一、Analysis of aerodynamic and thermodynamic parameters on the grassy marshland surface of Tibetan Plateau（论文文献综述）
郭小璇[1]（2021）在《大兴安岭多年冻土区典型湿地地表能量交换和蒸散研究》文中研究说明多年冻土湿地与大气之间不断进行感热、潜热和蒸散等能量和物质交换,形成了独特的湿地生态系统和特有的气候环境,其能量交换变化情况对多年冻土湿地生态环境的发展和区域气候变化有重要的影响,因此深入研究以多年冻土湿地为下垫面的能量通量和水汽交换是十分必要的,但是我国还没有对此生态系统陆面水热通量观测研究。本研究基于涡动相关法,在大兴安岭多年冻土区一块典型湿地开展两年生长季能量通量和蒸散观测,以揭示多年冻土湿地生态系统的能量通量和蒸散的变化规律及影响因素,为深入研究多年冻土湿地能量和水分循环提供较可靠的实际观测数据,可用于大兴安岭地区陆面模式参数化方案的优化和遥感反演资料的校验。主要研究结果如下:（1）大兴安岭多年冻土区湿地生长季内能量交换通量各分量（感热通量、潜热通量、净辐射通量和土壤热通量）日变化均为“单峰”型,正午左右达到峰值,具有明显的季节变化特征。2018年生长季内平均值分别为40.1±30.2 W m-2、47.8±27.5 W m-2、143.3±58.7 W m-2和8.8±5.6 W m-2,2019年生长季内平均值分别为34.7±18.4 W m-2、53.5±23.9 W m-2、116.4±5.2 W m-2和7.5±5.0 W m-2。（2）在季节尺度上,感热通量主要受辐射通量影响,潜热通量主要受辐射通量和温度的影响;在日尺度上,感热通量除受辐射通量影响外,还受空气温度影响较强烈,潜热通量除辐射通量和温度影响之外,风速也是影响其变化的主要环境因子。利用温度、辐射通量、空气饱和水汽压差实际观测数据,通过最小二乘法计算后得到的多元线性拟合方程可以较好的模拟湿地的感热通量和潜热通量季节尺度变化情况。（3）能量分配比率为在生长季内潜热通量占主导地位,占净辐射的33%～45%。2018年和2019年生长季能量闭合率分别为0.83和0.78,均在生长季中期能量闭合率较好,生长季初期和末期能量闭合率较差,整个生长季能量闭合率结果与全球FLUXNET站点报道的能量闭合率的平均值（0.79）较接近。（4）大兴安岭多年冻土区影响蒸散的主要驱动因素为辐射、温度和空气饱和水汽压差,同时由于湿地植被根系对水分毛细传输作用,大大削弱了地下水位变化对蒸散的影响。在春夏季节,如果发生湿地空气温度高,降水少的天气状况,会显着增加全年蒸散量,改变湿地的相关水文过程。（5）植被系数季节变化明显,且日间波动较大,生长初期和末期小于生长季中期,同时在降水量较高的时期会导致实际蒸散高于潜在蒸散的情况发生,即植被系数大于1。利用3种不同的潜在蒸散模型（Penman-Monteith法、Priestley-Taylor法和Makkink法）结合植被系数对实际蒸散进行估算,得到估算结果误差较大,RMSE和MAE在0.82～1.07 mm d-1,这是由于常规植被系数只考虑季节波动,并未考虑日间波动所导致的。通过相关分析发现植被系数与温度之间存在较好的相关性,所以本文利用温度来修正植被系数,并且利用2018年数据进行植被系数修正,2019年数据进行模拟结果验证,模拟误差缩小,RMSE和MAE在0.57～0.79 mm d-1,得到适用于多年冻土湿地蒸散模拟的潜在蒸散模型模拟效果优先级为:Penman-Monteith法>Priestley-Taylor法>Makkink法。
郑颖[2]（2021）在《基于数值模拟的毛乌素沙地植被变化对区域气候和水分平衡影响研究》文中指出土地利用/覆盖变化（Land use and land cover change,LUCC）对气候变化的影响是全球变化研究的重要内容之一。陆地植被变化是LUCC的重要表征,其可通过改变植被覆盖度、地表反照率等生物地球物理属性,调节地表能量平衡和水分循环,进而对区域气候要素和水分平衡产生重要影响。地处干旱半干旱区的毛乌素沙地作为“黄河流域生态保护和高质量发展”国家战略的重要组成部分,是典型的生态环境脆弱区与气候变化敏感区,曾经是我国荒漠化最严重的地区之一。自2000年以来,随着一系列生态恢复工程的实施,该地区植被状况呈现明显好转、生态环境得到显着改善,已成为我国植被恢复和荒漠化逆转最为成功的案例。然而,大规模植被变化对区域气候的生物地球物理调节效应以及对水分平衡的影响仍然缺乏定量评估,亟待开展深入研究。本文以毛乌素沙地为研究对象,首先基于归一化植被指数（Normalized Difference Vegetation Index,NDVI）查明了植被变化的时空特征,并区分了气候变化和人类活动对植被变化的相对贡献;其次,采用数值模拟法,利用WRF-Noah陆-气耦合区域气候模式,定量评估了植被变化对气温、降水等关键气候要素的影响并阐明了其物理过程和机制,在此基础上,进一步评估了植被变化对区域水分平衡的影响;最后,从极端土壤湿度变化的角度模拟了陆面蒸散改变对区域降水的影响潜力,并与外界水汽输送改变对降水的影响相比较,探讨了区域陆面过程（如蒸散）与大尺度大气过程（如外界水汽输送）对降水的相对重要性。本研究可为干旱半干旱地区植被恢复与生态建设提供理论支撑,为深入理解当地气候变化的归因、科学应对气候变化并制定适应性策略提供科学参考,并有望充实和完善植被-气候关系的基础理论。主要研究结果和结论如下:1.2001-2018年毛乌素沙地约有86%的区域植被生长季（5-9月）NDVI呈显着增长趋势（p<0.05）,区域平均变化率为0.049 decade-1。植被状况的显着好转受到气候变化和人类活动的共同影响,其中,大部分区域人类活动的贡献率超过80%,而同期气候变化的贡献率通常不足20%。2.毛乌素沙地植被恢复使夏季地表生物地球物理属性发生强烈改变,植被覆盖度和叶面积指数大幅增加,而地表反照率有所降低。模拟结果显示,响应于植被变化,夏季日均气温降低了0.13-0.32℃,并且夜间最低气温的降温幅度（0.15-0.47℃）明显大于白天最高气温（0.04-0.13℃）,这种不对称降温效应导致气温日较差增加了0.1-0.37℃。同时,植被恢复具有微弱的增湿效应,气温和比湿的联合响应使地面空气热含量减少了0.1-0.4 k J/kg,为当地夏季带来略微冷湿的气候环境条件。此外,植被恢复在一定程度上引起夏季极端高温事件强度和频率的减少以及极端低温事件强度和频率的增加。植被恢复对日均气温产生的降温效应主要归因于蒸散的增加,而土壤热通量的昼夜循环减弱在最低气温变化中发挥了更大的作用。3.毛乌素沙地植被恢复引起区域夏季蒸散增加了0.17 mm day-1,增幅为8%,相当于整个沙地的夏季蒸散耗水量增加了约3.5×108 m3。但由于水汽增加未能引起明显的降水正反馈,同时蒸散冷却作用使大气趋于稳定,在一定程度上会抵消水汽增加可能对降水产生的积极影响,因此,植被恢复对区域降水的影响可忽略不计。由于水分亏缺得不到降水反馈的补偿,使区域地表水分平衡被打破,导致0-200 cm深度的土壤湿度有所减少,且深层土壤水分的消耗超过表层。4.陆面蒸散变化对毛乌素沙地降水的影响潜力很小,当地降水变化主要受到外界水汽输送的支配。水汽通量辐合（MFC）高值时期的区域降水量比低值时期高出70%以上,同时中高强度降水(>10 mm day-1)有所增多。降水变化可分解为影响水汽供应能力的直接贡献以及影响降水效率的间接贡献。高MFC主要通过提高降水效率从而显着增加降水;土壤湿度改变引起的蒸散增加仅在MFC高值时期通过间接贡献对区域平均降水有一定的积极影响,但这种效应相对较小,对降水的作用也不显着。综上所述,毛乌素沙地植被恢复导致的蒸散增加对区域夏季气温具有明显的降温效应,这在一定程度上有助于缓解当地气候变暖以及极端气温事件对生态系统造成的负面影响,但这种变化却不足以促进区域降水的增加。该地区降水主要受到外界水汽输送变化的强烈影响,而陆面蒸散变化对降水的影响潜力很小,进一步说明即使区域陆面状况有较大程度的改变（如大规模植被恢复）,由其引发的蒸散变化对降水产生的生物地球物理反馈可能也将十分有限。需要引起重视的是,植被覆盖增加造成的水分亏缺得不到降水反馈的补偿,反而造成土壤水分减少,可能会加剧水资源短缺,将不利于维持当前植被恢复和生态系统服务的可持续性。因此,本研究建议未来干旱半干旱地区的植被恢复与生态建设,应综合权衡植被-气候-水文之间的关系,植被建设要与当地气候和生态承载力相适应,以实现区域可持续发展。
