一、Prediction of the trend of total column ozone over the Tibetan Plateau（论文文献综述）
熊思章,陈权亮[1]（2020）在《青藏高原上空臭氧的时空演变特征》文中认为为研究青藏高原上空臭氧的时空演变特征,利用1979年1月-2018年12月的MSR2臭氧总量月平均资料,通过气候统计学方法,对青藏高原上空臭氧总量的时空分布以及臭氧低谷强度变化特征进行分析。结果表明,青藏高原上空的臭氧总量分布具有明显的纬向特征,随纬度增高而增大,也存在明显的季节变化,冬春季较多,夏秋季较少;青藏高原上空臭氧总量在不同时期段的变化趋势表现不同,在1979-1998年呈递减的趋势,其递减率为0.65 DU/a,在1999-2018年呈递增的趋势,其递增率为0.20 DU/a,而1979-2018年整体呈现递减的趋势,其递减率为0.16 DU/a,且存在显着的准2～3年、准4年和准8～11年周期振荡;青藏高原上空臭氧总量的季节变化呈现正弦曲线的形状,最大值出现在3月,最小值出现在10月,而同纬度的无山地区的最大值出现在4月,最小值出现在11月。高原上空臭氧总量一年四季都低于同纬度带无山地区,且在各月（除10月）均呈现下降的趋势;臭氧低谷的强度在5月达到最强,11月最弱,且在夏秋季节呈现缓慢减弱的趋势,而在冬春季节呈现加强的趋势。
熊思章[2]（2020）在《青藏高原上空臭氧的时空演变特征及其对周边地区气温和降水的影响》文中认为利用1979-2018年MSR2（Multi sensor reanalysis）再分析臭氧总量月平均数据,分析了青藏高原上空臭氧总量的时空演变及臭氧低谷强度变化特征。进一步利用欧洲中期数值预报中心ERA-interim提供的2m温度逐月再分析资料和CRU月平均降水数据,通过经验正交函数分解（EOF）方法对青藏高原及其周边地区气温和降水的时空演变特征进行了研究。结合欧洲中期数值预报中心提供的经向风、纬向风、位势高度、垂直速度、比湿等物理量以及潜热、感热、净长波辐射、净短波辐射等热通量逐月再分析资料,通过对比分析以及合成分析等方法研究臭氧变化对青藏高原及其周边地区降水和气温的可能影响及机制,得出以下主要结论:（1）青藏高原上空的臭氧总量分布存在明显的纬向特征和季节变化,冬春季较多,夏秋季较少。并且不同时期段呈现出的变化趋势有所不同,在1979～1998年之间臭氧总量呈递减的趋势,在1999～2018年之间的臭氧总量呈递增的趋势,而1979～2018年青藏高原上空臭氧总量总体呈现出递减的趋势。青藏高原上空臭氧总量最大值出现在每年的3月份,而最小值出现在每年的10月份。青藏高原上空臭氧总量存在显着的准2-3年、准4年和准8-11年周期振荡。（2）同纬度无山地区上空臭氧总量的最大值出现在4月,最小值出现在11月。青藏高原上空臭氧总量一年四季都低于同纬度带无山地区,且在各月（除10月）均呈现下降趋势;青藏高原上空的臭氧总量与同纬度无山地区的差值表征青藏高原臭氧低谷的强度,其强度在5月达到最强,11月最弱,且在夏秋季节呈现缓慢减弱的趋势,而在冬春季节呈现加强的趋势。（3）气温距平场第一特征向量场呈现出全区一致的正信号,表示青藏高原及其周边地区的气温变化的区域性较小。青藏高原及其周边地区在过去的40年表现出增温的趋势,且有进一步上升的趋势。第二特征向量场的空间分布特征表现为南北反向变化,青藏高原及其周边地区气温变化除了有全区一致变化特征之外,还存在着一定的区域差异性特征。降水距平场第一特征向量场基本呈现出全区一致的正信号,表示青藏高原及其周边地区的降水变化的区域性较小。青藏高原及其周边地区在过去的40年降水的变化趋势不显着。（4）在臭氧异常偏高年夏季,四川和云南西部地区降水比多年平均偏高,高原以南和高原东南地区降水比多年平均偏低。结合臭氧异常年大气环流场的差异特征分析得,在850h Pa上,我国华南地区、东南部及南海大部分地区的位势高度偏大,且在该地区上空存在一个反气旋性环流;在阿拉伯海地区的位势高度偏小,且该地区上空存在一个气旋性环流;在500h Pa上,850h Pa上的反气旋性环流增强,而气旋性环流减弱且出现一个反气旋性环流;在200h Pa上,反气旋性环流始终存在,使得经孟加拉湾、经过中南半岛到达西南地区的西南气流增强,这为西南地区形成降水提供了有利的条件。从垂直速度场可以得到,在中高层四川、云南大部分地区和高原东南部地区的气流表现出较强上升运动,说明有利于降水产生,而高原以南地区的气流表现出较强的下沉运动,说明不利于降水产生。与水汽输送场结合来看,除了四川盆地外,在西南地区的水汽通量散度比多年平均低,存在明显的水汽辐合,同时西南方向输送至西南地区的水汽通量较强,说明在该地区降水偏多;而在高原及高原以南的地区存在水汽辐散,说明以上地区降水偏少。臭氧异常偏低年夏季的情况基本上与臭氧偏强年相反。（5）在臭氧异常偏高年夏季,四川、重庆、贵州、新疆大部分地区气温比多年平均偏低,高原及高原以南和云南地区气温比多年平均偏高。结果热通量分布特征分析得,在偏高年,四川和重庆的潜热、感热、净长波和净短波辐射通量均比多年平均偏高,而云南地区的潜热、感热、净长波和净短波辐射通量均比多年平均偏低,臭氧异常偏高年夏季与偏低年基本是相反的。
