一、中国青藏高原多年冻土与加拿大北部多年冻土的一些差别（论文文献综述）
秦越[1]（2018）在《青藏高原东北部典型流域冻土退化及其生态水文效应研究》文中认为受全球气候变化的影响,高纬度和高海拔地区的冻土加速退化。冻土退化将改变寒区的水文和生态过程,对自然系统和人类活动造成显著的影响。青藏高原是亚洲水塔、世界第三极,是我国重要的生态安全屏障与战略资源基地。在气候变化的背景下,正确认识青藏高原典型河流源区的冻土变化及其对水文循环和生态系统的影响,对于流域水资源规划、管理和决策制定具有重要意义。本论文建立了基于贝叶斯统计理论和基于土壤冻融物理过程的两种冻土模拟模型,模拟了我国青藏高原东北部的黄河源区、黑河上游冻土的长期变化过程;在此基础上,分析了冻土变化规律及冻土变化对生态水文过程的影响。论文首先基于历史降水和气温观测数据,提出一种估算季节性冻土最大冻结深度的随机方法。通过构建Stefan公式的参数化方案,引入前期影响雨量估算土壤水分,采用马尔科夫链—蒙特卡洛方法估算了参数的概率分布,评价了冻土深度估算的不确定性。其次,论文发展并完善了分布式模型GBEHM,改进了土壤导水率、植被生态等参数化方案,使模型更加适应寒区流域特点。最后,论文对黄河源区、黑河上游冻土变化进行了模拟,分析了冻土变化对生态水文过程的影响。对于黄河源区的冻土变化,采用基于贝叶斯理论的经验方法进行估算,所得冻土深度的模拟值与实测值的平均偏差和均方根误差范围分别为（-2.9%,9.7%）和（0.13 m,0.35 m）,土壤水参数不确定性占估算不确定性的1.4%至21.5%。采用分布式模型进行模拟,结果显示黄河源区多年冻土面积比例由1981-1990年的44%,减小至2001-2010年的17%。就水文变化而言,近年来气温持续升高导致实际蒸散发量增大、径流系数减小;年降水量在1981-2002年持续减少,但在2002年后显著增加。受冻土退化影响,黄河源区土壤含水量有所增加;在气温升高的协同作用下,冻土退化在一些区域促进了寒区植被的生长。针对黑河上游的分析表明,年均气温在1960-2014年以每10年0.34°C的速度升高,导致季节性冻土深度以每10年7.4 cm的速率减少。径流成分的分析表明,黑河上游的地表快径流的比例在降低,基流呈增加趋势。植被叶面积指数以每10年0.045的速率增长,生长季开始时间以每10年1.8-2.1天的速率提前。采用灰色关联度分析,证明了植被生长季开始时间的提前与冻土退化存在密切联系,冻土退化对寒区植被的影响主要体现在植被生长季的开始阶段。
吴盼[2]（2019）在《考虑冻土退化的黄河源区径流变化机理研究》文中认为黄河源区位于青藏高原东部,横跨半湿润与半干旱气候区,海拔高,气温低,发育多年冻土和季节性冻土。受全球气候变化的影响,近60年来源区黄河径流量发生了较大幅度的变化。在以往研究中,黄河源区径流变化的主要成因是什么,冻土退化起什么作用,仍然属于一个不明确,有争议的问题。本论文对此问题开展研究。首先基于Budyko模式对黄河源区径流的年际变化成因进行了分析。流域蒸散量与降水量的比值用包含一个参数的Budyko公式描述,该流域特征参数的变化代表了流域水均衡状态的变化。本论文改进了解释Budyko参数变化的传统分解法,采用11年滑动平均法确定了黄河源区流域参数50多年的变化特征。在此基础上,采用多元线性相关分析识别了流域参数变化与多种因素的相关性,得到的结果表明:黄河源区径流的变化主要受气候变化的控制,而当地人类活动的影响几乎可以忽略。在吉迈和唐乃亥子流域,多年冻土覆盖面积较广,流域参数变化与最大冻结深度存在较强的相关性。相关分析的结果表明,多年冻土的退化在一定程度上增加了流域的径流量,而不像某些研究认为冻土退化导致了径流衰减。对于季节性径流的变化特征,以吉迈子流域为典型区,研究了雨季径流,融雪径流和冬季基流对气候变化的响应。采用滑动T检验识别时间序列的突变点,结果发现90年代末融雪径流以及冬季基流的突变点与温度突变点接近,而雨季径流的突变点与降水强度以及降水量的突变点接近。冬季基流主要受到雨季径流的控制,但是冻土的退化改变了雨季径流与冬季基流的关系。冻土的退化使得冬季地下水的排泄量增加而直接融雪径流减少。直接融雪径流在1961-1997年处于同一个水平,但是在1997-2013年下降34.75%。自1980年以来,直接融雪径流系数随着冻融指数的下降而减小。按照这样的趋势,随着气候持续变暖,冬季积雪的减少和冻土的退化将导致春汛在未来消失。以Sutra Ice为建模工具,建立饱和-非饱和带地下水渗流二维剖面模型,模型考虑了冻融过程中的热传导与弥散,模拟分析了长期冻土退化对地下径流过程的影响。百年尺度变化历程的模拟结果表明,随着气温的逐年增加,多年冻土持续退化,多年冻土的隔水层效应逐渐减弱,地下水从坡面上的排泄量减少而在河谷中的排泄量增加。坡面排泄量与实际蒸散量具有正的相关性,多年冻土退化减少地下水的坡面排泄,意味着能够减少总径流的损失,增加河谷地下水排泄量。当增温率不变时,模拟的地下水河床排泄量占地下水总排泄量的比例随时间呈指数增长,表明冻土退化将导致浅表径流对河川径流的贡献迅速下降。将Sutra Ice模型得到的指数方程,嵌入到改进的ABCD模型中得到一个考虑冻退化水文效应的A*BC*D*。A*BC*D*模型成功模拟了冻土退化过程中,入渗量在土壤水与地下水之间分配关系的变化,适用于寒区水文过程。本论文的研究成果为科学解释黄河源区径流变化成因及冻土退化的水文效应提供了新的认识。
程国栋[3]（1979）在《中国青藏高原多年冻土与加拿大北部多年冻土的一些差别》文中认为 中国多年冻土分布面积约2.14×106平方公里（据童伯良、周幼吾）,占全国面积的五分之一强。在号称“世界屋脊”的青藏高原上分布着世界上中、低纬度地区海拔最高、面积最大的多年冻土。初步估计的高原多年冻土面积约1.49×106平方公里,占中国多年冻土面积的70％。在加拿大,多年冻土分布面积约为3.89—4.92×106平方公里（据斯特恩斯,1966）,占全国面积的40—50％。地处高海拔地区的青藏高原多年冻土与地处高纬度地区的加拿大北部的多年冻土有着很大的不同。本文的目的,就是尝试将这两种不同类型的多年冻土进行比较,着重寻找两者之间的差别,以便更好地了解这两种不同类型多年冻土,各自的特点,更好地揭示各种地质地理因素对多年冻土的影响。
