一、12 kaBP lake environment on the Tibetan Plateau（论文文献综述）
刘孝艳[1]（2021）在《五大连池火山口湖花粉记录的末次冰期以来的植被及气候变化》文中提出相比气候的渐变来说,气候突变事件对人类的影响更为显着,这促使学术界深度研究突变气候变化,以期为应对未来气候变化提供参考。中国东北地区隶属东亚季风区,森林资源极其丰富,是古植被及古气候研究的理想区域。然而,目前对该区末次冰期以来的古环境和古植被演化特征研究尚存在如下显着不足:1)该区域长时间尺度的高分辨率、高定年精度的植被及气候变化记录极其稀少,限制了该区域气候变化时空特征及驱动机制的研究;2)不同研究获得的该区域新仙女木事件（Younger Dryas;YD）期间降水格局差异较大,气候湿润或是干旱尚无定论;3)该区域全新世以来降水定量重建结果存在较大差异。本文通过对黑龙江省五大连池火山口湖沉积物钻孔进行物理、化学分析（包括磁化率、TOC、TN以及C/N）、花粉分析以及基于花粉的定量重建等,并基于42个AMS14C年代学数据建立了可靠的年代框架,重建了中国东北地区末次冰期（48-0 ka BP）以来的植被及气候演化序列。针对中国东北地区现存的研究争议,本文重点从末次冰期、YD以及全新世以来三个不同阶段展开了植被及气候变化研究,并通过与区域记录对比探讨了植被与气候变化的可能机制。研究结果及认识如下:（1）五大连池沉积物沉积环境指标（磁化率、TOC、TN以及C/N）、花粉组合以及基于花粉百分含量的主成分分析结果均表明,中国东北地区末次冰期（48-11.7 ka BP）的气候变化具有显着的轨道及千年尺度变化特征。在轨道尺度上,MIS3期,湖区周边以沼泽化程度较弱的草甸景观为主。MIS3晚期,沼泽成分达到整个末次冰期最低值,表明此时湖泊水位可能达到末次冰期最大。MIS2期沼泽类草本显着扩张,尤其莎草科和禾本科,表明湖泊水位显着下降。在千年尺度上,桤木属花粉以及花粉百分含量的主成分PC2均识别出5次显着的冷事件（44.3 ka BP、41.3 ka BP、36.1 ka BP、28-27 ka BP 和 15 ka BP）,分别对应于Greenland冰心的H1、H3、H4、D//O12冰阶和H5事件。同时,PC2还识别出D/O1-2、D/O5-8和D/O11-12等事件。PC1则表明,H4、D/O12冰阶以及H5期间,湖泊水位显着上升,降水增加,气候湿润;H1和H3事件期间,水位无明显变化。通过对比,本文认为,在轨道尺度上,该区植被及气候变化与其他区域一致,均受控于夏季太阳辐射的变化。千年尺度上,H4、D/O12冰阶和H5事件期间湖泊水位上升可能受到区域性东北季风的影响,H1和H3事件期间水位变化不明显可能是由于此时北半球冰量较大,Okhotsk海水汽传输距离变远,无法到达这一地区。此外,通过对比发现,H事件在高纬地区的花粉记录中更显着,低纬花粉记录中则没有明显响应,初步推测H事件在东亚季风区的传输可能是自高纬向低纬进行的。（2）TC2钻孔花粉谱及定量重建结果表明,YD可能发生于12.7-11.7 ka BP。YD期间花粉组合以阔叶桦木和桤木为主要优势,草本植物花粉显着减少,气候呈冷湿特征。定量重建的年平均气温（Tann）在YD期间降低约3-5℃,年均降水（Pann）增加约300 mm,是典型的冷湿气候。在发生时间上,五大连池花粉记录基本与中国东北地区其他花粉记录一致,表明中国东北地区植被同步响应于YD事件。通过对比,我们发现东北地区西部季风边缘区YD期间为冷干气候,而北部主要表现为冷湿气候,进而推测YD期间的降水增加与末次冰期MIS3期的H事件期间降水增加相似,同受区域性东北季风的影响。（3）基于花粉的定量重建表明,中国东北五大连池地区全新世温度最大期发生于9.0-7.0 ka BP,而降水最大期发生于5.5-3.1 ka BP,此时木本植被显着扩张,旱生型草本显着增加。通过对比研究发现,五大连池地区温度记录与东北及全球温度记录基本一致,表明温度变化具有全球一致性。相比之下,降水最大期发生时间呈现较大的差异性,五大连池记录明显晚于其他气候记录。这种降水模式的时空复杂性至今没有单一因素可以解释,表明全新世轨道尺度季风降水变化可能受冰盖和海表温度等多因素驱动。
李金锁,刘喜方,牛新生,商斌,李国臣[2]（2020）在《西藏羌北高原多格错仁盐湖中更新世晚期以来的环境演化记录》文中认为通过对西藏藏北高原多格错仁盐湖湖岸3101cm高度剖面进行地形地貌、地层沉积特征、矿物学特征及粒度、频率磁化率等气候环境变化指标的分析研究发现,整个剖面反映出大致6个较大的气候变化过程:233.3kaBP～223.5kaBP气候波动较大,总体趋势气候趋于干冷,期间出现过两次较温暖气候,之后气候逐渐变冷;在223.5kaBP～213.6kaBP总体变化为气温大幅度上升,但在期间有一次较大的相对冷干过程;213.6kaBP～170kaBP之间总体变化气候趋于变冷,中间有2次明显的气候变暖湿过程及两次冷干过程;170kaBP～117.1kaBP气候转为明显湿热;117.1kaBP～75.6kaBP气候变化趋势明显降低;75.6kaBP～56.7kaBP气候又明显上升达到湿热状态。以上气候波动规律与极地冰芯记录及深海氧同位素记录的古气候波动规律有很好的一致性,同时本盐湖区与柴达木盆地察尔汗盐湖区的CH0310钻孔及青海湖南岸二郎剑阶地的QH-86钻孔所揭示的中更新世晚期以来的气候变化的分析对比,发现西藏羌北的多格错仁盐湖区与青海的察尔汗盐湖区及青海湖湖区在更新世中晚期以来的气候环境变迁存在极好的可比性,说明青藏高原的气候演化在中晚更新世以来基本具有一致性,在时间上的微小超前与滞后具有区域上的细微变化,说明气候变迁在不同的区域又具有各自的独特性。
金孙梅,王英,侯光良,李生梅[3]（2018）在《基于孢粉数据的全新世青藏高原降水定量重建》文中研究说明[目的]定量重建青藏高原全新世以来的百年分辨率的降水序列,为青藏高原环境演变及其预测未来的气候情景提供基础数据资料。[方法]利用青藏高原若尔盖盆地和塔若错湖芯高分辨率孢粉数据,采用加权平均偏最小二乘回归（WAPLS）和现代类比法（MAT）重建了全新世以来青藏高原东、西部的降水变化。[结果]（1）高原降水变化明显分为3个阶段,早全新世（10.5～8.9kaBP）降水呈波动较大,平均降水量略高于现代;中全新世（8.9～3.2kaBP）是旺盛的湿润期,东西部地区达到极值时间分别是6.7和7.4kaBP,降水分别高出现代42.4和200mm。晚全新世（3.2kaBP以来）期间东部降水持续下降,较前期下降约70mm,而西部地区降水有所增加,约与现代相当;（2）降水百年尺度变化:高原降水较少发生时间较为一致,在1.8,3.4,6.2和9.5kaBP前后。[结论]全新世早中期高原降水量整体高于现代,全新世晚期东、西部降水量均有下降趋势,在1.2kaBP左右西部降水出现回升。重建序列与其他高低分辨率环境记录有很好的可比性,说明重建序列有很好的代表性和一定的准确性。