李颖[3]（2019）在《中国近地面大气颗粒物PM2.5浓度的遥感反演及长时间序列霾分布特征研究》文中提出随着工业化和城市化的发展,我国的霾等大气细颗粒污染问题日趋严重,大气细颗粒物PM2.5对环境、气候变化和人类健康均有持续的影响。对近地面PM2.5浓度的实时监测十分必要,但地面站点观测在空间上覆盖不足,而卫星监测恰能弥补这一不足,因此,本研究基于卫星遥感技术进行PM2.5浓度的反演。构建了基于MODIS/MAIAC数据的北京地区特殊粒子群消光质量转化算法（Specific Particle Swarm Extinction Mass Conversion Algorithm,SPSEMCA）,以及基于Himawari-8/AHI数据构建了反演中国中东部地区PM2.5浓度的时空下垫面地理加权回归模型。此外,为了明确我国霾的历史特征,对1973-2017年近45年来中国霾分布、影响因素、健康风险等进行了综合性的分析。首先,本研究介绍了基于MODIS/MAIAC Aerosol Optical Depth（AOD）产品的北京地区AOD-PM2.5的粒子群消光质量转换算法SPSEMCA,该算法是基于气溶胶消光理论的物理机理转换模型。该模型基于MODIS最新发布的全球MAIAC 1km x 1km AOD数据产品,以及边界层高度、相对湿度等气象参数,对北京地区近地面PM2.5进行反演,2015年数据用于模型建立,2016年数据集用于测试SPSEMCA的性能。SPSEMCA中由AOD转化为PM2.5浓度值包括四个步骤,在粒径校正中,我们使用η2.5（直径小于2.5μm的粒子引起的消光比率）对AOD2.5进行精确模拟,对应特定粒子群PM2.5的贡献;在垂直校正中,我们比较了卫星激光雷达CALIPSO边界层高度反演数据和ECMWF再分析边界层高度数据,对边界层高度进行系统校正;在消光-体积转换过程中,相对湿度和FMF（Fine Mode Fraction）一起用于模拟平均体积消光系数;并使用MODIS LUT-SDA FMF避免MODIS/FMF产品造成的较大不确定性。SPSEMCA算法对地基和卫星数据的应用均获得了较好的结果:基于AERONET数据的PM2.5反演的实测-估测值相关系数R=0.70,RMSE=58.75μg/m3;基于MODIS数据的R=0.75,RMSE=43.38μg/m3。霾污染过程中算法测试结果表明,算法可以对梯度变化的PM2.5进行准确、细致的呈现,算法可以适用于霾等极端天气条件下PM2.5的反演观测。其次,构建了基于Himawari-8/AHI AOD的中国中东部地区小时级PM2.5反演的时空下垫面地理加权回归模型。利用经纬度、日、小时、土地利用类型数据构造广义地理加权模型距离,运用AHI每小时的AOD、地表相对湿度、边界层高度数据构建加权回归模型,对中国中东部地区2017年全年每天8个时刻（UTC 1:00,2:00,3:00,4:00,5:00,6:00,7:00,8:00）PM2.5浓度进行反演。对模型建模及交叉验证表现进行了测试,对于所有437,642个样本点的估计精度:建模集R2达到0.886,RMSE仅为12.180μg/m3,10折交叉验证R2达到0.784,均方根误差RMSE为20.104μg/m3,仅比建模集误差高约8μg/m3。模型计算的2017年年均每小时PM2.5浓度的时空分布特征明显,受太阳辐射的热力学抬升作用,我国中东部地区PM2.5浓度存在明显的上午高、下午低的现象,且随时刻的推移呈现逐步减轻的趋势。为测试模型的稳定性,分别针对霾、沙尘等极端天气过程,进行模型PM2.5反演精度和灵敏度的案例测试,结果表明本研究所构建模型能将极端天气过程的发生、发展和消退进行全过程的监测,能够观测到霾和沙尘天气的演变细节,且估测的PM2.5浓度与站点实测的PM2.5浓度较好的吻合。此外,本文还对1973-2017年中国霾进行长时间序列分析。通过1973-2017年的能见度和气象数据识别霾,并计算出霾日数和霾日能见度。采用标准差椭圆分析和主成分回归等算法,计算了9个典型区域的霾重心变化、主要影响因素贡献率等,还进行了霾季节变化分析和健康风险评估。结果表明,我国霾的变化表现为五个典型时期:1973-1979年、1980-1989年、1990-2001年、2002-2010年和2011-2017年。中国中部和东部大部分典型城市的霾日呈增长或波动增长的趋势,90年代以后变化加剧,直至2017年,霾日能见度约为7 km。中国霾区的主体是以北京、成都、南宁、广州、上海为顶点的近似五边形。对大部分地区,污染物排放是影响霾的主要因素。从1973年到2017年,霾健康风险急剧增加并扩大,并沿或围绕主要交通线和主要城市扩展。通过分析我国各地区霾因子的贡献,提出霾治理的手段包括四个方面:一是减少烟尘、气体的排放;二是推行绿色消费、旅游和行为观念;三是加强治理;四是尽可能平衡城市化进程,避免人口过度集中导致的人口健康风险的突增。
李华勇[4]（2017）在《青藏高原中部兹格塘错记录的末次冰消期以来气候变化》文中研究说明末次冰消期以来的气候变化及驱动机制是第四纪气候学研究的热点和重点,对于理解冰后期气候演化规律和古文明的兴衰演替,具有重要作用。同时对预测今后气候发展方向,解决气候变化背景下人地关系矛盾,可以起到不可替代的作用。青藏高原地理位置独特,地形地貌特殊,对气候变化响应敏感,同时对相邻区域气候变化也具有重要影响。高原上数目众多的湖泊是记录古气候信息的理想载体,在重建万年时间尺度以上的气候变化中发挥了举足轻重的作用。本论文选取青藏高原中部兹格塘错作为研究对象。兹格塘错是青藏高原内陆封闭湖泊,位于亚洲季风区边缘,流域内无现代冰川发育,水量平衡条件简单,沉积速率相比青藏高原大多数湖泊快很多,同时也是我国目前发现的为数不多的半混合型湖泊之一,因此其湖泊沉积物是研究古气候的绝佳材料。从兹格塘错水深最深处钻取12.9 m长沉积物岩芯,按照1cm间隔高密度分样,进行粒度、有机质含量、碳酸盐含量、红度、细菌脱镁叶绿素含量等代用指标测定,分析各代用指标的古气候古环境指示意义,并利用16个AMS 14C年龄建立可靠年代标尺,重建末次冰消期以来（17.3 cal ka BP）青藏高原中部气候演化历史及兹格塘错湖泊变化过程,获得以下结论:1.青藏高原中部末次冰消期以来古气候重建晚冰期（17-15.3 cal ka BP）气候总体冷干,并开始向温/凉湿缓慢转变;BA暖期（15.3-13.1 cal ka BP）,快速出现和消失的气候温湿时期,该时期内发生5次相对独立的气候暖湿事件,与格陵兰地区温度变化基本一致;YD冷期（13.1-11.9 cal ka BP）,快速降温事件,后期升温相对缓慢,在青藏高原表现为前期冷干,后期冷湿;青藏高原全新世气候特征表现为早期（11.9-8.2 cal ka BP）降水丰富,气候温湿,中期（8.2-3.7 cal ka BP）气候暖干,后期（3.7-0 cal ka BP）有变冷趋势,降水有所增加,呈现温凉特征。总体来看青藏高原全新世气候呈现暖干-温/凉湿的组合特征。2.兹格塘错沉积物中粒度、碳酸盐含量、有机质含量对气候变化的响应沉积物粒度主成分拟合粒径主要受降水量和降水强度控制,与流域水动力相关,在早全新世出现高值,粗粒组分（风尘组分）含量及拟合粒径受冬春季风力和地表植被状况影响,指示风尘活动强弱,拟合粒径在全新世显着增大,含量在全新世呈逐渐增加的趋势,表明12.0 cal ka BP以来,冬春季强风发生频率增大,地表植被退化;碳酸盐含量在全新世明显升高,而在末次冰消期及全新世中变化特征又与降水呈明显负相关关系,表明控制碳酸盐析出的第一因素为温度,第二因素是降水;有机质含量代表流域内水热组合状况,全新世有机质含量明显高于末次冰消期,而晚全新世有机质含量的异常升高可能与侵蚀加剧和人类活动有关。3.青藏高原中部末次冰消期以来风场的转变及风尘活动历史重建末次冰消期青藏高原兹格塘错流域由西风控制,全年冷干,但风力相对较小,粉尘活动活动十分微弱。全新世该区域转季风控制,暖季由印度夏季风控制,降水丰富,冷季盛行西风,寒冷干燥。冬春季风力（高原西风）强度相比冷期明显增强,尘暴活动频繁,而且呈逐渐增强的趋势,在晚全新世达到最盛。4.兹格塘错末次冰消期以来的湖泊演化历史晚冰期兹格塘错水位较低,盐度较大,水体完全混合,后期可能有季节性弱分层;BA暖期随着降水显着增加,湖泊水位升高,开始出现稳定温跃层和化跃层,半混合型湖泊形成。YD冷期中受冷干气候影响,水位降低并再次完全混合,由半混合型湖泊变为完全混合湖泊。全新世气候暖湿,兹格塘错水位可能在全新世初级即达到末次冰消期以来最高值,全年存在相对稳定化跃层,兹格塘错演化为半混合型湖泊,温跃层和化跃层深度主要受地表温度影响,分层强度呈先增强后减弱的特征,在中全新世达到最强。5.青藏高原末次冰消期以来气候驱动机制分析青藏高原中部地区末次冰消期以来气候主要受太阳辐射、北半球高纬地区冰量及印度季风三者综合驱动变化,同时因青藏高原位置、地形及大气状况的特殊性,气候变化又具有区域独特性。兹格塘错ZGT2孔显示有清晰的BA暖期和YD冷事件,甚至BA暖期中5次暖湿事件都可以与格陵兰冰芯数据进行一一对比,表明青藏高原气候与北半球高纬地区具有很强的遥相关。全新世早期,兹格塘错流域降水即达到最大值,与印度季风的变化模式相一致。青藏高原温度在中全新世达到最高,滞后于太阳天文辐射的峰值（10.0 cal ka BP）,可能与早全新世降水较多,降低有效太阳辐射,对地表起到降温作用有关。
苗雨青[5]（2013）在《大兴安岭多年冻土区泥炭沼泽地—气间净碳通量交换》文中研究指明涡度相关技术作为评价植被/大气间净生态系统CO2交换量的主要手段之一，被广泛应用于陆地生态系统碳通量观测的研究中。对于湿地生态系统来说，CH4通量是湿地生态系统碳循环不可或缺的组成部分，其生态系统尺度上的观测研究逐渐开展起来。本研究以大兴安岭多年冻土区泥炭沼泽为主要研究对象，以涡度相关技术为主要技术手段对泥炭沼泽生态系统CO2、CH4和水汽及能量通量进行为期三年（2010-2012年）的连续观测，初步研究了闭路涡度相关技术在泥炭沼泽生态系统CO2和CH4通量长期观测研究中的若干理论问题，探讨了不同时间尺度下泥炭沼泽生态系统净CO2和CH4交换的时间变化特征及其环境控制机制，结合冬季覆雪期利用浓度梯度-扩散法对泥炭沼泽CO2和CH4排放的观测结果，估算了年尺度上泥炭沼泽生态系统的净碳平衡。通过对大兴安岭多年冻土区泥炭沼泽生态系统CO2和CH4的长期观测，主要得出以下几方面的认识：（1）大气湍流稳态测试分析表明，闭路涡度相关系统获得数据的质量满足通量计算的要求。功率谱和协谱分析表明，仪器对高频湍流信号具有良好的响应能力，能够满足通量观测的要求。泥炭沼泽生态系统能量平衡闭合程度在未考虑土壤和冠层储热条件下达到62%，该方法可作为评价数据质量的参考标准之一。对比分析坐标旋转前后通量数据发现，二次坐标旋转后CO2和CH4通量与未旋转校正的通量间没有显着差异，说明观测区地形和仪器本身的倾斜对观测结果影响不大。为消除水汽对CO2和CH4浓度的影响，有必要对观测的通量进行水热校正。平均值检验法分析夜间碳通量与摩擦风速间的关系表明，选取0.1m/s作为摩擦风速的阈值较合理。通量贡献区模型分析指出，涡度相关系统观测到的通量的贡献区域基本来源于泥炭沼泽。