DreamBlooms/HansPub-15000-to-45000 huggingface dataset:
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user: 1. 引言 烤烟是以叶片为收获对象的经济作物，烟叶在田间生长到一定阶段要进行采摘和烘烤，从成熟采摘到烘烤过程实际是叶片衰老的过程。与大多数农作物不同，研究其他作物衰老的目的是如何延缓衰老以提高产量，而在烟叶采摘及烘烤方面，是根据叶片衰老机理及影响衰老的因子，适时采收并促进采收的叶片在烤房内衰老，以促进叶片内含物降解并向有利于吸食的方向转化，使烤后烟叶达到最佳质量要求 [ 1 ] 。因此，适时采收烘烤是保证烤烟质量的重要环节。许多研究表明，适熟采收会使烟叶的质量提高，易于陈化和调制，而未熟或过熟收获的烟叶则质量降低，香吃味变劣 [ 2 ] [ 3 ] [ 4 ] [ 5 ] [ 6 ] 。不同部位的叶片生长发育的时序不同，烤烟的收获时期可持续4~8周 [ 7 ] 。在烤烟生产中，由于烘烤设备限制和劳动力紧缺等原因，常常不能保证田间生长的烟叶在最佳时期得到采收，导致烟叶质量降低。因此，烤烟的“耐熟性(holding ability)”日益得到研究者和生产者的关注 [ 2 ] [ 7 ] 。烤烟的耐熟性是指烟叶显现成熟特征后，田间可以持续发育且不腐烂的能力，俗称“吊得住” [ 8 ] 。也可理解为烟叶保持适熟采收期的能力。它取决于烟叶的生理代谢和成熟衰老进程，而且受品种、施肥量、生长季节雨量、温度等环境条件的影响 [ 2 ] [ 5 ] 。目前关于烟叶的成熟度与质量的关系，以及不同成熟度烟叶的形态与生理指标已有许多研究 [ 9 ] - [ 15 ] ，但关于烟叶耐熟性及其调节，研究较少 [ 7 ] [ 8 ] 。 表油菜素内酯(Epibrassionolide)是一种人工合成的高活性油菜素内酯类似物，对植物代谢和生长发育具有显著的调节作用，可以促进细胞伸长和分裂，提高光合能力，增强植物的抗逆性，调节光合产物运转，影响衰老进程等等 [ 16 ] [ 17 ] [ 18 ] [ 19 ] [ 20 ] 。用于烟草，可以促进种子萌发、根的生长、改善烟叶化学成分的比例 [ 21 ] [ 22 ] 。目前，关于BR对植物的生理效应及作用机理研究已经比较深入，但关于BR对烤烟叶片的成熟衰老进程及耐熟性的影响，尚不清楚。鉴于上述情况，本文研究了2，4-表油菜素内酯(2，4-epibrassinolide， EBR)对烤烟叶片成熟衰老和烟叶耐熟性的影响，旨在为改善烟叶的耐熟性和经济性状提供依据。
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user: 2. 材料与方法 2.1. 试验条件与试验设计 以烤烟(Nicotiana tabacum)品种K326为材料，试验于2018年在湖南省湘西自治州龙山县召市镇进行。该县位于东经109˚13'~109˚46'8''、北纬28˚46'7''~29˚38'4''之间，属亚热带大陆性湿润季风气候区，县域年平均气温15.8℃，年平均降水量为1376.2毫米。试验地地势平坦，排灌方便，土壤类型为壤土，有机质含量15.75 g/kg，碱解氮含量94.11 mg/kg，有效磷含量40.68 mg/kg，速效钾含量113.47 mg/kg。采用随机区组试验设计，设置4个处理：EBR1：叶面喷施浓度为0.2 μmol/L的EBR；EBR2：叶面喷施浓度为1.0 μmol/L的EBR；BR3：叶面喷施浓度为10.0 μmol/L的EBR；Control：叶面喷施清水，作为对照。分别于中部叶和上部叶的定长期喷施。每个时期喷施2次，两次喷施间隔1天。叶片正反两面均匀喷施，喷施量掌握在烟叶表面即将有药液下滴为度。 移栽期为2018-05-05，移栽行距110 cm，株距50 cm，种植密度为18，182株/hm 2 。每个小区种烟8行，行长10 m。现蕾打顶，单株留叶18片，田间管理按当地常规措施进行。 2.2. 测定测定项目与方法 2.2.1. ACC (氨基环丙烷-1-羧酸)含量 于喷施处理后48 h取样，立即以干冰封存，由南京卡文思检测技术有限公司采用液相色谱-质谱联用技术进行测定。 2.2.2. SPAD值 于喷施处理后第3 d开始，每隔2 d测定1次。采用Chlorophyll Meter Model SPAD-502 Plus (日本，岛津公司)，参照曾建敏等方法 [ 23 ] 测定。并根据下式计算基于SPAD值的耐熟性指数。 I S P A D = 1 / [ ( S P A D n − S P A D n + 1 ) / S P A D n ] (1) 式(1)中，I SPAD 为基于SPAD的耐熟指数；SPAD n 为适熟期(工艺成熟期)烟叶的SPAD值； S P A D n + 1 在为3天后烟叶SPAD值。 2.2.3. 细胞膜稳定指数 于喷施处理后第3 d开始，每隔2 d测定1次。参照Singh等方法 [ 24 ] ，采用DDSJ-318型电导率仪测定。根据下式计算细胞膜稳定指数(MSI)： M S I = ( 1 − 相 对 电 导 率 ) × 100 (2) 在此基础上，根据下式计算基于MSI的耐熟性指数。 I M S I = 1 / [ ( M S I n − M S I n + 1 ) / M S I n ] (3) 式(3)中，I MSI 为基于MSI的耐熟指数；MSI n 为M2适熟期(工艺成熟期)烟叶的MSI值； M S I n + 1 在为3天后烟叶MSI值。 2.2.4. 烟叶成熟度判断与采收烘烤 参照陈逸鹏等 [ 25 ] 和孙阳阳等 [ 9 ] 的方法进行成熟度判断。适熟期(工艺成熟期)进行采收，按照“8点式”烘烤工艺进行烘烤 [ 26 ] ，对烤后烟叶进行经济性状分析。 2.3. 数据处理 采用Microsoft Excel软件进行数据整理，采用SPSS 18.0统计软件进行单因素方差分析，并用Duncan法进行处理间差异显著性检验(α = 0.05)。
