一、1999年7月白令海海盆营养盐和溶解氧的垂直特征（论文文献综述）
杨绍琼,李逸铭,陈红霞,牛文栋,马伟,何琰,兰世泉[1]（2021）在《基于水下滑翔机观测数据的白令海海盆区域温度及溶解氧特征分析》文中研究指明基于2019年夏季中国第十次北极科学考察（"十北"科考）中"海燕"水下滑翔机观测的温度和溶解氧（Dissolved Oxygen, DO）数据,对白令海海盆区水团分类,及其温度和溶解氧分布特征进行了分析研究。结果表明:北极白令海海盆区水体一般由温度差异较为明显的上层水,中层水和深层水组成,其温度水平分布具有东高西低的特点,且随着深度的增加,水平温差逐渐减小。白令海上层水位于50 m以浅的位置,在约30～50 m深度处存在强温跃层,温跃层自西向东深度略有增加,且厚度不均匀,跃层强度约为0.31℃/m;白令海中层水位于50～250 m深度处,主要为冬季残留水,中层冬季残留水分布具有一定地区性差异,在此位置存在温度最小值,约为2.7℃;白令海深层水水体较稳定,温度随深度缓慢降低。对比垂直断面温度特征和溶解氧特征可知,白令海中层冬季残留水溶解氧含量较高,高于上层水团;在中层水与深层水之间存在氧跃层,氧含量从250μmol/L快速下降至50μmol/L,并随着深度的增加,在1 000 m深处降至20μmol/L。
赵德荣[2]（2021）在《夏季白令海和楚科奇海碳酸盐体系研究》文中提出白令海和楚科奇海分别作为亚北极和北极的边缘海,因广阔的陆架面积和夏季高生产力,使两海域成为夏季CO2强汇区。然而近几十年伴随全球气候变化的影响,两海域海水环境和碳酸盐体系也发生明显改变。水体暖化、海冰消退、生物群落的北移等都促使白令海碳汇能力发生改变,海洋酸化加剧。同时,楚科奇海CO2汇趋势变化极其不确定。太平洋入流水既为夏季北冰洋提供大量营养盐,同时也将更多太平洋酸化水体带到楚科奇海,加剧北冰洋海洋酸化,从而对亚北极和北极生态环境造成威胁。因此,对白令海的海表CO2分压（pCO2）长期变化趋势及海洋酸化的研究有极其重要意义。本文利用2019年8月～9月在白令海和楚科奇海开展的中国第十次北极科学考察,对白令海及楚科奇海碳酸盐体系（pCO2、DIC、TA）、以及溶解氧、营养盐(NO3-、PO43-等)数据,阐明了白令海碳源汇分布格局及调控机制,对白令海和楚科奇海pCO2、海-气CO2通量做了对比,并对海洋酸化现状进行了整体评估。此外,基于20年的中国北极科考（CHINARE1999～2019）高精度pCO2走航数据,揭示了白令海夏季pCO2年代际变化规律及其主要调控因素。主要结论如下:2019年夏季白令海整体是CO2汇,海-气CO2通量约-8.3±1.4 mmol m-2 d-1,夏季净碳汇量达23.3 TgC。海表pCO2、海-气CO2通量存在显着的区域差异性,碳汇能力表现出白令海陆架和陆坡区显着高于海盆区。在高营养盐、低叶绿素（HNLC）的海盆区,CO2吸收潜力较弱;在生物活动旺盛的陆架陆坡区,靠近阿拉斯加的东侧海域受河流影响输入大量高pCO2的水,碳汇能力弱于西侧海域。生物过程、河水输入等非热力学因素是调控2019年白令海夏季pCO2、CO2源汇分布的主导因素。1999～2019年,白令海整个海域夏季海表pCO2增长速率是大气增长速率的1.5倍,其中海盆和陆坡区pCO2增速高于大气pCO2增速,碳汇能力在减弱;陆架区pCO2增速低于大气pCO2增速,碳汇能力在增强。热力学因素是影响白令海pCO2年代际变化的主导因子。在2008～2019年一个冷暖年周期下,冷年到暖年海表温度约提高了2℃,ΔpCO2呈现升高的态势。2019年夏季白令海海洋酸化呈现明显区域差异。海盆区100 m处Ω文石开始出现不饱和,深层2000 m由于有机质的再矿化,Ω文石达到0.4的极低值。而陆架陆坡区酸化不明显,仅在底层和受河流输入影响大的区域出现文石不饱和。白令海峡的西部陆架区酸化最为严重,整个水柱均出现文石不饱和。自然过程和人为活动共同影响着夏季白令海海洋酸化,基于海水-河水-其它淡水三端元混合模型,计算出河水输入能使上层20 m水体Ω文石下降约0.47,海-气CO2交换使Ω文石降低仅约0.04,而高生产力使夏季Ω文石升高0.81,足以抵消河水输入和海-气CO2交换降低的Ω文石,减缓了白令海夏季上层水体海洋酸化进程。白令海陆架区海洋酸化是人为源CO2积累的结果。2019年夏季楚科奇海是CO2强汇区,平均海-气CO2通量为-12.1±2 mmol m-2 d-1,夏季CO2吸收量约9.7 TgC。72°N以南陆架区净群落生产力平均值为11.4mmol m-2 d-1,CO2汇主要受高初级生产力控制,海表pCO2较低,CO2汇较强;72°N以北陆架净群落生产力平均值为4.5 mmol m-2 d-1,主要受物理混合影响,海表pCO2较高,CO2汇较弱。随冰缘线的北移,楚科奇海CO2汇能力有所增强。相比于楚科奇海,白令海ΔpCO2数值相对保持稳定,而楚科奇海ΔpCO2更负,加上融冰水稀释作用,CO2汇较强。
吴林妮[3]（2021）在《南黄海—东海溶解氧和营养盐的时空格局及影响因素研究》文中提出南黄海和东海是西北太平洋典型的陆架边缘海。受人类活动等多重压力的影响,南黄海-东海典型区域内底层低氧和酸化等生态环境问题频发,对近海生态系统的可持续发展造成潜在威胁。同时,该海域物理-生物地球化学过程亦较为复杂,显着影响着溶解氧（DO）和营养盐等生源要素的时空分布格局和输运。本论文基于2019年夏、秋季南黄海-长江口航次和2017年春、秋季东海航次所获取的水文、化学和生物资料,重点研究了南黄海-长江口海域DO分布和低氧、酸化特征及其影响因素,分析了秋季东海DO的空间格局及其与水文、生态过程的关系,深入探讨了春、秋季东海营养盐的时空分布和输运及其物理-生物地球化学过程驱动。得出以下主要结论:（1）南黄海-长江口海域DO含量及分布与流场/水团格局具有良好的对应关系,后者对该海域底层缺氧和酸化的形成具有调控作用。其中,夏季长江口外底层台湾暖流影响区具有低氧的特征,低氧水体由长江口海域向东北方向扩展,在上升流影响下可抬升至上层;夏季长江口海域低氧水体的涌升、黄海冷水团区DO最大值层的抬升均与跃层的抬升趋势基本一致,不仅反应了上升流对DO垂向分布的影响,同时也指示了冷水团边界区和长江口外海域涌升流的存在;夏季长江口外东北部离岸低盐水团区的生物地球化学过程也对局地底层低氧区的形成有重要贡献。秋季则在黄海冷水团海域下底层存在一个DO低值区。上述低氧区或DO低值区同时也是水体酸化区,其中夏季长江口的酸化区范围与低氧区总体相吻合,秋季黄海冷水团底层酸化区也与DO低值区和冷水团范围基本一致。（2）秋季浙江近海底层海域存在由夏季长江口底层低氧向南消退残留于此的DO低值区,其维持与水文动力状况和有机质沉降分解密切相关。入秋后低盐的长江冲淡水主体和浙闽沿岸流趋于向南扩展,与北向入侵的低温、高盐的黑潮次表层水（台湾暖流底层水的主要来源）相互作用,在近底层形成温、盐跃层,限制了底层与上层富氧水体间的垂向氧交换,导致近底层消耗的DO无法得到及时补充,进而维持了夏季留存在此的低氧区。但与夏季相比,秋季水体垂向混合作用逐渐增强,受此影响,水文跃层较夏季明显下沉,导致低氧水体的厚度变薄且范围缩小。同时,底层DO低值区的空间分布与表层叶绿素（Chl a）浓度较高区域大致对应,说明浮游植物碎屑的沉降是秋季底层DO低值区得以维持的因素之一。（3）春、秋季东海水团格局对营养盐的分布及其变化具有重要的调控作用。舟山群岛南部和浙江近海上层营养盐高值区是长江冲淡水和浙闽沿岸水影响的结果,并随大陆沿岸水系向黑潮区扩散递减。东南部表层营养盐低值区与寡营养盐的黑潮表层水和台湾海峡水的扩展相对应,而该海域底层高磷酸盐（PO4-P）水体主要受黑潮次表层水扩展的影响。黑潮次表层水向东海跨陆架输运并由此形成了黑潮和东海进行物质交换的重要通道,对调节东海异常高的N/P比具有重要的作用。秋季舟山群岛附近海域30 m水层处存在的PO4-P高值区是由浙闽沿岸上升流导致的。而春季东北部底层海域存在的高营养盐区域是由冬季黄海沿岸流南下输运并留存在东海北部形成的。
张逸行[4]（2020）在《北极楚科奇海酸化及其驱动机制研究》文中认为自工业革命以来,大气中人为CO2增加引起海水的pH值和碳酸盐饱和度下降,即海洋酸化（Ocean Acidification,OA）,目前已成为严重威胁海洋生态系统和人类社会可持续发展的重大环境问题。楚科奇海是北极最大的碳汇区,其海-气CO2通量占整个北冰洋的58%。春季/夏季的高碳汇和生产力现象伴随着秋季/冬季大量有机化物的分解,群落的呼吸作用释放出大量CO2,以及融冰稀释作用等等,导致水体酸化严重。这些影响因素加上人为CO2的积累,使得楚科奇海酸化变化的认识更加复杂。楚科奇海是世界上渔业资源最丰富的渔场之一,海洋酸化问题持续加剧将直接影响当地的钙质生物生命活动,进而对当地的渔业乃至生态系统产生不可逆转的危害。本文旨在评估楚科奇海夏季融冰期内以及年际酸化特征与调控机制,以便更好地了解楚科奇海酸化的发展趋势和驱动机理。本研究首先集成了楚科奇海2002-2016夏季8个航次的调查数据,包括3 3H120020718、33H120040718、CHINARE2008、CHINARE2010、CHINARE2014、33HQ20150809、CHINARE2016 和 CHINARE2018。重点报告了 CHINARE2008、2010、2014和2016夏季中期（七月底/八月初）至晚期（八月底/九月初）的碳酸盐体系、营养盐与表观耗氧量浓度的分布。