导读:本文包含了海气交换通量论文开题报告文献综述、选题提纲参考文献及外文文献翻译，主要关键词:通量,甲烷,氧化亚氮,东海,浓度,二氧化,巢湖。
海气交换通量论文文献综述
齐天赐,肖启涛,苗雨青,段洪涛[1]（2019）在《巢湖水体二氧化碳浓度时空分布特征及其水-气交换通量》一文中研究指出为揭示巢湖水体二氧化碳浓度(c CO2)时空变化特征及其影响因素,2017年2、4、8和11月分别采集巢湖表层水样,测定水样的理化、生物学参数以及c CO2,并以此计算其水-气界面交换通量.结果表明:巢湖表层水体c CO2的变化范围为13.31～55.47μmol/L,年平均值为26.27μmol/L,在空间上呈现出西高东低的分布趋势;在季节上表现为暖季(夏季)低、冷季(春、秋和冬季)高的规律.巢湖表层水体c CO2与溶解性有机碳浓度呈显着正相关,与叶绿素a浓度呈显着负相关,说明有机质分解和光合作用在巢湖CO2生物化学循环过程中占重要作用;同时,南淝河等入湖河流污染严重,输入大量有机和无机碳,对西巢湖水体CO2贡献较大.总体上,巢湖CO2排放量相对较低,巢湖部分区域在冷季(2、11月)表现为CO2的汇.本研究对于明晰富营养化湖泊CO2排放特征以及准确估算全球内陆湖泊碳通量等都具有参考价值.(本文来源于《湖泊科学》期刊2019年03期）
臧昆鹏,霍城,郑楠,徐雪梅[2]（2018）在《冬季北黄海溶解态CH_4和N_2O的浓度分布及海-气交换通量》一文中研究指出2014年1月开展了北黄海表层海水中溶解态甲烷(CH_4)和氧化亚氮(N_2O)浓度及海水温盐等参数的观测研究.结果显示,冬季北黄海表层海水溶解态CH_4和N_2O的浓度范围分别为4.3—7.3 nmol·L-1和12.8—14.9 nmol·L-1,饱和度范围分别为150%—255%和128%—149%,是大气CH_4和N_2O的源.通过针对性开展温盐数据校正,区域和全球尺度大气CH_4和N_2O摩尔分数参考值的对比计算等关键过程的研究,优化提高了溶解态CH_4和N_2O饱和度及海-气交换通量计算方法和结果的准确度,得出1月份海-气CH_4和N_2O交换通量分别为6.3±5.1μmol·m-2·d-1和9.4±8.0μmol·m-2·d-1(W2014).并结合文献报道的春、夏、秋季节观测结果,将北黄海N_2O年释放量修订为1.02×10-2Tg.(本文来源于《环境化学》期刊2018年05期）
臧昆鹏[3]（2018）在《渤海季节性耗氧海域甲烷浓度和海—气交换通量的季节演变特征及调控过程》一文中研究指出渤海是我国内海,面积约7.7万km~2,平均水深约18 m,叁面环陆,仅东部通过渤海海峡与北黄海相通。初步调查显示,夏季渤海是大气CH_4的源,但关于水体中溶解态CH_4的源汇过程,浓度时空分布和海-气交换通量季节演变特征及调控机制的研究尚不充分。尤其是近年来,在人为活动和自然过程耦合作用下,渤海西部底层海水呈逐年增强的季节性耗氧状况,影响面积仅次于长江口低氧区,溶解氧浓度最低值已接近国际公认的低氧限值。针对渤海季节性耗氧这一新生态环境现象,本研究对耗氧海域海水中溶解态CH_4的源汇过程,浓度和海-气交换通量时空分布特征及调控过程开展了针对性观测和实验研究。同时,对耗氧海域潜在的含CH_4气泡释放现象,本研究在大连湾近岸开展了含CH_4气泡释放速率及调控因素的预研究工作。本研究有助于进一步丰富近海海域CH_4的生物地球化学循环过程基础数据和资料,更清晰地说明人为活动对近海耗氧海域CH_4源汇过程的影响,进而有的放矢地采取措施,改善近海生态环境,逐步减缓近海CH_4源的人为增强,以更高效地缓解人为活动对全球气候环境变化的影响。