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user: 4. 结论与讨论 20世纪60年代以来，许多科学家对高等绿色植物叶片衰老机理及影响因素进行了大量研究，并取得了很大进展，形成了自由基伤害学说、内源激素调节学说和细胞程序性死亡学说等理论 [ 29 ] 。根据激素调节学说，植物叶片的衰老受体内激素水平的调控，其中乙烯(ETH)能够促进衰老，加快衰老相关基因表达。ACC是植物体内乙烯生物合成的直接前体，ACC的合成是乙烯生物合成途径中的限速步骤，乙烯释放量取决于ACC水平的高低 [ 27 ] 。因此，人们常常通过测定ACC含量来探讨乙烯对植物的调节作用。通过测定发现，采用EBR处理，可以导致烤烟叶片的ACC含量显著降低，并且表现出浓度效应，意味着EBR具有抑制乙烯释放，延迟烤烟叶片衰老的效应。在植物衰老的进程中，由于体内的活性氧清除能力下降，导致活性氧积累，膜脂过氧化作用加剧，细胞膜透性增大 [ 1 ] [ 28 ] [ 30 ] 。本文的测定结果佐证了这一观点，随着烟叶衰老进程的推进，根据细胞膜透性计算的膜稳定指数(MSI)呈持续下降趋势。与对照比较，外源EBR能够减缓MSI降低的速率，提高细胞膜结构和功能的稳定性。3个使用浓度的效果依次为EBR3 > EBR2 > EBR1，表明在一定范围内具有浓度效应。在植物叶片的衰老过程中，会发生复杂的形态和生理变化，最明显的外观标志是叶色由绿变黄，而在细胞水平上表现为叶绿素降解，蛋白质含量下降，光合磷酸化能力降低等等 [ 31 ] 。因此，叶绿素含量常被用作叶片衰老的生理指标。由于叶绿素仪(SPAD仪)可以快速、便捷和无损检测叶片的叶绿素相对含量，已被成功地用于农作物叶绿素和氮素营养水平的跟踪监测。一些研究 [ 10 ] [ 23 ] [ 32 ] 表明，烤烟叶片叶绿素含量与SPAD值呈极显著的正相关；孙阳阳等 [ 9 ] 研究认为SPAD值可作为快速判定烟叶成熟度的量化指标。从测定结果可见，在烤烟叶片的衰老进程中，SPAD值呈持续降低趋势，EBR处理可以延缓叶片SPAD值的降低速率，且随着使用浓度增大，延缓效果提高，与刘海英等以小麦为材料的研究结果一致 [ 33 ] 。Bowman [ 7 ] 较早地提出了烤烟耐熟性(holding ability)的概念，并提出根据不同时期采收烟叶的单位面积产值来判断烟叶的耐熟性；张德龙等 [ 8 ] 建议采用烟叶呈现成熟特征以后相同时间内丙二醛、叶绿素含量的变化速率判定烟叶的耐熟性，变化速率越大，耐熟性越弱。借鉴前人研究，并考虑到测定方法要简便、快速，易于田间测定，不同品种和不同生态条件下要有较好的可比性等因素，基于本试验的结果，提出了根据SPAD和MSI相对变化速率计算的耐熟性指数(I SPAD 和I MSI )，I值过小，表明叶片衰老速度较快，烟叶耐熟性较差；I值过大，意味着叶片衰老速度过于缓慢，容易造成迟熟或不易成熟；耐熟性较好的烟叶则I值大小适中。从测定和计算结果(表6)可以看出，喷施EBR可以提高烟叶的I SPAD 和I MSI 值，其效果随着使用浓度提高而增大。综合考察烟叶的耐熟性指数和烤后烟叶的经济性状，并考虑到使用成本，大田应用中以EBR2处理的浓度(1.0 μmol∙L −1 )较好。
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user: 摘 要 以重庆市轨道交通陡倾岩石地层某大跨地下暗挖车站为例，采用3台阶法与双侧壁导坑法两种开挖方法进行施工过程的数值模拟，车站开挖后围岩应力、位移、塑性区及初期支护结构受力特征的对比分析表明：采用双侧壁导坑法比台阶法更有利于车站围岩的稳定，但其围岩应力、位移、初期支护结构轴力等相差较小，两种开挖方法均能满足车站围岩稳定性的要求。综合考虑施工进度、施工成本、灵活多变及施工难度等因素，3台阶法比较适合该车站及类似地质条件的地铁车站施工。 关键词 :地铁车站，3台阶法，双侧壁导坑法，数值模拟 Copyright © 2019 by authors and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 隧道的断面越大，开挖后形成的塌落拱一般也越大，承受的拱部荷载也较大。大断面隧道的施工过程对围岩的稳定性影响很大。目前城市深埋暗挖地铁车站，设计提出的一般是双侧壁导坑法，施工难度大，进度慢。一些学者对地铁车站的双侧壁导坑施工方法进行了研究。刘伟伟以哈尔滨地铁大断面隧道为背景，利用MIDAS/GTS对双侧壁导坑法施工诱发的地面沉陷及隧道本身的变形规律进行了研究 [ 1 ] ；黄木田、于金龙、李文光等应用Ansys10.0对重庆轨道交通10号线红土地站、鲤鱼池站双侧壁导坑法施工核心土直立开挖安全宽度进行了研究 [ 2 ] ；张玉兰、叶云金、顾鑫等结合青岛地铁1号线沧安路站对双侧壁导坑法施工开挖步序、工法优化、二次衬砌施工、初支施工技术进行了阐述与总结 [ 3 ] ；崔振东以重庆轨道交通环线上桥车站工程为依托，对双侧导洞先行贯通、中隔墙后续开挖的双侧壁导坑工法进行分析，并研究临时中隔墙岩柱开挖的稳定性和加固措施，形成临时中隔墙岩柱开挖的施工关键技术 [ 4 ] 。在工程实践中，发现有的深埋车站在局部有采用3台阶法开挖的做法，并且取得了成功。双侧壁导坑法和3台阶法这两种方法对围岩稳定性的影响差距有多大，在理论上是否可以，未见文献报导。因此，以重庆市轨道交通某暗挖大断面深埋车站为例，通过地铁车站双侧壁导坑法和3台阶法两种开挖方法施工过程的数值仿真模拟，分析两种开挖方法对围岩稳定性的影响程度。从保证施工安全，缩短施工工期，节约工程成本等方面考虑，提出更加合理的施工方法。依托车站跨度23.60 m，高度21.09 m，为曲墙圆拱型，上覆土层薄，穿越的地层为侏罗系中统沙溪庙组砂质泥岩夹砂岩，围岩分级为IV级。岩层产状290˚∠60˚，为陡倾角地层，岩层倾向与车站左侧壁围岩倾向基本一致，车站左侧围岩易沿结构面滑塌，成洞条件较差。
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user: 2. 模型的建立 2.1. 模型范围及边界条件 地铁车站二维计算模型取YDK29 + 760断面为研究对象，模型宽度取车站开挖轮廓两侧2.5倍洞径，宽144 m，模型底边界取2倍车站开挖高度，顶面取至地表。模型地表为自由边界，底部采用固定约束，其余各面施加法向约束。模型中围岩采用平面四边形单元，锚杆采用GTX NX提供的桁架单元，喷射混凝土采用直线单元。围岩材料采用莫尔–库伦屈服准则。锚杆和喷射混凝土可将其视为弹性体，初始地应力由岩体自重计算求得。在模型网的格划分时，车站隧道周边和软弱夹层网格密，经过有限元网格划分，二维模型共有单元51，085个，节点9369个。有限元数值分析模型如图1所示。 图1. 台阶法与双侧壁导坑法数值模型 2.2. 计算参数 根据该地铁车站实际的地勘和施工图设计资料，围岩物理力学参数及支护参数如表1所列。 Table 1 Surrounding rock and initial support parameters of metro statio 围岩 重度γ (kN/m 3 ) 内聚力c (kPa) 内摩擦角φ (˚) 抗拉强度 (kPa) 弹性模量E (MPa) 泊松比μ 砂质泥岩 25.6 600 32.6 168 1382 0.37 砂岩 24.8 1620 40.5 500 4132 0.30 喷射混凝土 25.0 - - - 15，000 0.20 锚杆 78.5 - - - 200，000 0.30 表1. 地铁车站围岩及初期支护参数 注：喷射混凝土为C25厚350 mm；锚杆直径25.0 mm，环向间距1.0 m。 2.3. 施工过程控制 车站双侧壁导坑法开挖模型将车站断面分为1~9个施工步；台阶法开挖模型将车站断面分为上、中、下3个台阶开挖。模型的施工过程控制示意图见图2。 图2. 依托地铁车站断面开挖顺序示意图
