_(EX)对气候的影响 |
| 6.4.3 未来AMV对气候影响的定量分析 |
| 6.5 总结和讨论 |
| 第七章 全文总结与展望 |
| 7.1 全文总结 |
| 7.2 研究特色与创新 |
| 7.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（2）近60年来中国土壤干旱变化时空特征研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.3 论文结构与内容 |
| 第二章 资料介绍 |
| 2.1 研究资料 |
| 2.2 GLDAS土壤湿度数据在中国的适用性评估 |
| 2.3 GLDAS土壤湿度数据的订正与效果评估 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 干旱指数适用性评估 |
| 3.1 干旱指数的计算 |
| 3.2 干旱指数在不同时间尺度的适用性 |
| 3.3 干旱指数在典型季节干旱个例中的应用 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 中国土壤干旱时空变化 |
| 4.1 中国土壤湿度变化特征 |
| 4.2 不同时间尺度土壤干旱变化特征 |
| 4.3 土壤干旱事件联合概率风险 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 复合型暖干事件变化——以西北地区为例 |
| 5.1 研究方法 |
| 5.2 西北地区极端高温事件的变化特征 |
| 5.3 西北地区复合型暖干事件变化特征 |
| 5.4 小结与讨论 |
| 第六章 土壤干旱对气候变化的响应 |
| 6.1 大气水分盈亏量对土壤湿度的影响 |
| 6.2 降水、潜在蒸散发对不同分位数土壤湿度的影响 |
| 6.3 土壤干旱对不同气象条件变化的响应 |
| 6.4 土壤干旱对气候变化响应的机制分析 |
| 6.5 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 论文特色及创新点 |
| 7.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间科研情况 |
| 致谢 |
（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）泛中亚干旱区气候变化特征及其与全球典型干旱区的对比（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.3 拟研究的科学问题 |
| 1.4 论文构思及章节安排 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 研究区域 |
| 2.1.1 泛中亚干旱区 |
| 2.1.2 北美干旱区 |
| 2.1.3 北非干旱区 |
| 2.2 资料介绍 |
| 2.2.1 CRU |
| 2.2.2 海洋涛动指数 |
| 2.3 主要研究方法 |
| 2.3.1 计算干旱指数 |
| 2.3.2 EOF分析 |
| 2.3.3 功率谱分析 |
| 2.3.4 Morlet小波谱分析 |
| 2.3.5 Mann-Kendall趋势检验法 |
| 第三章 泛中亚干旱区气候变化特征 |
| 3.1 降水和气温的年际变化特征 |
| 3.2 降水和气温的季节变化特征 |
| 3.3 内部各区域差异 |
| 3.4 本章小结 |
| 3.4.1 结论 |
| 3.4.2 讨论 |
| 第四章 降水距平场与气温距平场EOF及小波谱分析 |
| 4.1 降水与气温距平场的EOF分析 |
| 4.1.1 降水距平场EOF分析 |
| 4.1.2 气温距平场EOF分析 |
| 4.2 降水和气温距平场主分量的功率谱分析 |
| 4.3 降水和气温距平场主分量的小波谱分析 |
| 4.4 本章小节 |
| 4.4.1 结论 |
| 4.4.2 结论 |
| 第五章 泛中亚干旱区与全球典型干旱区的对比 |
| 5.1 年际变化对比 |
| 5.1.1 降水、气温年际变化 |
| 5.1.2 干湿变化趋势对比 |
| 5.1.3 三个干旱区之间的相关性 |
| 5.2 与涛动指数的关系 |
| 5.2.1 与涛动指数的年际相关性 |
| 5.2.2 与PDO的季节相关性 |
| 5.3 冷、暖季变化对比 |
| 5.3.1 降水量对比 |
| 5.3.2 气温对比 |
| 5.4 结论 |
| 5.5 讨论 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 主要创新点 |
| 6.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（5）贵州石将军洞高分辨率石笋记录的近1500年亚洲夏季风演变（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.1.1 气候变化与人类社会发展 |
| 1.1.2 石笋的特点 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 亚洲夏季风的演变 |
| 1.2.2 石笋多指标记录的研究 |
| 1.2.3 中国气候模式的重建 |
| 1.3 研究内容和拟解决的关键问题 |
| 1.4 技术路线 |
| 第2章 研究区概况和研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 样品与方法 |
| 2.2.1 石笋~(230)Th年代测试 |
| 2.2.2 石笋氧碳同位素测试 |
| 2.2.3 石笋微量元素测试 |