（2）生长季生态系统CO2净交换（NEE）具有明显的日变化特征，NEE的日变化曲线呈单峰型，夜间表现为碳排放，白天表现为碳吸收，最大值通常出现在9:00-11:00之间；非生长季NEE表现碳排放，其日变化特征不明显。泥炭沼泽NEE具有明显的季节模式，其日累积值的季节变化趋势呈单峰型，最大值一般出现在7月份。5-10月观测期内，除5、9和10月表现为碳排放外，其他月份均表现为碳吸收。泥炭沼泽生态系统CO2净交换主要受光合有效辐射控制，符合直角双曲线关系；气温、饱和水汽压差和相对湿度对生态系统净光合有一定的影响。（3）泥炭沼泽生态系统总初级生产力GPP和生态系统呼吸ER的季节变化特征主要表现为先增加后降低，呈单峰型。泥炭沼泽GPP与气温和土壤温度具有显着地相关性（R2在0.660.925之间），净辐射、土壤含水量和饱和水汽压差也是影响光合的重要因素。生态系统呼吸主要受温度控制，与15cm土壤温度的指数相关性最好，Q10系数范围在3.14.9之间，水位和土壤含水量也是生态系统呼吸的另外两个关键因素。（4）泥炭沼泽生态系统CH4通量并没有明显的日变化特征，总体表现为夜间排放高于白天；CH4排放有一定的季节变化规律，但年际差异较大。观测期间生态系统CH4通量的波动范围在-1.9512.42mg CH4m-2d-1之间。泥炭沼泽生态系统生长季CH4通量日变化主要受光照强度和NEE控制，土壤温度、水位和活动层深度是影响生态系统CH4通量季节变化的主要因素，生态系统总初级生产力对生长季CH4排放有一定的影响。（5）覆雪期，大兴安岭多年冻土区泥炭沼泽是CO2和CH4的排放源，其季节变化特征较为明显，CO2和CH4排放速率的波动范围分别在6.8633.29mg Cm-2d-1和0.020.15mgC m-2d-1之间。积雪深度和雪的孔隙度是影响CO2和CH4通量的主要因素，大气压波动控制着CO2通量的季节排放。（6）2011-2012各年大兴安岭多年冻土区泥炭沼泽均表现为明显的CO2汇和CH4源。泥炭沼泽生态系统在这两年的CO2净吸收量分别为-33.097和-29.633g C m-2，CH4排放量分别为1.107和0.445g C m-2，其净碳积累量分别为-31.99和-29.188gC m-2yr-1，表明当前大兴安岭多年冻土区泥炭沼泽仍具有固碳功能。（7）据估算，2011和2012年大兴安岭多年冻土区泥炭沼泽冬季CO2排放量分别为12.718和11.071gC m-2season-1，占年CO2净交换量的37.4-38.3%；CH4排放量分别为0.13和0.032gC m-2season-1，占年CH4通量的7-12%。可见，冬季含碳温室气体排放通量在年碳收支估算中具有重要作用。
伍见军[6]（2013）在《重庆热环境特征及局地环流对其影响的模拟研究》文中指出随着世界城市的发展,城市热岛问题越来越突显出来,山地城市由于其特殊的地理环境会使问题变得更加复杂。选择适用于山地城市的城市冠层方案以及最合理的建筑物外形参数设置,是用数值模拟手段研究山地城市热岛问题的重要前提。本文选取具有典型的建筑物高密山地城市重庆为研究对象,以2006年高温伏旱天气为背景,结合高分辨率的GIS下垫面地形数据,首先对WRF中的三种城市冠层方案的模拟性能进行对比分析,并进行两组敏感试验对模式中默认的建筑物形态参数的适用性进行分析比较。最后利用最优冠层方案和建筑物形态参数设置模拟了重庆的热岛特征以及局地环流。结果表明：（1）2m气温的性能模拟中,UCM方案相对较差,BEP+BEM方案最好。位温廓线三者相差不大。10m风场的模拟中BEP+BEM和BEP方案好于UCM方案：（2）城市建筑物间距减小使得白天近地面气温降低,夜晚则升高,且晚上变化幅度更大。城市建筑物高度增加使得白天近地面气温降低,夜晚则升高,且晚上变化幅度更大。适合于重庆的建筑物外形参数设置为间距为20m,高度为15m的占20%,20m的占60%,25m的占20%；（3）重庆在白天的热岛强度在1℃以下,夜晚则在1.5-3℃之间。空间上热岛强度较大值出现在城区地形较低的地方。垂直方向上,热岛强度在0.5℃以上的区域在14：00时达到最大高度约600m,在02：00时,热岛强度在0.5℃以上的区域达到的高度约为200m,且水平范围较大；（4）地形对重庆热岛的影响白天有负作用晚上有正作用；（5）重庆的水平风场和垂直气流都受到山谷风、江陆风、热岛环流的共同影响,且地形的影响最大。白天局地环流有利于热岛的缓解,而夜间则相反。
李健[7]（2012）在《祁连山冰川地区陆面过程的数值模拟研究》文中提出陆面过程指陆地与大气之间进行的物质、能量和动量的交换过程,它对全球气候和大气运动状态的模拟有着深刻的影响,在全球变暖背景下,祁连山老虎沟12号冰川地区的变化尤为明显,因此,深入全面的分析老虎沟12号冰川的近地层微气象特征、能量平衡特征和陆面过程特征,对于保护祁连山的冰川,保护河西走廊的生命源泉,意义十分重大。第一章绪论首先讨论了本文的研究背景、研究意义和陆面模式的发展历程,提出研究所面临的主要问题,并介绍了本文的研究方法、结构和可能的突破点。第二章对陆面模式CoLM进行系统的介绍,包括模式结构和各种参数化方案,并对其在冰川地区的应用进行了处理。第三章对老虎沟12号冰川地区近地层微气象特征进行了系统全面的分析,结果发现,受冰川下垫面影响,温度平均日变化呈现出升温比降温要快,气温的变化相位相对比风速的变化相位要超前；气压冬季低,夏季高,属于典型的高山型气压；冰川风对该地区地气间物质能量交换起着重要作用；晴天、阴天地表反照率的日变化均呈“U”型分布,且地表反照率和地表温度呈反相关的关系。第四章对老虎沟12号冰川表面的能量平衡特征进行分析,并模拟分析了其陆面过程特征,结果显示,受太阳高度角在一年当中变化的影响,净辐射变化幅度较大,在观测期内冰川表面的辐射平衡为正；观测期间感热通量大部分都为正值,冰川表面获得能量,潜热通量基本为负值,冰川表面失去能量；在能量平衡中,净辐射所占收支比例最大,冰川的消融主要受净辐射的影响；CoLM模式能够很好的模拟出冰川表面的净辐射、感热通量、潜热通量和能量收支的变化特征,在能量支出阶段,模拟值比观测值略微偏小。第五章概括了本文的主要结论,指出研究的不足之处并提出下一步的研究方向。
杨晓月[8]（2012）在《基于MODIS LAI的陆面模式地表温度模拟研究》文中指出地表温度作为陆面过程的重要物理量之一,在地气相互作用过程中扮演着十分重要的角色。地表温度时间和空间分布的准确估计,对加强陆面生态物理过程以及陆气相互作用过程的理解至关重要。目前,无论地面观测,卫星遥感,还是陆面过程模拟,都很难单独获得时空连续且高精度的地表温度分布规律。本文将遥感与陆面模式相结合,利用2006-2008年不同MODSI叶面积指数（LAI）数据,开展了遥感资料应用于陆面模式CLM进行地表温度模拟、地表参数LAI敏感性分析及不同MODIS LAI应用效果比较的研究。主要结论如下：（1）在分析不同MODIS LAI数据结构和CLM程序结构基础上,提出了将高时空分辨率的MODIS LAI融入CLM模式分析的技术,并进行了编程实现。其中涉及到坐标变换、重采样、权重计算、数据格式转换等步骤,并对不同MODIS LAI进行所有植被功能类型（PFT）的权重计算,得到与CLM相匹配的月平均叶面积指数。（2）敏感性试验结果表明,随LAI增大,模拟地表温度呈减小趋势,同样LAI误差变化幅度范围内当LAI值较小时,模拟结果更接近参考值,LAI逐渐变大时,模式对它更加敏感。LAI对地表温度的影响在春夏季较大,秋冬季较小；冬季长江中下游区LAI对地表温度的影响大于东北区。东北区地表温度对LAI的敏感性随季节变化较长江中下游区更为明显,不同LAI误差下东北区模拟地表温度相对误差普遍大于长江中下游区。（3）无论从站点尺度,还是区域尺度,均能体现两种MODIS LAI对模拟地表温度的改进效果,改进MODIS LAI模拟的结果精度较高。年平均站点尺度上,改进MODIS LAI模拟的地表温度与观测值的偏差、相对误差和均方根误差相比原模式模拟结果误差依次减小了9.7%、10.1%、2.2%：MODIS LAI模拟的结果误差依次减小了2.7%、3.9%、1.4%。季平均站点尺度上,春季和冬季三种数据模拟结果误差普遍较大,秋季次之,夏季最小。相比较原模式模拟结果,两种MODIS LAI在春夏季的改进效果好于秋冬季,改进MODIS LAI在夏季改进效果较明显。月平均站点尺度上,改进MODIS LAI模拟的地表温度与观测值的偏差、相对误差和均方根误差相比原模式模拟结果误差依次减小了23%、21.7%、2.5%；MODIS LAI模拟的结果误差依次减小了9.8%、4.5%、1.9%。区域尺度上,在东北、长江中下游、华北南和西南地区,均能较明显体现两种MODIS LAI对模拟地表温度的改进效果,以改进MODIS LAI模拟的结果精度较高。七个区域均是在冬季模拟结果偏差较大,春季次之,夏季和秋季偏差较小。
