一、青藏高原中部0.2ka来的环境变化（论文文献综述）
谷玉,刘喜停,吴晓,王爱美,毕乃双,王厚杰[1]（2022）在《山东半岛全新世近岸泥质区沉积过程与沉积记录》文中指出中国东部陆架边缘海发育多个全新世泥质区,是研究古海洋和古气候的理想区域。本研究从现代沉积过程和全新世沉积记录的视角,对山东半岛近岸泥质区的前人研究结果进行总结梳理,为后续相关研究提供参考。山东半岛近岸泥质区位于山东半岛沿岸,主要是来自黄河的沉积物在沿岸流、上升流、潮汐等相互作用下沉积而成,呈现独特的"Ω"形沉积模式。山东半岛近岸泥质区形成于全新世,物质来源主要是黄河,近岸侵蚀和当地小河流也贡献一定的物质来源。山东半岛近岸泥质区的形成和演化与古海洋条件、海平面升降、内陆古气候演变等多种因素有关,蕴藏着丰富的环境演化信息。山东半岛近岸泥质区沉积能够快速记录东亚季风的演变,其较高的沉积速率为研究黄河流域的古气候和古生态演化提供高分辨率的材料,可为预测未来全球变化背景下黄河流域的发展趋势提供参考。虽然前人对现代沉积过程进行了大量工作,但仍需加强现代观测和数值模拟等方面的工作,为更好地重建研究区的沉积动力过程提供数据和理论支撑。此外,该区在长时间尺度上的沉积物和有机质的沉积过程对古海洋和古气候的响应机制也亟待开展研究。
程雪寒,王树芝,朱岩石[2]（2022）在《丝绸之路青海道吐蕃时期墓葬出土木材记载的森林干扰史》文中指出森林动态与气候变化及人类活动有着紧密的联系,了解森林干扰的发生历史对准确预测全球变暖背景下的森林动态具有重要意义,也可为理解历史时期的气候变化和人地关系演变提供线索。文章利用丝绸之路青海道沿线吐蕃时期3个墓葬中出土的78棵祁连圆柏（Juniperus przewalskii Komarov）原木作为研究对象,利用树木年轮学方法分析了其干扰历史。结果表明:在公元1世纪到公元8世纪,该地区祁连圆柏个体平均出现了51个主要生长释放事件年与15个主要生长抑制事件年,其中公元4世纪下半叶的干扰事件发生频率最高。在公共区间85～700 A.D.期间,该地区森林出现大范围生长抑制事件的主要时期为537～548 A.D.,大范围生长释放事件发生在372～393 A.D.和561～574 A.D.期间。墓葬周边现生祁连圆柏生长与气候因素的响应分析以及相关的历史资料显示,气候条件由干转湿是导致该地区森林生长释放事件的重要原因,吐谷浑与吐蕃到达柴达木地区后增加的森林采伐与森林破坏也可能促进了生长释放的发生。研究结果有助于进一步认识青藏高原东北部历史时期森林干扰的发生规律,以及气候变化和人类活动对丝绸之路青海道沿线森林产生的影响。
李占飞[3]（2021）在《祁连山北麓逆冲断裂系地震复发模型构建 ——以佛洞庙-红崖子、民乐-大马营断裂为例》文中研究表明新生代以来,由于印度板块和欧亚板块汇聚碰撞,造成了青藏高原显着的渐进式拓展构造变形,在青藏高原东北缘地区发育了典型的板内大型走滑-逆冲断裂系,吸收着高原地壳缩短变形,控制着周缘地形地貌和地震及其衍生灾害的复发行为。这些近似平行排列的板内逆冲断裂系处于大型走滑断裂带（～1000 km）交汇区,构造位置类比大型走滑断裂之间挤压隆起阶区。由于活跃的构造变形,在东北缘的祁连山-河西走廊地区发生了5次地表破裂型地震（M>7）,因此祁连山-河西走廊地区具有较高地震危险性。前人在这些地区开展了大量基础性科学研究,揭示了高原渐进式变形拓展过程、盆山耦合关系、构造地貌发育过程、活动断裂几何学及运动学特征等。但是,关于这些逆冲断裂系的地震复发模型研究略显不足,这客观上源于传统古地震研究在逆断层开展工作的局限性。首先,祁连山北麓地区地形坡度较大,沉积相主要为地层分辨率较低、精确定年较困难的冲洪积砾石层,依据粗糙沉积层变形精细厘定地震事件的存在和限定相应的发震时间极为困难。其次,由于逆断层变形相对复杂,造成的垂直位错相对较大,利用较浅的（<5 m）古地震探槽很难揭示断裂万年尺度的多周期地震复发行为。因此,现有古地震探槽大多数只明确揭示了最近一次地震事件的构造变形特征。最后,逆断层地表变形极为复杂,褶皱变形、断层陡坎附近的崩塌等多种变型方式的耦合作用,使横跨断层陡坎相对较短的古地震探槽很难精确获得历次地震事件造成的位错量大小和破裂长度,因此很难对揭露的古地震事件进行相应的震级定量评估。因此,处于大型走滑断裂之间的这些逆冲断裂系的精细几何结构是什么样的?断裂长时间尺度地震复发行为及同震破裂如何分布?逆冲断裂相互之间及其与走滑断裂之间的孕震关系如何?发生在这些逆冲断裂系上的地表破裂型地震的同震变形特征如何?这些都是比较有意义的且对摸清祁连山-河西走廊地区地震及其衍生自然灾害起基础性作用的科学问题。为此,本文选择距离大型走滑断裂相对较远的佛洞庙-红崖子断裂（～180 km）、距离走滑断裂相对较近的民乐-大马营断裂（～20 km）为研究对象,利用高精度地形数据（0.5 m）在这些断裂上开展精细地貌填图（1:500）、“三点法”断层倾角测量、垂直位错测量、断错地貌面定年及基于位错分布的概率模拟分析等工作,结合前人已有的古地震、滑动速率以及地貌面年龄等数据对这些断裂上的地震复发模型进行构建,初步获得了断裂上万年尺度地震复发行为（～10 ka）,论文主要有以下一些基本认识:（1）逆断层构造变形复杂,呈锯齿状分布,断层存在明显新老断层平行展布状态,这种结构代表了逆冲断层向盆地内部的不断拓展。同时,由于逆断层从主断层面向前拓展过程中,断层倾角变缓形成断坡,在断层上盘有局部正断层发育,尤其常见于佛洞庙-红崖子断裂上,这种断层深部几何结构变化点往往与分段位置相对应。（2）基岩地质背景对断层的几何结构和活动行为有很强控制作用。比如,在佛洞庙-红崖子断裂上,依据高精度地形数据精细填图获得的断层迹线表明,断层可以分为西段、中段和东段三个不同段落,断裂的西段和中段分别与新近纪红色砂岩及志留纪变质砂岩对应,断层迹线相对简单平直。断裂中段与志留纪金佛寺花岗岩体对应（～440 Ma）,断层几何结构极为复杂与岩体不规则几何展布相对应,断裂活动和地表破裂样式明显受基岩地质背景控制。