通过自主设计、集成和优化测试,本研究建立了适用于海表大气CH_4走航连续观测的船基光腔衰荡光谱观测系统和方法。该系统2011年至2017年最大漂移小于0.1%,精密度小于0.03%,准确度小于0.08%,均优于世界气象组织全球大气观测网对大气CH_4的观测数据质量控制要求。同时建立了适用于离散海水样品中溶解态CH_4浓度测定的顶空平衡-双通道气相色谱系统和方法。该系统对溶解态CH_4观测结果的精密度小于0.80%,准确度小于1.50%,达到国内外先进水平。此外,还改进研发了适用于近岸浅海含CH_4气泡收集工作的自动化倒置漏斗采集器和沉积物产CH_4速率培养系统及沉积物间隙水提取设备及方法,为开展现场观测、获取高质量的原始观测数据奠定了坚实的基础。利用上述仪器设备,在渤海开展了海表大气、海水和沉积物等介质中CH_4及相关水文气象要素的现场观测,并实现春、夏和冬季的海表大气CH_4和海水中溶解态CH_4的同步观测。基于现场观测和实验数据综合分析发现,观测期间,沉积物很可能是渤海耗氧海域水体中溶解态CH_4的主要来源,底层海水为溶解态CH_4的弱汇。渤海耗氧海域表层海水中溶解态CH_4浓度整体呈初秋季节最高,冬季最低,其他季节居中的季节演变特征,但水柱中溶解态CH_4浓度呈夏季垂直差异最大,深秋和冬季垂直分布均匀的分布特征,其最直接的调控因素应是季节性水体层化和海底地形及涡流导致的水动力环境。夏季渤海底层海水中溶解态CH_4浓度上升和耗氧过程并无直接的因果关系,两者均为人为活动和自然过程导致沉积物有机质含量逐年增加的结果,但耗氧过程可能在一定程度上消弱溶解态CH_4的有氧氧化消耗速率。因此导致夏季渤海耗氧海域可能呈CH_4―源增强而汇减弱‖的新特征。而夏季渤海耗氧海域底层海水中溶解态CH_4的蓄积效应可能是一直存在的自然过程,但受人为活动对溶解态CH_4源汇过程的影响,其浓度时空分布表现出更剧烈的季节演变特征。基于全球大气CH_4本底浓度年均值计算观测海域的溶解态CH_4饱和度和海-气交换通量比基于现场实测大气CH_4浓度计算的结果分别偏高14%和15%。后者计算结果更能代表观测海域真实且准确的结果。因此,本研究将海-气CH_4交换通量观测研究方法优化改进为实施海-气CH_4同步观测。观测期内,渤海耗氧海域海水溶解态CH_4均呈过饱和状态,表现为大气CH_4的源。耗氧海域海-气CH_4交换通量在季节性水动力环境,风力,海水温度和盐度等因素调控下,呈显着的季节演变特征,其中,季节性水动力环境可能是主要调控因素。海-气CH_4交换通量的具体演变特征为由春季至夏季,受温跃层主导作用,海-气CH_4交换通量逐渐下降至全年最低,大量溶解态CH_4蓄积于底层海水中。至夏秋季节转换时期,随着温跃层快速消退,底层海水中蓄积的溶解态CH_4迅速交换、扩散至表层海水,进而释放进入大气,导致初秋季节海-气CH_4交换通量达到全年最高。进入冬季,随着底层水体中蓄积的CH_4释放结束,海-气CH_4交换通量下降至全年最低。因此,耗氧海域海-气CH_4交换通量总体呈初秋季节最高,夏季和冬季较低,春季居中的季节演变特征,其中,初秋季节耗氧海域的脉冲式释放通量最高达37.9μmol/m~2/d。根据国内外观测研究报道及渤海耗氧状况逐年加剧的实际情况,耗氧海域可能存在或潜在可形成含CH_4气泡释放现象。因此本研究利用自行设计研发的倒置漏斗型气泡收集器及水下摄像机等设备,于2016年夏季在大连湾近岸海域开展了含CH_4气泡及相关参数的现场观测。