周姗[4]（2018）在《达连海末次冰消期至早全新世植被变化研究》文中研究指明了解过去全球变化的规律和成因机制是探讨未来环境变化的前提。共和盆地（98°46′-101°22′E,35°27′-36°56′N）位于青藏高原东北边缘,处于现代亚洲季风影响的北界和中国干旱、半干旱气候的过渡地区,可以敏感的记录气候变化,是研究区域环境变化及其对全球变化响应的理想地点。在盆地内沙珠玉河尾闾湖泊达连海湖盆中心偏西位置获取岩芯长199.71m的DLH12A钻孔。对顶部51.63m的25个样品进行AMS14C年代测试,建立了可靠的末次冰期以来年龄序列。选取其中43.21-23.2m的岩芯,按20cm间隔分样,对得到的101个样品进行孢粉分析（平均分辨率为40年）,重建共和盆地末次冰消期至早全新世的古植被和古环境。达连海DLH12A钻孔高分辨率的孢粉分析显示,岩芯孢粉组合从下至上可以划分为3个孢粉带。不同孢粉带变化的特征主要以乔木花粉和草本、灌木花粉含量的此消彼长为特点。根据各带的孢粉组合特征重建达连海末次冰消期至早全新世的古植被和古环境变化历史。孢粉带1.14.7-13.4 Cal ka BP（43.21-35.61m）孢粉组合以草本和灌木为主,主要是藜科、蒿属和禾本科,乔木花粉以云杉为主。这一时期达连海周围山地生长以云杉为主要树种的寒温性针叶林;盆地中主要是以藜科、蒿属、禾本科和胡颓子科为主的荒漠。气候转暖,总体温凉偏湿,大致相当于博令-阿勒罗德暖期。孢粉带11.13.4-11.6 Cal ka BP（35.61-24.6m）孢粉浓度较上带升高,带内波动较大,乔木花粉含量减少,草本和灌木占绝对优势,主要植被为蒿属、藜科、禾本科和胡颓子科。13.4 Cal ka BP以后周围山地森林萎缩,盆地内分布着荒漠草原和荒漠。区域环境较上带转冷,整体寒冷干旱。孢粉带Ⅲ.11.6-10.7 Cal ka BP（24.6-23.2m）草本花粉含量较高,其中禾本科花粉含量明显增加,蒿属花粉减少,A/C比下降。乔木花粉增加至剖面最大值,其中云杉、松、桦属均明显增多。表明以云杉、松、桦为主的针叶林和针阔混交林在周围山地扩张,气候温凉湿润,盆地内喜湿的禾本科植物大量生长,发育以禾本科、藜科为主的荒漠草原和干草原。研究区于11.6 Cal ka BP进入全新世。将达连海孢粉记录到的共和盆地末次冰消期至早全新世以来的气候变化与青藏高原其他地区、中国北方地区及北半球冰芯和中国高分辨率石笋记录对比,发现具有较好的对比性。说明共和盆地的植被能够敏感地记录到全球性的气候变化。达连海孢粉记录与北半球太阳辐射及其驱动的亚洲季风的变化趋势有着良好的对应关系,故初步认为共和盆地末次冰消期至早全新世的气候变化可能是受太阳辐射强度驱动亚洲季风变化的控制。
周连福[5]（2014）在《晚更新世以来藏北高原黑海湖泊沉积环境演化过程研究》文中提出青藏高原是世界上的大型构造地貌单元,它的形成和出现对大气环流的动力、热力作用不仅会改变亚欧大陆的气候格局,还会在长时间尺度和大空间范围上对整个北半球乃至全球环境系统产生重大影响。黑海湖地处藏北高原高寒地区,坐落于东昆仑山北麓的昆仑河-野牛沟断裂谷地内,平均海拔为4477m。由于该地区地处高寒,人类活动微弱,因此,湖泊沉积连续性好,能够敏感地反映流域环境的变迁,是研究环境变化的理想地区。本文以黑海湖C2孔和2ew、3we、4we、6ew、2ns、3sn、4ns 7条地震剖面为材料,通过对C2孔沉积物粒度的EMMA分析和参数分析,如平均粒径、分选性、偏态、峰态和组分,揭示了晚更新世以以来黑海湖沉积物组分和典型的沉积动力。根据地震地层学解释方法,通过对地震剖面的分析,并结合钻孔粒度、碳酸盐和总有机碳三个环境代用指标,揭示了黑海湖泊沉积地层的空间分布和不同阶段沉积物来源,并重建了黑海湖泊沉积环境的演化历史。论文主要得出以下结论：（1）根据C2孔粒度参数和EMMA分析,结果表明自晚更新世以来黑海湖泊沉积过程主要受控于弱水流、风力和冰川三种动力,沉积物主要组分为粘土端元、粉砂端元和中砂端元,它们分别代表弱水流沉积、风尘沉积和冰水沉积。其中,16.7-15.9KaBP期为细物质、多粉砂和粘土,表明为弱水流沉积,粘土质粉砂层；15.9-14.6KaBP期为粗物质、多砂和砾石,指示为冰水沉积,砂砾层；14.6-10.7KaBP期为风尘沉积和弱水流沉积,砂质粉砂层；10.7-7.12KaBP期为风尘沉积,砂质粉砂层；7.12-3.42KaBP期为弱水流沉积和风尘沉积,粘土质粉砂层；3.42-OKaBP期为多粘土,少粉砂和砂,代表弱水流沉积,粉砂质粘土层。（2）根据地震剖面资料分析,结果表明自晚更新世以来黑海湖泊沉积地层先后经历了五个演化阶段：U5为末次冰盛期多年冻土层-U4为晚更新世末期冰湖相沉积和冰水沉积-U3为晚更新世末期-早全新世深湖相沉积和冰水沉积-U2为低能浅湖相沉积-U1为晚全新世深湖相沉积。（3）湖盆古地貌形态及充填厚度分布特征,表明白晚更新世以来湖泊沉积物质来源分为两个不同的阶段：在22.0-14.6KaBP沉积物主要来自北面和东面的低山冰川沉积；14.6-OKaBP沉积物主要来自南面的东昆仑山的冰雪融水沉积和风尘沉积。（4）根据粒度、碳酸盐、总有机碳和地震剖面综合分析,认为晚更新世以来黑海湖泊水位经历两次低水位期和三次高水位期：22.0-14.6KaBP期为弱水流沉积和弱水流动力指示了相对干冷气候条件下的高湖面；U4上界面的侵蚀终止面和颗粒粗的砂砾物质表明14.6KaBP左右为极度干冷气候下的低水位；14.6-7.12KaBP期U3单元的上超、顶超特征和细颗粒物质指示了晚更新世末期-早全新世温湿气候条件下的高水位期；7.12-3.42KaBP为中全新世暖湿期背景下低水位；3.42-OKaBP为晚全新世干冷气候条件下的高水位期。其中根据碳酸盐和总有机碳含量的突变,推测在7120aBP左右湖泊由封闭湖变为开放湖,湖泊水位下降至全新世以来最低水位。（5）综合粒度、碳酸盐总有机碳和地震剖面分析,认为自晚更新世以来黑海湖流域气候经历了干冷-温湿-暖湿-干冷的变化过程。