（3）通过精细地貌填图、位错测量、第四纪测年、野外验证等工作,揭示出1609年红崖子地震的同震破裂长度～118 km,垂直位错～1.8±1.0 m（2σ）,估算矩震级～7.4±0.3。断裂的同震位移值与破裂长度明显不协调,这可能源于部分构造变形被未识别的盆地内部分支断层或隐伏断层所吸收;也可能受控于当时气候的显着变化（蒙太极小期:～1600-1750 AD）,造成祁连山北麓永冻层广泛分布,进而造成地表破裂难度加大。（4）依据位错测量结果揭示,佛洞庙-红崖子断裂上～20 ka以来发生了6次显着地表破裂型地震（E1-E6）,同震垂直位移分别为～1.8±1.0 m,3.1±1.4 m,4.1±2.0 m,4.6±2.2 m,4.5±2.0m和4.0±1.6 m（2σ）,其中E1为1609年红崖子地震。结合古地震研究结果,E2-E4的发震时间为3.2–1.8 ka、4.4–3.5 ka、7.6–7.0 ka、9.6–7.7 ka,发震间隔具有准周期性(～3.7+0.5/-2.2ka),估算矩震级分别为～Mw 7.4,Mw7.6,Mw7.7,Mw7.8,Mw7.8和Mw7.7。其中,E1、E2、E4为全段破裂事件（～118 km）,E3、E5和E6可能只破裂了断裂西段和中段,揭示由花岗岩体下覆的断裂中段对地表破裂的传播和终止起着重要控制作用。基于在民乐-大马营断裂东段（～45 km）上依据0.5 m分辨率高精度地形数据的精细地貌填图（1:500）、断层倾角测量（三点法）、垂直位错测量（最大坡折点法）、基础地质调查以及对已有古地震、滑动速率、第四纪定年研究的系统总结,获得如下初步认识:（1）民乐-大马营断裂断层迹线线性明显,几何结构简单,总体呈右阶展布,局部断层发育区（斜河阶地、青牛点）呈左阶雁列式展布。依据5个研究点利用“三点法”倾角测量获得断层倾角分别为32°,38°,43°,34°,35°,倾角沿走向变化较小。由此推断,断裂深部结构为简单连续断层面。（2）依据对断裂沿线72个垂直位错结合最大坡折点的测量,累积概率分析（COPD）获得4个明显位移波峰～2.1 m,5.6 m,8.3 m,11.6 m,这些位错值增加与相应地貌面年龄变老一一对应。总体看,累积垂直位错呈均匀展布,只有在断裂东部尾端附近,各级地貌面位错可能有一定减小趋势,可能代表了断裂向南东方向的拓展。（3）基于对累积垂直位错的概率模拟分析结合前人已有地貌面测年以及古地震研究结果,揭示民乐-大马营断裂上发生了4次地表破裂型（E1-E4）地震（970-现在,4471-3288BP,11197-5698 BP,11197-123000 BP）,大地震平均复发间隔～3.6+0.8/-1.0ka,单次地震事件的垂直位错分别为～2.1±0.5 m,3.5±0.7 m,2.7±0.4 m,3.3±0.5 m和2.2±0.9 m,依据最短破裂长度估算矩震级～Mw 7.4,历次地震事件平均垂直位错～2.9+0.6/-0.8m（～4.9 m滑动位移）。（4）通过对比海原、民乐-大马营、武威盆地南缘、丰乐等断裂上已经开展的古地震研究揭示,距离民乐-大马营断裂～20 km的海原大型走滑断裂上发生的古地震事件（636-498 BP-现在,2951-1155 BP,4016-3609 BP,5325-4476 BP,7284-6690 BP,8483-7989 BP）与民乐-大马营断裂上的古地震事件似乎存在明显时间重叠,而且同样遵循特征滑动行为（～7 m最大左旋走滑位移）。这种现象可能代表了作为岩石圈尺度构造边界的大型海原走滑断裂,控制/触发了民乐-大马营断裂等类似右阶平行展布的逆冲断裂特征滑动行为。（5）依据对北祁连地区小震精定位,地形廊带剖面以及地球物理剖面分析,揭示出研究区发育的逆冲断裂系与大型走滑断裂大致呈平行展布,向深部（～20 km）汇聚形成地壳尺度的滑脱构造（～15°）。这些逆冲断裂与海原断裂在结构上紧密相连。同时,这些逆冲断裂系的西边界恰好对应于海原断裂上冷龙岭附近的强烈挤压抬升区,并与～34°的逆时针挤压弯曲构造相对应。因此,以民乐-大马营断裂为代表的这些逆冲断裂系的活动可能受控于与海原断裂的高度耦合断层结构和大型挤压弯曲构造形成的强烈挤压作用。综上,由于民乐大马营断裂距离大型边界走滑断层相对更近（～20 km）,因此断裂活动明显受控于大型走滑断裂,存在经典构造应变分配变形模式,单次破裂事件的垂直位错值相对较小2.9+0.6/-0.8m,与海原断裂冷龙岭段类似,近似服从特征滑动模型。而佛洞庙-红崖子断裂距离大型边界走滑断裂（距阿尔金断裂～200 km）更远,断裂活动相对更加独立,受大型走滑断裂影响相对较小,断裂活动主要以显着的垂直抬升变形为主,单次地震破裂事件造成的垂直位错相对较大～4.1+0.5/-1.0m。
唐领余,沈才明,吕厚远,李春海,马庆峰[4]（2021）在《青藏高原第四纪孢粉研究五十年》文中指出20世纪60年代,因应西部经济建设的需要催生了青藏高原第四纪孢粉研究.最初为探索冰期（冷期）/间冰期（暖期）孢粉组合、植被与气候变化规律,且首次在青藏高原主体钻取200多米第四纪湖相沉积岩芯进行孢粉研究.20世纪70年代,第一次青藏高原科学考察开始了高山雪冰孢粉研究; 80年代起,开展了中法、中德、中澳和中美国际合作,标志着中国第四纪孢粉学界与国际接轨,一些第四纪孢粉研究的新方法逐渐得到不断的推广和应用,使中国第四纪孢粉学开始了从定性到定量重建古植被与古气候的探索; 90年代后,众多孢粉学者在青藏高原的60多个湖泊/剖面及高山冰川研究点,开展了以全球变化为重点的大范围第四纪孢粉研究,探讨更新世以来高原植被的时空变化及高原气候与环境的演变.半个多世纪过去了,青藏高原第四纪孢粉研究,为中国第四纪孢粉数据库的建立及高原末次盛冰期以来植被和气候演变过程的研究作出了贡献.已有的花粉记录揭示了末次盛冰期以来青藏高原植被的时空分布,表现为森林、草甸、草原和荒漠在末次盛冰期、冰消期和全新世适宜期等不同时段的扩张和收缩.古植被反映的末次盛冰期以来古季风经历了弱→增强→强盛→减弱但仍活跃→萎缩的变化,主要受太阳辐射的影响.
