一、青藏高原错鄂湖2.8Ma来的孢粉记录（论文文献综述）
唐领余,沈才明,吕厚远,李春海,马庆峰[1]（2021）在《青藏高原第四纪孢粉研究五十年》文中认为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.
兰措卓玛[2]（2021）在《青藏高原旧石器-历史时期交流路线的重建及演变研究》文中进行了进一步梳理欧亚大陆史前跨大陆的物质传播和文化交流是当前国际学术界关注的前沿科学问题,尤其“一带一路”的倡议提出后,对沿线区域间交流路线的研究愈发显得重要。青藏高原是欧亚文明交汇的重要区域,也是“一带一路”的核心区,同时青藏高原特殊的地理环境,又是人类对高原环境适应的典型区域,研究这一区域早期交流路线的形成与演变对了解青藏高原的早期交流历史,以及人类在极端环境下的适应和模式变化具有重要意义。然而,目前对青藏高原早期交流路线的研究均为考古证据和文献资料支持下的概念化路线,尚缺少精细化和具体化研究,导致对高原早期人类互动交流的详细演进过程认识十分有限。鉴于此,本研究采用自然因子包括海拔、坡度、植被、河流作为成本数据,与新石器-历史时期遗址点数据共同构成研究的数据源,以图作为理论基础,使用GIS工具,将青藏高原早期交流路线的重建抽象成带权图（网络）上的路径搜索问题,并基于成本最小原则,使用最优路径重建旧石器-历史时期的交流路线。具体操作是使用Arc GIS（ESRI）软件中的本地Python地理处理工具执行脚本计算,使用随机点间加权流量累积模型,重建旧石器时期路线;使用考古遗址点、聚落点构成的节点集,使用节点间加权联通模型,重建新石器-青铜-历史时期路线;最后,结合古气候、考古证据、文献记载等多项证据从人类适应性角度分析其发展演变及驱动因素。主要得到以下结论:（1）旧石器时期重建路线约10万km,路线整体上从边缘向腹地扩张,从低海拔逐步向高海拔行进,经过延续的长线进入高原高海拔区间,而且通过短线在高海拔区间活动,活动范围遍布整个高原;新石器时期路线总路线长度约为16900km,共提取出15条主干路线,路线主要沿河湟谷地-澜沧江、长江流域河谷地带-雅鲁藏布江流域的河谷地带分布;青铜时期的总路线长度约为16300km,共提取出18条主干路线,在新石器时期路线的基础上,东北部、东部、东南部、西南部的路线整体向高海拔地区延伸;历史时期的总路线总长度约为39700km,共提取出28条主干路线,东北区、东部区均出现了深入腹地的网络,尤其是腹地路线的出现和向西部延伸的路线以及东南部路线的复杂化,使得路线呈现复杂路网。该重建结果与考古证据印证的“彩陶之路”、粟黍农业传播路线、“玉石之路”、麦作-驯化羊、马-青铜冶金技术的传播路线,以及历史文献记载的东北部和西南部与“丝绸之路”的联系、“羌中道”、“唐蕃古道”和“茶马古道”高度重合,说明重建结果的可靠性。（2）旧石器时期-历史时期的路线总体呈现随机-分散型、边缘-廊道型、边缘-腹地型、复杂-路网型的发展演变。末次冰盛期高原极端气候促进了技术革新,细石器技术的盛行使高原出现狩猎采集人群,路线呈现随机-分散是人类为适应高原狩猎活动的行为表现。新石器时期适宜的环境背景下,仰韶文化的粟黍农业种植技术在适宜该农业发展的区域传播扩散,这些分散的小型农业基地成为串联新石器路线的基础。青铜时期受制于恶劣的气候条件,粟作农业的种植受到挑战,但跨大陆麦类作物、驯化羊、马的传入,拓展了人类向高海拔种植农业和发展牧业的空间,导致重建路线向高海拔地区延伸。历史时期农业产品的多元化和生产技术的进一步提高,人口数量增加,形成稳定的聚落,功能齐全且稳定的聚落为复杂路网的形成提供了基础,伴随着聚落间复杂的政治、贸易、文化互动,重建路线呈现复杂网络型。（3）重建路线完整呈现了青藏高原旧石器-历史时期人类复杂的互动交流,互动交流是路线形成的最终结果,同时反映出的是人类自身、生产方式以及互动交流强度对高原的逐步适应过程。为了适应逐步升高的海拔从而控制走路的成本,早期人类会选择高原河谷作为通道,河谷内坡度较缓、海拔相对较低,植被相对较好,河流的补给充足,相对含氧量较高,这是人类为适应高原自然环境做出的生物适应性行为。从生业模式的角度来看,高原的生业模式经历了旧石器时期的狩猎采集经济-新石器时期农业+狩猎采集经济并存-青铜时期农业+游牧经济全面发展-历史时期农牧业经济+商贸、政治、文化等互动交流不断深入的发展过程;这与旧石器时期人类表现出对高原资源的简单索取-发展至新石器时期对高原宜农区域的主动占据-青铜时期对高海拔区域的开拓-历史时期对高原全面开发利用的交流行为模式相对应;而生业和交流行为模式的发展演变直接影响路线形成的模式,这一模式表现出新石器时期分散的小型粟作农业区域首先串联起稳定的路线-青铜时期农、牧业混合交界带形成稳定路线-历史时期稳定的路线在聚落间形成的发展模式。从交流强度来看,新石器时期的交流互动是仰韶文化通过高原南部边缘对川西、云南等地的影响,并沿雅鲁藏布江与南亚的互动交流,发展至青铜时期由中亚-沿新疆-河西走廊至高原北缘的互动交流加强,历史时期则是南、北边缘的交流不断强化,伴随着与中原王朝对该地区复杂的政治、文化互动,以及商业贸易的强有力刺激,内外部交流全面加强的结果。
