一、40ka以来青藏高原的4次湖涨期及其形成机制初探（论文文献综述）
李娜娜[1]（2021）在《色度和粘土矿物记录的末次冰期间冰阶以来青海湖地区的环境演变》文中研究说明青藏高原是全球特殊的地理单元之一,青海湖地区位于青藏高原东北部,海拔介于3169-4649 m,受南亚、东亚、高原季风、西风环流等共同影响,对气候响应灵敏,气候环境较为复杂,加之其所处的地理位置使得湖区内沉积物成为研究古环境演化和高原隆升的良好信息载体。因此,借助色度及粘土矿物指标来记录青海湖地区的沉积环境,探讨色度及粘土矿物的古气候意义,发挥其揭示古环境变化的精确性及可行性,可丰富青海湖周边及类似高寒区第四纪以来气候环境演变代用指标,使土壤色度及粘土矿物能在第四纪环境演变研究中发挥更大作用。文章以厚度10 m的青海湖地区大水溏剖面（QDST）为研究对象,利用CM-5分光测色计及Rigaku D/Max 2500 PC X射线衍射仪测得232个土壤样品的色度参数（a*、b*、L*、C*、h*）及粘土矿物含量,分析了土壤色度及粘土矿物变化特征,并辅以SC/D（粒度敏感指标）、磁化率、Rb/Sr、CO32-、有机质、p H值等指标,结合OSL测年,恢复了末次冰期间冰阶（32 ka）以来青海湖地区的古环境演变过程。结果表明:（1）a*、b*、C*自剖面底部向上呈波动式先减小后增大再减小态势,均大致呈下层古土壤高于上层古风成砂,表明,其高值示温湿气候,低值示冷干气候;L*、h*自剖面底部向上先急剧减小后微升,且存在下层古土壤略低于上层古风成砂,表明,其高值示冷干气候;L*可反映不同沉积层形成时期的降水量;h*高值指示冷干气候、低值指示温湿气候。（2）QDST剖面存在8种主要粘土矿物,其含量变化特征明显,能记录一定的古环境信息,揭示不同沉积层形成时期的古气候特征。剖面中粘土矿物以伊利石（I）含量占主导（67.10%）,高岭石+绿泥石（K+C）组合（27.13%）及绿泥石（C）（16.95%）次之,高岭石（K）（10.18%）和蒙脱石（S）（0.39%）含量较低。粘土矿物含量高低为:伊利石（I）>高岭石+绿泥石（K+C）>绿泥石（C）>IC/S>高岭石（K）>绿蒙混层（C/S）>伊蒙混层（I/S）>蒙脱石（S）。其中QDST剖面绿泥石（C）和伊利石（I）高值指示冷干气候;蒙脱石（S）高值指示降水量增加;剖面高岭石（K）含量高值指示水热条件较好的气候环境;高岭石+绿泥石（K+C）含量可反映青海湖地区气候的干旱程度;伊/蒙混层（I/S）矿物可用来表示QDST剖面形成以来气候的冷暖干湿变化。（3）QDST剖面色度参数与粒度、磁化率、地化学元素、有机质、p H值等典型古气候替代指标对应良好。结果显示:a*、b*与有机质呈显着正相关,a*与p H值呈显着负相关,L*与p H值的峰谷区对应较好;a*、b*、C*与磁化率、L*与Rb/Sr均呈显着负相关,L*与碳酸盐呈显着正相关且与SC/D值变化态势一致;碳酸盐对L*贡献较大。（4）末次冰期间冰阶（32 ka）以来青海湖地区气候整体向冷干方向发展,且经历了温湿-冷润-温润-凉干-温润-温湿-凉干-温凉-冷干的环境演变过程,进一步可划分为:a*、C*较高、b*最高、h*低,伊利石（I）、绿泥石（C）含量相对较低,高岭石（K）含量较高、蒙脱石（S）含量最多,气候整体较为温湿的末次冰期间冰阶（32.0-23.3 ka）;a*、b*、C*低、L*、h*较高、伊利石（I）含量全剖面最高,高岭石（K）含量低,气候整体偏冷润的末次冰期冰盛期（23.3-15.2 ka）;a*、b*较低、L*最低,伊利石（I）和绿泥石（C）含量低,高岭石（K）含量较高,气候整体温凉偏湿的末次冰消期（15.2-10.4 ka）,该阶段记录的典型冷暖气侯事件较多;以及色度参数及粘土矿物曲线谷峰变化明显,气候冷暖波动频繁的全新世（10.4ka至今）。色度与粘土矿物反演的青海湖地区末次冰期间冰阶（32 ka）以来的古环境演变结果与典型夏季风指数（EASMI）与利用石笋资料重建的氧同位素EAδ18O指标对应良好,特征吻合度较高,反演的古环境演变结果一致。
李兰[2]（2021）在《青藏高原湖泊演化及生态环境效应研究》文中进行了进一步梳理独特且复杂的自然地理环境为青藏高原储存水资源奠定了良好的基础。雪山绵延、冰川纵横、湖泊密布,众多大江大河的源地,滋养着流域内几十亿人口,青藏高原是名实相符的“亚洲水塔”。青藏高原湖泊是“亚洲水塔”水资源的重要载体,在高原环境下,其收支主要受冰川、冻土中地下冰等固体水资源及地表水、地下水汇集和蒸散发的影响,湖泊面积、数量的改变也在一定程度上反映了区域气候的变化。在近几十年气候的显着变化的背景下,青藏高原湖泊演化、江河源径流变化等,对于区域生态环境影响甚大,急需开展青藏高原湖泊演化趋势及其生态环境效应研究。湖泊的演化经历了从自然驱动到人和自然共同驱动的历程,为探究青藏高原湖泊的演化过程及其动态变化的驱动力,本文基于RS和GIS技术,提取了1980s-2020年青藏高原的湖泊数据,依照不同成因,将湖泊分为构造湖、冰川湖、热喀斯特湖、堰塞湖、河成湖和人工湖。重点研究了1980s-2020年青藏高原构造湖、热喀斯特湖和冰川湖的数量、面积和空间变化,分析了湖泊动态变化的驱动力及其生态环境效应。主要结论如下:（1）近40年青藏高原在整体变暖、大部分区域降水波动增加的过程中,青藏高原湖泊变化显着。湖泊数量由1980s的70005个持续增长至2020年的143582个;湖泊面积整体呈减少（1980s-1990年）-加速增长（1990-2020年）的趋势,由1980s的41347.84km2降低至1990年的40441.4km2,后增长至2020年的54634.44km2。1980s-1990年湖泊面积减少的原因是大部分区域气温降低,降雨减少;1990-2020年湖泊面积渐增主要是因为气温显着升高、降水量增多和冰川融水增多。（2）构造湖在1980s-1990年湖泊面积减少,1990-2020年面积持续扩张,总面积增加了11388.13km2;数量由1089个增加至1451个。空间分布方面,构造湖变化主要发生在内陆流域。结合区域年降水量和年均气温,发现内陆流域气温升高和降水显着增加,是构造湖数量面积增加的直接原因。（3）多年冻土区是热喀斯特湖发育的区域。1980s-2020年热喀斯特湖个数由60834个增加至120374个,面积由932.5km2增长至1713.57km2。空间上主要集中在可可西里地区和北麓河区域,区域内地势平坦,显着的气候变暖导致了多年冻土区发生了广泛的退化乃至融化,地下冰融水加上降水量增加,使得青藏高原多年冻土区内热喀斯特湖成倍增加。（4）热喀斯特湖是多年冻土退化过程中的典型地貌单元,也是青藏高原整个区域中湖泊演化过程中数量和面积发生变化最为显着的类型。为此,本研究选取多年冻土区热喀斯特湖泊点密度、冻土稳定性类型、年均降水量、地表温度、土壤水分、积雪面积、NDVI和坡度等评价指标,结合前人研究成果及专家评判确定指标权重,采用综合评判法获得了青藏高原多年冻土区热喀斯特湖易发程度区划图。其中高易发区占19.02%,主要分布在青藏高原中部包括可可西里地区。（5）冰川湖形成于冰川作用过程,补给源主要为大气降水和冰川融水。1980s-2020年间冰川湖的个数由8002个增加至20329个,湖泊面积由900.1km2增长至1620.5km2。空间变化方面主要发生在唐古拉山、喜马拉雅山、西昆仑山以及青藏高原的南缘区域。（6）采用NDVI、湖泊生态系统服务价值和冰川湖溃决灾害三类指标对青藏高原湖泊生态环境效应进行了评价。整体上青藏高原NDVI呈增加趋势,文中以2000-2019年NDVI差值作为评判植被退化和改善指标,显示植被改善区占37.58%;湖泊作为独立的生态系统,随着湖泊面积的增加,青藏高原湖泊生态系统服务价值也呈增加趋势;气温的升高和冰川的广泛退化造成冰川湖溃决日益增加,危害较大。（7）青藏高原湖泊作为一种资源兼具了水源涵养、生物多样性维持和区域生态保障等重要生态服务功能。其中热喀斯特湖和冰川湖经常被视为不良地质现象,其演化过程、尤其是溃湖的发生对区域重大工程、生态环境存在着潜在或直接的危害,在相关区域规划、工程建设、环境保护中应给予足够的重视。本文所获得的成果可为《第二次青藏高原综合科学考察研究》工作查清青藏高原湖泊本底、厘清其与冻融环境间关系提供基础数据,有助于促进对全球变化下湖泊生态系统演变的科学认识,服务于湖泊生态资源的合理开发和管理,以及为热喀斯特湖和冰川湖溃决防灾减灾提供基础性支撑。