相江芸[5]（2020）在《格尔木市—格尔木河—达布逊湖潜在有毒元素（PTEs）物源甄别、污染及潜在生态风险评价》文中认为近年来,随着格尔木工业化、城市化进程加速以及察尔汗盐湖资源开发规模不断扩大,人类活动所引起的环境及生态问题也日益引起关注。发源于昆仑山的格尔木河作为连接格尔木市和察尔汗盐湖之间的水文通道,一方面为格尔木市的工业、农业及生活用水等提供保障,为察尔汗盐湖提供了70%的淡水补给,另一方面沿途流经区域的工业生产、交通运输、居民生活及农业活动等反过来也直接影响格尔木河,成为人类活动引起的各种潜在有毒元素（PTEs,Potentially Toxic Elements）的主要迁移通道。因此,为了更加科学、客观地评价该区域的环境现状以及甄别PTEs的迁移富集规律,本研究选取了格尔木市-格尔木河-达布逊湖为研究区,对获取的格尔木市62个表层土壤样、格尔木河9个采样点的表层沉积物样以及格尔木河汇入达布逊湖的河口1个沉积物柱进行了PTEs浓度空间分布、物源识别、沉积速率、磁学特征等分析,并利用富集因子（Enrichment Factor,EF）、地累积指数(Geoaccumulation Index,Igeo)、修正过的污染程度（modified Contamination Degree,m Cd）、污染负荷指数（Pollution Load Index,PLI）、潜在生态风险指数（Potential Ecological Risk Index,RI）等方法进行了污染及潜在生态风险评价,主要得到如下认识。1)对比标准化方法和相对累积频率曲线法确定的环境地球化学基线,通过与各背景值以及背景点取样的平均浓度进行对比,发现相对累积频率曲线法确定的基线值作为研究区域的环境地球化学基线值更为适宜。2)利用多种污染评价指标对区域进行污染评价,PLIzone均指示区域污染程度为中等。格尔木城区EF指示土壤中元素Cr强烈富集,Cu、Pb、Sb、Sn显着富集,As、Cd、In、P、Zn中度富集,Co、Ni、Tl和V轻微富集;Igeo指示Cr污染严重,Sb污染重,Cu、Pb、Sn污染偏重,As、Cd、In、Zn污染中度,Co、Ni、P、Tl、V污染程度中等;m Cd及PLI分别指示低-中等、低-较高污染。格尔木河及达布逊湖EF指示河流表层沉积物Cd、Ni、P轻微富集,Pb和Sb富集程度为无-轻微,河口柱状沉积物元素富集程度均为无-轻微;Igeo指示河流表层沉积物Cd、Cr、P污染程度为无-轻度,河口柱状沉积物As和Cd的污染程度为无-轻度,其他元素没有污染;m Cd均指示污染程度为无-很低;PLI均指示污染程度为低-中等。3)潜在生态风险评价结果表明除元素As、Co、Ni、V以外,整体随着格尔木市-格尔木河-达布逊湖潜在生态风险值降低。格尔木河及达布逊湖沉积物均具有低的潜在生态风险。格尔木市土壤As、Cu和Pb为低-中等的潜在生态风险,Cd和Cr为低-较高的潜在生态风险;区域尺度上生态风险指标RI指示低-较高生态风险,绝大多数区域生态风险低,但仍存在三个生态风险集中区:高生态风险区位于物流园（Ⅰ区）,影响元素主要为Cd、Cr、Pb、Cu,以Cd、Cr为主;中等生态风险集中区对应于格尔木火车站区域（Ⅱ区）以及工业园区域（Ⅲ区）,影响元素主要为Cd。污染及生态风险主要来源于交通运输以及工业生产。4)对比格尔木河上、中、下游以及汇入格尔木河的人工湖及溪流的元素含量,除元素P外,格尔木河中游的元素浓度、污染程度及生态风险均相对较低,指示河道清淤的治理效果较好。农业种植区临近格尔木河,此区间元素P浓度的持续升高可能与施用肥料等农业活动有关。PLIzone指示区域污染程度为格尔木市>达布逊湖>格尔木河,达布逊湖沉积物柱的表层样品浓度相对深部较低,同样证实了格尔木河清淤对PTEs的治理很有成效。5)多元统计分析结果表明土壤中除Co、Ni、Tl、V为自然来源外,其他元素均认为主要为人类活动输入,格尔木河及达布逊湖的人为来源元素为Cd和P。与青藏高原其他区域表层土壤中PTEs元素分布对比,应尤为注意区域的高Cd值以及交通运输所带来的PTEs富集。达布逊湖入湖口与青海湖流域河口对比,达布逊湖同样更多地需要主要考虑元素Cd的输入。6)对达布逊湖柱状沉积物利用210Pb进行测年,通过CIC模型计算出察尔汗达布逊湖百年内沉积速率为0.041cm/a。7)根据磁性大小研究区域明显为格尔木市>格尔木河>达布逊湖,磁性物质主要为不完整反铁磁性矿物,晶粒大小格尔木市主要为假单畴,格尔木河表层沉积物主要为多畴,察尔汗柱状沉积物主要为假单畴-多畴。格尔木市χ及SIRM对城市土壤污染有一定的指示作用,但不能依赖单一指标来指示污染程度;格尔木河由于河道治理清淤,来自格尔木市的PTEs的富集影响主要考虑在出格尔木市的区段,磁学参数χ、χARM、SIRM、HIRM指示元素浓度的增加具有一定的可行性;达布逊柱状沉积物磁学参数对PTEs元素变化指示性不强。
欧阳椿陶[6]（2019）在《泸沽湖沉积物记录的16.0 cal.ka BP以来气候变化》文中认为末次冰消期以来气候发生剧烈变化,该时段有十分丰富的古环境古气候记录,是开展区域对比、亚洲季风演化、突变事件提取气候变化驱动机制的主要时段。该时段正好经历了与现代变暖相似的一个剧烈波动增温时段。因此,理解掌握末次冰消期以来亚洲季风变化规律,对目前以增温为主要特征的气候变化预测有着重要现实意义。云南属于典型的印度季风区,其特殊的季风气候特点为研究末次冰消期以来印度季风区对全球气候变化的响应差异机制提供良好的条件。湖泊沉积物中保存了大量的气候环境信息,是探索气候变化的理想载体。泸沽湖位于西南季风的边缘地带,对夏季风的强弱变化反应敏感,也是云南湖泊中人类活动干扰少的大型湖泊,水深,沉积物环境长期稳定,因此成为近年来古气候研究的热点地区之一。本文针对泸沽湖LGH-2孔,利用碳酸盐含量、磁化率和微量元素中的Rb/Sr、Sr/Ba和Sr/Ca等指标进行了综合研究,孢粉研究结果,重建了泸沽湖流域从16.0 cal.ka BP以来的气候演化历史,同时分析泸沽湖流域古气候变化驱动机制,得到以下结论:1.重建了泸沽湖流域16.0 cal.ka BP以来的古气候环境演变序列晚冰期（16.0-14.7 cal.ka BP）,Rb/Sr比值迅速上升,碳酸盐含量迅速下降,Sr/Ba比值减小,阔叶树种开始增多,低频磁化率下降;表明此阶段西南季风迅速增强,降水迅速增多,湖泊水位上升,植被覆盖度逐渐增高,表土侵蚀减弱。总体上看,气候由冷干状态逐渐转变为温暖偏湿状态。BA暖期（14.7-12.9 cal.ka BP）,Rb/Sr比值处于高位,碳酸盐含量迅速降低到0左右;表明此阶段西南季风强,水位高,湖水外流,松林扩张,植被盖度高,气候温暖湿润。