一、中国的海气相互作用研究(1998-2002)（论文文献综述）
刘仲藜,章新平,黎祖贤,贺新光,关华德[1]（2021）在《洞庭湖流域各季节旱涝及其与大气环流和关键区海温的关系》文中研究表明利用逐月降水数据和NCEP/NCAR再分析数据,分析了洞庭湖流域春、夏、秋季57年来旱涝异常的年际变化以及典型旱涝异常年份的全球海温分布形势,并利用降尺度和趋势分析方法探究气象因子对ENSO和关键区海温的响应,以加强对流域旱涝前期影响因素的认识。结果表明:1)流域在春、秋季旱涝变化趋势不明显,在夏季较明显地变湿。2)前期冬、夏季ENSO事件分别对流域春、秋季旱涝产生显着影响,而与夏季呈不显着的统计特征。3)在消除前期ENSO信号后,阿留申群岛附近海域（S3）、澳大利亚东部海域（S4）海温和印度洋偶极子（Indian Ocean Dipole, IOD）现象仍分别为春、夏、秋季与流域旱涝有密切联系的海温因素。4) S3区SST对流域春季旱涝的影响通过西风带环流实现,S4区SST偏高似乎是东亚夏季风强度偏弱的表现,成熟的IOD现象为流域秋季旱涝的主导因子。
刘淑杰[2]（2021）在《El Ni（?）o发展和衰退阶段夏季中国北部降水的水分及能量平衡诊断分析》文中进行了进一步梳理本文根据1958-2019年中国国家气候中心的160站逐月降水资料及日本气象厅的JRA55再分析资料,利用水分和湿静力能（MSE）平衡方程定量分析了El Ni（?）o不同发展阶段夏季中国北部降水异常的形成原因。主要结论如下:（1）在El Ni（?）o发展阶段,中国北部异常降水主要由与大气环流有关的动力效应控制。水汽诊断方程表明,El Ni（?）o发展阶段夏季中国北部降水异常偏少与垂直下沉运动密切相关。通过MSE能量方程诊断分析发现,该异常下沉运动主要受动力效应（异常风-气候态湿焓平流）约束,而热力效应（平均风-异常湿焓平流）起反作用。异常北风主要将低干焓的空气带入中国北部地区,使该地区的湿静力能减少,为了补偿能量损失,产生下沉运动并导致局地降水异常偏少。环流分析也表明,中东太平洋El Ni（?）o海温异常可以引起东亚北部上空的异常气旋,槽后的西北风将北方干冷空气输送至中国北部,导致该地区能量减少,进而引起下沉运动,这与定量诊断结果一致。此外,进一步论证了El Ni（?）o发展阶段夏季中国北部降水异常的动力及热力效应主要反映的是东部型El Ni（?）o的情况。（2）在El Ni（?）o衰退阶段,环流动力效应依旧是导致中国北部降水异常偏多的首要机制。定量诊断分析表明,El Ni（?）o衰退阶段夏季中国北部降水偏多与异常上升运动有关。异常南风主要将高干焓的空气输送至中国北部,导致局地湿静力能增加,为了维持能量平衡,中国北部地区产生异常上升运动并最终导致异常降水。环流分析也印证了上述结论,在El Ni（?）o衰退阶段,位于西北太平洋异常反气旋使中国东部夏季季风加强,将南方暖湿空气带入中国北部,雨带北移。此外,进一步研究表明,在El Ni（?）o衰退阶段夏季,混合型El Ni（?）o对中国北部降水异常的动热力效应起到了一个相对弱的主导作用。（3）最后,初步解析了中国北部降水异常主要受环流动力因素控制的可能原因。通过与长江流域夏季降水异常的对比分析发现,中国北部夏季降水异常的热力作用不明显;而对长江流域来说,热力效应对异常降水起正反馈作用,促使降水异常进一步增强。其热力效应差异的原因可能与两者局地背景场有关。长江流域夏季气候态降水量及低层风速大,使异常降水容易通过蒸发作用引起局地水汽变化,然后通过热力效应的正反馈使局地降水加强。而中国北部夏季气候态降水量和低层风速较小,异常降水往往也是有限的,引起的局地水汽变化很小,难以对局地降水产生影响,所以中国北部夏季降水异常主要受环流动力因素影响。
章雯[3]（2021）在《厄尔尼诺/拉尼娜次年中国东部夏季降水多样性》文中研究说明厄尔尼诺次年夏季中国东部主要在长江—淮河流域发生正降水异常。然而,由于厄尔尼诺的多样性和平均态的变化,这种由厄尔尼诺引起的季风降水变化并不总是相同的。本文中采用聚类分析方法对厄尔尼诺次年中国东部夏季降水异常分类,来揭示厄尔尼诺引起的季风变化。而对于拉尼娜次年中国东部夏季降水异常,应用经验正交函数分解法研究其主要的模态。结果表明在1957–2016年挑选的20个厄尔尼诺中,次年中国东部夏季降水异常主要呈现三个不同的模态。第一类显示长江中下游地区有很强的正降水,而其南北部为负降水。第二类降水呈现三极的降水分布,表现为中国南部和北部为负异常,中部为正异常。第三类降水模态大致与第一类相反。这三类事件分别与连续的厄尔尼诺、快速衰减到强拉尼娜和快速衰减到弱拉尼娜的事件有关。相关的异常反气旋在第一类中位于120°E,23°N,在第二类中向南扩展,在第三类中东撤。反气旋—海温反馈主要维持第一类事件中的异常反气旋,但是对于第二类比较弱;与拉尼娜相联系的赤道东风异常对第二类的异常反气旋位置有贡献。反气旋—海温反馈和东风异常都对第三类的反气旋有维持作用。CMIP5模式结果能够抓住不同的环流特征,除了模拟第一类的反气旋比观测中的偏东。在1957–2016年挑选的19个拉尼娜中,次年降水异常主模态为南北部相反的偶极模态。主模态中正事件中国南部为异常负降水,北部为异常正降水,而负事件中相反。正负两类分别与缓慢衰减的拉尼娜和快速过渡到弱厄尔尼诺的事件有关。相关的异常气旋在正事件中位于125°E,20°N,在负事件中向东移动。异常气旋—海温反馈主要在早夏维持正事件中的异常气旋,反馈中的北印度洋冷却主要维持负事件中的异常气旋。CMIP5模式大致上能够模拟出不同的环流特征,除了正事件中的反气旋比观测中的偏东。
