一、中国全新世气候变化规律（论文文献综述）
陈发虎,傅伯杰,夏军,吴铎,吴绍洪,张镱锂,孙航,刘禹,方小敏,秦伯强,李新,张廷军,刘宝元,董治宝,侯书贵,田立德,徐柏青,董广辉,郑景云,杨威,王鑫,李再军,王飞,胡振波,王杰,刘建宝,陈建徽,黄伟,侯居峙,蔡秋芳,隆浩,姜明,胡亚鲜,冯晓明,莫兴国,杨晓燕,张东菊,王秀红,尹云鹤,刘晓晨[1]（2019）在《近70年来中国自然地理与生存环境基础研究的重要进展与展望》文中进行了进一步梳理自然环境是人类赖以生存和发展的基础,探索自然环境及其各要素（如地貌、气候、水文、土壤等）的特征、演变过程、地域分异规律以及驱动机制是自然地理学的重点研究内容.中国自然地理要素类型丰富且区域差异较大,为开展自然地理研究提供了难得的机遇.文章主要围绕青藏高原隆升与亚洲内陆干旱化及河流发育、高原冰冻圈环境演化、全新世多时间尺度季风与西风气候变化、湖泊与湿地、流域模型与土壤侵蚀、过去人-地关系演化、生物地理及中国三维地带性规律等几个方面,梳理了近70年来中国自然地理与生存环境研究的重大理论进展与重要贡献.在简要交代国际前沿研究进展的基础上,回顾并梳理了中国自然地理学各分支领域的研究脉络,进一步聚焦重大研究成果或具有较大争议、重大影响的学术争鸣问题,归纳目前研究现状,并进行未来工作展望.最后提出在推进生态文明建设的国家需求下,应发挥中国自然地理研究的优势,厘清自然地理要素变化的过程、规律与机制,持续推进中国自然地理研究为国家战略服务,在全球视野下做出具有中国特色的自然地理学理论贡献.
李智佩[2]（2006）在《中国北方荒漠化形成发展的地质环境研究》文中进行了进一步梳理我国北方地区不仅荒漠化土地面积大、发展变化大，与之有关的各种地质灾害频繁发生。今年4月底前北方地区已经发生了9次强沙尘暴，首都北京在4月16日一夜之间降尘量达30万吨!据估计，我国荒漠化危害的直接经济损失约642亿元/年。2004年北方地区风蚀荒漠化占全国风蚀荒漠化土地总面积183.94万km2的97％以上，形势非常严峻。由于历史上的原因，荒漠化的地质环境背景研究重视不够，片面强调人为因素，造成许多地方治理成本高而收效甚微。开展土地荒漠化的地质环境研究，对于丰富我国荒漠化调查研究的理论、提出科学合理的荒漠化防治对策措施等均具有重要意义。基于对北方地区地质环境和各种地质营力对荒漠化形成发展的控制特征的研究，参照当前主要的荒漠化分类体系，首次提出了荒漠化土地类型的地质成因分类，包括风力作用下的荒漠化土地（风蚀荒漠化）、流水作用下的荒漠化土地（水蚀荒漠化）和物理化学作用下的荒漠化土地（土地盐渍化）。据风蚀荒漠化的形成特点将其划分为沙漠化（风力堆积型）和戈壁化（风力侵蚀型）等两个基本类型。风力堆积型沙漠化根据风沙的移动特征可分为就地起沙型和风沙侵入型和侵蚀残积型。根据水蚀荒漠化地区岩性特征，将其分为石灰岩地区以内的石漠化和以外的岩漠化以及黄土区的土漠化。根据化学成分的不同，将土地盐渍化划分为盐渍化、碱化等两种类型；根据成因还可分为灌溉型（次生盐渍化）、非灌溉型和残余积盐型等。荒漠化土地所处的地质构造和地貌部位，也是荒漠化土地分类的重要依据，例如冲积平原型、高原洼地型、平原洼地型、河流滩地型、山地残坡积型、高原残坡积型、梁峁型、塬面型、河流谷地型等。荒漠化土地的地质成因分类丰富了土地荒漠化的理论研究，为从地质学角度探讨土地荒漠化的形成和发展提供了理论基础。根据地质构造、地貌、气候、水文和水文地质条件特征，将北方地区划分为7个一级荒漠化地质环境区和23个二级荒漠化地质环境区。7个一级荒漠化地质环境区是：①内陆干旱盆地荒漠化地质环境区、②中西部高原荒漠化地质环境区、③中东部高原荒漠化环境地质区、④黄土高原荒漠化地质环境区，⑤东部平原荒漠化地质环境区，⑥青藏高原（东北部）荒漠化地质环境区和⑦山地荒漠化地质环境区等。荒漠化地质环境分区是环境地质调查与研究和荒漠化土地治理分区的基础。全新世以来的气候环境变化是北方地区土地荒漠化形成发展的主要因素。西部内陆盆地以干旱气候为主要特征，中部高原是受季风系统中夏季风和冬季风的消长变化影响最为显着的地区，东部地区则以暖湿气候为主，受夏季风控制。气候格局的形成造就了荒漠化土地的分布，气候的波动则是沙漠化发展或逆转的控制因素。末次间冰期以来一直持续的大约以1500a为周期的气候振荡对中国北方地区的沙漠化有重要的影响或控制作用。北方地区约在10000aBP、8000aBP、5500aBP、4000aBP、3000aBP、1500aBP的沙漠化过程分别与北大西洋第7、5、4、3、2和1次的浮冰事件相应，沙漠化扩大过程与全球气候变化的主要事件相一致。同时，北方不同地区10世纪或百年以来的人类活动，对荒漠化的影响起到了重要的决定性作用。新生代的构造隆升对全球气候变化有重大的影响。在我国，青藏高原隆升是造成北方地区气候环境变化的根本。