YD冷期（12.9-11.6 cal.ka BP）,Rb/Sr比值低,Sr/Ba比值高Sr/Ca比值低,碳酸盐含量高,磁化率比较高,植被稀少,侵蚀作用加强,桤木、榆、桦等耐干冷的落叶阔叶林增多;表明西南季风减弱,湖泊水位降低,盐度增大,气候以冷干为主要特征。早-中全新世阶段（11.6-3.5 cal.ka BP）,Rb/Sr值高Sr/Ba值低,碳酸盐含量很低,磁化率变化小,松林扩张,落叶阔叶林萎缩;表明西南季风强盛,降水丰富,湖水盐度低,湖水外流,土壤侵蚀弱,总体上气候温暖湿润。突变期（3.5-3.0cal.ka BP）,碳酸盐迅速增加,Rb/Sr、Sr/Ca比值迅速降低,Sr/Ba增高,硬叶常绿栎林明显扩张,而松林大幅减少;表明降水减少,水位降低,盐度增加,经历了大约500年的变干过程。晚全新世（3.0 cal.ka BP至今）,Rb/Sr和Sr/Ca值低,Sr/Ba值高,碳酸盐含量高,磁化率值突然升高并维持高位;表明季风弱,降水减少,植被减少和人类活动造成水土侵蚀作用加强;植被明显比全新世早-中期稀疏,总体气温明显偏低,降水少,气候波动频繁。末次冰消期气候变化与全球的气候变化一致。全新世期间气候存在极大的不稳定性,共出现12次冷干事件,它们分别是11.38-11.1、10.35-10.22、9.4-9.0、8.39-7.66、5.95-5.75、5.3-5.06、4.56-4.13、3.87-3.71、3.0-2.82、2.55-2.30、1.3-1.1和0.43-0.25 cal.ka BP。2、泸沽湖流域湖16.0 cal.ka BP以来湖水盐度的重建16 cal.ka BP以来泸沽湖流域湖水盐度变化划分为6个阶段:晚冰期（16.0-14.7 cal.ka BP）,Sr/Ba比值从0.6迅速下降到0.4以下,表明湖水盐度迅速变淡;BA暖期（14.7-12.9 cal.ka BP）,Sr/Ba比值在0.35-0.25之间小幅波动,水体盐度为淡水;YD冷期（12.9-11.6 cal.ka BP）,Sr/Ba比值处于一个低谷值区,略高于0.4,湖泊水为淡水;早-中全新世（11.6-3.5 cal.ka BP）,Sr/Ba比值为0.25-0.35,湖水盐度达到最小值,湖泊水位高,此时湖泊属于开放型湖泊,3.5 cal.ka BP以前可能一直处于高水位阶段;Sr/Ba比值反映出还有8次盐度的升高,它们分别出现在11.1、10.0、9.2、8.2、6.7、5.6、4.2和3.8 cal.ka BP,与气候的冷干事件相对应,表明在此期间气候也具有不稳定性特征;中全新世晚期（3.5-3.1 cal.ka BP）,Sr/Ba比值在400年内从0.3的淡水迅速转化为0.6;晚全新世（3.1 cal.ka BP以来）,Sr/Ba比值始终处于0.4-0.7高值区,湖水盐度频繁而快速转变,湖水相对咸化时期（0.37、1.14、2.5、3.0 cal.ka BP）和2次湖水相对淡化时期（0.7和0.11 cal.ka BP）。3、泸沽湖流域16 cal.ka BP以来气候变化模式在末次冰消期,东亚和南亚季风区的气候变化模式大致相同,出现BA温暖湿润期和YD寒冷干燥期。进入全新世后,气候模式发生变化,早全新世期间,南亚季风区降水北多南少,东亚季风区降水南多北少;中全新世期间,南亚季风区降水南多北少,东亚季风区降水北多南少。两大环流系统东西方向也存在“跷跷板”效应:早全新世南部东多西少,北部则东少西多,中全新世则恰恰相反。泸沽湖流域气候变化具有显着的区域独特性。水热组合依不同的时间尺度而不同,不能一概而论。长时间尺度的末次冰消期和全新世而言,表现为暖湿-冷干的组合特征;较长时间尺度的早、中和晚全新世而言,可能分别表现为暖湿、暖干和温干特征;更短时间的中世纪暖期和小冰期为暖干-冷湿的组合特征。4、泸沽湖流域16.0 cal.ka BP以来气候驱动机制分析泸沽湖流域从16.0 cal.ka BP以来的气候演化,具有高度的全球一致性,受夏季太阳辐射、印度季风和北半球高纬地区冰量变化三者综合驱动。末次冰消期泸沽湖流域YD冷干期与以及全新世期间的9次干旱事件与北大西洋地区冰筏事件一一对应,表明泸沽湖流域与高纬地区具有很强的遥相关。早全新世,泸沽湖流域降水达到最大,与印度季风的变化模式相一致;中全新世泸沽湖流域温度达到最高,降水有所减少;晚全新世气温降低和降水急剧减少,但后期气温升高和降水增多。5、微量元素扫描结果的Rb/Sr,Sr/Ba,Sr/Cu指标等能敏感地响应降水量的变化,具有高分辨率（14.15yr）,气候意义明确的特征,能够捕捉到突变气候事件,因此微量元素扫描结果的Rb/Sr,Sr/Ba,Sr/Cu等指标是反演和重建长尺度和高分辨率气候环境变化的高效途径。
杜丁丁[7]（2018）在《中国西部地区湖泊碳库效应的影响因素及评价》文中指出中国西部地区广泛分布的湖泊是研究古气候与古环境变化的良好载体。目前,湖泊沉积物剖面年龄框架的建立主要依赖于碳十四测年。然而,大多数湖泊存在碳库效应,尤其在干旱寒冷植被稀少的西部地区,这在某种程度上制约了利用湖泊沉积物对古环境的研究。近年来,西部地区湖泊沉积物做为第四纪研究的热点备受研究者们青睐,因而对碳库效应的影响机制及空间分布特征的研究显得尤为重要。尤其以现代表层沉积物碳库效应的探讨,已成为准确建立年代框架最至关重要的先决条件。因此,本论文选取西部地区（新疆两大淡水湖、可可西里地区微咸水、咸水湖及盐湖和藏北高原地区12个不同类型湖泊）典型湖泊的表层沉积物,进行了湖泊放射性碳年代学及其碳库效应的研究。具体为:以中国西部地区17个湖泊的28个表层沉积物和3个现生植物AMS 14C年代学为主线,结合湖泊水化学、表层沉积物地球化学等方法,研究了现代湖泊碳库效应主要影响因素,分析了湖泊碳库效应的空间分布特征,并评价了表层现代碳库校正法存在的问题。本文初步获得以下结论:（1）博斯腾湖最大碳库年龄为3535 a,最小为现代碳;大多数集中670-945a。乌伦古湖为415 a,最小为现代碳;集中85-365 a。通过对单个湖泊（新疆淡水乌伦古湖、博斯腾湖和可可西里地区微咸水黑海湖）研究认为,现代碳库效应在空间上存在明显的差异性,湖中心（深水区）较湖边（浅水区）年轻;而且湖中心由于湖水化学介质与沉积物地球化学性质均一,内源自生碳酸盐为主,现代碳库效应表现为较小值且变化稳定。同一个湖泊中,受人类活动影响现代碳库效应表现更为复杂;外源碳酸盐岩入湖多,入河口处与沼泽对碳库影响较大。湖泊表层沉积物有机质母质来源主要以水生植物为主,在湖中心位置表现为内源水生植物为主,湖边位置受外源与内源共同影响,乌伦古湖湖边W-1碳库效应小。