一、12kaBP前后青藏高原湖泊环境（论文文献综述）
金孙梅,王英,侯光良,李生梅[1]（2018）在《基于孢粉数据的全新世青藏高原降水定量重建》文中提出[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。
张振球[2]（2017）在《神农架5ka BP石笋记录的年际分辨率亚洲季风自然变率及极端事件诊断》文中提出中全新世以来地球气候边界条件处于相对稳定时期。前人研究主要集中于北半球太阳辐射、热带辐合带漂移对亚洲季风气候总体演化的影响,并认识到太阳活动和北大西洋的共同作用驱动千年尺度季风干旱事件,但对于年-百年高频气候变率和动力机制的有待于深入研究。最近5000年的年一百年尺度的季风气候环境研究有助于理解全球海-陆-气相互作用过程、动力学机制,进一步认识人类古文明演化和当代全球变暖的自然气候变率背景。本文以湖北省神农架龙腑宫高铀、高生长速率的石笋材料（LFG1）为主要研究对象,采用Th-230定年技术和稳定同位素等地球化学气候代用指标,利用生长动力年龄模型,建立了 4670-325a BP平均分辨率0.4a的氧同位素信号变率序列。LFG1覆盖了中全新世大部分时段,氧同位素变化范围-9.7%‰～-7.5‰之间,波幅超过2‰,敏感于区域内其他石笋记录。分馏平衡验证、氧碳同位素对比及区域记录重现性检验证实LFG1 δ18O基本处于分馏平衡状态,可以用于高分辨率季风记录的重建,并能敏感响应于外界条件变化。利用岩性,同位素对比,波谱分析等评估筛选手段,减小非气候因素对用同位素信号的干扰,最终建立相对可靠的季节分辨亚洲季风自然变率记录。在轨道尺度上亚洲季风响应于太阳辐射的变化,全新世呈现出季风减弱的过程,然而LFG1记录的两千年来亚洲季风与太阳辐射同相位关系却存在解耦现象,亚洲季风逐步增强。其他间冰期北高纬太阳辐射极小值期,亚洲季风也展现出类似提前太阳辐射的增强过程。南半球低纬夏季太阳辐射增强,使得南大洋对亚洲大陆潜热输送的增多,加之CH4等温室气体的增多,推动了亚洲季风与北半球太阳辐射的解耦。同时青藏高原在2ka BP以来的快速增温过程,一定程度上增加了海陆热力梯度,促进了亚洲夏季风的增强。LFG1石笋记录的2ka季风增强过程可以分为黑暗冷期（1.9-0.9ka BP）与中世纪暖期（0.9-0.6ka BP）两个阶段。其中1.9-0.9ka BP弱季风过程略长于同时期的欧洲黑暗时代冷期,包括了罗马暖期的部分时段。这一发现在其他亚洲季风代用指标证实的同时,也显示了亚洲季风区内部冷暖期起止的不同,揭示了季风气候在区域环境中的差异性特征,体现季风降水变率峰值的区域性差异。LFG1记录的中世纪暖期,证实了相关的模拟和统计结果即其季风增强过程并不连续,存在明显的双峰特征（940-980a BP,770-690a BP）。2.8 ka BP气候异常发生于晚全新世太阳活动极小期内,被不同区域代用指标所记录,被认为具有全球性特征的气候异常事件。LFG1记录亚洲季风于2.93-2.63ka BP间的快速减弱过程,并发现在事件结构上具有缓慢减弱（230a）,快速增强（60a）的过程。这一非对称结构在其他百年-千年尺度事件在也有发现,显示了在南半球低纬水热状况对亚洲季风变率的影响。同时,LFG1石笋还记录了 4.2ka,3.5ka附近百年尺度弱季风事件,揭示了太阳活动和北大西洋水文循环对于亚洲季风的作用。百年尺度上,亚洲季风与印澳季风具有明显的反相位关系,其可能响应于ITCZ的南北移动,揭示了太阳活动及其海气放大机制对于全球气候的影响。对于历史时期短尺度极端气候事件的研究受到代用指标精度和分辨率的限制而相对较少。利用多尺度滑动T检验提取LFG1序列中的极端气候信号,发现在不同边界条件下,极端事件频率和尺度发生改变。2.8ka BP事件打断了 20-30a尺度的气候变率。黑暗冷期因短尺度变化的累积而长于太阳活动减弱过程。LFG1石笋记录的短尺度气候事件与流域内水旱灾害在时频上具有一致性,为量化历史时期区域灾异状况提供支持,在一定程度上揭示了气候快速变化对于历史更迭的影响。频谱分析显示,夏季风短尺度变化可能是太阳活动、火山、厄尔尼诺、太平洋年代际震荡等地球内外因子共同作用的结果,单个气候因子对于夏季风短尺度气候变化的影响可能并不具有连续性。本研究提供了中全新世以来亚洲季风已知最高分辨率和定年精度的石笋同位素代用指标记录;探讨了近两千年来亚洲季风与太阳辐射解耦的过程和可能的机制;明确了 2.8ka BP弱季风事件的结构和驱动机制,证实了太阳活动和北大西洋水文循环对于百年尺度东亚-印澳季风的推动;量化了区域短尺度水旱灾害的频率和程度特征,为研究短尺度气候变率对历史更迭的影响提供了数据支撑。