结果显示,气泡样品中CH_4的含量高达0.378 mol/mol。受人为活动的强烈影响,近岸污染海域释放的气泡主要组分包括CO_2、CH_4、N_2O和水汽等组分。气泡释放的主要影响因素为潮汐,海水温度及沉积物中有机质含量等。其中,潮汐通过周期性改变沉积物表面压力和水体混合稀释过程影响气泡的形成和释放速率,温度通过影响CH_4产生速率及其溶解度调节气泡生成和释放,而人为活动导致沉积物中有机质含量也直接影响CH_4的产生速率。此外,单位面积海域的含CH_4气泡释放通量是溶解态CH_4海-气扩散通量的约14.8倍,且含CH_4气泡过程可直接影响局地大气CH_4混合比分布。因此,含CH_4气泡释放海域是大气CH_4的源,应予重视并开展深入观测研究。(本文来源于《中国气象科学研究院》期刊2018-04-01）
徐秋萍,彭书传,陈天虎,王继忠[4]（2017）在《巢湖流域PAHs的水-气交换通量》一文中研究指出在2016年夏季对巢湖周边的4条支流(裕溪河、杭埠河、南淝河及炯炀河)及其所对应的龟山、巢湖南、滨湖及中庙分别采集水样和大气样品。龟山、巢湖南、滨湖和中庙大气中PAHs的浓度分别是6.2、4.5、5.7及2.1 ng/m~3,其所对应的裕溪河、杭埠河、南淝河和炯炀河中溶解相的PAHs的浓度分别是70.2、46.7、90.2及126.6 ng/L。溶解相的PAHs浓度在炯炀河最高,气态的则在龟山达到最大值。溶解相中PAHs的最高浓度值出现在炯炀河(本文来源于《中国矿物岩石地球化学学会第九次全国会员代表大会暨第16届学术年会文集》期刊2017-04-18）
韩玉,张桂玲[5]（2015）在《春季西北太平洋水体中甲烷和氧化亚氮的分布及海气交换通量》一文中研究指出于2010年5—6月搭乘日本KH10-1航次,对西北太平洋两个不同深度站位甲烷(CH4)和氧化亚氮(N2O)的垂直分布及海气交换通量进行了研究。结果显示:研究海域表层海水中CH4和N2O浓度分别为(2.55±0.22)nmol/L和(7.50±1.11)nmol/L,饱和度分别为126%和116%,均处于轻度过饱和状态。在垂直方向上,CH4浓度分布呈现次表层极大的特征,次表层以下CH4浓度随深度增加逐渐减小。CH4次表层极大值可能是由于细菌利用甲基化合物进行好氧产生和在悬浮颗粒物、浮游动物或其他海洋生物肠道内厌氧微环境产生的综合作用造成的。N2O浓度随深度的增加而增大,在跃层下部达到最大值,N2O与溶解氧的垂直分布呈镜像关系。水体中N2O主要通过硝化过程产生。利用LM86和W92公式计算得到CH4的海气交换通量分别为(0.76±0.57)μmol/(m2·d)和(1.57±0.67)μmol/(m2·d),N2O的海气交换通量分别为(1.96±0.24)μmol/(m2·d)和(3.08±0.38)μmol/(m2·d),因此西北太平洋是大气CH4和N2O的净源。(本文来源于《海洋与湖沼》期刊2015年02期）
王岚,张桂玲,孙明爽,任景玲[6]（2014）在《春、夏季长江口及其邻近海域溶解N_2O的分布和海-气交换通量》一文中研究指出分别于2012年3月和7月对长江口及其邻近海域进行了调查,对水体中溶解氧化亚氮(N2O)的分布及海-气交换通量进行了研究.结果表明,春季长江口及其邻近海域表层海水中溶解N2O浓度范围为9.34~49.08 nmol·L-1,平均值为(13.27±6.40)nmol·L-1.夏季表层溶解N2O浓度范围为7.27~27.81 nmol·L-1、平均值为(10.62±5.03)nmol·L-1.