祝嵩[6]（2012）在《雅鲁藏布江河谷地貌与地质环境演化》文中进行了进一步梳理雅鲁藏布江是青藏高原上的一条大河,其河谷地貌和地质环境演化的发育历史对于青藏高原地质研究有比较重要的意义。由于雅鲁藏布江流域地理环境恶劣,前人对该区河谷地貌和地质环境演化的研究工作做的较少,即使有一些工作,但是也缺乏确切的年代测定,使得人们对于雅鲁藏布江发育历史至今还不足很清楚。本文通过大量的野外工作,不限于前人研究较多的雅鲁藏布江大拐弯,而且跑遍了整个雅鲁藏布江中游及下游一段,重点解剖了雅鲁藏布江人拐弯、林芝、加查、桑日、杰德秀和人竹卡等剖面,从而对于雅鲁藏布江发育历史比较清楚的了解。讨论了雅鲁藏布江河谷分布江冰川泥石流和风成砂,对于该区地质灾害防治有重要意义。讨论了雅鲁藏布江河谷冰川沉积、冰水沉积和古土壤等地貌,对于研究该区古气候有重要意义。野外调查发现雅鲁藏布江河谷两岸广泛分布河湖相沉积物、冰碛物、古土壤和河流相沉积物等,采集了大量的样品。用ESR（Electron Spin Resonance）、14C、 OSL（Opically Stimulated Luminesecence）等测年方法分析采集到的样品并确定雅鲁藏布江多个多期古堰塞湖的存在。结合样品的孢粉分析,得到了雅鲁藏布江流域古气候环境演化。在研究区采集多个花岗岩样品,用锆石和磷灰石的裂变径迹分析和夷平而证据得到古雅鲁藏布江流域的河谷地貌。测量了雅鲁藏布江河谷两岸阶地,结合样品所测得年代,确定了雅鲁藏布江在第四纪期间的发育历史。对雅鲁藏布江流域拉孜县、仁布县、曲水县、桑口县和林芝县等不同地点采集22个花岗岩样品进行了锆石和磷灰石裂变径迹测年,为分析该流域新近纪隆升剥蚀过程和构造地貌演化提供了热年代学资料约束。所获得的样品磷灰石裂变径迹年龄为（1.6+0.2）～（21.8+1.2）MaBP,径迹长度为（12.1+2.6）～（14.2+1.4）μm,单颗粒年龄和径迹长度均呈单峰分布。锆石裂变径迹年龄集中在33-23MaBP,22-9MaBP。1.6-21.8MaBP的磷灰石裂变径迹年龄与9-5MaBP的碰撞后事件相符,代表主要的隆升剥露期,是区内发生高速率沉积事件的记录。并且结合了雅鲁藏布江流域的夷平面形态特征和分布规律以及形成时代探讨了雅鲁藏布江早期发育过程。通过对雅鲁藏布江加查段河流地貌和构造调查发现,该区具有平行状水系格局,河谷地貌以峡谷和宽谷相间为主要特征,经历了碰撞、挤压和伸展构造演化过程,产生了褶皱-逆冲、走滑剪切、韧性剪切、正断层等构造变形样式。该段河谷地貌的形成演化受构造运动和气候等影响。雅鲁藏布江加查段河流至少从上新世以来沿构造运动产生的不同性质断裂构造溯源侵蚀和气候变化的影响发育而成。野外考察发现雅鲁藏布江中游河谷发育了11级以上河流阶地,应用ESR、OSL、14C、风成砂和红土-古土壤序列等定年方法,初步确定了阶地的形成时代分别为T11>2000kaBP、T10-1783kaBP、T9-1238kaBP、 T8-684kaBP、T7-382kaBP、T6-150kaBP、T5-82kaBP、T4-67kaBP、T3-43kaBP、T2-28kaBP、Tr-10kaBP,从而对雅鲁藏布江发育历史有了明确认识。根据阶地的沉积特征和年代数据的分析,发现基准面变化、构造运动、气候变化和河曲移动共同控制着雅鲁藏布江中游阶地的形成。最高级河流阶地是河流开始出现的重要标准。在加查县虾日拔河高度560m和朗县北格拔河高度630m雅鲁藏布江的最高级阶地发现渐新世-早中新世大竹卡组砾石,说明雅鲁藏布江最高级阶地在渐新世-早中新世之后形成,由于最高级阶地接近青藏高原主夷平面海拔高度,因此至少7MaBP（中新世晚期）雅鲁藏布江已经存在,这套古老巨厚的河流相砾石层在接近雅鲁藏布江谷底位置的发现,表明雅鲁藏布江很早就已经从青藏高原山顶面下切了2000m以上,已在接近其现今谷底的位置上存在,把青藏高原隆升时代争论推向第四纪之前。这对于研究古雅鲁藏布江的河谷发育及其与青藏高原隆升的关系,具有重要的指示意义。雅鲁藏布江历史上多次被阻塞形成众多的堰塞湖,已报道过有萨嘎、汀当、大竹卡、仁布、杰德秀、格嘎等古堰塞湖,但都缺乏全而认识雅鲁藏布汀古堰塞湖。本文在雅鲁藏布江中下游第四纪堰塞湖沉积典型剖面观测的基础上,提出雅鲁藏布大峡谷第四纪发育4期堰塞湖,测定了堰塞湖沉积时代,探讨了堰塞湖与冰川发育之间的关系。确定该湖泊4次存在时问是691～505kaBP中更新世冰期、75-40kaBP末次冰期早冰阶、27-8kaBP末次盛冰期和1.8～1.2kaBP新冰期,湖泊存在时间逐渐缩短反l映冰川规模和堰塞坝冰碛物补充能力逐渐减小,堰塞湖和堰塞坝规模也逐渐减小。格嘎至赤白12km雅鲁藏布江河谷为堵江地点。从构造和气候等因素分析了南迦巴瓦峰西坡则隆弄冰川仲入雅鲁藏布江河谷堵江成湖及堰塞湖消亡原因。雅鲁藏布江河谷植被与地质地貌有密切关系,尤其是植被分布与雅鲁藏布江河谷独特的地貌-垂直自然带较大差异分布有紧密关系。雅鲁藏布江河谷的第四纪孢粉组合有的以木本植物花粉为主,有的以草本植物花粉为主,有的以蕨类植物化粉为主,其含量随地而异。古植被景观主要处于高山灌丛草甸、草原与草甸、草原和森林的交替变化之中。分析了雅鲁藏布江河谷典型沉积剖面的孢粉组合,揭示了青藏高原南部第四纪晚期的古植被演化历史和古气候环境变迁过程。
李朝柱[7]（2012）在《云南元谋龙街粉砂层的形成时代及环境意义》文中研究说明龙街粉砂层为—套灰黑、灰黄、灰白色的粉砂、粘土质粉砂和粘土为主的水平地层,主要沿金沙江三堆子至白马口段河谷两岸分布,其中以元谋地区的龙街盆地最为发育。龙街粉砂层的形成时代和过程对了解金沙江发育及区域环境演化具有重要意义。对龙街粉砂层空间分布及沉积特征进行野外调研,选择龙街、白泥湾、江头和白马口4个露头剖面采集样品,共采集剖面116m。其中龙街剖面出露地层40.6m,顶部与上覆河流相砂砾石层不整合接触,未见底；白泥湾剖面厚度40m,底部与元谋组角度不整合接触,上覆红色风化层；江头剖面和白马口剖面位于金沙江河谷,江头剖面厚度29.4m,顶部为红色风化层；白马口剖面厚6m,上部为金沙江阶地砂砾石层。通过龙街钻孔,获取了完整的龙街粉砂层沉积地层序列,合计厚度为101.18m,其中包含上覆的河流相阶地砂砾石层以及下伏角砾粗砂层。龙街粉砂层与上下地层之间均为不整合接触关系。通过龙街、白泥湾、江头、白马口剖面和龙街钻孔龙街粉砂层的磁性地层学、光释光、碳同位素年代学研究,认为龙街粉砂层的形成时代约为151～30ka BP。对龙街粉砂层剖面及钻孔样品进行系统粒度组分及参数分析,认为龙街粉砂层为一套湖泊相沉积物,其沉积环境可分为成湖阶段（151～148.5ka BP）、湖泊扩张阶段（148.5～132ka BP）、深湖泊阶段（132～91.5ka BP）、湖泊收缩阶段（91.5～67.2ka BP）、浅湖阶段（67.2～39.4ka BP）及河湖交替阶段（39.4～30ka BP）6个主要沉积阶段。色度、有机碳及碳酸盐含量等代用指标分析结果表明,研究区15万年以来（151～30ka BP）的气候环境可分下5个主要阶段：温湿期（151～132ka BP）、暖湿期（132～91.5ka BP）、凉湿期（91.5-67.2ka BP）、干冷期（67.2～39.4ka BP）和干热期（39.4～30ka BP）。其中也记录了在约141.2ka BP的暖干突变事件以及约60～63kaBP、50kaBP、44ka BP的暖湿事件。研究区环境与全球气候变化有较好的同步性,也具有区域的差异性特征,116.5ka BP左右的急剧变冷、100～95ka BP更高升温幅度以及70～59ka BP暖干期等与全球变化存在一定差异。