刘彩红[4]（2020）在《青藏高原雪灾频数变化及其对海温异常强迫的响应》文中提出雪灾是青藏高原最主要、影响最广、破坏力最大的气象灾害,加强高原雪灾变化特征及驱动力研究,对藏区防范气候风险和生态风险具有着重要意义。本文利用1978—2014年青藏高原72站冬半年（10月—翌年3月）积雪深度和积雪日数定义了雪灾发生的指标,分析了雪灾变化特征,采用广义平衡反馈分析与主成分分析（GEFA-EOF）相结合的最优反馈模分析方法,探讨了雪灾频数与海温异常模态的反馈关系,揭示了关键区域海温异常对高原雪灾变化的相对贡献及影响机制,并采用ECHAM5模式敏感性试验,进一步证实了海温对高原雪灾的反馈作用,主要结论如下:（1）1978—2014年,青藏高原冬半年降雪量表现出区域性差异,高原西南及东南部降雪量减少,其它地区增多。冬半年高原平均气温在零度以下,为-4.0℃。积雪日数总体减少,平均积雪深度无明显线性趋势变化,雪灾频数主要表现为显着7a的准周期性振荡。（2）冬半年青藏高原雪灾频数自北向南增加,高值区主要集中在喜马拉雅山脉北坡及嘉黎地区,累计发生雪灾80～105次,青海西北部及东部农业区在10次以下。多雪灾年,对流层中高层,极地至亚洲中高纬地区高度场整体偏低,亚欧中高纬位势高度异常自西到东呈现“+-+”配置,为典型两脊一槽型,乌拉尔山槽区引导冷空气南下,高原上空为异常中心,中低层,高原上为异常气旋性环流,加之贝湖附近异常反气旋影响,西北太平洋的东风湿润气流和孟加拉湾异常反气旋顶部西南偏西暖湿气流在高原上空辐合,降雪量增多;少雪灾年,亚欧中纬地区自西到东呈现“-+-”配置,为典型两槽一脊型,青藏高原受脊前西北气流系统控制,无明显水汽输送至高原地区,降雪量减少。（3）冬半年,高原雪灾频数与热带海表温度异常有显着的统计关联。GEFA诊断显示赤道中东太平洋El Ni（?）o型（TP1）海温异常和热带印度洋海温偶极子模态（IOD）对雪灾频数变化的贡献在45%以上,其中TP1贡献为23.8%。当赤道太平洋或热带印度洋SSTA有TP1或IOD型正位相的海温强迫时,雪灾频数分别增加3.6、3.9次。El Ni（?）o发生时,对流层中高层“+-+”环流形式加强,中高纬乌拉尔山地区为异常高压,贝湖以北及我国均为异常低值区,西北太平洋面上存在异常高值中心,东亚大槽偏弱、偏西,高原西部存在低值中心。IOD正位相时,中低层的水汽输送加强:欧亚大陆中高纬为异常反气旋,伊朗高原至我国东部为异常气旋,西北太平洋湿润东风气流在中高纬异常反气旋作用下进入高原北部,阿拉伯海暖湿气流在南海-孟加拉湾-印度洋异常反气旋作用下经伊朗高原输送至高原南部,高原上空水汽增加,对流加强;两关键海域的共同作用,促使气流在高原辐合,利于高原降雪发生。（4）ECHAM5模式敏感性试验结果表明,赤道中东太平洋El Ni（?）o型海温异常在对流中高层强迫一Rossby波列,位势高度异常从热带太平洋向北到中纬度太平洋,向西到东亚大陆,再到印度半岛为正-负-正-负的环流型态,其与控制降雪多年的环流异常型相似。这样的环流型使东亚大槽减弱,东亚异常反气旋南侧的异常东风与来自北印度洋偏南风在高原辐合,有利于降雪发生。印度洋偶极子型正位相海温异常强迫作用,使对流层中高层,来自西伯利亚异常反气旋东侧的干冷空气与西北太平洋异常东风的湿润气流进入高原,易在高原产生降雪。
高英健,任保华,郑建秋,潘云峰[5]（2020）在《增温停滞背景下黑潮与湾流区域潜热通量年代际趋势变化差异及其成因分析》文中研究说明本文使用美国伍兹霍尔海洋研究所发布的客观分析海气通量项目数据集及日本海洋科学技术中心的Ishii次表层温盐数据,利用经验正交函数分析方法、小扰动展开、线性回归、海水热力学方程2010等方法,主要研究在增温停滞背景（1979～2000年,升温阶段;2001～2013年,停滞阶段）下,北半球两支西边界流区域即黑潮及其延伸区域（简称黑潮区域）和墨西哥湾流区域（简称湾流区域）海表潜热通量的年代际趋势转变和影响因子,以及内部热含量的年代际变化。结果表明,两支西边界流在增温停滞背景下都发生了年代际尺度的趋势反转,而反转的时间节点以及前后的反转趋势都不相同:黑潮区域潜热通量年代际趋势于2001年左右由正转负;而湾流区域潜热通量年代际趋势于1993年左右由负转正。其影响因子在前后阶段也有不同:通过影响海表饱和比湿进而影响海气比湿差,海表温度是影响黑潮区域全时间段以及湾流区域1993～2013年时间段潜热通量变化的主要因素;而风速通过直接的影响以及对空气湿度的影响也会对潜热通量变化产生间接影响,主要在湾流区域的1979～1992年时间段体现。黑潮及湾流区域0～1000 m海水热含量的年代际变化同样存在差异:黑潮区域表层热含量年代际变化同混合层一致;湾流区域表层热含量年代际变化同深层相异,而表层以下的变化较为一致;两个区域的深层热含量变化都体现了增温停滞的现象,黑潮区域可能存在下层至上层的影响;而湾流区域可能存在上层至下层的影响。黑潮与湾流区域表面的差异可以归结为海洋与大气因素的影响差异,而内部热含量年代际变化的垂直差异可能归结为两区域的结构差异。增温停滞对两区域的变化影响显着,而区域的变化可能存在对增温停滞的反馈。
张璐[6]（2020）在《青藏高原中东部地表感热趋势转折特征及与不同阶段海温异常的联系》文中研究表明本文利用1982-2018年卫星遥感归一化地表植被指数（NDVI）资料结合台站资料计算了青藏高原（以下简称高原）70个站逐日地面感热通量序列,首先利用旋转经验正交函数（REOF）分解方法对高原感热通量进行气候分区,接着利用气候变化趋势转折判别模型（PLFIM）分析了高原四季及年平均4个分区和70个站点的感热通量趋势转折特征,并利用多元线性回归方差分析方法定量研究了地气温差和地面风速对感热变化的相对贡献,最后讨论了气候背景场对高原感热趋势转折的可能影响以及不同阶段春季感热变化主模态与海温外强迫的联系。主要结论有:（1）高原年平均感热场可划分为4个气候区:Ⅰ区为高原北部区,Ⅱ区为高原东部区,Ⅲ区为高原西南区,Ⅳ区为高原东南区。整体来看,高原冬、春和夏季及年平均感热均在2001年发生趋势转折,秋季稍早为2000年;分区域来看,不同季节感热均在Ⅱ区转折时间最早,Ⅲ区转折时间最晚;分季节来看,春季Ⅱ区转折时间最早（1997年）,冬季Ⅲ区最晚（2004年）。（2）高原感热趋势转折前,地气温差对冬季感热的变化有主要贡献,地面风速对夏季感热变化有主要贡献,春、秋季和年平均感热的变化受地气温差和地面风速的共同影响;转折后,地气温差对各季节感热变化的贡献率明显增强。高原感热通量趋势转折的关键区主要分布在Ⅱ区和Ⅲ区。（3）在大气环流背景场上,2000年之前,北半球中纬度（25-40°N）西风急流偏弱且急流轴位置偏南,同时高原北（南）部到高（低）纬度地区温度均异常偏高（低）,经向温度梯度和气压梯度减小,从而使得这一时期高原地面风速持续减小,高原感热呈逐年下降趋势;2000年之后与之前相反,高原风速的减小趋势在这一时期得到缓解,并逐渐转变为增加趋势,进而造成了高原感热变化趋势的转折。（4）高原春季感热趋势转折前,感热的“全场一致型”主要受ENSO的调制作用,其中以Nino3区的海温异常关系最为显着,春季感热的一致型变化多发生在厄尔尼诺的发展阶段;转折后,高原感热“南北反相”型变化主要受北大西洋三极型海温异常NAT的调制,春季感热“北强南弱”对应北大西洋NAT的负位相并自冬到春逐渐增强。