两航次表、底层海水中溶解N2O浓度相差不大.长江口溶解N2O浓度由近岸向外海逐渐降低,受陆源输入影响显着.溶解N2O浓度高值出现在长江口最大浑浊带附近,这主要是由于水体中较高的硝化速率造成的.温度是影响N2O分布的另一个重要因素,对溶解N2O浓度有双重作用.春季和夏季表层海水中N2O饱和度范围分别为86.9%~351.3%和111.7%~396.0%,平均值分别为(111.5±41.4)%和(155.9±68.4)%,大部分站位处于过饱和状态.利用LM86、W92和RC01公式分别计算了长江口及其邻近海域N2O的海-气交换通量,春季分别为(3.2±10.9)、(5.5±19.3)和(12.2±52.3)μmol·(m2·d)-1,夏季分别为(7.3±12.4)、(12.7±20.4)和(20.4±35.9)μmol·(m2·d)-1,初步估算出长江口及其邻近海域的年平均释放量分别为0.6×10-2Tg·a-1(LM86)、1.1×10-2Tg·a-1(W92)、2.0×10-2Tg·a-1(RC01).长江口及其邻近海域虽然只占全球海洋总面积的0.02%,但其释放的N2O占全球海洋释放量的0.06%,表明长江口及其邻近海域是产生和释放N2O的活跃区域.(本文来源于《环境科学》期刊2014年12期）
马啸,张桂玲,曹兴朋,宋国栋,王岚[7]（2014）在《春季东海溶存氧化亚氮的分布和海气交换通量》一文中研究指出于2011年5至6月在东海采集不同深度海水样品,研究了其中溶存氧化亚氮(N2O)的分布并估算其海-气交换通量。结果表明,春季东海表层海水中溶存N2O浓度范围为6.31~11.88 nmol/L,平均值为(9.13±1.45)nmol/L;底层海水中N2O浓度范围为7.53~39.75 nmol/L,平均值为(13.71±7.76)nmol/L。随着深度的增加,N2O浓度逐渐升高。温度是影响春季东海N2O分布的主要因素,N2O浓度与温度呈负相关关系。长江冲淡水和黑潮水是东海N2O的重要来源。东海表层海水中N2O的饱和度范围为92.5%~139.3%,平均值为118.5%±10.3%,绝大多数站位都处于过饱和状态,因此,春季东海是大气N2O的净源。利用LM86公式和W92公式求得东海的海-气交换通量分别为(4.96±6.12)μmol/(m2·d)和(10.25±17.18)μmol/(m2·d),初步估算出东海年释放N2O通量约为0.061~0.127 Tg/a,占全球海洋释放总量的2.0%,远高于其所占的面积比0.2%。(本文来源于《海洋科学》期刊2014年02期）
曹兴朋,张桂玲,马啸,张国玲,刘素美[8]（2013）在《春季东、黄海溶解甲烷的分布和海气交换通量》一文中研究指出于2011年3月17日～4月6日对东、黄海海域进行了大面调查,采集了45个站位不同深度的海水样品,对溶解甲烷(CH4)浓度进行了测定,并估算了其海-气交换通量.结果表明,东、黄海表层海水中溶解甲烷的浓度变化范围是2.39～29.67nmol.L-1,底层海水中甲烷浓度范围是2.63～30.63 nmol.L-1,底层浓度略高于表层,表明底层水体或沉积物中存在甲烷的源.春季东、黄海海域表、底层溶解甲烷的分布特征基本一致,即从近岸向远海逐渐降低,主要受长江冲淡水输入和黑潮水入侵的影响.春季东、黄海海域表层海水中CH4饱和度为93%～1 038%.利用Liss and Merlivat公式(LM86)、Wanninkhof公式(W92)和现场测定的风速估算出春季东、黄海海域CH4的海-气交换通量分别为(2.85±5.11)μmol.(m2.d)-1和(5.18±9.99)μmol.(m2.d)-1,根据本研究结果和文献数据初步估算出东海和黄海年释放甲烷量分别为7.05×10-2～12.0×10-2Tg.a-1和1.17×10-2～2.20×10-2Tg.a-1.春季东、黄海海域表层海水中CH4均呈过饱和状态,是大气中CH4的净源.(本文来源于《环境科学》期刊2013年07期）