胡梦珺,李娜娜,张亚云,王佳,李春艳[3]（2020）在《近32 ka以来青海湖古风成砂-古土壤序列色度参数变化特征及环境演变》文中研究表明文章以厚度10 m的青海湖地区大水溏剖面（QDST）为研究对象,利用CM-5分光测色计测得232个土壤样品的色度参数（a*、b*、L*）,分析了土壤色度变化特征,辅以SC/D（粒度敏感指标）、磁化率、Rb/Sr、CO32-等指标并结合OSL测年,恢复了近32 ka以来青海湖地区的环境演变过程。结果表明:1)a*、b*自剖面底部向上呈波动式先减小后增大再减小态势,均大致呈下层古土壤高于上层古风成砂,高值示温湿气候;L*自剖面底部向上先急剧减小后微升,且大致呈下层古土壤略低于上层古风成砂,高值示冷干气候;2)a*、b*与磁化率、L*与Rb/Sr均呈显着负相关,L*与碳酸盐呈显着正相关且与SC/D值变化态势一致;3)剖面CO32-均值达8.74%,且CO32-峰区与L*高值区吻合度高,对L*的贡献较大,L*可反映不同沉积层形成时期的降水量;4)近32 ka以来青海湖地区经历了温湿→冷润→温润→凉干→温润→温湿→凉干→温凉→冷干的环境演变过程,进一步可划分为:a*较高、b*最高、气候整体较为温湿的末次冰期间冰阶（32.0～23.3 ka）;a*和b*低、L*较高、气候整体偏冷润的末次冰盛期（23.3～15.2 ka）;a*和b*较低、L*最低、气候整体温凉偏湿的末次冰消期（15.2～10.4 ka）以及a*和b*整体较高、L*整体较低、冷暖波动频繁的全新世（10.4 ka至今）。
昂韦韦[4]（2020）在《内蒙古克什克腾旗湖相沉积记录的晚更新世晚期气候事件》文中研究说明内蒙古克什克腾旗位于内蒙古自治区东部,大兴安岭西南端,西邻浑善达克沙地,地处干旱半干旱气候过渡带的季风边缘区,对气候响应敏感,该区的湖相沉积是古气候和古环境的良好记录载体,是天然的数据库。本文以克什克腾旗经棚镇的清华沟门古湖沉积剖面为研究对象,在野外对该剖面进行采样及实测,运用光释光（OSL）法建立剖面年代框架,并在室内进行磁化率、色度和粒度实验,探讨古湖自晚更新世晚期形成至消亡所经历的环境演化及其记录的多次气候旋回事件。主要取得研究成果如下:1.通过野外踏勘,对清华沟门剖面进行细致的沉积学研究和采样,结合室内气候代用指标分析,结果显示该剖面厚29.70m:清华沟门剖面底部有约1.60m的河流相沉积物,之上28.10m为水平层理和平行层理发育的湖滨相沉积物。2.根据该剖面的沉积特征、粒度和色度分析结果,结合光释光年代数据建立剖面年代框架,该剖面记录了41.37-20.22 ka B.P.的气候演化史,即晚更新世晚期的MIS3向MIS2转变时期发生的气候事件。3.以剖面沉积特征、粒度和色度的综合分析结果为依托,结合剖面年代框架,将该剖面的气候演化划分为三个阶段:阶段I:埋深29.70-25.00 m（1-23层）,年代41.37-32.55 ka B.P.,该段为河流相沉积向湖滨相沉积过渡期,气候较为干冷,处于深海氧同位素MIS3b阶段;阶段II:埋深25.00-3.45 m（24-137层）,年代32.55-22.13 ka B.P.,该段沉积为湖滨相沉积,气候条件复杂,风沙盛行;阶段III:埋深3.45-0 m（138-160层）,年代22.13-20.22 ka B.P.,气候趋于干冷,这与MIS2阶段气候变干冷大背景相符合,表现为湖泊萎缩,直至消亡。4.剖面自晚更新世晚期以来共记录了7次气候变暖事件和3次气候变冷H事件。气候变暖事件分别与格陵兰冰芯GISP2及贵州七星洞石笋的暖事件相对应,时间分别为23.0 ka B.P.、27.2 ka B.P.、29.2 ka B.P.、32.6 ka B.P.、33.5 ka B.P.、34.6 ka B.P.、38.3 ka B.P.,H事件分别发生于24 ka B.P.（H2）、30.9 ka B.P.（H3）、39.5 ka B.P.（H4）。这反映了研究区以及北半球各区域广泛记录的气候不稳定性,揭示了MIS3向MIS2转变时期短时间尺度内频繁发生的气候颤动。
刘焰[5]（2019）在《人类巨量碳排放后果分析:来自青藏高原综合调查的启示》文中研究表明人类巨量碳排放究竟导致什么后果,争议颇大,只有深入研究始新世以来大气CO2浓度与环境变化,才有可能正确认识未来人类自身巨量碳排放之后果。大量研究揭示出:从始新世到渐新世末期,大气CO2浓度大幅下降,全球变冷,形成了大陆冰川;中新世至今,大气CO2浓度在低浓度背景之下长周期缓慢下降。当前尚不清楚何种机制主导了这一变化过程,也不清楚形成大陆冰川的水来自何方。为此,从青藏高原深部碳循环、表层水循环和环境变化的角度探讨这些问题,再分析未来人类巨量碳排放之后果。青藏高原在生长、隆升过程中,通过硅酸岩化学风化、植物光合作用、陆内俯冲（深埋）、水岩反应等方式,持续将巨量大气CO2转化为富含碳元素的固、流体,封存在青藏高原新生的厚地壳之中,大幅降低了大气CO2浓度,导致了全球变冷、大陆内陆（含青藏高原,下同）表层失水变干,形成了大陆冰川。渐新世—中新世之交,青藏高原生长到改变大气环流的规模,形成了亚洲季风,大陆内陆进一步荒漠化,捕获CO2的量大幅下降,并与青藏高原内部所释放CO2的量达到了准动态平衡,这是中新世以来大气CO2浓度变化的主要机制。人类巨量碳排放彻底扭转了大气CO2浓度长周期缓慢下降的趋势,大陆冰川因全球变暖所形成的液态水不会长期停留在海洋里,而以大气降水的方式重新回到干冷的大陆内陆,青藏高原将因此再次成为巨型水塔,缓解30多亿人的清洁饮用水问题。持续生长的高原和当前干冷荒漠化的大陆内陆通过前述多种方式固化人类排放的巨量CO2,导致未来大气CO2浓度在较高浓度背景下保持稳定,届时沙漠变绿洲,黄土高原变成有机质丰富的黑土高原,人居环境大幅改善;但在盆地内部,PM2.5难以扩散,易形成雾霾。全球平均海平面因海水热膨胀而缓慢上升,上升速率约为1 mm/a。水主要在大陆冰川与内陆表层之间循环,与海平面升降之间没有因果关系。因此,人类巨量碳排放所导致的全球变暖对于人类自身的发展是利大于弊。