曾剑[7]（2020）在《夏季风影响过渡区陆面能量交换及其对季风湿润指数的响应研究》文中指出陆面能量交换是联系陆地和大气两个系统之间的关键纽带,驱动着陆地上的大气运动,是理解天气和气候变化的重要方面。夏季风影响过渡区是我国夏季风向中纬度西风带过渡的区域,是冷干与暖湿气团的频繁交汇地带;该区气候变化的影响因素复杂,气候的动态性最明显,但是夏季风对该区域的影响无疑是最为重要的因素之一。最近几十年我国夏季风总体处于持续减弱的阶段。在此背景下,夏季风影响过渡区面临着干旱化和荒漠化的压力,并且这种气候环境变化趋势也正在驱动该地区的陆面能量交换特征发生显着变异。因此,十分有必要深入研究陆面能量交换对夏季风的响应。本文首先构建了用于描述夏季风过渡区夏季风活动的季风湿润指数,接着分析了该区域陆面能量通量的时空特征;在此基础上研究了陆面能量通量交换对夏季风的响应特征及其响应机制。得到以下主要结论:（1）夏季风活跃度的定量描述。本文基于比湿阈值构建了一个能够反映过渡区内夏季风活跃度的夏季风湿润指数（HI）。这些比湿阈值能够描述东亚夏季风的季节性迁移。新构建的HI指数可以准确表征过渡区内与东亚夏季风相关的大气湿度状况,而且还能够捕捉到我国夏季降水的主导模态。因此,HI能够准确衡量夏季风过渡区内的夏季风活跃度。从年代际看,1980s夏季风过渡区内夏季风活跃度偏低（即HI偏小）,之后1990s活跃度有所增加,但是2000年后,夏季风活跃度再次处于较低的状态。HI能够反映夏季风环流的异常,与西太平洋副热带高压和东亚副热带西风急流的显着异常之间存在显着相关性,而西太平洋副热带高压和东亚副热带西风急流控制着过渡区内夏季风水汽输入。从更大尺度而言,这些环流异常与ENSO有关。相关分析表明,高（低）HI往往发生在ENSO的冷（暖）期,伴随着暖向冷（冷向暖）的状态转变。HI和ENSO之间的联系可以通过两种可能的机制解释。一种是高层纬向风异常波列传播。通过热成风平衡和涡动驱动的平均经向环流,纬向风异常波列能够将与ENSO相关的纬向风异常向北传播到过渡区。另一种机制涉及印度夏季风和中纬度环球遥相关。当印度夏季风与ENSO之间的相互作用活跃时,ENSO可以通过印度夏季风和中纬度环球遥相关对过渡区的湿度产生影响。（2）夏季风影响过渡区陆面能量交换的时空特征。首先,夏季风影响过渡区内潜热通量在空间上表现出明显的过渡特征,由过渡区之外的相对均衡状态进入到过渡区内的‘快速转换’,而且这种过渡特征在夏季更加突出。但是感热通量的过渡特征较弱,且仅在夏季出现。其次,陆面能量交换在东西和南北方向都表现出“阶梯型”的变化特征,表明陆面能量交换具有明显的区域特征。从年际尺度而言,夏季风过渡区内潜热通量总体上表现出上升趋势,而感热通量表现出减弱趋势。在20世纪末陆面能量通量经历了一次显着的年代际波动;在波动之前,潜热和感热通量的变化与夏季风活动的强度密切相关,之后则更多受人类活动的影响。（3）陆面能量通量对夏季风湿润指数HI的响应特征。感热通量对HI的响应空间特征为东西向的“+-+”型,表现出纬向的空间差异,即黄土高原区、华北区以及东北区三大气候区域之间的差异,表明感热通量对夏季风湿润指数的响应带有气候背景的烙印。潜热通量对HI的响应空间特征为“±”型,表现为经向的空间差异,即过渡区北部和南部之间的差异,这跟夏季风影响程度的空间分布是一致的。从这个角度而言,潜热通量对夏季风湿润指数的响应最为直接。而且,这种响应空间型与陆面能量通量的主导EOF空间模态、强弱季风年的差异空间型一致。（4）陆面能量通量响应夏季风湿润指数的主要机制。响应机制涉及净辐射和土壤湿度、近地层温度和比湿垂直梯度dt和dq以及生物物理特性参数三个方面。HI首先会影响土壤湿度,这一方面直接影响陆面能量交换,另一方面会影响植被生态系统,植被生物物理特性随之变化。土壤湿度和植被生物物理特性的改变会调节陆面能量交换的限制因子;这使得陆面能量交换与近地面垂直温湿梯度和植被生物物理特性的关系发生变化,最终改变陆面能量通量。在净辐射一定情况下,植被生态物理特性显着相关于土壤湿度以及dt和dq,即土壤湿度的变化会引起植被生态物理特性的变化,进而影响dt和dq。但是在土壤湿度一定的情况,植被生物物理特性与dt和dq的关系很弱;即净辐射的变化,并不能引起冠层物理特性的规律性变化。但是,土壤湿度对植被生态物理特性变化的解释度以及植被生态物理特性对dq的解释度都受到夏季风强度（即HI）的调控;夏季风湿润指数越大,解释度也就越低。在强夏季风年,夏季风过渡区内降水增多,土壤湿度偏高;此时,冠层耦合指数Ω偏大,大气与冠层之间的耦合强度减弱,使得陆面能量交换更多依赖于净辐射,陆面能量通量表现出能量限制型的特征,与植被特性参数的关系减弱。反之,降水减少,土壤偏干;此时,冠层耦合指数Ω偏小,冠层与大气之间的耦合加强,陆面能量通量对饱和水汽压差（土壤湿度）的依赖增强,陆面能量交换表现出土壤湿度限制的特征,与植被特性参数的关系增强。因此,陆面能量通量通过土壤湿度以及冠层物理特性的变化来响应HI。
陈瑞莹,何卓琪,王卫强,高郭平[8]（2019）在《赤道印度洋上层环流辐合辐散的年际变异成因分析》文中指出印度洋上层海气相互作用对印度洋和太平洋气候系统有重要影响。目前针对印度洋气候态环流特征已有较为全面的研究,但针对印度洋环流的年际变化及其季节性差异的特征分析和具体作用机制,仍缺乏深入的研究。本文利用1979—2007年Simple Ocean Data Assimilation（SODA）再分析资料研究了赤道印度洋表层辐合辐散的年际变异及其季节依赖性。结果表明,以赤道为中心,印度洋上层异常海流,在经向上形成显着的辐合（辐散）现象,究其原因主要是赤道纬向风异常形成的Ekman流所导致。进一步分析表明,热带印度洋异常纬向风的成因与太平洋-印度洋的热力强迫过程作用有关,并且不同的热力强迫过程呈现出显着的季节差异性。此热力强迫过程,具体可分为3种类型:第一类是太平洋纬向海表热力差异的遥强迫作用,主要发生在冬末春初,热带太平洋的纬向热力差异通过调节Walker环流,在印度洋激发出一个异常的次级环流,对应的大气低层形成纬向风异常;第二类是东-西印度洋海表热力差异的局地强迫作用导致的局地环流,使赤道印度洋上空形成纬向风异常,此过程在春末夏初较为显着;第三类是太平洋-印度洋热力差协同作用的结果,使赤道印度洋盛行异常的纬向风,此过程在秋季起主导作用。
