一、南极臭氧浓度再次降低（论文文献综述）
严晓瑜,杨苑媛,纳丽,缑晓辉,龚晓丽,邓敏君,杨亚丽[1]（2021）在《银川紫外辐射特征及TUV模式适用性研究》文中提出利用2013—2019年银川紫外观测数据,分析了银川紫外辐射变化特征,基于TUV模式,结合云光学厚度、云顶高度、气溶胶光学厚度、单次散射反照比、波长指数、臭氧柱浓度和NO2柱浓度等遥感资料,研究了TUV模式在银川紫外辐射模拟中的适用性.结果表明,银川多年年平均紫外辐照度为8.7 W·m-2,7月最高为17.7 W·m-2,1月最低为3.1 W·m-2,13:00前后达到日最大值;不同参数输入方案下TUV对银川紫外辐照度随时间变化趋势的把握能力均较好,但平均值和标准差都普遍存在高估现象,2—5月TUV模拟效果最差,1月和6—10月模拟效果较好,11和12月模拟效果最好;模拟层数的增加不能有效提高模拟精度,改善TUV模拟效果;TUV模式模拟误差随着云光学厚度、相对湿度的减小及臭氧柱浓度、云顶高度的增加而增大;TUV对日照时数小于10 h时的紫外辐照度的模拟效果较日照时数大于10 h时好;PM10浓度为0～50μg·m-3时TUV模拟均方根误差最小.
李紫微[2]（2021）在《京津唐地区近地面臭氧反演与时空分布特征分析》文中认为随着城市化与工业化的推进,我国城市人口不断增加、交通规模持续扩大,造成我国城市空气污染状况越来越严重,城市污染问题越来越突出。近年来,由于光化学烟雾污染导致的O3污染问题在中国的东部城市频繁发生,O3逐渐成为影响城市空气质量的首要污染物。为探究京津唐地区近地面O3污染特征及时空变化趋势,本研究以2016-2019年京津唐地区（北京、天津、唐山）为研究对象,结合研究区地面监测站点O3浓度与卫星遥感臭氧柱总量数据,采用BP神经网络、极限学习机（ELM）、支持向量机（SVM）对京津唐地区的近地面O3进行预测与评估。然后,在模型预测结果的基础上,分别从时间、空间两个角度,对京津唐地区近地面O3浓度的年、月、日、小时变化,以及臭氧区域分布展开分析。最后,结合气象站点数据中的温度、日照时数、风速、气压、相对湿度,以及PM2.5、NO2等影响因素,系统地分析了它们与近地面O3浓度之间的相互作用关系。研究表明:（1）在建立的近地面O3预测模型中,BP模型通过网络迭代不断调整连接权重,使输出误差最小,其精度与可靠性要优于ELM和SVM,训练与预测的决定系数R2均为0.9左右,但模型训练过程相对较长。（2）2016-2019年,京津唐地区O3年平均浓度中,北京最高、天津增加速度最快;京津唐近地面O3月变化规律相同,具有典型的季节变化特征,呈“双峰型”分布;夏季O3浓度最高,冬季最低;小时O3浓度变化趋势相似,一般呈“单峰型”变化,每日清晨O3浓度最低,夜晚最高。（3）京津唐研究区O3分布整体以天津为低值中心向四周逐渐升高,北京显着高于天津和唐山,且2016-2019年期间,京津唐研究区O3浓度均表现出明显增加趋势,天津增速最快。（4）温度、日照时数、气压对近地面O3浓度的影响最为显着,温度越高、日照时数越长、气压越低,O3浓度就越高;夏季较高的相对湿度会抑制O3产生;臭氧与风速的相关性不大;高PM2.5浓度可有效降低大气中O3含量;臭氧产生过程中伴随NO2的消耗。基于BP神经网络的近地面O3反演能够科学、有效地实现地面空气质量的精确评估,为城市空气污染的预测、预防与治理提供技术支持和科学依据。
冶磊,卞林根,汤洁,丁明虎,郑向东,高志球[3]（2017）在《南极大陆沿岸地面臭氧损耗事件的研究》文中研究指明利用南极大陆沿岸中山站2008—2013年的地面臭氧连续观测数据和相关资料,对地面臭氧损耗事件（ODE）进行研究。结果显示,春季南极中山站常发生臭氧损耗事件。在该事件发生期间,气象要素有明显的突变过程,包括气温明显下降,风向由偏东风转变为偏北风,风速随之下降。来自海冰区的偏北风增多,风速很小,使臭氧浓度维持在较低水平。地面臭氧损耗事件主要与南极沿岸海冰区的活性溴（BrO）浓度有关。春季南极大陆沿岸海冰冻融过程中形成的冰间水道和冰间湖,在低温的作用下会再次冻结,形成薄冰和霜花。卫星资料能够观测到薄冰区释放的活化海盐溴高浓度区,活性溴与臭氧发生化学反应形成地面臭氧损耗事件。臭氧损耗现象是在未受到人为影响的自然状态下发生的,与中高纬度地区光化学反应导致臭氧消耗有所不同。
冶磊[4]（2017）在《南极地面臭氧的本底特征及其影响因素》文中进行了进一步梳理地面臭氧作为重要的大气氧化剂、温室气体、污染物,与气候变化和环境问题密切相关。南极地区受人类活动影响很小,被视为全球大气本底,是大气成分观测的理想地区。在第四次国际极地年（2007/2008）期间,我国在中山站建立大气本底监测点,实现对大气成分的连续观测。利用中山站2008-2013年的地面臭氧连续观测数据、气象数据和其他相关资料,先对地面臭氧数据进行质量控制,对中山站地面臭氧浓度的本底特征和季节变化及其影响因素进行了初步的分析和研究,同时将中山站地面臭氧资料与南极和全球其他站点的资料进行对比分析,并对中山站春季发生的臭氧损耗事件（Ozone Depletion Episode,ODE）进行研究,主要结果如下:在不同风向和风速条件下,中山站地面臭氧浓度变化较小,说明中山站地面臭氧浓度受局地污染源排放的影响很小,能够代表东南极大陆沿岸的臭氧本底浓度。中山站地面臭氧浓度具有显着的季节变化,月平均浓度最高值出现在冬季7、8月,最低值出现在夏季12、1月,月平均变化范围在15-35 ppb之间。在春季和秋季地面臭氧浓度与紫外辐射（UVB）呈显着的负相关,且极夜期间地面臭氧浓度比极昼期间高1～2倍,说明在南极光化学作用对臭氧的破坏占主导地位。南极受人类活动影响很小,是研究全球地面臭氧浓度变化趋势的理想区域。中山站与南极沿岸其他站点地面臭氧有相同的季节变化,最高值在冬季,最低值在夏季,月平均浓度的变化范围在15-35 ppb之间。南极各站的年平均地面臭氧浓度的年际变化范围均为1-2 ppb,沿岸各站的年平均地面臭氧浓度空间差异不大,约为2 ppb。全球不同区域地面臭氧站点比较,北半球站点地面臭氧浓度明显高于南半球,南半球站点地面臭氧有明显的季节变化,北半球地面臭氧浓度随站点纬度而变化,南半球站点臭氧水平较为接近,这可能与北半球的人为臭氧源多于南半球有关。南极站点资料表明南极沿岸地区春季发生臭氧损耗事件（ODE）,即地面臭氧浓度快速下降,并持续一段时间后恢复的过程。春季南极中山站常发生ODE。在ODE期间气象要素有明显的突变过程,主要特点是温度下降,来自海冰区的偏北风增多,风速很小。ODE主要与南极沿岸海冰区的活性溴（BrO）浓度有关。春季南极大陆沿岸海冰冻融过程中形成的冰间水道和冰间湖,在低温的作用下会再次冻结,形成薄冰和霜花。卫星资料能够观测到薄冰区释放的活化海盐溴高浓度区,活性溴族与臭氧发生化学反应过程形成ODE。其现象是在未受到人为影响的自然状态下发生的,与中高纬度地区光化学反应导致臭氧消耗有所不同。