王晴[3]（2020）在《青藏高原地区大气臭氧变化特征及其与大气温度变化之间的可能联系》文中提出本文利用TOMS和OMI组成的臭氧总量月平均数据集和ERA-Interim、MERRA-2大气温度再分析资料,使用线性回归、EOF分解、IDW插值等方法,分析1980—2018年青藏高原上空臭氧总量与大气温度的分布及变化过程。结果表明,1980—2018年内,高原臭氧总量呈现减少趋势,递减速率为0.34DU/a,同期高原上空大气温度在平流层下部呈现降温趋势（0.01—0.08℃/a）,在对流层上部呈现增温趋势（0.01—0.07℃/a）。以臭氧总量最低值出现的时间为节点,青藏高原臭氧总量和大气温度均在2008年以来表现出逆转变化趋势,其中春季逆转趋势最显着。高原臭氧总量由2008年之前的减少趋势（-0.54DU/a）逆转为增加趋势（0.47DU/a）。同期大气温度在平流层下部由原来的降温趋势逆转为增温趋势,在对流层上部由原来的增温趋势逆转为降温趋势。利用SUBV（/2）星下点臭氧遥感资料,结合大气温度再分析资料,对青藏高原内典型地区（西藏自治区拉萨市和青海省共和县）春季臭氧和大气温度变化趋势的差异性进行对比。拉萨和共和两个地区的臭氧和大气温度逆转趋势均发生于1999年。1999年以来,拉萨（0.59DU/a）臭氧总量增加速率稍快于共和（0.37DU/a）,其中,拉萨在63.9—25.5hPa上的臭氧增加趋势（0.05—0.08DU/a）也要快于共和（-0.02—0.03DU/a）。同期,拉萨在平流层下部有较快的增温速率,共和增温速率稍慢,在对流层上部拉萨的降温速率也要快于共和降温速率。对臭氧总量和大气温度进行相关性分析,探究臭氧变化与大气温度变化之间的可能联系。相关系数表明,高原地区臭氧总量与大气温度之间具有良好的相关关系:臭氧总量与平流层下部大气温度呈现正相关关系,相关系数为0.4—0.9,与对流层上部大气温度呈现负相关关系,相关系数为-0.4—-0.9。利用回归系数探究大气温度对臭氧总量改变的响应:臭氧增加（减少）时,大气温度在平流层下部呈现增温（降温）趋势,在对流层上部呈现降温（增温）趋势,并且臭氧变化较快时,大气温度也具有较快的变化速率。青藏高原地区大气温度变化趋势与同期臭氧总量变化特征紧密相关,由此认为,高原臭氧总量的快速恢复可能是引起大气温度逆转趋势的一个重要影响因素。
王晴,黄富祥,夏学齐[4]（2019）在《2008年以来青藏高原春季大气温度逆转趋势及其与臭氧总量变化之间的可能联系》文中研究说明利用ERA-Interim和MERRA-2再分析资料,考察1980—2017年青藏高原大气温度变化趋势和规律,年、季、月不同时间尺度分析结果均揭示2008年以来青藏高原春季大气温度变化呈现逆转趋势:高原上空平流层下部15050hPa呈现明显的增温趋势（1.02.7℃/10a）,对流层上部300175hPa呈现明显的降温趋势（-3.1-1.0℃/10a）,这与此前的大气温度变化趋势完全相反。利用TOMS和OMI卫星臭氧遥感资料,考察同期青藏高原臭氧总量变化特征,表明2008年以来青藏高原臭氧总量也表现出逆转的增加趋势,与大气温度逆转趋势吻合,从冬末至春季各月均有显着增加趋势,尤以5月臭氧总量增加速率最大,达13.7 DU/10a。青藏高原春季大气温度变化趋势与同期臭氧总量变化特征紧密相关,2008年后臭氧总量的快速恢复可能是引起大气温度逆转趋势的一个重要影响因素。
唐舟[5]（2019）在《氯元素对青藏高原上平流层臭氧谷的作用》文中进行了进一步梳理本文利用TOMS,OMI,MLS以及HALOE多种卫星资料,进行青藏高原臭氧谷的验证和特征的分析。利用MLS资料和多元线性回归方法,寻找可能影响青藏高原上平流层臭氧量以及臭氧低值形成的化学成分。接着利用WACCM4模式验证化学成分对于臭氧谷上平流层低值区域形成的影响。得到以下的主要结论:（1）青藏高原上空的臭氧,春季最多,秋季最少。青藏高原臭氧低谷在4月10月确定存在。从纬向分布来看,青藏高原臭氧低值中心,在夏季最强,在冬季最弱。随着时间的推移,青藏高原上空臭氧总量减少。然而TCO*的年代之间的变化不是特别明显。青藏高原上空的臭氧O3*垂直方向上,四季都存在双负值中心的结构。下部中心位于下平流层,春夏秋三个季节位于70hPa附近,冬季位于30hPa附近。而上部中心位于上平流层10-1hPa,位置随着季节的变化而改变。下层中心在春夏季节比较强,而上层中心在秋冬季节比较强。在上平流层10-1hPa的积分中,MLS资料和HALOE资料中,春夏秋三个季节,亚洲大陆上存在明显的负值中心,且春夏季节位于青藏高原上空,然而在下平流层100-30hPa的积分中春夏秋三个季节,亚洲大陆上存在明显的负值中心,但是只在HALOE资料的春季位于青藏高原上空。（2）总体看来,ClO,HCl,CH3Cl,HCN以及CH3CN这五种化学成分对于青藏高原臭氧低值中心变化的影响都很小。只在秋季,ClO,HCl,CH3Cl以及HCN这四种化学成分对青藏高原上平流层臭氧低值中心的变化有作用。但是,化学成分对于青藏高原上平流层臭氧量的变化作用比较重要。并且在不同季节,起着主要作用的化学成分不尽相同。春季和冬季主要起作用的化学成分是HCl。夏季主要起作用的化学成分是ClO,HCl和HCN,而秋季ClO,HCl和CH3Cl对于臭氧的影响更重要。（3）利用WACCM4模拟青藏高原臭氧谷的双心结构,通过比较春夏秋冬四季青藏高原上空的臭氧纬偏廓线的分布,模式模拟出的臭氧谷的垂直结构与季节变化,都和卫星资料接近。对于上平流层低值中心的模拟,位置偏东,强度相近。氯与臭氧的反应以及氧化氯和氧原子的反应分别主要在春夏冬和春夏对青藏高原附近上平流层的臭氧低值中心的形成起着促进作用。到了冬季,氧化氯和氧原子的反应反而抑制了高原附近低值中心的形成。