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user: 3. 计算结果分析 3.1. 围岩变形特征 车站断面采用双侧壁导坑9步开挖法开挖完成后，车站围岩的水平位移和竖向位移云图如图3~图4所示；采用3台阶法开挖完成后车站围岩的水平位移和竖向位移云图如图5~图6所示。根据其位移云图，提取两种开挖方法车站两侧围岩的水平位移、拱顶的竖向沉降位移和车站底的竖向隆起位移如表2所列。 由图3~图6及表2可以看出： ① 两种开挖方法车站左侧围岩的位移大于右侧，左侧约为右侧的2倍；车站拱顶的最大沉降位移点并非中间顶部，而是偏向左侧。这与车站左侧为顺倾结构面有关。 ② 不同开挖方法车站左侧、右侧围岩的位移非常接近，3台阶法与双侧壁导坑法相比，左侧最大水平位移差百分比((3台阶法-双侧壁导坑法)/双侧壁导坑法)仅为4.4%，右侧最大水平位移差百分比仅为0.7%。 图3. 双侧壁导坑法开挖围岩水平位移 图4. 双侧壁导坑法开挖围岩竖向位移 图5. 3台阶法开挖围岩水平位移 图6. 3台阶法开挖围岩竖向位移 Table 2 Displacement of key points of station surrounding rock by two excavation method 开挖方法 左侧最大水平位移 右侧最大水平位移 站顶最大沉降位移 站底最大隆起位移 双侧壁导坑法 10.75 6.09 10.12 18.86 3台阶法 11.22 6.05 11.23 17.78 表2. 两种开挖方法车站围岩各关键点的位移(mm) ③ 3台阶法与双侧壁导坑法相比，两种开挖方法车站顶、底围岩的最大位移差仅为1.11 mm和1.08 mm。 根据城市轨道交通设计规范和施工图设计要求，双侧壁导坑法和3台阶法两种开挖方法引起的围岩变形位移均未超过预警值。从车站围岩的变形来看，3台阶法与双侧壁导坑法相比，除车站顶最大沉降位移稍大(也仅为1.11 mm)外，水平最大位移和站底隆起位移基本一致。因此，可以说两种开挖方法对车站围岩的扰动程度差不多，均能够满足车站围岩稳定性要求。但3台阶法比双侧壁导坑法的施工工序简单，进度也快得多。 3.2. 围岩应力特征 采用双侧壁导坑法和3台阶法开挖完毕后，车站围岩的最大主应力云图如图7~图8所示。 图7. 双侧壁导坑法开挖最大主应力云图 图8. 3台阶法开挖最大主应力云图 可以看出，双侧壁导坑法和3台阶法开挖完毕后围岩的最大主应力分别为8.906 MPa和9.472 MPa，3台阶法增加了0.566 MPa，增加百分比为6.3%。同样可得到双侧壁导坑法和3台阶法开挖完毕后围岩的最小主应力分别为3.156 MPa和3.319 MPa，3台阶法增加0.163 MPa，增加百分比为5.2%。两种开挖方法主应力的变化对围岩的稳定性影响很小，都是可行的。 3.3. 初期支护轴力 双侧壁导坑法和3台阶法开挖完毕后，锚杆轴力及喷射混凝土轴力变化如表3所列。 Table 3 Axial force of two excavation methods for station initial suppor 开挖方法 锚杆最大轴力(kN) 初期支护最大轴力(kN) 双侧壁导坑法 89.5 2357 3台阶法 74.5 1500 表3. 两种开挖方法车站初期支护的轴力 由表3可以看出，3台阶法开挖锚杆和喷射混凝土的轴力比双侧壁导坑法开挖的还小。这是因为，3台阶法施工对围岩的扰动次数少，围岩应力释放均匀且比较快，较好地发挥了围岩的自承能力，支护结构承受的荷载减小；双侧壁导坑法由于开挖步序多，围岩荷载释放慢，且在不同分部交接处围岩应力发生集中，致使初期支护局部轴力增大。 3.4. 围岩塑性区 双侧壁导坑法和3台阶法开挖完毕后，车站围岩塑性区分布特征如图9~图10所示。 从分布位置和范围来看，双侧壁导坑法开挖围岩的塑性区主要分布在车站底部、拱顶偏左及左侧拱腰；3台阶法开挖围岩的塑性区主要分布在左侧边墙和底部拱脚，在左侧边墙分布范围较大，在施工过程中通过加强左侧边墙的支护是可以解决的，相比双侧壁导坑法开挖的复杂程度是可以弥补的。
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user: 4. 结论 1) 从地铁车站围岩变形特征来看，双侧壁导坑法和3台阶法开挖围岩的最大位移和分布范围相差很小，均未超过城市轨道交通设计规范和施工图设计要求的预警值，均能够满足车站围岩稳定性要求。但3台阶法比双侧壁导坑法的施工工序简单，进度也快得多。 2) 从初期支护锚杆和喷射混凝土的轴力来看，3台阶法开挖锚杆和喷射混凝土的轴力比双侧壁导坑法开挖的还小，这与3台阶法施工对围岩的扰动次数少，围岩应力释放均匀且比较快，较好地发挥了围岩的自承能力，初期支护及时封闭成环，支护结构承受的荷载减小有关。 图9. 双侧壁导坑法开挖围岩的塑性区 图10. 3台阶法开挖围岩的塑性区 3) 从塑性区分布位置和范围来看，两种开挖方法的差别也较小，双侧壁导坑法开挖围岩的塑性区主要分布在车站底部、拱顶偏左及左侧拱腰；3台阶法围岩的塑性区主要分布在左侧边墙和底部拱脚，左侧边墙分布范围较大，在施工过程中通过加强支护是可以解决的。 4) 岩石地层深埋地铁车站两种开挖方法对围岩位移、应力及初期支护结构的轴力影响差别不大，均能满足围岩及支护结构稳定性的要求。但3台阶法施工步序少，施工进度快，能够更好地发挥围岩的自承能力。