白开旭[5]（2015）在《全球大气臭氧总量变化趋势及其区域气候影响机制研究》文中研究说明臭氧,作为大气成分中的一种微量气体,对太阳发出的高能紫外辐射具有强烈吸收作用,从而成为保护地球上人类和其他生命体健康的重要屏障。工业革命后,随着人类对氟氯烷烃等化学物质的大量使用,臭氧与此类物质在紫外线的照射下发生光化学反应,造成高空臭氧大量消耗,从而形成了大面积的臭氧稀薄区。此现象在南半球极区尤为严重,部分区域臭氧几乎完全消失,形成了着名的“臭氧空洞”效应。臭氧空洞的出现,不仅造成了大量高能紫外辐射到达地表,对人类和其他生命体健康造成威胁。同时,臭氧的大量消耗改变了区域辐射收支平衡,进而导致区域气候的改变。随着蒙特利尔等协定的顺利实施,大气臭氧层在全球也开始逐步出现恢复态势,该恢复将导致新一轮的区域气候变化。因此,分析全球大气臭氧总量的长期变化趋势、预测未来大气臭氧总量的时空变化特征、探究大气臭氧总量变化对区域气候变化的影响机制,将对准确预测未来全球及区域气候变化并制定合理的气候变化应对措施具有重要的指导意义。针对上述内容,本论文开展了相关科学研究,并取得了一定的进展与突破。主要研究结果与结论如下：1)多源卫星紫外遥感反演的大气臭氧总量数据间存在显着的非线性和非稳态偏差,且此类偏差存在明显的季节和纬度分异。为了去除多源卫星遥感反演大气臭氧总量数据间的非线性和非稳态偏差,本研究基于累计分布函数匹配的原理,设计了一种能够高效去除此类偏差的误差订正算法。结果显示,该算法能够对观测到的非线性偏差进行有效订正,从而大幅提升多源卫星遥感大气臭氧总量数据间的一致性；2)为了分析全球大气臭氧总量在1979-2015年间的长期变化趋势,本研究选取了一种具有自适应特征的时间序列分析工具-Singular Spectrum Analysis,用以提取各个格点臭氧总量的十年际变化趋势；在此之前,本研究对比分析了SSA与另外一种类似的时间序列分析方法-Ensemble Empirical Mode Decomposition （EEMD）的精度与稳定性,结果表明SSA较EEMD更加高效与稳定；基于SSA提取的十年际变化趋势及量化的年际臭氧总量变化速率,本研究发现全球大气臭氧总量在过去36年间的变化可以划分为3个阶段,即臭氧总量大幅下降阶段（1979-1994年）、过渡阶段（1995-2005年）和臭氧恢复阶段（2006-2015）；3)基于Dynamic Harmonic Regression （DHR）模型对未来臭氧总量变化的预测发现：在保持大气臭氧总量对蒙特利尔协定响应不变的前提下,北半球臭氧层将于2030年左右恢复到其1980年的水平；南半球臭氧层将于2040年左右恢复到其1980年水准；4)基于Maximum Covariance Analysis （MCA）和Extreme Learning Machine （ELM）,本研究以观测到的南半球中高纬度带降水增加为例,模拟分析了南极臭氧空洞对区域气候变化的影响机制。结果发现：南极臭氧空洞是导致南半球中高纬度带降水增加的主导因素,同时,赤道区域海温异常波动也对该区域降水变化具有重要的年际调控作用。此外,气候模式模拟突出的二氧化碳等温室气体对南半球气候的影响在本研究中有所淡化,需进一步利用气候模式模拟研究予以确认;通过探究南极臭氧总量变化与南半球风场的变化,研究发现南极臭氧空洞对南半球气候的影响机制为臭氧空洞产生的辐射强迫改变了南半球大气环流模式,导致原大气环流模式逐渐向南半球高纬度区域移动,从而改变了区域气候；
樊婷婷[6]（2015）在《近30年来南极海冰增长的本质特征及其影响机制》文中研究指明本文将南极海冰的变化放置在一个较为长期的环境背景中,利用未插值的原始海洋观测资料、陆地站点资料、再分析资料以及卫星反演资料对比分析了1950-1978年和1979-2011年南半球夏季南大洋SST、近地面10m风场以及海平面气压的气候趋势。进一步用ERA-I全球再分析资料分析了1979-2011年南半球中高纬度纬向风的变化,发现西风趋势呈现出非常显着的区域性特征和季节不对称性特征。我们将热带海洋SST、臭氧和温室气体作为模式的三种强迫源,利用三种强迫源的不同组合,通过CAM4大气环流模式进行了4组AMIP实验,并分别提取出各个强迫项对环流异常的贡献。为进一步探究热带海洋对近年来南极气候异常的贡献,我们通过CESM气候耦合模式设计了太平洋起搏器实验,即在海洋里加入向下的潜热通量使得赤道东太平洋的海表面温度尽可能地接近于观测,在耦合模式中强调热带海洋的作用。本文得到的主要结论有：（1）1979-2011年,除南极半岛及周围海域,南大洋海表面温度和表面气温均降低,与南极海冰的扩张相一致。相反,在1950-1978南大洋几乎为一致性的增暖。海平面气压和近地面纬向风在1979年前、后也呈现出相反的变化趋势,例如在前（后）一时间段南大洋的增温（变冷）伴随着西风的减弱（增强）和气压梯度力的降低（升高）。各个彼此独立观测的物理量间相似的时间演变特征强有力地证明了南大洋存在着年代际低频振荡的特征。（2）南半球夏季时间,中高纬度的环流异常主要是受到热带海洋和臭氧的共同作用,温室气体等外强迫对中高纬度环流异常影响微弱；而到南半球秋季时间,环流的异常信号主要集中在太平洋扇区,赤道中太平洋激发的遥相关波列将热带信号传播至太平洋扇区的中高纬度,该区域主要是受到热带海洋的遥相关影响。（3）起搏器实验模拟的SST趋势均在太平洋区域呈现出一个与Interdecadal Pacific Oscillilation （IPO）相似的分布结构,并与观测结果相同。而在南大洋,几乎所有的起搏器实验均呈现出太平洋扇区显着变冷的特征,但南大洋海温大范围变冷和南极海冰缓慢增长的特征却并不显着。尽管如此,出现在太平洋扇区的显着变冷,意味着太平洋扇区是与热带气候紧密联系的关键区域,并进一步证实了南极气候与热带海洋的联系。总之,近年来南极海冰的增长趋势是其年代际变化的一部分,绕极西风的增强通过使南大洋变冷最终导致南极海冰的增长。绕极西风的增强是热带海洋和臭氧的共同作用导致的。尽管我们在耦合模式中强调热带海洋的作用,但对南大洋海温和南极海冰的模拟能力仍较弱。
胡定珠[7]（2015）在《海温和臭氧变化对平流层气候的影响》文中进行了进一步梳理利用卫星观测资料、再分析资料、多个大气化学气候模式（CCMs）资料,结合大气化学气候模式WACCM,系统分析了海温和臭氧变化对平流层气候的影响,重点分析了其对平流层温度、环流、波活动、平流层对流层物质交换（STE）及痕量气体等的影响,并探讨其可能的影响机理。主要得到以下几点结论：（1）本文首先利用WACCM模式设计一系列敏感性数值试验,分析了平流层大气温度和环流对均匀和非均匀海温变化的响应。研究发现海温均匀增加和海温经向梯度增加都会增强副热带西风急流且减弱北半球极涡。全球海温均匀增加对南半球平流层的影响更为显着,但海温经向梯度增加对北半球平流层的影响更大。南北半球极地平流层对海温经向梯度变化的不对称响应主要与南北半球中不同类型的波活动及波传播过程有关。虽然海温增加使得波活动增强,但海温增加导致波活动垂直传播的变化随着高度和纬度有所不同,且波传播变化对海温经向梯度的变化更加敏感。（2）本文进一步利用WACCM模式的数值试验,探讨了平流层臭氧损耗和预期的恢复对全球12月、1月和2月波传播的影响。在南半球,平流层臭氧损耗导致南极平流层温度降低,环流加强,而臭氧的恢复导致相反的结果。但在北半球,平流层臭氧损耗和恢复对极地平流层的影响并不是完全相反的。平流层臭氧恢复引起北极极涡变冷和变强。北极极涡的变冷主要是由于平流层臭氧增加对波活动的动力影响所导致。通过对北半球波折射指数和EP通量的分析,结果表明平流层波折射不能完全解释平流层臭氧变化引起的北极平流层波通量的变化,而且臭氧变化能引起北半球中纬度对流层波传播的变化,并进一步影响北半球平流层波通量。比较有意思的现象是平流层臭氧变化对北半球定常波和瞬变波具有相反的影响。在南半球,平流层臭氧损耗（恢复）引起的辐射冷却（变暖）,中纬度上对流层产生大（小）的经向温度梯度,伴随着大（小）的纬向风切变和浮力频率垂直梯度,因此有更多（更少）的瞬变波传入平流层。