陈雪萍[6]（2019）在《基于卫星遥感的中国西部地区臭氧总量分布特征及其成因分析》文中研究指明臭氧作为大气中一种重要的微量气体,目前已经成为影响城市大气环境质量的重要污染物,由于其在生态环境和人体健康方面所产生的效应以及在大气光化学中的作用而逐渐引起了科学家和公众的极大关注。近年来,受西部大开发战略及“一带一路”战略的影响,西部地区的大气环境问题也开始得到越来越多的关注。相比较地面观测站,卫星遥感技术具有能在连续空间范围内,有规律的观测大尺度区域数据的特点,可弥补地面观测站在空间范围上的不足。因此,本文以中国西部地区作为研究区域,利用2007-2017年OMI遥感监测数据,对西部上空11a的臭氧总量时空分布特征进行了分析;并且通过经度、纬度、地形等要素,对研究区臭氧总量浓度分布原因作了探讨。主要研究结论包括:（1）空间分布上:总体上,2007-2017年共计11a西部地区臭氧总量呈现出随纬度平行分布的趋势,且随着纬度不断升高,臭氧浓度值不断增大。年际上,2007-2011年,臭氧浓度高值区在不断扩大,低值区范围逐渐缩小甚至缺失。2013-2017年,臭氧浓度高值区范围逐渐减小直到消失,次低值区及次高值区范围逐又南向北逐渐扩大。季节上,冬春季臭氧浓度等级分布较多,春季高值区分布纬度较冬季纬度低,分布面积广,夏秋季节臭氧高值区均缺失。月际分布上,1-6月,臭氧浓度高值区、低值区分布面积逐渐缩小到缺失,次高值区、次低值区范围逐渐扩大,向北延伸。7-12月臭氧浓度次高值区、低值区从无到有,面积逐渐扩大。（2）时间分布上:年际变化上,2007-2017年,臭氧浓度呈先上升后下降的趋势,2010年达到峰值,为308.51DU。最小值出现在2017年,为278.58DU。季节变化上,表现出明显的季节变化特征,四个季节臭氧浓度值大小依次为:春季>冬季>夏季>秋季,且夏季年际波动幅度最大。月际上,11a来,西部地区臭氧浓度月均值在239354DU范围内浮动变化,呈正弦曲线分布。典型省市臭氧浓度分布上得出结论为,纬度越高,臭氧浓度值越大;臭氧浓度最大、最小值出现时间也会同步提前或推后。（3）总结分析西部地区臭氧浓度时空分布的原因。2010年臭氧总量浓度达到最大值,并且11a来均是冬春季臭氧浓度值比较高、夏秋季臭氧浓度值比较低,原因是:臭氧主要在赤道上空的平流层生成,并通过大气环流由赤道地区,向高纬地区输送。在冬季,低纬赤道地区的臭氧生成量较大,由于大气环流向高纬地区输送以及时间滞后导致春季臭氧浓度较高,反之,秋季北半球臭氧总量较低。（4）臭氧浓度经纬向变化分析结果为,选取37°N不同的三个城市榆林、金昌、喀什。发现三个地区年际变化、月际变化臭氧浓度变化趋势均表现一致,位置偏东的地区比偏西的地区臭氧浓度值略高一些。选取109°E经度带三个城市银川、广元、贵阳,发现年际变化不大,月际变化有显着差异。北方地区比南方地区臭氧浓度值大,且臭氧浓度最大值、最小值出现的时间早。研究表明:同一纬度带臭氧总量的差异,主要是由太阳辐射纬度分布不均造成的;而同一纬度臭氧总量分布不均匀,主要是由于行星波扰动对臭氧的动力输送作用导致的。（5）地形因素:本文选取了北纬27°33°,东经75°113°区域,做了臭氧浓度季节空间分布图和所选取区域内三种不同地形（青藏高原、四川盆地、长江中下游平原）臭氧浓度月均值分析得出:青藏高原地区夏季出现一个明显的“臭氧低谷”。结果表明:动力-热力是夏季青藏高原地区出现低值中心的原因。不同地形月均值对比分析发现,长江中下游地区与四川盆地月均值变化不大,但是臭氧浓度值均比青藏高原地区高,是因为高原地形所具有的独特的环流形式将臭氧含量较低的低层空气带到高层,稀释高空臭氧含量,从而影响整个大气柱中的臭氧含量。而盆地地形阻碍污染物扩散,且四川盆地气候湿润促进了光化学反应进程,所以较青藏高原地区臭氧含量高。（6）敏感控制区:整个西部地区无VOCs控制区。绝大部分地区为NOx控制区,VOCs-NOx协同控制区主要集中分布在西北部地区,西南地区几近无VOCs-NOx协同分布区。整体来看,NOx控制区分布相对比较稳定,VOCs-NOx协同控制区分布以外,均为NOx控制区。是因为西北有些地区工业分布相对集中,但整体来说西北地区气候干旱,植被稀疏,荒漠戈壁广布。而西南地区地形以山地为主,气候相对湿润,降水丰沛,山地森林覆盖率高,植被覆盖度大。所以受NOx控制区影响明显。
徐雯雯[7]（2019）在《定常和瞬变臭氧输送对夏季青藏高原臭氧谷及其极端强事件的作用》文中指出本文利用欧洲中期预报中心ERA-Interim再分析资料,对青藏高原臭氧谷极端事件进行定义再研究其特征,利用Lorenz环流分解的方法再结合MLS卫星观测资料研究夏季UTLS区和上平流层臭氧输送特征,对定常和瞬变输送的情况进行分析,从而进一步讨论臭氧输送对夏季青藏高原臭氧谷极端强事件的作用,得到以下主要结论:（1）夏季UTLS区和上平流层臭氧输送均使得夏季青藏高原臭氧谷加强,二者皆是定常输送起到主要作用,瞬变输送作用较弱使得臭氧谷略微减弱。定常和瞬变输送的共同作用,从纬向和经向两个方向来看,纬向臭氧输送使得臭氧谷加强且强度较强,经向臭氧输送使得臭氧谷减弱且强度较弱。（2）夏季UTLS区定常臭氧纬向输送STu2项对臭氧谷的作用强度最强,使臭氧谷加强;定常经向输送第STv2项作用最强,使臭氧谷减弱。