| 2.3 数据来源与处理方法 |
| 2.3.1 数据来源 |
| 2.3.2 数据的处理方法 |
| 第3章 实验结果 |
| 3.1 石笋~(230)Th测年结果 |
| 3.2 石笋氧碳同位素测试结果 |
| 3.3 石笋微量元素测试结果 |
| 第4章 石笋δ~(18)O记录与亚洲夏季风变化 |
| 4.1 石笋δ~(18)O的意义 |
| 4.2 SJJ-300石笋δ~(18)O记录的亚洲夏季风演变 |
| 4.3 小冰期亚澳夏季风的演变及驱动因素 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 石笋δ~(13)C记录与区域生态环境演变 |
| 5.1 石笋δ~(13)C的意义 |
| 5.2 SJJ-300 石笋δ~(13)C与区域生态环境变化 |
| 5.3 本章小结 |
| 第6章 石笋微量元素与区域水文环境变化 |
| 6.1 石笋微量元素的意义 |
| 6.2 石笋SJJ-300 微量元素与区域水文环境变化的关系 |
| 6.3 近1000 年中国南方地区气候模式的差异 |
| 6.4 本章小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（6）亚洲季风区雷暴和闪电活动特征研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 亚洲季风区雷暴与闪电活动研究 |
| 1.2.2 闪电与气象环境参量的关系研究 |
| 1.3 本论文研究内容 |
| 第二章 资料来源和方法简介 |
| 2.1 TRMM降水特征数据集及处理方法 |
| 2.2 闪电资料 |
| 2.3 气象再分析数据资料 |
| 2.3.1 NCEP再分析资料 |
| 2.3.2 ECMWF再分析资料 |
| 第三章 亚洲季风区闪电活动特征 |
| 3.1 亚洲季风区闪电的空间分布 |
| 3.1.1 闪电密度的空间分布 |
| 3.1.2 LIS揭示的闪电特征参量空间分布 |
| 3.2 亚洲季风区闪电的季节变化特征 |
| 3.2.1 不同季节闪电密度的分布 |
| 3.2.2 不同纬度闪电的季节变化 |
| 3.3 亚洲季风区不同季节闪电特征参量的分布 |
| 3.3.1 闪电光辐射能 |
| 3.3.2 闪电持续时间 |
| 3.3.3 闪电延展面积 |
| 3.4 亚洲季风区不同区域闪电特征参数对比 |
| 3.4.1 闪电特征参数频数分布 |
| 3.4.2 暖季内闪电特征参数差异 |
| 3.5 亚洲季风区降水与闪电分布的对比 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 亚洲季风区雷暴活动特征 |
| 4.1 亚洲季风区不同强度雷暴的空间分布特征 |
| 4.1.1 雷暴的空间分布 |
| 4.1.2 雷暴平均闪电频数空间分布 |
| 4.1.3 强雷暴的空间分布 |
| 4.1.4 雷暴和强雷暴随纬度的分布 |
| 4.2 亚洲季风区不同强度雷暴的季节变化 |
| 4.2.1 雷暴、强雷暴的季节分布和概率分布 |
| 4.2.2 不同纬度雷暴、强雷暴的季节变化 |
| 4.3 亚洲季风区雷暴的日变化特征 |
| 4.4 亚洲季风区雷暴的对流特征 |
| 4.4.1 亚洲季风区极端雷暴的分布特征 |
| 4.4.2 不同区域雷暴的对流特征和结构特征 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 青藏高原闪电与雷暴活动研究 |
| 5.1 青藏高原闪电活动的空间分布特征 |
| 5.2 青藏高原闪电及地表风场的季节变化 |
| 5.2.1 青藏高原4~9月闪电密度空间分布 |
| 5.2.2 青藏高原4~9月地表风场 |
| 5.3 青藏高原雷暴的季节变化及其对流特征 |
| 5.3.1 青藏高原不同区域雷暴对流特征 |
| 5.3.2 青藏高原不同区域雷暴热动力特征 |
| 5.4 高原雷暴不同区域雷暴结构特征 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 青藏高原闪电活动与地表热动力参数的关系 |
| 6.1 高原不同地区闪电与降水的季节变化 |
| 6.2 高原闪电与地表热动力参数的季节变化 |
| 6.3 高原闪电季节变化的新参数 |
| 6.3.1 鲍恩比对高原降水的调整 |
| 6.3.2 地表比湿对高原降水的调整 |
| 6.4 指示闪电季节变化新参数的适用性检验 |
| 6.4.1 对不同再分析资料的适用性 |
| 6.4.2 对亚洲季风区不同区域的适用性 |
| 6.4.3 对不同时间尺度的适用性 |
| 6.5 讨论与小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 论文主要结论 |
| 7.1.1 亚洲季风区闪电的气候特征 |
| 7.1.2 亚洲季风区雷暴活动的气候特征 |
| 7.1.3 青藏高原上闪电与雷暴活动的气候特征 |
| 7.1.4 青藏高原闪电活动与地表热动力参量的关系 |
| 7.2 论文的特色与创新 |
| 7.3 下一步工作展望 |
| 参考文献 |
| 教育背景 |
| 攻读博士期间的主要研究成果 |
| 论文发表情况 |
| 学术交流情况 |
| 参与科研项目 |
| 致谢 |
（7）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 |
（8）南京信息工程大学季风研究若干重要进展回顾——明德格物一甲子,科教融合六十载（论文提纲范文）
| 1 季风研究历程 |
| 2 主要创新性成果 |
| 2.1 东亚热带夏季风的建立与“亚澳大陆桥”对流活动 |