赵辰辰,王永波,胥勤勉[3]（2020）在《2.5 Ma以来中国陆地孢粉记录反映的古气候变化》文中指出第四纪作为地质历史中距今最近的一个时期,其气候演化过程备受关注。然而,受研究材料的限制,该时段内气候演化历史研究有限且存在一定的不一致性。为此,本文选取中国陆地第四纪时期（2.5 Ma以来）的48篇孢粉记录资料作为研究对象,对孢粉组成结果进行再分析,探讨孢粉中记录的第四纪气候演化信息。结果表明,研究区域2.5～1.5 Ma期间气候波动变冷且明显偏干,1.5～1.0 Ma期间东部地区气候偏湿而西北地区和青藏高原地区则偏干,1.0 Ma以来整体气候波动频繁。同时,孢粉记录中保存的气候演化历史与第四纪亚洲季风演化具有较好的一致性,约2.5 Ma亚洲冬季风逐渐增强,该阶段气候较为干旱;在1.5 Ma东亚夏季风呈现增强的趋势,带来较多降水,气候湿润;而1.0 Ma以来冬季风增强夏季风减弱,气候又逐渐变干。
裴庆锋[4]（2020）在《昂仁北西地区当穹错-当惹雍错-许如错南北向新近纪-第四纪地堑演化机制及地貌响应》文中研究表明当穹错-当惹雍错-许如错南北向新近纪-第四纪地堑位于西藏昂仁北西地区,该地堑在地理上位于西藏日喀则市昂仁县北西侧,大地构造位置上属于冈底斯-拉萨陆块,位于冈底斯成矿带内,呈南北走向发育。对该地堑的相关特征、演化机制和过程的研究,对于探讨青藏高原隆升机制和新构造运动作用特点具有极其深远的意义。印度大陆板块与欧亚大陆板块的碰撞造山作用,与印度板块持续的向北俯冲导致了青藏高原新生代的隆升,伴随着青藏高原的隆升作用,在高原内形成一系列南北向的地堑。南北向地堑构造作为高原隆升过程记录的载体,长期受到地学界的关注,前人的研究主要关注地堑形成的时限、形成机制等方面的问题,对单一地堑内地质记录的差异性,以及所记录的时空变化少有探讨。本论文以青藏高原南北向最长的“当穹错-当惹雍错-许如错地堑”为对象,通过早期火山岩研究、成因地貌分析等手段探讨其在形成和演化的过程中,在南北向强度不同的构造运动影响下,地堑中出现的差异性演化,在地貌上形成的南高北低的地势差异现象。在前人研究资料的基础上,结合前期的野外实地勘察,已得知地堑在形成的过程中受到了来自地幔的岩浆活动的影响,在东西方向上形成了局部的拉张应力场。在张力的影响下,形成一系列均为南北走向且倾向相近的正断层,从而形成一系列的断块山和断陷盆地。断陷盆地内部逐渐演化为湖泊沉积环境。随着构造和气候的影响深入,湖泊发生阶段性的下降并形成湖堤环。通过对比地堑中三个主要的湖平面、湖堤环和冰斗面的高度,便可以清楚地发现地堑在南北向上的相对海拔差异。本文将在前期野外地质调查的基础上,结合前人的相关研究资料,分析地堑的地质特征,并从地堑在南北向的构造特征、沉积特征以及地貌特征的差异,进一步分析地堑的演化机制以及造成这种差异性演化的原因。
杜五喜[5]（2020）在《黄土反演临汾盆地末次间冰期以来古气候变化研究》文中认为全球环境变化问题愈发引人关注,关于第四纪气候变化的研究也由来已久,对地质历史时期的气候演变研究尤其是对第四纪气候变化的研究是当前人类社会发展的迫切需要,是对未来气候演变预测的参考和基础。临汾盆地地处汾渭地震带南部。其中,临汾盆地丁村古人类遗址东沟剖面完整,层序清晰可见,能很好揭示该地末次间冰期气候演变规律。自末次间冰期以来,临汾盆地气候也发生了与全球其他地区类似的冷暖交替规律,盆地境内存有许多完整连续的黄土—古土壤剖面,这为临汾盆地末次间冰期以来的古气候变化研究提供了很好的物质基础。经过黄土磁化率、黄土粒度实验测量分析,辅以光释光测年技术,对临汾盆地130ka B.P.古气候演化形式进行细致的划定,为全球第四纪气候变化研究提供一定的对比分析意义,且能为丁村遗址年代的确定提供一定参考。丁村遗址东沟剖面厚度620cm,对剖面沉积特征的描述以及对该剖面进行的磁化率、粒度实验,并对相关数据进行分析处理,确定以高频质量磁化率、低频质量磁化率、频率磁化率、各粒度组分含量、中值粒径等气候代用指标参数为数据分析基础,再结合光释光测年技术,确定地层年代,从而分析确定其古气候演化过程。根据光释光定年数据,并结合磁化率及粒度参数变化特征,可将临汾盆地气候演化过程分为四个阶段:130～75ka B.P.,成壤作用强,古土壤发育明显,表明该时期亚洲夏季风占主导,降水充沛,气温较高,最为暖湿;75～57ka B.P.,沉积作用增强,黄土发育明显,表明亚洲冬季风占主导,干燥少雨,且气温极低,最为干冷;57～25ka B.P.较为特殊,弱古土壤发育,表明气候回暖,但仍处较冷时期,降水相对充足,气候温和;25～20ka B.P.,该时期沉积作用再次加强,黄土沉积,表明亚洲冬季风增强,气温回落,降水减少,气候变冷。通过将临汾盆地丁村剖面数据其他地质数据对比分析可见,在末次间冰期—末次冰期的气候旋回中,临汾盆地气候变化与同时期全球气候变化趋势较为一致,且有一定区域特征,可能与该盆地处于黄土高原边缘地区,不同沉积物反映气候的灵敏度不同,这在区域气候变化和全球气候变化方面有着重要意义。