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user: 摘 要 利用青海省贵德县气象局观测的1961~2017年逐月降水量资料，应用标准化降水指数(SPI)评价贵德地区干旱情况。结果表明，在1961~2017年间，贵德地区发生干旱的次数较多，干旱频率为38.2%。春季、夏季和秋季干旱频率分别为26.3%、24.6%、31.6%。 关键词 :标准化降水指数(SPI)，干旱指数，干旱频率，黄河谷地 Copyright © 2019 by author and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 干旱指因久晴无雨或少雨，降水量较常年同期明显偏少而形成的一种灾害，分为气象干旱、农业干旱、水文干旱以及经济社会干旱 [ 1 ] 。21世纪以来，随着气候变化和人类活动的影响加剧，干旱等极端事件频繁发生并不断加剧，给社会经济和人民生活带来了严重的影响，干旱已成为目前损失最严重的自然灾害 [ 2 ] [ 3 ] [ 4 ] [ 5 ] [ 6 ] 。IPCC第四次评估报告指出 [ 7 ] ，在所有的气象灾害中，旱涝所造成的损失占到一半以上。干旱是我国西北地区东部最常见、影响范围最广的气象灾害 [ 8 ] [ 9 ] 。青海省地处青藏高原东北部，全省属于高原大陆性气候，是全球同纬度最干旱的地区之一 [ 3 ] ，同时这里受西风带气候、高原季风和东亚季风气候影响，降水变率大，干旱频率高，是我国气候变化的敏感区和生态脆弱区 [ 10 ] 。张天峰等 [ 11 ] 研究了西北地区秋季干旱指数的变化特征，得出西北地区的干旱有明显的地域特征，青海西部为干旱区，青海东部和南部为半干旱区。王希娟等 [ 12 ] 研究了青海春季降水的气候变化特征及其对春旱的影响，认为1961~2003年间青海高原大部分地区春季降水量的总趋势是增加的，春季降水干、湿交替的特征非常明显。何卓玛等 [ 13 ] 分析了1961~2008年近48年青海干旱的时空特征，得出青海干旱呈减少趋势。有关文献 [ 14 ] [ 15 ] 对贵德县气候变化进行了研究，但利用标准化降水指数(SPI)分析贵德地区干旱特征的文章鲜见。本文利用贵德县1961~2017年近57年逐月降水资料，计算贵德地区年、春季、夏季和秋季的标准化降水指数(以下称SPI指数)，分析贵德地区干旱变化特征，为防灾减灾提供科学依据。
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user: 2. 研究区概况及资料来源 2.1. 研究区概况 贵德县属于青海东部农业区，地处东经100˚58'8''~101˚47'50''，北纬35˚29'45''~36˚23'35''。总面积3504平方千米，总人口10.6万人，耕地面积19.22万亩。产业结构以农业为主，畜牧业占相当比重，并辅之轻工业。主要农产品有：小麦、油菜、蔬菜、果品等，是青海省粮食和蔬菜的重要生产基地。 贵德属高原大陆性气候，光照时间长，太阳辐射强。春季干旱多风，夏季短促凉爽，秋季阴湿多雨，冬季漫长干燥，气温日差较大。由于贵德地形地势和高原大陆性气候等因素，气象灾害种类多、强度大、频率高，是我省气象灾害影响最为严重的地区之一。 2.2. 资料来源 资料取自贵德县气象局1961~2017年观测的逐日降水资料，计算贵德地区年、季尺度的SPI指数值，建立年、季尺度的SPI指数序列。
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user: 3. 研究方法 3.1. SPI指数及其旱涝等级划分 [ 16 ] 由于降水分布是一种偏态分布，不是正态分布，所以在降水分析中，标准化降水指数(SPI)在计算出某时段内降水量的分布概率后，再进行正态标准化处理，最终用标准化降水量累积频率分布来划分干旱等级。SPI的计算式如下 [ 16 ] ： SPI = S t − ( c 2 t + c 1 ) t + c 0 [ ( d 3 t + d 2 ) t + d 1 ] t + 1.0 (1) 式中： t = ln 1 F 2 ， F 为概率。 (2) 因为SPI不仅考虑了降水服从偏态分布的实际，又进行了正态标准化处理，所以使SPI适合确定不同时间尺度的干旱监测、评估，具有相同的干旱等级划分标准，适合进行多时间尺度对比分析，而且SPI计算简单，资料容易获取，同时具有良好的计算稳定性，其不足是没有考虑影响干旱发生的其他因子。 标准化降水指数气象干旱等级划分见表1。 Table 1 Classification table of meteorological drought level of standardized precipitation inde 等级 类型 标准化降水指数SPI 1 无旱 −0.5 < SPI 2 轻旱 −1.0 < SPI < −0.5 3 中旱 −1.5 < SPI < −1.0 4 重旱 −2.0 < SPI < −1.5 5 特旱 SPI < −2.0 表1. 标准化降水指数气象干旱等级划分表 3.2. 干旱频率 干旱频率为1961~2017年贵德地区达到某级别干旱(轻旱、中旱、重旱、特旱)的月数。利用贵德站在逐月降水资料计算贵德站春季、夏季、秋季和年的SPI值，然后再根据表1统计贵德地区春季、夏季、秋季和年干旱等级。 3.3. 数据处理 应用Excel2003软件对数据进行统计处理、分析。
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user: 4. 结果与分析 4.1. 年尺度干旱特征 基于贵德站的降水资料，计算了其年标准化干旱指数，并统计了贵德地区发生年干旱的频率。图1为贵德地区1961~2017年的12个月尺度的降水量分析结果，在1961~2017年近57年的SPI指数中，贵德地区共发生干旱15次，其中：特旱1次，重旱3次，中旱8次，轻旱3次。以12个月为尺度的干旱频率为26.3%，表明贵德地区是干旱较频发地区。贵德连续2年发生干旱的次数为2次，其中1965、1966年连续2年为重旱；1995、1996年分别为轻旱和中旱。贵德地区连续3年发生干旱的次数仅有1次，为2000~2002年，分别发生特旱、轻旱和重旱。从干旱强度来看，贵德地区1961~2017年近57年的干旱强度在0.02~2.57之间，平均干旱强度为0.79。 4.2. 贵德地区季节性干旱特征 4.2.1. 春季干旱特征 图2为1961~2017年近57年贵德地区春季干旱指数，由图2可见，1961~2017年近57年贵德地区共发生春季干旱15次，其中：特旱2次，重旱2次，中旱4次，轻旱7次。春季干旱频率为26.3%，与年干旱变化一致。春季轻旱频率为12.3%，中旱频率为7.0%，重量和特旱频率均为3.5%，春季特旱发生频率为4季最多。