青藏高原使西风环流发生变化，一方面使水汽多以固态形式降在高原及山体西侧，到达北方高原及东部平原地区的降水明显减少；另一方面使西风急流发生分支绕流，造成高原北侧的西风环流终年呈反气旋性质，加强西北的干旱气候。青藏高原隆升加强了西伯利亚一蒙古高压，造成北方冬季风强盛，导致西北地区冬半年气候异常干燥、大风频繁。水环境是控制荒漠化形成发展的决定性因素。内陆干旱盆地荒漠化的发展，一是取决于周围山地降雨和融雪所形成的地表和地下水径流的多少；在较短时间尺度上，人类活动导致水资源的重新分配是造成内陆河中上游人工绿洲区荒漠化程度减轻、下游天然绿洲区荒漠化迅速加剧的主要因素。河流的改道是促使冲积平原生态环境变迁、荒漠化发展的重要原因。内陆干旱盆地的植物生长所需的水分主要依靠地下水供给，地下水对荒漠化发生发展起到决定性作用。当潜水埋深＞6.0m时，植被开始衰败，沙漠化程度增加。中部高原处于季风边缘的半干旱地带，生态环境相当脆弱，土地荒漠化程度与降雨量存在明显的关系，地下水对荒漠化的影响减弱。在人类活动强烈影响下，植被破坏严重，冬春季节短暂的干旱就会造成土壤的极其干燥，为沙漠化扩大造成有利因素。黄土高原的水蚀荒漠化主要与气候和地表水环境有关，夏季的集中降雨和黄土区水的入渗速度低形成较强的地表径流是水蚀荒漠化主要土壤侵蚀形式。地下水的埋藏深度是决定土地盐渍化的重要因素，在内陆干旱区则更加明显。当地下水埋深小于2m时，地表蒸发强烈，土壤积盐迅速。一般当潜水埋深＞3.5m时就不会产生盐渍化。目前，严重缺水地区利用较高矿化度的地下水灌溉也是造成北方地区土地盐渍化迅速发展的原因之一。不同类型沉积物是决定荒漠化类型的主要因素。残积物、坡积物和洪积物分布区的低洼地带常形成沙漠化，地势较高的剥蚀地区形成砾漠化。现代和古河流阶地上的沙质堆积物是冲积物分布区沙漠化的物质基础。北方（古）湖盆地区是沙漠、沙漠化土地及沙尘暴的主要分布区或发源地，也是盐渍化土地的集中分布区。现代或古湖泊的化学沉积物也是构成盐尘暴的重要来源。第四纪风沙堆积的广泛发育是土地沙漠化的根源之一。以流动沙丘为主的塔克拉玛干、腾格里、巴丹吉林、库布齐等沙漠的边缘地带是沙漠化发生的主要地区；以固定沙丘或半固定沙丘为主的地区，如古尔班通古特沙漠，科尔沁、浑善达克、呼伦贝尔等沙地土地沙漠化以沙丘的活化或固定、沙地或沙漠边缘的扩张或缩小为特征。黄土堆积的则是水蚀荒漠化最主要的物质基础。此外，中新生代砂岩分布区不仅是土地沙漠化和水土流失最为严重的地区，如陕西和内蒙古交界处的砂岩分布区，也是黄河泥沙的主要来源。总之，本研究以资料综合为主，结合重点地区剖面、沙漠化变化的深入剖析，系统研究了中国北方土地荒漠化形成的地质成因类型与特征、气候变化及其周期性、第四纪地表沉积物、不同环境地质分区水文和水文地质系统等地质环境要素对荒漠化的控制作用，提出了内陆干旱盆地、中部高原和东部平原三种不同类型的土地荒漠化地质成因模式。在此基础上，提出了我国荒漠化防治的五项原则和若干对策建议。五项原则即地质环境背景决定荒漠化治理方案、生态环境自然恢复优先、资源有限高效利用和社会经济可持续发展，以及系统工程原则，这是使我国向经济节约型、知本型、环境和谐型社会发展的重要途径。
张彦[3]（2016）在《新疆阿尔泰山区全新世泥炭发育特征及区域环境演变》文中研究说明近年来,气候变化成为全球面临的重大环境问题。随着国际上一系列关于气候变化研究计划的开展,重建过去气候变化成为全球气候研究的主要内容。泥炭是由不同植被残体堆积而成,对气候与环境变化十分敏感,是记录过去气候变化的良好地质档案,在全球气候变化中具有重要的作用。新疆地区是亚洲中部干旱区的重要组成部分,生态脆弱,是响应气候变化的敏感区域。我国阿尔泰山位于新疆北部,其特殊的地理位置、地质结构与气候特征,使得山区泥炭资源丰富,是获取我国西北山区环境变化信息的理想地理场所。2014年8月,本人参与中国科学院东北地理与农业生态研究所北疆泥炭调查组开展的阿尔泰山区泥炭资源调查工作,共调查主要泥炭地7处,钻取36个泥炭剖面。本论文选取由哈纳斯自然保护区管理,受人类干扰小,植被覆盖完整的铁力沙汗泥炭沼泽作为本研究采样点,钻取395 cm的连续泥炭沉积柱芯作为研究对象。根据剖面岩性、有机质（OM）和腐殖化度（HD）的变化特征,选取5个泥炭样品（3个泥炭全样样品,2个挑选的植物残体样品）,通过AMS14C测年技术,获得5个年代数据,并建立泥炭剖面的年代学框架。对泥炭剖面容重、灰分、OM、总有机碳（TOC）、总氮（TN）、总磷（TP）和泥炭HD（395个样品,1 cm或2 cm分辨率）等理化指标进行分析,探讨全新世时期铁力沙汗泥炭发育特征。结合对泥炭剖面中TOC、HD、正构烷烃、孢粉的高分辨率多指标综合解译,重建阿尔泰山区全新世植被和气候变化。阿尔泰山区全新世泥炭发育特征及其记录的区域环境变化信息表明:早全新世时期（8.0 cal kyr BP前）,研究区以荒漠植被为主,气候极度干旱。泥炭分解度大,矿化严重,属于富营养泥炭。早-中全新世时期（8.05.5 cal kyr BP）,湿生草本植被出现,气候较早全新世时期干旱有所缓解。