洪荣昌[6]（2018）在《大柴旦盐湖沉积演化 ——西风带古气候记录及镁硼酸盐矿床成因》文中认为大柴旦盐湖（37°46′37°55′N,95°02′95°22′E）位于柴达木盆地北部的次级盆地及祁连山系南缘的山间盆地中,为一封闭湖泊。湖区在盛行西风的控制下干旱少雨,北部山区汇水盆地的降水量主导大柴旦盐湖水位和水化学的组成及其变化。为了探测保存在大柴旦湖底沉积序列中气候变化信息,本学位论文对百米岩芯开展多学科综合研究,旨在建立古气候演变历史,为重建青藏高原北部西风带气候与环境变化记录,西风与东亚季风气候的耦合和变化机理的研究提供关键研究点数据。同时,大柴旦盐湖在其沉积演化过程中形成的固相硼矿不仅有着重要的资源价值,也为全面了解大柴旦盆地沉积演化过程和探讨倍受国内外同行关注的盐湖硼矿成因理论提供了关键研究点。百米岩芯DCD100A位于大柴旦盐湖沉积中心,沉积剖面D3位于大柴旦现代盐湖水体中部湖底,对其开展了年代学(15个加速器质谱14C测龄样品)、沉积地层学、地球化学（4200个样点）、矿物学（520个XRD矿物鉴定样品、30个扫描电镜样品）、烧失量（431个样品）、全氮（431个样品）和粒度（431个样品）等分析测试和环境指标提取,获得了以下主要成果和结论:1.建立了百米岩芯的年代框架,确定了大柴旦地区末次冰消期始于18.0 cal.ka BP,全新世的开始时间为11.8 cal.ka BP。这两个重要时间节点的确定对于青藏高原北部气候与环境演变历史的研究意义重大。2.研究确定大柴旦盐湖蒸发盐类沉积始于11.4 cal.ka BP,论证了柴达木盆地盐湖全新世暖期成盐的水文气候作用机理,即（1）对于盛行西风控制下的大柴旦盆地而言,大气温度对其湖泊沉积的控制作用尤为突出,这是因为:相对暖期时,例如早-中全新世,夏季地面温度较高,大气垂向对流增强,在山地地形因素影响下的大气冷凝作用增强,以致山区降水量增加,汇入盐湖的季节性水量增加;与此同时,盆地中心干旱化加剧导致盐湖蒸发量剧增,构成蒸发盐沉积的基本必要条件。（2）冰期时段与暖期时的情形截然相反,山区降水少,河流径流量及入湖水量低,盆地中干冷冬季造成湖泊冰封期长,湖泊蒸发量低,因此2425 cal.ka BP之前干冷气候条件下不能形成蒸发盐地层。3.反演了大柴旦湖由淡水湖泊过渡到盐湖的四个演化阶段:（1）淡水湖泊阶段（19.218.0 cal.ka BP）:以碎屑沉积为主,包括平均4%的碳酸盐矿物;（2）微咸水湖泊阶段（18.014.4 cal.ka BP）:湖泊中碳酸盐矿物均值由上一阶段的4%迅速增加,最高可达25%,碳酸盐含量的变化格局反映了这一时段中水文气候状态的不稳定性;（3）半咸水湖泊阶段（14.410.0 cal.ka BP）:以石膏、半水石膏开始沉积并快速增加为特征,这两种矿物皆未能成层而是散布在沉积物中,平均含量分别为10%和6%,它们的出现反映了夏季蒸发作用的增强及古湖盐度的提高;（4）盐湖阶段（10.00 cal.ka BP）:大柴旦盐湖蒸发盐类沉积始于早全新世,湖泊沉积中心形成了巨厚的石盐沉积层。4.利用百米岩芯的TN,OM,Rb/Sr,carbonate and gypsum contents等多项地层参数,重建了大柴旦盐湖LGM晚期以来的古气候与古环境记录,主要分为以下三个时期:（1）LGM晚期极端干冷气候期（19.218.0 cal.ka BP）:大柴旦古湖有机生产率极低,沉积物Rb/Sr比值为整支岩芯中最高区段;（2）末次冰消期逐渐升温极不稳定气候期（18.011.4 cal.ka BP）:古湖的有机生产率开始提高,且多次变化;碳酸盐含量总体逐步增长,后期出现石膏/半水石膏,蒸发作用较前期明显提升,夏季温度在波动中逐步升高;（3）全新世暖干气候期（11.40 cal.ka BP）:主要以石盐的大量沉积为特征。蒸发盐类沉积是区内气温升高背景下山区降水增加,入湖径流增多,湖区夏季蒸发作用显着增强等因素综合作用的结果。LGM晚期以来大柴旦地区气候变化特征与全球范围内的气候变化趋势基本一致。5.大柴旦盐湖的地理位置、地貌和气候特征决定了东亚季风水汽对其几乎完全没有影响,因此,本项研究重建的大柴旦古气候记录是西风带古气候演变的关键研究点记录之一。结果显示:该区末次冰消期以来大气温度千年尺度上的演变趋势与青海湖（季风-西风过渡区）和内蒙中部的黄旗海（西风-季风共同影响区）具有较好的相似性,都从LGM干冷气候碎屑沉积,至末次冰消期波动气候下的碎屑沉积,最终在全新世暖期气候条件下转变成蒸发盐类沉积（大柴旦湖）,或碳酸盐质化学沉积（青海湖、黄旗海）。这种主格调基本一致的现象对于探索区域气候变化动因、对于西风与季风循环的耦合机制的研究有重要价值。6.确定大柴旦湖底柱硼镁石为化学沉积作用形成的原生硼矿物。胶结块状硼矿层的微层理结构反映了盐湖浅水沉积环境,水化学组成的季节性变化较大,有利于硼矿物直接从盐湖表层卤水中成核和析出。矿层中柱硼镁石矿物呈现完好自形晶体特征,未见任何次生作用痕迹,由此断定,柱硼镁石是化学沉积作用形成的原生硼矿物。7.揭示了湖底柱硼镁石矿层的形成条件和成矿机理。研究结果显示,区域气温升高促发盐湖区及其汇水流域水文气候条件的改变,决定了大柴旦盐湖蒸发盐类地层序列的形成。北部山地含硼热泉水输入盐湖中部水体无疑是形成湖底硼矿层的基本物质基础,而造成山区热泉水量大幅度增加并汇入盐湖蒸发成矿的动因同样是因山区降水量大幅增加、下渗参与地下水热循的结果。根据捕获的沉积物和过去1000多年沉积物中未能检测到镁硼酸盐矿物这一事实,结合D3剖面岩性特征和矿物组成及其变化特征,研究推断:柱硼镁石矿层形成时的水文气候条件、水体地球化学特征和古湖沉积环境与现今相比需构成以下条件:夏季蒸发作用较强、浅湖水环境、古湖水碱度较高（p H>9.3）、硼含量>600 mg/L、Mg/Ca比值>39。
陈莹璐[7]（2018）在《黄河玛曲段和汝河遂平段古洪水事件年代及其气候背景对比研究》文中进行了进一步梳理在全球变暖的大背景下,极端自然灾害事件受到了国内外学者广泛的研究和关注。河流洪水沉积物准确地记录了过去自然环境洪水灾害事件。古洪水滞流沉积物是记录过去气候水文事件和气候变化重要的理想载体,研究古洪水事件能够为河流重大水利工程建设、洪水资源开发与利用以及防洪减灾提供重要的科学依据,同时为深入理解特大洪水事件对于过去气候背景的变化有着重要的科学意义。其中,如何有效鉴别极端洪水事件及其建立高分辨率精确的洪水年代序列成为关键和难题。关于我国大江大河不同河段古洪水事件的发生年代问题,已有学者通过不同测年手段进行了年代学研究。精确而可靠的年代是利用古洪水事件重建环境演化的基础和关键。目前,对黄河源区、汝河上游区域环境演变的深入研究急需可靠的年代学数据作为支撑。另外,我国跨流域对比分析古洪水事件的研究还不成熟,但由于不同区域洪水的沉积特征、成因及其对气候背景的响应都有其特殊性和差异性,因此急需将不同流域的古洪水事件进行跨流域对比研究。本文通过对黄河源区玛曲段和汝河上游诸市乡段详细的野外考察,选取黄河源区太吾若（TWR）和达尔琼（DRQ）、汝河上游诸市乡（ZSX）3个研究地点作为对比研究对象,从沉积学角度（粒度、磁化率、地球化学元素、石英砂微形态）揭示古洪水滞流沉积物（palaeoflood slack water deposits,简称古洪水SWD）的标志性鉴别特征,结合光释光测年技术（optically simulated luminescence,简称OSL测年技术）和地层年代框架对比方法确定古洪水滞流沉积物所记录的古洪水事件的发生年代,进而延长洪水水文数据序列。为揭示出不同流域洪水沉积物不同的沉积特征、物质来源、成因及可能驱动机制,确认黄河源区洪水事件发生是具有冰雪融水和暴雨混合补给特征,而汝河上游的洪水事件属于单纯的暴雨洪水事件,本文对黄河源区和汝河上游古洪水事件进行对比分析。获得的主要结论如下:（1）通过野外水文地貌调查在黄河源区玛曲段太吾若（TWR）和达尔琼（DRQ）地点发现两组多层古洪水滞流沉积物,在汝河上游遂平段诸市乡（ZSX）地点一级阶地前沿发现三组古洪水沉积地层。它们质地均匀,分选较好,呈块状结构,层次明显,界限清晰,具有水成沉积物典型的水平或波状微层理。基于古洪水SWD野外宏观特征判别,结合粒度分布、磁化率、地球化学元素以及石英砂微形态特征等指标信息的综合集成研究,准确鉴别三个剖面中所夹的SWD沉积层为大洪水行洪期间在高水位滞流状态下的悬移质泥沙,它们均为典型的洪水悬移质沉积物,是研究河段发生过大洪水事件的地质学证据。（2）应用单片再生剂量法（SAR）对黄河源区太吾若（TWR）剖面关键层位进行光释光测年,并结合地层对比分析,确定太吾若（TWR）和达尔琼（DRQ）剖面共同记录的两期古洪水事件发生时段介于13.60～13.00kaBP、11.00～9.60kaBP之间,均处在末次冰消期向全新世早期转折的时期,其中古洪水SWD1发生时段对应于Bolling/Aellrod暖期,与全球气候转折、突变期相吻合。