结果表明,夏季楚科奇海总碱度、总溶解无机碳（DIC）、表观耗氧量（AOU）和硝酸盐均呈表层低、底层高的特点,Ωarag和pH则呈表层高、底层低的特点,有87%表层水Ωarag>1.5,96%的表层水pH>8.1,而62%的底层水Ωarag<1.5,71%的底层水pH<8.1。更为重要的是发现从夏季中期至晚期,楚科奇海的总碱度均呈下降趋势,其中楚科奇海南部的DIC和硝酸盐呈上升趋势,Ωarag、pH及净群落生产力有下降的趋势,而楚科奇海北部的DIC和硝酸盐呈下降趋势,Ωarag、pH及净群落生产力呈上升趋势。本研究进一步分析楚科奇海南北海区夏季融冰期内酸化的差异和调控机制。首先,通过碳酸盐体系实测数据分别与物理稀释、光合/呼吸作用以及碳酸钙的沉淀/溶解理论关系进行半定量分析,发现群落呼吸/光合作用是导致楚科奇海融冰期内酸化的主导因素;其次,通过海洋中经典的O/C/N比值（138/106/16）化学计量关系、温度和盐度的敏感性分析、以及表层海-气CO2交换通量估算方法,进一步定量评价水体酸化对环境变化响应上存在的差异。结果表明,群落光合/呼吸作用对夏季融冰期内Ωarag变化的贡献为63±45%,对pH的贡献为80±57%,海-气CO2交换、温度和盐度变化等过程对于夏季季节内酸化的贡献分别在18%、16%和8%以内。综上,本研究提出首次提出夏季受控于海冰变化,楚科奇海南部与北部内部发生了截然不同的碳循环和酸化过程:1)在楚科奇海南部,随着无冰时间的延长,由于氮限制引起的水体由净自养状态向净异养状态过渡,从而引起CO2积累,导致楚科奇海南部夏季末酸化加剧;2)相反,在楚科奇海北部,由于太平洋冬季水Ωarag与pH本底值较低,且随着海冰由“部分海冰覆盖”向“无冰状态”转化,初级生产力的光限制逐渐被解除,浮游植物大量生长的过程中吸收CO2,这是导致楚科奇海北部Ωarag和pH融冰期内上升的主要原因。基于2002～2018年8个航次的调查数据,本研究首次发现楚科奇海四种水团均呈现年际酸化现象,阿拉斯加沿岸水、季节性融冰水、楚科奇海夏季水、太平洋冬季水的Ωarag的年际下降速率分别-0.0670±0.01 86 yr-1、-0.0640±0.0175 yr-1、-0.0601 ±0.0108 yr-1 和 0.0373±0.0093 yr-1,pH 的年际下降速率分别为-0.0153±0.0049 yr-1、-0.0158 ± 0.0047 yr-1、-0.0185±0.0044 yr-1 和-0.0170±0.0047 yr-1将实测数据结合呼吸/光合作用理论关系进行分析,群落净呼吸作用增强而引起的水体中CO2的积累,是导致楚科奇海各个水团年际酸化的主导因素,太平洋冬季水耗氧过程同时受有机物完全矿化过程和不完全矿化过程所主导。此外,海冰覆盖下的海水具有低pCO2的特点,这可能是导致楚科奇海实测数据偏离基于当前大气pCO2下呼吸/光合作用理论关系的原因。未来在全球气候变化的背景下,随着北极海冰不断消退,楚科奇海的溶解氧和Ωarag可能会进一步降低,将会对当地的生态系统产生深远影响。
钟强强[5]（2020）在《核素大气沉降过程及其对上层海洋POC输出通量研究的启示》文中进行了进一步梳理天然存在的210Po-210Pb及234Th-238U核素对是评估海洋真光层颗粒有机碳（POC）输出通量的理想示踪剂。210Po-210Pb活度不平衡法是近些年兴起的评估手段,在我国海域的研究相对较少。大气沉降作为海洋中210Po和210Pb的重要源项,在先前评估POC输出通量时常常被忽视。本论文选取东海近岸的上海地区建立大气沉降观测站,通过长时间序列单次降雨事件中210Po、210Bi、210Pb和7Be观测分析,研究了核素大气沉降通量的变化模式和影响因素,其结果为东亚海区提供了210Po、210Pb和7Be的沉降通量平均值。基于南黄海、长江口外东海及西北太平洋的水体中210Po和210Pb观测结果,本文验证了黑潮海区及西太平洋具有高210Po和210Pb的特征,并系统性地厘清了东中国海区210Po和210Pb的分配和清除行为及源汇格局。最后本文利用234Th-238U和210Po-210Pb活度不平衡法对南海北部陆坡海区真光层POC输出通量进行了评估,基于三个航次时间序列站水柱中210Po和210Pb的变化,本文发现颗粒态210Po的活度浓度异常升高与中层生物昼夜垂直迁移（DVM）行为有关。论文主要研究结果和结论如下:（1）大气沉降是近海210Po和210Pb的重要来源。东海近岸典型代表区域（上海,2016年7月-2018年4月）单次降雨中多核素(210Po-210Bi-210Pb及7Be)观测结果表明:雨水中210Po-210Bi-210Pb及7Be的活度浓度随降雨量增大急剧降低,四种核素的湿清除过程与降雨的雨滴大小、云内清除和云下清除均有关;210Po-210Bi-210Pb及7Be的湿沉降通量具有明显的季节变化特征,且四种核素湿沉降通量之间也具有高度相关性,证明了四种核素受相似的湿清除和沉降过程控制;四种核素湿沉降通量与降雨量之间相关性较弱,表明核素的沉降通量不仅受控于降雨量,而且也受其他天气因素和天气过程（台风、梅雨、寒潮事件的发生等）影响。基于极端降雨中高时间分辨率的观测,本文观察到210Po/210Pb、210Bi/210Pb和7Be/210Pb的活度比值异常现象,推测来自平流层或上对流层的较“老”的气团会入侵对流层并影响核素的大气沉降通量。综合前期文献,东亚近海区210Po、210Pb和7Be的年均大气沉降通量分别为18.6±4.2、309±182和（1.10±0.45）×103 Bq/m2/yr。在利用210Po-210Pb活度不平衡法评估东亚海域POC输出通量时,如果不考虑210Po的大气沉降贡献,将会导致评估结果偏低7-44%。（2）本文基于黄海（2015年8月）、长江口及东海（2016年7月和2017年5月）和西北太平洋（2018年5月）的四个航次海水中颗粒态和溶解态210Po和210Pb的活度浓度,综合前期文献数据,从较大空间尺度上绘制了西北太平洋及东中国海区海水中210Po和210Pb的分布。210Po和210Pb活度浓度在不同水体之间的大小顺序为:长江河水>黑潮及西北太平洋海水>近海/陆架区海水。根据东亚近海区210Po和210Pb大气沉降通量并通过构建210Po和210Pb的收支模型,表明大气输入项是东海海区210Pb最重要的来源,占210Pb所有来源的53.3%;210Po的直接大气沉降输入仅占210Po所有来源的3.4%,海水中原位210Pb的衰变生产和外海水输入是东海海区210Po最主要的两个来源,占比分别为48.4%和42.7%;河流输入的210Pb和210Po分别为各自所有来源的8.2%和5.5%。因此,本文认为针对远离河流影响的远海及大洋海区,运用210Po和210Pb进行示踪POC输出通量时,大气沉降贡献将会更加重要而不应该被忽略。通过对比,本文还发现外海水体中的悬浮颗粒物比河口和近岸水体中的悬浮颗粒物具有更高的比活度（Bq/kg-颗粒物）的210Po和210Pb,这表明外海生源颗粒物对210Po和210Pb的颗粒富集作用更显着。东中国海及西北太平洋海区210Po和210Pb的分配系数（Kd）≥104 m L/g,说明海洋环境中210Po和210Pb对颗粒物具有很强的亲和能力;通过绘制Kd-210Po和Kd-210Pb与颗粒物上POC/TSM比值的关系图,本文发现随着颗粒物上有机碳含量的增加,Kd-210Po和Kd-210Pb均持续增加并且Kd-210Po与Kd-210Pb之间的差异也逐渐变大,这一现象表明210Po和210Pb之间的分馏效应随颗粒物上POC含量的增加而加强;而Kd-210Po始终大于Kd-210Pb,表明210Po对POC具有更强的颗粒物亲和性和生物活性。（3）南海（SCS）北部陆坡海域秋季（2014年10月）、夏季（2015年6月）和春季（2017年3月）水柱中210Po、210Pb和234Th的活度分布表明南海北部水柱真光层存在明显的210Po-210Pb和234Th-238U活度不平衡。基于234Th法（春季10.7±11.1mmol/m2/d,n=7）和基于210Po法估算的POC输出通量（春季4.6±1.9 mmol/m2/d,n=8）之间存在比较明显的差异,可能与两种核素本身的地球化学行为以及所示踪过程的时间尺度有关。利用210Po示踪法时,基于Eppley模型估算的POC输出通量（年平均6.5±2.7 mmol/m2/d,n=16）高于基于Buesseler模型估算的POC输出通量（年平均4.0±2.4 mmol/m2/d,n=17）。南海北部陆坡海区POC输出通量（mmol/m2/d）的大小顺序为秋季>春季>夏季（Eppley法估算结果:8.8±2.7>6.3±2.2>4.9±2.0;Buesseler法估算结果:4.8±3.5>4.6±1.9>2.4±1.0）,这反映生物碳泵过程存在显着的季节变化。210Po-210Pb和234Th-238U双示踪法估算得到南海北部陆坡海区真光层POC输出通量的全年变化范围为1.0-31.2 mmol/m2/d,该结果与其他技术手段（如沉积物捕集器法）获得的POC输出通量结果比较接近。结合文献中报道的初级生产力数据,本文估算出南海真光层生物碳泵效率（f值）为12.5-17.7%。此外,本文发现白天水柱450 m层颗粒态210Po活度浓度异常升高与中层鱼的昼夜垂直迁移过程有关,这表明颗粒态210Po在示踪中层生物的昼夜垂直迁移过程带来的碳通量方面具有潜在价值。