平流层臭氧减少（增加）导致的动力变暖（冷却）部分抵消臭氧损耗引起的辐射冷却（变暖）。（3）多个大气化学气候模式模拟试验结果的集合平均显示,Brewer-Dobson（BD）环流在过去（1979-2000年）和未来（2000-2050年）都有增强趋势,但BD环流热带上升支在2000-2050年间的增强趋势小于1979-2000年间的增强趋势,主要是由于BD环流热带上升支在未来JJA和DJF增强趋势有所减缓导致。南半球BD环流下沉运动在2000-2050年间的增强趋势小于1979-2000年间的增强趋势,且主要是由于未来DJF南半球BD环流下沉运动减弱导致。而北半球BD环流下沉运动在2000-2050年间的增强趋势大于1979-2000年间的增强趋势,该增强趋势主要是由未来JJA北半球BD环流下沉运动增强所致。WACCM数值模式结果还表明,均匀或非均匀的海温增加都会导致BD环流的增强。与全球海温均匀增加1 K相比,60°S到60°N海温梯度增加使平流层年龄更年轻,热带上涌更强。但在不考虑海温变化,仅有温室气体增加的试验中,热带上涌并没有显着的变化。温室气体的增加引起的大气平均年龄的变化与同样幅度温室气体减少引起的大气平均年龄的变化存在不同的相位和幅度。温室气体减少对大气平均年龄和穿越对流层顶质量通量的影响比相同幅度的温室气体增加对其的影响更显着。另外,平流层臭氧减少也会导致BD环流的加强,更多的热带向上穿越对流层顶的质量通量,且南半球热带外平流层向下质量通量显着增加。而平流层臭氧恢复导致BD环流减弱,热带向上穿越对流层顶的质量通量减少,北半球热带外平流层向上质量通量也显着减少。（4）本文还利用卫星观测资料和再分析资料分析了热带纬向平均的对流层顶的变化趋势,发现热带纬向平均冷点对流层顶（CPT）在1979-2000年间有抬升冷却趋势,而在2000-2012年热带纬向平均CPT出现了降低变暖趋势。造成对流层顶这种变化的主要原因是热带低平流层温度在2000年左右发生转折。而热带低平流层温度的转折主要是由热带低平流层臭氧浓度在1979-2000年间呈负的变化趋势,而在2000-2012年间出现正的变化趋势所导致的。另外,多个CCMs模拟试验的集合平均结果和MERRA再分析资料结果都显示,1979-2000年热带CPT存在抬升冷却、对流层顶层变薄的趋势,而2000-2050年间热带CPT依然是抬升冷却、对流层顶层变薄的趋势,但抬升趋势和变薄趋势均小于1979-2000年间的。（5）利用卫星资料和MERRA再分析资料,结合WACCM4模式对热带对流层顶的进一步分析发现：热带对流层顶（包括对流层顶上边界,对流层顶下边界和对流层顶层厚度）在1979-2012年的变化趋势存在纬向不对称特征,即热带中东太平洋区域对流层顶上边界抬升增暖,对流层顶下边界降低增暖,该区域对流层顶变厚；但热带中东太平洋以外区域的对流层顶的上边界和下边界都是抬升变冷,且对流层顶层厚度变薄。WACCM4的敏感试验证明该纬向不对称变化主要与海温变化影响动力过程变化有关。热带印度洋和西太暖池的海温升高,中东太平洋海温冷却引起热带太平洋海平面气压梯度的增强（中东热带太平洋气压正变化趋势,印度洋和西太暖池负的变化趋势）,沃克环流增强,伴随着热带印度洋和西太暖池对流活动的加强,加强的对流活动导致对流层顶的上边界和下边界抬升冷却。热带中东太平洋处于沃克环流的下沉支区域,沃克环流的下沉加强通过动力增暖导致该区域对流层顶下边界降低变暖。（6）利用16个CCMs模拟试验的结果,分析了中下平流层水汽在1980-2005年的变化趋势。通过CCMs模拟试验结果和ERA-Interim再分析资料结果的对比发现,大多数的CCMs模拟的中下平流层水汽的变化与再分析资料结果一致,都显示中下平流层水汽在1980-2005年间有增加趋势,且该趋势随高度增加而增加。CCMs模拟试验集合平均的结果显示,全球中下平流层水汽的变化趋势约为0.003 ppmv/10yr,约为再分析资料中水汽水汽变化趋势的2倍。利用不包含化学过程的大气环流模式进行模拟试验,结果表明温室气体的增加导致热带CPT抬升变暖和BD环流加强,进而引起中下平流层水汽的增加；臭氧损耗会导致热带CPT抬升变冷和BD环流加强,中下平流层水汽的减少。中下平流层水汽浓度的变化对热带对流层顶变化的响应更敏感。臭氧损耗和温室气体增加的共同作用会增暖对流层顶和增强BD环流,进而增加中下平流层水汽浓度,且温室气体变化对中下平流层水汽浓度变化的贡献大于臭氧损耗的贡献。
樊雯璇[8]（2014）在《剩余环流演变及其对痕量成分分布的影响》文中提出利用ERA-Interim（European Center for Medium Range Weather Forecasts Interim）资料,采用改进的变形欧拉平均方法对1979-2011年剩余环流季节内时空结构转换及其演变特征进行了分析。采用变形欧拉平均方法的平均示踪物连续方程对1979-2011年平流层臭氧和水汽的动力传输和剩余生产消耗进行了分析。利用WACCM-3（Whole Atmosphere Community Climate Model-3）模拟了包含臭氧恢复和臭氧浓度维持场景下剩余环流的变化,对臭氧恢复情况下剩余环流季节内时空结构转换及其演变特征进行了分析。结果表明：（1）150hPa附近4-8月剩余环流上升中心发生了整体向北移动的趋势,而9-次年2月则表现为整体向南的移动,并且6-8月和9-11月的移动较为明显,分别向北和向南移动了0.92°/decade和0.57°/decade.（2）对流层内的剩余质量输送是显着增强的,但是热带环流上升区以及穿越对流层顶进入平流层的输运存在着减弱的趋势。（3）两半球高纬度100hPa附近从最低平流层向下输送的质量通量以及热带对流层顶附近向上输送的质量通量在各季节年代际变化中基本都是减弱的,仅在6-8月和9-11月北半球向下质量通量出现了增强。（4）平均臭氧传输和化学剩余项是平流层臭氧趋势变化的主要原因,涡旋臭氧传输主要在南半球冬季使南极臭氧减少,在南半球春季减缓臭氧化学损耗形成的臭氧洞,并在后期对臭氧恢复起到重要作用。（5）平均环流对臭氧的输送主要由垂直输送项决定,涡旋对臭氧的输送主要由水平涡旋输送决定,并且涡旋传输的强度不只强烈依赖于波动崩溃,也依赖于较强经向臭氧梯度的出现,因此南极臭氧层的不稳定导致了南半球春季涡旋传输的增强。（6）平流层低层水汽主要来自热带对流层的垂直平均传输和垂直涡旋对流,它们的作用高度可到达50hPa附近,热带对流层项附近的水汽相变则是该区域水汽消耗的主要原因。（7）平流层高层水汽分布受到高层水汽平均传输和剩余化学项的共同影响,形成了从平流层高层向下波状排列的正负相间水汽变化趋势,并且传输路径都从南向北逐渐偏移。（8）水平涡旋传输对南极极地平流层云的形成起决定作用,在南极涡旋维持期间提供了大量的水汽,影响高度可达10hPa附近。（9）在对流层内温室气体浓度增加的大背景使得南半球剩余环流增强而北半球剩余环流减弱,臭氧恢复作用减剩余环流的速度而增加了其输送的空气质量,增强了剩余环流空间位置的南北摆动。（10）平流层中温室效应使得质量通量均增大,但前期变化均较后期更大。1100hPa臭氧恢复使得输送的空气质量增多,而到了70hPa臭氧恢复使得输送的空气质量减少了。