于潭[9]（2013）在《海—气二氧化碳交换速度和通量的遥感反演方法研究》一文中研究指出海-气CO_2通量是全球气候变化的重要控制因子之一，也是目前国际研究的热点。大量的现场实测和相关研究表明， CO_2交换速度不仅与风速有关，还与波浪、海-气边界层厚度、大气层化等密切相关。本文从遥感角度，针对海-气界面CO_2交换速度和通量的反演算法开展研究，利用高度计、散射计等卫星数据重点研究了CO_2交换速度和通量的现有计算方法的不确定性，以及波浪破碎、非破碎和波陡等不同因子对CO_2交换速度和通量的影响，取得如下主要进展：（1）提出了一个利用高度计数据反演空气摩擦速度的新公式，并且利用26个不同的交换速度公式，使用高度计数据，计算了2000年的CO_2交换速度以及通量的不确定性。发现由于交换速度公式的不同导致了估算全球CO_2交换速度以及通量非常大的不确定性。全球月平均交换速度之间的最大差异为27.70cm h~(-1)，通量为6.24PgCyear~(-1)，4°纬度带平均的CO_2交换速度的最大差异是70.37cm h~(-1)，通量是0.58PgCyear~(-1)。计算得到经过面积加权以及施密特数校正之后的2000年全球平均交换速度是27.33±9.75cm h~(-1)，通量是2.77±1.02PgCyear~(-1)。（2）使用一个与Ku-波段后向散射截面、有效波高和风速有关的函数，实现了对大范围、长时间序列交换速度的反演，同时考虑了风速以及波浪状态对交换速度的影响。计算了交换速度的全球分布以及季节变化，并进行了比对和分析；计算了19年CO_2海-气交换速度的变化趋势，有一个0.01cm h~(-1)每月的增速。计算得到经过面积加权以及施密特数校正之后的19年平均全球平均交换速度是36.14±1.62cm h~(-1)。（3）通过对CO_2交换速度公式的比较和分析，提出了一个利用高度计数据计算交换速度的新公式，该公式利用白帽覆盖率来区分波浪破碎以及非破碎部分对交换速度的贡献。计算和分析了交换速度和通量的全球分布以及季节分布。计算了17年CO_2海-气交换速度和通量的变化趋势，分别有0.725cm h~(-1)和0.0068PgC每年的增速。计算得到经过面积加权以及施密特数校正之后的17年平均全球平均交换速度为21.26cm h~(-1)，通量为每年2.58PgC。（4）提出了一个利用ERS-2散射计数据计算交换速度的新方法，新方法同时考虑了风速和波陡。波陡由ERS-2散射计数据通过神经网络方法获得。文中给出的新公式与已有的风速参数化公式一致性较好，已有风速公式的变化可以用波陡的变化来反映，这反映了不同波浪场对交换速度以及通量的影响，该模型解释了不确定性的部分原因。计算了交换速度和通量的全球分布以及季节分布并且分析了他们的分布规律。经过面积加权以及施密特数校正之后得到了全球平均交换速度为30cm h~(-1)，从大气进入海洋的净通量为1.77PgC。(本文来源于《中国科学院研究生院（海洋研究所）》期刊2013-05-01）