对汝河诸市乡（ZSX）全新世黄土土壤夹SWD剖面进行OSL年龄测定,并结合前人在该流域的研究成果河南郑州格大张（GDZ）剖面进行地层对比分析,确定该剖面记录的三期古洪水事件发生时段在 12.00～11.20kaBP、4.20～4.00kaBP、3.20～3.00kaBP,均对应于气候突变或者转折阶段,分别对应于新仙女木事件结束向全新世过渡转折阶段,全新世当中“4.20～4.00 kaBP”全球气候恶化期,全新世大暖期向全新世晚期转折阶段。（3）将诸市乡（ZSX）剖面黄土-土壤层与该流域前人已有研究成果河南禹州（YPC）剖面中风成黄土的地球化学元素特征进行对比研究。结果表明两者在地球化学元素含量和元素UCC标准化曲线变化趋势上几乎完全对应。这充分证明了它们是同源之物,属于近源堆积,均来源于东北风从黄河下游泛滥平原的风沙地带携带而来的风成沉积,与黄土高原地区风成黄土沉积在物质来源上有着显着差异。（4）在此基础上,将黄河源区和汝河上游地区记录的古洪水滞流沉积物的野外宏观特征、粒度分布、地球化学元素进行对比分析,发现黄河玛曲段太吾若（TWR）剖面和达尔琼（DRQ）剖面中古洪水滞流沉积物的粒度组成比汝河遂平段诸市乡（ZSX）剖面中古洪水滞流沉积物的粒度组成粗,表明在发生洪水时黄河玛曲段的洪水水动力更强。在黄河玛曲段TWR剖面和DRQ剖面中古洪水沉积层的某些部分在沉积之后因强烈的河谷风沙改造作用使沉积物中细颗粒物质被风携带走,粗颗粒保留在原地堆积,导致这些古洪水SWD粒径更大,并出现明显的风沙层理;TWR剖面和DRQ剖面中古洪水SWD的地球化学元素含量和UCC标准化曲线与该地区黄土-土壤有明显差异,这说明古洪水SWD和该区域黄土-土壤沉积具有不同的物质来源,古洪水悬移质泥沙在洪水搬运过程中受到分选作用的影响进行了重新分配。而ZSX剖面中,三层古洪水SWD中的地球化学特征和UCC标准化曲线与该剖面中相邻层位的黄土-古土壤具有一致的变化趋势,这与粒度指标共同验证了 ZSX剖面古洪水沉积与黄土-土壤沉积是同源之物,是汝河上游流域发生特大暴雨洪水导致流域地表土壤侵蚀和水土流失的而形成的产物。（5）古洪水灾害事件和古气候变化之间的耦合关系一直是古水文学家研究的重点和热点。通过结合该地区和世界各地不同高分率的气候变化沉积载体研究分析,分别探讨黄河源区和汝河上游发生特大洪水的气候水文条件以及可能的驱动因素,对比分析发现地处高寒地区的黄河玛曲段太吾若（TWR）剖面和达尔琼（DRQ）剖面记录的这两期多次（13.60～13.00aBP、11.00～9.60kaBP）特大洪水事件是由于末次冰消期气候转暖,青藏高原山地冰川大幅度退缩,冻土加速缩减,冰雪融水量持续增加,冰融水大量下泄汇入黄河,或叠加上暴雨洪水而形成的大洪水,具有冰雪融水和暴雨混合补给的特征。而地处暴雨中心的汝河遂平段诸市乡（ZSX）剖面记录的三期古洪水事件（12.00～11.20kaBP、4.20～4.00kaBP、3.20～3.00 kaBP）是由于全球气候波动转折期,季风变化异常,降水变率增大,汝河流域暴雨频发,导致的单纯特大暴雨洪水事件。
吴昕[8]（2018）在《内蒙古锡林郭勒草原沙质荒漠化的沙源及其地质学成因分析 ——以吉尔嘎郎图凹陷小草原为例》文中研究说明锡林郭勒草原是经济欠发达的“资源型地区”,长期以来依靠矿产资源开发来实现资金积累、经济发展和民生改善。近年来由于矿产资源的开发、利用过度,以及全球气候变化、天气渐趋干旱,这里的草原很快出现了严重的环境破坏和生态失衡状况,甚至引起了生态环境灾难——土地荒沙质荒漠化或沙化。为了查明锡林郭勒草原中、北部沙质荒漠化的潜在危险和沙源,提供其标本兼治的科学依据,本学位文结合国家专项研究基金资助项目,借鉴了中国土地荒漠化和草原沙化大量研究的丰硕成果,针对开展了相关研究。研究中确立了从地质视角出发,把野外宏观沉积学分析、沉积物颗粒粒度分析与盆地构造-充填演化历史分析结合起来的技术路线,完成了如下研究工作量:（1）分析、评述了国内外荒漠化的发展趋势和研究现状,特别是着重分析、评述了从地质学角度揭示土地荒漠化内在原因的研究现状、存在问题和发展趋势;（2）建立了一种以“风蚀坑-沙丘组合”为标志的草原沙化程度可视化简易宏观评估方法,并对浑善达克沙地和锡林郭勒草原南部9.6万km2范围的沙化程度进行了快速评估;（3）结合遥感信息,在典型凹陷中开展了草原退化状况的野外实地考察,并对32个点位的第四系全新统剖面、更新统剖面和下白垩统剖面,开展了露头宏观沉积学分析;（4）根据露天煤矿、第四系露头剖面和钻孔岩心资料,对吉尔嘎郎图凹陷赛汉塔拉组顶部沉积相进行分析和编图,研究赛汉塔拉组上段沙体的分布;（5）进行第四系全新统栗钙土微相的精准取样和粒度分析,以及微相的粒度参数模型构建,并开展了有初始点的动态聚类分析;（6）利用大量的煤炭地质勘探和油气地质勘探的钻孔岩心资料,以及地震勘探资料,进行赛汉塔拉组的构造地层格架分析、沉积相和沉积环境分析;（7）开展了研究区第四系更新统沙层（Qp3）与下伏赛汉塔拉组上段沙体（K1bs）的接触关系、盆地构造-沉积演化对草原沙化的约束与控制,以及草原沙化的内在根源和地质背景分析。所取得的基本成果可归纳为5点:（1）确认在吉尔嘎郎图凹陷内,草原极重度退化和重度退化现象出现锡林河两岸河滩和平地草原,中度退化的区域是凹陷内的斜坡小草地;草原沙化的潜在沙源是草原之下第四系和赛汉塔拉组顶部的巨厚松散沙层。（2）提出了一种以“风蚀坑-沙丘组合”形态和空间结构为标志的草原沙化程度可视化简易宏观评估方法,并利用该评估模型和标准图谱,实现对浑善达克沙地和锡林郭勒草原南部的沙化程度及沙化阶段的快速评估。（3）确认全新统栗钙土形成于现代河流环境中,并建立了栗钙土的6种微相的粒度参数模型（包括:河床滞留、河床边滩、天然堤、决口扇、河漫滩和洪泛洼地等）,采用聚类法快速而高效地实现了未知微相归类。（4）查明赛汉塔拉组顶部巨厚松散沙层形成于早白垩世晚期河流-三角洲环境,是二连盆地基底减速沉降晚期的平原化阶段产物,之所以呈现未固结状态是因为区域构造反转和持续隆升,盆地各凹陷生命周期完整。（5）论证了二连盆地各凹陷表层的巨量松散沙层,是锡林郭勒草原沙漠化的潜在沙源,进而指出草原沙漠化的本质是一种地质灾害,其内在原因是地质环境的脆弱性,而地质环境的脆弱性决定了生态环境的脆弱性。通过研究还获知,由于二连盆地演化的生命周期完整,导致湖退体系域的河流-三角洲沙体在各凹陷中广泛分布,而随后的构造反转和缓慢隆升,则使这些沙体出露地表而未能固结成岩。在这种情况下,如果不对草原退化进行有效遏制和合理治理,则二连盆地群的50多个凹陷所蕴藏的巨量松散砂质碎屑,足以使整个锡林郭勒大草原大规模沙漠化。因此,从某种意义上说,锡林郭勒草原的沙化是一种地质灾害。这种类型的沙化在中国华北、西北和东北乃至世界其他地区,具有具有普遍性。本项研究成果,可以为深入认识这种类型的草原沙化的地质成因,以及寻找标本兼治的途径提供参考科学依据显然,为了巩固现有草原沙化治理效果,并且从根本上解决问题,一方面应当更加珍惜和保护这些平地小草原,另一方面需要在坚持并强化各种治理行动的同时,从改善地质环境脆弱性的角度出发,把临时性治理与永久性治理结合起来,对症下药以求标本兼治。为了便于对比研究,本文把经历完整构造-沉积演化生命周期的盆地上发育的草原,即完整地经历过初始沉降、快速沉降、减慢沉降和反转沉降阶段的中新生代盆地之上发育的草原,称为“锡林格勒型草原”,而把这种类型的草原沙漠化称为“锡林格勒型沙漠化”。综上所述,本文的主要创新点可归纳为:（1）以典型凹陷为例,从沉积地质学视角出发,把野外宏观沉积学分析、沉积物粒度分析与盆地构造-沉积演化历史分析结合起来,论证了锡林郭勒草原沙漠化的沙源,是下白垩统上部赛汉塔拉组的巨厚松散沙体。（2）在宏观沉积学研究基础上,进行第四系微相精准取样和粒度分析,建立了6种微相的粒度参数模型并实现动态聚类;利用“风蚀坑-沙丘组合”遥感形态及空间格局图谱,建立了沙漠化程度宏观标志评估模型。（3）提出了“锡林郭勒型草原”和“锡林郭勒草原型沙漠化”的概念,论证了该类型沙漠化本质上是地质灾害,凹陷地质环境的脆弱性决定了草原生态环境的脆弱性,而巨量沙源是盆地沉积作用对构造演化的响应。