赵伟[6]（2018）在《北冰洋浮游生物对环境变化响应的模拟与分析》文中进行了进一步梳理低营养层浮游生物的生态动力过程对环境变化的响应非常敏感。随着全球气候变化加剧,北冰洋正在经历快速的环境变化。厘清北冰洋初级生产的季节变化与浮游生物群落的季节演替,以及上述过程对北极海区海洋-海冰环境变化的响应,是全面理解北极生态系统变化的重要一环。基于此,本文构建了中等分辨率的海洋-海冰-生物地球化学循环模型（NAPA-BGC）,并对北大西洋-北冰洋-北太平洋的海洋-海冰环境要素、初级生产与浮游生物群落结构的时空变化特征进行了后报模拟。通过与观测数据的比较表明,本研究所构建的NAPA-BGC模型重现了北冰洋海冰的季节与年际变化规律;能够较为准确地刻画出太平洋和大西洋入流对北冰洋营养盐浓度分布与结构的影响;抓住了白令海、楚科奇海以及格陵兰岛与挪威之间海域高叶绿素浓度的特征。利用该模型结果,本研究进一步分析了北冰洋初级生产的季节变化特征与浮游生物群落季节演替过程,并对1998年和2012年低营养层生态系统所表现出的差异进行了初步探讨,所得结论如下:（1）北冰洋表层叶绿素浓度的峰值主要出现在5月,且太平洋一侧叶绿素浓度高于大西洋一侧;随着海水层化,表层受营养盐限制的海区呈现次表层叶绿素浓度最大值（SCM）现象,且由陆架向海盆SCM层逐渐加深;9月,叶绿素浓度高值重回水体上层,太平洋一侧海区表层叶绿素浓度呈现较为明显的次峰值。此外,2012年与1998年相比,SCM层出现加深的现象,这主要是由于营养盐跃层处营养盐浓度下降引起的。（2）由于太平洋和大西洋入流营养盐浓度及结构的不同,北冰洋表层浮游生物群落结构存在明显空间差异。太平洋一侧,硅藻和中型浮游动物占优,硅藻在春、秋季出现生物量峰值,微型浮游植物在春、夏季维持相对较高生物量;而大西洋一侧,在早春-春末夏初-夏秋经历了微型-硅藻-微型浮游植物的演替,总体为微型浮游植物和微型浮游动物占优。两侧海区浮游动物浓度峰值相较浮游植物滞后约半月。2012年,楚科奇海春季浮游植物（尤其是硅藻）水华的启动时间相较于1998年有所提前,两者的差别主要由光合作用有效光强的差异引起。（3）与1998年相比,2012年北冰洋总初级生产有所增加。一方面是由于2012年海冰面积明显偏少,使其具有较多的开阔水域以供浮游植物生长;另一方面,2012年水温整体偏高,使得浮游植物的生长率整体高于1998年,对总初级生产的增加有正贡献。在整个生长季,2012年微型浮游植物和硅藻的初级生产相较于1998年都有增加,但两者并非同时增加,而是存在明显的错峰现象。2012年早春,由于营养盐与光照条件均优于1998年,硅藻初级生产的增量首先出现峰值,待营养盐消耗后,微型浮游植物的增量呈现高峰。7月至10月间,2012年总初级生产的增加主要由微型浮游植物贡献,该贡献在8月份达到最高值,而此时,两年的硅藻初级生产相当,表明2012年夏季微型浮游植物占比高于1998年,这与夏末时期观测所发现的北冰洋浮游植物呈现小型化趋势一致。
曾健[7]（2017）在《陆架和边缘海潜在反硝化作用的15N示踪》文中研究说明无机结合态氮是海洋浮游植物生长的重要营养盐之一,在调控海洋吸收大气二氧化碳方面起着十分重要的作用。反硝化作用是现代海洋环境中由微生物参与的最大氮汇之一。一直以来,反硝化作用都被认为只能在低氧或缺氧条件下发生。然而最近的一些研究指出,反硝化和厌氧氨氧化细菌可以在更高的溶解氧浓度下维持其代谢活性,或者在高氧含量的水体中通过颗粒物特有的缺氧微环境进行厌氧代谢,从而对海洋无机结合态氮的迁出存在潜在的贡献。本研究选取了包括白令陆架和楚科奇陆架在内的西北冰洋海域、地处亚热带的北部湾北部海域,以及地处热带的南海海盆等三个不同纬度的海域作为研究对象,利用15N示踪技术探讨有氧海水环境下反硝化作用发生的可能性,尝试确定这些海域结合态氮的迁出通量,同时研究颗粒物含量、组成和粒径大小,以及溶解氧含量对脱氮过程的影响。在方法学方面,本研究根据空气背景29N2/28N2比值恒定的特征,以及以空气为标准的工作曲线中30N2峰面积/28N2峰面积（Area30/Area28）比值恒定的特征,提出基于质量平衡关系校正N2背景污染的方法,由此可准确获得15N示踪培养中所产生的29N2和30N2浓度,进而计算出准确的反硝化速率。经过校正后,29N2和30N2浓度的偏差明显小于未经校正的结果,且29N2和30N2浓度与培养时间之间的线性相关性有着明显的加强,凸显出空气29N2背景和仪器30N2噪声背景校正是准确获取反硝化速率的关键。通过2012年中国第5次北极科考航次的研究,首次发现在富氧的楚科奇陆架水体存在高的潜在反硝化活性,测得的反硝化速率落在1.8-75.9 nmol N2 dm-3 h-1范围内。分析表明,楚科奇陆架的反硝化速率与初级生产力存在空间变化的对应关系,反映出初级生产过程提供的大量新鲜有机质有效地激发了反硝化作用的进行。海底沉积物再悬浮与颗粒物吸附反硝化细菌的共同作用,可能是导致楚科奇陆架有氧水体存在活跃反硝化作用的重要机制。将测得的反硝化速率外推至整个楚科奇陆架区,可估算出夏季楚科奇陆架水体的氮迁出通量达到12.2TgNy-1,恰好可解释该海域基于沉积物岩芯培养得到的沉积物反硝化通量（～3TgNy-1）与基于N/P比地球化学模型得到的氮亏损通量（～16Tg N y-1）之间的差异。在北部湾北部的近岸海域,于2011年4月和8月分别开展了春季、夏季水体中颗粒物吸附反硝化作用的研究。结果表明,春季北部湾水体的反硝化速率（平均值为 3.0 ± 2.6 nmol N2 dm-3 h-1）明显低于夏季（平均值为 14.9 ± 13.0 nmol N2 dm-3 h-1）,而且两个季节反硝化速率的空间分布规律明显不同。沉积物再悬浮和颗粒物吸附同样是诱导厌氧代谢反硝化作用在北部湾有氧水体中发生的重要机制。夏季时,北部湾水体反硝化速率的空间变化不仅与SPM浓度有关,而且也受控于颗粒物的有机质组成。反硝化速率与POC浓度、生源有机质份额之间呈现出显着的正相关性,说明有机物是调控颗粒相反硝化作用的重要因素。另外,颗粒物粒径大小对反硝化作用也存在影响,小颗粒物（1.2-10 μm）上的反硝化速率比大颗粒物来得高。通过反硝化速率与O2浓度关系的外推,以及与沉积物反硝化速率进行对比的方法,计算出夏季北部湾水体反硝化作用迁出氮的通量约为4 Gg,占夏季北部湾陆地径流输入无机氮总量的25%,说明近岸有氧水体颗粒物反硝化作用是一个重要的潜在氮汇。在南海海盆,于夏季（2012年8月）、秋季（2010年11月）和冬季（2011年12月）开展了 0-1500 m深度范围内反硝化速率及其空间变化特征,以及反硝化作用动力学特征的研究。南海海盆的表层、次表层和中层水体在不同季节均观测到潜在反硝化作用的明显发生,反硝化速率介于0.1-60 nmol N2 dm-3-1之间。与楚科奇陆架和北部湾北部陆架海域不同,南海海盆水体的反硝化作用主要以游离态细菌的贡献为主。从反硝化速率的空间变化看,大体以115 °E为界,东部海域的反硝化速率普遍要高于西部海域。真光层（0-200m）反硝化速率的空间变化主要受控于POC含量的变化。秋季在南海海盆的次表层（300-400 m）和中层（800-1000 m）出现反硝化速率的极大值,且次表层的速率明显比中层来得高。次表层反硝化速率的极大值与陆架、陆坡再悬浮沉积物在沿岸海流作用下侧向输运至海盆有关;中层反硝化速率的极大值,可能与陆源沉积物颗粒物在中深层的侧向输运提供了丰富的细菌和易降解的有机质有关。夏季同样在南海海盆的表层和中层水体观测到活跃的反硝化作用,且反硝化速率明显高于秋季,可能与夏季西南季风期间物理过程导致的颗粒物输出通量增加有关。综合三个不同纬度海域的研究结果可以发现,潜在的反硝化作用广泛存在于高溶解氧含量的天然海水中,并且可能对全球海洋无机结合态氮的迁出具有重要贡献。对于近岸陆架海域,沉积物再悬浮和颗粒物吸附是反硝化作用发生的重要机制。在楚科奇陆架、北部湾北部海域和南海海盆,真光层的反硝化速率与初级生产力的变化有着很好的协变关系,意味着生源有机物在调控全球海洋反硝化潜力方面可能起着重要的作用。
陈倩娜[8]（2017）在《极地海域硝酸盐氮、氧同位素组成及南极半岛海域的硝化作用》文中进行了进一步梳理本研究依托中国第6次北极科学考察和中国第32次南极科学考察航次,开展了白令海和南极半岛附近海域硝酸盐氮、氧同位素组成,以及南极半岛附近海域硝化速率的研究,目的在于揭示研究海区硝酸盐氮、氧同位素组成的分布规律及其影响因素,利用同位素模型计算浮游生物同化吸收硝酸盐过程氮、氧同位素的分馏因子和白令海盆区颗粒物再矿化所产生硝酸盐的δ15N值,探讨影响南极半岛附近海域硝化速率空间变化的因素。白令海盆区和陆坡区表层水体硝酸盐的δ15N和δ18O值较高。在真光层中,硝酸盐δ15N和δ180值随着深度的增加而降低,且与硝酸盐浓度的变化呈镜像对称关系,说明浮游植物同化吸收是影响真光层硝酸盐氮、氧同位素组成变化的主控因素。根据Rayleigh模型计算出白令海盆区浮游植物同化吸收硝酸盐导致的氮、氧同位素分馏因子分别为5.1‰和4.9‰。对于白令海盆区100-500 m水体,颗粒有机物再矿化作用是导致水体硝酸盐氮、氧同位素组成发生变化的主控因素,由同位素质量平衡关系计算出100-500 m水体颗粒有机物再矿化所产生硝酸盐的δ1SN值为4.2-4.99‰。对于海盆区500 m以深的水体,硝酸盐δ15N值稳定在6.0‰左右,而 δ18O 值介于 1.5-4.0‰。白令陆架区硝酸盐Δ15N和δ180值的变化范围较大,分别介于6.9-17.6‰和3.0-10.7‰之间。它们的变化主要受控于生物同化吸收过程,同时受到硝化作用的影响,但影响程度较弱。