赵家驹[3]（2014）在《新疆东部巴里坤湖记录的末次盛冰期以来气候变化研究》文中研究表明中纬度亚洲内陆干旱区是全球大气粉尘的重要来源之一,在全球气候和生态系统中起着重要作。获取具有可靠年代,高分辨率的定量气候记录,可以更好的研究和分析亚洲内陆干旱区的气候变化特征及与其它地区（高纬度和低纬度地区）的联系,深入对亚洲内陆干旱区气候系统的认识和理解。为应对和缓解亚洲内陆干旱区内水资源短缺和生态环境退化等问题提供理论依据,因此加深对亚洲内陆干旱区气候和降水变化机制的理解显得尤为重要。中国西北干旱区是亚洲内陆干旱区的重要组成部分,现代的气候主要受中纬度西风环流和西伯利亚高亚的影响,本文研究的新疆东部巴里坤湖处于西北干旱区的中心区域,能够较好的记录西北干旱区过去气候变化过程。研究组于2011年在巴里坤湖中心钻取了 62.53米深的BLK11A岩芯,本文选取顶部6.8米末次盛冰期以来的岩芯进行了高分辨率的气候指标分析,利用AMS 14C测年方法建立了岩芯上部6.8米的年代框架。在实验室对其进行了 1cm间距的高分辨率分样,获取高分辨率的烧失量和易溶盐含量指标。同时,对不同深度135个沉积物样品进行了长链烯酮（LCAs）和n-脂肪酸浓度以及C24、C26和C28 n-脂肪酸的碳、氢同位素分析,重建了过去25 cal、ka BP（1 cal.ka BP =距1950年1000年）高分辨率连续的夏季水温记录以及区域水文循环记录。主要结论如下:1.西北干旱区湖泊长链烯酮分布特征与转换函数通过对西北干旱区29个湖泊表层沉积物样品分析,在其中的12个湖泊中检测到了长链烯酮。在低盐度的湖泊中仅检测到了C37-C38长链烯酮,而在盐湖和高盐湖中检测到了 C37-C42长链烯酮。GC-MS分析结果显示奇数链长为甲基烯酮,而偶数链长为乙基烯酮。仅在2个高盐度湖泊中检测到C41和C42烯酮,表明在高盐度的湖泊环境中存在一种特殊的物种能够生产C41和C42烯酮,因此C41和C42烯酮可作为高盐度环境的生物标志性化合物。对比全球不同地区湖泊表层沉积物的%C37:4,%C38:4与盐度发现,两者关系并不明显,说明不同的长链烯酮生产者对%C37:4,%C38:4影响较大。利用巴里坤湖以及附近湖泊的水体过滤样品,建立了温度转换方程,发现U37k与水温有显着的相关性（y=0.016x-0.696,R2 = 0.64）,而U37k’与水温无关。2.末次盛冰期以来巴里坤湖夏季水温重建末次盛冰期以来的BLK11A岩芯中存在两种长链烯酮分布特征,指示长链烯酮的生产者不同。一类与现代巴里坤湖中物种相同,则利用我们重建的温度转换方程进行水温计算。另一类生长在盐度相对较低的环境下,主要生长在冰期,我们利用 了与之相似的 3 个温度转换方程（（1）Hap B:T= 35.84×U37k + 21.11;（2）C.lamellosa:T= 26.53×U37k + 15.89;（3）P.paradoxa:T= 44.25×U37k + 22.78）进行了水温计算,采用平均值作为水温记录,重建的最大和最小结果作为误差范围。在此重建的水温主要反映是长链烯酮生产者生长时（夏季）的水温。末次盛冰期（25-19 cal.kaBP）期间,湖泊表层夏季水温总体较低,水温在6.3-18.1℃之间波动,平均值为12.9℃。25-20.8 cal.kaBP夏季水温逐渐降低,平均水温为15.3℃。20.8-19 ka BP时期夏季水温最低,平均水温为10.5℃,比现水温度低7.4℃。盛冰期结束后夏季水温回升,在19-18 cal.ka BP之间水温回升了4℃,之后降低,在Oldest Dryas期间夏季水温维持在较低的水平上,平均水温为11.6℃,比现代水温低6.3℃。在15 cal.ka BP前后,夏季水温增加了约3℃。