程明明[9]（2018）在《生标化合物对色林错末次冰期以来生态环境演变的响应》文中研究指明生物标志化合物包含丰富的信息,如古气候、古植被、古环境,甚至是古人类的活动信息。近年来,已经被广泛应用于环境和气候重建。青藏高原地理位置独特、对全球变化响应敏感,末次冰期以来受太阳辐射的影响,印度季风可能对该地区产生影响。而夏季风与西风环流的交互作用的时空关系目前为止仍不是是否明确,对生态系统的影响也是目前人们普遍关注的科学问题之一。本文选用青藏高原中部地区色林错东北岸2级阶地湖相沉积剖面末次冰期以来正构烷烃的分布特征、TOC、L/H、nC31/nC27、CPI、Paq等参数的分析,重建了色林错地区末次冰期以来的古环境演变过程。主要得到一下认识:（1）正构烷烃碳数范围为nC15-nC33,指示了色林错末次冰盛期以来有机质主要来源于菌藻类、水生植物（沉水植物和浮水植物）为主,陆生植物较少且主要为草本植物。（2）末次冰期以来古环境重建结果表明,17.7-16.4cal ka BP期间,湖泊水位极低,为河流或滨湖环境,代表了末次冰盛期寒冷干旱气候;16.4-9.45cal ka BP期间,气候开始好转。但16.4-13.7cal ka BP期间,湖泊开始扩张,气候干凉;13.7-11.4cal ka BP期间,湖泊水位明显上升,气候相对温暖湿润;全新世早-中期11.4-9.45cal ka BP期间,湖泊水位有所下降,气候冷干;9.45-4.7cal ka BP期间,降水增加,气候温暖湿润;4.7-3.1cal ka BP期间,湖泊水位下降,气候冷干;3.1-1.7cal ka BP期间,气候温湿,湖泊水位有所上升;1.7-1.2cal ka BP以来,湖泊水位极度下降,代表了青藏高原从1.7cal ka BP开始气候寒冷干旱;1.2cal ka BP至今,色林错湖泊再没有大幅度的上升。（3）色林错寒冷干旱时期湖面降低,温暖湿润时期湖面升高,湖面变化受季风控制,西风环流影响不明显。
张成君,张菀漪,张丽,张静雅,程明明,王小雨,李保生[10]（2017）在《末次冰期MIS 2阶段沙漠-黄土过渡带萨拉乌苏河流域环境演变记录》文中研究表明对毛乌素沙漠南缘米浪沟湾地层（位于沙漠-黄土过渡带萨拉乌苏河流域）沉积物粒度、总有机碳（TOC）、碳酸盐碳氧同位素组成以及有机分子化合物正构烷烃进行了分析。结果表明:MIS2阶段（6.016.5m、1130ka BP）主要以湖沼相（砂质粉砂）-古土壤（泥质粉砂）-河流相（粉砂质砂）组成;总有机碳在湖沼相和古土壤沉积物中较高,而在河流相沉积物中较低;在2329ka BP期间,正构烷烃主要以C27、C29、C31为主,指示了稀疏森林草原特征;在1719ka BP期间,沉积物中正构烷烃虽然仍以C27、C29、C31为主,但明显低碳数和中等碳数正构烷烃含量增加,指示了森林草原和较长时间淡水湖泊环境;1923ka BP期间为该地区末次盛冰期,干冷状态下风沙活动强烈;全新世中期2.3ka BP左右至8.0ka BP左右主要以指示菌藻源的C14C18为主峰碳,为荒漠草原和分散湖泊或水洼环境;MIS 2阶段主要以西风环流水汽输入为主,全新世期间则由夏季风带来降雨;处于季风边缘的沙漠-黄土过渡带,极端干冷环境下冬季风盛行,风沙活动增强,凉湿气候条件有利于植被的繁盛;较高的温度下,尽管绝对降雨量有所增加,但干燥度增加更明显时,生态环境仍然面临恶化的可能。
二、40ka以来青藏高原的4次湖涨期及其形成机制初探（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、40ka以来青藏高原的4次湖涨期及其形成机制初探（论文提纲范文）
（1）色度和粘土矿物记录的末次冰期间冰阶以来青海湖地区的环境演变（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究意义 |
| 1.3 土壤色度及粘土矿物研究进展 |
| 1.3.1 土壤色度国内外研究进展 |
| 1.3.1.1 国外研究进展 |
| 1.3.1.2 国内研究进展 |
| 1.3.2 粘土矿物揭示环境信息的国内外研究进展 |
| 1.3.2.1 国外研究进展 |
| 1.3.2.2 国内研究进展 |
| 1.3.3 末次冰期间冰阶以来青海湖地区气候环境研究进展 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 2 研究区概况 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 地质地貌 |
| 2.3 气候水文 |
| 2.4 植被土壤 |
| 3 样品采集与研究方法 |
| 3.1 样品采集 |
| 3.2 样品测定 |
| 3.2.1 土壤色度 |
| 3.2.2 粘土矿物 |
| 3.2.3 粒度 |
| 3.2.4 磁化率 |
| 3.2.5 地化学元素 |
| 3.2.6 有机质含量 |
| 3.2.7 土壤p H值 |
| 3.2.8 年代 |
| 3.3 研究方法及分析方法 |
| 3.3.1 土壤色度主要研究方法 |
| 3.3.2 粘土矿物主要研究方法 |
| 4 QDST剖面气候环境指标特征与古气候意义 |
| 4.1 剖面概况 |
| 4.2 QDST 剖面土壤色度变化特征及古气候意义 |
| 4.2.1 土壤色度参数变化特征 |
| 4.2.2 色度参数指示的古气候意义 |
| 4.3 QDST 剖面粘土矿物变化特征及古气候意义 |
| 4.3.1 粘土矿物含量特征 |
| 4.3.2 粘土矿物物源分析 |
| 4.3.3 粘土矿物指示的古气候意义 |
| 4.4 其它气候环境指标变化特征及古气候意义 |
| 4.4.1 粒度变化特征及古气候意义 |
| 4.4.2 磁化率变化特征及古气候意义 |
| 4.4.3 地化学元素变化特征及古气候意义 |
| 4.4.4 有机质变化特征及古气候意义 |
| 4.4.5 土壤pH值变化特征及古气候意义 |
| 4.5 QDST剖面气候环境指标相关性及对比分析 |
| 4.5.1 色度参数与有机质、pH 值相关性及对比分析 |
| 4.5.2 色度参数与 SC/D 值、磁化率及地化学元素相关性及对比分析 |
| 5 末次冰期间冰阶以来青海湖地区环境演变及对比 |
| 5.1 末次冰期间冰阶以来青海湖地区环境演变过程重建 |
| 5.2 末次冰期冰消期典型特征冷暖事件研究 |
| 5.3 末次冰期间冰阶以来青海湖地区环境演变对比分析 |
| 6 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历、在校期间发表的学术论文及研究成果 |
（2）青藏高原湖泊演化及生态环境效应研究（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 湖泊演化与生态环境变化息息相关 |
| 1.1.2 遥感技术已成为资源环境调查研究的重要手段和方法 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 遥感技术在水体提取中的进展 |