对于近底层水体,除同化吸收和硝化作用外,硝酸盐氮、氧同位素组成可能还受到反硝化作用的影响。根据稳态模型和Rayleigh模型,分别计算出白令海峡和白令陆架区浮游植物同化吸收硝酸盐导致的氮、氧同位素分馏因子分别为5.99‰、5.6‰和4.2‰、3.1‰。浮游植物生长速率和种类组成的差异可能是造成不同区域氮、氧同位素分馏因子发生变化的原因。南极半岛附近海域硝酸盐δ15N和δ18O值分别为5.2-13.7‰和1.8-9.6‰,其中表层水体硝酸盐的Δ15N和δ180值较高,随着深度的增加,硝酸盐δ15N和Δ180值逐渐降低,冬季残留水中硝酸盐的Δ15N值为7.5±0.4‰。南极半岛附近海域硝酸盐Δ15N和δ18O值的变化主要受控于浮游植物的同化吸收作用。硝酸盐δ15N和δ180值与冰融水之间存在线性正相关关系,说明海冰/冰川融化通过加强水体层化作用,激发浮游植物的生长,进而影响到硝酸盐的氮、氧同位素组成。在受冬季残留水影响的温度极小值层,硝酸盐δ180:δ15N比略大于1:1,可能反映了硝化作用的影响,但与浮游植物的同化吸收作用相比,硝化作用的影响很小。基于Rayleigh模型计算出南极半岛附近海域浮游植物同化吸收硝酸盐过程中氮、氧同位素的分馏因子分别为4.1‰和4.3‰。南极半岛附近海域100 m以浅水体的硝化速率介于0.61-5.95 nmol/dm3/d之间,表层硝化速率较低,之后随深度增加而增大,25m与50m层硝化速率接近且最高,之后到100 m层又减小。研究海域各站位的平均硝化速率为1.59-4.13 nmol/dm3/d,总体上随着铵盐浓度的增加而增大,表明反应底物铵盐浓度对硝化作用有明显影响。表层较低的硝化速率同时反映了光对硝化过程的抑制作用以及浮游植物竞争性吸收铵盐底物的影响。
郭富[9]（2017）在《白令海二甲基硫化物的时空变化研究》文中进行了进一步梳理生源硫化物是自然界中由生物生产、利用或转化的一类含硫物质,它们在硫的全球循环中所起的作用至关重要。二甲基硫（Dimethylsulfide,DMS）作为海洋中最重要的挥发性硫化物,其对全球气候变化以及酸雨等全球性环境问题能起到非常重要的影响。β-二甲基巯基丙酸内盐（Dimethylsulfoniopropionate,DMSP）和二甲基亚砜（Dimethyl sulfoxide,DMSO）分别作为DMS的前体物质和重要氧化产物,在很大程度上影响着海水中DMS的含量和分布。水团作为海洋中重要的水体功能单元,其性质的差异直接影响着生源硫化物的生物地球化学过程。因此,基于水团特征来研究生源硫化物的时空分布特征及其影响因素,有助于更加准确的把握生源硫化物分布变化的影响机制,从而为深入研究海洋生源硫对气候环境的影响提供新的思路。极地、亚极地海区能够放大全球气候变化所引起的微观效应,从而起到有效的指示作用。本文基于中国第57次北极科学考察白令海调查实验数据,在水团划分的基础上,分析了白令海各水团生源硫化物（DMS、DMSP、DMSO）的时空变化规律及其影响因素。得出的主要结果如下:1、白令海海盆区有3个水团,即上层水、中层水和深层水,其中,上层水具有高温、低盐、高溶解氧、高叶绿素、低营养盐的特征;中层水主要特征为低温,其他要素浓度水平介于上层水和深层水之间;深层水具有低温、高盐、低溶解氧、高营养盐、低叶绿素的特征,尤其是硅酸盐浓度较同类海区同深度水体高很多。白令海中陆架区有4个水团,即白令海陆坡水、白令海陆架冷水团、陆架表层暖水和混合变性水,其中,陆架表层暖水具有高温、低盐、低营养盐、低叶绿素特征;陆坡水具有高营养盐、低叶绿素特征;陆架冷水团具有低温、高溶解氧、高叶绿素特征;混合变性水的性质介于陆坡水和冷水团之间。北部内陆架区分3个水团,即阿纳德尔水、阿拉斯加沿岸水和白令海陆架水,阿纳德尔水具有低温、高盐、高营养盐、低叶绿素、低溶解氧的特征;阿拉斯加沿岸水则为高温、低盐、低营养盐;白令海陆架水主要特征为高溶解氧、高叶绿素。此外,白令海区域2012年为冷年（较暖年低23°C）,2014、2016年为暖年,因此各水团温度2012年最低。2、白令海区2012年为冷年（较暖年低23°C）,2014、2016年为暖年。受此影响,白令海二甲基硫化物的浓度和生物周转速率2012年小于2014年和2016年,例外的是北部内陆架区DMSP浓度2012年大于2014和2016年,可能与DMSP充当细胞内冷冻保护剂有关。二甲基硫化物生物生产速率略高于消耗速率,且生产和消耗速率空间变化趋势一致。白令海DMSO的水平分布趋势为:海盆区<中陆架区<北部内陆架区;DMSP则为:中陆架区<海盆区<北部内陆架区;DMS水平分布无明显规律。3、白令海海盆区,各水团DMS的含量大小为:上层水>中层水>深层水,各水团浓度平均值分别在515、28和01 nmol/L之间;在海盆北部靠近陆坡的区域,受气旋式涡流的影响上层DMS高值水舌有明显向下延伸趋势;各水团DMSPd浓度平均值在235 nmol/L之间,而DMSPp平均值在6110 nmol/L之间;上层水和中层水DMS和DMSPd的分布主要受Chl-a的影响,深层水中温盐胁迫影响DMS和DMSPd的分布。中陆架区,表层暖水DMS和DMSP浓度较高,DMS、DMSPd和DMSPp平均值分别在211、2040和2787 nmol/L;陆坡水和混合水次之,平均值分别在02、240和1878 nmol/L;陆架冷水团浓度相对较低,平均值分别在02、118和1450 nmol/L;表层暖水、陆架冷水团和白令海陆坡水DMS和DMSP分布的受控因素较为复杂,混合变性水受Chl-a影响明显。北部内陆架区,阿纳德尔水中DMS和DMSP浓度最低,DMS、DMSPd和DMSPp平均值分别在03、1228和2080 nmol/L;白令海陆架水和阿拉斯加沿岸水中较高,平均值分别在115、1247和44120 nmol/L;白令海陆架水DMS与DMSP受温盐的影响明显,阿拉斯加沿岸水和阿纳德尔水影响因素较复杂。4、白令海DMSOd和DMSOp的分布趋势一致,其浓度从表层到底层随水深增加浓度降低,表层水团DMSOd和DMSOp浓度均在55 nmol/L以上,底层水团则低于25 nmol/L。从水团分析发现海盆区各水团DMSO受DMS氧化和浮游植物合成影响较大;中陆架区表层暖水主要受生物生产控制;北部内陆架区阿拉斯加沿岸水和白令海陆架水高于阿纳德尔水。
祁第[10]（2017）在《北冰洋快速酸化及其驱动机制研究》文中研究表明海洋吸收人为CO2引起的pH和碳酸钙矿物质饱和度下降,这一过程称为海洋酸化。海洋酸化将对海洋生物和生态系统造成不利影响。在过去的20年来,全球气候变化,尤其是变暖引起了北冰洋的一系列快速变化。这些变化包括:快速的海冰后退,海表温度上升,太平洋水输入增多,淡水储量增加,初级生产力增强以及表层水的CO2浓度升高等。全球气候变化所诱发的北极快速变化预计将放大北冰洋海洋酸化,通过北冰洋CO2吸收和碳埋藏使其在响应气候变化较其它大洋更快速和显着。然而,前人的大多数研究都是基于十分有限的短期和局部数据,因此限制了对北冰洋酸化的现状和历史变化的了解。本研究通过现场观测获得了DIC、TAlk和pH等数据,获得了西北冰洋Ω文石和pH分布状态,以评估20年来西北冰洋的酸化扩张、速率和范围,并分析了其酸化水体变化与过去20年的环境和气候变化之间的联系。本论文也依据表层海水CO2在融冰后开阔水域,融冰区和冰覆盖下等不同状况下呈现出明显的变异性,揭示了北冰洋快速融冰背景下表层海水pCO2变异性的“低-低-高”机理及其对北冰洋酸化的作用。本研究首先报道了 1994-2010夏季5个横跨西北冰洋航次,从边缘海到深海海盆（最北达88°N）上层海洋（300m以上）Ω文石分布。研究表明,在1990年代至2010年之间,酸化水体从阿拉斯加西北面的楚科奇海陆坡向北扩张了5°,从北纬80°延伸到85°,深度也加深100 m,延伸到250 m。如此迅速和大范围的酸化现象是第一次在北冰洋观察到,其酸化速率比在太平洋或者大西洋所观测到的还要快2倍以上。示踪数据分析和模型模拟结果表明,北冰洋快速海冰融化以及海洋和大气环流的异常,共同影响了太平洋冬季水增加,是北冰洋酸化快速扩张的主要驱动要素。此外,我们通过在2008年中国国家北极科学考察（CHINARE）航次通过深入到88°N的北冰洋中心区的170°W断面观测,发现表层海水中CO2在冰覆盖下,融冰区和融冰后开阔水域等不同状况下出现了明显的变异性。针对所观测到的表层海水二氧化碳分压（pCO2）变异性现象,提出了北冰洋快速融冰情景下的表层海水pC02变异的“低-低-高”假设,即,海冰覆盖下的海水是“低”pCO2,刚融冰的海水是“低”pC02,而融冰后的开阔海水会出现“高”pCO2。出现这种“低-低-高”pCO2变异现象是由不同驱动过程引起的。冰覆盖下海水低pCO2,控制因素可能是水体受到不同水团的混合过程、温度变化、冰-水CO2交换和生物冰藻微吸收CO2过程的控制,其主要诱因还需要进一步探索;现场观测表明刚融冰时海水的低pCO2主控因素可能是生物的CO2吸收,以及CaCO3溶解共同作用的原因;而融冰后开阔海水的高C02、大范围Ω文石<1和低pH值已被论证为由于大气中C02快速进入海水、水体增温和海冰稀释引起的。最后为了了解北冰洋的酸化程度,我们在2010年的中国北极考察航次沿着楚科奇海陆架往北深入到楚科奇深海平原的陆架-斜坡-海盆区域开展了pH测定。在楚科奇海底部水域（距底30 m处）和深海平原次表层水域（100-200 m）观察到了相当低的pH值。在楚科奇海底部水体,pH为7.89-8.12,对应于273-343 μmol kg-1的溶解氧（DO）值（即83%-98%）。在楚科奇海深海平原的次表层水,pH为7.85-7.98,对应于271-310 μmol kg-1的DO值（即76%-84%）。碳酸盐体系与耗氧耦合模型分析表明,夏季楚科奇海由于海冰快速融化伴随着光照增强,太平洋入流水携带丰富的营养盐,浮游植物大量繁殖,初级生产力达到高峰,产生的生源颗粒物在底层水体呼吸再矿化消耗DO,释放CO2;此外,夏季融冰的层化作用阻滞了海-气交换等因素也促使了楚科奇海陆架底层水和深海平原海盆上盐跃层水体低溶解氧和有利于酸化环境的形成。海盆区低pH是冬季太平洋水输送到海盆的过程中陆架底层有机物再矿化释放C02进一步降低pH。总之,本论文通过对过去20年来5个北冰洋航次数据进行的精细分析,采用化学示踪和模型模拟,发现全球气候变化引起了北冰洋环流模式异常、北冰洋海冰覆盖面积快速后退驱动着太平洋冬季水（携带“酸化”的海水）的大范围入侵,导致了北冰洋酸化水体快速扩张,并以每年1.5%截面积的速率增长,预估到本世纪中叶整个西北冰洋上层海洋将被酸化水所覆盖!