贵德连续2年发生春季干旱的次数为2次，分别为1975~1976年、1996~1997年，其中1975~1976年分别为轻旱和中旱，1996~1997年分别为特旱和轻旱。贵德地区连续3年发生春季干旱的次数仅有1次，为1999~200年，分别发生轻旱、特旱和轻旱。贵德地区1961~2017年近57年的春季干旱强度在0.0~3.1之间，平均干旱强度为0.80。干旱类型包括特旱、重旱、中旱、轻旱和无旱。其中2002~2017年16年中仅发生一次干旱(2015年，中旱)，表明春旱发生次数随年际的延长减少。 图1. 贵德地区1961~2017年年干旱指数 图2. 贵德地区1961~2017年春季干旱指数 4.2.2. 夏季干旱特征 图3为1961~2017年近57年贵德地区夏季干旱指数，由图3可见，1961~2017年近57年贵德地区共发生夏季干旱14次，其中：特旱1次，重旱5次，中旱1次，轻旱7次。夏季干旱频率为24.6%，小于年和春季干旱变化。夏季轻旱频率为12.3%，中旱频率为1.8%，重量频率为8.8%，特旱频率均为1.8%。贵德连续2年发生夏季干旱的次数为2次，分别为1965~1966年、1968~1969年，其中1965~1966年分别为重旱和特旱，1968~1969年均为轻旱。贵德地区连续3年发生夏季干旱的次数为1次，为2000~2002年，分别发生重旱、轻旱和重旱。贵德地区1961~2017年近57年的夏季干旱强度在0.0~2.4之间，平均干旱强度为0.80，干旱类型包括特旱、重旱、中旱、轻旱和无旱。在1983~1997年15年中未发生干旱。1983年之前共发生干旱8次，1997年以后共发生干旱6次。 图3. 贵德地区1961~2017年夏季干旱指数 4.2.3. 秋季干旱特征 图4为1961~2017年近57年贵德地区秋季干旱指数，由图4可见，1961~2017年近57年贵德地区共发生秋季干旱18次，其中：特旱1次，重旱4次，中旱4次，轻旱9次。秋季干旱频率为31.6%，大于年、春季和夏季干旱频率。秋季轻旱频率为15.8%，中旱频率为7.0%，重旱频率为7.0%，特旱频率均为1.8%。贵德连续2年发生秋季干旱的次数为2次，分别为1979~1980年、1986~1987年，其中1979、1980年分别为轻旱和中旱，1986、1987年分别为重旱和轻旱。贵德地区连续3年发生秋季干旱的次数为2次，分别为1996~1998年和2002~2004年。贵德地区1961~2017年近57年的秋季干旱强度在0.0~2.3之间，平均干旱强度为0.80。在2005~2014年10年中未发生干旱。 图4. 贵德地区1961~2017年秋季干旱指数
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user: 5. 结论 1) 在1961~2017年间，贵德地区发生干旱的次数较多，干旱频率为38.2%。 2) 四季发生干旱的频率不同，这主要是受四个季节降雨分布的影响，春季干旱频率为26.3%，春季特旱发生频率为4季最多。夏季干旱频率为24.6%，秋季干旱频率为31.6%。
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user: 摘 要 根据西南地区132个气象观测站1961~2015年的气温、降水量等观测数据，通过标准化蒸散指数(SPEI)和Mann-Kendall趋势检验方法将西南地区进行干旱等级和区域划分，分析干旱的时空分布特征。结果表明：横断山地和四川盆地干旱最为严重，云贵高原和广西丘陵边区域次之。横断山地干旱发展趋势较为缓慢，云贵高原干旱发展最为迅速。冬季是干旱频发季且平均持续时间最短，累积干旱强度及平均干旱持续时间的发展趋势在冬季达到全域性增加。轻旱在西南地区各区域均最易频发，中旱和重旱主要集中在横断山地西部和四川盆地东部，特旱主要集聚在西南地区中部。 关键词 :标准化蒸散指数(SPEI)，区域干旱，时空变化，等级干旱 Copyright © 2019 by authors and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 干旱是全球范围内最常见、造成社会影响最大、经济损失最为严重的自然灾害之一。在众多极端气候事件中，干旱发展速度较为缓慢、持续时间长、影响范围较大、所带来的危害也更为严重 [ 1 ] [ 2 ] [ 3 ] 。我国作为干旱频发的国家，其西南地区旱情尤为严重，在近几年，干旱影响区域不断扩大，干旱强度、持续时间、发生频次等都有明显增加趋势。近几十年，西南地区异常严重的干旱灾害事件主要为2003年秋季西南地区干旱、2005年云南地区春季异常干旱、2006年夏季川渝地区特大干旱以及2009年秋-2010年春西南地区三个季节连旱，干旱的发生导致河井干涸、田地干裂、农作物减产绝收，严重危害到居民们的生存 [ 4 ] [ 5 ] [ 6 ] [ 7 ] [ 8 ] 。对于干旱的判定指标，国内外常用的有标准化降水指数SPI、综合气象干旱指数(CI指数)、Palmer干旱指数、降水距平百分率、相对湿润度指数等，并且基于这些指数气象学者们又研究发展出了一些其他的干旱指数：标准化蒸散发指数SPEI、侦测干旱指数RDI、蒸发干旱指数EDI、标准径流指数SRI等 [ 9 ] - [ 14 ] 。考虑各种干旱在中国不同区域的适用性，SPI及SPEI指数在中国西南地区适用较优，但SPI指数没有考虑气温因素，忽略了水分平衡的影响，干旱效果不佳。SPEI指数兼顾了降水和蒸发这两个因素，能很好地表征不同时间尺度的干旱情况 [ 15 ] - [ 20 ] 。 对于西南地区干旱的研究，前人已经获得了诸多的研究成果，但是对于西南地区地形以及各等级干旱的精细化的特征研究较少。张勃等指出，四川盆地、若盖尔高原在厄尔尼诺年容易发生干旱，云贵高原在拉尼娜年干旱发生频率较高 [ 21 ] 。贾艳青等认为，近55a西南春季和年极端干旱程度在空间分布上呈一致的减弱趋势，重庆、四川与贵州的交界处及四川西北部极端干旱程度明显缓解，而夏、秋两季极端干旱表现出增强的趋势并有一定的区域性特征 [ 22 ] 。针对西南地区的地形特征，本文将以月尺度SPEI指数作为干旱指标，分析探讨西南地区各地形区域的干旱演变特征，并进一步讨论各等级干旱的时空变化，为西南地区干旱的监测及评估提供科学依据。