白炜[9]（2011）在《长江源区高寒草地生态系统变化及其碳排放对气候变化的影响》文中指出作为全球变化中最为突出的两大环境问题,气候变暖和大气氮沉降增加已经成为近年来人们关注的焦点。根据IPCC预测,21世纪全球温度将升高1.5℃.4.5℃。同时,在过去的几十年中,化石燃烧、化肥使用以及工业排放等人类活动向大气排放了大量的氮化物,它们在大气中累积并不断向陆地和水域生态系统沉降,据估计,沉降在陆地生态系统的活性氮量为43.47 Tg/a,并有持续增加的趋势。随着全球变化的加剧,气候变暖和氮沉降增加必然对生态系统植物生长、生理,种群结构、功能以及碳循环过程产生深远的影响。而在北半球高纬度、高海拔地区,生态系统对全球变化的响应可能更加敏感和迅速。作为欧亚大陆最高最大的地貌单元,青藏高原因其独特的地理位置和特殊的气候系统特征,被认为是气候变化的敏感区。而广泛分布于该区域的高寒草地生态系统,其生态环境在高原和高山环境的影响下显得极其脆弱,对人类干扰和全球变化及其敏感,对这些干扰和变化的响应具有超前性。本研究选择高寒草甸和沼泽草甸两类典型高寒草地生态系统作为研究对象,采用开顶增温小室和人为施加氮肥的方法进行模拟增温和氮沉降试验,研究了气温升高、氮沉降增加及其交互作用对高寒草地生态系统生物量生产、下垫面水热过程和生态系统呼吸速率的影响,得出的结果如下：（一）不同幅度增温对高寒草地生态系统变化及其碳排放的影响,研究发现：（1）气温升高使得高寒草甸地上、地下生物量显着增加,同时在植物生长旺盛期和植物生长末期,OTC-2内地上、地下生物量相比对照点增长的幅度均小于OTC-1内；而对于沼泽草甸,不同幅度增温处理下,地上和地下生物量相比对照点均显着增加,并且在不同季节,生物量均随着增温幅度的增加而逐渐增大。（2）随着气温升高,两种草甸活动层浅层冻结起始时间推迟,融化起始时间提前,表明气温升高使得冻结期缩短；冻结期负等温线的最大侵入深度和持续时间均随气温升高而减少,未冻结期正等温线的最大侵入深度和持续时间则随着气温升高逐渐增加,表明气温升高使得活动层厚度增大；气温升高对冻结过程和融化过程都有显着的影响,增温幅度越大,冻结过程越缓慢,融化过程也越迅速。（3）不同幅度增温条件下,高寒草甸与沼泽草甸生态系统呼吸通量表现出明显的单峰型日变化规律,同时在不同物候期,两种草甸CO2排放通量还表现出明显的季节变化特征,各处理内CO2的排放速率在生长旺盛期同时达到峰值。（4）气温升高对高寒草甸生态系统CO2排放影响十分显着,在不同物候期,OTC-1内CO2排放通量相比对照点高1.4%～22.5%,而OTC-2相比OTC-1内又高29.1%～171.7%；而对于沼泽草甸,CO2排放通量也随增温幅度的增大而逐渐增大,且温度升高幅度越大,生态系统呼吸速率加快的趋势越明显。（5）不同增温处理条件下,两种类型草甸生态系统CO2排放通量与环境因子之间均表现出较好的相关性。其中CO2排放通量和气温以及5cm地温之间均符合指数关系,而与5cm水分之间则更符合二次多项式关系；同时,随着增温幅度的增大,两种关系模式的拟合优度和显着性均表现出逐渐降低的趋势。但在沼泽草甸CO2排放通量与气温之间却并未表现出这种规律。（二）关于模拟氮沉降对高寒草地生态系统碳排放的影响方面,研究发现：（1）在两种水平氮输入处理条件下,两类典型高寒草地生态系统呼吸均表现出明显的季节变化特征。CO2排放通量从植被生长初期的5月开始逐渐升高,至植被旺盛期的8月达到峰值,直到植被生长末期的9月开始逐渐下降的过程。（2）持续的氮输入条件下,在生长期内各个时期,高寒草甸N5处理内的CO2排放通量均大于对照,表明模拟氮沉降对CO2排放通量有一定促进作用,但这种促进作用在施氮初期较为明显,在后期则并不明显；而对于沼泽草甸,模拟氮沉降对生态系统呼吸的影响非常显着,在整个生长期,N5处理内CO2排放通量始终明显大于对照处理,并且在5～9月的各个时期,各处理间CO2排放通量差异都非常显着,并未表现出随着施氮时间延长而逐渐减小的趋势。（3）不同施氮处理内,两种典型高寒草地生态系统CO2排放通量与环境因子之间均表现出较好的相关性。其中,不同处理高寒草甸CO2排放通量和气温以及5cm地温之间均符合指数模式,而与5cm水分之间则更符合二次多项式关系；不同处理沼泽草甸CO2排放通量5cm地温之间均符合指数关系,与5cm水分之间符合二次多项式关系,而与气温之间则更符合线性关系；同时,氮输入使得3种关系模式的拟合优度和显着性均表现出逐渐降低的趋势。（4）通过多元逐步回归分析发现,高寒草甸对照处理内,生态系统呼吸速率的变化主要来源于土壤温度和气温共同作用,而在施氮后,土壤温度和土壤水分成为CO2排放通量的主要控制因子；对于沼泽草甸,对照处理内生态系统呼吸通量的变化主要来源于土壤温度和土壤水分共同作用,而在施氮后,气温和土壤水分成为CO2排放通量的主要控制因子。（三）关于模拟增温和氮沉降对生态系统碳排放的联合作用,研究发现：（1）4种不同处理（CK,N,T和NT）高寒草甸生态系统呼吸均表现出明显的季节变化特征,并在植被生长旺盛期（8月）同时达到峰值；NT处理内CO2排放通量在整个生长期始终高于其他处理,而对照处理（CK）内CO2排放通量在不同季节均低于其他处理,施氮处理（N）与增温处理（T）之间则并未表现出明显的规律；通过对生态系统呼吸的主效应分析发现,气温升高或氮沉降增加对CO2排放通量都存在显着的影响,并且两因素之间存在显着的交互作用。而对于沼泽草甸,4种不同处理下生态系统呼吸也表现出明显的季节变化特征,并且在CK,N,T这种变化都是一致的,即植被生长旺盛期>返青期>枯黄期,其峰值在出现在8月,但在NT处理,CO2排放通量虽然在8月达到峰值,但最小值却出现在6月；不同季节沼泽草甸CO2排放通量对不同处理的响应是基本一致的,即NT>N>T>CK;通过主效应分析发现,气温升高或氮沉降增加对CO2排放通量都存在显着的影响,并且两因素之间存在比较显着的交互作用。（2）在增温和施氮联合处理下,两类典型高寒草地生态系统CO2排放通量与环境因子之间均表现出较好的相关性,但相比另外3种处理，这种相关性都更弱。其中,NT处理CO2排放通量和气温以及5cm地温之间均符合指数模式,而与5cm水分之间则更符合二次多项式关系,但两种模型的拟合优度和显着性相比其他3种处理更低,尤其是沼泽草甸CO2通量与土壤水分之间,回归方程的拟合优度非常低（R2=0.289）,可见,在气温升高和氮沉降增加的联合作用使得高寒草地生态系统CO2排放通量与环境因子之间的关系更为复杂。（3）多元逐步回归分析发现,在增温与施氮联合处理条件下,高寒草甸生态系统呼吸通量的变化主要受土壤温度和水分的共同调控；而沼泽草甸生态系统呼吸通量的变化则主要来源于土壤温度和气温的共同作用。
王秋华[10]（2010）在《森林火灾燃烧过程中的火行为研究》文中进行了进一步梳理森林火灾具有突发性、随机性和任意性,有一个逐步形成、发生、发展的过程。当一般森林火灾受到特殊火场环境的综合作用时,会有很大的随机性和不可抗拒性。森林火灾又是世界上救助较为困难的自然灾害之一,扑救森林火灾具有极高的危险性。森林火灾变化无常,几乎没有两次相同的火灾。火灾发生后,预测、预报林火蔓延速度、能量释放、火强度以及扑火难易程度对森林火灾的扑救,配备人力和物力等具有很重要的意义。研究林火行为有助于及时掌握林火的发生发展,准确的掌握在何时何地在何种条件下会发生林火,有助于事先做好充分准备,有助于做出正确的决策,有助于更加有效、安全地进行扑火,避免事故的发生。但火行为的研究与发展比较缓慢,因为林火的复杂性和林火的试验比较难进行。国外的研究人员仍在改进现有的林火蔓延模型,并应用到火险等级预报、林火发生预报系统中。冰雪灾害后,在实地调查了湖南省受冰雪灾害影响的林分及新发生的火烧迹地,设置了野外样地,采集了样品。测定、分析了含水率、可燃物载量等因子,计算了火蔓延速度等火行为参数。结果表明:冰雪灾害后森林中有效可燃物负荷量在短期内成倍地增长,可燃物厚度增加,连续性变强,含水率逐渐降低。在调查的样地中,最低载量为12.23t/hm2,最高达到了50.26t/hm2,有5个样地超过20t/hm2。火环境发生了改变,火行为变得非常复杂:林火蔓延速度增强,面积蔓延速度、周长蔓延速度分别为111.67～972.71 m2/min,427～790m/（24）h;火强度更高,为675～7 500 kW/m,平均超过3 500 kW/m,具备了大火的特征;火烧非常彻底,可燃物的消耗量超过85%;释放的能量大,对树木的损害也非常大,火烈度超过95%。收集气象等资料,实地调查大兴安岭地下火火烧迹地,设置野外样地,并采取对照地,各采集样品。测定地下可燃物的含水率、载量、热值、点着温度、灰分含量等因子,从火烧迹地形状、燃烧深度、地下火的分类角度来分析地下火的火行为。结果表明:大兴安岭地下火的燃烧与可燃物干燥程度以及气象条件密切相关,旱情越严重,地下火越多;在3～4月份,平均气温在O℃以下,即使土壤封冻,也可能发生地下火;小叶樟草甸的生产力比较高,在腐烂、分解后不断地沉积,形成腐殖质或者泥炭,构成了地下可燃物。半分解物和腐殖质的点着温度比较高,分别为405℃,525℃,但即使达到这些点着温度,火焰也不是很明显,同时也很难得到具体的热值指数,原因都可能和灰分含量过高有关。受可燃物的厚度、坚实度及含水率的影响,地下火的火行为非常复杂,火强度只能采取燃烧深度近似计算,燃烧深度为15～30 cm;火烧迹地形状为鸡爪形插花状或不规则形插花状;以燃烧对象对地下火分类,可近似分为弱地下火和强地下火。根据野外调查结果,基于森林亚类型,从森林可燃物的角度,以主要伴生树种或下层植被为基础,根据云南主要针叶林分布区的自然条件与林分结构特点以及可燃物的各种特征对主要针叶林可燃物进行划分。依据云南主要针叶林的生态习性、可燃物的配置结构等,把可燃物类型简化为:灌木-云南松林,草类-云南松林;灌木-思茅松,草类-思茅松;灌木-华山松,草类-华山松等六个主要类型。测定云南主要针叶林云南松林、思茅松林和华山松林的可燃物特征参数,包括载量、表面积体积比、可燃物床厚度、死可燃物熄灭含水率、死可燃物热值和活可燃物的热值。建立6个可燃物模型,将其输入到BehavePlus模型,评估各可燃物类型潜在的火行为。结果表明,云南主要针叶林潜在的火行为十分剧烈,其中,灌木-思茅松林的火行为最强,火焰长度为2～16m、火线强度5 000～12 0000 kw/m、单位面积热量为20 000～27 000 kJ/m2、最大蔓延速率为10～270 m/min,而草类-华山松的火行为最弱,火焰长度为0.8～4.5m、火线强度为300～6 500kw/m、单位面积热量为12 000～18 000kJ/m2、最大蔓延速率为1～25m/min。这和可燃物的类型有关,也和所处的生境条件、立地有关。通过火烧迹地调查,可燃物的分析和飞火距离的模拟计算来研究云南松林的飞火,结果表明云南松的球果具有非常好的结构特征,在条件具备的时候,如气象条件,地形合适,很容易引起飞火。飞火移动的距离可用相关的公式来大概估算,估算的飞火距离在0.68km～1.87km,与2006年昆明安宁“3·29”大火产生的飞火距离大致相符合。