中全新世时期（5.54.0 cal kyr BP）,以木本和荒漠草本植被为主,气候温暖干旱。早-中和中全新世两个时期,泥炭有机质含量和营养成分增加,分解度较大,属于富营养泥炭发育阶段。晚全新世时期（4.01.0 cal kyr BP）,湿生草本和藓类大量输入,气候进入寒冷湿润阶段。4.03.5 cal kyr BP,藓类占绝对优势,泥炭有机质含量较高,营养成分较低,分解度较小,属于典型的贫营养泥炭发育阶段,泥炭累积速率较快。3.01.0 cal kyr BP,是苔草和藓类混合输入,属于中营养泥炭的发育阶段。近1.0 cal kyr BP,木本和荒漠植被大量输入,气候变得温暖干旱。泥炭营养成分高,属于富营养泥炭发育阶段。新疆阿尔泰山区与周边山区及新疆其他地区以及亚洲季风区的气候变化信息对比分析表明,全新世时期,新疆阿尔泰山区泥炭记录的气候变化特征与周边亚洲中部干旱区气候变化及水热组合特征大致相同,但与亚洲季风区气候变化呈“错相位”关系,说明全新世时期,新疆阿尔泰山区气候很难受到亚洲季风的影响。我国西北干旱区湿度变化与北大西洋海面温度变化之间具有较好的相关性,说明该地区的降水主要来自西风携带的北大西洋水汽。本研究泥炭记录的新疆阿尔泰山区湿度变化不完全与北大西洋海面温度一致,太阳辐射可能是引起阿尔泰山区温度变化的主要原因,山区湿度变化主要受温度变化引起水分蒸发的影响。此外,阿尔泰山山体和地质结构特征、海拔高度、山地小气候特征以及冰川积雪和融水等也是影响阿尔泰山区气候变化的重要因素。
欧阳椿陶[4]（2019）在《泸沽湖沉积物记录的16.0 cal.ka BP以来气候变化》文中研究说明末次冰消期以来气候发生剧烈变化,该时段有十分丰富的古环境古气候记录,是开展区域对比、亚洲季风演化、突变事件提取气候变化驱动机制的主要时段。该时段正好经历了与现代变暖相似的一个剧烈波动增温时段。因此,理解掌握末次冰消期以来亚洲季风变化规律,对目前以增温为主要特征的气候变化预测有着重要现实意义。云南属于典型的印度季风区,其特殊的季风气候特点为研究末次冰消期以来印度季风区对全球气候变化的响应差异机制提供良好的条件。湖泊沉积物中保存了大量的气候环境信息,是探索气候变化的理想载体。泸沽湖位于西南季风的边缘地带,对夏季风的强弱变化反应敏感,也是云南湖泊中人类活动干扰少的大型湖泊,水深,沉积物环境长期稳定,因此成为近年来古气候研究的热点地区之一。本文针对泸沽湖LGH-2孔,利用碳酸盐含量、磁化率和微量元素中的Rb/Sr、Sr/Ba和Sr/Ca等指标进行了综合研究,孢粉研究结果,重建了泸沽湖流域从16.0 cal.ka BP以来的气候演化历史,同时分析泸沽湖流域古气候变化驱动机制,得到以下结论:1.重建了泸沽湖流域16.0 cal.ka BP以来的古气候环境演变序列晚冰期（16.0-14.7 cal.ka BP）,Rb/Sr比值迅速上升,碳酸盐含量迅速下降,Sr/Ba比值减小,阔叶树种开始增多,低频磁化率下降;表明此阶段西南季风迅速增强,降水迅速增多,湖泊水位上升,植被覆盖度逐渐增高,表土侵蚀减弱。总体上看,气候由冷干状态逐渐转变为温暖偏湿状态。BA暖期（14.7-12.9 cal.ka BP）,Rb/Sr比值处于高位,碳酸盐含量迅速降低到0左右;表明此阶段西南季风强,水位高,湖水外流,松林扩张,植被盖度高,气候温暖湿润。YD冷期（12.9-11.6 cal.ka BP）,Rb/Sr比值低,Sr/Ba比值高Sr/Ca比值低,碳酸盐含量高,磁化率比较高,植被稀少,侵蚀作用加强,桤木、榆、桦等耐干冷的落叶阔叶林增多;表明西南季风减弱,湖泊水位降低,盐度增大,气候以冷干为主要特征。早-中全新世阶段（11.6-3.5 cal.ka BP）,Rb/Sr值高Sr/Ba值低,碳酸盐含量很低,磁化率变化小,松林扩张,落叶阔叶林萎缩;表明西南季风强盛,降水丰富,湖水盐度低,湖水外流,土壤侵蚀弱,总体上气候温暖湿润。突变期（3.5-3.0cal.ka BP）,碳酸盐迅速增加,Rb/Sr、Sr/Ca比值迅速降低,Sr/Ba增高,硬叶常绿栎林明显扩张,而松林大幅减少;表明降水减少,水位降低,盐度增加,经历了大约500年的变干过程。晚全新世（3.0 cal.ka BP至今）,Rb/Sr和Sr/Ca值低,Sr/Ba值高,碳酸盐含量高,磁化率值突然升高并维持高位;表明季风弱,降水减少,植被减少和人类活动造成水土侵蚀作用加强;植被明显比全新世早-中期稀疏,总体气温明显偏低,降水少,气候波动频繁。末次冰消期气候变化与全球的气候变化一致。全新世期间气候存在极大的不稳定性,共出现12次冷干事件,它们分别是11.38-11.1、10.35-10.22、9.4-9.0、8.39-7.66、5.95-5.75、5.3-5.06、4.56-4.13、3.87-3.71、3.0-2.82、2.55-2.30、1.3-1.1和0.43-0.25 cal.ka BP。