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user: 2. 资料与方法 2.1. 研究区概况 我国西南地区主要包括重庆市、四川省、贵州省、云南省和广西壮族自治区，介于91˚21'~112˚04'E和2˚54'~34˚19'N，是世界上地形最为复杂的区域之一。该地区地质构造复杂，地貌类型多样，山地、高原、盆地、平原、丘陵均有分布，主要地形特征为青藏高原、横断山区、云贵高原和四川盆地。因受气候因子的影响较大，所以西南地区是典型的气候多变区，主要以亚热带季风气候为主，冬干夏湿、干湿分明 [ 23 ] 。 2.2. 资料来源及方法 2.2.1. 资料来源 本文数据源于“中国地面气候资料日值数据V3.0”，挑选1960~2015年西南地区资料序列较为完整的132个气象站点的观测资料，包括逐日降水量(mm)及逐日气温数据(℃)。研究区地形及气象站点分布见图1。 图1. 西南地区地形示意及气象站点分布图 2.2.2. 标准化降水蒸散指数(SPEI) 标准化降水指数SPI与标准化降水蒸散指数SPEI所使用的计算方法较为一致，但是SPEI指数的计算方法更为完善，用降水与潜在蒸散之差来替换SPI计算中的单一降水异常，能更好地反映干旱特征 [ 24 ] 。SPEI指数干旱等级标准按照SPI指数干旱等级标准划分，具体内容见表1 (正文所有干旱强度均以正值表示)。 Table 1 The drought classification standard of SPE SPEI数值 干旱等级 −1 < SPEI < −0.5 轻旱 −1.5 < SPEI < −1 中旱 −2 < SPEI < −1.5 重旱 SPEI ≤ −2 特旱 表1. SPEI指数干旱等级划分标准 采用Thornthwaite方法计算潜在蒸散量 P E T = 16 K ( 10 T I ) m (1) 式中：K为根据纬度计算的修正系数；T为月平均气温；I为年总加热指数；m是由I决定的系数。 降水与潜在蒸散量的插值 D i = P i − P E T i (2) 式中，D i 为降水与蒸散量的差值，P i 为月降水量，PET i 为月蒸散量。 对D i 进行正态化，并利用三参数log-logistic方法计算概率分布 F ( x ) = [ 1 + ( α x − γ ) β ] − 1 (3) 式中，参数α、β、γ分别为尺度参数、形状参数和位置参数，分别采用线性矩的方法拟合获得： α = ( w 0 − 2 w 1 ) β Γ ( 1 + 1 β ) Γ ( 1 − 1 β ) (4) β = 2 w 1 − w 0 6 w 1 − w 0 − 6 w 2 (5) γ = w 0 − α Γ ( 1 + 1 β ) Γ ( 1 − 1 β ) (6) w s = 1 N ∑ i = 1 N ( 1 − i − 0.35 N ) s D i (7) 式中，Γ(β)为Gamma函数，N为参与计算的月份数。 对累积概率密度进行标准化处理 P = 1 − F ( x ) (8) 当累计概率 P ≤ 0 .5 时， { W = − 2 ln P S P E I = W − c 0 + c 1 W + c 2 W 2 1 − d 1 W + d 2 W 2 + d 3 W 3 (9) 当累积概率 P > 0.5 时， { W = − 2 ln ( 1 − P ) S P E I = c 0 + c 1 W + c 2 W 2 1 − d 1 W + d 2 W 2 + d 3 W 3 − W (10) 其中，c 0 = 2.5155; c 1 = 0.8029; c 2 = 0.0103; d 1 = 1.4328; d 2 = 0.1893; d 3 = 0.0013。 2.2.3. 干旱评估指标定义 1) 干旱强度(S ij )：干旱强度可用来表征干旱严重程度，单站某一时间段内的累积干旱强度可表示为： S i j = ∑ j = 1 m | S P E I j | ，平均干旱强度可表示为： S i j = 1 m ∑ j = 1 m | S P E I j | 。 式中，m表示发生干旱的月数。 2) 干旱频次(F i )：干旱频次是指干旱事件发生次数，当连续1个月或1个月以上月份发生干旱，即当 S P E I i ≤ − 0.5 且 S P E I i + 1 > − 0.5 时，这个连续过程记为一次干旱事件。 式中：i表示月数。 3) 干旱站次比(S i )：用某区域发生干旱站数所占比例来表征该区域干旱影响范围，可表示为： F j = m M × 100 % 式中：m表示某区域干旱发生站数，M表示该区域总的气象站数。 2.2.4. Mann-Kendall趋势检验法 Mann-Kendall方法是一种非参数统计检验方法，也称为无分布检验。在计算过程中不需要样本遵从一定的分布，也不受少数异常值的干扰，计算简单，是目前国内外常用的趋势诊断方法之一。当趋势系数小于0时，表示在时间变化上呈下降趋势；当趋势系数大于0时，表示在时间变化上呈上升趋势。
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user: 4. 结论 本文根据西南地区132个气象观测站观测数据，通过标准化蒸散指数(SPEI)和Mann-Kendall趋势检验方法对西南地区进行区域划分以及干旱时空特征分析，结果表明： 1) 西南地区累积干旱强度、平均干旱强度、干旱发生频次和平均干旱持续时间在空间分布上趋于一致，横断山地、四川盆地中部和西部、云贵高原中北部、广西丘陵边缘区域是干旱情况最为严重区域。云贵高原干旱发展趋势最为迅速，横断山地干旱程度增加趋势较为缓慢，各区域干旱情况在近十几年最为严重。 Table 3 The decadal and seasonal characteristics of each grade of drough 年代 干旱 等级 春季 夏季 秋季 冬季 强度 频次 持续时间 总月数 强度 频次 持续时间 总月数 强度 频次 持续时间 总月数 强度 频次 持续时间 总月数 1961~1970 轻旱 357.67 320 1.56 500 301.23 312 1.35 421 345.08 283 1.72 487 375.79 374 1.39 519 中旱 321.33 176 1.51 266 331.53 189 1.43 271 319.74 147 1.78 261 332.61 197 1.38 272 重旱 168.74 66 1.52 100 194.32 89 1.29 115 239.54 78 1.79 140 228.5 98 1.38 135 特旱 73.45 14 1.86 26 134.97 36 1.53 55 115.71 26 1.73 45 87.58 21 1.48 31 1971~1980 轻旱 301.24 272 1.53 416 344.9 345 