丁国强[6]（2019）在《泥河湾盆地早更新世（2.2-1.8 Ma）植被演替和气候变化特征》文中研究表明泥河湾层被认为是中国北方早第四纪的标准地层,是研究早更新世环境变化的理想区域,其中2.2-1.8 Ma是早更新世一个重要的时期,在这个时期出现了两次古地磁倒转事件。本文在较为准确的古地磁年代框架下,通过对泥河湾盆地郝家台地区NHA钻孔约24 m（12980-10600 cm）岩芯共120个样品进行了孢粉、粒度和地球化学元素分析,重建了该地区早更新世2.2-1.8 Ma期间植被演替和气候变化过程,研究结果显示,研究区孢粉组合中主要以乔木花粉为主,其中松属花粉占绝对优势,百分比含量多高于60%,指示植被以松林为主,气候总体温暖湿润,但在不同阶段也存在变化:2.22-2.14 Ma期间,孢粉组合中除了以偏暖的松属花粉为主以外,喜冷的云杉属花粉在大部分样品中均达到10%以上（最高达80%）,反映时段内植被主要以松林为主之外,山地云杉林在个别时段（2.19-2.18 Ma和2.15-2.14 Ma）也发生明显扩张,出现短暂冷期。2.14-1.97 Ma为研究段最温暖湿润期,孢粉组合中松属花粉为主,其含量多高于50%,云杉属花粉含量多低于10%,阔叶乔木花粉显着增加,平均含量达10%左右,其中主要以栎属、桦木属和榆属为主;但2.05 Ma之后阔叶树花粉含量减少,蒿属、藜科等旱生草本花粉增加,表明研究区2.05 Ma之后温度及湿度有所下降。1.97-1.83 Ma为研究段最寒冷干燥期,大体对应奥杜威古地磁倒转时期,该时段孢粉组合中云杉属花粉含量明显上升,松属（多低于50%）和阔叶乔木（多低于5%）花粉含量明显下降,耐旱草本花粉明显升高,其含量多高于15%,以蒿属和藜科为主;沉积物粒度明显变粗;地球化学元素中CIA和Ti含量降低,干旱指数、CaCO3含量和SiO2/Al2O3比值增加,研究区松林和阔叶林面积减少,云杉林向低海拔扩张,且研究区森林开放度增多,草本植物含量增多,气候总体偏干,温度逐步下降。此外泥河湾盆地NHA钻孔揭示的早更新世气候变化与深海氧同位素阶段也有较好的对比性:其中MIS 84和MIS 82阶段,以云杉属花粉含量升高,气候冷湿为特点;MIS 74、MIS 72以及MIS 70阶段,以云杉属和蒿属、藜科花粉含量升高,气候冷干为特点。通过研究区植被和气候研究发现,泥河湾盆地奥杜威时期寒冷干燥气候,可能与全球变冷、东亚冬季风增强和青藏高原隆升有关。
胡玉[7]（2016）在《青藏高原东北部哈拉湖地区末次盛冰期以来的植被演化和气候变化历史》文中提出末次盛冰期（LGM）以来全球气候环境经历了LGM时期的极端寒冷干旱、末次冰消期的气候快速波动事件（如新仙女木（YD）事件）及全新世的升温和显着的干湿变化,已经成为共识。但在中国,YD事件的广泛存在还需更多年代精确、代用指标可信度高的地质资料提供依据。同时,由于亚洲季风与西风系统控制下气候特征表现出极大的差异,全新世期间中国不同区域的湿度变化显着不同。青藏高原东北部由于受到亚洲季风和西风系统的共同控制,气候变化表现出更为复杂的特征,研究该区域的气候变化历史有助于理解区域气候对全球变化的响应过程及亚洲季风与西风系统在的该区域的相互作用。本研究选取青藏高原东北部哈拉湖为研究点,以湖心576cm长的钻孔岩芯HL13B为研究载体,利用与平行钻孔HL13A粒度指标对比得到的年代控制点,对岩芯开展孢粉分析（84个样品）,重建了哈拉湖地区LGM以来的植被演化历史;以孢粉和摇蚊亚化石（59个样品）分析结果为基础,结合粒度、烧失量和磁化率多种代用指标综合分析（以1cm分辨率各分析561个岩芯样品）,重建了哈拉湖地区LGM以来的气候演变历史。主要研究结论如下:1.HL13B岩芯孢粉分析表明,LGM时期（24.3-15.2 cal ka BP）哈拉湖地区几乎没有植被覆盖,稀疏地生长着以蒿属、藜科、禾本科等为主的高寒荒漠草原植被类型;15.2-12.9 cal ka BP期间哈拉湖地区植被状况变好,发育蒿属、藜科、禾本科、莎草科和菊科等植被为主的高寒荒漠草原植被类型;12.9-11.6 cal ka BP期间哈拉湖地区植被状况变差,发育以藜科、蒿属、禾本科、莎草科和菊科等植被为主的高寒荒漠植被类型;早中全新世（11.6-5.1 cal ka BP）植被状况明显好转,发育以蒿属、禾本科、藜科和莎草科等植被为主的高寒荒漠草原与高寒草甸植被类型,且以藜科植被为主的荒漠植被逐渐扩张;晚全新世（5.1 cal ka BP以来）植被状况明显变差,发育以蒿属、藜科、禾本科、莎草科植被为主的高寒荒漠草原与高寒草甸植被类型,且以藜科植被为主的荒漠植被扩张,以莎草为主的高寒草甸植被逐渐退化。2.以孢粉、摇蚊结果为主,结合其他指标综合分析得知,LGM时期（24.3-15.2cal ka BP）气候寒冷干旱,存在两个极度寒冷的时段（24.3-22.7 cal ka BP和20.0-17.0 cal ka BP）;15.2-12.9 cal ka BP期间气候开始变暖变湿,可能对应于B/A暖期;12.9-11.6 cal ka BP期间湖区气温较低,湿度达到末次盛冰期以来最小值,可能对应YD事件;早全新世（11.6-8.2 cal ka BP）湖区温度不断上升,湿度达到LGM时期以来的最大值,在8.2 cal ka BP左右湖区经历了一次明显变冷变干的事件,可与8.2 ka事件对应;中全新世阶段（8.2-5.1 cal ka BP）湖区有效湿度明显降低,气候逐渐变干;晚全新世（5.1 cal ka BP以来）湖区有效湿度逐渐降低。3.区域对比发现,哈拉湖HL13B岩芯的记录不仅与前人在哈拉湖地区及青藏高原东北部的研究结果具有一致性,而且与石笋、有孔虫的西南季风记录和35?N的6月份太阳辐射强度趋势相似,表明HL13B孔孢粉等指标记录的是区域的气候信息,哈拉湖地区在LGM时期可能主要受西风系统控制,进入全新世亚洲季风增强,在早全新世区域气候主要受西南季风影响,有效湿度达到最大值,中晚全新世季风强度逐渐减弱,区域有效湿度降低。气候变化驱动机制初步分析表明,哈拉湖地区LGM以来的气候环境演变,尤其是湿度变化,可能与西南季风对区域的影响有关,同时,北半球夏季太阳辐射的变化对哈拉湖地区温度和湖泊水位的变化产生重要影响,短尺度的气候快速变化事件可能与冰雪融水引发的北大西洋THC的变化有关。