宋磊[8]（2012）在《晚冰期以来青藏高原东北部更尕海沉积记录的气候变化》文中指出古气候环境变化研究对于理解大气环流格局的变化以及区域气候对全球变化的响应过程与机制具有重要的科学意义。共和盆地位于青藏高原东北部,地处现代亚洲夏季风与西风环流的交汇地带,是建立高、低纬气候变化联系的关键区域。更尕海位于共和盆地中部,为一浅水草型湖泊。湖泊水文循环简单,生物多样性丰富,对全球变化响应敏感,是开展环境变化研究的理想地点。2008年1月,课题组在更尕海湖泊中心位置钻取GGH-A和GGH-B两支平行沉积岩芯。利用岩芯沉积中沉水植物龙须眼子菜（Potamogeton pectinatus）的茎叶残体或种子进行AMS14C测年,表层沉积样品中植物残体的测年结果为1010±3514CaBP,视为更尕海的“碳库效应”年龄。在扣除“碳库效应”的基础上,建立了16.7cal kaBP以来的时间序列。实验分析了湖泊沉积碳酸盐含量、粒度组成、磁化率、生物大化石、总有机碳（TOC）和总氮（TN）含量、有机质碳同位素（δ13Corg）等气候代用指标,且着重对软体动物壳体、沉水植物结壳、沉积碳酸盐<38μm和<160μm组分等4种碳酸盐材料进行了稳定同位素分析。通过调查湖泊现代水生植物群落,建立其组成和分布与水深的关系。利用生物大化石与地球化学指标,重建了湖泊水位变化历史。湖泊古生产力响应于湖泊水位变化控制的植物群落的演替。不同成因的碳酸盐δ18O值的变化主要受大气温度、入湖水量和入湖水源δ18O值变化等的影响,但其总体上反映了湖泊的水文平衡状况,而不同阶段主要控制因素又有所不同。结合湖泊水位的变化,氧同位素记录可以用来指示研究区水汽的来源及其相关的大气环流格局的变化。晚冰期来气候环境的变化历史大致可划分为4个主要阶段：1)16.7-15.3cal ka BP,湖泊尚未形成,气候干旱、多风,亚洲夏季风可能较弱；2)15.3-11.4cal ka BP时期对应于晚冰期,湖泊水位较低,植物群落以Chara spp为主,氧同位素相对偏负,该阶段夏季风在一定程度上有所增强,但研究区有效湿度仍然偏低；3)11.4-6.4cal ka BP,湖泊水位整体较高。9.2-7.4calka BP期间,湖泊水位降低指示了一次显着的季风衰退事件。植物群落的演替响应于湖泊水位变化,主要经历分别以植物稀少、Chara spp.沉水维管束植物等为主的群落演替,古生产力也表现出相应的变化模式。该阶段氧同位素与湖泊水位表现出同步变化,即湖泊水位高时氧同位素偏负,反之亦然。总体而言,该阶段亚洲夏季风增强,气候偏暖湿；4)6.4calkaBP至今,湖泊水位普遍较低,氧同位素表现出阶段性偏负,古生产力也频繁波动。该阶段亚洲夏季风显着衰退,季风降水减少,而西风环流对本区域气候产生阶段性影响。气候以冷干为主,表现出快速变化的特征。与邻区及高、低纬地区气候记录的对比研究表明,晚冰期以来更尕海湖泊沉积记录的气候变化与低纬石笋记录的亚洲季风的长期变化趋势基本一致,且叠加了若干百年至千年尺度的快速气候变化事件；同时,与高纬北大西洋IRD事件也存在一定程度的遥相关关系,反映了区域气候对全球变化的敏感响应。研究区位于亚洲季风和西风环流的交汇地带,区域气候响应于大气环流格局的变化。早全新世气候主要受强盛的亚洲季风控制,中晚全新世西风环流的影响显着。大气环流形势的变化根本上受控于轨道参数调节的北半球夏季太阳辐射的变化,同时也受低纬海气相互作用或ITCZ的南北移动等气候系统的影响。中晚全新世千年尺度的气候快速变化可能与北大西洋温盐环流的减弱有关,这种高低纬气候变化的联系可能是北大西洋地区的气候信号通过西风环流传递到中东亚地区而建立起来的。
刘俊英,郑绵平,王海雷[9]（2010）在《古昆仑湖地区183-90kaBP间的微体古生物与环境变迁》文中研究说明古昆仑湖位于昆仑山垭口昆仑河谷地,大约在200kaBP前已开始沉积,沉积物为一套灰、灰绿、土黄色粉砂质、砂质粘土,厚约7m.在纳赤台西北剖面5.6-2.4m层段产较多微体化石,介形类有8属12种:Ilyocypris biplicata（Koch）,I.bradyi Sars,Eucypris crassa（Mller）,E.elliptica（Baird）,E.rischtanica Schneider,Candona candida（Mller）,Stenocypriscf.major（Baird）,Cypridopsis obesa Brady & Robertson,Prionocypris gansenensis Huang,Potamocypris villosa（Jurine）,P.cf.wolfi Brehm和Limnocythere dubiosa Daday等.轮藻类有Chara aliensis Z.Wang,Chara gansenensis S.Wang和Charasp.根据U系法测年,含化石地层的年龄大约为168-90kaBP,属于倒数第二次冰期至末次间冰期早期.按生物组合和沉积物特征分析,古昆仑湖区在183-90kaBP的环境气候变化大致有两个大的期次、6个小期次:（1）183-130kaBP冷湿期,湖区环境较冷湿,湖泊水质较淡,水温不高.早期（约183-170kaBP）,湖面较宽,水体较深,环境动荡,化石贫乏;中期（约170-151.3kaBP）,湖面有一定收缩,水质含盐度有所提升,水温仍不高,湖区环境湿度较大;晚期（约151.3-130kaBP）,化石贫乏,生态环境、水质条件可能与早期类同.（2）130-90kaBP凉湿期,湖内生态环境较好,生物门类中除介形类外,出现沉水性植物轮藻类,且介形类生物量较前期有很大增加,属种分异度较好.早期（约130-105kaBP）,偏冷湿;中期（约105-98kaBP）,凉湿,为生物大发展大繁盛时期;晚期（约98-90kaBP）,偏凉湿,在98-93kaBP,环境不宜生物生息,化石贫乏;约93-90kaBP,生态环境有所改善,有介形类3属5种,但生物量较小.