2、泸沽湖流域湖16.0 cal.ka BP以来湖水盐度的重建16 cal.ka BP以来泸沽湖流域湖水盐度变化划分为6个阶段:晚冰期（16.0-14.7 cal.ka BP）,Sr/Ba比值从0.6迅速下降到0.4以下,表明湖水盐度迅速变淡;BA暖期（14.7-12.9 cal.ka BP）,Sr/Ba比值在0.35-0.25之间小幅波动,水体盐度为淡水;YD冷期（12.9-11.6 cal.ka BP）,Sr/Ba比值处于一个低谷值区,略高于0.4,湖泊水为淡水;早-中全新世（11.6-3.5 cal.ka BP）,Sr/Ba比值为0.25-0.35,湖水盐度达到最小值,湖泊水位高,此时湖泊属于开放型湖泊,3.5 cal.ka BP以前可能一直处于高水位阶段;Sr/Ba比值反映出还有8次盐度的升高,它们分别出现在11.1、10.0、9.2、8.2、6.7、5.6、4.2和3.8 cal.ka BP,与气候的冷干事件相对应,表明在此期间气候也具有不稳定性特征;中全新世晚期（3.5-3.1 cal.ka BP）,Sr/Ba比值在400年内从0.3的淡水迅速转化为0.6;晚全新世（3.1 cal.ka BP以来）,Sr/Ba比值始终处于0.4-0.7高值区,湖水盐度频繁而快速转变,湖水相对咸化时期（0.37、1.14、2.5、3.0 cal.ka BP）和2次湖水相对淡化时期（0.7和0.11 cal.ka BP）。3、泸沽湖流域16 cal.ka BP以来气候变化模式在末次冰消期,东亚和南亚季风区的气候变化模式大致相同,出现BA温暖湿润期和YD寒冷干燥期。进入全新世后,气候模式发生变化,早全新世期间,南亚季风区降水北多南少,东亚季风区降水南多北少;中全新世期间,南亚季风区降水南多北少,东亚季风区降水北多南少。两大环流系统东西方向也存在“跷跷板”效应:早全新世南部东多西少,北部则东少西多,中全新世则恰恰相反。泸沽湖流域气候变化具有显着的区域独特性。水热组合依不同的时间尺度而不同,不能一概而论。长时间尺度的末次冰消期和全新世而言,表现为暖湿-冷干的组合特征;较长时间尺度的早、中和晚全新世而言,可能分别表现为暖湿、暖干和温干特征;更短时间的中世纪暖期和小冰期为暖干-冷湿的组合特征。4、泸沽湖流域16.0 cal.ka BP以来气候驱动机制分析泸沽湖流域从16.0 cal.ka BP以来的气候演化,具有高度的全球一致性,受夏季太阳辐射、印度季风和北半球高纬地区冰量变化三者综合驱动。末次冰消期泸沽湖流域YD冷干期与以及全新世期间的9次干旱事件与北大西洋地区冰筏事件一一对应,表明泸沽湖流域与高纬地区具有很强的遥相关。早全新世,泸沽湖流域降水达到最大,与印度季风的变化模式相一致;中全新世泸沽湖流域温度达到最高,降水有所减少;晚全新世气温降低和降水急剧减少,但后期气温升高和降水增多。5、微量元素扫描结果的Rb/Sr,Sr/Ba,Sr/Cu指标等能敏感地响应降水量的变化,具有高分辨率（14.15yr）,气候意义明确的特征,能够捕捉到突变气候事件,因此微量元素扫描结果的Rb/Sr,Sr/Ba,Sr/Cu等指标是反演和重建长尺度和高分辨率气候环境变化的高效途径。
丁敏[5]（2015）在《关中盆地东部与西部全新世成壤强度演变与气候变化高分辨率对比研究》文中研究说明黄土高原的风尘沉积物可靠地记载了第四纪以来完整的古环境信息,全新世是人类大发展时期,其环境与人类及社会发展的关系极为密切。关中盆地位于黄土高原南部,是季风演变的敏感区域,对全球变化有其特有的响应模式,其在盆地东部与西部的响应也有所不同。论文对全新世时期关中盆地东、西部区域环境差异及其机理进行对比研究,其成果为预测未来黄土高原南缘环境演变和季风变化规律提供基础数据,研究具有重要的科学意义。在野外考察的基础上,选择关中盆地东部的YHC剖面和盆地西部的LC剖面作为代表性剖面,对其不同观察尺度下的形态结构、理化性质（色度、磁化率、粒度、吸湿水、烧矢量、CaCO3含量、pH）和地球化学参数（常量元素和微量元素）进行了系统的观察和分析,在综合分析第一手实验数据基础上,尝试性对环境替代指标进行了R/S分析、偏相关分析和区域验证分析,探讨有关环境替代指标的本质和环境敏感性、盆地东部与西部土壤风化程度及演变模式,重建关中盆地东部和西部全新世时期环境变化和夏季风进退的过程。通过区域和全球的广泛对比,查验关中盆地环境演变的区域响应。本文的研究获得下列主要结论：（1）不同剖面的理化性质参数研究发现：①环境替代指标在全新世剖面中均表现出系统性变化,磁化率、红度、黄度、粘粒、烧矢量、吸湿水从L1→Lt→S0阶梯式增加,到L0又下降；亮度、pH、CaCO3含量表现出相反的变化趋势。关中盆地东部与西部全新世剖面各理化指标也存在一些异常波动。②成壤强度西部LC剖面高于东部YHC剖面,区域差异明显。