二、1999年7月白令海海盆营养盐和溶解氧的垂直特征（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、1999年7月白令海海盆营养盐和溶解氧的垂直特征（论文提纲范文）
（1）基于水下滑翔机观测数据的白令海海盆区域温度及溶解氧特征分析（论文提纲范文）
| 1 观测数据 |
| 1.1 观测设备 |
| 1.2 数据来源 |
| 1.3 数据的验证 |
| 2 白令海观测区域内温度特征 |
| 2.1 温度水平分布特征 |
| 2.2 垂直断面温度特征 |
| ①上层水： |
| ②中层水： |
| ③深层水： |
| 3 白令海相关海域溶解氧特征 |
| 4 结 论 |
（2）夏季白令海和楚科奇海碳酸盐体系研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 北极环境变化 |
| 1.2.1 海冰变化 |
| 1.2.2 生态环境变化 |
| 1.3 北极海区碳汇与北冰洋酸化研究 |
| 1.4 白令海碳汇与海洋酸化研究 |
| 1.5 楚科奇海碳汇与海洋酸化研究 |
| 1.6 研究意义 |
| 1.7 研究目标与论文框架 |
| 第二章 研究区域和方法 |
| 2.1 研究海区环境和采样站位设置 |
| 2.1.1 环境概况 |
| 2.1.2 采样站位设置 |
| 2.2 研究海区水团特征 |
| 2.2.1 白令海水团特征 |
| 2.2.2 楚科奇海水团特征 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 海水碳酸盐体系的采集 |
| 2.3.2 海水碳酸盐体系的测定 |
| 2.3.3 海水pH、Ω_(文石)、AOU计算 |
| 2.3.4 海-气CO_2通量及其不确定度估算 |
| 2.3.5 人为碳估算 |
| 2.3.6 数据处理和质量控制 |
| 第三章 白令海pCO_2空间分布及海-气CO_2通量、年代际变化 |
| 3.1 白令海表层海水走航pCO_2 分布 |
| 3.2 白令海表层pCO_2 分布调控机制 |
| 3.2.1 热力学效应的影响-温度变化 |
| 3.2.2 非热力学因素的影响 |
| 3.3 白令海海-气CO_2 通量 |
| 3.3.1 大气pCO_2 |
| 3.3.2 风速条件 |
| 3.3.3 白令海海-气CO_2通量 |
| 3.4 白令海pCO_2年代际变化 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 白令海海洋酸化及其驱动机制 |
| 4.1 白令海表层海洋酸化 |
| 4.2 白令海断面海洋酸化 |
| 4.2.1 BL断面 |
| 4.2.2 BS断面 |
| 4.2.3 BR断面 |
| 4.3 夏季白令海海洋酸化调控因素 |
| 4.3.1 物理过程的影响 |
| 4.3.2 生物过程的影响 |
| 4.3.3 海-气CO_2 交换及人为碳的影响 |
| 4.3.4 人为碳的影响 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 楚科奇海海-气CO_2 通量 |
| 5.1 楚科奇海表层海水走航pCO_2 分布 |
| 5.2 楚科奇海海-气CO_2 通量分布 |
| 5.3 楚科奇海陆架和北白令海陆架CO_2 汇对比 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 总结 |
| 6.2 研究的创新点 |
| 6.3 存在的不足及未来展望 |
| 参考文献 |
| 附录 硕士期间个人情况 |
| 致谢 |
（3）南黄海—东海溶解氧和营养盐的时空格局及影响因素研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1.文献综述 |
| 1.1 陆架边缘海中的生源要素 |
| 1.1.1 DO分布特征和低氧问题 |
| 1.1.2 与低氧相伴生的酸化 |
| 1.1.3 营养盐分布特征及影响因素研究 |
| 1.2 南黄海-东海体系中生源要素的研究 |
| 1.2.1 研究海区概况及主要水文特征 |
| 1.2.2 DO分布和低氧及酸化问题研究 |
| 1.2.3 营养盐分布和影响因素研究 |
| 1.3 本文的研究目的、意义和研究内容 |
| 2.研究方法 |
| 2.1 调查区域 |
| 2.2 样品采集与分析方法 |
| 2.3 数据处理 |
| 3.南黄海-长江口海域DO分布和低氧、酸化特征及其影响因素 |
| 3.1 温、盐和DO分布和低氧特征 |
| 3.1.1 温度和盐度分布特征 |
| 3.1.2 DO分布和低氧特征 |
| 3.2 DO时空变化和低氧的影响因素及酸化环境探讨 |
| 3.2.1 环流场和水团格局对DO分布与低氧的影响 |
| 3.2.2 DO分布与水体垂向结构的关系及对上升流现象的指示 |
| 3.2.3 DO分布与生物地球化学过程的关系及其对酸化环境的指示 |
| 3.3 本章小结 |
| 4.秋季东海DO的空间分布格局及其与水文、生态过程的关系 |
| 4.1 温盐度、DO和 Chl a的空间分布格局 |
| 4.1.1 温盐、DO和 Chl a平面分布特征 |
| 4.1.2 温、盐和DO断面分布特征 |
| 4.2 DO分布与水文、生态过程的关系 |
| 4.2.1 水文动力过程对DO分布和低氧区的调控 |
| 4.2.2 生物地球化学过程对DO低值区形成及维持的作用 |
| 4.3 本章小结 |
| 5.春、秋季东海营养盐的时空分布及其物理-生物地球化学过程驱动 |
| 5.1 温、盐和营养盐的空间分布格局 |
| 5.1.1 春季温、盐和营养盐及Chl a分布特征 |
| 5.1.2 秋季营养盐分布特征 |
| 5.2 营养盐时空分布的物理-生物地球化学过程驱动和潜在生态效应 |
| 5.2.1 水团格局及其对营养盐浓度和分布的调控 |
| 5.2.2 黑潮次表层水涌升和营养盐跨陆架输运 |
| 5.2.3 春季水文过程和营养盐特征对东海赤潮暴发的潜在影响 |
| 5.3 本章小结 |
| 6.主要结论 |
| 参考文献 |
| 硕士期间发表的论文 |
| 致谢 |
（4）北极楚科奇海酸化及其驱动机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 海水碳酸盐体系与海洋酸化 |
| 1.1.1 海水碳酸盐体系 |
| 1.1.2 海洋酸化 |
| 1.2 海洋酸化的生态环境效应 |
| 1.3 北极楚科奇海酸化研究现状 |
| 1.4 研究内容与目标 |
| 1.5 论文框架 |
| 第二章 研究区域与方法 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.2 水团划分 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 调查航次设计 |
| 2.3.2 海水碳酸盐体系参数的采集方法 |
| 2.3.3 海水碳酸盐体系参数的测定方法 |
| 2.3.4 海水碳酸盐体系及其他参数的计算方法 |
| 2.3.5 物质平衡模型计算方法及端元选择 |
| 2.3.6 端元混合模型合理性检验及2002年SBI夏季航次数据质量评估 |
| 2.3.7 海水碳酸盐体系参数的盐度归一化 |
| 2.3.8 净群落初级生产力的计算 |
| 第三章 楚科奇海碳酸盐体系研究 |
| 3.1 调查期间的站位分布 |
| 3.2 楚科奇海融冰水比例、温度、盐度和总碱度分布 |
| 3.2.1 融冰情况 |
| 3.2.2 水温和盐度的分布 |
| 3.2.3 总碱度的分布 |
| 3.3 楚科奇海DIC、AOU和硝酸盐的分布特征 |
| 3.4 楚科奇海融冰期ΔDIC与NCP的变异性 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 楚科奇海融冰期内海洋酸化及调控机制 |
| 4.1 楚科奇海Ω_(arag)和pH分布特征 |
| 4.2 楚科奇海Ω_(arag)和pH融冰期内变异性研究 |
| 4.3 楚科奇海融冰期内酸化的调控因子 |
| 4.4 楚科奇海融冰期内酸化调控机制的量化 |
| 4.4.1 生物过程 |
| 4.4.2 温度与稀释作用 |
| 4.4.3 海-气CO_2交换 |