在14.9-11.7 cal.kaBP期间,夏季水温升高接近或略高于现代夏季水温,在13.1-12.8 cal.ka BP和12.1-11.8 cal.ka BP发生降温,分别低于现代夏季水温3.3和2.6℃,很可能分别对应于Older Dryas和Younger Dryas。11.7-9.8 cal.ka BP期间湖泊夏季水温为16.8℃,接近现代的湖泊夏季水温;在9.8-8 cal.ka BP期间湖泊夏季水温明显降低,平均水温度13.6℃,比现代夏季水温低4.3℃。8cal.kaBP前后,湖泊夏季水温在很短的时间（约150年）内快速升高,增幅达11.5℃。8-6 cal.kaBP期间为全新世温度最高阶段,平均夏季水温比现代夏季水温高6℃。中全新世期间水温呈降温趋势,降温速率为1.9℃/ka。晚全新世（4.8-1.8cal.kaBP）期间,中晚全新世的降温趋势被3.8-4.8 cal.kaBP期间快速降温事件中断,该期间温度在10.1-22.2℃之间波动,平均水温为14.9℃,比现代夏季水温低3℃。3.8 cal.ka BP之后夏季水温再次呈降温趋势,温度变化范围为18.3-22.8℃,降温速率为1.1℃/ka。3.末次盛冰期以来巴里坤湖水位与盐度变化在末次盛冰期、冰消期和早全新世期间,巴里坤湖湖泊水位总体较低,在个别时期甚至季节性干涸,在19-18 cal.kaBP和14.9-13 cal.kaBP期间湖泊水位相对升高。在此期间湖泊盐度波动升高,在末次盛冰期盐度最低,末次冰消期晚期和全新世湖泊盐度最高。8-6 cal.ka BP期间,湖泊水位明显升高,是整个钻孔水位最高、面积最大的时期,但湖泊盐度并未有明显的降低。6 cal.ka BP之后,湖泊水位逐渐降低,湖泊面积逐渐萎缩,湖泊盐度快速增高,为高盐度环境,湖泊进入成盐阶段。4.末次盛冰期以来巴里坤地区气候与环境变化（1）在末次盛冰期期间巴里坤湖气候最为冷干,在此气候条件下,湖泊周围植被稀疏,湖泊水位和湖泊初级生产力较低。水生植物C28脂肪酸氢同位素表明湖泊水体同位素偏正,表明大气降水量较低,湖泊水体更新缓慢。低温导致低湖泊蒸发量,导致巴里坤湖在末次盛冰期维持较低湖泊水体盐度。在低盐度和水深较浅的情况下,大量川蔓藻在湖泊底部生长。（2）末次冰消期期间巴里坤湖夏季水温和湖泊水位变化呈现出千年尺度的变化,而降水或湿度并未表现出这种变化。该时期湖泊盐度逐渐增高,流域内植被稀少,湖泊初级生产力较低,整体气候较为干旱。15-11.7 cal.kaBP期间,湖泊水体盐度升高,不适宜川蔓藻生长,沉积物中C28n-脂肪酸碳同位素表明湖泊周围以C3植物为主,其氢同位素总体偏负,表明湖泊周围植被主要利用山地降水和冰川融水,盆地内夏季降水较少。（3）早全新世气候较为不稳地,C3、C4植物比例波动频繁,湖泊水位较低,湖泊盐度较高,同时湖泊初级生产力低,气候相对冷干。8 cal.ka BP之后开始变得暖湿,湖泊水位回升,湖泊初级生产力升高,在6-8 cal.ka BP期间气候最为温暖湿润,湖泊水位最高。此时陆地植被C4植物比例较高,盆地内夏季降水为主要水源。6 cal.kaBP之后,湖泊夏季水温逐渐降低,气候变得干旱,湖泊变为高盐度环境,湖泊水位逐渐降低。在6-4 cal.kaBP期间,陆地植被C4植物比例较高,4 cal.kaBP之后,C3植物逐渐增多。此外,在3.8-4.8期间出现一次显着的冷干事件。
周连福[4]（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》文中指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[5]（2012）在《雅鲁藏布江河谷地貌与地质环境演化》文中认为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[6]（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[7]（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》文中研究说明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。