潘晨[9]（2013）在《利用WACCM4模式对平流层大气组成的模拟研究》文中研究指明臭氧是平流层大气中最重要的一种组分,平流层化学的研究一般也是围绕其展开的。平流层臭氧浓度的变化将会对地球生命、大气温度和大气环流场等产生深远的影响。因此,平流层臭氧的研究是全球气候研究中一个重要环节。本文采用WACCM4模式为研究手段,针对三个方面的内容进行了研究,具体如下：（1）利用SD-WACCM模式对平流层各组分进行了模拟研究,并结合MLS和OMI卫星数据进行了对比分析。研究表明：SD-WACCM模式可以较好地模拟出平流层各要素的时空变化情况。但其与观测值仍存在一些差异,表明需要对该模式中的一些关键参数进行改进。总之,该模式是平流层化学研究的一个有效的工具。（2）2011年北极上空存在一个持续的冷涡,它是2011年北极春季“臭氧洞”形成的主因。这个冷涡的存在,一方面,隔绝了极涡内外物质交换,使得外界富氧空气难以输送到极地来补充极地区域平流层臭氧的损耗。另一方面,冷涡的存在保证了北极地区在极夜条件下维持一个低温,造成极地平流层云的大量形成,促进了大量卤素储库通过非均相化学反应转化为活性卤化物,加剧了春季臭氧的损耗。同时,极地平流层云的脱氮作用也促进了ClOx催化循环对臭氧的损耗。（3） RCP4.5未来情景预测出的2050～2054年臭氧浓度相比当前情况下,除250hPa高度附近有明显减少外,其他高度上臭氧均有不同程度的增加。全球各纬度带上臭氧总量均没有损耗加剧的趋势。40年后,对流层中下层的温室效应会继续加强；对流层上部的气温则会有所下降；平流层下部温度有所升高。将2050～2054年的排放源数据替换至2005～2009年,CFCs等臭氧损耗物质的含量降低,全球各纬度带上臭氧总量均有所恢复,但南半球臭氧总量恢复比北半球更为明显。
罗宇涵[10]（2012）在《南极拉斯曼丘陵湖泊生态气候变化及南北极痕量气体在线监测探索》文中研究表明南北极地区远离主要人类活动区,特别是南极地区,在历史时期没有受到人类活动的干扰,是全球气候变化的敏感地区和核心研究区域。对极地地区历史时期气候、环境和生态演变过程的高分辨的恢复和重建,以及现代全球气候背景下痕量气体的高精度监测,能够揭示地球生态环境的演变规律和控制因素,从而为预测未来可能的气候和环境变化趋势提供科学依据。在对历史时期气候演变的研究方面,本文选择东南极无冰区的湖泊沉积物为研究对象,以探讨千年尺度的气候环境演变特征及其与生态系统的响应关系。在对现代气候背景的研究方面,本文选择东南极拉斯曼丘陵地区和北极新奥尔松地区为主要研究区域,通过采用被动差分吸收光谱技术对03、BrO和NO2等痕量气体进行了连续在线观测,获得了大量第一手资料,并讨论了相关气体的变化特征和影响因素。本论文的主要研究内容及研究结果包括：1.对东南极拉斯曼丘陵地区湖泊沉积物的生态地质学研究以采自东南极拉斯曼丘陵地区莫愁湖长111cm的沉积柱为研究对象,通过AMS-14C定年构建年龄框架,并综合550℃烧失量、岩性、粒度、磁化率和元素地球化学指标的分析手段,以及聚类分析和主因子分析等数据统计分析方法,重建了中晚全新世时期企鹅等海鸟在研究地区的种群数量变化趋势,恢复了该地区连续的较高分辨的湖泊生产力的变化特征,并探讨了6720cal.a BP以来研究地区气候环境演变与生态响应之间的关系。结果显示,莫愁湖沉积物的来源主要有三种：周围基岩的风化产物、藻类的沉积以及少量企鹅粪等海鸟来源的输入。多元素指标的统计分析结果显示,易随食物链富集的Cu、Zn、Hg、As、Se、Co、Ni、S等8种元素为企鹅粪的标型元素组合,能够指示历史时期莫愁湖流域企鹅等海鸟的种群数量变化特征；总碳（TC）、总氮（TN）、烧失量（LOI550℃c）、Si、Ti、Ga、P、Ca、Mg、Mn等为湖泊有机质和基岩含量的替代指标,共同指示了历史时期湖泊生产力的变化趋势。在6720cal.a BP之前,拉斯曼丘陵地区就已经有企鹅等海鸟活动,但其数量一直处于相对较低水平,至约3500cal.a BP前后,企鹅等海鸟种群数量出现持续增长。而当地气候在中晚全新世也经历了多次冷暖交替的变化过程。约6720-6100cal.a BP,5400-4750cal.a BP,4600-4350cal.a BP,4200-3650cal.a BP和3400-3140cal.a BP为莫愁湖生物量高值期,气候相对温暖适宜,湖泊生产力旺盛；约6100-5400cal.a BP,4750-4600cal.a BP,4350-4200cal.a BP和3650-3400cal.a BP为莫愁湖生物量低值期,气候相对寒冷,湖泊生产力相对较弱。值得注意的是,在5400-3650cal.a BP期间的暖期背景下,出现了两次时间跨度在150年左右的气候回冷,这在南极无冰区其他湖泊沉积序列相关记录中鲜有发现。与全球太阳活动和东南极大陆冰芯的气候指标的比对结果显示,东南极拉斯曼丘陵地区的气候变化特征明显受到了太阳活动的驱动,长时间尺度上的气候变化阶段与东南极大陆冰芯记录相吻合,但在短时间尺度上表现出了多样性的变化特征。2.对南北极地区大气中03、BrO和N02柱浓度的观测和研究自南极臭氧空洞被发现以来,臭氧空洞形成的原因、影响因素和臭氧空洞恢复时间的预测等已是长久以来人们关注的焦点。采用地基被动差分吸收光谱（DOAS）技术对南极拉斯曼丘陵地区（69°22’24"S,76°22’14"E）和北极新奥尔松地区（78°54’26"N,11°53’9"E）的夏季03、BrO和N02柱浓度进行了实时在线观测,对DOAS技术在极地地区的应用进行了论证,并讨论了三种气体的垂直分布特征、变化机制和来源。1)采用天顶观测的方式,获得了南北极地区平流层中O3的斜柱浓度（SCD）,并通过对扣除弗朗和费参考谱的差分斜柱浓度（dSCD）与大气质量因子（AMF）进行线性拟合,获得了大气中O3的垂直柱浓度（VCD）。东南极拉斯曼丘陵地区夏季O3的观测结果表明,2008年12月10日-2009年2月19日期间,拉斯曼丘陵中山站上空的03含量在219DU以上,没有出现明显的臭氧空洞。其中在2008年12月20-25日和2009年1月27日-2月1日,O3VCD分别出现大幅下降,但3-5天内恢复至原有水平,日际变化幅度达60DU。北极新奥尔松地区夏季03的观测结果表明,2010年7月12日-8月17日期间,新奥尔松地区上空O3柱含量基本稳定在300DU,但8月下旬出现明显下降并维持在240DU的较低水平。这很可能是由于夏季极地涡旋等大气动力过程频繁,平流层大气与对流层顶大气发生交换并迅速扩散,从而造成了较大的03总量的波动。通过对比不同观测方式对O3的观测结果,发现被动DOAS与星载OMI所观测到的03柱含量表现出较好的一致性,证实了被动DOAS技术在极地进行大气O3含量观测的可靠性。此外,由于被动DOAS观测的分辨率更高,其在极地地区的应用也是对高纬度地区卫星观测结果的补充和验证。2)采用多轴DOAS观测方式,分别对南极拉斯曼丘陵地区的BrO和北极新奥尔松地区的N02柱含量进行了观测。提取五个不同观测角度（90°,5°,10°,15°/30°,20°）的光谱,得到四个离轴观测仰角痕量气体的对流层差分斜柱浓度（DSCD）,从而计算得到VCD和混合比（Mixing Ratio）的变化趋势。东南极拉斯曼丘陵地区夏季BrO的观测结果表明,2008年12月10日-2009年2月19日期间,拉斯曼丘陵地区的BrO dSCD整体呈现“W”型日变化,但四个离轴观测仰角的结果之间并没有明显差异,表明观测期间BrO在对流层中含量较低且分布均匀。BrO VCD呈现规律的“正午较高,曙暮较低”的日变化特征。对照大气质量参数的“盒子”模型（AMF Box Model）得到观测期间BrO的平均混合比为964pptv,其主要来源为人为排放溴化烃的光解产物和海冰表面酸性海盐的化学释放。北极新奥尔松地区夏季N02的观测结果表明,2011年7月5日-8月1日期间,新奥尔松地区的NO2四个离轴角度的观测结果随仰角的减小而增大,呈现出典型的对流层气体的特征。与大气质量参数的“盒子”模型相对照,得到观测期间NO2的平均混合比为4.09ppbv。经调查,N02含量的高值期与新奥尔松地区码头船只的化石燃料燃烧有关,而曙暮时N02异常高值的出现可能受大气光化学反应和海气边界层大气化学过程的影响。地基多轴DOAS相对卫星观测在观测精度和实时性上都体现了较大优势,对边界层目标气体的短时间和小区域范围内的变化更加敏感,在极地遥感监测领域有很大的发展前景。