张林林[8]（2019）在《高原湖泊碳氮沉积特征及其来源示踪 ——以藏东措普湖为例》文中研究说明本研究于2017年5月在青藏高原东南部,四川省甘孜藏族自治州巴塘县措普湖湖心采集沉积柱,共45个沉积物样品,利用210Pb法对沉积物进行定年,分别检测沉积物样品的碳（TOC）、氮（TN、NH4+-N、NO3--N）、正构烷烃、沉积色素,即叶绿素及其衍生物（CD）、自然叶绿素（NC）、蓝藻叶黄素（Myx）和颤藻黄素（Osc）等指标,分析其含量随深度的变化和不同组分分布特征,揭示了措普湖沉积速率、沉积通量,沉积物碳氮沉积特征;利用碳氮比和正构烷烃解析措普湖有机质来源,聚类分析和多源混合模型估算不同来源对正构烷烃的贡献率;最后分析了沉积色素含量的变化及碳氮、色素对湖泊生产力、沉积环境的指示,为藏东地区湖泊沉积反映的气候和环境变化提供资料。主要结论如下:（1）利用210Pb定年法,措普湖所采沉积物样品沉积年代为1841-2017年;计算得出湖泊沉积速率为0.056～1.42cm a-1之间,平均沉积速率为0.337 cm a-1,总体随时间呈上升趋势;沉积通量为0.088～0.211 g cm-2 a-1,平均值为0.13 g cm-2 a-1,波动较大,小冰期阶段（1850s-1910s）沉积通量减小,气温回升后保持稳定。（2）措普湖总有机碳（TOC）的含量变化范围在1.37～75.81 mg g-1之间,均值36.76 mg g-1;TOC沉积通量变化范围在0.7～15.6 mg cm-2 a-1之间,均值6.03 mg cm-2a-1,二者在1920年之前保持低值,之后突然增加,总体随时间呈上升势。TOC的变化受温度主导,低值对应小冰期（1850s-1910s）,温度升高后快速增加。另外TOC的突变与湖周围的放牧活动有很大的关系。措普湖沉积物氮以有机氮为主,总氮浓度范围0.3～17.9mg g-1,均值7.18 mg g-1,变化趋势与TOC相似。总氮沉积通量较总有机碳碳低,范围在0.16～3.75 mg cm-2 a-1之间,平均值为1.195 mg cm-2 a-1,随时间波动上升。（3）措普湖沉积物氨态氮浓度范围4.3～30.1 mg kg-1,均值10.6 mg kg-1;硝态氮的浓度范围5.8～117.8mgkg-1,均值31.7mgkg-1。沉积物中有机氮的浓度范围在0～17.9 mg g-1之间,均值7.1 mg g-1,有机氮的变化与有机碳具有高度的同步性,说明了沉积物有机质来源较为单一。（4）措普湖沉积物碳氮比（TOC/TN）值变化范围在1.6～16之间,绝大部分在2～8之间,表示措普湖沉积物有机质以内源为主;沉积物正构烷烃碳数分布为C10～C33,主峰碳为高数碳（C24～C31）,而且以C25为主,正构烷烃总浓度较其他高原湖泊偏低。根据正构烷烃代用分子指标的分析,措普湖有机质来源主要为沉水植物,陆源高等植物输入较少,但是近年来浮游藻类比重逐渐增加。利用聚类分析得到的特征源和多源混合模型对正构烷烃浓度进行模拟,计算得到藻类和沉水植物的贡献率,结果与正构烷烃代用分子指标分析结果一致,沉水植物贡献率大于60%,藻类贡献率小于50%,经过验证模型拟合效果较好（R2=0.85）。（5）CD含量总体呈下降趋势,NC平均值27.8%,表层NC值超过40%,色素的保存效果较好;Osc和Myx值变化趋势高度一致,其含量在历史上并无突然增加的现象。表层沉积物色素的保存效果更好,含量也更高。NC与CD无相关性;经过单因素方差分析,藻类贡献率与总色素含量无显着差异性,表示色素可以反应湖泊初级生产力。根据CD值的变化,湖泊初级生产力波动较大,总体呈降低的趋势,但降低幅度不大。（6）沉积色素的变化表明湖泊水深降低,生物群落以多种藻类混生,蓝绿藻不占优势。Osc/Myx和C17/C23的值显示湖泊为贫营养湖泊,但历史上有富营养化的趋势;表层沉积物低Osc/Myx和高TOC、TON值说明湖泊近年来有富营养化的趋势。
陈庆[9]（2019）在《西藏许如错地区13.7-4.4ka BP湖相沉积记录及古气候变化研究》文中进行了进一步梳理近年来,深入探讨千百年尺度的气候演化规律,预测未来气候变化趋势,已成为众多科学家关心的热点问题之一。在众多保存气候信息的沉积载体中,湖泊沉积物因其具有分布范围广、受局限条件相对较少、沉积连续稳定、分辨率高以及易提取等特点,在古气候变化研究中广泛应用。青藏高原气候变化研究,特别是高原的形成对于亚洲季风系统的影响,以及认识气候变化的控制因素和动力机制具有重要研究价值。本文通过对许如错地区湖相沉积物中的粒度、TOC含量、TOC/TN比值和δ13Corg等代用指标的分析,在AMS14C年代框架基础之上,揭示了研究区古气候变化记录,并通过与全球其他地区记录等对比,初步探讨了研究区气候变化驱动的动力机制。结果显示,研究区13.7-4.4ka BP的古气候变化划分为五个阶段:（1）13.7-13.1ka BP:气候波动剧烈,期间出现一次干冷事件,随后转暖;（2）13.1-9.9ka BP:气候波动较大;（3）9.9-6.4ka BP:气候较稳定,向干旱化发展;（4）6.4-5.4ka BP:气候波动强烈,在6.1ka BP和5.7ka BP出现两次干冷事件;（5）5.5-4.4ka BP:气候稳定,降水较少,偏干燥。将其与周缘沉积记录进行对比,结果表现出较好的一致性。此外,还与石笋、冰芯记录以及33°N太阳辐射变化量进行了对比分析,结果显示许如错地区的气候变化与全球记录既有相似性又有差异性。频谱分析结果显示出204a、191a、219a、253a等一系列百年尺度的准周期,其中204a、191a指示的约200a周期可能与太阳活动有关,而其他百年尺度的周期可能与青藏高原独特的地理环境和气候系统有关。