周晓晔[9]（2019）在《东亚夏季降水对厄尔尼诺衰减的不同响应》文中认为在厄尔尼诺峰值之后的夏季,东亚夏季风表现出显着的变化。然而,这种“延迟”的响应是多变的,我们很难准确预测。在本文中,我们将厄尔尼诺事件分为早转变和迟转变两种,重新讨论了这个问题。在早转变厄尔尼诺衰减年夏季,中东太平洋转变成拉尼娜状态,中国东部大部分地区出现降水正异常。相比之下,在迟转变厄尔尼诺衰减年夏季,中东太平洋海表面温度维持在中性或略高于正常值;相应地,东亚降水异常呈现出一种显着的三极型结构,即长江-淮河流域降水正异常,中国南部和北部降水负异常。这些不同的降水响应主要与西北太平洋上空的异常反气旋的不同的位置有关:在迟转变厄尔尼诺衰减年,反气旋的中心位于东经165°,北纬25°,但在早转变厄尔尼诺衰减年,其中心位于东经135°,北纬16°。在研究中,我们定义了一个异常反气旋-海表温度反馈机制,该反馈由西北太平洋冷却和北印度洋增暖之间的海表温度偶极模态与西北太平洋异常反气旋构成。在迟转变厄尔尼诺衰减事件中,西北太平洋异常反气旋的维持主要依靠该反馈。但在早转变厄尔尼诺事件中,该反馈较弱,反气旋的维持主要归因于北印度洋的增暖部分,同时,赤道西太平洋强劲的东风异常,将西赤道太平洋至海洋大陆的降水偶极模态与中东太平洋冷却紧密联系了起来,维持了该反气旋的发展,并使其位置向赤道偏移。基于长时间尺度的数据集发现,这些显着的响应同样存在于上一个世纪,且CMIP5的耦合模式模拟也得到了相似的结果,但在迟转变厄尔尼诺事件中,模式模拟的异常反气旋-海表温度反馈被低估了。这些发现有助于我们更好地预测厄尔尼诺次年东亚夏季风降水,其关键是准确预测厄尔尼诺衰减的时间。
李腾[10]（2019）在《南海北部真光层颗粒有机碳输出通量的遥感估算研究》文中研究说明真光层颗粒有机碳（Particulate Organic Carbon,POC）输出通量代表了海洋“生物泵”的固碳能力,是衡量海洋生态系统对大气二氧化碳浓度调控的重要参数。然而,目前全球海洋POC输出通量估算结果仍然具有较大的不确定性（与每年人为CO2的排放量相当）。其中,边缘海POC输出通量的不确定是全球海洋POC输出通量估算结果变动较大的重要原因。南海是西太平洋最大的边缘海,自上世纪80年代始,借助沉积物捕获器或者同位素示踪剂(234Th)方法,已有部分POC输出通量的估算结果。受限于实测数据较小的空间覆盖率,南海POC输出通量估算结果仍然存在较大的不确定性。此外,短时采样的实测数据无法满足对南海POC输出通量长时序变化研究的需求。借助遥感大范围、长时序的观测优势,有助于在长时间尺度上,定量的评估气候变化背景下南海浮游植物固碳能力（真光层POC输出通量）的变动,进而为全球边缘海碳循环提供指示意义。本文主要研究结果如下:（1）南海北部真光层POC输出效率的时空分布及其调控机制分析南海北部陆架（水深50-200m）和海盆区（水深>200m）年平均真光层POC输出效率约为0.37和0.24。空间分布上,POC输出效率的高值主要分布在近岸、靠近珠江口冲淡水区域和陆架海区,随着水深的增加整体呈下降趋势。季节分布上,南海北部平均POC输出效率在秋季最高,其次是春季和夏季,冬季最低。初级生产力（NPP）对南海北部陆架及海盆区POC输出效率呈不同的调控机制。陆架区真光层较浅（50m）且大粒径藻类（硅藻）较海盆多,浮游植物光合生产的增加可以显着提高陆架区POC输出效率。海盆区真光层深度较深100m,在真光层DOC输出、浮游动物摄食和NPP与POC输出的时间延迟等过程的调控下,浮游植物NPP的增加反而会引起POC输出效率的降低。（2）南海北部陆架区POC输出通量的遥感估算观测数据表明,南海北部陆架真光层POC输出通量与POC储量（IPOC）具有显着的相关性,可以在实现陆架区IPOC准确反演的基础上,对POC输出通量进行定量估算。准确的海表POC浓度数据和POC剖面结构模型是IPOC估算的前提条件。本研究在陆架区建立了基于遥感颗粒后向散射(bbp)产品的海表POC浓度反演方法。陆架区POC浓度与实测660nm颗粒衰减系数（cp660）显着相关。基于cp660的剖面分布特征,陆架POC剖面在春季和夏季随深度线性递增;秋季和冬季整体呈混合均匀分布结构。另一方面,陆架区IPOC可以表征为海表POC浓度的幂函数（拟合r2～0.8）,且验证结果表明,基于海表POC浓度的IPOC估算结果与观测结果一致性较好（均方根误差较小）。在IPOC遥感估算的基础上,对陆架区POC输出通量的时空分布特征进行分析:空间分布上,内陆架海区,在夏季和冬季会部分受到陆源POC输入的影响,POC输出通量较高;随着深度的增加,外陆架海区POC输出通量显着下降。陆架区POC输出通量整体<100mmol·m-2·d-1。季节平均上,春、夏、秋和冬季POC输出通量遥感估算结果平均为11.24±9.46,14.59±13.30,40.92±27.52,21.50±17.06 mmol·m-2·d-1,与观测结果相对偏差<36%。年平均尺度上,反演结果与观测结果分别为21.70和18.32mmol·m-2·d-1,相对偏差约18.45%。（3）基于半解析食物网模型的南海北部真光层POC输出通量的遥感估算南海北部海盆初级生产力与POC输出效率之间的负相关关系决定了全球经验类POC输出通量估算方法在南海的不适用性。而食物网模型在定量估算POC输出通量的同时,可以更好的解析POC输出的调控机制。验证结果表明,基于食物网模型的POC输出通量遥感估算结果在陆架及海盆区都与观测结果呈较好相关性。采用经验阈值及线性拟合修正后,年平均尺度上,陆架及海盆年平均POC输出通量反演结果分别为21.64和6.46mmol·m-2·d-1,相对偏差<8.04%。此外,使用2004-2005年航次海盆区的独立验证数据集对反演结果进行验证,结果显示年平均反演结果相对偏差～24%。大面平均遥感反演结果表明,南海北部海区POC输出通量在冬季最高,春、秋季次之,夏季最小。相对于大粒径藻类及其聚合物的直接下沉输出,浮游动物摄食代谢输出（尤其是对小粒径藻类的摄食输出）是南海北部POC输出的主要控制过程。