李宗杰[4]（2020）在《基于稳定同位素示踪的长江源区径流源解析研究》文中认为全球气候变化背景下,冰冻圈的剧烈消融一方面引起固体水资源的锐减,另一方面增加的融水量正逐步改变着流域水文过程和水循环特征,特别是液态降水增加和冰雪、冻土剧烈消融引起的寒区径流成分改变及其水文效应变化,对流域径流演变规律及水循环机制产生了深刻影响,进而对水资源的时空配置及其水利资源的开发利用带来了新的挑战。那么如何量化气候变暖和冰冻圈剧烈消融背景下径流成分的变化,已成为寒区水文学研究亟待解决的关键科学问题。为此,本文以长江源区为研究区,共采集大气降水、冰雪融水、冻土层上水和河水样品1770组,应用稳定同位素示踪和端元混合径流分割模型等方法,分析了长江源区径流稳定同位素特征及指示的水文过程,然后基于稳定同位素示踪剖析了径流与大气降水、冰雪融水和冻土层上水的紧密联系,确定了径流组成成分,最后运用端元混合径流分割模型量化了出山口径流、不同类型支流和冻土层上水的补给源。得出的主要结论如下:（1）受局地环境及不同水源补给比例差异的影响,河水稳定同位素时空变化差异显著,其空间变化主要反映了3个因素的影响:不同海拔的河水补给源及补给比例的差异性;不同海拔降水汇流量及稀释作用的程度差异;不同海拔蒸散发程度的差异。（2）长江源区冰雪融水和冻土层上水稳定同位素特征主要受消融过程、蒸散发和补给源变化的影响。冻土层上水氧同位素以4400-4600 m为界,低于该海拔时呈现出显著的反海拔效应,高于该海拔时呈现显著的海拔效应,这一现象主要是由于地下冰融水对冻土层上水补给比例随海拔的增加而引起的。（3）冻土层上水是长江源区径流的主要补给源。与降水、冰雪融水和冻土层上水相比,河水稳定同位素年际变化比较平稳、波动小,反映了各水体先混合转化为地下水,然后补给径流。更为重要的是,河水局地蒸发线与大气水线交点的稳定同位素组成与冻土层上水极为相近。各水体稳定同位素的聚类分布和紧密联系表明,长江源区径流主要由冻土层上水、大气降水和冰雪融水混合补给而成。（4）2016年6月至2018年5月,沱沱河站冻土层上水、大气降水和冰雪融水分别贡献了河水的约51%、26%和23%,直门达站冻土层上水、大气降水和冰雪融水分别贡献了河水的约49%、34%和17%。研究区冰雪融水对径流的贡献率从源区到出山口呈下降趋势,而大气降水呈增加趋势,冻土层上水则保持稳定态势,5月、6月和10月冻土层上水主导研究区径流补给,而7月和8月降水的贡献率达50%左右。（5）冻土层上水也是冰川冻土区支流河水、冻土区支流河水和不同海拔干流河水的主要补给源。在强消融期,冻土层上水对冰川冻土区支流河水的补给比例与大气降水和冰雪融水的补给比例相差不大。对冻土区支流河水而言,大气降水和冰雪融水的补给比例相对较低。强消融期不同海拔干流河水的主要补给源是大气降水。（6）大气降水是长江源区冻土层上水的主要补给源,其次是地下冰融水,但其贡献率远低于大气降水,而冰雪融水仅在消融初期和消融末期补给冻土层上水,并且冰雪融水对冻土层上水的补给仅限于高海拔区,其贡献比例较小。本文首次将冻土层上水及其对寒区径流的影响作为研究内容,确认了冻土层上水是径流的主导,并从寒区水循环过程的角度开展同位素水文学研究,率先量化确定了不同类型支流和冻土层上水的补给源及补给源的时空变化特征,拓展了寒区同位素水文学,为深入揭示气候变暖背景下寒区径流的演变机制提供理论基础,为寒区径流变化模拟和预测研究提供参数支持,进而为更准确的评估冰冻圈快速变化对水文水资源和生态系统的影响提供科学依据。
高伟峰[5]（2019）在《大兴安岭连续多年冻土区温室气体释放特征及其影响因素》文中研究说明多年冻土占北半球陆地表面积的25%,冻土中含有大量的土壤有机碳和全氮,是重要的土壤碳和氮库。受到全球气候变化的影响,世界各地的多年冻土均呈现退化的趋势,这会改变微生物群落结构及其介导的碳氮循环过程,导致大量的温室气体释放到大气中。氧化亚氮（N2O）、二氧化碳（CO2）和甲烷（CH4）是大气中最重要的三种温室气体,是高纬度多年冻土区碳氮循环的重要组成部分。然而,目前对多年冻土区森林沼泽湿地N2O、CO2和CH4通量的研究还比较少。本研究采用静态箱-气相色谱法观测大兴安岭多年冻土区三种森林沼泽湿地的N2O、CO2和CH4通量,研究:（1）生长季多年冻土区N2O、CO2和CH4通量排放规律,揭示温室气体通量与环境因子的关系;（2）冻融作用对N2O、CO2和CH4通量的影响,解析冻融过程中影响N2O、CO2和CH4通量释放的主导因素。（3）沼泽湿地类型对多年冻土区N2O、CO2和CH4通量的影响,揭示引起N2O、CO2和CH4通量空间差异的关键影响因素。（4）评估多年冻土区温室气体在生长季、冻融期和年累积排放量及其全球增温潜势。结果表明:生长季大兴安岭多年冻土区N2O、CO2和CH4通量范围分别在11.81-79.25 μg m-2 h-1、60.45-894.42 mg m-2 h-1和-0.248-11.459 mg m-2 h-1。每个环境因子单独对 N2O 通量的影响比较弱,N2O通量主要受到多个环境因子的共同影响,包括空气温度、土壤温度、水位、pH、硝态氮、有机碳、全氮和碳氮比,环境因子可以解释N2O通量变化的11.49-82.84%。三种类型沼泽湿地CO2通量季节变化均显著受到土壤温度的影响,与土壤温度呈显著的正相关关系,可以解释CO2通量变化的43.89-80.20%。CO2通量的温度敏感系数在1.18-1.24。三种类型沼泽湿地CH4通量的影响因素存在差异,兴安落叶松-杜香沼泽湿地（XD湿地）和灌丛沼泽湿地（GC湿地）受到土壤温度的显著影响,而兴安落叶松-苔草沼泽湿地（XT湿地）受到水位的影响。此外,活动层融化深度也会影响XD湿地CH4通量的释放。冻融作用显著的影响N2O、CO2和CH4通量的季节变化特征,N2O、CO2和CH4通量的范围分别在-35.75-74.17μg m-2 h-1、19.08-696.02 mg m-2 h-1和-0.067-3.457 mg m-2 h-1。逐步多元线性回归分析表明N2O通量受到多个环境因子的共同影响,包括空气温度、土壤温度、土壤湿度、pH、铵态氮、硝态氮、有机碳、全氮和碳氮比,但是在不同类型的沼泽湿地影响因素有所差异。土壤温度和活动层融化深度显著影响冻融期CO2通量释放,CO2通量与土壤温度呈现显著的正相关关系和指数关系,可以解释冻融期CO2通量季节变化的44.84-95.38%。与生长季相似,大兴安岭地区CO2通量的Q10值在1.10-1.57。在XD湿地和GC湿地CH4通量与土壤温度呈现显著的正相关关系,而在XT湿地CH4通量主要受到空气温度和土壤水分的共同影响,环境因子可以解释冻融期CH4通量变化的38.53-97.37%。冻融期CH4的温度敏感系数Q10值在1.79-1.86之间。