杜丁丁[10]（2018）在《中国西部地区湖泊碳库效应的影响因素及评价》文中研究表明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。
二、青藏高原错鄂湖2.8Ma来的孢粉记录（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、青藏高原错鄂湖2.8Ma来的孢粉记录（论文提纲范文）
（1）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 |
（2）青藏高原旧石器-历史时期交流路线的重建及演变研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 旧石器时期人类在青藏高原的交流 |
| 1.2.2 新石器-青铜时期人类在青藏高原的交流 |
| 1.2.3 历史时期青藏高原的交流 |
| 1.2.4 人类与文化交流路线的研究方法综述 |
| 1.2.5 国内外研究中存在的问题 |
| 1.3 研究内容 |
| 第二章 研究区概况与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 自然环境概况 |
| 2.1.2 历史文化概况及阶段划分 |
| 2.1.3 现代交通概况 |
| 2.2 数据来源 |
| 2.3 模型构建 |
| 2.3.1 构建最低成本(W) |
| 2.3.2 随机点间加权流量累积联通模型(E) |
| 2.3.3 节点间加权联通模型(E) |
| 2.4 技术路线 |
| 第三章 青藏高原交流路线的重建结果 |
| 3.1 旧石器时期高原交流路线重建结果 |
| 3.1.1 基于NDVI权重的重建结果 |
| 3.1.2 基于NPP权重的重建结果 |
| 3.1.3 基于坡度权重的重建结果 |
| 3.2 新石器时期高原交流路线重建结果 |
| 3.2.1 东北路线区 |
| 3.2.2 东部路线区 |
| 3.2.3 东南路线区 |
| 3.2.4 西南路线区 |
| 3.3 青铜时期高原交流路线重建结果 |
| 3.3.1 东北路线区 |
| 3.3.2 东部路线区 |
| 3.3.3 东南路线区 |
| 3.3.4 西南路线区 |
| 3.4 历史时期高原交流路线重建结果 |
| 3.4.1 东北路线区 |
| 3.4.2 东部路线区 |
| 3.4.3 东南路线区 |
| 3.4.4 西南路线区 |
| 3.4.5 腹地路线区 |
| 第四章 重建路线的演变过程 |
| 4.1 旧石器时期-随机分散型 |
| 4.2 新石器时期-边缘廊道型 |
| 4.3 青铜时期-边缘腹地型 |
| 4.4 历史时期-复杂网络型 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 青藏高原早期交流路线演化与人类适应关系 |
| 5.1 地理环境与路线形成的关系 |
| 5.1.1 地形地貌 |
| 5.1.2 坡度 |
| 5.1.3 植被 |
| 5.1.4 河流 |
| 5.2 环境演变与路线形成的关系 |
| 5.3 生业模式与路线形成的关系 |
| 5.3.1 狩猎采集生业模式下的路线形成 |
| 5.3.2 农业生业模式下的路线形成 |
| 5.3.3 农牧业并重生业模式下的路线形成 |
| 5.4 交流强化与路线形成的关系 |
| 5.5 聚落-战争因素与路线形成的关系 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 结论 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 存在不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士期间的研究成果 |
（3）2.5 Ma以来中国陆地孢粉记录反映的古气候变化（论文提纲范文）
| 1 区域概况 |
| 2 研究方法 |
| 2.1 孢粉记录的获取 |
| 2.2 特征种属的空间分布及时间演化规律 |
| 2.3 孢粉记录的过去气候变化信息 |
| 3 结果 |
| 3.1 特征孢粉种属时空分布特征 |
| 3.2 气候记录温湿指数分析 |
| 4 讨论 |
| 4.1 特征种属孢粉所记录的第四纪环境演化 |
| 4.2 孢粉记录的第四纪气候变迁与亚洲夏季风演化 |
| 5 结论 |
（4）昂仁北西地区当穹错-当惹雍错-许如错南北向新近纪-第四纪地堑演化机制及地貌响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 研究依据及研究意义 |