总体而言,基于食物网模型的POC输出通量遥感反演方法可以较好的表征南海北部海区真光层POC输出通量的季节、年际和空间变化特征,并且能够部分解释南海北部海区POC输出的主要调控过程。（4）气候变化背景下南海浮游植物固碳参数的长时序变化以吕宋海峡西部上升流海区及中部海盆区为代表海区,1998-2007年为研究时间段,使用食物网模型反演获得南海真光层POC输出通量产品,结合海表叶绿素浓度（Chla）、浮游植物粒径结构和初级生产力（NPP）等遥感产品,综合分析气候变化背景下南海浮游植物固碳参数的变化。季节变化方面,受冬季季风和浮游动物摄食延迟效应的影响,吕宋海峡西部上升流区POC输出通量在3月份和11月份出现高值,7月份最低;中部海盆POC输出通量受西南季风影响,在7-8月份达到一年中的高值。年际变化方面,1998-2007年间,除了受E1 Ni?o事件影响的1998年,南海浮游植物真光层POC输出通量相对保持稳定。此外,年平均尺度上,ENSO事件也会影响南海浮游植物固碳能力:E1 Ni?o事件发生时会减弱南海Chla、NPP和POC输出通量;La Ni?a事件会促进南海POC输出。同时,ENSO事件对南海POC输出通量调控的时间尺度也不一致:在吕宋海峡西部上升流海区,ENSO事件影响一年后的POC输出;而中部海盆区,ENSO事件影响半年后的POC输出。相对于传统碳循环研究,海洋碳循环遥感研究可以将微观的生物地球化学过程与遥感大尺度的宏观观测相结合。本研究结合观测数据和遥感产品,发现了初级生产力对南海北部陆架与海盆区POC输出效率的不同的调控机制。在食物网解析模型的基础上,建立了南海北部海区真光层POC输出通量的遥感估算方法体系。为研究气候变化背景下,南海浮游植物固碳的长时序变化提供了支撑。同时,遥感大尺度观测数据的研究结果还可以进一步推动微观尺度的生物地球化学过程研究,例如:1)海盆区初级生产与POC输出效率负相关的形成机制;2)食物网模型重要参数的区域化选择。鉴于目前水色遥感还无法直接获得POC的剖面信息,如何将数值模型、水色遥感及主动激光雷达遥感相结合,实现对POC输出通量3-D动态过程的解析,是后续需要进一步开展的研究方向。
二、中国的海气相互作用研究(1998-2002)（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、中国的海气相互作用研究(1998-2002)（论文提纲范文）
（1）洞庭湖流域各季节旱涝及其与大气环流和关键区海温的关系（论文提纲范文）
| 1 资料和方法 |
| 1.1 研究数据 |
| 1.2 研究方法 |
| 1.2.1 干旱指数及旱涝等级划分 |
| 1.2.2 区域旱涝指数 |
| 1.2.3 降尺度分析法 |
| 1.2.4 线性趋势分析 |
| 2 结果与分析 |
| 2.1 流域季节性旱涝异常的年际变化特征 |
| 2.2 流域旱涝异常与前期和同期全球海温关系 |
| 2.2.1 春季流域降水与前冬和同期全球海温关系 |
| 2.2.2夏季流域降水与前冬、前春和同期全球海温关系 |
| 2.2.3 秋季流域降水与前夏和同期全球海温关系 |
| 2.3 流域旱涝与关键海区和Ni?o3.4区SST的关系 |
| 2.3.1 流域Z指数与Ni?o3.4区SST的时滞相关性 |
| 2.3.2 流域Z指数与关键海区的关系 |
| 2.4 气象要素对关键海区与前期Ni?o3.4区SST变化的响应 |
| 2.4.1 春季气象要素对海温变化响应 |
| 2.4.2 夏季气象要素对海温变化响应 |
| 2.4.3 秋季气象要素对海温变化响应 |
| 3 结论与讨论 |
| 3.1 结论 |
| 3.2 讨论 |
（2）El Ni（?）o发展和衰退阶段夏季中国北部降水的水分及能量平衡诊断分析（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 研究现状 |
| 1.2.1 中国北部夏季降水年际变化特征的研究进展 |
| 1.2.2 El Ni(?)o发展阶段中国北部夏季降水异常的成因 |
| 1.2.3 El Ni(?)o衰退阶段中国北部夏季降水异常的成因 |
| 1.2.4 湿静力能(MSE)平衡方程应用的研究进展 |
| 1.3 研究中存在的问题 |
| 1.4 论文研究内容及章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 水汽方程 |
| 2.2.2 湿静力能方程 |
| 2.2.3 合成分析 |
| 2.2.4 事件选取 |
| 第三章 El Ni(?)o发展阶段夏季中国北部降水的诊断分析 |
| 3.1 中国北部降水异常的诊断分析 |
| 3.1.1 水汽及能量收支基本状况 |
| 3.1.2 动力效应 |
| 3.1.3 热力效应 |
| 3.1.4 对应的环流特征 |
| 3.1.5 热带太平洋El Ni(?)o的遥相关作用 |
| 3.2 不同型El Ni(?)o中国北部降水异常的诊断分析 |
| 3.2.1 不同型El Ni(?)o对应的降水异常和水汽及能量收支分析 |
| 3.2.2 东部型El Ni(?)o降水异常的动力及热力效应 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 El Ni(?)o衰退阶段夏季中国北部降水的诊断分析 |
| 4.1 中国北部降水异常的诊断分析 |
| 4.1.1 水汽及能量收支基本状况 |
| 4.1.2 动力效应 |
| 4.1.3 热力效应 |
| 4.1.4 对应的环流特征 |
| 4.2 不同型El Ni(?)o中国北部降水异常诊断分析 |
| 4.2.1 不同型El Ni(?)o对应的降水异常和水汽及能量收支分析 |
| 4.2.2 混合型El Ni(?)o降水异常的动力及热力效应 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 中国北部降水异常的热力及动力效应成因初探 |
| 5.1 El Ni(?)o年中国北部强降水异常诊断分析 |
| 5.2 El Ni(?)o年长江流域强降水异常诊断分析 |
| 5.3 中国北部与长江流域强降水异常热力效应差异的成因初探 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 问题与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