行星尺度瞬变臭氧纬向输送TTu2、TTu3、TTu4作用均较强;瞬变臭氧经向输送第TTv3项作用较大,使臭氧谷加强。天气尺度瞬变臭氧输送中TTu3、TTu4的作用比较明显,均使臭氧谷加强。在天气尺度瞬变臭氧经向输送中,TTv3和TTv4的作用较强。夏季上平流层定常臭氧纬向输送STu2项对臭氧谷的作用强度最强,使臭氧谷加强;定常经向输送第STv2项作用最强,主要使臭氧谷区下部减弱上部加强。瞬变臭氧纬向输送中TTu3的作用较强,使臭氧谷区下部略有加强。瞬变臭氧经向输送三项均使臭氧谷区大部分地区加强,但强度较小。（3）OVTP极端强事件夏秋季节多发,在10月出现最多;普通强事件春夏季多发,在7月出现最多。极端弱事件秋冬季多发,在12月出现最多;普通弱事件冬季多发,1月出现最多。极端强（弱）事件出现频率显着增加（减少）。极端强事件的面积和强度均在秋季最大,10月达到最大值;普通强事件的面积和强度均在夏季最大,7月达到峰值。极端弱事件的面积和强度在春夏较小,4月达到最小值;普通弱事件的面积和强度在春夏秋均较小,在4月和10月达到极小值。极端和普通强事件的面积（强度）均呈显着增大（增强）趋势。极端和普通弱事件的面积（强度）均呈显着减小（减弱）趋势。（4）夏季UTLS区青藏高原极端强事件中定常纬向、经向输送均较夏季气候态输送特征变化不大,分布特征与强度略有不同,但瞬变输送的作用有明显的变化,尤其是TTv4的作用十分明显,使得臭氧谷明显加强,且在极端强事件的输送中,天气尺度瞬变输送的作用得到了加强,影响明显加大。
刘崧[8]（2019）在《新疆地区大气温度变化特征及典型极端天气监测分析》文中研究指明本文着重考察了1980-2018年塔里木盆地上空对流层-下平流层大气温度和地面气温的变化情况,从臭氧变化角度解释了造成盆地上空大气温度逆转趋势的原因。对于新疆极端天气的研究,本文选取两次以乌鲁木齐为降雪中心的暴雪天气作为典型个例,利用AIRS卫星遥感数据,同时结合HYSPLIT后向轨迹追踪算法,对两次过程中冷、暖气团和水汽的来源及输送路径进行了监测分析,并重点从水汽配置方面论述了影响暴雪强度和持续时间的关键因素。综合以上研究,得出如下结论:（1）自1997年以来,塔里木盆地上空对流层-下平流层（500hPa-50hPa）大气温度存在逆转趋势,在1980-1997年,下平流层呈明显变冷趋势,对流层呈现增温趋势;在1998-2018年,下平流层转为变暖趋势,对流层的变暖趋势与前一阶段相比明显弱化,在秋、冬季节甚至出现变冷迹象。（2）塔里木盆地上空臭氧总量在1997年前后同样存在逆转趋势,且这种逆转趋势在冬季最为显着。盆地上空臭氧总量的逆转趋势,表明平流层臭氧正在处于恢复阶段。（3）通过分析塔里木盆地上空各高度层大气温度与臭氧总量之间的相关关系可以发现,平流层大气温度与臭氧总量之间呈正相关;对流层大气温度与臭氧总量之间呈负相关。由此可以推断平流层臭氧的恢复作用是导致塔里木盆地上空自1997年以来大气温度发生逆转趋势的一个重要原因。（4）通过分析两次极端暴雪过程的监测结果可以发现,影响北疆暴雪的水汽主要来自黑海、里海、咸海、巴尔喀什湖和阿拉伯海等地;冷气团主要来自北欧和西伯利亚等地;暖气团的来源和输送路径一般与水汽一致。（5）在2015年12月10-12日乌鲁木齐极端超强暴雪过程中,阿拉伯海上空水汽的持续输送是导致此次暴雪强度空前的关键原因。通过比较两次暴雪过程可以发现,有无充足、持续的水汽补充是决定暴雪强度和持续时间的重要因素。
赵川鸿,赵鹏国,周筠珺[9]（2018）在《西南地区臭氧空间分布及变化趋势》文中研究指明本文利用2003年1月—2012年12月的MSR2臭氧总量月平均资料对四川盆地（28～31°N,104～106°E）、青藏高原（27～37°N,80～95°E）、云贵高原（23～27°N,98～106°E）3个区域的臭氧总量空间分布及变化趋势进行了对比分析。得到了以下结论,四川盆地常年存在臭氧总量最大值,青藏高原次之,云贵高原最低。在2003—2012年这10 a间西南地区臭氧总量总体呈上升趋势,这同全球臭氧总量近几十年的变化趋势相一致,其中上升趋势云贵高原>四川盆地>青藏高原。西南地区在这十年间分别出现了臭氧总量最小值年（2008年）和臭氧总量最大值年（2010年）,其中青藏高原还出现了一个臭氧总量最小值年（2004年）。就臭氧总量季节变化而言,在2003—2012年10 a间西南地区臭氧总量在春季存在最大值,但是青藏高原的臭氧总量在秋季存在最小值,而四川盆地和云贵高原的臭氧总量在冬季存在最小值。
仕仁睿[10]（2017）在《青藏高原臭氧总量对太阳活动的响应及其对热带对流层顶高度的影响》文中提出基于欧洲中长期天气预报中心（ECMWF）提供的近37a （1979—2015年）ERA-interim臭氧总量月平均资料,并结合美国宇航局（NASA）由臭氧总量测绘光谱仪（TOMS）与太阳紫外线后向散射仪（SBUV）相结合得到的近30a（1979—2008年）TOMS/SBUV臭氧总量月平均资料,分析了青藏高原臭氧总量及其亏损（高原与同纬度非高原地区臭氧总量时间序列的差值）的8～12a演变特征;利用美国国家海洋与大气管理局（NOAA）国家地球物理数据中心（NGDC）提供的10.7cm太阳辐射通量资料,讨论了高原臭氧总量对于太阳辐射通量的响应;并在分析高原臭氧总量变化对高原平流层下部/对流层中上部温度的影响的基础上,重点研究了高原臭氧总量与高原热带对流层顶高度的定量关系。