| 1.1.1 选题背景及依据 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 相关科目和内容的研究现状及存在的问题 |
| 1.2.1 青藏高原隆升机制研究现状 |
| 1.2.2 青藏高原地堑构造研究现状 |
| 1.2.3 存在的问题 |
| 1.3 主要研究内容与研究方法 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 主要研究方法 |
| 1.4 论文完成的进度和工作量 |
| 第2章 区域地理与地质特征 |
| 2.1 自然地理概述 |
| 2.2 大地构造背景 |
| 2.3 区域地层特征 |
| 2.4 当穹错-当惹雍错-许如错地堑地质特征 |
| 第3章 当穹错-当惹雍错-许如错地堑新生代地质记录 |
| 3.1 地层 |
| 3.1.1 中新统布嘎寺组(N1b) |
| 3.1.2 上新统洁居纳卓组(N2j) |
| 3.1.3 第四系 |
| 3.2 构造 |
| 3.2.1 南北向活动断裂特征 |
| 3.2.2 地堑内近东西向第四纪次级半地堑特征 |
| 3.3 布嘎寺组火山岩年代学及地球化学特征 |
| 3.3.1 年代学特征 |
| 3.3.2 地球化学特征 |
| 3.3.3 岩石成因及构造环境讨论 |
| 第4章 地堑内历史成因地貌特征 |
| 4.1 地堑地貌特征 |
| 4.2 地堑中成因地貌要素的空间变化 |
| 4.2.1 最低冰斗面南北向变化特征 |
| 4.2.2 最高湖堤环南北向变化特征 |
| 第5章 青藏高原南北向地堑形成时间及演化趋势 |
| 5.1 高原南北向地堑的形成时代 |
| 5.2 地堑北向地貌特征及演化趋势 |
| 5.3 地堑南北向差异性成因讨论 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得的研究成果 |
（5）黄土反演临汾盆地末次间冰期以来古气候变化研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| ABSTRACT |
| 1 引言 |
| 1.1 选题目的和意义 |
| 1.2 国内外研究动态 |
| 1.2.1 冰芯 |
| 1.2.2 湖泊沉积 |
| 1.2.3 深海沉积 |
| 1.2.4 黄土 |
| 1.3 研究思路与方法 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 研究思路示意图 |
| 2 临汾盆地基本地理特征 |
| 2.1 临汾盆地地理位置 |
| 2.2 临汾盆地地貌与地质特征 |
| 2.3 临汾盆地气候特征 |
| 3 丁村遗址东沟剖面的沉积特征与年代序列的建立 |
| 3.1 丁村遗址东沟剖面沉积环境特征 |
| 3.2 剖面采样过程 |
| 3.3 光释光测年结果及剖面年代序列建立 |
| 4 临汾盆地气候代用指标分析 |
| 4.1 沉积物磁化率 |
| 4.1.1 磁化率指标理论依据 |
| 4.1.2 实验方法及过程 |
| 4.1.3 丁村遗址东沟剖面磁化率实验结果及变化特征 |
| 4.1.4 丁村遗址东沟剖面与典型剖面的磁化率对比分析 |
| 4.1.5 磁化率的气候指示意义 |
| 4.2 沉积物粒度 |
| 4.2.1 粒度指标理论依据 |
| 4.2.2 实验方法及过程 |
| 4.2.3 临汾盆地丁村遗址东沟剖面的粒度变化特征分析 |
| 4.2.4 粒度的气候指示意义 |
| 5 末次间冰期以来临汾盆地古气候演化特征及分析 |
| 5.1 临汾盆地丁村遗址东沟剖面沉积特征分析 |
| 5.2 临汾盆地末次间冰期以来气候变化与其他典型区域比较 |
| 5.3 小结 |
| 6 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望与不足 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（6）泥河湾盆地早更新世（2.2-1.8 Ma）植被演替和气候变化特征（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究进展 |
| 1.2.1 全球早更新世环境变化研究进展 |
| 1.2.2 中国早更新世环境变化研究进展 |
| 1.2.3 泥河湾盆地早更新世环境变化研究进展 |
| 1.3 研究目的和意义 |
| 1.4 课题来源 |
| 2 研究区概况 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 地质地貌 |
| 2.3 土壤水文 |
| 2.4 植被类型 |
| 2.5 气候特征 |
| 3 材料与方法 |
| 3.1 样品采集 |
| 3.2 岩性描述 |
| 3.3 钻孔年代 |
| 3.4 孢粉分析 |
| 3.4.1 实验室处理 |
| 3.4.2 孢粉鉴定 |
| 3.4.3 数据处理 |
| 3.5 粒度分析 |
| 3.5.1 粒度的环境指示意义 |
| 3.5.2 粒度测试 |
| 3.6 地球化学元素分析 |
| 3.6.1 地球化学元素的环境指示意义 |
| 3.6.2 地球化学元素测试 |
| 3.7 主成分分析 |
| 3.8 研究方法和流程 |
| 4 结果分析 |
| 4.1 孢粉分析结果 |