赵传湖[8]（2009）在《全新世东亚地区气候时空演变及古气候定量重建》文中研究说明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。
余佳[9]（2008）在《西藏腹地第四纪典型湖泊环境演变研究》文中研究表明本论文以西藏佩枯错、扎日南木错湖相沉积地层为主要研究对象,以第四纪地质学、地貌学、沉积学、同位素年代学、环境地球化学、孢粉与微古生物学等多学科交叉的理论和方法为指导,对西藏腹地第四纪典型湖相沉积剖面进行了详细研究,恢复了当时的古环境和古气候,分析其湖泊环境演变规律,并与纳木错环境演变进行了对比,探讨了湖泊演化与高原隆升、环境演变的关系。本文主要研究成果及结论如下:1、建立了西藏腹地第四纪早更新世—全新世湖相地层单位—佩枯错群（QP）。佩枯错群是由第四系下更新统拉洋组(Qp1ll)、中更新统茫家冻组(Qp2lm)、上更新统帮荣组(Qp3lb)和全新统罗马仁布组（Qhll）4个组组成。为青藏高原湖泊演化、气候环境变迁研究及第四纪地层的划分与对比提供了新资料。2、通过对湖相沉积的同位素测年和粒度、磁化率等分析,结合微体古生物组合、孢粉组合分析,恢复了佩枯错、扎日南木错的古环境和古气候。佩枯错从早更新世—全新世植被由针叶林—疏林草原—草原,气候由湿润逐渐向干旱方向发展,反映了湖泊形成→扩张→萎缩的全过程。扎日南木错晚更新世早中期古植被为高寒荒漠草原,气候以干冷为主,但是,在88.8～87.8kaBP、86.3～84.7kaBP、81～71kaBP左右湖泊出现三次湖水上涨期,湖水淡化,湖水位上升,气候较为湿润。3、对西藏腹地三个典型湖泊佩枯错、扎日南木错和纳木错晚更新世以来的环境变化进行了对比,结论为:（1）佩枯错在晚更新世为湖泊发展的鼎盛时期,经历了由浅湖-半深湖-深湖的过程。通过环境和层序地层分析,判定佩枯错在56～31kaBP时期湖水达到相当深度,为深湖环境。扎日南木错在120～71kaBP湖泊水位升降交替,为大湖期。而纳木错在115.9～78.5kaBP时期已成为深水大湖,之后则在波动中总体下降。（2）佩枯错和纳木错的植被具有相似性,都以森林草原为主,孢粉以乔木植物居多数,而扎日南木错以草本植物占绝对优势,植被为高寒荒漠草原。推测佩枯错和纳木错的气候环境相似,气候温和,扎日南木错气候干燥,温度较低。（3）佩枯错和纳木错在11kaBP左右,气候都由早期的偏干向后期的偏湿转变。说明11kaBP以来,佩枯错和纳木错气候环境相似。4、讨论了高原腹地的古气候演变与青藏高原隆升的关系。认为青藏高原的隆升对研究区的气候环境影响是明显的,总体显现正相关关系—随着高原高度的不断增加,研究区的气候环境总体趋向寒冷干旱。但两者并不总是呈线性关系,青藏高原腹地的第四纪古气候环境演化还应该是多种因素耦合作用的结果。
孙亚芳[10]（2008）在《甘青地区全新世气候变化研究》文中研究表明甘青地区,面积辽阔,气候主要受来自太平洋的东亚季风、印度洋的南亚季风和西风环流三个气候系统的共同控制,地形复杂多样,为沙漠、黄土和青藏高原的交汇区,特殊的地理位置使之成为古气候变化研究中的理想区域。本文以甘青地区四个研究点（柴达木尕斯库勒湖/GSK0305钻孔、青海尖扎/JZ0611钻孔、青海共和/GHTG0705剖面、甘肃靖远/CX0706剖面）的不同气候记录载体（湖泊、黄土）为研究对象,利用质量磁化率（MS）和色度（L*、a*、b*）等指标建立了全新世以来的古气候演化序列,通过区域分析和对比研究,获得了以下主要认识和结论:1、柴达木盆地西缘的尕斯库勒湖区具有中全新世至晚全新世早期气候湿润,晚全新世中晚期气候干旱的特征。对比研究表明柴达木盆地其他湖泊全新世以来的气候记录也有类似的变化趋势。这一气候变化特征基本符合全新世气候变化的西风模式,说明尕斯库勒湖及其所在的柴达木盆地主要受西风降水影响。2、青海共和、尖扎两地位于100°E以东的青藏高原东北部季风尾闾区,受到东亚季风（东南季风）和印度季风（西南季风）降水的共同作用,二者的影响孰强孰弱一直是人们争论的焦点。通过与西南季风区石笋记录对比研究表明共和、尖扎两地全新世以来的气候变化主要受西南季风影响,这一结论也得到若干资料、文献的支持。