| 4.5 楚科奇海融冰期内酸化概念模型 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 楚科奇海水团酸化概况及其年际酸化 |
| 5.1 楚科奇海不同水团的酸化概况 |
| 5.2 楚科奇海不同水团的酸化速率及调控机制 |
| 5.3 楚科奇海太平洋冬季水耗氧与酸化过程的生地化调控 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论 |
| 6.1 本论文的结论 |
| 6.2 尚未解决的科学问题和工作展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读硕士学位期间发表的学术论文 |
| 攻读硕士学位期间参加的航次 |
| 攻读硕士学位期间参加的会议与学术活动 |
| 学位论文评阅及答辩情况表 |
（5）核素大气沉降过程及其对上层海洋POC输出通量研究的启示（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.1.1 地球碳循环 |
| 1.1.2 海洋生物碳泵 |
| 1.2 POC输出通量的测定方法 |
| 1.3 海洋环境中利用~(234)Th-~(238)U和~(210)Po-~(210)Pb活度不平衡法示踪POC输出通量 |
| 1.3.1 海洋环境中的~(234)Th-~(238)U和~(210)Po-~(210)Pb的分布及活度不平衡现象 |
| 1.3.2 ~(234)Th-~(238)U和~(210)Po-~(210)Pb核素对示踪海洋POC输出通量的相关研究进展 |
| 1.4 核素大气沉降通量研究的重要性 |
| 1.5 论文研究目标和内容 |
| 1.6 论文结构框架 |
| 第二章 研究区域和方法 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.1.1 东海近岸区域——上海地区 |
| 2.1.2 东中国海及西北太平洋海区 |
| 2.1.3 南海及北部陆坡区 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 主要仪器装置和化学试剂 |
| 2.2.2 ~(210)Po和~(210)Bi镍片自沉积法的条件优化 |
| 2.2.3 雨水样品中~(210)Po-~(210)Bi-~(210)Pb及~7Be的联合分析流程 |
| 2.2.4 海水样品中~(210)Po、~(210)Pb及~(234)Th的联合分析流程 |
| 第三章 东海近岸降雨过程中的典型核素(~(210)Po、~(210)Bi、~(210)Pb和~7Be)及其示踪意义 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 研究方法 |
| 3.3 结果 |
| 3.3.1 雨水中~(210)Po、~(210)Bi、~(210)Pb及~7Be活度浓度 |
| 3.3.2 ~(210)Po/~(210)Pb、~(210)Bi/~(210)Pb及~7Be/~(210)Pb的活度比值 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 ~(210)Po、~(210)Bi、~(210)Pb及~7Be的清除过程及影响因素 |
| 3.4.2 ~(210)Po、~(210)Bi、~(210)Pb及~7Be湿沉降过程:通量大小及影响因素 |
| 3.4.3 利用~(210)Po/~(210)Pb、~(210)Bi/~(210)Pb及~7Be/~(210)Pb活度比值捕捉平流层入侵现象 |
| 3.4.4 东亚地区及海区~(210)Po、~(210)Bi、~(210)Pb及~7Be大气沉降通量的时空分布 |
| 3.4.5 ~(210)Pb大气沉降通量的变化对评估东亚海区POC输出通量的影响 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 西北太平洋及东中国海~(210)Po和~(210)Pb的分布、分配、分馏行为及源汇格局 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 研究方法 |
| 4.3 结果 |
| 4.3.1 表层海水TSM和 POC浓度分布 |
| 4.3.2 表层海水~(210)Po和~(210)Pb活度浓度分布 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 ~(210)Po和~(210)Pb活度浓度分布的特征 |
| 4.4.2 悬浮颗粒物的浓度和组成对~(210)Po及~(210)Pb分配系数的影响 |
| 4.4.3 ~(210)Po和~(210)Pb的源汇格局及收支模型 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 双示踪剂法(~(234)Th-~(210)Po)示踪南海北部POC输出通量及中层鱼昼夜垂直迁移行为 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 航次概况 |
| 5.3 结果 |
| 5.3.1 秋季航次水文参数、POC及~(210)Po和~(210)Pb浓度的垂向分布 |
| 5.3.2 夏季航次水文参数、POC及~(210)Po和~(210)Pb浓度的垂向分布 |
| 5.3.3 春季航次水文参数、POC、~(210)Po、~(210)Pb和~(234)Th浓度的垂向分布 |
| 5.3.4 ~(210)Po、~(210)Pb昼夜变化与渔业声学回波影像结果 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 海水中溶解态~(210)Po和~(210)Pb活度浓度异常升高的可能原因 |
| 5.4.2 真光层~(234)Th、~(210)Pb和~(210)Po的清除速率及迁出通量 |
| 5.4.3 基于~(210)Po和~(234)Th估算真光层POC输出通量 |
| 5.4.4 对比~(210)Po和~(234)Th法估算的南海真光层POC输出通量 |
| 5.4.5 不同方法估算的南海海洋真光层颗粒有机碳输出通量对比 |
| 5.4.6 颗粒态~(210)Po与中层生物(鱼)昼夜垂直迁移活动的关系 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 总结、不足与展望 |
| 6.1 论文总结 |
| 6.2 论文创新点 |
| 6.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间科研成果 |
| 致谢 |
| 附录 |
（6）北冰洋浮游生物对环境变化响应的模拟与分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 北冰洋生态系统特征 |
| 1.2.1 北冰洋初级生产 |
| 1.2.2 北冰洋浮游动物 |
| 1.3 北冰洋生态模型研究进展 |
| 1.4 本文研究概述 |
| 第2章 北冰洋生态模型的构建与校验 |
| 2.1 NAPA-BGC模型介绍 |
| 2.2 模型配置 |
| 2.2.1 生态模型主要方程和参数 |
| 2.2.2 初始与边界条件 |
| 2.3 模型结果验证 |
| 2.3.1 海冰密集度及面积 |
| 2.3.2 温盐结构 |
| 2.3.3 太平洋入流 |
| 2.3.4 营养盐 |
| 2.3.5 叶绿素 |
| 2.4 本章小结 |
| 第3章 浮游生物的季节变化与分布 |
| 3.1 浮游植物生物量季节变化 |
| 3.1.1 微型浮游植物季节变化 |
| 3.1.2 硅藻季节变化 |
| 3.1.3 叶绿素a季节变化 |
| 3.2 浮游动物生物量季节变化 |
| 3.2.1 微型浮游动物季节变化 |
| 3.2.2 中型浮游动物季节变化 |
| 3.3 浮游植物生物量影响因子季节变化 |
| 3.3.1 营养盐季节变化 |
| 3.3.2 光限制因子季节变化 |
| 3.3.3 温度季节变化 |
| 3.4 本章小结 |
| 第4章 2012 年与1998 年浮游生物季节变化对比 |
| 4.1 叶绿素的季节与垂向变化 |
| 4.1.1 表层叶绿素的季节变化 |
| 4.1.2 夏季叶绿素的垂向变化 |
| 4.2 不同区域生物群落结构特征 |
| 4.2.1 楚科奇海域生物群落特征 |
| 4.2.2 挪威海域生物群落特征 |
| 4.3 北冰洋总初级生产 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 总结与展望 |
| 5.1 本文主要结论 |
| 5.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 发表论文和参加科研情况说明 |
| 致谢 |
（7）陆架和边缘海潜在反硝化作用的15N示踪（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 海洋微生物脱氮作用的~(15)N示踪 |
| 1.1.1 不同测定方法的比较以及~(15)N示踪技术的发展历程 |
| 1.1.2 反硝化作用的~(15)N示踪原理 |
| 1.1.3 反硝化和厌氧氨氧化作用耦合的~(15)N示踪 |
| 1.1.4 其它微生物代谢过程对反硝化和厌氧氨氧化速率测定的影响 |