二、南极臭氧浓度再次降低（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、南极臭氧浓度再次降低（论文提纲范文）
（1）银川紫外辐射特征及TUV模式适用性研究（论文提纲范文）
| 1 引言(Introduction) |
| 2 资料与方法(Data and methods) |
| 2.1 辐射传输模式 |
| 2.2 数据来源及方法 |
| 3 结果与讨论(Results and discussion) |
| 3.1 2013—2019年银川紫外辐射特征 |
| 3.2 不同参数输入方案TUV模式模拟结果比较 |
| 3.3 不同模拟层数TUV模式模拟结果比较 |
| 3.4 TUV模式模拟误差与输入参数的相关性 |
| 3.5 不同日照时数TUV模式模拟性能比较 |
| 3.6 不同颗粒物浓度TUV模式模拟性能比较 |
| 4 结论(Conclusions) |
（2）京津唐地区近地面臭氧反演与时空分布特征分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 国内外臭氧研究进展 |
| 1.2.2 基于大气化学模式和经验统计的近地表臭氧预测算法 |
| 1.2.3 基于统计理论的机器学习算法 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 本章小结 |
| 2 研究区域与数据来源 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 数据来源 |
| 2.2.1 地面监测站点数据 |
| 2.2.2 卫星遥感数据 |
| 2.3 数据预处理 |
| 2.3.1 站点数据处理 |
| 2.3.2 遥感数据处理 |
| 2.4 本章小结 |
| 3 近地面臭氧反演 |
| 3.1 臭氧反演方法 |
| 3.1.1 支持向量机 |
| 3.1.2 极限学习机 |
| 3.1.3 BP神经网络 |
| 3.2 反演模型的建立与评估 |
| 3.2.1 支持向量机建模精度 |
| 3.2.2 极限学习机建模精度 |
| 3.2.3 BP神经网络建模精度 |
| 3.2.4 模型精度对比 |
| 3.3 臭氧反演精度 |
| 3.3.1 臭氧反演总精度 |
| 3.3.2 臭氧季节反演精度 |
| 3.4 本章小结 |
| 4 近地面臭氧时空分布特征 |
| 4.1 京津唐空气污染现状 |
| 4.2 时间分布特征 |
| 4.2.1 臭氧年变化 |
| 4.2.2 臭氧月变化 |
| 4.2.3 臭氧日变化 |
| 4.2.4 臭氧小时变化 |
| 4.3 空间分布特征 |
| 4.3.1 臭氧空间分布 |
| 4.3.2 臭氧变化率 |
| 4.3.3 臭氧季节分布 |
| 4.4 本章小结 |
| 5 近地面臭氧影响因素分析 |
| 5.1 臭氧与气象要素的关系 |
| 5.1.1 臭氧与地面温度、日照时数的关系 |
| 5.1.2 臭氧与地表风速的关系 |
| 5.1.3 臭氧与地面气压的关系 |
| 5.1.4 臭氧与地表相对湿度的关系 |
| 5.2 臭氧与PM_(2.5)的关系 |
| 5.3 臭氧与NO_2的关系 |
| 5.4 本章小结 |
| 6 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（3）南极大陆沿岸地面臭氧损耗事件的研究（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 观测点概况和数据 |
| 3 臭氧损耗事件 |
| 4 臭氧损耗事件发生的天气背景 |
| 5 臭氧损耗事件期间Br O与海冰密集度的分布 |
| 6 结论 |
（4）南极地面臭氧的本底特征及其影响因素（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究目的和意义 |
| 1.1.1 大气化学研究的重要意义 |
| 1.1.2 地面臭氧的研究背景 |
| 1.1.3 研究南极大气成分的目的和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 大气成分观测的发展 |
| 1.2.2 地面臭氧的研究进展 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 技术路线 |
| 第二章 中山站的监测环境和资料介绍 |
| 2.1 观测地点 |
| 2.2 观测系统和预处理 |
| 2.3 资料介绍 |
| 2.3.1 地面常规气象资料 |
| 2.3.2 紫外辐射资料 |
| 2.3.3 各站点地面臭氧资料 |
| 2.3.4 NCAR/NCEP再分析资料 |
| 2.3.5 其他资料 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 地面臭氧的本底特征 |
| 3.1 地面臭氧浓度与风的关系 |
| 3.2 地面臭氧浓度的日变化 |
| 3.3 地面臭氧浓度的季节变化 |
| 3.4 地面臭氧与紫外辐射的关系 |
| 3.5 地面臭氧与海冰范围的关系 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 中山站与南极和全球其他站点的对比 |
| 4.1 中山站地面臭氧与南极地区其他站点的对比 |
| 4.2 全球不同区域站点地面臭氧的比较 |
| 4.3 南极站点臭氧损耗事件(ODE)的比较 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 臭氧损耗事件的研究 |
| 5.1 中山站臭氧损耗事件 |
| 5.2 ODE发生的天气背景 |
| 5.3 ODE期间BrO与海冰密集度的分布 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论与讨论 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 讨论 |
| 参考文献 |
| 个人简介 |
| 致谢 |
（5）全球大气臭氧总量变化趋势及其区域气候影响机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 1. 绪论 |
| 1.1. 研究背景与意义 |
| 1.1.1. 臭氧层空洞及气候变化 |
| 1.1.2. 臭氧层空洞恢复及预期影响 |
| 1.2. 研究方向与现状 |
| 1.2.1. 地基大气臭氧总量观测 |
| 1.2.2. 星载大气臭氧总量观测仪器 |
| 1.2.3. 卫星遥感大气臭氧总量数据产品与应用 |