3、前人研究表明,季风区全新世气候变化主要受低纬太阳辐射驱动,发源于低纬的西南季风对太阳辐射增强和减弱的响应时间比发源于中低纬度的东南季风要提前1000～2000多年。本文研究也发现,靠西的尖扎、共和记录比靠东的靖远黄土记录大暖期的起讫时间要提前1000多年,这一结论证明靖远地区全新世以来的气候变化主要受东南季风影响,也间接证明了上述共和、尖扎地区主要受西南季风影响这一结论的正确性。4、柴达木盆地中晚全新世出现的湿润气候主要与西风携带的水汽含量增多有关。中晚全新世,随着前期太阳辐射的增强,北半球大冰盖瓦解,下垫面（陆地表面与海洋表面）增温,其上部的大气温度随之升高,使西风携带韵水汽含量增加,因而降水增多,形成柴达木盆地中晚全新世的湿润气候。晚全新世中后期的干旱主要是由于太阳辐射减弱,西风携带的水汽含量有所减少造成的。
二、12kaBP前后青藏高原湖泊环境（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、12kaBP前后青藏高原湖泊环境（论文提纲范文）
（1）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 |
（2）神农架5ka BP石笋记录的年际分辨率亚洲季风自然变率及极端事件诊断（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究进展与回顾 |
| 1.2 石笋同位素机制研究 |
| 1.3 研究内容,技术路线和工作量统计 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.3.3 工作量统计 |
| 1.4 创新性成果 |
| 第2章 区域背景、材料与研究方法 |
| 2.1 区域背景 |
| 2.1.1 区域气候背景 |
| 2.1.2 区域地质环境背景 |
| 2.2 材料背景 |
| 2.2.1 洞穴概况 |
| 2.2.2 石笋材料 |
| 2.3 测试方法 |
| 2.3.1 测试前准备-制样 |
| 2.3.2 氧碳同位素测试 |
| 2.3.3 U/Th年龄测试 |
| 第3章 石笋生长年代学重建 |
| 3.1 LFG1U/Th年龄 |
| 3.2 常用石笋年龄模式评估 |
| 3.2.1 线性内插年龄模式与评价 |
| 3.2.2 最小二乘法多项式拟合年龄模式与评价 |
| 3.2.3 MOD-AGE模拟年龄模式与评价 |
| 3.3 LFG1石笋生长动力年龄时标的建立 |
| 3.3.1 生长动力年龄模型 |
| 3.3.2 LFG1生长动力时标及评价 |
| 3.4 本章小结 |
| 第4章 石笋同位素信号重建 |
| 4.1 同位素信号判别 |
| 4.1.1 同位素气候信号筛选 |
| 4.1.2 同位素平衡验证 |
| 4.2 LFG1石笋同位素特征 |
| 4.2.1 LFG1石笋氧同位素特征 |
| 4.2.2 LFG1石笋碳同位素特征 |
| 4.2.3 LFG1氧碳同位素关系 |
| 4.3 与区域内其他记录对比 |
| 4.3.1 区域石笋氧同位素记录对比 |
| 4.3.2 区域石笋碳同位素记录对比 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 黑暗冷期与中世纪暖期季风变率与机制 |
| 5.1 中世纪黑暗冷期亚洲季风变率 |
| 5.1.1 中世纪黑暗期和罗马暖期的划分 |
| 5.1.2 亚洲季风黑暗时代冷期气候特征 |
| 5.1.3 黑暗时代冷期季风多尺度震荡 |
| 5.1.4 黑暗时代冷期季风变率机制探讨 |
| 5.2 中世纪暖期季风气候变化 |
| 5.2.1 亚洲季风区MWP时期气候特征 |
| 5.2.2 中世纪暖期季风增强的双峰结构 |
| 5.2.3 MWP季风增强过程机制探讨 |
| 5.3 2ka BP以来季风增强的探讨 |
| 5.3.1 2ka BP以来亚洲季风增强过程 |
| 5.3.2 2ka BP季风增强机制讨论 |
| 5.4 本章小结 |
| 第6章 百年尺度弱季风事件与动力机制 |
| 6.1 2.8ka BP弱季风事件 |