（3）厄尔尼诺/拉尼娜次年中国东部夏季降水多样性（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 ENSO与东亚降水的关系 |
| 1.2.2 与ENSO有关的西北太平洋异常反气旋的维持机制 |
| 1.2.3 中高纬大气环流对东亚降水的影响 |
| 1.2.4 ENSO分类对东亚降水的影响 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 本文的研究内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料、模式介绍 |
| 2.2 方法说明 |
| 2.2.1 厄尔尼诺/拉尼娜事件的挑选 |
| 2.2.2 K均值聚类分析方法 |
| 2.2.3 经验正交函数分解法 |
| 2.2.4 去除时间序列样本线性变化趋势 |
| 2.2.5 合成分析和信度检验 |
| 第三章 厄尔尼诺次年中国东部夏季降水多样性 |
| 3.1 中国东部的降水异常分布 |
| 3.2 西北太平洋异常反气旋的变化 |
| 3.3 维持西北太平洋异常反气旋的机制 |
| 3.3.1 与异常反气旋相关的海温变化 |
| 3.3.2 与异常反气旋相关的反馈 |
| 3.3.3 与反馈相关的三个指数 |
| 3.4 中高纬环流对夏季降水的影响 |
| 3.5 夏季降水的季节内迁移 |
| 3.6 CMIP5模式模拟的响应 |
| 3.7 本章小结 |
| 第四章 拉尼娜次年中国东部夏季降水多样性 |
| 4.1 中国东部的降水异常分布 |
| 4.2 西北太平洋异常气旋的变化 |
| 4.3 维持西北太平洋异常气旋的机制 |
| 4.3.1 与异常气旋相关的海温变化 |
| 4.3.2 与异常气旋相关的反馈 |
| 4.4 中高纬环流的影响 |
| 4.5 夏季降水的季节内迁移 |
| 4.6 CMIP5模式模拟的响应 |
| 4.7 本章小结 |
| 第五章 全文总结和讨论 |
| 5.1 全文总结 |
| 5.2 论文创新点 |
| 5.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简介 |
（4）青藏高原雪灾频数变化及其对海温异常强迫的响应（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 国内外研究进展 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 主要研究内容 |
| 1.5 各章内容安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.2 资料 |
| 2.3 技术方法 |
| 第三章 青藏高原雪灾影响要素的气候变化事实 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 气温时空变化特征 |
| 3.3 降水时空变化特征 |
| 3.4 积雪时空变化特征 |
| 3.5 本章讨论与小节 |
| 第四章 青藏高原雪灾指数及其变化特征 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 雪灾指数定义 |
| 4.3 雪灾变化趋势及区域性差异 |
| 4.4 典型多、少雪灾年份异常环流合成分析 |
| 4.5 本章讨论及小结 |
| 第五章 海温异常对雪灾变率强迫作用的诊断 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 海温强迫场的选取 |
| 5.3 雪灾频数对海温强迫作用的GEFA响应 |
| 5.4 关键SSTA模影响雪灾生成的可能过程 |
| 5.5 本章小结及讨论 |
| 第六章 海温异常对雪灾异常影响的敏感性试验 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 模式对大气环流模拟能力的评估 |
| 6.3 试验设计 |
| 6.4 海温异常对青藏高原雪灾异常的强迫效应 |
| 6.5 本章小结及讨论 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 特色及创新点 |
| 7.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（6）青藏高原中东部地表感热趋势转折特征及与不同阶段海温异常的联系（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 国内外研究现状 |
| 1.2.1 高原感热变化基本特征及趋势转折相关研究 |
| 1.2.2 高原感热相关气象要素变化特征研究 |
| 1.2.3 影响高原感热变化的可能原因研究 |
| 1.3 问题的提出 |
| 1.4 本文主要研究内容 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 经验正交函数(EOF)分解 |
| 2.2.2 气候变化趋势转折判别模型(PLFIM) |
| 2.2.3 线性回归分析 |
| 2.2.4 多元线性回归方差分析 |
| 第三章 高原感热趋势转折特征分析 |
| 3.1 高原感热的基本特征及气候分区 |
| 3.2 感热趋势转折基本特征 |
| 3.3 高原感热趋势转折的关键区 |
| 3.4 影响高原感热趋势转折的关键气象要素 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 气候背景场对高原感热趋势转折的可能影响 |
| 4.1 高原年平均感热空间特征分析 |
| 4.2 高原温度对全球变暖的响应 |
| 4.3 大气环流背景场对高原风速的影响 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 高原春季感热趋势转折前后主模态与不同海区海温异常的联系 |
| 5.1 高原春季感热时空特征分析 |
| 5.2 春季感热趋势转折前后与不同海区海温的联系 |
| 5.2.1 感热趋势转折前第一模态与ENSO的联系 |