| 1.2.2 青藏高原湖泊动态变化及原因研究 |
| 1.2.3 青藏高原生态环境研究 |
| 1.2.4 存在的问题 |
| 1.3 本文创新点 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 第二章 青藏高原自然地质环境背景 |
| 2.1 自然地理 |
| 2.2 气象水文 |
| 2.3 地形地貌 |
| 2.4 地质构造和新构造运动 |
| 2.5 地下水 |
| 2.6 植被及土壤概况 |
| 2.7 土地利用 |
| 2.8 生态环境 |
| 第三章 青藏高原湖泊类型及发育特征 |
| 3.1 遥感数据的选取与预处理 |
| 3.2 遥感水体提取机理及方法 |
| 3.2.1 水体提取机理 |
| 3.2.2 水体提取方法 |
| 3.3 青藏高原湖泊水体自动提取 |
| 3.4 青藏高原湖泊类型划分 |
| 3.5 青藏高原湖泊发育特征 |
| 3.5.1 青藏高原湖泊规模及数量 |
| 3.5.2 青藏高原湖泊几何形态特征 |
| 3.6 青藏高原湖泊分布规律 |
| 3.6.1 湖泊分布与海拔关系 |
| 3.6.2 湖泊分布与坡度关系 |
| 3.6.3 湖泊分布与构造关系 |
| 3.6.4 湖泊分布与土壤类型关系 |
| 3.6.5 湖泊分布与植被类型关系 |
| 3.7 本章小结 |
| 第四章 青藏高原构造湖演化规律 |
| 4.1 青藏高原构造湖演化分析 |
| 4.2 青藏高原构造湖演化驱动力因素分析 |
| 4.3 格尔木盆地典型构造湖演化分析 |
| 4.4 典型构造湖演化 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 青藏高原多年冻土区热喀斯特湖演化规律 |
| 5.1 热喀斯特湖演化分析 |
| 5.2 热喀斯特湖演化驱动力因素 |
| 5.3 青藏高原多年冻土区热喀斯特湖易发程度分区 |
| 5.3.1 易发程度评价模型 |
| 5.3.2 易发程度评价指标体系 |
| 5.3.3 评价指标权重 |
| 5.3.4 评价指标量化 |
| 5.3.5 基于ArcGIS的综合评价 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 青藏高原冰川湖演化规律 |
| 6.1 冰川湖演化分析 |
| 6.2 冰川湖演化驱动力因素 |
| 6.3 典型区域冰川湖演化分析 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 青藏高原湖泊生态环境效应 |
| 7.1 青藏高原NDVI变化 |
| 7.2 青藏高原湖泊生态系统服务功能价值 |
| 7.3 冰川湖灾害效应 |
| 7.4 本章小结 |
| 结论与展望 |
| 主要结论 |
| 研究不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 攻读学位期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
（3）近32 ka以来青海湖古风成砂-古土壤序列色度参数变化特征及环境演变（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 研究区概况 |
| 2 数据来源与方法 |
| 2.1 剖面概况与采样方法 |
| 2.2 CIELAB表色系统及实验方法 |
| 3 结果与讨论 |
| 3.1 QDST剖面土壤色度参数变化特征 |
| 3.1.1 色度参数变化特征 |
| 3.1.2 色度参数指示的古气候意义 |
| 3.2 色度参数与其他气候指标的对比分析 |
| 3.2.1 色度参数与SC/D值、磁化率 |
| 3.2.2 色度参数与地球化学元素 |
| 3.3 色度参数揭示的青海湖地区环境演变过程 |
| 4 结论 |
（4）内蒙古克什克腾旗湖相沉积记录的晚更新世晚期气候事件（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 项目来源及研究目的与意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 国外研究现状 |
| 1.2.2 国内研究现状 |
| 1.3 研究内容、方法及技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.4 完成工作量 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.1.1 位置与交通 |
| 2.1.2 地形与地貌特征 |
| 2.1.3 气候与水文 |
| 2.2 区域地质背景 |
| 2.2.1 区域地层 |
| 2.2.2 区域地质构造 |
| 2.2.3 区域地质演化史 |
| 第三章 清华沟门湖相剖面沉积特征与年代框架 |
| 3.1 清华沟门湖相剖面沉积特征 |
| 3.1.1 剖面描述 |
| 3.1.2 剖面沉积学特征 |
| 3.1.3 特殊层位描述 |
| 3.2 清华沟门湖相剖面年代框架 |
| 3.2.1 光释光测年原理 |
| 3.2.2 样品采集 |
| 3.2.3 年代测试及结果 |
| 3.2.4 年代-埋深模型建立 |
| 第四章 沉积物粒度特征及其沉积环境分析 |
| 4.1 粒度样品的采集与测试 |
| 4.2 粒度结果分析 |
| 4.2.1 粒度频率曲线 |
| 4.2.2 粒度变化曲线 |
| 4.2.3 粒度数据的端元模拟 |
| 第五章 沉积物色度分析及其沉积环境意义 |
| 5.1 色度的环境指示意义 |
| 5.2 清华沟门剖面色度分析 |
| 第六章 季风边缘区MIS3 阶段气候与环境变迁 |
| 6.1 MIS3向MIS2 转变时期的气候演化 |
| 6.2 MIS3向MIS2 转变时期记录的气候事件 |
| 第七章 结论与讨论 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 讨论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（5）人类巨量碳排放后果分析:来自青藏高原综合调查的启示（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 青藏高原地质背景 |
| 1.1 始新世 |
| 1.2 始新世—渐新世之交 |
| 1.3 渐新世 |
| 1.4 渐新世—中新世之交 |
| 1.5 中新世 |
| 1.6 上新世—现今 |
| 2 讨论 |
| 2.1 青藏高原湖泊变迁与环境变化 |
| 2.2 新生代大气CO2浓度变化的机制与效应 |
| 2.3 人类巨量碳排放后果分析 |
| 3 结论 |
（6）大柴旦盐湖沉积演化 ——西风带古气候记录及镁硼酸盐矿床成因（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 末次冰消期气候变化研究 |
| 1.1.1 末次冰消期南北半球气候变化特征 |
| 1.1.2 末次冰消期气候变化驱动机制研究 |
| 1.2 末次冰消期青藏高原气候变化研究 |
| 1.3 柴达木盆地盐湖硼酸盐矿床的研究现状 |
| 1.4 本文选题依据、研究内容及意义 |
| 1.4.1 选题依据 |
| 1.4.2 研究内容与目标 |
| 1.4.3 研究意义 |
| 1.4.4 完成工作量 |
| 第2章 研究区概况 |
| 2.1 柴达木盆地自然环境概况 |
| 2.1.1 柴达木盆地的形成演化 |