（2）对不同剖面的地球化学过程分析认为：①常量微量元素含量、元素迁移率和化学分子比均对环境变化反应敏感,不但能够揭示土壤-古土壤的旋回性波动变化,明确验证了关中盆地东部YHC和西部LC剖面理化性质揭示的次级变化,是否为次级气候事件：LC剖面210～200cm、160cm为次级事件,290cm为碳酸盐淀积造成的假象；YHC剖面150～140cm和110～100cm的剧烈波动为气候波动事件。②各种元素含量、迁移率和风化指数一致揭示,关中西部LC剖面的风化程度高于关中东部YHC剖面。元素迁移率、硅铝系数、CIA共同揭示,关中西部LC剖面达到中等风化程度,So形成时发生了微弱的脱硅富铝化作用；东部YHC剖面处于低等风化阶段和中等风化的过渡阶段,未发生脱硅现象,镁的淋溶微弱。（3）对沉积物的微观结构观察认为：①基于偏光图像提取的土壤孔隙定量化参数（土壤孔隙度、孔隙分形维数、面积、圆度、长度、宽度等）与其它成熟环境替代指标可以进行良好的对比,能够揭示全新世的环境变化规律。②关中盆地西部LXY剖面S0中,镜下发现有大量清晰的木本植被的根孔,粘化层中有许多棕红-棕黄色光性粘粒胶膜聚集和大量铁锰锈斑；关中盆地东部YHC剖面未发现上述特征形成物。（4）关中盆地东、西部的风化成壤存在显着差别。R/S分维分析和区域分析相结合进行的综合分析发现：①关中盆地土壤发育主要受控于降水,即夏季风指标。缺乏有效的温度,即冬季风替代指标。②成壤强度具有明显差别（LC>YHC）。全新世大暖期成壤最强时,关中西部LC剖面达到棕壤甚至黄棕壤的发育程度,YHC仅发育到褐土阶段,并讨论了形成机制。（5）全新时期关中盆地气候的演变和对全球变化的的响应具有这样的规律：①关中盆地西部和东部全新世气候变化规律基本一致：早全新世,夏季风增强,成壤改造开始；中全新世是全新世最为暖湿的阶段；晚全新世,夏季风再度减弱,气候变冷变干。②关中盆地东部与西部剖面记录到不同的气候突变事件。关中盆地西部LC剖面记录的7670～7200 a B.P,事件,是以小幅度降温为主的夏季风减弱事件,区域水文系统响应不明显。盆地东部YHC剖面记录到的4400-3800a B.P.和3100 a B.P.事件以降水骤减为特征,流域水文系统响应敏感,渭河流域和干支流普遍发生洪水。③关中盆地东西部全新世大暖期鼎盛期开始的时间、夏季风进退快慢均存在一定差异,可能跟秦岭对季风的差异性阻挡有关。论文的主要创新点是：在综合分析第一手实验数据基础上,尝试性对各种环境替代指标进行R/S分维分析和区域验证,以及多指标间的相互验证,得出新的认识：①关中盆地土壤发育主要受控于降水,即夏季风指标,关中盆地东部与西部成壤强度具有明显差别（LC>YHC）。全新世大暖期成壤最强时,关中西部LC剖面达到棕壤甚至黄棕壤的发育程度,YHC仅发育到褐土阶段。②关中盆地东部和西部全新世气候变化规律基本一致,但记录到不同的气候突变事件,关中盆地西部LC剖面记录的7670～7200 a B.P,事件,是以小幅度降温为主的夏季风减弱事件；盆地东部YHC剖面记录到的4400-3800a B.P.和3100 a B.P.事件以降水骤减为特征。
全明英[6]（2019）在《基于梵净山孢粉记录的古生态演变研究》文中研究表明全新世相对于其他地质时期来说气候条件与现在和将来更为接近,其气候环境变化的规律性与突发性在将来极有可能再次发生。而位于多个季风环流共同控制的地区对气候变化的响应十分敏感,是研究环境演变的关键场所。东亚是典型的季风气候区,全面认识东亚季风区全新世以来的气候变化对于揭示全球气候变化的驱动机制、预测未来气候变化具有重要意义。中国西南地区是研究东亚季风区全新世气候变化特征的重要区域。为此,本文选择受印度洋西南季风、太平洋东南季风和东亚冬季风三者共同影响的梵净山作为研究对象,基于植被对气候变化的响应、年代测定等基本理论,通过采集沉积柱芯,对梵净山九龙池湿地JL15柱芯不同层位的9块全样有机质样品进行精确的AMS 14C测年,以准确的年代模型为基础,利用沉积物的烧失量、孢粉、碳氮含量等代用指标重建了梵净山地区全新世以来的气候环境演变过程和历史,探讨梵净山地区全新世气候演变机制以及对全球气候突变事件的响应程度。（1）梵净山全新世以来的古生态演变过程主要分为五个阶段,经历了从冷-暖-冷、干-湿-干的交替变化,九龙池湿地沉积环境也从积水较多的冰斗湖泊转变为湿生沼泽,后转变为如今的旱生沼泽。全新世以来梵净山主要经历了冷干期（11.910.7 cal ka BP）、过渡期（10.78.0cal ka BP）、暖湿期（8.04.6 cal ka BP）、暖干期（4.62.6 cal ka BP）和冷干期（2.60 cal ka BP）五个阶段。在11.98.0 cal ka BP期间,九龙池地区的气温由寒冷逐渐转变为温暖,大暖期出现在8.04.6 cal ka BP期间,为梵净山的气候适宜期。随后,从4.6 cal ka BP至今,气温逐渐由温暖转变为寒冷。