结果表明:（1）就高原臭氧而言,ERA-interim臭氧数据与TOMS/SBUV臭氧数据较为一致,前者较后者的偏差不超过5%。（2）近37a （1979—2015年）各季高原臭氧总量的下降幅度明显小于近30a（1979—2008年）的下降幅度,表明近年来高原臭氧总量的下降趋势有所减缓。高原臭氧总量亏损近37a均呈现下降趋势（尤其是春季）,这表明高原臭氧总量的下降趋势仍强于同纬度非高原地区,特别是春季高原臭氧亏损加剧。（3）各季高原臭氧总量及其亏损均存在显着的8～12a振荡周期,滤除高频变化信号后,高原臭氧总量（亏损）的高低值年对应（落后）于太阳辐射通量的峰谷期。高原较同纬度平原地区对太阳活动有更加强烈的响应信号。（4）高原臭氧总量的减少伴随着平流层下部温度的降低,而对流层中上部的温度则表现为升高,春季高原臭氧总量与温度的相关最为密切。高原臭氧总量与各层温度的关系较同纬度平原地区更密切。（5）当高原臭氧总量减少（增加）时,高原热带对流层顶高度偏高（低）;高原臭氧总量每减少（增加）1DU,对应于高原热带对流层顶高度升高（降低）6.7～9.9 m左右,近37a高原臭氧总量的趋势变化解释了高原热带对流层顶高度趋势变化的5.1%～31.5%。高原热带对流层顶高度的平均值和上升趋势全年均略大于同纬度平原地区。
二、Prediction of the trend of total column ozone over the Tibetan Plateau（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、Prediction of the trend of total column ozone over the Tibetan Plateau（论文提纲范文）
（1）青藏高原上空臭氧的时空演变特征（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 资料与方法 |
| 2 结果分析 |
| 2.1 青藏高原上空臭氧总量的空间分布特征 |
| 2.2 青藏高原上空臭氧总量的时间变化特征 |
| 2.3 青藏高原臭氧低谷的强度变化特征 |
| 3 结论 |
（2）青藏高原上空臭氧的时空演变特征及其对周边地区气温和降水的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 课题研究的背景和意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 青藏高原臭氧的研究进展 |
| 1.2.2 臭氧变化对气候影响的研究进展 |
| 1.3 本文研究的主要内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料介绍 |
| 2.2 数据处理方法 |
| 2.2.1 相关分析与t检验 |
| 2.2.2 水汽通量与水汽通量散度 |
| 第三章 青藏高原上空臭氧的时空演变特征 |
| 3.1 青藏高原上空臭氧总量的空间分布特征 |
| 3.2 青藏高原上空臭氧总量的时间变化特征 |
| 3.3 青藏高原臭氧低谷的强度变化特征 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 青藏高原及其周边地区气温和降水的时空演变特征 |
| 4.1 青藏高原及其周边地区气温的时空演变特征 |
| 4.2 青藏高原及其周边地区降水的时空演变特征 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 青藏高原上空臭氧变化对气温和降水的可能影响 |
| 5.1 青藏高原上空臭氧异常年的定义 |
| 5.2 臭氧变化对青藏高原及其周边地区降水的可能影响及机制 |
| 5.2.1 臭氧异常年降水的变化特征 |
| 5.2.2 臭氧异常年大气环流场的差异特征 |
| 5.3 臭氧变化对青藏高原及其周边地区气温的可能影响及机制 |
| 5.3.1 臭氧异常年气温的变化特征 |
| 5.3.2 臭氧异常年热通量的差异特征 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论和讨论 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 作者在读期间科研成果简介 |
| 致谢 |
（3）青藏高原地区大气臭氧变化特征及其与大气温度变化之间的可能联系（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 .研究背景 |
| 1.1.1 气候与气候变化 |
| 1.1.2 大气臭氧变化与气候变化的关联 |
| 1.1.3 青藏高原地区气候与臭氧的变化 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 大气臭氧卫星探测技术的发展 |
| 1.2.2 青藏高原大气臭氧变化问题研究进展 |
| 1.2.3 青藏高原大气温温度变化问题研究进展 |
| 1.3 研究内容 |
| 第二章 数据与方法 |
| 2.1 研究数据 |
| 2.1.1 臭氧数据 |
| 2.1.2 大气温度数据 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 线性回归 |