在生长季和冻融期,沼泽湿地类型对平均N2O通量均无显著的影响。矿质氮含量是决定N2O通量释放的关键因素,较低的矿质氮含量导致反硝化作用的反应底物不足,严重限制了 N2O通量的释放,使三种类型沼泽湿地N2O通量没有显著差异。在生长季和冻融期CO2通量均表现为GC湿地显著高于XD湿地,而XT湿地与XD湿地和GC湿地均无显著差异,水位是决定CO2通量的关键因素。在生长季和冻融期CH4通量均表现为GC湿地显著高于XD湿地和XT湿地,水位是影响CH4通量的主导因子。大兴安岭多年冻土区生长季N2O累积排放量为1.02-1.46 kg hm-2,年通量范围在1.92-2.90 kg hm-2,生长季对年通量的贡献率在46.27-53.57%。冻融期累积释放了 0.35-0.66 kg hm-2的N2O通量,其对年通量的贡献率在15.86-32.77%。大兴安岭地区CO2年累积排放量为10864.76-22205.48 kg hm-2,其中生长季占CO2年通量的69.95-77.21%,而冻融期只占CO2年通量的15.37-18.56%。多年冻土区CH4年累积排放量在2.83-205.19 kg hm-2,GC湿地的年通量略高于湿地生态系统平均CH4释放通量,而XD湿地和XT湿地CH4年通量偏低。受到全球气候变化的影响,多年冻土退化会引起多年冻土中C向大气中的释放,加剧全球气候变化。三种类型沼泽湿地全年GWP分别为11589.72±708.73、14708.57±222.71和28481.46±898.25 kg CO2-eqhm-2,其中生长季对全年GWP的贡献比较大,占全年GWP的69.02-79.36%。在三种温室气体中,C通量（CO2和CH4）对年GWP的贡献最高,其中CO2的贡献在75.85-95.26%,CH4的贡献在0.54-22.94%,而N2O通量只占1.20-6.90%。在全球气候变化的背景下,多年冻土退化,土壤温度升高,可能会增加多年冻土区的GWP。本研究对于理解多年冻土区温室气体的释放特征和影响因素以及评估区域气候变化具有重要的意义,为全球气候变暖条件下多年冻土区温室气体释放的响应提供了科学依据。
王加辉[6]（2019）在《环北极多年冻土热力特性与采油井热融沉陷机制研究》文中研究指明随着“冰上丝绸之路”战略的实施和《中国的北极政策》白皮书的发布,我国对北极多年冻土区能源和北极航道的开发需求与日俱增,此举对于保障我国能源供应多样性与安全意义重大,并且我国祁连山和青藏高原羌塘盆地等多年冻土地区石油天然气资源潜力巨大,羌塘地区甚至被视为我国塔里木盆地后的第二个石油资源战略接替区。国内外对多年冻土区油井周围深厚多年冻土因热扰动融沉而引发工程问题的研究较少,对于多年冻土融化与油井受力机理认识尚不足。因此,研究环北极多年冻土区油井病害问题,既利于我国北极合作开发和能源保障,更助于我国多年冻土区能源勘探开发研究。鉴于此,本文针对环北极多年冻土热力特性与采油井热融沉陷机制,通过室内试验与理论分析、数值计算相结合的手段,着眼采油井热扰动作用,研究多年冻土的热学参数、力学特性与主要影响因素,在此基础上,构建多年冻土热传递温度场模型,诠释采油井热扰动下多年冻土融沉力学机理等,主要研究内容与取得的成果如下。（1）针对原状多年冻土相变条件下热学参数,采用电容法检测了油井周围冻土的未冻水含量,据此研究了负温对电容传感器电学响应与水、冰、土颗粒的相对介电常数的影响,基于未冻水含量评估了正、负温下土体的比热容,并将正温下的热容估计值同瞬时线形热源法实测值进行了对比分析,总结提出了适用于原状土冻、融状态下的热传导系数计算模型。（2）针对原状多年冻土升温中弹性特性,采用弯曲元（BE）与压缩盘（BD）技术测试了冻土的剪切波速、压缩波速,据此得到了小应变下冻土的弹性模量、泊松比随温度的变化规律,剖析了围压对冻土的压缩波波速和小应变杨氏模量的影响,并提出了通过性质指标评估原状多年冻土融化后的杨氏模量的经验模型,同时研究了原状多年冻土在-10+20℃之间的小应变剪切模量及其各向异性,进而揭示了土的小应变剪切模量各向异性温度相关性的原因。（3）针对原状多年冻土融化后的力学特性,对融化的粘土、粉土、砂土,分别进行了不同含水量与围压下的三轴压缩试验,获得了不同融土的应力-应变关系与力学参数,分析了含水率与围压对融土的破坏应力、割线弹性模量及其对应轴向应变、初始切线弹性模量的影响规律,确定了适用的拟合回归方程,对比分析了预测值与试验值。计算得到了土试样的抗剪强度指标,并分析了深度的影响。（4）针对多年冻土区油井与场地温度场演变,研究了多年冻土区采油井典型构造与井筒保温措施等,据此构建了井筒传热几何模型,并结合油管内流体温度、流速、井筒材料热物理参数与多年冻土层初始地温分布、热物理参数等,建立了多年冻土区采油井及其周围冻土场地的传热温度场分析的数值模型与计算方法,基于此,分析了采油井运行多年之后管道周围场地温度场变化、多年冻土热扰动的融化程度,揭示了各土层融化程度差异的原因。（5）针对多年冻土融沉过程中的受力机理,基于获得的多年冻土热学参数、油井传热参数、油井与周围多年冻土场地温度场分布、原状多年冻土与融土的力学特性,建立了多年冻土融沉下单油井受力机理分析的数值模型与计算方法,据此研究了井壁周围多年冻土融沉过程中的应力重分布、融土与井壁之间相互作用,发现了融土中的拱效应,提出了确定油井壁受压屈曲破坏位置的分析方法。
程国栋,赵林,李韧,吴晓东,盛煜,胡国杰,邹德富,金会军,李新,吴青柏[7]（2019）在《青藏高原多年冻土特征、变化及影响》文中指出青藏高原是全球中纬度面积最大的多年冻土分布区,青藏高原多年冻土对东亚季风乃至全球气候系统都有重要影响.本文在前人研究成果的基础上,系统地梳理了青藏高原多年冻土基本特征的现状,主要包括活动层厚度,多年冻土面积、温度和厚度的空间分布,以及多年冻土区地下冰和土壤碳储量等方面的研究进展.通过补充最近监测资料,阐述了高原尺度活动层和多年冻土热状况的动态变化过程及趋势,并分析了这种变化的水文效应.随后,概述了多年冻土与生态系统、多年冻土与碳循环相互作用关系方面的研究进展.青藏高原多年冻土在过去数十年来发生了不同程度的退化,对多年冻土区地表的水、土、气、生间的相互作用关系产生了显著影响,进而影响着区域水文、生态乃至全球气候系统.本研究可为冻土与气候变化相互作用关系的机理研究提供思路,为寒区环境保护、工程设计和施工提供参考经验.