赵传湖[10]（2009）在《全新世东亚地区气候时空演变及古气候定量重建》文中认为利用全新世东亚地区各种代用指标,对青藏高原、中国东部季风区和蒙古高原地区的干湿变化进行半定量的重建,对千年尺度上印度季风和东亚季风的强弱变化和进退作了详细阐述。通过对神农架大九湖地区的地表和地层孢粉样本的细致分析,建立了主要孢粉类型的响应面函数,选择不同的孢粉组合对神农架大九湖地区的七月平均温度和年降水量进行了重建试验。最后,分析比较了2ka来的重要气候事件在上述三个地区的时空分布特征,并主要依据树轮宽度年表进行PDO指数的重建试验。主要结论如下：1.全新世印度夏季风和东亚夏季风的演化特征通过10kaBP以来东亚地区湖泊水位变化和各种高分辨率代用指标气候意义的综合比较揭示了千年尺度上印度夏季风和东亚夏季风的强弱变化及其进退关系。印度夏季风在11.5kaBP前后增强,并在约0.5ka内迅速影响到青藏高原东南部、东部、东北、中部和西部地区,及中国西南、华南地区和长江流域,维持强盛约2-3ka。9kaBP时柴达木盆地和高原西部早全新世湿润期结束,约8kaBP华南地区最湿润期结束,同时高原中部季风强度减弱。7kaBP后,印度夏季风边缘从高原西部逐渐退至中部,在高原东北部也有萎缩。6-5kaBP,高原东北部、东部地区的代用指标记录了夏季风的一次减弱退缩,高原中部约在4.5kaBP暖湿期结束。义敦湖、海登湖和仁错记录了2.5-2.4kaBP印度夏季风强度再次减弱。11.5kaBP时东亚夏季风已经影响到东北山地、内蒙古中部和黄土高原东部地区,在11-10.5kaBP影响内蒙古东部,出现短暂的暖湿气候,10kaBP前后东亚夏季风可能已推进至黄土高原西部和西北东部地区。较强的夏季风降水开始,东北山地最早在9.8-9.4kaBP,内蒙古东部在9.2-9kaBP,东北平原、内蒙古东北部、黄土高原中、东部在8.5kaBP,黄土高原西部在8.5-8.2kaBP之间,内蒙古中部、西北东部在8kaBP开始温湿期,新疆地区在8-7.2kaBP从东到西开始了短暂的温湿期,并在6.5kaBP前后结束。6.5kaBP内蒙古东北部,6.4kaBP东北山地季风降水逐步减少,夏季风强度减弱,东北平原、内蒙古东部、黄土高原在6kaBP结束最暖湿期。由中全新世的暖湿期或者降水较多时期向晚全新世干旱环境的转变时间为,内蒙古中部在5-4.5kaBP,东北地区约在4.2kaBP,黄土高原西部在4.5-4.2kaBP,而黄土高原大部在3.1kaBP。2.全新世东亚地区气候干湿变化的半定量重建主要依据阿洪错湖泊沉积等六个高分辨率气候指标,对青藏高原南部、中国东部和蒙古地区的干湿变化进行半定量重建。高原南部在全新世里较为湿润,最湿润期在8-6kaBP, 6-5kaBP为季风降水逐渐减少的向晚全新世的过渡期,晚全新世变得偏干,显着干旱事件发生在4kaBP和2kaBP前后。中国东部黄河以南的典型东亚夏季风控制地区早全新世为增温增湿阶段,在8.0-5.5kaBP为最暖湿时期,晚全新世里最干旱。西风带控制区干湿变化幅度大,干湿期区别显着,最干旱期对应于季风区的最湿润期。3.神农架大九湖地区孢粉一气候响应面函数的建立和古气候定量重建试验利用神农架大九湖地区地表和地层孢粉样本,及700-2800m海拔高度上的七月平均温度、年降水量的观测值,在对表土孢粉作典型对应分析和强局部加权回归的基础上,建立了主要孢粉类型的响应面模型,并重建大九湖地区泥炭剖面约16kaBP以来的七月平均温度和年降水量曲线,讨论了不同孢粉组合的气候学意义。结果表明,稳定型孢粉组合一次响应面模型重建的七月平均温度和年降水量曲线,较好地反映了晚冰期以来大九湖地区的气候变化趋势,对博令—阿勒罗德暖期、新仙女木事件、全新世最适宜期和8kaBP、4kaBP降温等重要气候事件都有指示。重建曲线的温湿组合显示,大九湖地区的气候在早全新世和中全新世前半期温度较高降水量较大,为全新世最适宜期,与低纬度地区的记录较为一致。孢粉因子的敏感性分析揭示,木本植物含量大,对环境的变化响应较为稳定;草本和蕨类植物对气候变化反应敏感,显着地记录了极端气候事件。4.代用指标反映的东亚地区2ka来气候温湿变化树轮宽度指数显示青藏高原东北部在公元5、9和10-11世纪春季降水较多。石笋记录反映的中国西南和华中地区夏季风降水量,分别在2ka里最初的0.2ka和0.5ka及18世纪之后较大。蒙古高原地区湿润程度2ka来逐渐增大,其湿润期对应于华北地区的低温期,反映了区域气候变化的共同特点。各区域气候变化的位相对比表明,华南地区的冬季风增强对应于夏季风降水的减少,华北地区的温度的降低和台勒门湖地区的湿润程度的增加。即在冷期里各指标的变化具有一致性,表明,小冰期冷事件是普遍存在的,是2ka以来温度最低和夏季风降水最少的时期。中、低纬度地区和中、高纬度地区在中世纪暖期的表现上具有较大的不同,10-14世纪之间,青藏高原、中国东部和蒙古高原地区的暖期,存在位相的逐渐偏移,青藏高原的暖期出现最早,中国东部和蒙故高原的大部分地区,则是随纬度的降低越晚出现。增温幅度在低纬度地区最弱,高纬度地区最明显,中纬度地区居中。18世纪后中国东部温度升高的时空变化也有上述特点。5.树轮宽度指标重建PDO指数代用指标与PDO指数的相关分析表明,东亚地区气候的年代际变化与太平洋海温的年代际变化存在密切联系,这种联系在高纬度地区比低纬度地区更紧密。17世纪以来PDO指数的重建曲线表明,PDO指数存在明显的年代际变化特征,准20年周期尤为显着。重建的PDO指数变化幅度比实测值偏小,但仍然能够反映极端的PDO指数变化,重建序列在18世纪下半叶到19世纪初具有较大的波动振幅。重建结果可以与北美西部的树轮指数重建曲线相比较,具有较为一致的低频变化。史料记载揭示的东亚地区干湿变化和代用指标重建的PDO指数在年代际尺度上有较好的对应,华北和长江中下游地区的旱涝分别与PDO指数存在正、负相关关系,即PDO暖位相时,华北地区偏旱,长江中下游地区偏涝。
二、12 kaBP lake environment on the Tibetan Plateau（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、12 kaBP lake environment on the Tibetan Plateau（论文提纲范文）
（1）五大连池火山口湖花粉记录的末次冰期以来的植被及气候变化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 末次冰期以来气候环境演化研究概况 |
| 1.1.1 末次冰期研究概况 |
| 1.1.2 Younger Dryas(YD)事件(12.8-11.7 ka)研究概况 |
| 1.1.3 全新世(11.7 ka至今)适宜期研究概况 |
| 1.2 火山口湖沉积气候学发展及现状 |
| 1.3 国内孢粉气候学的发展及现状 |
| 1.4 中国东北地区末次冰期以来的气候变化研究进展 |
| 1.5 选题依据及研究内容 |
| 1.5.1 选题依据 |
| 1.5.2 研究内容 |
| 1.6 工作量和技术路线 |
| 1.6.1 工作量 |
| 1.6.2 技术路线 |