| 1.2.4. 大气臭氧总量与区域气候变化 |
| 1.3. 研究目标与内容 |
| 1.3.1. 研究目标 |
| 1.3.2. 研究内容 |
| 1.4. 拟解决的关键问题 |
| 2. 星基大气紫外臭氧总量产品精度验证与误差分析 |
| 2.1. 引言 |
| 2.2. 数据产品及反演算法 |
| 2.2.1. TOU大气臭氧总量产品及反演算法 |
| 2.2.2. OMPS大气臭氧总量产品及反演算法 |
| 2.2.3. WOUDC地基臭氧总量数据产品 |
| 2.3. 精度评估指标体系 |
| 2.4. 精度评估与误差分析 |
| 2.4.1. TOU大气臭氧总量产品精度及误差分析 |
| 2.4.2. OMPS大气臭氧总量产品精度及误差分析 |
| 2.5. 本章小结 |
| 3. 多源大气紫外臭氧总量数据误差订正与融合 |
| 3.1. 引言 |
| 3.2. 数据产品 |
| 3.2.1. OMI大气臭氧总量 |
| 3.2.2. OMPS大气臭氧总量 |
| 3.2.3. Dobson地基臭氧总量 |
| 3.3. 数据融合与误差订正方法 |
| 3.3.1. Quantile-Quantile Adjustment |
| 3.3.2. 改进后的Quantile-Quantile Adjustment |
| 3.4. 一致性检验指标 |
| 3.5. 误差订正结果与精度验证 |
| 3.6. 2004-2015年全球臭氧总量趋势分析 |
| 3.7. 本章小结 |
| 4. 全球大气臭氧总量变化趋势分析与预测 |
| 4.1. 引言 |
| 4.2. ERA-Interim大气臭氧总量再分析资料 |
| 4.3. 长时间序列变化趋势分析及预测方法 |
| 4.3.1. Singular Spectrum Analysis |
| 4.3.2. Ensemble Empirical Mode Decomposition |
| 4.3.3. Dynamic Harmonic Regression |
| 4.4. 结果与分析 |
| 4.4.1. ERA-Interim臭氧总量误差订正 |
| 4.4.2. SSA与EEMD精度对比分析 |
| 4.4.3. 1979-2015年全球大气臭氧总量变化趋势 |
| 4.4.4. 2015-2050年全球大气臭氧总量预测 |
| 4.5. 小结 |
| 5. 南极臭氧空洞对南半球中高纬度区域降水增加的影响机制 |
| 5.1. 引言 |
| 5.2. 数据资料 |
| 5.2.1. GPCP降水资料 |
| 5.2.2. ERA-Interim再分析资料 |
| 5.3. 研究方法 |
| 5.3.1. Maximum Covariance Analysis |
| 5.3.2. Extreme Learning Machine |
| 5.4. 结果分析 |
| 5.5. 小结 |
| 6. 结论与展望 |
| 6.1. 研究结果与结论 |
| 6.2. 主要贡献与创新点 |
| 6.3. 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录：英文词汇缩写对照表 |
| 科研经历与在学期间取得的主要科研成果 |
（6）近30年来南极海冰增长的本质特征及其影响机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1. 前言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 南极海冰的卫星观测以及模式模拟结果 |
| 1.3 南极海冰变化与低频大气环流主要模态的研究进展 |
| 1.4 南极海冰变化与南大洋海洋环流、淡水通量的研究进展 |
| 1.5 南极海冰变化的气候耦合模式模拟 |
| 1.5.1 平流层臭氧 |
| 1.5.2 南大洋风场强迫 |
| 1.5.3 融水通量的增加 |
| 1.6 本文拟解决的科学问题及研究内容 |
| 1.7 本章附图 |
| 2. 资料、模式及方法 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.1.1 观测资料 |
| 2.1.2 模式资料 |
| 2.2 CESM模式简介 |
| 2.3 数据处理方法 |
| 2.3.1 滑动平均 |
| 2.3.2 经验正交函数分解(the empirical orthogonal function,EOF)分析 |
| 2.3.3 相关分析 |
| 2.3.4 回归分析 |
| 2.3.5 统计显着性t检验 |
| 2.3.6 低通滤波的频率响应 |
| 3 近30年南极海冰增长的本质特征 |
| 3.1 1979-2011南大洋气候变化的季节分布 |
| 3.2 南大洋数据覆盖率 |
| 3.3 1979年前后南大洋气候趋势对比 |
| 3.4 南大洋气候的年代际变化 |
| 3.5 本章小节与讨论 |
| 3.6 本章图表 |
| 4 绕极西风急流增强的原因探究及模式模拟 |
| 4.1 AMIP实验设计 |
| 4.2 南半球纬向风的变化 |
| 4.3 模式模拟的纬向风趋势：空间分布和季节特征 |
| 4.4 南半球夏季纬向风的纬向对称响应 |
| 4.5 太平洋扇区纬向风的变化及其原因讨论 |
| 4.6 本章小结及讨论 |
| 4.7 本章图表 |
| 5 热带太平洋起搏器实验及其热带海洋的贡献 |
| 5.1 南极海-冰-气在自由耦合模式中的关联性 |
| 5.2 热带太平洋起搏器实验设计 |
| 5.3 南大洋SST和南极海冰在太平洋起搏器实验中历史模拟 |
| 5.4 本章小结及讨论 |
| 5.5 本章附图 |
| 6 结论与讨论 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 本文创新点 |
| 6.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 发表文章 |
（7）海温和臭氧变化对平流层气候的影响（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 相关研究回顾 |
| 1.2.1 平流层气候研究进展 |
| 1.2.2 海温变化对平流层气候的影响 |
| 1.2.3 臭氧变化对平流层气候的影响 |
| 1.2.4 气候变化对对流层顶及平流层水汽的影响 |
| 1.3 主要研究内容和研究思路 |
| 1.4 论文主要创新点 |
| 第二章 数值模式、资料与计算方法 |
| 2.1 数值模式 |
| 2.1.1 WACCM3模式 |
| 2.1.2 WACCM4模式 |
| 2.2 资料 |
| 2.2.1 再分析资料 |
| 2.2.2 观测资料 |
| 2.2.3 模式资料 |
| 2.3 计算方法 |
| 2.3.1 大气平均年龄 |
| 2.3.2 BD环流 |
| 2.3.3 质量通量 |
| 2.3.4 Eliassen-Palm(EP)通量 |
| 2.3.5 折射指数 |
| 第三章 海温变化对平流层温度和环流的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 数值试验介绍 |
| 3.3 温度和环流对海温梯度变化的响应 |
| 3.3.1 海温变化对平流层温度的影响 |
| 3.3.2 海温变化对平流层环流的影响 |