1.39 481 340.59 264 1.77 467 322.55 318 1.38 440 中旱 298.3 161 1.52 244 279.86 167 1.37 228 303.17 144 1.72 248 281.4 163 1.4 229 重旱 183.28 66 1.62 107 224.81 90 1.47 132 181.73 57 1.84 105 153.76 68 1.32 90 特旱 138.54 25 2.08 52 141.91 30 1.73 52 156.66 31 1.9 59 153.11 42 1.38 58 1981~1990 轻旱 326.52 286 1.57 450 341.57 347 1.39 484 369.09 284 1.81 513 364.63 369 1.35 499 中旱 275.84 145 1.58 229 272.97 166 1.35 224 282.45 142 1.64 233 254.29 164 1.29 211 重旱 102.66 41 1.49 61 106.68 52 1.23 64 120.74 41 1.76 72 145.36 67 1.28 86 特旱 145.77 24 2.21 53 128.95 22 2.09 46 141.9 24 2.21 53 145.88 38 1.42 54 1991~2000 轻旱 351.99 300 1.59 478 368 381 1.34 509 330.64 251 1.87 469 347.85 358 1.34 481 中旱 303.91 166 1.51 250 321.2 203 1.3 264 265.5 122 1.79 218 291.94 181 1.33 241 重旱 217.73 82 1.56 128 173.19 87 1.16 101 179.24 60 1.77 106 157.68 69 1.33 92 特旱 114.98 27 1.78 48 102.67 32 1.31 42 86.34 19 1.79 34 75.41 21 1.43 30 2001~2015 轻旱 678.49 592 1.57 932 630.85 634 1.36 864 681.47 487 1.91 928 656.16 659 1.37 900 中旱 647.83 357 1.49 531 736.65 460 1.3 599 678.23 314 1.75 551 668.54 400 1.37 547 重旱 597.42 209 1.66 346 550 248 1.3 323 590.99 189 1.82 344 626.39 258 1.41 363 特旱 584.61 116 1.98 230 541.88 119 1.78 212 530.82 103 2.02 208 550.16 154 1.41 217 表3. 各等级干旱年代际季节特征 2) 各季节累积及平均干旱强度和干旱发生频次分布具有一致性，横断山地及四川盆地大范围地区累积干旱程度较为严重，干旱发生频次较为频繁区域平均干旱强度较小。干旱强度的季节变化趋于稳定，干旱过程在冬季最易发生，且冬季平均干旱持续时间最短。 3) 西南地区整体累积干旱及平均干旱持续时间增加趋势范围随季节变化不断扩大在冬季形成全域性趋势增加的形势。平均干旱强度趋势减小范围随季节变化不断扩大。干旱发生频次增加趋势在夏季和秋季开始扩大空间范围。 4) 横断山地、四川盆地、云贵高原中北部和广西丘陵是轻旱最易发生区域。中旱最易发生在横断山地西部、四川盆地东部。重旱主要在横断山地中部、四川盆地中部及东部频繁发生。四川盆地西部、云贵高原及广西丘陵北部是特旱发生的主要集聚地，并且在云贵高原西部及东部地区特旱平均持续时间最长。各等级干旱情况在近十几年最为严峻，轻旱等级干旱强度及中旱等级干旱平均持续时间在夏季随年代际变化呈上升趋势，秋季特旱发生频率随年代际变化减少。
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user: 致 谢 本文在选题以及研究过程中在靳立亚教授的悉心指导下得以完成，靳老师严谨的科学态度和精益求精的钻研精神深深地感染着我，在此向靳老师学致以诚挚的感谢！
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user: 摘 要 第一次海因里希事件(H1)时期大西洋经向翻转流(AMOC)减弱，导致北半球变冷。代理指标表明在这一时期印度洋北部的表层温度变冷而次表层出现增暖。在本文中，我们发现由于北半球的冰盖融化，大量淡水进入北大西洋，导致AMOC在H1早期迅速减弱。这一过程使得北半球变冷，南半球变暖，热量在南大洋次表层堆积，进而生成南大洋中层水(SOIW)。与此同时，南极海冰融化，上升流加强，促进了SOIW的形成。由此产生的SOIW向北移动到印度洋，导致了印度洋次表层的变暖。 关键词 :末次冰消期，H1事件，遥相关，全球变化 Copyright © 2019 by author(s) and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 印度季风是地球上最大的季风系统，它的一个重要的特性就是可以对遥远的气候强迫作出响应，包括北大西洋的温度变化 [ 1 ] [ 2 ] 。在末次冰消期过程中出现的两个冷期H1和新仙女木事件(YD)之间出现了季风减弱的现象。因此有人认为印度洋海表面温度(SST)变冷是北大西洋冷期与季风减弱之间的关键联系 [ 3 ] 。然而，根据现有的代理记录，印度洋中阿拉伯海的表面温度在这一时期内是否下降尚不明确 [ 4 ] 。前人的研究发表了阿拉伯海新的代理指标，并发现在H1和YD期间表面温度降低，而次表层温度升高 [ 5 ] 。 他们认为次表层温度的升高是由于表层降温导致季风减弱进而减弱了水体的层结导致了次表层变暖。可以看到在这一机制下，印度洋表层的变冷和次表层的变暖都与局地的大气强迫有关，而没有考虑海洋动力过程的影响，同时在气候变冷背景下的上升流减弱是否能解释如此显著的次表层增暖也值得考虑。因此有必要探讨印度洋次表层暖水有无其他来源。 前人对于热带印度洋西部近海代理指标的研究，告诉我们印度洋的变暖和大气变冷的强迫可能没有必然的联系 [ 6 ] 。由该孔位Mg/Ca重建得到的SST指标，发现该位置海域表层在H1冷期变暖，之后在Bølling-Allerød (BA)暖期内变冷，具有典型的南极气温变化信号，与其北部阿拉伯海内的结果并不一致。