| 4.2 粒度分析结果 |
| 4.3 地球化学元素分析结果 |
| 4.4 主要孢粉类型的生态意义 |
| 5 讨论 |
| 5.1 早更新世(2.2-1.8Ma)植被演替和气候变化总体特征 |
| 5.2 留尼旺和奥杜威两次地磁倒转期环境特征 |
| 5.2.1 留尼旺事件时期的古植被与古气候 |
| 5.2.2 奥杜威事件时期的古植被与古气候 |
| 5.3 奥杜威冷干气候形成的可能机制 |
| 6 结论 |
| 7 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 攻读学位期间取得的科研成果清单 |
（7）青藏高原东北部哈拉湖地区末次盛冰期以来的植被演化和气候变化历史（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 青藏高原东北部末次盛冰期以来古环境古气候变化研究进展 |
| 1.1.1 末次盛冰期(LGM) |
| 1.1.2 末次冰消期 |
| 1.1.3 全新世 |
| 1.2 青藏高原东北部末次盛冰期以来孢粉学研究进展 |
| 1.3 摇蚊亚化石指标在第四纪气候环境重建中的研究进展 |
| 1.3.1 国际研究进展 |
| 1.3.2 国内研究进展与存在的问题 |
| 1.4 选题依据与意义 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 哈拉湖盆地自然地理概况 |
| 2.2 哈拉湖自然地理概况 |
| 2.2.1 气候 |
| 2.2.2 土壤与植被 |
| 2.2.3 水文状况 |
| 第三章 样品采集与实验方法 |
| 3.1 湖水理化性质测定 |
| 3.2 样品采集 |
| 3.3 实验方法 |
| 3.3.1 粒度分析 |
| 3.3.2 磁化率测定 |
| 3.3.3 烧失量分析 |
| 3.3.4 孢粉分析方法 |
| 3.3.5 摇蚊分析 |
| 第四章 年代序列的建立与结果分析 |
| 4.1 年代序列的建立 |
| 4.2 HL13B岩芯粒度指标测定结果与分析 |
| 4.3 HL13B岩芯烧失量测定结果与分析 |
| 4.4 HL13B岩芯低频磁化率测定结果与分析 |
| 4.5 HL13B岩芯孢粉图谱的结果分析 |
| 4.6 HL13B岩芯摇蚊的结果分析 |
| 4.6.1 HL13B岩芯摇蚊的鉴定结果 |
| 4.6.2 HL13B岩芯摇蚊亚化石的图谱结果分析 |
| 第五章 青藏高原东北部哈拉湖地区LGM以来植被演化与气候变化 |
| 5.1 HL13B岩芯各代用指标的环境指示意义 |
| 5.1.1 烧失量的环境意义 |
| 5.1.2 粒度指标的环境意义 |
| 5.1.3 磁化率指标的环境意义 |
| 5.1.4 HL13B岩芯孢粉指标的环境意义 |
| 5.1.5 HL13B岩芯摇蚊的生态学意义 |
| 5.2 HL13B岩芯孢粉记录的LGM以来植被演化 |
| 5.3 HL13B岩芯多指标综合记录的LGM以来气候变化 |
| 5.4 区域对比研究 |
| 5.4.1 与哈拉湖内部其他钻孔所记录末次盛冰期以来气候环境演变历史的对比 |
| 5.4.2 与青藏高原东北部地区的气候记录对比 |
| 5.4.3 与西南季风气候记录的对比 |
| 5.4.4 哈拉湖地区气候变化可能驱动机制浅析 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（8）高原湖泊碳氮沉积特征及其来源示踪 ——以藏东措普湖为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 湖泊沉积物有机质来源研究进展 |
| 1.2.1 碳氮比 |
| 1.2.2 正构烷烃 |
| 1.3 湖泊沉积物色素研究进展 |
| 1.3.1 沉积物色素来源 |
| 1.3.2 沉积物中色素的国内外研究进展 |
| 1.4 研究内容与技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 第2章 材料与方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 采样点分布与样品采集 |
| 2.3 样品分析与处理方法 |
| 2.3.1 不同形态碳氮的测定方法 |
| 2.3.2 正构烷烃的提取和测定方法 |
| 2.3.3 色素的提取测定和计算方法 |
| 2.4 数据处理与分析主要方法 |
| 2.4.1 沉积物定年方法 |
| 2.4.2 沉积速率计算方法 |
| 2.4.3 有机质来源解析方法 |
| 第3章 湖泊碳氮沉积特征 |
| 3.1 湖泊沉积特征 |
| 3.1.1 沉积物~(210)Pb定年特征 |
| 3.1.2 沉积速率和沉积通量剖面分布特征 |
| 3.2 碳分布特征 |
| 3.2.1 总有机碳浓度及分布特征 |
| 3.2.2 总有机碳沉积通量的变化 |
| 3.3 各形态氮分布特征 |
| 3.3.1 总氮浓度分布特征及沉积通量变化 |
| 3.3.2 氨态氮和硝态氮浓度及分布特征 |
| 3.3.3 有机氮分布特征 |
| 3.4 碳氮比及其来源解析 |
| 3.4.1 C/N比值的剖面分布特征 |
| 3.4.2 C/N有机质来源解析 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 湖泊有机质来源解析 |