全新世早期为温暖湿润期,中期变得更加温暖湿润,而全新世后期气候逐渐由温暖转为寒冷,也逐渐干燥,但存在变暖的趋势,与西南地区总体气候变化趋势一致,表明重建的梵净山全新世气候既有区域气候变化的格局又反映了全球气候变化的特点。（2）植被类型经历了从常绿落叶阔叶混交林-落叶常绿阔叶混交林-常绿阔叶林-落叶常绿阔叶混交林的变化,逐渐形成九龙池现代植被景观。梵净山全新世以来的垂直带谱分布出现与气候变化相对应的上下迁移现象。与现代植被分布海拔相比,梵净山的垂直带谱在全新世早中期向海拔较高的地区移动,在全新世适宜期（84.6 cal ka BP）时移动幅度较大,全新世晚期向低海拔地区移动,变化幅度100 m左右,变化特征与全新世气候变化趋势较吻合。中国东部植被带在全新世时期表现出纬向北迁的规律,西部地区出现经向西迁、垂直迁移和水平迁移的特征。与西南地区其他孢粉记录的对比发现,西南地区的植被在全新世大暖期存在向高海拔地区垂直迁移的现象。但全新世时期高山植被垂直带谱的迁移现象需要更多的古生态记录进行佐证。（3）梵净山JC15钻孔记录了全新世以来5次短而快速的降温事件,分别发生在2.6、3.4、4.2、9.4和10.0 cal ka BP。JL15钻孔对4.2 ka BP冷事件响应较早,对8.2 ka BP干冷事件无明显响应。与相邻区域的气候记录的对比研究发现,西南地区的全新世气候变化的驱动机制主要与季风的进退、ITCZ的南北移动、下垫面等因素有关。与相邻区域的气候记录的对比研究发现,梵净山九龙池JL15钻孔附近地区在全新世早期受西南季风影响较小,冬季风影响较大;在全新世中期西南季风由弱转强,使气温升高,降水先升高后减小;在全新世晚期西南季风再次减弱。与云南泸沽湖、云南洱海及贵州草海南屯记录相比,四个地区对气候突变事件响应均有23次,但响应时间的早晚和长短各不相同,反映了梵净山地貌上独特的“生态孤岛”效应。
韩瑞[7]（2020）在《浑善达克沙地全新世气候变化研究》文中研究说明位于东亚季风边缘地带的浑善达克沙地,是生态环境脆弱、对气候变化响应敏感区域,沙地边缘常出露风成砂与砂质古土壤互层沉积序列,内部兼有风成砂/古土壤/湖沼相沉积地层,他们是过去气候变化和沙漠变迁的忠实记录者。本研究在前人工作基础上,通过对沙地南缘TB剖面（风成砂/古土壤/湖沼相沉积序列）和东北缘LMM剖面（古土壤/风成砂/弱成壤互层沉积）的野外考察、样品采集和室内实验,选取粒度、磁化率和常量化学元素为气候代用指标,结合关键层位光释光（OSL）测年,探讨了全新世以来浑善达克沙地的气候变化过程。主要得出以下几点结论:（1）粒度、磁化率和化学元素指标在TB剖面和LMM剖面上所反映的气候变化情况基本一致。温暖湿润的气候条件下发育古土壤,受较强化学风化作用影响细颗粒组分含量增加,沉积物粒径较细,同时氧化环境有利于铁磁性矿物细化与富集故古土壤磁化率值较大,易溶元素淋溶迁移活跃,较稳定的Al2O3和Fe2O3含量相对较多;与之相反,冷干气候环境中风成砂堆积,沉积物粒径偏粗,还原条件下矿物磁性减弱,磁化率表现为低值,Al2O3和Fe2O3含量较少;在降水较多的湿润时期,地表径流携带大量粗颗粒物质注入洼地,故湖沼相颗粒相对较粗,水下还原环境中磁化率减小,Al、Fe含量较古土壤相对减少。（2）风成砂、古土壤及湖沼相的互层沉积是东亚冬夏季风盛衰消长的表现,TB剖面揭示5.80±0.694.68±0.29 ka BP发育湖沼相地层,为降水丰富的湿润气候;4.68±0.291.49±0.11 ka BP发育古土壤和风成砂,夏季风强度逐渐减弱,冬季风势力增强,气候环境从温暖湿润转为寒冷干旱;1.49±0.11 ka BP至今,发育砂质古土壤,植被覆盖增加,流沙固定,气候环境相对暖湿,后期夏季风逐渐衰退,发育现代土壤及其上覆的半固定-半流动沙丘沙,气候向干旱化发展并渐趋现代状态。LMM剖面同样反映了气候的冷暖变化:>5.16±0.29 ka BP,系上下部强成壤而中部弱成壤,夏季风经历了强盛、有所衰弱、再次强盛的变化过程;5.16±0.293.35±0.21 ka BP,为2层风成砂与2层古土壤互层沉积,气候表现为2次冷干/暖湿交替变化;3.35±0.212.51±0.19 ka BP,同样发育2层风成砂和2层古土壤,显示分别存在2次冬季风强盛的寒冷干旱期和夏季风主导的温暖湿润期;2.51±0.19 ka BP至今,自下而上沉积物依次为风成砂、古土壤和现代土壤,气候经历了冷干、转为暖湿而后逐渐接近现代状态的变化过程。（3）在此基础上结合前人研究构建年代序列,浑善达克沙地早全新世多为风成砂沉积,至全新世中期逐渐过渡为古土壤,晚全新世风成砂占主体但伴有多层古土壤出现。这与沙地全新世气候变化过程相同,早全新世（11.58.8 ka BP）气候相对不稳定,但整体表现为增温回暖;全新世中期（8.84.2 ka BP）普遍温暖湿润,生草成壤增强;晚全新世（4.2 ka BP以来）气候波动明显,渐趋干旱,这种变化过程与东亚冬、夏季风强弱密切相关,同毛乌素沙地、科尔沁沙地、岱海盆地等区域相对一致,是对全球变化的区域响应。