| 5.2.2 感热趋势转折后第二模态与北大西洋NAT的联系 |
| 5.3 海温异常影响春季感热趋势转折前后模态的可能途径 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论和讨论 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 特色与创新 |
| 6.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（7）夏季风影响过渡区陆面能量交换及其对季风湿润指数的响应研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 科学意义和重要性 |
| 1.2 研究进展和综述 |
| 1.2.1 陆面观测试验研究 |
| 1.2.2 东亚夏季风活动定量描述研究 |
| 1.2.3 陆面能量通量对天气和气候变化的响应 |
| 1.2.4 东亚夏季风影响过渡区地理范围研究 |
| 1.3 拟研究的主要科学问题及论文结构 |
| 1.4 论文主要创新点 |
| 第二章 数据、方法和研究区域介绍 |
| 2.1 数据及处理 |
| 2.1.1 观测数据 |
| 2.1.2 ERA-Interim再分析数据 |
| 2.1.3 格点化FLUXNET数据集 |
| 2.1.4 气候格点数据集CRU |
| 2.1.5 其他格点数据集 |
| 2.2 主要方法介绍 |
| 2.2.1 陆面参数的计算 |
| 2.2.2 夏季风湿润指数的计算 |
| 2.2.3 正交分解法(EOF)和奇异值分解(SVD) |
| 2.3 研究区域介绍 |
| 第三章 夏季风湿润指数的构建及其与其他季风指数的比较 |
| 3.1 夏季风过渡区内夏季风活跃度的计算 |
| 3.2 水汽对夏季风的响应 |
| 3.2.1 水汽的平均季节变化 |
| 3.2.2 比湿阈值的挑选:比湿的季节尺度进退 |
| 3.2.3 比湿阈值的挑选:比湿与水汽输送的关系 |
| 3.2.4 过渡区夏季风湿润指数的演变 |
| 3.3 夏季风湿润指数HI其他夏季风指标的关系 |
| 3.3.1 夏季风湿润指数HI与夏季风北边缘的关系 |
| 3.3.2 夏季风湿润指数HI与东亚夏季风雨带的关系 |
| 3.4 与夏季风湿润指数HI有关的大气环流异常 |
| 3.5 夏季风湿润指数HI与 ENSO的联系机制 |
| 3.5.1 高层纬向风异常的全球分布 |
| 3.5.2 夏季风湿润指数HI与 ENSO之间的联系 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 夏季风影响过渡区陆面能量通量的时空特征 |
| 4.1 陆面能量空间特征 |
| 4.2 陆面能量随经度、纬度和海拔的变化 |
| 4.3 陆面能量的时间演变 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 陆面能量交换对季风湿润指数的响应特征 |
| 5.1 陆面能量交换的空间模态 |
| 5.2 陆面能量交换对夏季风活动的季节响应 |
| 5.3 对夏季风湿润指数HI的响应特征 |
| 5.4 高、低指数背景下的夏季陆面能量交换的差异特征 |
| 5.4.1 区域尺度的差异 |
| 5.4.2 单点观测的差异 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 陆面能量通量对季风湿润指数的响应机制分析 |
| 6.1 陆面能量通量与近地层温湿梯度的关系 |
| 6.2 陆面能量通量与地表可利用能量和土壤湿度的关系 |
| 6.2.1 土壤湿度和净辐射对陆面能量交换的影响 |
| 6.2.2 基于土壤湿度和净辐射的参数化分析 |
| 6.3 陆面能量通量与植被生物物理特性的关系 |
| 6.4 区域尺度上陆面能量通量与陆面水热因子的关系 |
| 6.5 讨论和小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 不足与工作展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（8）赤道印度洋上层环流辐合辐散的年际变异成因分析（论文提纲范文）
| 1 数据与方法 |
| 2 热带印度洋上层环流结构的年际变异特征 |
| 3 赤道印度洋表层异常辐合 (辐散) 的成因机制 |
| 4 典型案例分析 |
| 4.1 太平洋热力遥强迫过程 |
| 4.2 印度洋纬向热力差异的局地强迫作用 |
| 4.3 太平洋-印度洋热力的协同作用 |
| 5 结论 |
（9）东亚夏季降水对厄尔尼诺衰减的不同响应（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 东亚夏季风降水与ENSO的关系的研究进展 |
| 1.2.1 东亚夏季风降水与厄尔尼诺的关系 |
| 1.2.2 与ENSO相关的西北太平洋异常反气旋的发展和维持机制 |
| 1.2.3 厄尔尼诺的分类与东亚夏季降水的关系 |
| 1.3 研究内容和章节安排 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料、数据和模式说明 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 早转变、迟转变厄尔尼诺衰减事件的选取 |
| 2.2.2 用到的其他统计学方法 |
| 第三章 东亚夏季风对不同厄尔尼诺转变的响应 |
| 3.1 中国降水响应 |
| 3.2 西北太平洋异常反气旋(WNP AAC)的响应 |
| 3.3 印度-西太平洋的响应 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 与西北太平洋异常反气旋相关的两种反馈机制 |
| 4.1 两种厄尔尼诺的季节演变 |
| 4.2 两种反馈的季节演变 |
| 4.3 与西北太平洋异常反气旋相关的指数 |
| 4.4 显着性检验 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 长时间数据集和模式模拟的响应 |
| 5.1 长时间数据集的响应 |
| 5.2 东亚夏季降水对CMIP5 模式中早、迟转变厄尔尼诺事件的不同响应 |