对地下水补给的湖泊（以黑海、库塞湖-盐湖、xz-51为例）,以及构造活动频繁的湖泊（库塞湖）,研究认为现代碳库效应受火山和断裂构造有关的地下热泉影响;由于地下水富含古老CO2、HCO3-和CO32-,而这些离子或CO2是由深部经过构造裂隙上升进入水体,进而碳库效应较大。另外,全球核爆效应对湖泊表层沉积物年龄影响较大,尤其沉积速率较慢的湖泊影响更大。乌伦古湖沉积速率较慢,这也可能是乌伦古湖较博斯腾湖表层碳库效应更小的原因之一。（2）青藏高原地区湖泊最大碳库年龄为7750 a,最小为现代碳;咸水湖最小碳库年龄为215 a,最大达到7185 a,集中505-5995 a;淡水湖泊最大碳库年龄为2110 a,最小为现代碳,大多集中在90-670 a;大型湖泊碳库年龄最大为7750a,最小为670 a;集中在905-7185 a;小水洼则为2110 a和215 a。植物碳库年龄最大为85 a,其余均为现代碳。对17个湖泊综合研究表明,现代碳库效应与HCO3-、CO32-等存在很明显的相关性,而与pH值和Ca2+相关性不明显;研究认为当HCO3-、CO32-变大时,所受现代碳库效应也随之变大。但样品xz-23的小水洼水体离子浓度很小,却受碳库效应非常明显（为2110 a）,分析认为可能是受湖泊外碳酸盐岩风化影响。开放性湖泊与滞留时间较短的小水洼,所受碳库效应较小。盐度越高的水体,碳库效应较大。对湖泊的基岩岩性调查发现碳酸盐岩背景是影响碳库效应最主要的因素之一。地球化学研究认为湖泊物源区物理分化强烈,入湖矿物主要以石英、长石类为主,粘土矿物和碳酸盐矿物在藏北高原与可可西里地区较高,碳酸盐矿物在博斯腾湖较高。在博斯腾湖、藏北高原与可可西里地区湖泊,表现出碳库效应与风化强度（即化学蚀变指数CIA、化学风化指数CIW和长石蚀变指数PIA）成正相关,说明了风化强度越大,外源碳酸盐岩入湖越多,碳库效应越大。通过分析中国西部地区湖泊表层沉积物δ13C、δ18O、δ13Corg、TOC和C/N,认为主要以内源有机质为主,其中浮游植物、硅藻、水生植物、水生植物+陆生植物是主要有机母质来源,而陆生植物有机质来源很少。（3）本次研究认为中国西部地区湖泊碳库效应在空间上存在明显的差异性;西部地区湖泊现代碳库年龄从现代碳到24400 a均有出现,主要集中于1000-2000a之间,最大的碳库年龄达到了24400 a。单个湖泊现代碳库年龄在空间上是变化的,而且某些湖泊（如:青海湖、更尕海湖）的空间差异性更大（分别为2810a与6540 a）,利用其进行碳库效应校正需极其谨慎;然而,有些湖泊（如:黑海、乌伦古湖、当惹雍错湖、博斯腾湖）现代碳库效应差异性却并不大,这些现代碳库年龄是可以进行碳库效应的校正。研究还发现最大碳库年龄均采用碳酸盐或者动物壳体做为测年材料,说明了碳酸盐更易受碳库效应影响。利用其它校正方法所得碳库年龄从玛纳斯湖90 a到班公错湖6670 a,大多分布于1000-3000 a之间,最大的碳库年龄达到了6670 a。同时,认为灰质基岩背景是影响湖泊碳库效应最为主要的因素之一。（4）本次利用表层现代碳库效应方法发现:湖泊表层沉积物现代校正法可得到现代碳库年龄,但不同测年组分与湖水硬水效应对现代碳库年龄影响极大,此时可利用其它测年材料（如:陆生残体、陆生孢粉、碳屑等）或其它测年方法(如:210Pb和137Cs测年、光释光等)避开碳库效应的影响。
牛蕊[8]（2018）在《贵州草海全新世泥炭记录的西南地区降水演变研究》文中认为南屯泥炭位于云贵高原东部贵州省西北部草海地区,由于地理位置的特殊性,受到东亚季风以及南亚季风的共同影响,通过对贵州草海地区的总汞含量、灰分含量、地球化学元素以及色度等指标的综合分析,反演了草海地区自9445 cal yr BP以来的气候变化特征,同时结合与其他地区的对比分析,探讨了全新世期间的气候突变事件在不同地区的响应时间、响应程度的差异性。南屯泥炭总汞含量对全新世期间亚洲季风的强弱变化有显着的响应,季风强度整体呈现先减弱后增强最后再减弱的趋势,南屯泥炭总汞含量受到西南季风、东亚季风的共同影响,西南季风对该地区的影响程度明显强于东亚季风,同时由于汞具有较好的热稳定性,因此南屯泥炭总汞含量作为反映湿度变化的重要指标,进而有效探究西南季风和东亚季风的过渡区在全新世期间的气候变化特征。通过对贵州草海南屯泥炭多个代用指标的综合分析,可以将贵州草海地区在全新世期间的气候变化大致分为一下四个阶段:（1）94457050 yr B.P.,气候波动较为缓和,由早期的冷干逐渐趋于缓和;（2）70504500 yr B.P.,气候特征整体以暖湿为主,但是波动的频率和幅度增加;（3）45002400 yr B.P.,气候整体波动较为剧烈,气候的暖湿波动较为频繁;（4）2400470 yr B.P.,气候逐渐趋于冷干,波动较为和缓;同时南屯泥炭的气候代用指标记录了草海地区在全新世期间发生的9次较为显着的冷干事件,分别发生在8200 yr B.P.、7000 yr B.P.、6500yr B.P.、5000 yr B.P.、4200 yr B.P.、3800 yr B.P.、1900 yr B.P.、900 yr B.P.左右。草海地区主要受到低纬低纬度因子（El Ni?o等）,而受高纬驱动影响相对较小,与红原地区相比,草海地区受到低纬驱动的影响程度较弱;同时南屯泥炭的总汞含量以及灰分含量周期结果表明,草海地区较为显着的周期分别有2000a、1087a、572a、255a、214a、89a,这与太阳活动的周期、北大西洋地区的浮冰碎屑事件的周期较为一致,进而证实了太阳活动是草海地区气候变化的重要驱动因素。因此全新世期间西南季风区气候的变化受到低纬度因子（El Ni?o等）、太阳活动的共同作用。
高春亮,余俊清,闵秀云,成艾颖,洪荣昌,张丽莎[9]（2017）在《末次冰消期以来中国湖泊沉积记录的古气候演化及其驱动机制研究》文中指出末次冰消期是全球气候与环境出现较大变化的时段,其间发生了一系列气候突变事件,在全球不同地区以不同方式回应着这些事件的变化过程。综述了末次冰消期以来青藏高原高寒干旱区、西北干旱区、云贵高原湿润区以及东部平原地区的湖泊沉积记录的古气候演化特征,探讨了气候变化的驱动机制,并提出未来该研究领域亟待深入开展的工作,包括拓展高分辨率湖泊沉积记录的气候演化时间序列研究,提升学科交叉和与其他地质记录的对比研究,加强中国第四纪湖泊数据库和全球气候变化研究,以及加强水汽来源示踪研究。
李华勇[10]（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》文中研究表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。