| 2.2.2 反距离加权插值 |
| 2.2.3 经验正交函数分解 |
| 第三章 青藏高原臭氧总量时空变化特征 |
| 3.1 青藏高原臭氧总量分布特征 |
| 3.1.1 高原臭氧总量年分布特征 |
| 3.1.2 高原臭氧总量月分布特征 |
| 3.1.3 高原臭氧总量纬向分布特征 |
| 3.2 青藏高原臭氧日变化特征 |
| 3.3 青藏高原臭氧总量变化趋势 |
| 3.3.1 基于经验正交函数的臭氧总量年变化时空特征 |
| 3.3.2 高原臭氧总量年变化特征 |
| 3.3.3 高原臭氧总量月变化特征 |
| 第四章 青藏高原大气温度变化及与臭氧总量变化的联系 |
| 4.1 青藏高原大气温度分布特征 |
| 4.2 青藏高原大气温度变化趋势 |
| 4.2.1 高原大气温度年变化特征 |
| 4.2.2 高原大气温度月变化特征 |
| 4.3 臭氧总量与大气温度相关关系 |
| 4.3.1 年相关关系 |
| 4.3.2 月相关关系 |
| 4.3.3 大气温度对臭氧总量改变的响应 |
| 第五章 青藏高原典型地区大气臭氧与大气温度变化特征对比 |
| 5.1 拉萨和共和臭氧变化特征 |
| 5.1.1 拉萨和共和臭氧总量变化特征 |
| 5.1.2 拉萨和共和臭氧日变化特征 |
| 5.1.3 拉萨和共和臭氧廓线变化特征 |
| 5.2 拉萨和共和大气温度变化特征 |
| 5.3 拉萨和共和臭氧与大气温度之间的联系 |
| 5.3.1 臭氧总量与大气温度的相关系数 |
| 5.3.2 大气温度对臭氧总量变化的相应 |
| 第六章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（4）2008年以来青藏高原春季大气温度逆转趋势及其与臭氧总量变化之间的可能联系（论文提纲范文）
| 引言 |
| 1 资料和方法 |
| 2 2008年以来青藏高原春季大气温度逆转趋势 |
| 3 同期青藏高原上空臭氧总量变化趋势 |
| 4 大气温度逆转趋势与臭氧总量变化之间的可能联系 |
| 5 结论与讨论 |
（5）氯元素对青藏高原上平流层臭氧谷的作用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| 1.研究的重要性 |
| 2.研究的进展 |
| 3.科学问题与研究内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.1.1 TOMS资料 |
| 2.1.2 OMI资料 |
| 2.1.3 MLS资料 |
| 2.1.4 HALOE资料 |
| 2.2 方法介绍 |
| 2.2.1 多元线性回归分析 |
| 2.2.2 臭氧单位转换 |
| 2.2.3 WACCM4 模式简介 |
| 第三章 青藏高原臭氧谷双中心结构的特征 |
| 3.1 青藏高原上臭氧柱总量的季节变化 |
| 3.2 青藏高原上臭氧柱总量纬偏的季节变化 |
| 3.3 青藏高原上臭氧偏差的垂直结构 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 氯元素对青藏高原臭氧谷上平流层中心的作用 |
| 4.1 影响青藏高原臭氧谷上平流层中心的化学成分的多元回归分析 |
| 4.2 WACCM4 模式的评估 |
| 4.3 WACCM4 模式中氯原子与臭氧反应的作用 |
| 4.4 WACCM4 模式中氧化氯与氧原子反应的作用 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 结论与讨论 |
| 5.1 全文总结 |
| 5.2 本研究的创新与特色 |
| 5.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 个人简介 |
| 致谢 |
（6）基于卫星遥感的中国西部地区臭氧总量分布特征及其成因分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 臭氧的性质、来源及影响 |
| 1.2.1 平流层臭氧 |
| 1.2.2 对流层臭氧 |
| 1.2.3 产生影响 |
| 1.3 大气臭氧的观测发展 |
| 1.3.1 大气臭氧地基探测仪器及方法 |
| 1.3.2 大气臭氧卫星遥感探测仪器及方法 |
| 1.4 大气臭氧国内外研究进展 |
| 1.4.1 国外研究进展 |
| 1.4.2 国内研究进展 |
| 2 研究区概况 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 气候 |
| 2.3 地形地貌 |
| 3 数据来源及处理 |
| 3.1 遥感数据来源及处理 |
| 3.2 技术路线 |
| 4 结果与分析 |
| 4.1 西部地区大气臭氧柱浓度总体空间变化特征 |
| 4.2 西部地区大气臭氧柱浓度总体时间变化特征 |
| 4.3 西部地区典型省(市)大气臭氧柱浓度变化趋势 |
| 5 影响因素分析 |
| 5.1 经纬向臭氧总量变化分析 |
| 5.2 地形分布特征 |
| 5.3 敏感控制区 |
| 6 结论与展望 |
| 6.1 研究结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士期间发表的科研成果目录 |
| 致谢 |