马立杰,崔迎春[10]（2013）在《南海中部和北部上层海水中溶存甲烷浓度及海气交换通量》一文中研究指出根据2010年4—5月国家基金委南海多学科综合航次在南海中部和北部的调查资料,利用抽真空气相色谱法测定海水中溶存甲烷浓度,分析了该海区上层海水中溶存甲烷的浓度、饱和度及海气交换通量。南海中部和北部表层海水中溶存甲烷浓度范围为1.15—5.6nmol.L 1,平均值为2.2nmol.L 1,饱和度范围为59.7%—298.8%,59%站位的溶存甲烷处于过饱和状态。甲烷海气交换通量范围分别为17.7—61.3μmol.m 2.d 1(根据LM-86方程计算)和27.9—119.6μmol.m 2.d 1(根据W-92方程计算)。南海是大气中甲烷的来源之一,年甲烷辐射量估算值为2.7×10 2—4.0×10 2Tg.a 1。(本文来源于《热带海洋学报》期刊2013年02期）
海气交换通量论文开题报告
（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：
2014年1月开展了北黄海表层海水中溶解态甲烷(CH_4)和氧化亚氮(N_2O)浓度及海水温盐等参数的观测研究.结果显示,冬季北黄海表层海水溶解态CH_4和N_2O的浓度范围分别为4.3—7.3 nmol·L-1和12.8—14.9 nmol·L-1,饱和度范围分别为150%—255%和128%—149%,是大气CH_4和N_2O的源.通过针对性开展温盐数据校正,区域和全球尺度大气CH_4和N_2O摩尔分数参考值的对比计算等关键过程的研究,优化提高了溶解态CH_4和N_2O饱和度及海-气交换通量计算方法和结果的准确度,得出1月份海-气CH_4和N_2O交换通量分别为6.3±5.1μmol·m-2·d-1和9.4±8.0μmol·m-2·d-1(W2014).并结合文献报道的春、夏、秋季节观测结果,将北黄海N_2O年释放量修订为1.02×10-2Tg.
（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。
海气交换通量论文参考文献
[1].齐天赐,肖启涛,苗雨青,段洪涛.巢湖水体二氧化碳浓度时空分布特征及其水-气交换通量[J].湖泊科学.2019
[2].臧昆鹏,霍城,郑楠,徐雪梅.冬季北黄海溶解态CH_4和N_2O的浓度分布及海-气交换通量[J].环境化学.2018
[3].臧昆鹏.渤海季节性耗氧海域甲烷浓度和海—气交换通量的季节演变特征及调控过程[D].中国气象科学研究院.2018
[4].徐秋萍,彭书传,陈天虎,王继忠.巢湖流域PAHs的水-气交换通量[C].中国矿物岩石地球化学学会第九次全国会员代表大会暨第16届学术年会文集.2017
[5].韩玉,张桂玲.春季西北太平洋水体中甲烷和氧化亚氮的分布及海气交换通量[J].海洋与湖沼.2015
[6].王岚,张桂玲,孙明爽,任景玲.春、夏季长江口及其邻近海域溶解N_2O的分布和海-气交换通量[J].环境科学.2014
[7].马啸,张桂玲,曹兴朋,宋国栋,王岚.春季东海溶存氧化亚氮的分布和海气交换通量[J].海洋科学.2014
[8].曹兴朋,张桂玲,马啸,张国玲,刘素美.春季东、黄海溶解甲烷的分布和海气交换通量[J].环境科学.2013
[9].于潭.海—气二氧化碳交换速度和通量的遥感反演方法研究[D].中国科学院研究生院（海洋研究所）.2013
[10].马立杰,崔迎春.南海中部和北部上层海水中溶存甲烷浓度及海气交换通量[J].热带海洋学报.2013
论文知识图