二、青藏高原中部0.2ka来的环境变化（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、青藏高原中部0.2ka来的环境变化（论文提纲范文）
（1）山东半岛全新世近岸泥质区沉积过程与沉积记录（论文提纲范文）
| 1 区域背景 |
| 2 现代沉积动力过程 |
| 2.1 海洋锋面 |
| 2.2 风场 |
| 3 沉积物物源示踪 |
| 3.1 矿物学 |
| 3.1.1 黏土矿物 |
| 3.1.2 重矿物 |
| 3.2 地球化学 |
| 3.2.1 主量和微量元素 |
| 3.2.2 稀土元素 |
| 4 沉积环境 |
| 5 山东半岛近岸泥质区记录的全新世东亚冬季风演化 |
| 6 总结与展望 |
（2）丝绸之路青海道吐蕃时期墓葬出土木材记载的森林干扰史（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 研究区概况与研究方法 |
| 1.1 气候与植被 |
| 1.2 树木年轮与气象数据 |
| 1.3 干扰事件的判定 |
| 2 研究结果 |
| 2.1 树木径向生长与气候因子的关系 |
| 2.2 干扰特征分析 |
| 2.2.1 树木径向生长变化百分率 |
| 2.2.2 生长抑制和释放事件 |
| 2.2.3 干扰的时间特征 |
| 3 讨论 |
| 3.1 树木径向生长对气候变化的响应 |
| 3.2 森林生长抑制与释放的特征及解释 |
| 3.2.1 气候因素引发的干扰事件 |
| 3.2.2 人类活动引发的森林干扰事件 |
| 4 结论 |
（3）祁连山北麓逆冲断裂系地震复发模型构建 ——以佛洞庙-红崖子、民乐-大马营断裂为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题依据及拟解决科学问题 |
| 1.2 研究思路和主要工作量 |
| 1.3 研究内容和创新点 |
| 第二章 国内外研究进展 |
| 2.1 逆断层构造变形与发育演化过程 |
| 2.2 断层地震复发模型构建 |
| 2.3 高精度地形数据在活动构造定量研究中的广泛应用 |
| 第三章 区域构造特征 |
| 3.1 青藏高原东北缘构造演化 |
| 3.2 青藏高原东北缘构造地貌 |
| 3.3 青藏高原东北缘地球物理场 |
| 3.4 青藏高原东北缘活动构造特征 |
| 第四章 主要研究方法 |
| 4.1 基于UAV航测的高精度地形数据采集 |
| 4.2 基于最大坡折点的垂直位错测量分析 |
| 4.3 基于“三点法”的逆冲断层倾角测量 |
| 第五章 佛洞庙-红崖子断裂大地震复发模型构建 |
| 5.1 佛洞庙-红崖子断裂基础构造背景 |
| 5.2 断裂精细地貌填图与高精度断层几何结构 |
| 5.2.1 西段 |
| 5.2.2 中段 |
| 5.2.3 东段 |
| 5.3 垂直累积位移分布特征 |
| 5.3.1 西段 |
| 5.3.2 中段 |
| 5.3.3 东段 |
| 5.4 累积概率分布(COPD)揭示的位错丛集性分布特征 |
| 5.5 1609年红崖子地震同震变形特征 |
| 5.6 佛洞庙-红崖子断裂大地震复发模型 |
| 5.7 基岩地质背景对地震破裂控制作用 |
| 第六章 民乐-大马营断裂大地震复发模型构建 |
| 6.1 民乐-大马营断裂基础构造背景 |
| 6.2 断裂高精度几何形态与精细地貌填图 |
| 6.3 断裂累积位错分布特征 |
| 6.4 大地震复发模型构建 |
| 第七章 讨论 |
| 7.1 大型走滑边界断裂对逆断层地震复发行为可能的控制作用 |
| 7.2 逆冲断裂的破裂与向盆地内部的拓展过程 |
| 7.3 青藏高原东北缘构造变形的启示 |
| 第八章 结论及存在问题 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 存在问题 |
| 附件1 佛洞庙-红崖子断裂典型断错地貌点精细填图、位错测量及野外验证 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 发表论文目录 |
（4）青藏高原第四纪孢粉研究五十年（论文提纲范文）
| 1 前言 |
| 2 困难中起步:探索冰期(冷期)/间冰期(暖期)孢粉组合特征 |
| 3 携手中跋涉:中西方学者合作探讨青藏高原古植被与古气候 |
| 4 定性到定量:行进在定量重建古植被与古气候的征途 |
| 5 开拓新领域:开展高山冰川的雪冰孢粉研究 |
| 6 恢复古植被:探讨更新世以来高原植被的时空变化 |
| 6.1 高原东南部末次冰消期以来植被演替 |
| 6.2 高原南部晚更新世以来植被演替 |
| 6.3 高原中东部更新世以来植被演替 |
| 6.4 高原中部全新世植被演替 |
| 6.5 高原西部全新世植被演替 |
| 7 重建古气候:探讨西南(印度或南亚)季风主导的高原气候变化 |
| 8 展望未来:任务艰巨 |
（5）格尔木市—格尔木河—达布逊湖潜在有毒元素（PTEs）物源甄别、污染及潜在生态风险评价（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 研究现状及进展 |
| 1.2.1 ~(210)Pb_(ex)测年研究现状及进展 |
| 1.2.2 环境磁学研究现状及进展 |
| 1.2.3 地球化学基线研究现状及进展 |
| 1.2.4 PTEs研究现状及进展 |
| 1.2.5 区域PTEs污染研究现状及进展 |
| 1.3 研究目的及研究内容 |
| 1.4 技术路线 |
| 1.5 创新点 |
| 第2章 研究区概况及取样测样方法 |
| 2.1 区域概况 |
| 2.2 区域气象及水文条件 |
| 2.3 数据资料收集及野外工作 |
| 2.3.1 样品采集 |
| 2.3.2 样品处理与测试 |
| 第3章 研究方法及原理 |
| 3.1 ~(210)Pb_(ex)测年 |
| 3.2 污染及生态风险评价指标 |
| 3.2.1 地球化学基线 |
| 3.2.2 污染评价指标及方法 |
| 3.2.3 生态风险评价指标及方法 |
| 3.3 基于多元统计分析的物源识别 |
| 3.4 环境磁学 |
| 第4章 格尔木市土壤PTEs分布及潜在生态风险评价 |
| 4.1 元素空间分布 |
| 4.2 环境地球化学基线 |
| 4.3 污染及生态风险评价 |
| 4.4 基于多元统计分析的物源解析 |
| 4.5 磁学响应 |
| 4.6 小结 |
| 第5章 格尔木河表层沉积物PTEs分布及潜在生态风险评价 |
| 5.1 元素空间分布 |
| 5.2 污染及生态风险评价 |