| 6.2 太阳活动与弱季风事件 |
| 6.3 东亚季风与印澳季风的联系 |
| 6.4 本章小结 |
| 第7章 亚洲季风极端气候事件诊断 |
| 7.1 极端气候事件定义 |
| 7.2 极端气候事件的筛选 |
| 7.2.1 滑动T检验 |
| 7.2.2 多尺度连续滑动T检验 |
| 7.2.3 滑动T检验非气候信号筛选 |
| 7.3 季风短尺度气候事件机制探讨 |
| 7.4 本章小结 |
| 第8章 LFG1石笋与文献记录的极端事件对比尝试 |
| 8.1 流域内水旱灾害分析 |
| 8.1.1 2000年来长江流域水旱灾害分析 |
| 8.1.2 明代两湖地区水旱灾害分析 |
| 8.2 短尺度气候变化背景下的历史演替 |
| 8.3 本章小结 |
| 第9章 结论与展望 |
| 附录A |
| 附录B |
| 参考文献 |
| 在读期间发表的学术论文及研究成果 |
| 致谢 |
（3）新疆东部巴里坤湖记录的末次盛冰期以来气候变化研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 末次盛冰期以来气候研究进展 |
| 1.1.1 全球末次盛冰期以来气候研究进展 |
| 1.1.2 亚洲内陆干旱区末次盛冰期以来气候研究进展 |
| 1.2 长链烯酮及其指标与环境参数的定量化研究 |
| 1.2.1 湖泊中长链烯酮生产者的种类与长链烯酮分布特征 |
| 1.2.2 长链烯酮与盐度的关系 |
| 1.2.3 长链烯酮不饱和度指标在湖泊沉积物中重建古温度的应用与问题 |
| 1.3 叶蜡的碳、氢同位素与环境变化研究进展 |
| 1.3.1 长链叶蜡化合物的碳同位素重建C_3和C_4植被 |
| 1.3.2 叶蜡标志化合物的氢同位素与区域水文条件 |
| 1.4 选题的依据和意义 |
| 第二章 研究区域概况和样品采集 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 巴里坤盆地地貌以及现代植被类型 |
| 2.1.2 巴里坤盆地现代气候特征 |
| 2.1.3 巴里坤湖 |
| 2.2 样品的采集与岩芯描述 |
| 2.2.1 现代样品的采集与描述 |
| 2.2.2 巴里坤湖沉积岩芯样品的采集与描述 |
| 第三章 实验方法 |
| 3.1 放射性碳测年方法:~(14)C年代 |
| 3.1.1 ~(14)C年代学原理与方法 |
| 3.1.2 树轮矫正和湖泊碳库效应 |
| 3.2 有机地球化学分析方法 |
| 3.2.1 湖泊沉积物有机质的萃取与分离 |
| 3.2.2 长链烯酮的鉴定与分析 |
| 3.2.3 叶蜡n-脂肪酸的碳、氢同位素测试分析 |
| 3.3 其他代用指标和数值分析方法 |
| 3.3.1 烧失量 |
| 3.3.2 易溶盐含量 |
| 第四章 实验结果 |
| 4.1 西北干旱区湖泊长链烯酮现代过程研究结果 |
| 4.1.1. 湖泊表层沉积物和湖泊水过滤样品的长链烯酮 |
| 4.1.2 巴里坤湖以及伊吾县境内湖泊水体过滤样品长链烯酮结果 |
| 4.1.3 现代样品中长链烯酮的分布特征以及C_(41)和C_(42)烯酮 |
| 4.1.4 %C_(37:4),%C_(38:4)与盐度的关系 |
| 4.1.5 烯酮不饱和度指标与温度 |
| 4.2 西北干旱区现代降水氢同位素和巴里坤降水水汽来源分析 |
| 4.3 BLK11A岩芯实验结果 |
| 4.3.1 巴里坤湖BLK11A钻孔AMS ~(14)C年代结果以及年代序列 |
| 4.3.2 中国西部湖泊以及巴里坤湖BLK11A岩芯长链烯酮记录 |
| 4.3.3 BLK11A岩芯n-脂肪酸分布特征与链长变化以及浓度 |
| 4.3.4 BLK11A岩芯C_(24)-C_(28) n-脂肪酸碳同位素结果 |
| 4.3.5 BLK11A岩芯C_(24)-C_(28) n-脂肪酸氢同位素结果 |
| 4.3.6 BLK11A岩芯烧失量和易溶盐含量结果 |
| 第五章 末次盛冰期以来巴里坤湖气候环境重建 |
| 5.1 末次盛冰期以来巴里坤湖BLK11A岩芯古水温重建 |
| 5.1.1 巴里坤湖BLK11A岩芯长链烯酮的分布特征与物种 |