| 第二章 研究区概况、样品采集及研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 气候与水文特征 |
| 2.1.3 现代植被类型 |
| 2.2 样品采集 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 放射性碳测年 |
| 2.3.2 花粉分析方法 |
| 2.3.3 基于化石花粉数据的气候定量重建 |
| 2.3.4 磁化率分析 |
| 2.3.5 总有机碳(TOC)、总氮(TN)和C/N分析 |
| 第三章 研究结果 |
| 3.1 深度-年代模型的建立 |
| 3.2 五大连池GQ2钻孔指标分析结果 |
| 3.2.1 GQ2钻孔花粉类型及组合特征 |
| 3.2.2 主成分分析结果 |
| 3.2.3 TOC、TN、磁化率和C/N分析结果 |
| 3.3 五大连池TC2钻孔指标分析结果 |
| 3.3.1 TC2钻孔的花粉类型及组合特征 |
| 3.3.2 主成分分析结果 |
| 3.3.3 基于化石花粉的定量重建结果 |
| 第四章 五大连池地区末次冰期植被与气候变化 |
| 4.1 五大连池火山口湖末次冰期(48-10 ka BP)沉积环境演化 |
| 4.2 五大连池地区末次冰期(MIS 3-2)植被及气候特征 |
| 4.2.1 五大连池地区典型花粉的气候指示意义 |
| 4.2.2 五大连池地区末次冰期(MIS 3-2)植被特征 |
| 4.2.3 五大连池地区末次冰期(MIS 3-2)气候特征 |
| 4.3 不同区域记录对比及驱动机制探讨 |
| 4.3.1 不同区域记录对比 |
| 4.3.2 五大连池地区植被及气候变化机制探讨 |
| 第五章 五大连池地区YD期间植被与气候变化 |
| 5.1 五大连池地区YD期间植被及气候特征 |
| 5.2 区域记录对比 |
| 5.3 驱动机制探讨 |
| 第六章 五大连池地区全新世以来植被与气候变化 |
| 6.1 五大连池地区全新世以来植被与气候特征 |
| 6.2 区域记录对比 |
| 6.3 东北地区全新世降水变化机制分析 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 图版I |
| 图版Ⅱ |
| 图版Ⅲ |
| 图版IV |
| 致谢 |
| 在读期间发表的学术论文与取得的其他研究成果 |
（2）西藏羌北高原多格错仁盐湖中更新世晚期以来的环境演化记录（论文提纲范文）
| 1 地质背景 |
| 2 湖岸阶地地貌及剖面沉积特征 |
| 3 年代确定 |
| 4 环境变化转换指标 |
| 4.1 粒度 |
| 4.2 磁化率 |
| 5 粒度、磁化率记录与深海氧同位素、南极冰芯记录的气候波动对比 |
| 6 多格错仁盐湖与其邻区气候变化的对比 |
| 6.1 与柴达木盆地进行比较 |
| 6.2 与青海湖进行对比 |
| 7 结论 |
（3）基于孢粉数据的全新世青藏高原降水定量重建（论文提纲范文）
| 1 区域概况 |
| 2 数据来源与方法 |
| 2.1 数据来源 |
| 2.2 方法 |
| 3 结果分析 |
| 3.1 信度分析 |
| 3.2 全新世降水变化的阶段划分与趋势 |
| 4 讨论 |
| 5 结论 |
（4）达连海末次冰消期至早全新世植被变化研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究意义与研究背景 |
| 1.2 国内外研究现状分析 |
| 1.2.1 末次冰消期研究进展 |
| 1.2.2 末次冰消期至早全新世植被及气候研究 |
| 1.3 研究目标、研究内容与拟解决的关键问题 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 拟解决的关键问题 |
| 1.4 技术路线 |
| 2 研究区概况 |
| 2.1 地质地貌 |
| 2.2 气候与水文 |
| 2.2.1 气温 |
| 2.2.2 降水 |
| 2.2.3 蒸发 |
| 2.2.4 风力 |
| 2.2.5 水文 |
| 2.3 植被与土壤 |
| 3 研究方法与结果 |
| 3.1 湖泊岩芯的钻取与岩性 |
| 3.2 DLH12A孔年代测定和年代框架的建立 |
| 3.2.1 测年结果 |
| 3.2.2 年代框架的建立 |
| 3.3 孢粉分析技术 |
| 3.3.1 孢粉样品的提取 |
| 3.3.2 孢粉样品的鉴定 |
| 3.3.3 孢粉数据处理 |
| 3.3.4 孢粉分带 |
| 3.4 孢粉分析结果 |
| 3.4.1 孢粉类型 |
| 3.4.2 孢粉带划分 |
| 4 DLH12A钻孔记录的植被演化和环境变化 |
| 4.1 孢粉的指示意义探讨 |
| 4.1.1 孢粉的植被指示意义 |
| 4.1.2 孢粉的环境指标探究 |
| 4.2 孢粉组合主成分分析(PCA)结果 |
| 4.3 不同代用指标的对比 |
| 4.4 末次冰消期至早全新世植被与环境演化历史 |
| 5 末次冰消期至早全新世以来区域环境对比研究 |
| 5.1 达连海 |
| 5.2 青藏高原东北部 |
| 5.3 青藏高原其他地区 |
| 5.4 中国北方地区 |
| 5.4.1 湖泊沉积记录 |
| 5.4.2 黄土剖面记录 |
| 5.5 末次冰消期气候事件研究 |
| 5.6 共和盆地末次冰消期至早全新世气候变化机制浅析 |
| 6 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 问题与展望 |
| 6.2.1 孢粉谱的解释问题 |
| 6.2.2 盆地内部与周围山地湿度不一致问题 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
（5）晚更新世以来藏北高原黑海湖泊沉积环境演化过程研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 湖泊沉积研究进展 |
| 1.3 浅地层探测仪研究进展 |
| 1.4 浅地层探测在湖泊沉积研究中的应用进展 |
| 1.5 研究内容 |
| 第二章 研究区域概况 |
| 2.1 研究区域的地质背景 |
| 2.2 研究区域的气候水文条件 |
| 第三章 研究方法 |
| 3.1 野外工作 |
| 3.2 室内分析 |
| 3.2.1 C2孔室内分析 |
| 3.2.2 浅地层剖面数据处理与解译 |
| 第四章 C2孔粒度数据及其环境意义 |
| 4.1 粒度数据的分析结果 |
| 4.2 C2孔沉积物粒度数据的环境意义 |
| 4.2.1 16.7-15.9 Ka BP(676.8-620cm) |
| 4.2.2 15.9-14.6 Ka BP(620-560cm) |
| 4.2.3 14.6-10.7 Ka BP(560-351cm) |
| 4.2.4 10.7-7.12 ka BP(351-235cm) |
| 4.2.5 7.12-3.42 Ka BP(235-113cm) |
| 4.2.6 3.42-0 Ka BP(113-0cm) |
| 第五章 黑海地震剖面特征 |
| 5.1 剖面与C2钻孔的对比 |
| 5.2 黑海地震地层的反射界面特征 |