（7）定常和瞬变臭氧输送对夏季青藏高原臭氧谷及其极端强事件的作用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 研究进展 |
| 1.2.1 极区臭氧洞与青藏高原臭氧谷 |
| 1.2.2 臭氧损耗极端事件 |
| 1.2.3 夏季青藏高原臭氧谷形成机制 |
| 1.3 科学问题 |
| 1.4 研究内容 |
| 第二章 资料和方法 |
| 2.1 资料 |
| 2.1.1 ERA-Interim再分析资料 |
| 2.1.2 MLS卫星资料 |
| 2.2 方法 |
| 2.2.1 Lorenz环流分解 |
| 2.2.2 面积指数与强度指数 |
| 2.2.3 线性趋势 |
| 2.2.4 滑动平均 |
| 2.2.5 合成分析 |
| 2.2.6 显着性检验 |
| 第三章 臭氧输送对夏季青藏高原臭氧谷的作用 |
| 3.1 青藏高原臭氧谷的气候特征 |
| 3.1.1 水平分布 |
| 3.1.2 垂直分布 |
| 3.2 UTLS区臭氧输送特征 |
| 3.2.1 臭氧总输送的作用 |
| 3.2.2 定常臭氧输送的作用 |
| 3.2.3 瞬变臭氧输送的作用 |
| 3.2.4 风场与臭氧对瞬变输送的影响 |
| 3.3 上平流层臭氧输送特征 |
| 3.3.1 臭氧总输送的作用 |
| 3.3.2 定常臭氧输送的作用 |
| 3.3.3 瞬变臭氧输送的作用 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 青藏高原臭氧谷极端和普通事件的定义与特征 |
| 4.1 臭氧谷极端和普通事件的定义 |
| 4.2 臭氧谷极端和普通事件的频次特征 |
| 4.3 臭氧谷极端和普通事件的面积和强度特征 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 臭氧输送对夏季青藏高原臭氧谷极端强事件的作用 |
| 5.1 臭氧总输送的作用 |
| 5.2 定常臭氧输送的作用 |
| 5.3 瞬变臭氧输送的作用 |
| 5.3.1 行星尺度瞬变臭氧输送 |
| 5.3.2 天气尺度瞬变臭氧输送 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论和讨论 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 创新与特色 |
| 6.3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（8）新疆地区大气温度变化特征及典型极端天气监测分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 研究现状与进展 |
| 1.2.1 新疆地区气候变化研究进展 |
| 1.2.2 极端暴雪天气研究进展 |
| 1.3 选题意义及研究目标 |
| 1.3.1 选题意义 |
| 1.3.2 研究目标 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 完成工作量 |
| 第二章 数据与方法 |
| 2.1 使用数据 |
| 2.1.1 ERA-Interim再分析资料 |
| 2.1.2 MERRA-2 再分析资料 |
| 2.1.3 臭氧总量数据 |
| 2.1.4 AIRS大气温度和可降水量遥感反演数据 |
| 2.1.5 NCEP/NCAR再分析资料 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 滑动t突变检验 |
| 2.2.2 回归分析 |
| 2.2.3 经验正交函数(EOF)分解法 |
| 2.2.4 HYSPLIT后向轨迹追踪算法 |
| 第三章 塔里木盆地上空大气温度变化特征 |
| 3.1 研究区概况 |
| 3.2 1997年以来塔里木盆地上空大气温度逆转趋势 |
| 3.2.1 塔里木盆地上空大气温度突变分析 |
| 3.2.2 塔里木盆地上空大气温度趋势的季节性差异 |
| 3.2.3 塔里木盆地上空大气温度趋势的月变化 |
| 3.2.4 塔里木盆地上空典型月份大气温度变化特征 |
| 3.3 塔里木盆地上空同期臭氧总量变化趋势 |
| 3.3.1 数据一致性检验 |
| 3.3.2 塔里木盆地上空臭氧总量变化趋势 |
| 3.4 塔里木盆地上空大气温度逆转趋势成因分析 |
| 3.4.1 塔里木盆地上空大气温度与臭氧总量的相关关系 |
| 3.4.2 塔里木盆地上空典型月份大气温度逆转趋势成因 |
| 第四章 塔里木盆地地表气温变化特征 |
| 4.1 塔里木盆地地面气温变化情况 |
| 4.2 基于EOF分解的塔里木盆地气温时空变化特征 |
| 4.2.1 1980-1997年塔里木盆地12月份气温EOF分解 |
| 4.2.2 1998-2018年塔里木盆地12月份气温EOF分解 |
| 4.3 塔里木盆地冬季气温逆转趋势成因分析 |
| 第五章 北疆典型暴雪过程的卫星遥感监测 |
| 5.1 2015年冬季乌鲁木齐超强暴雪过程 |
| 5.1.1 冷、暖气团输送过程监测 |
| 5.1.2 水汽输送过程监测 |
| 5.1.3 HYSPLIT后向轨迹分析结果 |
| 5.2 2016年3月乌鲁木齐暴雪过程 |
| 5.2.1 寒潮侵入路径监测 |
| 5.2.2 水汽输送过程监测 |