卢振权,SULTAN Nabil,金春爽,饶竹,罗续荣,吴必豪,祝有海[8]（2009）在《青藏高原多年冻土区天然气水合物形成条件模拟研究》文中研究说明基于野外气体地球化学调查研究,以及前人有关冻土表层温度、冻土层内地温梯度、冻土层下地温梯度等的资料,对青藏高原多年冻土区天然气水合物的形成条件开展了模拟研究.结果显示:研究区冻土条件能够满足天然气水合物形成的基本要求;气体组成、冻土特征（如冻土厚度或冻土表层温度、冻土层内地温梯度、冻土层下地温梯度等）是影响研究区天然气水合物稳定带厚度的最重要因素,其在不同点位上的差异性可能导致天然气水合物分布的不均匀性的主要原因;研究区最可能的天然气水合物为甲烷与重烃（乙烷和丙烷）的混合气体型天然气水合物;在天然气水合物分布的区域,其产出的上临界点深度在几十至一百多米间,下临界点深度在几百至近一千米间,厚度可达到几百米.与CanadianMallik三角洲多年冻土区相比,青藏高原多年冻土区除了冻土厚度小些外,其他条件,如冻土层内地温梯度、冻土层下地温梯度、气体组成等条件较为相近,具有一定的可比性,预示着良好的天然气水合物潜力.
冉有华,李新[9]（2019）在《中国多年冻土制图:进展、挑战与机遇》文中指出多年冻土制图是冻土学的基础研究方向之一。通过总结我国多年冻土制图的发展历程,讨论了多年冻土分类系统和多年冻土（区）面积,并从经验模型、物理模型、统计学习3个方面探讨了我国多年冻土制图方法的研究进展。根据制图手段、数据可用性、模型和方法的不同,将我国多年冻土制图分为3个发展阶段:起步阶段（20世纪60～80年代）、遥感和GIS初步应用阶段（20世纪90年代至2010年）和多源观测与综合模型融合阶段（2010年至今）。不同阶段对多年冻土面积的认识有较大差别,随着制图空间分辨率与精度的提高,新的冻土图更接近代表真实的多年冻土面积。在制图方法方面,经验模型与物理模型的发展贯穿3个阶段,经验模型与遥感的结合是目前中国多年冻土制图的主要方法;冻土物理模型发展迅速,通过与其他模型的耦合,特别是与分布式水文模型的耦合,为模拟冻土变化的生态水文效应提供了重要工具;随着地面与遥感观测数据的积累,统计学习方法表现出较大潜力。地球观测系统的发展为冻土监测提供了前所未有的机遇。地面调查的优化、数据积累与开放共享、冻土遥感方法的进一步发展、深化多年冻土深层过程的理解与物理模型的进一步改进及其与观测的融合等,都将有助于突破中国多年冻土制图面临的挑战,促进对中国多年冻土过去、现在和未来变化的认识。
王振兴[10]（2020）在《高原冻土退化条件下区域地下水循环演化机制研究 ——以大通河源区为例》文中指出高寒区多年冻土融化导致的地下水循环变化机制是水文地质和环境地质基础理论研究方面的关键科学问题之一,了解该类地下水动态对冻土变化的响应对寒区水资源保护、生态环境和工程建设具有重要价值。本文以青海大通河源区为研究区,开展高原冻土退化条件下区域地下水循环演化机制研究。通过监测、微结构测试、新型水化学同位素、多场耦合模拟等研究方法,系统分析了冻土退化过程特征,揭示了冻土微结构与渗流特征变化规律以及冻土退化条件下区域地下水循环演化机制,取得了如下主要成果:1)通过遥感解译、多元统计、地温监测及微结构研究,划分冻土类型与退化阶段,对比研究了大通河源区不同冻土退化阶段冻土面积、上下限、边界、地温及微观结构变化规律。通过多元统计分析水均衡计算等手段,阐明了地下水补径排响应规律。在降雨量不显著增加的基础上区内泉水流量、地表水径流量和地下水天然资源量呈现出了增加趋势,认为是冻土退化增大了地下水的补给通道及地下冰融水量所致。通过水均衡概算,得出地下冰融水占比约为17%。2)通过控温CT扫描、压汞实验及控温渗透试验,揭示了退化条件下冻土的微观结构变化及冻土渗透性能变化规律。升温过程使得冻土颗粒以及孔隙产生了重分配,冻土的中大孔隙增多,连通性增强;升温初期渗透系数快速增大,至-0.5℃时,渗透系数成倍增长,说明“高温冻土”已经具有一定的渗透性能,而非必须完全融化才能由“隔水层”变为“含水层”。探索建立了温度、微结构与渗透性能的定量关系方程。3)通过硫、硼、锶、铀同位素识别了不同地下水来源和循环途径;计算了多元水转化关系,结果表明冻土退化条件下,冻结层上水与层下水的联系变为密切,地下水系统由封闭转为开放;地下冰融水参与了地下水循环,其在连续冻土区、片状冻土区和岛状冻土区冻结层下水中补给的比例分别为9%、17%和11%;冻结层上水中补给比例分别为18%、24%和20%。最终建立了冻土退化条件下的高寒河源区山-盆多层级区域地下水循环模式。4)利用COMSOL Multi-physics软件系统的二次开发功能,改进了多场的耦合模型,实现了从中长周期时间尺度冻土退化条件下区域地下水循环演化的定量模拟与预测。5)揭示了“温度→冻土类型→微结构→渗透系数→水文地质结构→地下水循环模式演变→冻土释水→水质变化”的冻土退化条件下区域地下水循环演化机制。最后以地球科学系统理论从多圈层交互带的角度针对冻土退化可能产生的资源环境效应,提出了冻土环境与地下水资源保护的对策和建议。
二、中国青藏高原多年冻土与加拿大北部多年冻土的一些差别（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、中国青藏高原多年冻土与加拿大北部多年冻土的一些差别（论文提纲范文）
（1）青藏高原东北部典型流域冻土退化及其生态水文效应研究（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 国内外研究现状 |
| 1.2.1 土壤冻融变化的观测实验 |
| 1.2.2 土壤冻融变化的模拟方法 |
| 1.2.3 冻土退化对生态水文过程的影响 |
| 1.3 已有研究中存在的不足 |
| 1.4 论文研究思路和主要内容 |
| 第2章 土壤冻结深度的经验估计方法及其不确定性 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 Stefan公式及其参数化方案 |
| 2.2.1 Stefan公式介绍 |
| 2.2.2 前期影响雨量及土壤含水量估算 |
| 2.2.3 土壤导热系数的参数化方案 |
| 2.3 基于贝叶斯理论的Stefan公式参数估计方法 |
| 2.3.1 Stefan公式的不确定性 |
| 2.3.2 基于贝叶斯理论的参数估计方法 |
| 2.3.3 似然函数的推导 |
| 2.3.4 先验概率分布估计 |
| 2.3.5 前期影响雨量公式的选择 |
| 2.4 基于马尔科夫链—蒙特卡洛的随机采样方法 |
| 2.4.1 采样策略及采样步骤 |
| 2.4.2 马尔科夫链收敛性判断 |