| 1.1.5 ~(15)N示踪技术与分子生物技术的结合 |
| 1.2 海水反硝化和厌氧氨氧化速率的空间变化规律 |
| 1.2.1 OMZs反硝化和厌氧氨氧化作用的分布特征 |
| 1.2.1.1 阿拉伯海 |
| 1.2.1.2 东赤道南太平洋 |
| 1.2.2 阿拉伯海和东赤道南太平洋氮迁出模式的比较 |
| 1.2.3 海洋典型缺氧水体的氮循环模式 |
| 1.3 开阔大洋水体无机结合态氮的迁出通量 |
| 1.3.1 NO_3~-亏损法 |
| 1.3.2 N_2过剩法 |
| 1.3.3 大洋缺氧水体结合态氮迁出通量的比较 |
| 1.3.4 全球海洋结合态氮的迁出通量 |
| 1.4 有氧环境下结合态氮的潜在迁出 |
| 1.4.1 低氧条件下的反硝化和厌氧氨氧化作用 |
| 1.4.2 颗粒物上的反硝化和厌氧氨氧化作用 |
| 1.5 海水结合态氮迁出对全球气候变化的响应 |
| 1.6 论文的研究目标 |
| 第二章 ~(15)N示踪法测定海洋反硝化速率中~(29)N_2和~(30)N_2的准确定量 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 材料与方法 |
| 2.2.1 样品采集 |
| 2.2.2 水样的赶气和转移 |
| 2.2.3 水样的培养 |
| 2.2.4 N_2及其同位素组成的质谱分析 |
| 2.2.5 反硝化速率的计算 |
| 2.3 结果与讨论 |
| 2.3.1 ~(29)N_2、~(30)N_2与~(28)N_2峰面积的比较 |
| 2.3.2 水样中~(29)N_2和~(30)N_2峰面积过剩的来源分析 |
| 2.3.3 ~(29)N_2峰面积测定结果的校正 |
| 2.3.4 ~(30)N_2峰面积测定结果的校正 |
| 2.3.5 ~(29)N_2和~(30)N_2校正前后反硝化速率计算值的对比 |
| 2.4 小结 |
| 附录 |
| 第三章 西北冰洋陆架水体的反硝化作用及其潜在氮汇 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 材料与方法 |
| 3.2.1 样品采集 |
| 3.2.2 水化学参数的分析 |
| 3.2.3 反硝化和厌氧氨氧化的~(15)N示踪培养 |
| 3.3 结果 |
| 3.3.1 楚科奇陆架 |
| 3.3.1.1 水文学特征 |
| 3.3.1.2 水化学参数的分布特征 |
| 3.3.1.3 反硝化和厌氧氨氧化速率 |
| 3.3.2 白令陆架 |
| 3.3.2.1 水文学特征 |
| 3.3.2.2 水化学参数的分布特征 |
| 3.3.2.3 反硝化和厌氧氨氧化速率 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 楚科奇陆架水体的反硝化作用 |
| 3.4.1.1 反硝化与厌氧氨氧化作用的对比 |
| 3.4.1.2 反硝化作用和初级生产力在空间上的耦合 |
| 3.4.1.3 沉积物再悬浮对反硝化作用的驱动 |
| 3.4.1.4 与楚科奇陆架沉积物反硝化速率的比较 |
| 3.4.2 白令陆架水体反硝化作用缺失的探究 |
| 3.4.3 夏季西北冰洋陆架水体潜在氮汇的估算 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 北部湾有氧水体中的反硝化作用:颗粒物的作用 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 材料与方法 |
| 4.2.1 样品采集 |
| 4.2.2 水化学参数的测定 |
| 4.2.3 厌氧脱氮速率的~(15)N示踪培养 |
| 4.2.3.1 水体中反硝化速率的测定 |
| 4.2.3.2 颗粒物富集与分粒级培养实验 |
| 4.2.3.3 O_2对反硝化活性的抑制作用实验 |
| 4.2.3.4 添加硫化物的培养实验 |
| 4.2.3.5 N_2产生速率的计算 |
| 4.2.4 数据的统计分析 |
| 4.3 结果 |
| 4.3.1 理化参数的分布 |
| 4.3.1.1 春季 |
| 4.3.1.2 夏季 |
| 4.3.2 脱氮速率的变化 |
| 4.3.2.1 天然水体的反硝化速率和厌氧氨氧化速率 |
| 4.3.2.2 颗粒物反硝化作用 |
| 4.3.2.3 消耗硫化物的化学自养反硝化作用 |
| 4.3.2.4 DO对反硝化作用的影响 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 颗粒物对反硝化作用的调控 |
| 4.4.1.1 SPM浓度的影响 |
| 4.4.1.2 POC含量及组成的影响 |
| 4.4.1.3 颗粒物粒径大小的影响 |
| 4.4.2 溶解氧对反硝化作用的影响 |
| 4.4.3 春、夏季反硝化作用的对比 |
| 4.4.4 北部湾水体反硝化作用的氮迁出通量 |
| 4.4.4.1 反硝化速率与DO关系的外推估算 |
| 4.4.4.2 水体与沉积物反硝化速率的对比估算 |
| 4.4.4.3 通量计算 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 南海海盆水体反硝化作用的时空变化及动力学特征 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 材料与方法 |
| 5.2.1 采样区域 |
| 5.2.2 样品采集 |
| 5.2.3 水化学参数的测定 |
| 5.2.4 厌氧脱氮速率的~(15)N示踪培养 |
| 5.2.4.1 水体中反硝化速率的测定 |
| 5.2.4.2 颗粒物富集的培养实验 |
| 5.2.4.3 溶解氧对反硝化速率的影响 |
| 5.2.4.4 反硝化作用的NO_3~-吸收动力学 |
| 5.2.4.5 N_2产生速率的计算 |
| 5.3 结果 |
| 5.3.1 温度和盐度 |
| 5.3.2 溶解氧 |
| 5.3.3 南海水体潜在的反硝化速率 |
| 5.3.4 厌氧氨氧化作用 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 南海水体反硝化速率的时空分布特征 |
| 5.4.1.1 真光层(0-200m)反硝化速率的分布及影响因素 |
| 5.4.1.2 次表层和中层水体(300-1500m)反硝化速率的时空变化及影响因素 |
| 5.4.2 颗粒物吸附的反硝化作用 |
| 5.4.3 溶解氧对反硝化作用的影响 |
| 5.4.4 南海反硝化作用的动力学特征 |
| 5.4.4.1 反硝化作用对NO_3~-和NO_2~-吸收的比较 |
| 5.4.4.2 NO_3~-吸收动力学 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 总结和展望 |
| 6.1 不同海域反硝化潜力的对比 |
| 6.2 主要结论 |
| 6.3 创新、不足与展望 |
| 参考文献 |
| 研究生期间的主要工作 |
| 致谢 |
（8）极地海域硝酸盐氮、氧同位素组成及南极半岛海域的硝化作用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 海洋氮循环 |
| 1.2 氮、氧同位素的组成与分馏 |
| 1.2.1 氮、氧同位素组成 |
| 1.2.2 氮、氧同位素分馏 |
| 1.3 硝酸盐天然氮、氧同位素在海洋氮循环中的应用 |
| 1.3.1 海洋氮循环过程的同位素分馏 |
| 1.3.2 表层固氮速率的估算 |
| 1.3.3 反硝化速率的估算 |
| 1.4 极地海域硝酸盐氮、氧同位素研究进展 |
| 1.4.1 南大洋硝酸盐氮、氧同位素研究进展 |
| 1.4.2 白令海硝酸盐氮、氧同位素研究进展 |
| 1.5 硝化作用及其影响因素 |
| 1.5.1 硝化作用 |
| 1.5.2 硝化作用的影响因素 |
| 1.6 本论文的研究目标和研究内容 |
| 第二章 实验方法 |
| 2.1 引言 |
| 2.1.1 硝酸盐氮、氧同位素分析 |
| 2.1.2 硝化速率的测定 |
| 2.2 化学转化法的基本原理 |
| 2.3 方法 |
| 2.3.1 采样方法 |
| 2.3.2 分析方法 |
| 2.4 计算方法 |
| 2.4.1 海水中硝酸盐氮、氧同位素组成的计算 |
| 2.4.2 硝化速率的计算 |
| 第三章 白令海硝酸盐氮、氧同位素组成及应用 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 样品采集 |
| 3.3 结果 |
| 3.3.1 温度、盐度和溶解氧 |
| 3.3.2 营养盐 |
| 3.3.3 硝酸盐δ~(15)N和δ~(18)O值 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 白令海盆区浮游植物同化吸收硝酸盐的同位素分馏因子 |
| 3.4.2 海盆区100-500 m水体有机物再矿化对硝酸盐氮、氧同位素组成的影响 |
| 3.4.3 白令陆架区硝酸盐氮、氧同位素组成的影响因素 |
| 3.4.4 陆架区浮游植物同化吸收硝酸盐的氮、氧同位素分馏因子 |
| 3.5 结论 |
| 第四章 南极半岛海域硝酸盐氮、氧同位素组成及硝化作用 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 样品采集 |