二、Analysis of aerodynamic and thermodynamic parameters on the grassy marshland surface of 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、Analysis of aerodynamic and thermodynamic parameters on the grassy marshland surface of Tibetan Plateau（论文提纲范文）
（1）大兴安岭多年冻土区典型湿地地表能量交换和蒸散研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 能量通量观测研究进展 |
| 1.3 蒸散研究进展 |
| 1.4 问题的提出 |
| 1.5 研究目标及研究内容 |
| 1.6 技术路线 |
| 第二章 材料与方法 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.2 通量观测和数据处理 |
| 2.3 气象和环境数据 |
| 2.4 地表参数计算 |
| 2.5 蒸散模拟 |
| 2.6 评价指标 |
| 第三章 研究区域的气象条件 |
| 3.1 历史气象条件 |
| 3.2 观测期内的气象条件 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 研究区域地表能量交换通量特征 |
| 4.1 能量通量季节变化 |
| 4.2 能量通量日变化 |
| 4.3 能量通量与环境因子变化特征关系 |
| 4.4 能量分配 |
| 4.5 能量通量生长季内年间差异 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 研究区域地表蒸散特征及模拟 |
| 5.1 实际蒸散的变化特征 |
| 5.2 实际蒸散与环境因子的关系 |
| 5.3 实际蒸散对环境因子的响应 |
| 5.4 实际蒸散的模拟 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 本文创新点 |
| 6.3 展望和不足 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 致谢 |
（2）基于数值模拟的毛乌素沙地植被变化对区域气候和水分平衡影响研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景与研究意义 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 研究进展与现状 |
| 1.2.1 植被变化影响气候的过程和机制 |
| 1.2.2 植被变化影响气候的研究方法 |
| 1.2.3 植被变化对区域气候的影响 |
| 1.2.4 植被变化对区域水分平衡的影响 |
| 1.2.5 目前研究中存在的问题与不足 |
| 1.3 科学问题与研究内容 |
| 1.3.1 拟解决科学问题 |
| 1.3.2 研究内容与技术路线 |
| 第二章 研究区概况、WRF模式及数据介绍 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地貌 |
| 2.1.3 气候 |
| 2.1.4 水文条件 |
| 2.1.5 植被 |
| 2.1.6 土壤 |
| 2.2 WRF模式介绍 |
| 2.2.1 模式简介 |
| 2.2.2 动力学框架 |
| 2.2.3 物理模块 |
| 2.3 数据介绍 |
| 2.3.1 WRF模式输入数据 |
| 2.3.2 遥感数据 |
| 2.3.3 气象观测数据 |
| 第三章 2001-2018 年毛乌素沙地植被的时空变化特征 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 研究方法 |
| 3.2.1 数据预处理 |
| 3.2.2 植被NDVI变化特征分析 |
| 3.2.3 相关性分析 |
| 3.2.4 多元回归残差分析 |
| 3.3 结果分析 |
| 3.3.1 生长季NDVI的空间分布与时空变化特征 |
| 3.3.2 生长季NDVI变化与气候要素之间的关系 |
| 3.3.3 气候变化和人类活动对生长季NDVI变化的相对贡献 |
| 3.4 讨论 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 毛乌素沙地植被变化对区域气温的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 研究方法 |
| 4.2.1 WRF模式配置及物理参数化方案 |
| 4.2.2 数值模拟试验设计 |
| 4.2.3 WRF模式输入数据预处理 |
| 4.2.4 模式验证 |
| 4.2.5 植被变化对气温的影响评估 |
| 4.2.6 极端气温指数 |
| 4.2.7 地表能量平衡 |
| 4.2.8 地面空气热含量 |
| 4.3 结果分析 |
| 4.3.1 土地利用/覆盖类型及夏季地表生物物理参数的变化 |
| 4.3.2 气温模拟结果验证 |
| 4.3.3 植被恢复对2-m气温的影响 |
| 4.3.4 植被恢复对极端气温的影响 |
| 4.3.5 植被恢复对地表能量收支的影响 |
| 4.3.6 植被恢复对湿度和地面空气热含量的影响 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 WRF模式的适用性 |
| 4.4.2 植被恢复引发的区域降温效应 |
| 4.4.3 植被恢复对极端气温的影响 |
| 4.4.4 植被恢复引起降温效应的物理机制 |
| 4.4.5 植被恢复对湿度和地面空气热含量的影响 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 毛乌素沙地植被变化对区域降水以及水分平衡的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 研究方法 |
| 5.2.1 数值模拟试验设计 |
| 5.2.2 模式验证 |
| 5.3 结果分析 |
| 5.3.1 降水模拟结果验证 |
| 5.3.2 植被恢复对日均地表能量通量的影响 |
| 5.3.3 植被恢复对降水以及区域水分平衡的影响 |
| 5.3.4 植被恢复对大气湿度和温度的影响 |
| 5.3.5 植被恢复对低层环流的影响 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 植被恢复对降水的影响 |
| 5.4.2 植被恢复影响降水的物理机制 |
| 5.4.3 植被恢复对区域水分平衡的影响 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 毛乌素沙地陆面蒸散与水汽输送对区域降水的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 研究方法 |
| 6.2.1 WRF模式配置 |
| 6.2.2 数值模拟试验设计 |
| 6.2.3 不同过程影响降水的贡献方式 |
| 6.3 结果分析 |
| 6.3.1 土壤湿度和水汽通量辐合对降水量和低层环流的影响 |
| 6.3.2 土壤湿度和水汽通量辐合对降水频率及强度的影响 |
| 6.3.3 土壤湿度和水汽通量辐合影响降水的贡献方式 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 土壤湿度和水汽通量辐合对区域降水的影响 |
| 6.4.2 土壤湿度和水汽通量辐合影响降水的贡献方式与机制 |
| 6.4.3 陆面特征改变对区域降水以及水分平衡的影响 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 创新、不足与展望 |
| 7.2.1 特色与创新 |
| 7.2.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士研究生期间发表的学术论文 |
| 论文选题来源 |
（3）中国近地面大气颗粒物PM2.5浓度的遥感反演及长时间序列霾分布特征研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 大气颗粒物的危害 |
| 1.1.1 人体健康影响 |
| 1.1.2 环境影响 |
| 1.1.3 气候影响 |
| 1.2 形成机理与来源 |
| 1.3 大气颗粒物监测手段 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 第2章 近地面PM_(2.5)浓度遥感估算及我国霾相关研究国内外进展 |
| 2.1 PM_(2.5)的监测 |
| 2.1.1 直接监测 |
| 2.1.2 间接监测 |
| 2.2 PM_(2.5)遥感反演的基本原理 |
| 2.3 PM_(2.5)遥感反演涉及的基本参数 |
| 2.3.1 粒子谱分布(PSD,Particle Size Distribution) |
| 2.3.2 大气颗粒物单体光学特性参数 |
| 2.3.3 大气颗粒物群体光学特性参数 |
| 2.4 PM_(2.5)遥感反演算法 |
| 2.4.1 基于模式模拟的AOD-PM_(2.5)转化算法 |
| 2.4.2 物理机理模型 |
| 2.4.3 统计模型 |
| 2.5 中国霾研究进展 |
| 2.6 本章小结 |
| 第3章 北京地区AOD-PM_(2.5)反演特定粒子群消光质量转化模型 |