| 2.4.3 随机方法的交叉验证 |
| 2.4.4 参数后验分布及模型不确定性评估 |
| 2.5 本章小结 |
| 第3章 基于分布式模型的冻土生态水文耦合模拟方法 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 GBEHM模型总体结构 |
| 3.3 土壤冻融过程 |
| 3.3.1 冻融过程中的土壤水运动 |
| 3.3.2 冻融过程中的土壤热传导 |
| 3.3.3 土壤冻融过程的水热耦合传输 |
| 3.4 生态水文过程 |
| 3.4.1 冰冻圈水文过程 |
| 3.4.2 植被动态过程 |
| 3.4.3 生态水文过程的耦合 |
| 3.5 流域产汇流过程 |
| 3.5.1 地表水—地下水交换过程 |
| 3.5.2 山坡和河网汇流过程 |
| 3.6 模型的输入和输出 |
| 3.6.1 气象数据及其空间插值 |
| 3.6.2 地形和河道参数 |
| 3.6.3 土地利用和植被参数 |
| 3.6.4 土壤性质参数 |
| 3.6.5 模型输出结果 |
| 3.7 本章小结 |
| 第4章 青藏高原东北部的冻土时空变化规律分析 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 黄河源区冻土变化分析 |
| 4.2.1 黄河源区概况 |
| 4.2.2 基于冻土观测数据的模型验证 |
| 4.2.3 黄河源区冻土时空变化规律 |
| 4.3 黑河上游冻土变化分析 |
| 4.3.1 黑河上游概况 |
| 4.3.2 基于冻土观测数据的模型验证 |
| 4.3.3 黑河上游冻土时空变化规律 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 青藏高原东北部冻土变化对生态水文过程的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 黄河源区季节性冻土退化的生态水文效应 |
| 5.2.1 基于水文观测数据的模型验证 |
| 5.2.2 黄河源区水量平衡的变化 |
| 5.2.3 黄河源区冻土退化对径流过程的影响 |
| 5.2.4 黄河源区冻土退化对植被生长的影响 |
| 5.3 黑河上游季节性冻土退化的生态水文效应 |
| 5.3.1 基于水文观测数据的模型验证 |
| 5.3.2 黑河上游主要河流的流量变化 |
| 5.3.3 黑河上游冻土退化对径流过程的影响 |
| 5.3.4 黑河上游冻土退化对植被生长的影响 |
| 5.4 本章小结 |
| 第6章 总结与展望 |
| 6.1 主要研究成果 |
| 6.2 主要创新点 |
| 6.3 研究中的不足及展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历、在学期间发表的学术论文与研究成果 |
（2）考虑冻土退化的黄河源区径流变化机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 冻土退化及其物理性质 |
| 1.2.2 冻土退化水文效应 |
| 1.3 研究内容,技术路线及创新点 |
| 1.3.1 研究内容及技术路线 |
| 1.3.2 创新点 |
| 第2章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理与气候特征 |
| 2.2 水系特征与流域划分 |
| 2.3 水文地质条件与冻土 |
| 2.3.1 基本水文地质条件 |
| 2.3.2 冻土基本分布情况 |
| 2.3.3 冻土野外观察现象 |
| 2.4 植被特征与土地利用 |
| 2.4.1 植被类型及其分布 |
| 2.4.2 土地利用类型及其变化 |
| 2.5 研究数据来源及特点 |
| 2.5.1 气象站及数据 |
| 2.5.2 水文数据 |
| 2.5.3 冻土监测数据 |
| 第3章 径流年际变化的Budyko模式分析 |
| 3.1 年际变化数据的处理 |
| 3.1.1 最大冻结深度的年际变化 |
| 3.1.2 径流深的年际变化 |
| 3.1.3 流域气候要素的年际变化 |
| 3.2 研究方法 |
| 3.2.1 Budyko模式原理 |
| 3.2.2 因素识别的传统定量方法 |
| 3.2.3 分解法的改进 |
| 3.2.4 Budyko公式的选择 |
| 3.3 流域参数变化的相关分析 |
| 3.3.1 传统分段法的结果 |
| 3.3.2 多年滑动平均结果 |
| 3.3.3 基于改进分解法的相关分析 |
| 3.4 关于控制因素的讨论 |
| 3.4.1 气温 |
| 3.4.2 最大冻结深度 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 冻土退化下径流季节性特征的变化 |
| 4.1 吉迈流域特征 |
| 4.2 数据处理 |
| 4.2.1 水文气象数据 |
| 4.2.2 积雪与冻土 |
| 4.3 时间序列研究方法 |
| 4.3.1 突变点的滑动T检验 |
| 4.3.2 流量历时曲线(FDC) |
| 4.4 结果分析 |
| 4.4.1 流量过程线以及日径流的季节性 |
| 4.4.2 季节性径流的年际变化 |
| 4.4.3 冻土退化的影响 |
| 4.4.4 不确定性 |
| 4.5 小结 |
| 第5冻土退化影响地下径流的数值模拟 |
| 5.1 基于Sutra Ice的模型设计 |
| 5.1.1 概念模型 |
| 5.1.2 Sutra Ice及其控制方程 |
| 5.1.3 边界通量的设置 |
| 5.1.4 情景设计 |
| 5.2 百年尺度的模拟结果 |
| 5.2.1 温度变化 |
| 5.2.2 饱和度变化 |
| 5.2.3 流量变化 |
| 5.3 分析讨论 |
| 5.3.1 冻土退化对产流过程的影响 |
| 5.3.2 排泄量对增温率的敏感性 |
| 5.3.3 模型的局限性 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 考虑冻土水文效应的气候水文模型 |
| 6.1 流域水文过程与ABCD模型 |
| 6.2 模型的改进 |
| 6.2.1 AB’C’D模型 |
| 6.2.2 A~*BC~*D~*模型 |
| 6.3 模型模拟效果评价 |
| 6.3.1 参数敏感性分析 |
| 6.3.2 调参方法 |
| 6.3.3 模拟效果的评价 |