| 5.3 黑海湖地层单元特征 |
| 5.3.1 U1单元层 |
| 5.3.2 U2单元层 |
| 5.3.3 U3单元层 |
| 5.3.4 U4单元层 |
| 5.3.5 U5单元层 |
| 5.4 黑海湖典型地震相 |
| 5.4.1 埋藏谷 |
| 5.4.2 快速沉降的冰碛物 |
| 5.4.3 残余冻胀及融化层堆积 |
| 5.4.4 埋藏低位前积三角洲 |
| 5.5 黑海湖地层解释及其环境意义 |
| 5.5.1 地层单元U5：末次冰盛期多年冻土层 |
| 5.5.2 地层单元U4：晚更新世末期冰湖沉积 |
| 5.5.3 地层单元U3：晚更新世末期-早全新世深湖相沉积 |
| 5.5.4 地层单元U2：中全新世低能浅湖相沉积 |
| 5.5.5 地层单元U1：晚全新世深湖相沉积 |
| 第六章 黑海湖泊沉积环境演化过程 |
| 6.1 晚更新世以来黑海湖流域气候变化 |
| 6.1.1 16.7-14.6 Ka BP：晚更新世干冷时期 |
| 6.1.2 14.6-7.12 Ka BP：晚更新世末期-早全新世温湿时期 |
| 6.1.3 7.12-3.42 Ka BP：中全新世暖湿期 |
| 6.1.4 3.42-0Ka BP：晚全新世干冷期 |
| 6.2 晚更新世以来黑海湖沉积地层演化及古地貌 |
| 6.2.1 晚更新世以来黑海湖沉积地层演化 |
| 6.2.2 晚更新世以来黑海湖盆古地貌 |
| 6.3 晚更新世以来黑海湖沉积环境演化 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
（6）雅鲁藏布江河谷地貌与地质环境演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 第一节 选题依据和科学意义 |
| 第二节 研究目标和研究思路 |
| 第三节 研究内容和研究方法 |
| 第四节 工作量和研究成果 |
| 第五节 本章小结 |
| 第二章 研究区及邻区区域地质构造及相关特征 |
| 第一节 区域地层 |
| 第二节 区域构造 |
| 第三节 现代气候特征 |
| 第四节 泥石流和滑坡 |
| 第五节 风成沙和古土壤 |
| 第六节 冰川地貌 |
| 第七节 冲积、洪积地貌 |
| 第八节 泉华堆积 |
| 第九节 湖积 |
| 第十节 雅鲁藏布江支流河谷地貌 |
| 第十一节 本章小结 |
| 第三章 雅鲁藏布江早期河谷地貌发育的裂变径迹和夷平面证据 |
| 第一节 前言 |
| 第二节 样品与分析 |
| 第三节 结果与讨论 |
| 第四节 夷平面 |
| 第五节 本章小结 |
| 第四章 雅鲁藏布江加查地区河谷地貌对气候与构造的响应 |
| 第一节 基本概况 |
| 第二节 雅鲁藏布江加查段水系对构造运动和气候的响应 |
| 第三节 雅鲁藏布江加查段河谷形态对构造运动的响应 |
| 第四节 干流河床纵剖面对构造运动的响应 |
| 第五节 支流河床纵剖面对构造运动和气候的响应 |
| 第六节 阶地对构造运动和气候的响应 |
| 第七节 结论 |
| 第八节 本章小结 |
| 第五章 雅鲁藏布江中游阶地形成时代和成因 |
| 第一节 基本概况 |
| 第二节 阶地特征 |
| 第三节 阶地时代 |
| 第四节 阶地成因 |
| 第五节 讨论 |
| 第六节 结论 |
| 第七节 本章小结 |
| 第六章 雅鲁藏布江古堰塞湖 |
| 第一节 引言 |
| 第二节 古堰塞湖分布区地质环境特征 |
| 第三节 古堰塞湖沉积物剖面特征 |
| 第四节 古堰塞湖空间分布特征 |
| 第五节 古堰塞湖时间分布特征 |
| 第六节 古堰塞湖形成和消亡原因 |
| 第七节 讨论与结论 |
| 第八节 本章小结 |
| 第七章 雅鲁藏布江河谷地质环境 |
| 第一节 基本概况 |
| 第二节 孢粉组合 |
| 第三节 古植被与古气候分析 |
| 第四节 本章小结 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
（7）云南元谋龙街粉砂层的形成时代及环境意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 第一节 选题依据及研究意义 |
| 第二节 研究进展 |
| 第三节 研究内容及工作量 |
| 第二章 区域概况 |
| 第一节 自然地理概况 |
| 第二节 区域地质概况 |
| 第三节 本章小结 |
| 第三章 龙街粉砂层沉积序列 |
| 第一节 龙街粉砂层空间分布 |
| 第二节 龙街粉砂层地层剖面 |
| 第三节 龙街钻孔 |
| 第四节 小结 |
| 第四章 龙街粉砂层形成时代 |
| 第一节 测年方法及原理 |
| 第二节 剖面测年结果及分析 |
| 第三节 钻孔岩芯测年及分析 |
| 第四节 小结 |
| 第五章 龙街粉砂层的粒度 |
| 第一节 分析方法及参数计算 |
| 第二节 粒度特征 |
| 第四节 龙街粉砂层粒度记录的环境意义 |
| 第五节 小结 |
| 第六章 龙街粉砂层的色度和碳含量特征 |
| 第一节 色度特征 |
| 第二节 碳含量 |
| 第三节 古环境分析 |
| 第四节 本章小结 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
（8）晚冰期以来青藏高原东北部更尕海沉积记录的气候变化（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 目录 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 晚冰期以来气候变化研究进展 |
| 1.1.1 晚冰期气候不稳定性 |
| 1.1.2 全新世气候变化研究进展 |
| 1.1.2.1 全新世气候不稳定性 |
| 1.1.2.2 全新世气候变化特征事件 |
| 1.2 青藏高原湖泊沉积气候记录研究进展 |
| 1.3 亚洲夏季风边缘区气候变化的差异性 |
| 1.4 选题意义与研究目标 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 共和盆地演化历史 |
| 2.2 自然地理概况 |
| 2.2.1 植被 |
| 2.2.2 土壤 |
| 2.2.3 水文 |
| 2.3 气候 |
| 2.3.1 温度 |
| 2.3.2 降水 |
| 2.3.3 蒸发 |
| 2.3.4 沙珠玉盆地气候 |
| 第三章 样品采集与年代序列 |
| 3.1 样品采集 |
| 3.2 湖泊沉积地层 |
| 3.3 岩芯年龄测定 |
| 3.3.1 测试方法与年代结果 |
| 3.3.2 年代序列 |
| 第四章 实验方法 |
| 4.1 粒度 |
| 4.2 磁化率 |
| 4.3 碳酸盐含量 |
| 4.4 生物大化石的挑选与统计 |
| 4.5 总有机碳(TOC)与总氮(TN)含量 |
| 4.6 水的氢氧同位素 |
| 4.7 有机质碳同位素(δ~(13)C_(org)) |
| 4.8 碳酸盐稳定同位素 |
| 4.8.3 软体动物壳体 |
| 4.8.3.1 样品前处理 |
| 4.8.3.2 同位素实验方法 |