| 3.4 海温变化影响平流层温度和环流的可能机理 |
| 3.5 温室气体变化对平流层温度和环流的影响 |
| 3.6 海温和温室气体变化对对流层顶的影响 |
| 3.7 小结 |
| 第四章 平流层臭氧损耗和恢复对平流层波传播的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 大气臭氧的变化特征及趋势 |
| 4.3 数值试验设计 |
| 4.4 平流层臭氧损耗和恢复对大气温度和环流的影响 |
| 4.5 平流层臭氧损耗和恢复导致波通量的变化 |
| 4.6 平流层臭氧损耗和恢复对波传播的影响 |
| 4.7 小结与讨论 |
| 第五章 海温和臭氧变化对平流层对流层物质交换的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 资料和数值试验 |
| 5.3 平流层BD环流的变化趋势 |
| 5.4 海温和温室气体变化对STE的影响 |
| 5.5 臭氧变化对平流层BD环流的影响 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 热带对流层顶的变化及成因分析 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 对流层顶定义及数值试验介绍 |
| 6.2.1 对流层顶定义及对流层顶变化特征 |
| 6.2.2 数值试验介绍 |
| 6.3 热带纬向平均对流层顶变化趋势 |
| 6.4 热带对流层顶变化趋势的纬向非对称特征 |
| 6.4.1 热带对流层顶纬向非对称变化趋势 |
| 6.4.2 热带对流层顶纬向非对称变化趋势的成因分析 |
| 6.5 热带对流层顶变化对热带低平流层水汽的影响 |
| 6.6 小结 |
| 第七章 多模式模拟的中下平流层水汽变化 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 数据、模式及数值试验介绍 |
| 7.3 中下平流层水汽的变化趋势 |
| 7.4 中下平流层水汽变化原因：与臭氧和温室气体的联系 |
| 7.5 小结 |
| 第八章 总结与讨论 |
| 8.1 论文主要结论 |
| 8.2 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 附录Ⅰ：英文名称缩写列表 |
| 附录Ⅱ：在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（8）剩余环流演变及其对痕量成分分布的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究剩余环流的重要性 |
| 1.2 研究Brewer-Dobson环流的重要性 |
| 1.3 剩余环流对平流层化学示踪气体输送的重要性 |
| 1.4 模式模拟剩余环流的变化 |
| 1.5 模式模拟与观测的差别 |
| 1.6 本论文的主要研究内容 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 剩余流函数 |
| 2.2.2 转换Eulerian-Mean公式连续方程 |
| 2.2.3 WACCM-3模式 |
| 第三章 不同季节内剩余环流时空结构转换及其演变特征的研究 |
| 3.1 剩余环流的结构变化 |
| 3.1.1 空间结构的季节转换 |
| 3.1.2 极值中心的季节转换 |
| 3.2 质量通量类型的季节结构 |
| 3.3 小结和讨论 |
| 第四章 平流层臭氧的动力输送及其化学强迫 |
| 4.1 臭氧趋势及其强迫项季节变化 |
| 4.1.1 臭氧和臭氧趋势及其强迫项逐月变化 |
| 4.1.2 不同季节臭氧和臭氧趋势及其强迫项垂直分布 |
| 4.1.3 臭氧平均输送 |
| 4.1.4 臭氧涡旋输送 |
| 4.2 臭氧和臭氧趋势及其强迫项的长期趋势变化 |
| 4.2.1 臭氧和臭氧趋势及其强迫项的长期趋势变化季节变化 |
| 4.2.2 臭氧和臭氧趋势及其强迫项的年代际变化 |
| 4.3 小结和讨论 |
| 第五章 平流层水汽的动力输送及其它强迫 |
| 5.1 水汽趋势及其强迫项季节变化 |
| 5.1.1 不同高度水汽和水汽趋势及其强迫项逐月变化 |
| 5.1.2 不同季节水汽和水汽趋势及其强迫项垂直分布 |
| 5.1.3 水汽平均输送 |
| 5.1.4 水汽涡旋输送 |
| 5.2 水汽和水汽趋势及其强迫项的长期趋势变化 |
| 5.3 小结和讨论 |
| 第六章 臭氧恢复对剩余环流的反馈研究 |
| 6.1 历史模拟中剩余环流的变化 |
| 6.1.1 历史模拟中剩余环流空间分布的变化 |
| 6.1.2 历史模拟中对流层剩余环流的变化 |
| 6.1.3 历史模拟中平流层剩余环流的变化 |
| 6.2 不同场景中剩余环流的变化 |
| 6.2.1 不同场景中剩余环流空间分布的变化 |
| 6.2.2 对流层剩余环流的长期变化 |
| 6.2.3 平流层剩余环流的长期变化 |
| 6.3 小结和讨论 |
| 第七章 总结与讨论 |
| 7.1 本文主要结论 |
| 7.2 论文的贡献和创新点 |
| 7.3 问题和展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 在读期间科研成果清单 |
（9）利用WACCM4模式对平流层大气组成的模拟研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的与意义 |
| 1.1.1 平流层O_3 |
| 1.1.2 北极臭氧低值 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 平流层O_3的损耗机理 |
| 1.2.1.1 Chapman机制 |
| 1.2.1.2 NO_x、HO_x和ClO_x催化循环 |
| 1.2.1.3 非均相化学反应 |
| 1.3 平流层的卫星观测与数值模拟研究 |
| 1.4 本文主要内容 |
| 第二章 模式与资料介绍 |
| 2.1 模式介绍 |
| 2.1.1 SD-WACCM模式 |
| 2.1.2 WACCM的RCP未来情景 |
| 2.1.3 MERRA气象场资料 |
| 2.2 卫星资料 |
| 2.2.1 MLS |
| 2.2.2 OMI |
| 第三章 平流层组分的数值模拟与卫星资料对比分析 |
| 3.1 平流层N_2O和HNO_3的分布和季节变化 |
| 3.2 平流层ClO和HCl的分布和季节变化 |
| 3.3 极地平流层云(PSCs) |
| 3.4 平流层O_3的分布和季节变化 |
| 3.5 平流层H_2O和OH的分布和季节变化 |
| 3.6 臭氧柱浓度的季节变化 |
| 3.7 本章小结 |
| 第四章 2010～2011年北极冬春季“臭氧洞”成因的模拟研究 |
| 4.1 MERRA数据插值检验 |
| 4.2 50hPa风温场的分布与变化情况 |
| 4.3 80.5°N以北温度的垂直分布和时间变化 |
| 4.4 80.5°N以北HNO_3和极地平流层云粒子的垂直分布和时间变化 |
| 4.5 80.5°N以北HCl、ClONO_2和ClO的垂直分布和时间变化 |
| 4.6 80.5°N以北O_3的垂直分布和时间变化 |
| 4.7 本章小结 |