| 6.4 结果分析 |
| 6.4.1 ABCD模型与AB’C’D模型参数敏感性分析 |
| 6.4.2 模型在寒区模拟效果对比 |
| 6.5 小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
（4）基于稳定同位素示踪的长江源区径流源解析研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 寒区同位素水文学研究进展 |
| 1.2.2 径流同位素研究进展 |
| 1.2.3 径流源解析研究进展 |
| 1.2.4 长江源区稳定同位素水文学研究进展 |
| 1.2.5 已有研究工作对本研究的启示 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 科学问题 |
| 1.3.2 研究目标 |
| 1.3.3 研究内容 |
| 1.3.4 特色与创新 |
| 1.3.5 技术路线 |
| 第2章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理特征 |
| 2.2 气象水文 |
| 2.2.1 气温 |
| 2.2.2 降水 |
| 2.2.3 河流水系 |
| 2.2.4 冰川 |
| 2.2.5 冻土 |
| 第3章 研究材料与方法 |
| 3.1 样品的采集与测定 |
| 3.1.1 样品的采集 |
| 3.1.2 样品的测试 |
| 3.2 主要研究方法 |
| 3.2.1 端元混合径流分割模型 |
| 3.2.2 径流分割的不确定性分析 |
| 第4章 长江源区径流稳定同位素特征 |
| 4.1 时空组合特征 |
| 4.1.1 径流稳定同位素的时间变化 |
| 4.1.2 径流稳定同位素的空间变化 |
| 4.2 影响因素及演化机制 |
| 4.2.1 局地蒸发线特征 |
| 4.2.2 海拔对径流稳定同位素的影响 |
| 4.2.3 气象因子对径流稳定同位素的影响 |
| 4.3 本章小结 |
| 第5章 同位素指示的径流源分析 |
| 5.1 大气降水稳定同位素特征 |
| 5.1.1 时空组合特征 |
| 5.1.2 影响因素分析 |
| 5.2 冰雪融水稳定同位素特征 |
| 5.3 冻土层上水稳定同位素特征 |
| 5.3.1 时空组合特征 |
| 5.3.2 影响因素分析 |
| 5.4 径流源成分分析 |
| 5.4.1 出山口径流与各水体同位素的关系 |
| 5.4.2 不同类型支流径流与各水体同位素的关系 |
| 5.4.3 冻土层上水与各水体同位素的关系 |
| 5.5 本章小结 |
| 第6章 长江源区径流源的量化解析 |
| 6.1 径流成分分割 |
| 6.1.1 出山口径流 |
| 6.1.2 支流 |
| 6.1.3 冻土层上水 |
| 6.2 径流成分变化原因分析 |
| 6.2.1 出山口径流 |
| 6.2.2 支流 |
| 6.2.3 冻土层上水 |
| 6.3 本章小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的科研成果 |
| 致谢 |
（5）大兴安岭连续多年冻土区温室气体释放特征及其影响因素（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景与目的意义 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 多年冻土的研究现状 |
| 1.2.2 多年冻土区温室气体通量的研究进展 |
| 1.3 研究目标、内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 2 研究区自然概况与研究方法 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地貌 |
| 2.1.3 气候 |
| 2.1.4 植被 |
| 2.1.5 土壤 |
| 2.2 样地选择与实验布置 |
| 2.3 温室气体的采集与分析 |
| 2.3.1 温室气体采集 |
| 2.3.2 温室气体的检测与分析 |
| 2.4 环境因子的测定与土壤样品的采集和分析 |
| 2.4.1 环境因子测定 |
| 2.4.2 土壤样品采集 |
| 2.4.3 土壤样品分析 |
| 2.5 数据处理和统计分析 |
| 2.5.1 温室气体通量的计算 |
| 2.5.2 温室气体累积和年释放量的估算 |
| 2.5.3 温室气体全球增温潜势(GWP)的计算 |
| 2.5.4 数据统计与分析 |
| 3 生长季多年冻区温室气体通量释放特征 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 生长季多年冻土区N_2O、CO_2和CH_4通量释放特征 |
| 3.2.1 生长季多年冻土区N_2O通量释放特征 |
| 3.2.2 生长季多年冻土区CO_2和CH_4通量释放特征 |
| 3.3 生长季多年冻土区N_2O、CO_2和CH_4通量的影响因素 |
| 3.3.1 生长季多年冻土区N_2O通量的影响因素 |
| 3.3.2 生长季多年冻土区CO_2和CH_4通量的影响因素 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 大兴安岭N_2O通量与其他多年冻土区的比较 |
| 3.4.2 与其它多年冻土区CO_2和CH_4通量的比较 |
| 3.4.3 生长季多年冻土区N_2O通量释放的主导因子 |
| 3.4.4 生长季多年冻土区CO_2和CH_4通量释放的主导因子 |
| 3.5 本章小结 |
| 4 冻融作用对多年冻土区温室气体通量的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 冻融作用对多年冻土区N_2O、CO_2和CH_4通量的影响 |
| 4.2.1 冻融作用对多年冻土区N_2O通量的影响 |
| 4.2.2 冻融作用对多年冻土区CO_2和CH_4通量的影响 |
| 4.3 冻融期多年冻土区N_2O、CO_2和CH_4通量的影响因素分析 |
| 4.3.1 冻融期多年冻土区N_2O通量的影响因素分析 |
| 4.3.2 冻融期多年冻土区CO_2和CH_4通量的影响因素分析 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 冻融期N_2O通量与其他生态系统的比较 |