| 4.3 结果 |
| 4.3.1 温度、盐度 |
| 4.3.2 溶解氧和营养盐 |
| 4.3.3 铵盐吸收速率、f比值和冰融水份额 |
| 4.3.4 硝酸盐δ~(15)N和δ~(18)O值 |
| 4.3.5 硝化速率 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 硝化速率的影响因素 |
| 4.4.2 真光层硝酸盐氮、氧同位素组成的影响因素 |
| 4.4.3 浮游植物同化吸收硝酸盐的同位素分馏因子 |
| 4.5 结论 |
| 第五章 结论 |
| 5.1 白令海 |
| 5.2 南极半岛附近海域 |
| 5.3 不足和展望 |
| 参考文献 |
| 附录：在学期间的主要工作 |
| 致谢 |
（9）白令海二甲基硫化物的时空变化研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 0 引言 |
| 1 文献综述 |
| 1.1 海水DMS |
| 1.1.1 DMS产生 |
| 1.1.2 DMS去除 |
| 1.1.3 DMS在全球海洋中的分布 |
| 1.2 DMS前体物质—DMSP |
| 1.2.1 DMSP在海洋浮游植物中的合成及含量 |
| 1.2.2 DMSP的作用 |
| 1.2.3 海水DMSP含量的影响因素 |
| 1.2.4 海洋中DMSP的分布 |
| 1.3 海水中DMS和DMSP的生物周转 |
| 1.3.1 DMS的生物生产与消耗速率 |
| 1.3.2 DMSP的生物生产与消耗速率 |
| 1.4 海水DMSO |
| 1.4.1 DMSO来源 |
| 1.4.2 DMSO去除 |
| 1.4.3 DMSO在海洋中的分布 |
| 1.5 极地亚极地海区二甲基硫化物 |
| 1.5.1 极地亚极地海区二甲基硫化物研究现状 |
| 1.5.2 白令海环境概况 |
| 1.6 本文研究目的及主要研究内容 |
| 1.6.1 本文研究目的、意义 |
| 1.6.2 主要研究内容 |
| 2 调查与分析方法 |
| 2.1 调查航次 |
| 2.2 环境参数观测方法 |
| 2.3 海水二甲基硫化物的测定 |
| 2.3.1 分析装置与试剂 |
| 2.3.2 仪器装置测定参数 |
| 2.3.3 采样与保存 |
| 2.3.4 DMS分析测定 |
| 2.3.5 海水中DMSP的测定方法 |
| 2.3.6 海水中DMSO的测定方法 |
| 2.4 海水中DMS和DMSP生物生产及消耗速率的测定方法 |
| 2.4.1 DMS生物生产和消耗速率测定 |
| 2.4.2 DMSP生物生产和消耗速率测定 |
| 3 白令海水团特征分析 |
| 3.1 白令海海盆区水团分布及其年际变化 |
| 3.1.1 白令海海盆区水团划分 |
| 3.1.2 白令海海盆区水团的年际变化 |
| 3.2 白令海陆架区水团分布及其年际变化 |
| 3.2.1 白令海陆架区水团划分 |
| 3.2.2 白令海陆架区水团年际变化 |
| 3.3 白令海各水团化学与生物要素特征与年际变化 |
| 3.3.1 白令海海盆区水团化学与生物要素特征及其年际变化 |
| 3.3.2 白令海陆架区水团化学与生物要素特征 |
| 3.4 小结 |
| 4 白令海DMS和DMSP时空变化及其影响因素 |
| 4.1 夏季白令海表层海水DMS和DMSP的生物生产和消耗速率的时空变化 |
| 4.1.1 夏季白令海表层海水DMS的生物生产和消耗速率 |
| 4.1.2 夏季白令海表层海水DMSPd的生物生产和消耗速率 |
| 4.2 夏季白令海DMS与DMSP的时空分布 |
| 4.2.1 白令海海盆区DMS与DMSP的时空分布 |
| 4.2.2 白令海中陆架区DMS与DMSP的时空分布 |
| 4.2.3 北部内陆架区DMS与DMSP的时空分布 |
| 4.3 夏季白令海DMS、DMSP与环境因子关系分析 |
| 4.3.1 Chl-a |
| 4.3.2 温度、盐度 |
| 4.3.3 营养盐 |
| 4.4 小结 |
| 5 白令海DMSO的分布特征及其影响因素 |
| 5.1 夏季白令海DMSO的水平分布 |
| 5.2 夏季白令海DMSO的水团间分布 |
| 5.3 夏季白令海DMSO浓度的影响因素 |
| 5.3.1 Chl-a浓度 |
| 5.3.2 DMSO与温盐的相关性 |
| 5.3.3 DMSOd与DMS、DMSOp的相关性 |
| 5.4 小结 |
| 6 结论 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 特色与创新 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历 |
| 发表论文 |
（10）北冰洋快速酸化及其驱动机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 海洋酸化的研究方法 |
| 1.1.1 pH |
| 1.1.2 Ω_(文石) |
| 1.2 北冰洋酸化现状 |
| 1.2.1 环北极陆架海域 |
| 1.2.2 中心海盆海区 |
| 1.3 北冰洋酸化的影响因素 |
| 1.3.1 海-气CO_2交换 |
| 1.3.2 融冰过程 |
| 1.3.3 生物过程 |
| 1.3.4 其它物理过程 |
| 1.4 北冰洋碳循环在海洋酸化研究中的作用 |
| 1.4.1 北冰洋陆架碳吸收和碳封存研究 |
| 1.4.2 北冰洋碳循环更容易受到气候变化影响 |
| 1.5 北冰洋酸化研究的国家需求 |
| 1.6 研究内容和目标 |
| 1.7 论文框架 |
| 1.8 参考文献 |
| 第2章 研究海域、材料及方法 |
| 2.1 北冰洋区域简介和水团 |
| 2.2 北冰洋气候环境变化 |
| 2.2.1 海冰快速融化 |
| 2.2.2 太平洋入流水增多和路径改变 |
| 2.2.3 北冰洋环流异常 |
| 2.3 样品采集和分析方法 |
| 2.4 历史数据汇总 |
| 2.5 航次之间DIC和TAlk数据的对比 |
| 2.6 参考文献 |
| 第3章 西北冰洋酸化海水快速增加 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 材料和方法 |
| 3.2.1 Ω_(文石)的计算 |
| 3.2.2 定性示踪数据—TAlk/Sal比值 |
| 3.2.3 定量示踪数据—太平洋水比例(PW) |
| 3.2.4 人为二氧化碳的吸收对AW端元中Ω_(文石)影响的模型预测 |
| 3.2.5 断面次表层酸化海水所占面积比例计算 |
| 3.3 结果和讨论 |
| 3.4 参考文献 |
| 第4章 夏季快速融冰对表层海水CO_2分压的变异性及对水体酸化的影响 |
| 4.1 海冰覆盖下低CO_2的可能驱动机制 |
| 4.2 融冰区表层低CO_2的驱动机制 |
| 4.2.1 生物吸收CO_2 |
| 4.2.2 碳酸钙溶解消耗CO_2 |
| 4.3 无冰开阔水域表层高pCO_2值、低Ω_(文石)和低pH驱动机制 |
| 4.4 小结 |
| 4.5 参考文献 |
| 第5章 夏季西北冰洋陆架底层水和海盆次表层耗氧及其酸化作用 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 方法 |
| 5.2.1 观测和分析方法 |
| 5.2.2 pH和表观耗氧量计算 |
| 5.3 结果 |
| 5.3.1 水文信息 |
| 5.3.2 pH和DO分布特征 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 生物过程的影响 |
| 5.4.2 温度和盐度的影响 |
| 5.5 总结 |
| 5.6 参考文献 |
| 第6章 总结和展望 |
| 6.1 论文总结 |
| 6.2 特色和创新 |
| 6.3 尚未解决的科学问题和工作展望 |
| 攻读博士学位期间科研经历简介 |
| 致谢 |
四、1999年7月白令海海盆营养盐和溶解氧的垂直特征（论文参考文献）
- [1]基于水下滑翔机观测数据的白令海海盆区域温度及溶解氧特征分析[J]. 杨绍琼,李逸铭,陈红霞,牛文栋,马伟,何琰,兰世泉. 海洋科学进展, 2021(03)
- [2]夏季白令海和楚科奇海碳酸盐体系研究[D]. 赵德荣. 自然资源部第三海洋研究所, 2021
- [3]南黄海—东海溶解氧和营养盐的时空格局及影响因素研究[D]. 吴林妮. 自然资源部第一海洋研究所, 2021
- [4]北极楚科奇海酸化及其驱动机制研究[D]. 张逸行. 山东大学, 2020(04)
- [5]核素大气沉降过程及其对上层海洋POC输出通量研究的启示[D]. 钟强强. 华东师范大学, 2020
- [6]北冰洋浮游生物对环境变化响应的模拟与分析[D]. 赵伟. 天津大学, 2018(06)
- [7]陆架和边缘海潜在反硝化作用的15N示踪[D]. 曾健. 厦门大学, 2017(08)
- [8]极地海域硝酸盐氮、氧同位素组成及南极半岛海域的硝化作用[D]. 陈倩娜. 厦门大学, 2017(07)
- [9]白令海二甲基硫化物的时空变化研究[D]. 郭富. 国家海洋局第一海洋研究所, 2017(12)
- [10]北冰洋快速酸化及其驱动机制研究[D]. 祁第. 厦门大学, 2017(01)