| 2.1.2 柴达木盆地气候 |
| 2.2 大柴旦盐湖概况 |
| 2.2.1 湖区自然地理概况 |
| 2.2.2 湖区地质概况和水文地质背景 |
| 2.2.3 硼等主要元素的区域地球化学背景 |
| 2.3 大柴旦盐湖研究现状 |
| 第3章 研究方法 |
| 3.1 野外调查与样品采集 |
| 3.2 沉积岩芯剖面年代学研究 |
| 3.2.1 ~(14)C定年基本原理 |
| 3.2.2 样品预处理与测定 |
| 3.3 沉积物XRD矿物测试分析 |
| 3.3.1 粉末样品X射线衍射基本原理 |
| 3.3.2 样品预处理与测定 |
| 3.4 沉积物烧失量研究方法 |
| 3.4.1 烧失量的基本原理 |
| 3.4.2 样品预处理与测定 |
| 3.5 高分辨率XRF岩芯扫描法 |
| 3.5.1 X射线荧光光谱分析基本原理 |
| 3.5.2 样品预处理与测定 |
| 3.6 沉积物粒度研究方法 |
| 3.6.1 沉积物粒度分析原理 |
| 3.6.2 样品预处理与测定 |
| 3.7 扫描电镜-能谱(SEM-EDX)分析方法 |
| 3.7.1 扫描电镜-能谱分析的基本原理 |
| 3.7.2 样品预处理与测定 |
| 第4章 大柴旦盐湖沉积序列及其年代标尺的建立 |
| 4.1 大柴旦盐湖科学钻探DCD100A孔沉积物岩性描述 |
| 4.2 DCD100A钻孔年代测定及年代序列的建立 |
| 4.2.1 盐湖年代学研究方法的选择与确定 |
| 4.2.2 碳库效应 |
| 4.2.3 碳库效应的校正 |
| 4.2.4 科学钻探DCD100A孔沉积序列及其年代标尺建立 |
| 第5章 DCD100A钻孔环境指标测定结果分析 |
| 5.1 全氮(TN)指标沉积环境意义和结果分析 |
| 5.1.1 全氮(TN)的沉积环境指示意义 |
| 5.1.2 DCD100A钻孔TN含量及变化特征 |
| 5.2 烧失量指标沉积环境意义和结果分析 |
| 5.2.1 烧失量指标的环境指示意义 |
| 5.2.2 DCD100A钻孔LOI_(org)和TN含量对比关联研究 |
| 5.2.3 DCD100A钻孔烧失量变化特征 |
| 5.3 地球化学元素指标沉积环境意义和结果分析 |
| 5.3.1 XRF元素扫描结果及其数理统计分析 |
| 5.3.2 稳定元素扫描结果分析 |
| 5.3.3 Rb/Sr比值的环境意义及DCD100A钻孔中的变化特征 |
| 5.3.4 Fe/Mn比值的环境意义及DCD100A钻孔中的变化特征 |
| 5.4 矿物及其组合沉积环境意义和结果分析 |
| 5.4.1 DCD100A钻孔矿物及其组合沉积环境意义及其变化特征 |
| 5.4.2 LGM晚期以来大柴旦湖湖泊演化过程 |
| 5.5 粒度指标沉积环境意义和结果分析 |
| 5.5.1 粒度指标的沉积环境意义 |
| 5.5.2 DCD100A钻孔粒度分布特征 |
| 第6章 大柴旦盐湖百米岩芯古气候记录 |
| 6.1 古气候与古环境重建及湖泊演化过程 |
| 6.2 西风环流影响下的大柴旦盐湖古气候演化特征及全球联系 |
| 6.2.1 对全球气候模式响应研究 |
| 6.2.2 西风区与季风-西风过渡区古气候对比研究 |
| 6.3 本章小结 |
| 第7章 大柴旦湖底地层沉积演化及柱硼镁石矿层形成条件 |
| 7.1 大柴旦盐湖湖底沉积的岩性特征 |
| 7.2 结果分析 |
| 7.3 柱硼镁石的成矿条件和成矿机制 |
| 7.4 本章小结 |
| 第8章 结论与展望 |
| 8.1 研究结论 |
| 8.2 问题与展望 |
| 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 |
（7）黄河玛曲段和汝河遂平段古洪水事件年代及其气候背景对比研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据和研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 古洪水事件研究 |
| 1.2.2 古洪水年代学研究 |
| 1.3 研究内容和技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 拟解决科学问题 |
| 1.3.3 研究技术路线 |
| 1.4 研究工作量 |
| 第2章 研究区概况、研究地点和实验方法 |
| 2.1 区域自然地理环境概况 |
| 2.1.1 黄河源区自然地理环境概况 |
| 2.1.2 汝河上游自然地理环境概况 |
| 2.2 采样剖面 |
| 2.2.1 黄河源区(TWR)剖面 |
| 2.2.2 黄河源区(DRQ)剖面 |
| 2.2.3 汝河诸市乡(ZSX)剖面 |
| 2.3 实验方法 |
| 2.3.1 粒度 |
| 2.3.2 磁化率 |
| 2.3.3 地球化学元素 |
| 2.3.4 石英砂微形态 |
| 第3章 光释光测年方法简介 |
| 3.1 光释光测年的基本原理 |
| 3.2 光释光测年的发展历史与进展研究 |
| 第4章 古洪水事件的光释光测年 |
| 4.1 样品采集与前处理 |
| 4.2 环境剂量率测定 |
| 4.3 实验设备 |
| 4.4 等效剂量测定 |
| 4.5 光释光测年实验条件的选择 |
| 4.5.1 黄河源区TWR剖面 |
| 4.5.2 汝河上游ZSX剖面 |
| 4.6 沉积物样品的晒退程度检验 |
| 4.7 年龄模型选择 |
| 4.8 光释光样品的年代结果 |
| 4.8.1 黄河源区TWR剖面 |
| 4.8.2 黄河源区DRQ剖面 |
| 4.8.3 汝河上游ZSX剖面 |
| 第5章 古洪水事件的辨识与解释 |
| 5.1 野外古洪水滞流沉积物判定 |
| 5.2 黄河源区TWR剖面沉积学指标 |
| 5.2.1 粒度 |
| 5.2.2 磁化率 |
| 5.2.3 地球化学元素 |
| 5.2.4 石英砂微形态 |
| 5.3 黄河源区DRQ剖面沉积学指标 |
| 5.3.1 粒度 |
| 5.3.2 磁化率 |
| 5.3.3 地球化学元素 |
| 5.3.4 石英砂微形态 |
| 5.4 汝河诸市乡ZSX剖面沉积学指标 |
| 5.4.1 粒度 |
| 5.4.2 地球化学元素 |
| 第6章 讨论 |
| 6.1 黄河源区河谷古洪水SWD沉积过程 |
| 6.2 汝河遂平段古洪水沉积与黄土沉积物源讨论 |
| 6.3 黄河玛曲段和汝河遂平段古洪水沉积对比分析 |
| 6.4 黄河玛曲段和汝河遂平段古洪水事件发生的气候背景探讨 |
| 6.4.1 黄河源区古洪水发生气候背景与全球联系 |
| 6.4.2 汝河上游古洪水发生气候背景与全球联系 |
| 第7章 结论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 重要创新点 |
| 7.3 后续研究方向 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读硕士学位期间的研究成果 |
（8）内蒙古锡林郭勒草原沙质荒漠化的沙源及其地质学成因分析 ——以吉尔嘎郎图凹陷小草原为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景、研究目的及意义 |
| 1.1.1 土地荒漠化概念及相关问题 |
| 1.1.2 中国的土地荒漠化现状 |
| 1.1.3 选题来源和目的 |
| 1.2 国内外研究历程、现状及趋势 |
| 1.2.1 土地荒漠化的研究历程与现状 |
| 1.2.2 发展趋势及存在问题 |
| 1.3 研究内容及论文结构 |