| 5.2.3 HYSPLIT后向轨迹分析结果 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 总结 |
| 6.2 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（9）西南地区臭氧空间分布及变化趋势（论文提纲范文）
| 引言 |
| 1 资料和处理方法 |
| 2 结果分析 |
| 2.1 西南地区臭氧总量的空间分布 |
| 2.2 西南地区臭氧总量各个季节的空间分布 |
| 2.3 西南地区臭氧总量的年际变化特征 |
| 2.4 西南地区臭氧总量的季节变化特征 |
| 2.5 西南地区臭氧总量的变化趋势和季节变化特征 |
| 3 结论 |
（10）青藏高原臭氧总量对太阳活动的响应及其对热带对流层顶高度的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 青藏高原臭氧总量的概述 |
| 1.2 太阳活动对臭氧总量影响的研究 |
| 1.3 臭氧气候效应的研究 |
| 1.3.1 臭氧总量对温度影响的研究 |
| 1.3.2 臭氧总量对对流层顶影响的研究 |
| 1.4 问题的提出和本研究主要内容 |
| 第二章 资料与方法 |
| 2.1 臭氧总量资料 |
| 2.1.1 TOMS/SBUV臭氧总量月平均资料 |
| 2.1.2 ERA-Interim臭氧总量月平均资料 |
| 2.2 太阳辐射通量资料 |
| 2.3 高空资料 |
| 2.3.1 探空温度和对流层顶资料 |
| 2.3.2 再分析位势高度资料 |
| 2.4 青藏高原臭氧亏损的表示方法 |
| 2.5 研究方法简介 |
| 2.5.1 连续小波分析 |
| 2.5.2 交叉小波分析 |
| 2.5.3 交叉谱分析 |
| 第三章 青藏高原臭氧总量的时空演变特征 |
| 3.1 青藏高原臭氧总量的气候分布特征 |
| 3.2 青藏高原臭氧总量的季节变化特征 |
| 3.3 青藏高原臭氧总量的年际变化特征及长期变化趋势 |
| 3.4 青藏高原臭氧总量的周期变化特征 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 青藏高原臭氧总量对太阳活动的响应 |
| 4.1 青藏高原臭氧总量与太阳辐射通量的交叉小波变换特征 |
| 4.2 青藏高原臭氧总量与太阳辐射通量的相关分析 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 青藏高原臭氧总量对高原热带对流层顶高度的影响 |
| 5.1 高原与平原温度的季节变化特征及长期变化趋势 |
| 5.1.1 高原与平原温度的季节变化 |
| 5.1.2 高原与平原温度的长期变化趋势 |
| 5.2 青藏高原臭氧总量与高原温度变化的关系 |
| 5.2.1 高原臭氧总量与其上空各层温度相关关系 |
| 5.2.2 高原臭氧总量与平流层下部/对流层中上部平均温度的逐年演变特征 |
| 5.2.3 高原臭氧总量与平流层下部/对流层中上部平均温度的交叉谱分析 |
| 5.3 青藏高原臭氧总量与高原热带对流层顶高度的关系 |
| 5.3.1 高原臭氧总量与高原热带对流层顶高度的逐年演变特征 |
| 5.3.2 高原臭氧总量与高原热带对流层顶高度的回归分析 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论与讨论 |
| 6.1 小结和讨论 |
| 6.2 本研究的创新和特色 |
| 6.3 工作展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
四、Prediction of the trend of total column ozone over the Tibetan Plateau（论文参考文献）
- [1]青藏高原上空臭氧的时空演变特征[J]. 熊思章,陈权亮. 成都信息工程大学学报, 2020(06)
- [2]青藏高原上空臭氧的时空演变特征及其对周边地区气温和降水的影响[D]. 熊思章. 成都信息工程大学, 2020
- [3]青藏高原地区大气臭氧变化特征及其与大气温度变化之间的可能联系[D]. 王晴. 中国地质大学(北京), 2020(08)
- [4]2008年以来青藏高原春季大气温度逆转趋势及其与臭氧总量变化之间的可能联系[J]. 王晴,黄富祥,夏学齐. 气候变化研究进展, 2019(04)
- [5]氯元素对青藏高原上平流层臭氧谷的作用[D]. 唐舟. 南京信息工程大学, 2019(04)
- [6]基于卫星遥感的中国西部地区臭氧总量分布特征及其成因分析[D]. 陈雪萍. 西北师范大学, 2019(06)
- [7]定常和瞬变臭氧输送对夏季青藏高原臭氧谷及其极端强事件的作用[D]. 徐雯雯. 南京信息工程大学, 2019
- [8]新疆地区大气温度变化特征及典型极端天气监测分析[D]. 刘崧. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [9]西南地区臭氧空间分布及变化趋势[J]. 赵川鸿,赵鹏国,周筠珺. 气象科学, 2018(02)
- [10]青藏高原臭氧总量对太阳活动的响应及其对热带对流层顶高度的影响[D]. 仕仁睿. 南京信息工程大学, 2017(03)