| 第五章 RCP4.5情景下未来O_3和气候变化预测以及排放源对O_3影响 |
| 5.1 排放源中各组分变化情况分析 |
| 5.2 2050～2054年全球臭氧变化 |
| 5.3 2050～2054年全球平均温度变化 |
| 5.4 排放源对O_3浓度的影响 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 本文研究主要结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（10）南极拉斯曼丘陵湖泊生态气候变化及南北极痕量气体在线监测探索（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 符号及缩略词说明 |
| 上篇 南极拉斯曼丘陵地区典型湖泊的生态地质学研究 |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 东南极无冰区全新世气候变化研究进展 |
| 1.2.1 南极地区古气候研究的主要方法和手段 |
| 1.2.2 东南极无冰区的形成过程与全新世气候演化 |
| 1.3 企鹅数量变化的研究方法与研究进展 |
| 1.4 研究内容与技术路线 |
| 第二章 研究区域和样品采集 |
| 2.1 拉斯曼丘陵地区环境概况 |
| 2.2 样品采集与描述 |
| 2.3 样品的分析与测试 |
| 2.3.1 沉积序列定年 |
| 2.3.2 物理指标分析 |
| 2.3.3 化学指标分析 |
| 第三章 拉斯曼丘陵地区湖泊沉积物年代序列的建立 |
| 3.1 全新世以来拉斯曼丘陵地区相对海平面的变化 |
| 3.2 沉积柱年代框架的建立 |
| 第四章 拉斯曼丘陵湖泊沉积物的指标分析 |
| 4.1 拉斯曼丘陵莫愁湖ZH柱沉积特征 |
| 4.2 ZH沉积柱元素地球化学特征 |
| 4.3 ZH沉积柱元素聚类分析结果 |
| 4.4 ZH沉积柱主因子分析及主要影响因子的提取 |
| 第五章 拉斯曼丘陵地区中晚全新世古气候记录的恢复 |
| 5.1 中全新世拉斯曼丘陵地区企鹅等海鸟数量的变化 |
| 5.2 中全新世莫愁湖湖泊生产力的变化 |
| 5.3 中晚全新世莫愁湖地区气候环境的恢复 |
| 小结 |
| 参考文献 |
| 下篇 南北极痕量气体柱含量在线监测研究 |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 研究概况 |
| 1.2.1 平流层臭氧 |
| 1.2.2 南极臭氧空洞的发现和演变 |
| 1.2.3 极地平流层臭氧损耗的机制 |
| 1.2.4 北极臭氧低值区的出现 |
| 1.2.5 大气卤素化合物的源汇 |
| 1.2.6 BrO |
| 1.2.7 NO_2 |
| 1.3 观测手段 |
| 1.3.1 痕量气体的传统分析方法 |
| 1.3.2 光学和光谱学遥测新技术的发展和应用 |
| 1.4 本文主要内容 |
| 第二章 被动差分吸收光谱技术 |
| 2.1 DOAS技术概述 |
| 2.2 被动DOAS技术 |
| 2.2.1 地基天顶散射光DOAS技术 |
| 2.2.2 多轴DOAS技术 |
| 2.3 被动DOAS原理 |
| 2.3.1 Beer-Lambert定律 |
| 2.3.2 斜柱浓度 |
| 2.3.3 弗朗和费光谱及"Ring”效应 |
| 2.3.4 大气质量因子与垂直柱浓度 |
| 2.3.5 天顶散射光DOAS的应用 |
| 2.3.6 多轴被动DOAS技术的应用 |
| 2.4 被动DOAS的组成与构造 |
| 第三章 研究区域与数据采集 |
| 3.1 研究区域环境概况 |
| 3.1.1 南极拉斯曼丘陵地区环境概况 |
| 3.1.2 北极新奥尔松地区环境概况 |
| 3.2 数据采集 |
| 3.2.1 南极拉斯曼丘陵地区 |
| 3.2.2 北极新奥尔松地区 |
| 3.2.3 三种气体的观测方式 |
| 3.3 光谱拟合与计算 |
| 3.3.1 O_3 |
| 3.3.2 BrO |
| 3.3.3 NO_2 |
| 第四章 南北极夏季臭氧柱含量时空分布特征 |
| 4.1 南极拉斯曼丘陵地区夏季O_3柱总量 |
| 4.1.1 被动DOAS观测的O_3垂直柱总量 |
| 4.1.2 被动DOAS与Brewer臭氧仪对O_3观测结果的对比及分析 |
| 4.1.3 地基被动DOAS与星载OMI对O_3观测结果的对比及分析 |
| 4.1.4 O_3柱浓度与大气温度、压力和相对湿度的关系 |
| 4.1.5 南极拉斯曼地区O_3柱含量总体变化趋势 |
| 4.2 北极新奥尔松地区夏季O_3垂直柱含量 |
| 4.2.1 被动DOAS观测的O_3垂直柱总量 |
| 4.2.2 地基被动DOAS与星载OMI对O_3观测结果的对比及分析 |
| 4.2.3 北极新奥尔松地区O_3柱含量总体变化趋势 |
| 4.3 南北极O_3柱含量的对比 |
| 4.3.1 南北极O_3柱含量变化趋势 |
| 4.3.2 南北极O_3柱含量变化机制 |
| 第五章 南极夏季BrO柱含量时空分布特征 |
| 5.1 南极拉斯曼丘陵地区夏季BrO斜柱含量 |
| 5.1.1 BrO dSCD的观测结果及分布特征 |
| 5.1.2 BrO的垂直分布 |
| 5.2 BrO垂直柱含量及混合比 |
| 5.2.1 BrO垂直柱含量的变化趋势 |
| 5.2.2 对流层BrO混合比 |
| 5.2.3 BrO混合比与对流层O_3变化趋势的对比 |
| 5.3 BrO的来源 |
| 第六章 北极夏季NO_2柱含量时空分布特征 |
| 6.1 北极新奥尔松地区夏季NO_2垂直柱含量 |
| 6.1.1 NO_2 DSCD的观测结果及分布特征 |
| 6.1.2 NO_2 VCD结果及与星载OMI对O_3观测结果的对比及分析 |
| 6.2 NO_2混合比及来源分析 |
| 6.3 NO_2的日变化及分布 |
| 小结 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 在读期间发表文章 |
四、南极臭氧浓度再次降低（论文参考文献）
- [1]银川紫外辐射特征及TUV模式适用性研究[J]. 严晓瑜,杨苑媛,纳丽,缑晓辉,龚晓丽,邓敏君,杨亚丽. 环境科学学报, 2021(09)
- [2]京津唐地区近地面臭氧反演与时空分布特征分析[D]. 李紫微. 西安科技大学, 2021
- [3]南极大陆沿岸地面臭氧损耗事件的研究[J]. 冶磊,卞林根,汤洁,丁明虎,郑向东,高志球. 气象学报, 2017(03)
- [4]南极地面臭氧的本底特征及其影响因素[D]. 冶磊. 南京信息工程大学, 2017(03)
- [5]全球大气臭氧总量变化趋势及其区域气候影响机制研究[D]. 白开旭. 华东师范大学, 2015(03)
- [6]近30年来南极海冰增长的本质特征及其影响机制[D]. 樊婷婷. 中国海洋大学, 2015(10)
- [7]海温和臭氧变化对平流层气候的影响[D]. 胡定珠. 兰州大学, 2015(02)
- [8]剩余环流演变及其对痕量成分分布的影响[D]. 樊雯璇. 云南大学, 2014(07)
- [9]利用WACCM4模式对平流层大气组成的模拟研究[D]. 潘晨. 南京信息工程大学, 2013(02)
- [10]南极拉斯曼丘陵湖泊生态气候变化及南北极痕量气体在线监测探索[D]. 罗宇涵. 中国科学技术大学, 2012(01)