| 4.4.2 冻融期CO_2和CH_4通量与其他多年冻土区的比较 |
| 4.4.3 多年冻土区冻融期N_2O通量的主导因素 |
| 4.4.4 多年冻土区冻融期CO_2和CH_4通量的主导因素 |
| 4.5 本章小结 |
| 5 多年冻土区沼泽湿地类型对温室气体通量的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 生长季沼泽湿地类型对温室气体通量的影响 |
| 5.2.1 生长季沼泽湿地类型对N_2O通量的影响 |
| 5.2.2 生长季沼泽湿地类型对CO_2和CH_4通量的影响 |
| 5.3 冻融期沼泽湿地类型对温室气体的影响 |
| 5.3.1 冻融期沼泽湿地类型对N_2O通量的影响 |
| 5.3.2 冻融期沼泽湿地类型对CO_2和CH_4通量的影响 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 沼泽湿地类型对N_2O通量的影响 |
| 5.4.2 沼泽湿地类型对CO_2和CH_4通量的影响 |
| 5.5 本章小结 |
| 6 多年冻土区温室气体年通量及全球增温潜势 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 多年冻土区温室气体累积排放量评估 |
| 6.2.1 多年冻土区N_2O累积排放量评估 |
| 6.2.2 多年冻土区CO_2和CH_4累积排放量评估 |
| 6.3 多年冻土区温室气体全球增温潜势(GWP) |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 多年冻土区生长季、冻融期及年N_2O累积排放量 |
| 6.4.2 多年冻土区CO_2和CH_4累积排放量 |
| 6.4.3 温室气体全球增温潜势(GWP) |
| 6.5 本章小结 |
| 7 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间发表的学术论文 |
| 致谢 |
| 附件 |
（6）环北极多年冻土热力特性与采油井热融沉陷机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 课题背景与研究意义 |
| 1.1.1 课题背景 |
| 1.1.2 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 冻土热学参数 |
| 1.2.2 多年冻土温度场 |
| 1.2.3 冻土弹性特性 |
| 1.2.4 融土力学特性 |
| 1.2.5 冻土融沉机理 |
| 1.3 存在的问题 |
| 1.4 研究内容与技术路线 |
| 1.4.1 主要研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 第2章 原状多年冻土相变下热学参数测试分析 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 多年冻土热学参数测试方案 |
| 2.2.1 未冻水含量电容法测试 |
| 2.2.2 电容传感器标定方法 |
| 2.2.3 电容技术温度影响性 |
| 2.3 多年冻土热学参数测试结果分析 |
| 2.3.1 未冻水含量 |
| 2.3.2 比热容 |
| 2.3.3 热传导系数 |
| 2.3.4 相变热 |
| 2.4 本章小结 |
| 第3章 原状多年冻土弹性特性热效应测试分析 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 多年冻土波速测试 |
| 3.2.1 试件来源 |
| 3.2.2 试验仪器 |
| 3.2.3 测试方案 |
| 3.3 多年冻土弹性特性 |
| 3.3.1 首波到达 |
| 3.3.2 弹性波速 |
| 3.3.3 弹性特性 |
| 3.3.4 围压影响 |
| 3.4 剪切模量各向异性 |
| 3.4.1 试件低温构造 |
| 3.4.2 波速测试 |
| 3.4.3 结果分析 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 原状多年冻土融化后的力学特性测试分析 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 三轴压缩试验方案 |
| 4.2.1 试样来源 |
| 4.2.2 试验仪器 |
| 4.2.3 试验过程 |
| 4.3 力学特性分析 |
| 4.3.1 应力-应变关系 |
| 4.3.2 破坏应力与弹性模量 |
| 4.3.3 抗剪强度指标 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 多年冻土区油井场地温度场数值分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 场地温度场数值分析方法 |
| 5.2.1 井筒传热结构 |
| 5.2.2 单井井筒热传递模式 |
| 5.2.3 计算模型 |
| 5.2.4 计算区域 |
| 5.2.5 边界条件 |
| 5.2.6 初始条件 |
| 5.2.7 模型参数 |
| 5.3 场地温度场数值分析结果 |
| 5.3.1 融化区域 |
| 5.3.2 预测温度场 |
| 5.4 本章小结 |
| 第6章 油井热扰动下多年冻土融沉机制数值分析 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 冻土融沉数值模型 |
| 6.2.1 数值建模过程 |
| 6.2.2 计算结果分析 |
| 6.3 采油管井屈曲问题分析 |
| 6.3.1 井壁破坏临界应力 |
| 6.3.2 井壁竖向应力演化与屈曲判定 |
| 6.4 本章小结 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间发表的学术论文及成果 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
（7）青藏高原多年冻土特征、变化及影响（论文提纲范文）
| 1 青藏高原多年冻土特征的现状 |
| 1.1 多年冻土空间分布 |
| 1.2 多年冻土温度 |
| 1.3 多年冻土厚度 |
| 1.4 多年冻土区地下冰储量 |