刘俊余[8]（2019）在《天水盆地土壤沉积物记录的全新世气候变化规律》文中研究表明全新世是人类文明发展的重要时期,对该时期的气候演变研究已经成为古气候研究的重点。天水盆地地处青藏高原与黄土高原交接地,是古气候研究中具有独特地理位置的特色典型区域,同时天水盆地位于黄土高原西部,区内发育连续堆积的厚层风成黄土,是记录区域气候环境变化的理想研究材料。这些黄土剖面蕴含的丰富古气候信息还需要进一步挖掘,例如这些沉积物的地层序列和年代序列、理化性质和沉积学特征、风化成壤特征以及揭示的气候演变规律等。本文在野外详细考察的基础上,选择天水盆地师家崖（SJY）典型黄土-古土壤剖面为研究对象,并结合光释光测年（OSL）、地层沉积特征以及文化遗层的断代技术,对其地层序列、理化性质、元素组成、气候演变规律等进行了研究。主要获得了以下结论:（1）建立了黄土地层序列。SJY剖面黄土-古土壤的地层序列从上往下依次为:表土层（TS）→全新世黄土层（L0）→古土壤层上部（S0上）→弱土壤层（Lx）→古土壤层下部（S0下）→过渡黄土（Lt）→马兰黄土（L1）。（2）黄土的沉积学与物理性质特征:SJY剖面中各地层单元理化性质指标差异显着。SJY剖面低频、高频、以及频率磁化率变化趋势相似,在古土壤层呈现高值,在黄土层呈现低值。SJY剖面粒度组成以粗粉砂为主,其次为细粉砂和粘粒。粒度组成较均一,分选性较好,峰态呈中等,属正偏型。粘粒含量、细粉砂含量、粘粒/粗粉砂比值和磁化率在古土壤层上部（S0上）和古土壤层下部（S0下）出现高值,在全新世黄土（L0）、马兰黄土（L1）和过渡黄土（Lt）为低值;而粗粉砂在古土壤中含量较少,在黄土层中含量较多。剖面中吸湿水和烧失量含量变化与磁化率变化趋势基本一致,均在古土壤层上部（S0上）和古土壤层下部（S0下）中较高,全新世黄土（L0）、马兰黄土（L1）和过渡黄土（Lt）中较低,而碳酸钙变化呈相反趋势。（3）黄土的地球化学特征:剖面中常量元素Ca和Na均古土壤层上部（S0上）和古土壤层下部（S0下）中含量呈现高值,在全新世黄土（L0）、马兰黄土（L1）和过渡黄土（Lt）含量呈现低值;而元素Si、Fe、K和Al变化趋势与元素Ca和Na相反;对Ca/Mg、K/Na、淋溶系数、退碱系数、残积系数和化学蚀变系数（CIA）等化学参数进行统计分析,揭示了古土壤层上部（S0上）和古土壤层下部（S0下）层形成时期成壤改造作用强烈,全新世黄土（L0）、马兰黄土（L1）和过渡黄土（Lt）堆积时期成壤改造作用微弱的规律;以Ti为参比,表明Si、Fe、K和A1相对富集,而Na和Ca发生不同程度的淋溶,剖面总体处于低等的化学风化阶段。（4）黄土风化成壤特征:天水盆地SJY剖面经历风化改造作用微弱,处于脱Ca、Na富Al和Fe低等风化阶段。古土壤形成期间,风化成壤较强烈,黄土形成期风化成壤作用较弱。（5）气候变化的阶段性:重建天水盆地全新世以来的古气候演化历程,共分为三个阶段:全新世早期（11500～8500 a B.P.）气候温凉;全新世中期（8500～3100 a B.P.）,气候总体上暖湿的,但并不是持续稳定的,其中在7000～6000 a B.P.出现气候波动,气候冷干;全新世晚期（3100 aB.P.以来）,气候又进入一个相对温凉少雨的时期。（6）全新世中期千年尺度的气候波动事件:在全新世中期,磁化率和粒级曲线表现出峰谷交错的情况,尤其是在110～80 cm处,粘粒含量曲线波动剧烈。Al、Fe等元素呈现低值,Ca和Na等在此阶段呈现高值,CIA、K/Na等在此阶段呈现低值,表明这一时间夏季风不稳定,冷热交替现象频繁,在7000～6000 a B.P.期间出现了气候波动事件。
赵晓晨[9]（2013）在《黄海全新世浮游植物生产力和群落结构变化规律及控制机制》文中提出黄海是西北太平洋非常重要的陆架边缘海，地处亚洲季风影响的区域，又受到黄海暖流及黑潮的作用，其生态环境具有明显的区域性特征。为揭示黄海全新世期间生态环境演变规律的控制机制，需要有长期的黄海生态环境演变资料，因此高分辨率的黄海全新世古环境记录非常重要。本论文利用南黄海中部泥质区同一纬度断面的三个沉积物岩心（YS01，ZY1，ZY2）的生物标志物指标，基于海源生物标志物含量可以反映浮游植物生产力，生物标志物比值可以反映浮游植物群落结构的前提，重建了南黄海全新世的浮游植物生产力和群落结构以及海水表层温度（SST），对黄海全新世生态环境的演变规律及控制机制进行探讨。早全新世阶段（10.5-7ka），南黄海的生态环境主要受海平面变化的控制。在7ka之前的全新世低海平面阶段，生物标志物指标重建的浮游植物生产力以及颗石藻对浮游植物群落结构的贡献都很低。多个生物标志物指标都记录了9.6ka MWP-1C融水脉冲事件：在MWP-1C之前，海洋初级生产力较低，陆源有机质的相对贡献很高；在MWP-1C之后，海洋初级生产力升高，陆源有机质的相对贡献快速降低，但沉积有机质中陆源有机质仍占主导。