| 4.8.4 沉水植物结壳 |
| 第五章 结果与解释 |
| 5.1 粒度 |
| 5.1.1 现代沉积 |
| 5.1.1.1 湖泊表层沉积 |
| 5.1.1.2 湖泊现代水体捕获沉积 |
| 5.1.1.3 流域地表沉积 |
| 5.1.2 岩芯沉积 |
| 5.1.3 更尕海表层沉积粒度组成空间分异 |
| 5.1.4 岩芯沉积样品粒度组成的环境意义 |
| 5.2 磁化率 |
| 5.3 碳酸盐含量 |
| 5.4 生物大化石及沉水植物碳酸盐结壳 |
| 5.4.1 植物大化石 |
| 5.4.2 软体动物壳体化石 |
| 5.4.3 沉水植物结壳 |
| 5.5 TOC、TN与C/N |
| 5.6 水同位素 |
| 5.7 有机质碳同位素(δ~(13)C_(org)) |
| 5.8 碳酸盐稳定同位素 |
| 5.8.1 不同成因碳酸盐同位素环境指示意义 |
| 5.8.1.3 软体动物壳体 |
| 5.8.1.4 沉水植物结壳 |
| 5.8.2 生物成因碳酸盐同位素分馏机制 |
| 5.8.2.1 沉水植物结壳 |
| 5.8.2.2 软体动物壳体 |
| 5.8.2.3 现生沉水植物结壳与软体动物壳体同位素分馏 |
| 5.8.3 不同成因碳酸盐同位素结果对比与解释 |
| 5.8.3.1 氧同位素 |
| 5.8.3.2 碳同位素 |
| 第六章 晚冰期以来气候变化重建 |
| 6.1 湖泊水位变化历史 |
| 6.1.1 16ka以来湖泊水位变化历史 |
| 6.1.2 与邻区湿度记录对比 |
| 6.2 湖泊生产力演化历史 |
| 6.2.1 湖泊古生产力定性重建 |
| 6.2.2 湖泊古生产力定量估算 |
| 6.2.3 16ka以来湖泊生产力变化历史 |
| 6.2.4 区域气候变化响应 |
| 6.3 晚冰期以来气候变化重建 |
| 6.3.1 气候变化的氧同位素记录 |
| 6.3.2 晚冰期以来的气候变化历史 |
| 6.3.3 区域氧同位素记录对比 |
| 6.3.4 区域气候变化模式 |
| 6.4 区域气候变化驱动机制浅析 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 附录：图表清单 |
| List of ifgure and table |
| 个人简历 |
| 致谢 |
（10）全新世东亚地区气候时空演变及古气候定量重建（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 气候代用指标及其在全新世气候研究中的应用 |
| 1.3 全新世东亚地区区域气候研究概述 |
| 1.3.1 青藏高原地区 |
| 1.3.2 中国南部地区 |
| 1.3.3 黄土高原以东的中国北方地区 |
| 1.3.4 中国西北和蒙古地区 |
| 1.4 全新世东亚地区气候变化与季风演化特征 |
| 1.5 本文研究内容和章节安排 |
| 1.6 本文主要创新点 |
| 参考文献 |
| 第二章 全新世东亚地区气候干湿变化与季风演变特征 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 资料来源和分析方法 |
| 2.2.1 资料说明 |
| 2.2.2 分析方法 |
| 2.3 全新世东亚地区湖泊水位变化 |
| 2.3.1 湖泊水位的EOF分解 |
| 2.3.2 湖泊水位的聚类分析 |
| 2.4 高分辨率代用指标揭示的全新世季风及气候环境的变化 |
| 2.4.1 印度夏季风和东亚夏季风强度指标 |
| 2.4.2 东亚冬季风强度指标 |
| 2.4.3 西风带气候干湿指标 |
| 2.5 东亚地区季风区和西风带气候代用指标的对比分析 |
| 2.5.1 亚轨道尺度东亚地区的气候变化 |
| 2.5.2 千年尺度上印度季风和东亚季风的强度变化 |
| 2.5.3 代用指标揭示的东亚地区千年尺度气候干湿变化半定量重建 |
| 2.5.4 东亚地区夏季风千年尺度进退 |
| 2.6 时间序列分析 |
| 2.7 全新世季风气候变化的机制分析 |
| 2.8 本章小结 |
| 参考文献 |
| 第三章 古气候孢粉重建方法与个例研究 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 资料与方法 |
| 3.2.1 资料说明 |
| 3.2.2 分析方法 |
| 3.3 神农架地区地表和地层孢粉样本分析 |
| 3.3.1 神农架地区气候参数与海拔高度的关系 |
| 3.3.2 孢粉百分比图谱 |
| 3.3.3 表土孢粉的CCA分析 |
| 3.3.4 神农架地区常见孢粉的R值分析 |
| 3.4 神农架地区孢粉-气候响应面函数的建立 |
| 3.4.1 一次响应面模型 |
| 3.4.2 高次响应面模型 |
| 3.5 响应面函数对温度和降水量定量重建试验 |
| 3.6 本章小结 |
| 参考文献 |
| 第四章 2ka来东亚地区气候干湿变化及其与PDO变化的关系 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 资料说明和研究方法 |
| 4.2.1 资料说明 |
| 4.2.2 分析方法 |
| 4.3 2ka来气候变化 |
| 4.4 1ka来气候变化 |
| 4.4.1 青藏高原、中国东部和蒙古高原地区的气候变化的异同 |
| 4.4.2 周期分析 |
| 4.5 大气环流特征的表述 |
| 4.6 PDO指数的重建试验 |
| 4.7 东亚地区气候干湿变化与PDO的关系 |
| 4.8 本章小结 |
| 参考文献 |
| 第五章 总结与讨论 |
| 5.1 全文总结 |
| 5.2 问题与展望 |
| 致谢 |
四、12 kaBP lake environment on the Tibetan Plateau（论文参考文献）
- [1]五大连池火山口湖花粉记录的末次冰期以来的植被及气候变化[D]. 刘孝艳. 中国科学技术大学, 2021(09)
- [2]西藏羌北高原多格错仁盐湖中更新世晚期以来的环境演化记录[J]. 李金锁,刘喜方,牛新生,商斌,李国臣. 地质学报, 2020(10)
- [3]基于孢粉数据的全新世青藏高原降水定量重建[J]. 金孙梅,王英,侯光良,李生梅. 水土保持通报, 2018(06)
- [4]达连海末次冰消期至早全新世植被变化研究[D]. 周姗. 华中师范大学, 2018(05)
- [5]晚更新世以来藏北高原黑海湖泊沉积环境演化过程研究[D]. 周连福. 南京大学, 2014(08)
- [6]雅鲁藏布江河谷地貌与地质环境演化[D]. 祝嵩. 中国地质科学院, 2012(09)
- [7]云南元谋龙街粉砂层的形成时代及环境意义[D]. 李朝柱. 中国地质科学院, 2012(10)
- [8]晚冰期以来青藏高原东北部更尕海沉积记录的气候变化[D]. 宋磊. 兰州大学, 2012(09)
- [9]古昆仑湖地区183-90kaBP间的微体古生物与环境变迁[J]. 刘俊英,郑绵平,王海雷. 湖泊科学, 2010(05)
- [10]全新世东亚地区气候时空演变及古气候定量重建[D]. 赵传湖. 南京大学, 2009(12)