| 3.1 建模数据 |
| 3.2 算法概述 |
| 3.3 模型构建 |
| 3.4 误差分析 |
| 3.5 结果和讨论 |
| 3.5.1 基于AERONET数据的PM_(2.5)建模结果 |
| 3.5.2 基于卫星数据的PM_(2.5)反演结果 |
| 3.5.3 SPSEMCA PM_(2.5) 反演结果的时间序列分析 |
| 3.6 本章小结 |
| 第4章 基于Himawari-8 的中国中东部地区小时级PM_(2.5)浓度反演. |
| 4.1 研究区选取及数据来源 |
| 4.1.1 PM_(2.5)站点数据 |
| 4.1.2 静止卫星Himawari-8 数据 |
| 4.1.3 高程数据 |
| 4.1.4 全国土地利用类型数据 |
| 4.1.5 地表相对湿度数据 |
| 4.1.6 边界层高度数据 |
| 4.2 时空类地理加权模型构建 |
| 4.3 模型表现 |
| 4.4 小时级PM_(2.5)时空分布特征 |
| 4.5 极端天气事件应用案例 |
| 4.5.1 霾事件 |
| 4.5.2 沙尘事件 |
| 4.6 本章小结 |
| 第5章 1973~2017年中国霾时空分布特征及其相关因素分析 |
| 5.1 研究区和数据 |
| 5.1.1 研究区 |
| 5.1.2 数据及来源 |
| 5.2 研究方法 |
| 5.2.1 霾日筛选 |
| 5.2.2 标准差椭圆方法 |
| 5.2.3 主成分回归分析 |
| 5.2.4 霾有关的健康风险指数 |
| 5.3 结果和讨论 |
| 5.3.1 我国霾长时间序列时空分布特征 |
| 5.3.2 自然及社会经济因素对霾的影响 |
| 5.3.3 季节特征 |
| 5.3.4 霾健康风险评价 |
| 5.4 结论 |
| 5.4.1 霾的时空分布特征 |
| 5.4.2 霾的自然和社会经济影响因素 |
| 5.4.3 霾的季节变化 |
| 5.4.4 霾健康风险 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 论文主要研究成果 |
| 6.2 本研究创新点 |
| 6.3 存在的问题及展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（4）青藏高原中部兹格塘错记录的末次冰消期以来气候变化（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 末次冰消期以来气候变化研究综述 |
| 1.1.1 晚冰期气候变化的阶段性 |
| 1.1.2 全新世气候变化研究进展 |
| 1.2 青藏高原末次冰消期以来气候变化研究成果 |
| 1.2.1 湖泊沉积气候记录研究进展与综述 |
| 1.2.2 其他证据揭示的全新世青藏高原气候变化历史 |
| 1.3 兹格塘错研究历史及湖泊演化和气候重建 |
| 1.3.1 兹格塘错研究历史 |
| 1.3.2 湖泊演化与古气候重建成果 |
| 1.3.3 目前研究存在的问题与不足 |
| 1.4 选题意义与研究目标 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 盆地演化历史 |
| 2.2 自然地理概况 |
| 2.2.1 地质 |
| 2.2.2 地貌 |
| 2.2.3 植被 |
| 2.2.4 水文 |
| 2.2.5 土壤 |
| 2.2.6 冰川冰盖 |
| 2.2.7 气候 |
| 2.3 现代沉积环境 |
| 第三章 样品采集与年代序列建立 |
| 3.1 样品采集 |
| 3.1.1 沉积物钻孔提取 |
| 3.1.2 其他样品与数据的采集 |
| 3.2 钻孔岩性分析 |
| 3.3 钻孔年代学 |
| 3.3.1 测试方法与年代结果 |
| 3.3.2 年代序列建立 |
| 第四章 气候代用指标分析方法与结果 |
| 4.1 粒度 |
| 4.1.1 分析方法 |
| 4.1.2 实验结果 |
| 4.2 有机质含量 |
| 4.2.1 测定方法 |
| 4.2.2 实验结果 |
| 4.3 碳酸盐含量 |
| 4.3.1 测量方法 |
| 4.3.2 测量结果 |
| 4.4 红度 |
| 4.4.1 测量方法 |
| 4.4.2 实验结果 |
| 4.5 细菌脱镁叶绿素a（Bph-a）含量 |
| 4.5.1 分析方法 |
| 4.5.2 分析结果 |
| 第五章 气候代用指标指示意义与实验结果解译 |
| 5.1 粒度 |
| 5.1.1 粒度在湖泊沉积物中的气候环境指示意义 |
| 5.1.2 现代沉积 |
| 5.1.3 粒度分析方法 |
| 5.1.4 兹格塘错岩芯粒度的古气候意义 |
| 5.2 有机质含量 |
| 5.2.1 有机质含量在湖泊沉积物中的环境指示意义 |
| 5.2.2 兹格塘错沉积物中有机质含量揭示的末次冰消期以来流域初级生产力的变化 |
| 5.2.3 有机质含量揭示的兹格塘错流域晚全新世陆源有机质输入环境的改变 |
| 5.3 碳酸盐含量 |
| 5.3.1 湖泊沉积物中碳酸盐含量的古水文和古气候意义 |
| 5.3.2 碳酸盐含量揭示的 17.3 cal ka BP以来青藏高原中部水热组合变化 |
| 5.4 红度 |
| 5.4.1 湖泊沉积物红度的古降水指示意义 |
| 5.4.2 兹格塘错沉积物红度重建青藏高原中部末次冰消期以来降水变化历史 |
| 5.4.3 沉积物红度揭示的兹格塘错流域晚全新世以来侵蚀条件的变化 |
| 5.5 细菌脱镁叶绿素a（Bph-a）含量 |
| 5.5.1 湖泊沉积物中Bph-a的古水文和古气候意义 |
| 5.5.2 Bph-a含量指示的兹格塘错厌氧初级生产力变化历史 |
| 5.5.3 利用兹格塘错沉积物中Bph-a含量重建青藏高原中部末次冰消期以来夏季温度变化历史 |
| 5.6 红度和Bph-a含量揭示的降水对兹格塘错湖泊分层以及APB生产力的影响 |
| 5.6.1 末次冰消期降水增多促使高盐度湖水迅速分层和APB爆发 |
| 5.6.2 全新世降水增多抑制湖泊分层和APB生产力 |
| 5.7 水热组合特征对沉积物中碳酸盐含量的影响 |
| 5.8 温度和降水对沉积物中有机质含量的影响 |
| 5.9 兹格塘错沉积物指标的意义解析 |
| 第六章 末次冰消期以来青藏高原中部气候与湖泊演化历史重建 |
| 6.1 青藏高原中部 17.3 cal ka BP以来气候序列（温度、降水、风力）重建 |
| 6.1.1 温度 |
| 6.1.2 降水 |
| 6.1.3 风速及风尘活动 |
| 6.1.4 气候序列重建 |
| 6.2 末次冰消期以来兹格塘错湖泊演化阶段 |
| 6.3 兹格塘错流域末次冰消期以来风尘活动历史 |
| 6.4 17.3 cal ka BP以来青藏高原中部主要气候事件 |
| 6.5 青藏高原中部不同气候阶段的季节差异性 |
| 6.5.1 兹格塘错沉积物中季节信号甄别 |
| 6.5.2 全新世与末次冰期后期气候的季节差异性 |
| 6.6 末次冰消期气候变化的阶段性 |
| 6.7 青藏高原中部全新世气候的不稳定性和周期性 |
| 6.8 兹格塘错沉积物指标反映的晚全新世气候变化与人类活动 |
| 6.9 末次冰消期以来青藏高原中部古气候、古环境及兹格塘错古水文重建 |
| 第七章 区域对比与青藏高原中部气候变化机制分析 |
| 7.1 青藏高原中部末次冰消期以来的古气候记录对比与分析 |
| 7.2 青藏高原末次冰消期以来的气候变化模式与内部差异 |
| 7.2.1 纬向气候变化模式与差异 |
| 7.2.2 经向气候变化模式与差异 |
| 7.3 南亚季风区不同区域末次冰消期以来的降水变化历史与差异 |
| 7.4 青藏高原中部与东亚季风区气候变化模式的异同 |
| 7.5 青藏高原中部末次冰消期以来的气候驱动机制分析 |
| 第八章 结论与展望 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 主要创新点 |
| 8.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间发表的学术论文和研究成果 |
| 致谢 |
（5）大兴安岭多年冻土区泥炭沼泽地—气间净碳通量交换（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 目录 |
| 引言 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状与展望 |
| 1.2.1 陆地生态系统碳循环 |
| 1.2.2 北方高纬泥炭沼泽碳循环 |
| 1.2.2.1 生态系统 CO_2 净交换时间变化特征 |
| 1.2.2.2 生态系统 CO_2 净交换的影响因素 |
| 1.2.3 湿地生态系统碳通量观测技术 |
| 1.2.3.1 箱法 |
| 1.2.3.2 涡度相关法 |
| 1.2.4 沼泽湿地 CH_4 排放研究进展 |
| 1.2.4.1 湿地 CH_4 排放规律 |
| 1.2.4.2 湿地 CH_4 排放的影响因素 |
| 1.2.5 沼泽湿地冬季覆雪期含碳温室气体排放研究 |
| 1.2.5.1 冬季覆雪期含碳温室气体观测技术 |
| 1.2.5.2 冬季覆雪期含碳温室气体排放及影响因素 |
| 1.3 研究内容、技术路线和创新点 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.3.3 创新点 |
| 第二章 研究区概况及观测技术 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 自然概况 |
| 2.1.2 气候状况 |
| 2.1.3 土壤特征 |
| 2.1.4 植被状况 |
| 2.2 试验观测系统 |