| 4.1 正构烷烃分布特征及其来源解析 |
| 4.1.1 正构烷烃碳基本特征 |
| 4.1.2 正构烷烃分子代用指标特征及其环境意义 |
| 4.1.3 正构烷烃有机质来源解析 |
| 4.2 正构烷烃不同来源的贡献量 |
| 4.2.1 正构烷烃聚类分析结果 |
| 4.2.2 多源混合模型的应用 |
| 4.2.3 多源混合模型的示踪结果 |
| 4.3 本章小结 |
| 第5章 碳氮及沉积色素的环境意义 |
| 5.1 四种色素含量变化特征 |
| 5.1.1 叶绿素及其衍生物 |
| 5.1.2 自然叶绿素 |
| 5.1.3 颤藻黄素 |
| 5.1.4 蓝藻叶黄素 |
| 5.2 颤藻黄素与蓝藻黄素反应的湖泊营养状态 |
| 5.3 内源表征的湖泊初级生产力的演变 |
| 5.4 碳氮和色素对湖泊环境和气候的响应 |
| 5.5 本章小结 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在读期间发表的学术论文及研究成果 |
| 致谢 |
（9）西藏许如错地区13.7-4.4ka BP湖相沉积记录及古气候变化研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 古气候变化研究现状 |
| 1.2.2 高原古气候研究现状 |
| 1.3 主要研究思路与研究内容 |
| 1.3.1 研究区存在的问题 |
| 1.3.2 研究思路 |
| 1.3.3 主要研究内容 |
| 1.4 论文工作进展 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.2 大地构造分区 |
| 2.2.1 冈底斯掀斜上升区 |
| 2.2.2 冈底斯北缘稳定上升区 |
| 2.2.3 当惹雍错-许如错南北向地堑区 |
| 2.3 区域地层 |
| 第3章 研究材料与方法 |
| 3.1 研究材料 |
| 3.2 实验分析方法与数据处理 |
| 3.2.1 粒度分析 |
| 3.2.2 有机碳、总氮及有机碳同位素 |
| 3.2.3 AMS~(14)C测年原理 |
| 3.3 年代学框架建立 |
| 3.3.1 碳库年龄的建立 |
| 3.3.2 测年结果 |
| 3.3.3 年代-深度模型建立 |
| 第4章 沉积物粒度特征及其古环境意义 |
| 4.1 湖泊沉积物粒度古气候意义 |
| 4.2 许如错地区湖相沉积物粒度特征 |
| 4.2.1 粒度参数特征 |
| 4.2.2 沉积物的粒度组成 |
| 4.2.3 沉积物粒度垂向分析 |
| 4.2.4 沉积物粒度参数分析 |
| 4.2.4.1 粒度频率分布曲线特征 |
| 4.2.4.2 概率粒度累积曲线图 |
| 4.2.5 沉积物粒度四分位值分析 |
| 4.2.6 粒级-标准偏差分析 |
| 第5章 TOC、TN和δ~(13)C分析其古环境意义 |
| 5.1 湖泊沉积物TOC、TN含量的古气候意义 |
| 5.2 湖泊沉积物δ~(13)C_(org)的古气候意义 |
| 5.3 许如错盆地湖相沉积物δ~(13)C_(org)变化特征 |
| 第6章 许如错地区气候变化与区域响应 |
| 6.1 许如错地区气候演变过程 |
| 6.2 许如错地区湖相沉积记录与青藏高原自身沉积记录对比 |
| 6.2.1 与西藏南部普莫雍错沉积记录的对比 |
| 6.2.2 与色林错沉积记录的对比 |
| 6.3 区域与全球气候响应 |
| 6.4 频谱分析 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 附录 |
（10）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 |
四、青藏高原错鄂湖2.8Ma来的孢粉记录（论文参考文献）
- [1]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)
- [2]青藏高原旧石器-历史时期交流路线的重建及演变研究[D]. 兰措卓玛. 青海师范大学, 2021(09)
- [3]2.5 Ma以来中国陆地孢粉记录反映的古气候变化[J]. 赵辰辰,王永波,胥勤勉. 海洋地质与第四纪地质, 2020(04)
- [4]昂仁北西地区当穹错-当惹雍错-许如错南北向新近纪-第四纪地堑演化机制及地貌响应[D]. 裴庆锋. 成都理工大学, 2020(04)
- [5]黄土反演临汾盆地末次间冰期以来古气候变化研究[D]. 杜五喜. 山西师范大学, 2020(07)
- [6]泥河湾盆地早更新世（2.2-1.8 Ma）植被演替和气候变化特征[D]. 丁国强. 河北师范大学, 2019(07)
- [7]青藏高原东北部哈拉湖地区末次盛冰期以来的植被演化和气候变化历史[D]. 胡玉. 兰州大学, 2016(09)
- [8]高原湖泊碳氮沉积特征及其来源示踪 ——以藏东措普湖为例[D]. 张林林. 南京师范大学, 2019(02)
- [9]西藏许如错地区13.7-4.4ka BP湖相沉积记录及古气候变化研究[D]. 陈庆. 成都理工大学, 2019(02)
- [10]中国西部地区湖泊碳库效应的影响因素及评价[D]. 杜丁丁. 兰州大学, 2018(02)