| 2 活动层的空间分布及热状况和厚度变化 |
| 2.1 活动层厚度的空间分布 |
| 2.2 活动层内温度变化 |
| 2.3 活动层厚度变化特征 |
| 3 多年冻土热状况及变化特征 |
| 3.1 多年冻土温度及其变化 |
| 3.2 多年冻土厚度及其变化 |
| 4 青藏高原多年冻土的水文效应 |
| 5 青藏高原年冻土与碳循环 |
| 6 总结与展望 |
（8）青藏高原多年冻土区天然气水合物形成条件模拟研究（论文提纲范文）
| 1 引 言 |
| 2 研究区区域地质背景和天然气水合物形成的基本条件 |
| 2.1 区域地质背景概况 |
| 2.2 天然气水合物形成的基本条件 |
| 3 经验模型 |
| 4 模拟结果 |
| 5 讨论与结论 |
（9）中国多年冻土制图:进展、挑战与机遇（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 中国多年冻土制图的发展阶段 |
| 3 多年冻土分类系统 |
| 4 中国多年冻土（区）面积 |
| 5 制图方法 |
| 5.1 统计学习 |
| 5.2 经验模型 |
| 5.3 物理模型 |
| 6 总结与展望 |
（10）高原冻土退化条件下区域地下水循环演化机制研究 ——以大通河源区为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.3 研究内容与关键科学问题 |
| 1.4 研究方法与技术路线 |
| 1.5 支撑课题 |
| 1.6 创新点 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理 |
| 2.2 区域构造及地质条件 |
| 2.3 冻土分布特征 |
| 2.4 区域水文地质条件 |
| 第三章 典型高原多年冻土退化过程及变化特征 |
| 3.1 研究方案 |
| 3.2 气温及人类活动变化特征 |
| 3.3 冻土及融区面积变化 |
| 3.4 冻土上下限及各类型冻土分布边界变化 |
| 3.5 冻土地温变化及退化阶段划分 |
| 3.6 冻土退化过程微结构特征 |
| 3.7 本章小结 |
| 第四章 冻土退化条件下渗流性能与微结构演变规律及定量关系 |
| 4.1 研究方案与试验原理 |
| 4.2 基于CT特征值的冻土退化条件下微结构特征 |
| 4.3 基于压汞实验的冻土退化条件下孔隙分布规律 |
| 4.4 冻土退化条件下渗透性能的变化特征 |
| 4.5 冻土退化条件下微结构、温度与渗流参数的定量关系方程 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 冻土退化条件下区域地下水补径排要素响应规律 |
| 5.1 研究方案 |
| 5.2 区域水文地质结构变化 |
| 5.3 地下水主要补给源 |
| 5.4 地下水主要排泄项-泉流量变化 |
| 5.5 地表水径流量趋势分析 |
| 5.6 区域地下水资源量均衡计算 |
| 5.7 本章小结 |
| 第六章 冻土退化条件下地下水水化学及环境同位素特征 |
| 6.1 研究方案、样品采集和测试方法 |
| 6.2 冻结层上水水化学特征 |
| 6.3 冻结层下水水化学特征 |
| 6.4 构造融区、河谷融区水化学特征 |
| 6.5 地下水形成起源的水化学识别 |
| 6.6 热泉及冻结层下水循环深度 |
| 6.7 冻结层上水氘氧环境同位素特征 |
| 6.8 本章小结 |
| 第七章 冻土退化条件下区域地下水循环特征的新型同位素识别 |
| 7.1 研究方案与分析原理 |
| 7.2 地下水硫同位素特征 |
| 7.3 地下水锶同位素特征 |
| 7.4 地下水硼同位素特征 |
| 7.5 地下水铀同位素特征 |
| 7.6 地下水年龄及更新性 |
| 7.7 基于新型同位素的多元水转化关系分析 |
| 7.8 本章小结 |
| 第八章 冻土退化条件下区域地下水循环模式及演化机制 |
| 8.1 连续冻土分布区地下水循环模式 |
| 8.2 片状(岛状)冻土分布区地下水循环模式 |
| 8.3 季节冻土区地下水循环模式 |
| 8.4 大通河源区地下水循环模式演变过程 |
| 8.5 冻土退化条件下区域地下水循环演化机制 |
| 8.6 本章小结 |
| 第九章 冻土退化条件下区域地下水循环演化多场耦合模拟预测 |
| 9.1 COMSOL MULTI-PHYSICS及其控制方程 |
| 9.2 二维水文地质模拟剖面的概念模型与边界条件 |
| 9.3 温度场模拟预测 |
| 9.4 饱和度变化特征 |
| 9.5 含水层结构变化 |
| 9.6 模型的验证 |
| 9.7 地下水循环模式的演变模拟预测 |
| 9.8 地下水排泄量变化规律 |
| 9.9 本章小结 |
| 结论与建议 |
| 结论 |
| 建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
| 主持的项目 |
| 第一作者发表的文章 |
四、中国青藏高原多年冻土与加拿大北部多年冻土的一些差别（论文参考文献）
- [1]青藏高原东北部典型流域冻土退化及其生态水文效应研究[D]. 秦越. 清华大学, 2018(04)
- [2]考虑冻土退化的黄河源区径流变化机理研究[D]. 吴盼. 中国地质大学(北京), 2019
- [3]中国青藏高原多年冻土与加拿大北部多年冻土的一些差别[J]. 程国栋. 冰川冻土, 1979(02)
- [4]基于稳定同位素示踪的长江源区径流源解析研究[D]. 李宗杰. 兰州大学, 2020(01)
- [5]大兴安岭连续多年冻土区温室气体释放特征及其影响因素[D]. 高伟峰. 东北林业大学, 2019
- [6]环北极多年冻土热力特性与采油井热融沉陷机制研究[D]. 王加辉. 哈尔滨工业大学, 2019(01)
- [7]青藏高原多年冻土特征、变化及影响[J]. 程国栋,赵林,李韧,吴晓东,盛煜,胡国杰,邹德富,金会军,李新,吴青柏. 科学通报, 2019(27)
- [8]青藏高原多年冻土区天然气水合物形成条件模拟研究[J]. 卢振权,SULTAN Nabil,金春爽,饶竹,罗续荣,吴必豪,祝有海. 地球物理学报, 2009(01)
- [9]中国多年冻土制图:进展、挑战与机遇[J]. 冉有华,李新. 地球科学进展, 2019(10)
- [10]高原冻土退化条件下区域地下水循环演化机制研究 ——以大通河源区为例[D]. 王振兴. 中国地质科学院, 2020