| 5.3 基于多元统计分析的物源解析 |
| 5.4 磁学特征 |
| 5.5 小结 |
| 第6章 达布逊湖柱状沉积物PTEs分布及潜在生态风险评价 |
| 6.1 沉积速率 |
| 6.2 元素空间分布 |
| 6.3 污染及生态风险评价 |
| 6.4 基于多元统计分析的物源甄别 |
| 6.5 磁学特征 |
| 6.6 小结 |
| 第7章 对比分析 |
| 7.1 区域研究结果对比分析 |
| 7.2 青藏高原PTEs分布对比 |
| 7.3 小结 |
| 第8章 结论及展望 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 不足与展望 |
| 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科研成果 |
（6）泸沽湖沉积物记录的16.0 cal.ka BP以来气候变化（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 研究背景和依据 |
| 1.1.1 过去全球变化研究的重要性 |
| 1.1.2 末次冰消期以来气候研究变化进展 |
| 1.1.2.1 末次冰消期(Last Deglacial) |
| 1.1.2.2 全新世(Holocene) |
| 1.1.3 末次冰消期以来亚洲季风区气候变化的研究 |
| 1.2 中国湖泊末次冰消期以来气候记录研究 |
| 1.2.1 末次冰消期以来我国湖泊时空演变特征 |
| 1.2.1.1 青藏高原高寒区 |
| 1.2.1.2 西北干旱区 |
| 1.2.1.3 东部平原地区 |
| 1.2.1.4 云贵高原湿润区 |
| 1.2.2 末次冰消期以来湖泊演化的驱动机制研究 |
| 1.2.2.1 万年时间尺度 |
| 1.2.2.2 千年时间尺度 |
| 1.2.2.3 百年时间尺度 |
| 1.3 地球化学指标在湖泊环境重建中的作用 |
| 1.4 研究内容和科学问题 |
| 1.4.1 泸沽湖研究存在的问题 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.4.3 科学问题 |
| 第2章 泸沽湖概况 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 地貌与构造背景 |
| 2.3 气候特征 |
| 2.4 植被特征 |
| 2.5 水文水质特征 |
| 第3章 样品采集以及年代序列的建立 |
| 3.1 样品采集 |
| 3.2 岩芯岩性分析 |
| 3.3 岩芯年代的测定及其序列的建立 |
| 3.3.1 ~(14)C年代误差来源 |
| 3.3.2 泸沽湖钻孔的年代序列 |
| 第4章 气候代用指标实验方法与结果 |
| 4.1 地球化学微量元素 |
| 4.1.1 元素的XRF(X-ray fluorescence)测定方法 |
| 4.1.2 元素(含稀土元素)含量的ICP-MS测定方法 |
| 4.1.3 地球化学微量元素测试结果 |
| 4.1.3.1 微量元素扫描强度及其含量 |
| 4.1.3.2 稀土元素含量测试结果 |
| 4.1.4 元素XRF扫描结果的校正 |
| 4.1.4.1 XRF岩芯扫描的优点与问题及校正方法 |
| 4.1.4.2 XRF扫描结果的可靠性分析 |
| 4.1.4.3 泸沽湖沉积物XRF元素扫描结果校正模型的建立 |
| 4.2 碳酸盐 |
| 4.2.1 碳酸盐测量方法 |
| 4.2.2 碳酸盐实验结果 |
| 4.3 磁化率 |
| 4.3.1 磁化率测定方法 |
| 4.3.2 磁化率的测定结果 |
| 第5章 气候代用指标指示意义与结果解译 |
| 5.1 碳酸盐 |
| 5.1.1 碳酸盐含量代用指标气候环境意义 |
| 5.1.2 碳酸盐含量揭示的16 cal.ka BP以来泸沽湖流域水热状况 |
| 5.2 磁化率 |
| 5.2.1 磁化率在湖泊沉积物中的环境指示意义 |
| 5.2.2 泸沽湖沉积物中磁化率的古环境气候意义 |
| 5.3 稀土元素 |
| 5.3.1 稀土元素的地球化学行为 |
| 5.3.1.1 稀土元素分异与配分模式 |
| 5.3.1.2 Ce和 Eu的地球化学特征 |
| 5.3.2 影响稀土元素地球化学行为的因素 |
| 5.3.3 泸沽湖沉积物中稀土元素的环境气候意义 |
| 5.3.3.1 泸沽湖沉积物中的稀土元素的物源判别意义 |
| 5.3.3.2 泸沽湖沉积物中稀土元素的气候意义 |
| 5.4 微量元素气候替代指标的意义 |
| 5.4.1 微量元素比值在各类沉积物中的环境指示意义 |
| 5.4.2 微量元素比值揭示的16 cal.ka BP以来泸沽湖流域气候环境变化 |
| 5.4.2.1 Rb/Sr比值揭示的16 cal.ka BP以来泸沽湖流域气候环境变化 |
| 5.4.2.2 其它微量元素比值揭示的16 cal.ka BP以来泸沽湖水体盐度变化 |
| 第6章 16.0 cal.ka BP以来泸沽湖流域古气候环境重建 |
| 6.1 泸沽湖流域16.0 cal.ka BP以来的古气候环境演变序列的重建 |
| 6.2 泸沽湖流域16.0 cal.ka BP以来主要气候事件 |
| 6.2.1 YD冷干事件 |
| 6.2.2 8.2 cal.ka BP(冷)干事件 |
| 6.2.3 4.2 cal.ka BP(冷)干事件 |
| 6.2.4 2.5 cal.ka BP(冷)干事件 |
| 6.2.5 中世纪暖期和和小冰期 |
| 6.3 泸沽湖末次冰消期以来古气候环境与云南地区研究成果对比 |
| 6.4 泸沽湖流域重建结果与各朝代以来主要气候事件对比 |
| 6.5 泸沽湖流域全新世气候的不稳定性和周期性 |
| 第7章 区域对比与泸沽湖流域气候变化机制分析 |
| 7.1 泸沽湖与南亚季风区16.0 cal.ka BP以来气候变化内部差异 |
| 7.2 泸沽湖流域与东部季风区气候变化模式的异同 |
| 7.3 泸沽湖流域与青藏高原区气候变化模式的异同 |
| 7.4 泸沽湖流域16.0cal.ka BP以来气候驱动机制分析 |
| 第8章 结论与展望 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 本研究的创新之处 |
| 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 |
（7）中国西部地区湖泊碳库效应的影响因素及评价（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 碳十四方法、原理及应用 |