| 2.2.1 涡度相关系统观测项目 |
| 2.2.2 常规气象要素的观测 |
| 2.3 静态暗箱法观测系统 |
| 2.4 浓度梯度-扩散法观测系统 |
| 第三章 闭路涡度相关通量观测系统性能评价和数据处理 |
| 3.1 闭路涡度相关系统仪器性能评价 |
| 3.1.1 湍流的稳态测试 |
| 3.1.2 大气湍流谱分析 |
| 3.1.3 能量平衡闭合评价 |
| 3.1.4 通量贡献区评价 |
| 3.2 湍流通量数据处理 |
| 3.2.1 湍流通量数据处理方法介绍 |
| 3.2.1.1 延迟校正 |
| 3.2.1.2 倾斜校正 |
| 3.2.1.3 水热校正 |
| 3.2.1.4 夜间摩擦风速的确定 |
| 3.2.1.5 缺失数据插补 |
| 3.2.2 通量数据处理流程 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 多年冻土区泥炭沼泽 CO_2 净交换特征及控制因素 |
| 4.1 观测期气象要素和环境要素的动态 |
| 4.2 多年冻土区泥炭沼泽 CO_2 净交换（NEE）的时间变化特征 |
| 4.2.1 泥炭沼泽 NEE 的日变化特征 |
| 4.2.2 泥炭沼泽 NEE 的季节动态 |
| 4.3 多年冻土区泥炭沼泽生态系统总初级生产力和呼吸作用的时间变化特征 |
| 4.3.1 泥炭沼泽生态系统总初级生产力的时间变化特征 |
| 4.3.2 泥炭沼泽生态系统呼吸作用的时间变化特征 |
| 4.4 多年冻土区泥炭沼泽生态系统 NEE、GPP 和 ER 对环境要素的响应 |
| 4.4.1 泥炭沼泽生态系统 NEE 的环境响应特征 |
| 4.4.2 泥炭沼泽生态系统呼吸和总初级生产力对环境要素变化的响应 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 多年冻土区泥炭沼泽 CH_4 排放特征及控制因素 |
| 5.1 多年冻土区泥炭沼泽 CH_4 通量的时间变化特征 |
| 5.1.1 泥炭沼泽 CH_4 通量的日变化特征 |
| 5.1.2 泥炭沼泽 CH_4 通量的季节变化特征 |
| 5.2 多年冻土区泥炭沼泽 CH_4 通量环境控制机制 |
| 5.2.1 泥炭沼泽 CH_4 通量日变化的影响因素 |
| 5.2.2 泥炭沼泽 CH_4 通量季节变化的影响因素 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 多年冻土区泥炭沼泽年碳收支评估 |
| 6.1 多年冻土区泥炭沼泽覆雪期含碳温室气体排放 |
| 6.1.1 方法 |
| 6.1.2 结果与讨论 |
| 6.1.2.1 研究区的气象要素和环境因子 |
| 6.1.2.2 雪层气体浓度剖面特征 |
| 6.1.2.3 CO_2 和 CH_4 通量的季节模式及控制因素 |
| 6.1.3 结论 |
| 6.2 多年冻土区泥炭沼泽年碳通量估算 |
| 6.3 多年冻土区泥炭沼泽冬季排放在年碳收支中的作用 |
| 6.3.1 冬季的定义 |
| 6.3.2 冬季通量在年碳收支中的作用 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要研究结论 |
| 7.1.1 通量长期观测中的若干理论问题 |
| 7.1.2 生态系统 CO_2 净交换特征及其环境响应 |
| 7.1.3 生态系统 CH_4 排放特征及其环境响应 |
| 7.1.4 生态系统年净碳收支 |
| 7.2 研究中存在的问题及展望 |
| 参考文献 |
| 作者简历 |
| 发表文章目录 |
| 致谢 |
（6）重庆热环境特征及局地环流对其影响的模拟研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 城市热环境的数值模拟研究意义及进展 |
| 1.1.1 地表能量平衡对热环境的影响 |
| 1.1.2 局地环流对热环境的影响 |
| 1.2 WRF模式中城市冠层参数化方案的研究进展 |
| 1.2.1 UCM参数化方案 |
| 1.2.2 BEP参数化方案 |
| 1.2.3 BEP+BEM参数化方案 |
| 1.3 本文研究内容介绍 |
| 第二章 WRF模式对重庆城市气象环境模拟的验证及分析 |
| 2.1 背景天气条件 |
| 2.2 模拟区域 |
| 2.3 计算方案 |
| 2.4 结果验证 |
| 2.4.1 近地面(2m)温度的验证与对比 |
| 2.4.2 位温廓线对比分析 |
| 2.4.3 近地面(10m)风场对比分析 |
| 2.5 小结 |
| 第三章 建筑物外形参数对近地面温度场的模拟影响 |
| 3.1 建筑物高度对近地面温度的影响 |
| 3.2 建筑物密度对近地面温度的影响 |
| 3.3 小结与讨论 |
| 第四章 重庆热环境特征及其局地环流作用 |
| 4.1 重庆城市热岛的时空分布特征 |
| 4.2 地表能量平衡差异对热岛形成的影响 |
| 4.3 局地复杂环流相互作用对热岛的影响 |
| 4.3.1 重庆地区水平风场分析 |
| 4.3.2 重庆地区垂直风场及湍流分析 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 总结与展望 |
| 5.1 总结 |
| 5.2 展望 |
| 参考文献 |
| 作者介绍 |
| 致谢 |
（7）祁连山冰川地区陆面过程的数值模拟研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 陆面过程模式的研究进展 |
| 1.3 问题的提出及解决方法 |
| 1.4 论文结构及创新点 |
| 1.4.1 研究意义 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.4.3 本文的创新 |
| 第二章 CoLM模式简介 |
| 2.1 模式的结构 |
| 2.2 模式的质量、能量守恒方程 |
| 2.2.1 水分平衡 |
| 2.2.2 能量平衡 |
| 2.3 模式的参数化方案 |
| 2.3.1 湍流交换方案 |
| 2.3.2 辐射传输方案 |
| 2.3.3 土壤中的热传导方程 |
| 2.4 模式的输入输出 |
| 2.5 模式的植被覆盖及其对冰川地区的处理 |
| 第三章 祁连山老虎沟12号冰川概况及其近地层微气象特征分析 |
| 3.1 研究区概况 |
| 3.2 观测方法及数据处理 |
| 3.2.1 观测方法 |
| 3.2.2 通量计算方法 |
| 3.3 近地层微气象特征 |
| 3.3.1 气温 |
| 3.3.2 风速风向 |
| 3.3.3 气压 |
| 3.3.4 降水及比湿 |
| 3.3.5 反照率 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 祁连山老虎沟12号冰川表面能量平衡及陆面过程的模拟分析 |
| 4.1 能量平衡特征分析 |
| 4.1.1 辐射平衡 |
| 4.1.2 感热通量和潜热通量的特征分析 |
| 4.1.3 能量收支状况 |
| 4.2 辐射通量的模拟分析 |
| 4.2.1 向上长波辐射和地表温度 |
| 4.2.2 向上短波辐射 |
| 4.2.3 净辐射 |
| 4.2.4 感热通量和潜热通量 |
| 4.2.5 能量收支 |
| 4.3 模拟结果的误差分析 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 结论 |
| 5.2 存在的问题及展望 |
| 参考文献 |
| 研究生期间科研成果 |
| 致谢 |
（8）基于MODIS LAI的陆面模式地表温度模拟研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| 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 陆面模式研究进展 |
| 1.2.2 遥感在陆面过程中的应用 |
| 1.3 研究内容和技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 第二章 模式和数据 |
| 2.1 通用陆面模式简介 |
| 2.1.1 初始化状态 |
| 2.1.2 地表资料 |
| 2.1.3 CLM模式计算流程 |
| 2.1.4 CLM模式中地表温度模拟 |
| 2.2 研究数据 |
| 2.2.1 大气强迫数据 |
| 2.2.2 地表参数 |
| 2.2.3 观测数据 |
| 第三章 不同MODIS LAI数据及处理 |
| 3.1 不同MODIS LAI数据 |
| 3.1.1 MODIS LAI数据 |
| 3.1.2 改进的MODIS LAI数据 |
| 3.2 MODIS LAI数据应用于陆面模式模拟技术 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 CLM模式的LAI参数敏感性分析 |
| 4.1 月尺度LAI敏感性实验分析 |
| 4.2 季尺度LAI敏感性实验分析 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 基于MODIS LAI数据的地表温度模拟 |
| 5.1 站点尺度地表温度模拟结果比较 |
| 5.1.1 年平均地表温度模拟结果比较 |
| 5.1.2 季平均地表温度模拟结果比较 |
| 5.1.3 月平均地表温度模拟结果比较 |
| 5.1.4 地表温度模拟结果日变化比较 |
| 5.2 区域尺度地表温度模拟结果比较 |
| 5.2.1 月平均模拟结果比较 |
| 5.2.2 季平均模拟结果比较 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 主要创新点 |