| 5.1.2 岩芯长链烯酮生产者物种变化 |
| 5.1.3 巴里坤湖转换方程的选择与温度重建 |
| 5.1.4 末次盛冰期以来巴里坤湖过去25000年水温重建结果 |
| 5.2 末次盛冰期以来巴里坤湖周围植被变化以及水文循环重建 |
| 5.2.1 C_(24-28) n-脂肪酸碳同位素与水生植物以及C_3和C_4植物比例变化 |
| 5.2.2 巴里坤湖沉积物C_(24-28) n-脂肪酸氢同位素影响因素以其指示意义 |
| 5.2.3 末次盛冰期以来C_(24-28) n-脂肪酸氢同位素指示巴里坤地区降水变化 |
| 5.3 末次盛冰期以来巴里坤湖泊水位与盐度变化重建 |
| 第六章 末次盛冰期以来区域气候记录对比 |
| 6.1 末次盛冰期以来区域气候记录对比 |
| 6.1.1 末次盛冰期 |
| 6.1.2 末次冰消期 |
| 6.1.3 全新世 |
| 6.2 巴里坤湖气候变化驱动机制浅析 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.1.1 西北干旱区湖泊长链烯酮分布特征与转换函数 |
| 7.1.2 末次盛冰期以来巴里坤湖古水温重建 |
| 7.1.3 末次盛冰期以来巴里坤湖水位与盐度变化 |
| 7.1.4 末次盛冰期以来巴里坤地区气候与环境变化 |
| 7.2 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 图表附录 |
| 致谢 |
（4）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 |
（5）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 |
（6）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 |
（7）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 |
（8）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 |
（9）西藏腹地第四纪典型湖泊环境演变研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 一、西藏腹地典型湖泊的研究概况 |
| 二、选题依据和研究意义 |
| 三、研究思路、研究内容、研究的关键点和创新点 |
| 第二章 区域自然地理及地质概况 |
| 第一节 自然地理背景 |
| 第二节 区域地质概况 |
| 第三节 西藏腹地第四纪湖相地层概况 |
| 第三章 西藏腹地第四纪典型湖泊沉积特征 |
| 第一节 佩枯错第四纪湖相地层 |
| 第二节 扎日南木错第四纪湖相地层 |
| 第四章 西藏腹地第四纪典型湖泊孢粉组合及其对古植被与古气候的反映 |
| 第一节 佩枯错湖相沉积的孢粉分析 |
| 第二节 扎日南木错湖相沉积的孢粉分析 |
| 第五章 西藏腹地第四纪典型湖泊介形类及环境代用指标分析 |
| 第一节 佩枯错湖泊介形类及环境代用指标分析 |
| 第二节 扎日南木错湖泊介形类及环境代用指标分析 |
| 第六章 西藏腹地第四纪典型湖泊环境演变与高原隆升的关系 |
| 第一节 第四纪典型湖泊环境演变及对比 |
| 第二节 西藏腹地第四纪典型湖泊演化及环境变迁与高原隆升关系探讨 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 学习期间发表学术论文 |
| 学习期间主要参加的科研项目 |
（10）甘青地区全新世气候变化研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 第一节 全新世气候变化研究进展 |
| 1.1 末次冰消期向全新世的过渡 |
| 1.2 全新世气候变化与重要特征时期 |
| 1.2.1 全新世气候变化的不稳定性 |
| 1.2.2 全新世重要特征时期 |
| 第二节 甘青地区全新世气候变化研究进展 |
| 2.1 湖泊记录 |
| 2.2 黄土与沙漠—黄土过渡带记录 |