| 1.2.1 碳十四的基本原理 |
| 1.2.2 碳十四的基本方法 |
| 1.2.3 碳十四方法的应用 |
| 1.3 湖泊碳库效应 |
| 1.3.1 湖泊碳库效应的来源 |
| 1.3.2 湖泊碳库效应的影响 |
| 1.3.3 湖泊碳库效应的研究进展 |
| 1.4 研究目的及内容 |
| 1.4.1 研究目的 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.5 本论文工作量及创新点 |
| 第二章 研究区与样品采集 |
| 2.1 研究区湖泊的基本特征 |
| 2.1.1 新疆地区湖泊基本特征 |
| 2.1.2 西藏可可西里地区湖泊特征 |
| 2.1.3 藏北高原地区湖泊特征 |
| 2.2 样品采集方法及描述 |
| 第三章 样品测试方法及结果 |
| 3.1 样品测试方法 |
| 3.1.1 碳十四测年前处理与制靶 |
| 3.1.2 湖泊沉积物预处理 |
| 3.2 碳十四测年结果 |
| 3.2.1 全有机质年代结果 |
| 3.2.2 植物残体年代结果 |
| 3.3 地球化学指标 |
| 3.3.1 湖泊的水化学介质 |
| 3.3.2 表层沉积物的地球化学指标 |
| 第四章 西部地区现代碳库效应影响因素分析 |
| 4.1 湖泊水化学介质的影响 |
| 4.2 外源性“老碳”的影响 |
| 4.2.1 湖泊地区基岩性质 |
| 4.2.2 风化强度与现代碳库效应 |
| 4.3 全有机质的来源影响 |
| 4.4 空间位置的影响 |
| 4.4.1 博斯腾湖空间位置 |
| 4.4.2 乌伦古湖空间位置 |
| 4.4.3 青藏高原地区湖泊空间位置 |
| 4.5 地下水补给的影响 |
| 4.6 核爆效应的影响 |
| 4.7 其它湖泊碳库的分布特征 |
| 第五章 表层碳库效应存在的问题 |
| 5.1 表层沉积物碳库存在问题 |
| 5.2 解决表层碳库建议 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 问题及展望 |
| 图版Ⅰ |
| 图版Ⅱ |
| 图版Ⅲ |
| 附表(一) |
| 附表(二) |
| 参考文献 |
| 图表索引 |
| 在校期间研究成果 |
| 致谢 |
（8）贵州草海全新世泥炭记录的西南地区降水演变研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.2 研究进展 |
| 1.2.1 气候代用指标研究进展 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 研究思路与路线 |
| 1.4.1 研究思路 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 第二章 研究区域背景与样品采集 |
| 2.1 研究区域背景 |
| 2.2 样品采集 |
| 第三章 地层特征与实验方法 |
| 3.1 剖面地层特征 |
| 3.2 地层年代学研究 |
| 3.3 实验方法 |
| 3.3.1 泥炭总汞含量测试 |
| 3.3.2 泥炭地球化学元素测试 |
| 3.3.3 泥炭沉积物色度测试 |
| 3.3.4 泥炭灰分含量测试 |
| 第四章 贵州草海NT泥炭理化特征以及古环境演变 |
| 4.1 草海NT泥炭中总汞含量分析以及指示意义 |
| 4.1.1 NT泥炭总汞含量分析 |
| 4.1.2 NT泥炭总汞含量的指示意义 |
| 4.2 草海NT泥炭中地球化学元素分析 |
| 4.2.1 Al、Mg和Zr含量特征 |
| 4.2.2 Fe与Ti含量特征 |
| 4.2.3 Pb含量特征 |
| 4.2.4 K_2O/Na_2O指标指示的气候变化 |
| 4.2.5 Rd/Sr指标指示的气候变化 |
| 4.2.6 K_2O/Al_2O_3指标指示的气候变化 |
| 4.4 NT泥炭中灰分含量分析 |
| 4.5 泥炭中汞与其他重金属相关性分析 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 贵州草海NT理化特征指示的环境演变以及气候事件 |
| 5.1 草海NT泥炭反映的区域环境变化特征 |
| 5.2 草海NT泥炭反映的全球性气候事件 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 贵州草海地区气候变化的驱动因子分析 |
| 6.1 地球系统内部海气过程(ENSO)的驱动 |
| 6.2 地球系统外部太阳活动的驱动 |
| 6.3 本章小结 |
| 第七章 论文总结 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
（9）末次冰消期以来中国湖泊沉积记录的古气候演化及其驱动机制研究（论文提纲范文）
| 1 末次冰消期以来我国不同区域湖泊沉积记录的古气候演化特征 |
| 1.1 青藏高原高寒干旱区 |
| 1.2 西北干旱区 |
| 1.3 云贵高原湿润区 |
| 1.4 东部平原地区 |
| 1.5 古气候演化特征的共性和差异性 |
| 2 气候变化的驱动机制探讨 |
| 3 问题与展望 |
（10）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 |
四、青藏高原中部0.2ka来的环境变化（论文参考文献）
- [1]山东半岛全新世近岸泥质区沉积过程与沉积记录[J]. 谷玉,刘喜停,吴晓,王爱美,毕乃双,王厚杰. 古地理学报, 2022
- [2]丝绸之路青海道吐蕃时期墓葬出土木材记载的森林干扰史[J]. 程雪寒,王树芝,朱岩石. 第四纪研究, 2022(01)
- [3]祁连山北麓逆冲断裂系地震复发模型构建 ——以佛洞庙-红崖子、民乐-大马营断裂为例[D]. 李占飞. 中国地震局地质研究所, 2021
- [4]青藏高原第四纪孢粉研究五十年[J]. 唐领余,沈才明,吕厚远,李春海,马庆峰. 中国科学:地球科学, 2021(12)
- [5]格尔木市—格尔木河—达布逊湖潜在有毒元素（PTEs）物源甄别、污染及潜在生态风险评价[D]. 相江芸. 中国科学院大学(中国科学院青海盐湖研究所), 2020(04)
- [6]泸沽湖沉积物记录的16.0 cal.ka BP以来气候变化[D]. 欧阳椿陶. 云南师范大学, 2019(01)
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