| 6.3 存在问题与不足 |
| 6.4 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
（9）长江源区高寒草地生态系统变化及其碳排放对气候变化的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 国外碳通量研究现状 |
| 1.2.2 国内碳通量研究现状 |
| 1.2.3 目前主要增温方式 |
| 1.2.4 目前模拟氮沉降的研究方法 |
| 1.2.5 碳通量的概念 |
| 1.2.6 碳通量的测定方法与技术 |
| 1.3 研究内容及创新性 |
| 1.3.1 论文研究的科学问题 |
| 1.3.2 研究内容和方法 |
| 1.3.3 创新性体现 |
| 1.4 论文结构和技术路线 |
| 第二章 研究区域概况 |
| 2.1 概述 |
| 2.2 气候 |
| 2.3 地质、地貌 |
| 2.4 植被 |
| 2.5 土壤 |
| 第三章 两类典型高寒草地生态系统变化及其碳排放对气温升高的响应 |
| 3.1 概述 |
| 3.2 材料与方法 |
| 3.2.1 增温方式的选择 |
| 3.2.2 样地选择及增温处理 |
| 3.2.3 碳排放通量的监测方法 |
| 3.2.4 环境因子的监测 |
| 3.2.5 生物量测定 |
| 3.2.6 统计分析 |
| 3.3 OTCs的增温效果 |
| 3.4 气温升高对两种草甸生物量生产的影响 |
| 3.5 气温升高对两种草甸活动层浅层土壤水热过程的影响 |
| 3.5.1 气温升高对土壤温度变化过程的影响 |
| 3.5.2 气温升高对土壤水分变化过程的影响 |
| 3.6 气温升高对两种草甸生态系统碳排放的影响 |
| 3.6.1 不同处理条件下两种草甸生态系统CO_2排放的日变化与季节变化 |
| 3.6.2 不同增温处理两种草甸CO_2排放通量与环境因子的相关性分析 |
| 3.6.3 不同增温处理CO_2排放通量和地温的关系 |
| 3.6.4 不同增温处理CO_2排放通量和土壤湿度的关系 |
| 3.6.5 不同增温处理下两种草甸CO_2排放通量和气温的关系 |
| 3.7 本章小结 |
| 第四章 模拟氮沉降对高寒草地生态系统碳排放的影响 |
| 4.1 概述 |
| 4.2 材料与方法 |
| 4.2.1 样地选择与施氮处理 |
| 4.2.2 碳排放通量的监测方法 |
| 4.2.3 环境因子的监测 |
| 4.2.4 统计分析方法 |
| 4.3 氮沉降对高寒草甸生态系统CO_2排放的影响 |
| 4.3.1 不同处理高寒草甸CO_2排放通量的季节变化 |
| 4.3.2 不同施氮处理CO_2排放通量与环境因子之间的关系 |
| 4.3.3 施氮条件下环境因子对CO_2排放通量的综合影响 |
| 4.3.4 小结 |
| 4.4 氮沉降对沼泽草甸生态系统CO_2排放的影响 |
| 4.4.1 不同处理沼泽草甸CO_2排放通量的季节变化 |
| 4.4.2 不同施氮处理CO_2排放通量与环境因子之间的关系 |
| 4.4.3 施氮条件下环境因子对沼泽草甸CO_2排放的综合影响 |
| 4.4.4 小结 |
| 第五章 模拟增温和氮沉降对两类典型高寒草地生态系统碳排放联合作用 |
| 5.1 概述 |
| 5.2 材料与方法 |
| 5.2.1 样地选择与处理方法 |
| 5.2.3 碳排放通量的监测方法 |
| 5.2.4 环境因子的监测 |
| 5.2.5 统计分析方法 |
| 5.3 模拟增温与氮沉降对高寒草甸生态系统CO_2排放的影响 |
| 5.3.1 不同处理高寒草甸CO_2排放通量的季节变化 |
| 5.3.2 模拟增温和氮沉降交互作用对CO_2排放的影响 |
| 5.3.3 CO_2排放通量与环境因子之间的关系 |
| 5.3.4 增温和施氮处理下环境因子对CO_2排放通量的综合影响 |
| 5.3.5 小结 |
| 5.4 模拟增温与氮沉降对沼泽草甸生态系统CO_2排放的影响 |
| 5.4.1 不同处理高寒草甸CO_2排放通量的季节变化 |
| 5.4.2 模拟增温和氮沉降交互作用对CO_2排放的影响 |
| 5.4.3 CO_2排放通量与环境因子之间的关系 |
| 5.4.4 增温和施氮处理下环境因子对CO2排放通量的综合影响 |
| 5.4.5 小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 研究展望 |
| 参考文献 |
| 在读期间参加的科研项目和发表的学术论文 |
| 致谢 |
（10）森林火灾燃烧过程中的火行为研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 国内外研究现状 |
| 1.2 主要研究内容 |
| 1.2.1 主要研究内容 |
| 1.2.2 主要经费支持 |
| 1.3 研究方法 |
| 1.3.1 一般研究方法 |
| 1.3.2 模型研究 |
| 1.4 技术路线图 |
| 1.5 小结 |
| 第二章 冰雪灾害对森林火行为的影响 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 外业调查 |
| 2.2.2 实验室测定与计算 |
| 2.2.3 林火行为计算 |
| 2.3 结果与分析 |
| 2.3.1 森林可燃物 |
| 2.3.2 森林火环境分析 |
| 2.3.3 林火行为分析 |
| 2.4 小结 |
| 第三章 森林地下火的火行为 |
| 3.1 研究地概况 |
| 3.2 研究方法 |
| 3.2.1 收集资料 |
| 3.2.2 外业调查 |
| 3.2.3 实验室测定 |
| 3.3 结果与分析 |
| 3.3.1 地下火发生的火环境 |
| 3.3.2 可燃物 |
| 3.3.3 火源 |
| 3.3.4 地下火的火行为 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 云南主要针叶林的可燃物特征 |
| 4.1 研究区域概况 |
| 4.1.1 位置与范围 |
| 4.1.2 自然环境条件 |
| 4.2 云南森林火灾状况 |
| 4.3 云南主要针叶林的可燃物特征 |
| 4.3.1 云南主要针叶林 |
| 4.3.2 云南主要针叶林的可燃物特征 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 云南主要针叶林的林火行为 |
| 5.1 研究方法 |
| 5.1.1 外业调查 |
| 5.1.2 可燃物模型参数的测定 |
| 5.1.3 可燃物模型参数的确定 |
| 5.2 BehavePlus 模型 |
| 5.2.1 因子选择 |
| 5.2.2 火行为指标 |
| 5.3 结果与分析 |
| 5.3.1 云南松林火行为 |
| 5.3.2 思茅松林火行为 |
| 5.3.3 华山松林火行为 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 云南松林飞火发生与蔓延 |
| 6.1 研究方法 |
| 6.1.1 飞火发生的概率 |
| 6.1.2 火场调查 |
| 6.1.3 历史资料法 |
| 6.2 飞火产生的条件 |
| 6.2.1 可燃物 |
| 6.2.2 气象条件 |
| 6.2.3 地形 |
| 6.3 飞火传播的距离 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 结论与讨论 |
| 7.1 结论 |
| 7.1.1 冰雪灾害对森林火行为的影响异常明显 |
| 7.1.2 森林地下火的火行为非常复杂 |
| 7.1.3 云南主要针叶林可燃物种类很丰富，载量大 |
| 7.1.4 云南主要针叶林的火行为十分剧烈 |
| 7.1.5 飞火距离的估算难度大 |
| 7.2 讨论 |
| 7.3 展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 在读期间的学术研究 |
| 致谢 |
四、Analysis of aerodynamic and thermodynamic parameters on the grassy marshland surface of Tibetan Plateau（论文参考文献）
- [1]大兴安岭多年冻土区典型湿地地表能量交换和蒸散研究[D]. 郭小璇. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [2]基于数值模拟的毛乌素沙地植被变化对区域气候和水分平衡影响研究[D]. 郑颖. 内蒙古大学, 2021
- [3]中国近地面大气颗粒物PM2.5浓度的遥感反演及长时间序列霾分布特征研究[D]. 李颖. 中国科学院大学(中国科学院遥感与数字地球研究所), 2019(06)
- [4]青藏高原中部兹格塘错记录的末次冰消期以来气候变化[D]. 李华勇. 云南师范大学, 2017(01)
- [5]大兴安岭多年冻土区泥炭沼泽地—气间净碳通量交换[D]. 苗雨青. 中国科学院研究生院(东北地理与农业生态研究所), 2013(10)
- [6]重庆热环境特征及局地环流对其影响的模拟研究[D]. 伍见军. 南京信息工程大学, 2013(02)
- [7]祁连山冰川地区陆面过程的数值模拟研究[D]. 李健. 兰州大学, 2012(09)
- [8]基于MODIS LAI的陆面模式地表温度模拟研究[D]. 杨晓月. 南京信息工程大学, 2012(09)
- [9]长江源区高寒草地生态系统变化及其碳排放对气候变化的影响[D]. 白炜. 兰州大学, 2011(02)
- [10]森林火灾燃烧过程中的火行为研究[D]. 王秋华. 中国林业科学研究院, 2010(01)