| 2.3 孢粉记录 |
| 2.4 冰芯记录 |
| 2.5 考古资料 |
| 第三节 选题意义及研究目的 |
| 3.1 选题意义 |
| 3.2 研究思路及研究目的 |
| 第二章 研究区采样点概况与样品采集 |
| 第一节 尕斯库勒湖概况与样品采集 |
| 1.1 尕斯库勒湖自然地理概况 |
| 1.2 尕斯库勒湖研究概况 |
| 1.3 样品采集与岩性描述 |
| 第二节 尖扎概况与样品采集 |
| 2.1 尖扎县自然地理概况 |
| 2.2 尖扎及其周围区域研究概况 |
| 2.3 样品采集与岩性描述 |
| 第三节 共和盆地概况与样品采集 |
| 3.1 共和盆地自然地理概况 |
| 3.2 共和盆地研究概况 |
| 3.3 样品采集与岩性描述 |
| 第四节 靖远概况与样品采集 |
| 4.1 靖远自然地理概况与样品采集 |
| 4.2 靖远曹岘黄土研究概况 |
| 第三章 研究方法与气候代用指标 |
| 第一节 气候代用指标分析与解释 |
| 1.1 磁化率 |
| 1.1.1 磁化率指示的黄土沉积环境 |
| 1.1.2 磁化率指示的风沙沉积环境 |
| 1.1.3 磁化率指示的湖泊沉积环境 |
| 1.2 沉积物色度指标 |
| 1.2.1 色度指示的湖泊沉积环境 |
| 1.2.2 色度指示的黄土沉积环境 |
| 第二节 气候代用指标实验结果与分析 |
| 2.1 GSK0305钻孔实验记录结果 |
| 2.2 JZ0611钻孔实验记录结果 |
| 2.3 GHTG0705剖面实验记录结果 |
| 2.4 CX0706剖面实验记录结果 |
| 第三节 年代序列的建立 |
| 3.1 GSK0305孔的年代建立 |
| 3.2 JZ0611钻孔的年代建立 |
| 3.3 GHTG0705剖面的年代建立 |
| 3.4 CX0706剖面的年代建立 |
| 第四章 区域气候变化规律与对比研究 |
| 第一节 钻孔与剖面记录的全新世气候变化 |
| 1.1 GSK0305孔记录的全新世气候变化 |
| 1.2 JZ0611孔记录的全新世环境变化 |
| 1.3 GHTG0705剖面记录的全新世环境变化 |
| 1.4 CX0706剖面记录的全新世环境变化 |
| 第二节 区域对比 |
| 2.1 GSK0305孔区域对比研究结果 |
| 2.2 JZ0611孔区域对比研究结果 |
| 2.3 GHTG0705剖面区域对比研究结果 |
| 2.4 CX0706剖面区域对比研究结果 |
| 2.5 小节 |
| 第三节 区域气候变化机制讨论 |
| 第五章 结论与展望 |
| 第一节 主要结论 |
| 第二节 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
四、12kaBP前后青藏高原湖泊环境（论文参考文献）
- [1]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)
- [2]神农架5ka BP石笋记录的年际分辨率亚洲季风自然变率及极端事件诊断[D]. 张振球. 南京师范大学, 2017(12)
- [3]新疆东部巴里坤湖记录的末次盛冰期以来气候变化研究[D]. 赵家驹. 兰州大学, 2014(01)
- [4]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)
- [5]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)
- [6]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)
- [7]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)
- [8]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)
- [9]西藏腹地第四纪典型湖泊环境演变研究[D]. 余佳. 中国地质科学院, 2008(04)
- [10]甘青地区全新世气候变化研究[D]. 孙亚芳. 兰州大学, 2008(12)