一个有趣的现象为该孔位浮游有孔虫和底栖有孔虫中得到的δ 18 O含量记录分别体现了北极型，和南极型的变化特征。这是因为δ 18 O含量这一指标在季风区主要反映大气降水，浮游有孔虫中与大气接触密切，其δ 18 O记录说明当地大气变化仍为北极型，但却没有影响到该孔位的SST。底栖有孔虫没有接触到大气因而表明次表层温度在H1时期同样变暖。 现代对于印度洋西部的CTD观测表明，600 m至1400 m处的水主要来自于红海的出流 [ 7 ] ，但在冰期由于平均海平面比现在要低100 m以上，红海的出流大大减少 [ 8 ] ，因此H1时期印度洋次表层暖水可能存在其他来源。前人的研究表明该区域的中层水可能来自于南大洋 [ 9 ] 。这一机制有效解释了指标中携带的南极型温度变化信号。现代海洋中亚南极模态水和南极中层水都主要在45˚S~55˚S的亚南极锋处潜沉。因此在古海洋学的研究中，一般统一将这种起源于南部表层，潜沉随后向北传播的水团成为南大洋中层水 [ 10 ] 。这种南大洋中层水可能正是印度洋次表层温度变暖的关键。 由于印度洋孔位较少，难以反映整个印度洋在H1时期表层和次表层温度结构，因而也难以确定代理指标中记录的次表层变暖的具体机制。因此本文将通过数值模拟的方法，确定印度洋海温的垂向结构，进而回答在H1时期全球气候变化的背景下，印度洋SST和次表层温度的变化过程究竟为何，并探求印度洋次表层与北大西洋的遥相关过程。这对H1时期快速气候变化下印度洋温度的相应特征，了解快速气候变化下的海洋动力过程以及对于千年尺度事件的机制研究都具有重要的意义。由于AMOC强度对末次冰消期内的全球的气候有显著的影响，而冰盖融水是导致AMOC变化的直接因素，因此我们猜测，H1时期北大西洋大量的冰盖融水，导致南大洋升温，促进了南大洋中层水的生成，进而加热了印度洋的次表层。
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user: 2. 材料与方法 本文选用一组对过去21，000年的瞬变气候发展模拟实验(TRACE21)的实验结果 [ 11 ] ，对末次冰消期内印度洋的海水温度结构进行了具体的分析。TRACE21实验所用的CCSM3模式为全球耦合的海洋-大气-海冰-地表气候模式，并在其中加入了动态全球植被模块。TRACE21实验由多种现实气候强迫驱动，包括轨道参数变化，大气温室气体浓度，大陆冰盖以及融水的注入。这种模拟有能力复制代理指标中看到的冰消期地表温度演变的许多主要特征，包括北半球从末次盛冰期(LGM)到H1时期的变冷，在BA时期的骤暖，在新仙女木时期的又一次变冷，以及随后恢复到全新世的温暖气候。其结果再现了格陵兰岛，南极，热带太平洋，南大洋和深海的冰川期气候演变的许多主要特征，这表明该模型在这些地区表现出合理的气候敏感性，并且能够模拟突然发生的气候变化事件。
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user: 4. 结论 印度季风是地球上最大的季风系统，它的一个重要的特性就是可以对遥远的气候强迫作出反应，包括北大西洋的温度变化。在末次冰消期过程中出现的两个冷期H1和YD之间出现了季风减弱的现象。在H1时期AMOC停滞的阶段，北半球普遍变冷，结合代理指标重建数据，发现印度洋在H1和YD期间表面温度降低，而次表层温度升高。结合印度季风的减弱，因此有人认为次表层温度的升高是由于表层降温导致季风减弱进而减弱了水体的层结导致了次表层变暖。本文利用控制实验结合敏感性实验的数值模拟方法，考察了各组敏感性实验中H1时期次表层温度变化的水平结构和垂向结构。确定了导致印度洋海域次表层变暖的主要原因来自融水通量这一外界强迫。 由于北半球融水通量的加入，导致AMOC在H1初期急剧减弱，进而使得全球气候中，北半球变冷，南半球变暖，随后导致南大洋次表层热量积累，中层水生成。生成的南大洋中层水在印度洋向北移动，即造成了印度洋次表层的变暖。同时又由于H1时期南极海冰融化，导致上升流加强，这一过程也促进了南大洋中层水的生成，进一步加热印度洋次表层。 在研究中还发现单纯融水导致的次表层增暖同控制实验相比还有轻微的差异，这种差异可能是因为在温室气体含量上升的过程中，全球变暖导致印度洋表层温度升高进而带动次表层变暖。这种变暖方式叠加上融水强迫导致的印度洋次表层变暖将更为接近控制实验中的结果。 综上所述，北大西洋千年尺度变率可以通过南大洋中层水的生成进而影响印度洋次表层的海温。
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user: 摘 要 气候变化的技术应对研究大多聚焦低碳技术创新如何缓解气候变化的机制，而与此相反的作用路径，即气候变化倒逼低碳创新的作用机制较少得到关注，进行这一倒逼作用研究有助于衡量技术响应的效果，研究应包括直接作用以及经由其他变量作为中介的间接作用。使用2004~2015年中国30个省市的面板数据分析显示，气候变化对中国低碳创新具有直接的显著倒逼作用，环境压力成功转变为中国低碳技术创新的动力。实证研究进而发现，投资型环境规制是中国这一成功转变的重要中介变量，气候变化压力可以通过加大环境投资而转变为低碳创新的正向激励。与之相比，中国费用型环境规制无法传导气候变化压力。 关键词 :气候变化，低碳创新，环境规制 Copyright © 2019 by author(s) and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 当前人类面临的最大威胁之一是气候变化 [ 1 ] 。低碳转型已经成为各国政府、企业与社会共同面对的重大挑战。其中，开发与应用低碳技术即推动低碳创新是必须付出的大量努力之一。因此，现有研究大量聚焦于低碳创新的属性、规律以及对缓解气候变化的作用。然而，这些研究极少考虑相反方向的作用关系，即气候变化的压力是否直接影响低碳创新的趋势。鉴于全球技术应对气候变化的理论与实践探索已有多年，而气候恶化的趋势并未根本改变的现实 [ 2 ] ，有必要回到研究问题的起源，即气候变化如何倒逼人类的技术应对，作用效果如何。据此，Su和Moaniba [ 3 ] 于2017年开创性地进行了气候变化直接影响低碳创新的关系研究，分析了70个国家气候变化对低碳创新的影响水平。但是，气候变化如何影响低碳创新的机制与路径分析在理论与实证两个方面目前还没有得到进一步揭示，尤其是以中国为考察背景的针对性研究缺乏。据此，本文聚焦于中国背景下气候变化对低碳创新倒逼作用，以丰富关于气候变化对人类创造活动作用机制的研究，衡量中国气候变化的技术应对效果，辨识与改善关键影响因素，以采取更为完备的治理措施。