| 2.2 东亚副热带夏季风和纬向海陆热力差异 |
| 2.3 东亚副热带季风的盛期与梅雨 |
| 2.4 东亚季风与大气季节内振荡 |
| 3 结语 |
（9）南京近地面大气水汽和降水稳定同位素观测研究（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 水体稳定同位素基本概念 |
| 1.2.1 同位素和同位素效应 |
| 1.2.2 同位素组成的表达 |
| 1.2.3 大气水线和过量氘 |
| 1.2.4 同位素瑞利分馏和动力分馏 |
| 1.2.5 同位素效应 |
| 1.3 国内外研究进展 |
| 1.3.1 季风区氢氧稳定同位素的影响因素 |
| 1.3.2 稳定同位素与大气水平衡 |
| 1.3.3 稳定同位素与局地水汽再循环 |
| 1.4 本研究的目的和意义 |
| 第二章 研究区域概况与实验分析 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.1.1 区域地理概况 |
| 2.1.2 气温 |
| 2.1.3 气候和大气环流 |
| 2.1.4 水文特征 |
| 2.2 数据来源 |
| 2.2.1 稳定同位素数据来源 |
| 2.2.2 稳定同位素数据的采样和观测 |
| 2.2.3 气象资料数据 |
| 2.3 分析方法和模型介绍 |
| 2.3.1 相关性分析 |
| 2.3.2 HYSPLIT模型与聚类分析 |
| 2.3.3 改进的Stewart模型估计云下二次蒸发作用 |
| 2.3.4 利用同位素观测值估算云下蒸发 |
| 2.3.5 二元模型计算局地水汽贡献 |
| 第三章 水汽稳定同位素的测定方法与校正 |
| 3.1 质谱法测量同位素比值 |
| 3.2 光谱法测量同位素比值 |
| 3.3 大气水汽稳定同位素数据的校正 |
| 3.3.1 稳定同位素数据的观测流程 |
| 3.3.2 大气水气浓度的校正 |
| 3.3.3 仪器记忆效应的校正和标样数据筛选 |
| 3.3.4 仪器漂移效应的校正 |
| 3.3.5 仪器浓度效应的校正 |
| 3.3.6 数据标准化 |
| 3.4 与传统冷阱收集技术的结果对比 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 水汽稳定同位素组成的特征和影响因素 |
| 4.1 大气水汽中稳定同位素组成的季节变化 |
| 4.2 局地气象因子对水汽稳定同位素组成的影响 |
| 4.3 大尺度大气环流对水汽稳定同位素组成的影响 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 降水与水汽中稳定同位素组成的比较及云下蒸发的影响 |
| 5.1 降水日降水和水汽中稳定同位素组成特征 |
| 5.2 云下蒸发的影响因素 |
| 5.2.1 降雨量对云下蒸发的影响 |
| 5.2.2 温度对云下蒸发的影响 |
| 5.2.3 相对湿度对云下蒸发的影响 |
| 5.3 云下二次蒸发模拟 |
| 5.3.1 模型相关参数的计算 |
| 5.3.2 雨滴蒸发比例与降水稳定同位素的关系 |
| 5.4 模型参数敏感性分析 |
| 5.4.1 不同气象条件下f和Δd之间的关系 |
| 5.4.2 气象要素的敏感性分析 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 利用稳定同位素对局地水汽再循环贡献的估计 |
| 6.1 二元混合模型模拟结果 |
| 6.2 水汽再循环的讨论 |
| 6.3 对古气候同位素记录的意义 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 结论和展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间主要学术活动和成果 |
| 致谢 |
（10）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 |
四、THE TEMPORAL AND SPATIAL CHARACTERISTICS OF MOISTURE BUDGETS OVER ASIAN AND AUSTRALIAN MONSOON REGIONS（论文参考文献）
- [1]外强迫在北大西洋海温年代际变化中的作用[D]. 秦旻华. 南京信息工程大学, 2021
- [2]近60年来中国土壤干旱变化时空特征研究[D]. 李欣. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [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]泛中亚干旱区气候变化特征及其与全球典型干旱区的对比[D]. 闫昕旸. 兰州大学, 2021(11)
- [5]贵州石将军洞高分辨率石笋记录的近1500年亚洲夏季风演变[D]. 肖思雅. 西南大学, 2021(01)
- [6]亚洲季风区雷暴和闪电活动特征研究[D]. 李进梁. 兰州大学, 2020(04)
- [7]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)
- [8]南京信息工程大学季风研究若干重要进展回顾——明德格物一甲子,科教融合六十载[J]. 何金海,徐海明,王黎娟,祁莉,朱志伟,马静,罗京佳. 大气科学学报, 2020(05)
- [9]南京近地面大气水汽和降水稳定同位素观测研究[D]. 李亚举. 南京大学, 2020
- [10]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)