| 1.3.1 研究内容及关键科学问题 |
| 1.3.2 研究方案与特色所在 |
| 1.3.3 论文的结构安排 |
| 第二章 锡林郭勒草原中、南部沙化状况与发展趋势 |
| 2.1 锡林河中游草原退化状况与遥感分析 |
| 2.1.1 锡林河中游地区草原退化状况 |
| 2.1.2 草原退化状况的遥感数据分析 |
| 2.2 浑善达克沙地发展状况及宏观评估 |
| 2.2.1 浑善达克沙地生态环境的历史与现状 |
| 2.2.2 草原沙漠化程度宏观评估的新方法 |
| 2.3 浑善达克沙地向北扩展的趋势预测 |
| 2.3.1 浑善达克沙地沙漠化程度的评估 |
| 2.3.2 浑善达克沙地向北扩展趋势分析 |
| 本章小结 |
| 第三章 吉尔嘎郎图小草原实地考察与土壤微相分析 |
| 3.1 典型解剖对象区的选择与工作部署 |
| 3.1.1 典型解剖对象区的选择 |
| 3.1.2 野外考察工作方法与部署 |
| 3.1.3 第四系全新统概况及河流相简介 |
| 3.2 平坦草地的沙化状况与土壤微相 |
| 3.2.1 平坦草地观测点概况 |
| 3.2.2 典型观测点剖面描述与采样 |
| 3.3 河滩草地的沙化状况与土壤微相 |
| 3.3.1 河滩观测区概况 |
| 3.3.2 典型观测点剖面描述与采样 |
| 3.4 缓坡草地的沙化状况与土壤微相 |
| 3.4.1 缓坡草地观测区概况 |
| 3.4.2 典型观测点剖面描述与采样 |
| 3.5 凹陷内原生无草区植物组合与土壤微相 |
| 3.6 凹陷外侧丘陵小草原的植物组成与沙化状况 |
| 3.6.1 丘陵草地的植物组成与沙化状况 |
| 3.6.2 原生无草区的植物组成与沙化状况 |
| 本章小结 |
| 第四章 全新统微相的粒度分析与聚类分析 |
| 4.1 基本原理和工作方法 |
| 4.1.1 粒度分析的基本原理 |
| 4.1.2 样品的前处理及测量过程 |
| 4.2 粒度测量的基本成果 |
| 4.2.1 粒度概率曲线图 |
| 4.2.2 粒度累积概率曲线图 |
| 4.2.3 粒度参数及分位特征值计算 |
| 4.3 粒度测量成果分析与微相建模 |
| 4.3.1 基于粒度参数的栗钙土沉积相对比分析 |
| 4.3.2 全新统沙土层和栗钙土微相的粒度特征 |
| 4.3.3 全新统沉积微相的粒度参数模型 |
| 4.4 微相聚类分析与沉积环境判断 |
| 4.4.1 方法选择与工作要领 |
| 4.4.2 聚类分析方法简介 |
| 4.4.3 样品聚类分析结果及解释 |
| 本章小结 |
| 第五章 草原沙化沙源成因及环境脆弱性分析 |
| 5.1 更新统和赛汉塔拉组的沉积特征 |
| 5.1.1 吉尔嘎郎图凹陷更新统沉积特征 |
| 5.1.2 赛汉塔拉组顶部沙体沉积特征 |
| 5.1.3 赛汉塔拉组整体的沉积特征 |
| 5.2 赛汉塔拉组上部沙体发育的地质背景 |
| 5.2.1 吉尔嘎郎图凹陷的构造-沉积演化 |
| 5.2.2 二连盆地的整体构造-地层格架 |
| 5.2.3 二连盆地的构造演化与沉积响应 |
| 5.2.4 赛汉组顶部沙体未固结的原因 |
| 5.3 地质环境脆弱性及其对沙漠化的制约 |
| 本章小结 |
| 第六章 沙漠化土地治理的途径和方法 |
| 6.1 我国沙化防治措施及成效 |
| 6.2 荒漠藻土壤结皮治理沙化方法 |
| 6.3 植物性纤维黏合治理沙化方法 |
| 6.4 利用“深部未固结泥岩掩埋”的设想 |
| 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（9）生标化合物对色林错末次冰期以来生态环境演变的响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 末次冰期研究的意义 |
| 1.2 青藏高原末次冰期气候环境研究现状与进展 |
| 1.3 论文选题的依据及研究内容 |
| 1.4 研究思路及技术路线 |
| 1.5 生物标志化合物的概念和基础理论 |
| 1.5.1 生物标志化合物的定义 |
| 1.5.2 在自然界生物和地质沉积物中分布 |
| 1.6 生物标志化合物对沉积环境的指示意义 |
| 1.6.1 海相沉积物分子化石 |
| 1.6.2 湖泊沉积物分子化石 |
| 1.6.3 土壤中的分子化石 |
| 1.6.4 泥炭中的分子化石 |
| 1.6.5 雪冰和洞穴沉积物中的分子化石 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理特征 |
| 2.2 地形地貌特征 |
| 2.3 气候特征 |
| 2.4 水系及自然资源 |
| 第三章 样品采集 |
| 第四章 样品分析和结果 |
| 4.1 样品年代测定 |
| 4.2 有机质含量测定 |
| 4.3 饱和烃组分分析 |
| 4.3.1 原理 |
| 4.3.2 样品分析 |
| 4.4 有机质含量 |
| 4.5 饱和烃分布特征 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 青藏高原色林错末次冰期以来古环境重建 |
| 5.1 古环境指标环境指示意义 |
| 5.1.1 有机质含量的环境意义 |
| 5.1.2 饱和烃分布及参数的环境意义 |
| 5.2 色林错末次冰期以来的古生态环境演变 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 结论 |
| 6.1 有机质来源 |
| 6.2 末次冰期以来的古环境演变 |
| 6.3 存在问题及今后的工作 |
| 参考文献 |
| 在学期间研究成果 |
| 致谢 |
（10）末次冰期MIS 2阶段沙漠-黄土过渡带萨拉乌苏河流域环境演变记录（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 研究区地质背景 |
| 2 样品采集及分析 |
| 3 结果分析 |
| 4 讨论 |
| 4.1 末次冰期古环境 |
| 4.2 全新世古环境 |
| 4.3 末次冰期和全新世水-热差异 |
| 5 结语 |
四、40ka以来青藏高原的4次湖涨期及其形成机制初探（论文参考文献）
- [1]色度和粘土矿物记录的末次冰期间冰阶以来青海湖地区的环境演变[D]. 李娜娜. 西北师范大学, 2021(12)
- [2]青藏高原湖泊演化及生态环境效应研究[D]. 李兰. 长安大学, 2021
- [3]近32 ka以来青海湖古风成砂-古土壤序列色度参数变化特征及环境演变[J]. 胡梦珺,李娜娜,张亚云,王佳,李春艳. 第四纪研究, 2020(05)
- [4]内蒙古克什克腾旗湖相沉积记录的晚更新世晚期气候事件[D]. 昂韦韦. 中国地质大学(北京), 2020(12)
- [5]人类巨量碳排放后果分析:来自青藏高原综合调查的启示[J]. 刘焰. 中国地质调查, 2019(03)
- [6]大柴旦盐湖沉积演化 ——西风带古气候记录及镁硼酸盐矿床成因[D]. 洪荣昌. 中国科学院大学(中国科学院青海盐湖研究所), 2018
- [7]黄河玛曲段和汝河遂平段古洪水事件年代及其气候背景对比研究[D]. 陈莹璐. 陕西师范大学, 2018(12)
- [8]内蒙古锡林郭勒草原沙质荒漠化的沙源及其地质学成因分析 ——以吉尔嘎郎图凹陷小草原为例[D]. 吴昕. 中国地质大学, 2018(07)
- [9]生标化合物对色林错末次冰期以来生态环境演变的响应[D]. 程明明. 兰州大学, 2018(11)
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