| 5.3 东亚夏季降水对早、迟转变厄尔尼诺衰减模式的不同响应 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 文章创新点 |
| 6.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简介 |
（10）南海北部真光层颗粒有机碳输出通量的遥感估算研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.1.1 气候变化与碳循环 |
| 1.1.2 海洋固碳与POC输出通量 |
| 1.1.3 边缘海POC输出通量的遥感估算 |
| 1.2 研究现状分析 |
| 1.2.1 POC输出通量的控制机制 |
| 1.2.2 POC输出通量相关参数的遥感估算 |
| 1.2.3 南海POC输出通量研究 |
| 1.3 研究思路与技术路线 |
| 1.3.1 研究目标与关键科学问题 |
| 1.3.2 研究思路及论文框架 |
| 第二章 研究区域、数据与方法 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.1.1 水文、气候及地貌特征 |
| 2.1.2 浮游植物特征 |
| 2.2 研究数据 |
| 2.2.1 航次简介 |
| 2.2.2 生化参数采样与分析 |
| 2.2.3 遥感及模式数据 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 初级生产力遥感反演 |
| 2.3.2 浮游植物粒径遥感反演 |
| 第三章 南海北部POC输出效率及调控机制分析 |
| 3.1 数据与方法 |
| 3.1.1 使用数据 |
| 3.1.2 POC输出通量遥感估算方法 |
| 3.2 统计法POC输出通量遥感反演算法的适用性分析 |
| 3.2.1 时间延迟效应的判断 |
| 3.2.2 POC输出通量遥感反演结果验证 |
| 3.2.3 POC输出效率遥感反演结果验证 |
| 3.3 POC输出效率及其调控机制分析 |
| 3.3.1 POC输出效率的时空分布特征 |
| 3.3.2 POC输出效率与初级生产力的相关性分析 |
| 3.3.3 POC输出效率调控机制分析 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 基于储量的POC输出通量遥感估算 |
| 4.1 数据与方法 |
| 4.2 海表POC浓度及真光层POC储量标准遥感产品验证 |
| 4.2.1 NASA海表POC浓度遥感产品验证 |
| 4.2.2 Globcolour真光层POC储量遥感产品验证 |
| 4.3 南海北部陆架区POC储量的遥感估算 |
| 4.3.1 陆架区海表POC浓度的遥感反演 |
| 4.3.2 真光层POC剖面结构 |
| 4.3.3 真光层POC储量遥感估算 |
| 4.4 南海北部陆架区POC输出通量的遥感估算 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 基于食物网模型的POC输出通量遥感估算 |
| 5.1 数据与方法 |
| 5.2 食物网模型POC输出通量反演与验证 |
| 5.2.1 食物网模型 |
| 5.2.2 模型输入参数的时空分布特征 |
| 5.2.3 POC输出通量时空分布特征 |
| 5.2.4 反演结果验证 |
| 5.3 食物网模型POC输出通量遥感反演的影响因素分析 |
| 5.3.1 敏感性分析 |
| 5.3.2 初级生产力 |
| 5.3.3 浮游植物含碳量 |
| 5.3.4 浮游植物粒径结构 |
| 5.3.5 物质传递效率参数 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 南海典型区域POC输出通量的长时序变化分析 |
| 6.1 数据与方法 |
| 6.2 浮游植物固碳参数的长时序变化分析 |
| 6.2.1 典型区域选取 |
| 6.2.2 季节变化特征 |
| 6.2.3 年际变化特征 |
| 6.2.4 长时序变化特征 |
| 6.3 气候变化对浮游植物固碳参数的影响 |
| 6.3.1 环境因子对典型海区浮游植物固碳参数的影响 |
| 6.3.2 ENSO事件对典型海区POC输出通量的影响 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 论文创新点 |
| 7.3 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 作者在学期间取得的学术成果 |
| 附录A 数据集 |
四、中国的海气相互作用研究(1998-2002)（论文参考文献）
- [1]洞庭湖流域各季节旱涝及其与大气环流和关键区海温的关系[J]. 刘仲藜,章新平,黎祖贤,贺新光,关华德. 热带地理, 2021(05)
- [2]El Ni（?）o发展和衰退阶段夏季中国北部降水的水分及能量平衡诊断分析[D]. 刘淑杰. 南京信息工程大学, 2021
- [3]厄尔尼诺/拉尼娜次年中国东部夏季降水多样性[D]. 章雯. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [4]青藏高原雪灾频数变化及其对海温异常强迫的响应[D]. 刘彩红. 南京信息工程大学, 2020
- [5]增温停滞背景下黑潮与湾流区域潜热通量年代际趋势变化差异及其成因分析[J]. 高英健,任保华,郑建秋,潘云峰. 大气科学, 2020(04)
- [6]青藏高原中东部地表感热趋势转折特征及与不同阶段海温异常的联系[D]. 张璐. 南京信息工程大学, 2020
- [7]夏季风影响过渡区陆面能量交换及其对季风湿润指数的响应研究[D]. 曾剑. 兰州大学, 2020(01)
- [8]赤道印度洋上层环流辐合辐散的年际变异成因分析[J]. 陈瑞莹,何卓琪,王卫强,高郭平. 海洋与湖沼, 2019(04)
- [9]东亚夏季降水对厄尔尼诺衰减的不同响应[D]. 周晓晔. 南京信息工程大学, 2019(03)
- [10]南海北部真光层颗粒有机碳输出通量的遥感估算研究[D]. 李腾. 国防科技大学, 2019(01)