早全新世低海平面阶段，研究站位更容易受到陆地径流量的影响。在夏季季风影响下，降雨引起的陆地径流使黄海处于低盐河口环境，不利于颗石藻生长。相比中晚全新世，早全新世时期颗石藻对浮游植物群落的贡献相对较低。中晚全新世阶段（7-0ka），海平面趋于稳定，黄海暖流入侵黄海，黄海环流体系形成。黄海暖流的入侵对南黄海的生态环境产生很大影响，浮游植物生产力和群落结构对黄海暖流的强度以及路径的变化有直接响应，受控于黄海暖流的变化。总体上讲，浮游植物生产力水平在中晚全新世黄海环流体系形成后整体升高，陆源有机质对沉积有机质的贡献较早全新世降低。岩心ZY1及ZY2生物标志物含量结果显示，两岩心的总浮游植物生产力水平的变化趋势相似。从6ka至0ka，两岩心的总生产力都呈上升趋势，并且在3ka都有明显的转变，东亚冬季风是该阶段南黄海浮游植物生产力的控制因素。黄海环流体系形成后，自6ka以来增强的东亚冬季季风驱动会使黄海环流体系增强，且可以通过风尘输入为南黄海带来更多的营养盐，都有利于浮游植物初级生产力的提高。而位于最西侧更靠近黄海沿岸流的YS01岩心记录的生产力从6ka以来没有明显上升趋势，且此岩心附近海域浮游植物生产力平均水平高于另外两个岩心，表明该处浮游植物生产力除了受东亚冬季季风的控制，可能还受黄海陆架锋锋面上升流的影响。由于对高盐度环境的需求，颗石藻生产力变化同时受到黄海暖流强度及夏季季风降水引起的径流量强弱的影响。在黄海暖流影响的区域，黄海暖流影响增强，利于颗石藻生长，使得颗石藻对浮游植物群落结构的相对贡献增大。南黄海浮游植物生产力和群落结构在晚全新世（3ka）有明显改变，这可能与ENSO活动强度增大、频次增多的影响相关，但其作用机制尚未清楚，可能与大气及海洋环流的变化有关。岩心ZY1及ZY2的长链烯酮含量及生物标志物比值（A/B）在中晚全新世的变化有一定的差异，两岩心指标的差值与黑潮强度指标的变化趋势比较一致，反映了黄海暖流主流轴中晚全新世的空间摆动。在黑潮增强阶段（6-4.2ka和1.7-0ka），黄海暖流主流轴向东摆动，对岩心ZY1影响较大，表现为颗石藻生产力及对其浮游植物群落结构的相对贡献更高。相反，在黑潮减弱阶段（4.2-1.7ka），黄海暖流主流轴向西摆动，对岩心ZY2影响更大，引起较高的颗石藻生产力及其对浮游植物群落结构相对较高的贡献。岩心YS01的SST结果记录了南黄海全新世的气候演化的经历：早全新世阶段（9.6-7ka），主要受北半球太阳辐射的变化控制，呈大幅波动增温过程；中全新世阶段（7-2.8ka），从6.8ka黄海暖流入侵黄海维持高温到6ka后，SST整体降低，呈现低温震荡；晚全新世阶段（2.8-0ka），SST整体升高且呈小振幅波动。在黄海暖流入侵黄海后的中晚全新世，黄海暖流影响区域SST的变化受黄海暖流控制，并且对黑潮的变化有很好响应。岩心YS01的SST记录反映出南黄海全新世存在几次明显的降温事件：0.3-0.5ka，1.2-1.6ka，2.7-3.1ka，4.2-4.5ka，5.5-5.9ka，6.9-7.2ka，8.1-8.5ka和9.2-9.5ka，并且SST记录中存在532年变化周期，生物标志物比值A/B记录存在1560年的变化周期，这与北大西洋、黑潮和陆地等全球环境指标记录的气候突变事件及周期循环有较好的一致性。说明南黄海在黄海暖流控制下，通过大气及海洋环流的变化对全球气候变化事件也有较好的响应。该岩心的SST记录表明南黄海的古环境演化在区域性海洋环境尤其是黄海暖流控制下对全球性气候变化的响应。
崔田丰[10]（2019）在《浙江宋崖洞石笋记录的晚全新世气候和环境变化》文中研究表明全球气候环境演化与人类社会发展联系紧密,由极端气候异常事件引起的自然灾害不仅造成人类社会财产的损失,甚至威胁到生命安全,因此,古气候变化成为科学界重要的研究领域之一。季风系统对南北半球气候演化过程产生决定性影响,亚洲季风是连接亚欧大陆和太平洋的重要载体,对全新世晚期的研究,特别是最近2000年以来亚洲季风演化的内部规律和驱动机制,具有明显的理论和现实意义。洞穴石笋以其具有独立的绝对年代标尺、分辨率高等优势,在众多气候载体中脱颖而出,受到古气候学家的青睐,利用石笋重建古气候成为全球气候环境变化领域的热点方向。目前,对于全新世亚洲季风演变的石笋记录的研究主要侧重于在千年尺度上季风整体变化趋势讨论。而晚全新世年代-百年际时间尺度季风驱动机制探讨较少,短时间尺度弱季风事件内部结构、发生频率、波动振幅尚存在争议。运用石笋来研究晚全新世季风多尺度演化机制,探索气候突变事件发生的原因,能够为诊断未来气候演化趋势奠定理论基础。本研究以浙江金衢盆地东北段北山一带宋崖洞一支石笋SY5为研究材料,获得8个高精度年代数据和670组氧碳同位素数据,重建了金衢盆地地区晚全新世距今4204a以来夏季风演化序列,分辨率为6.3年。宋崖洞石笋氧同位素通过平衡分馏检验,并分别与董哥洞石笋DA和D4、莲花洞LHD、三宝洞SB43、和尚洞HS4呈现出良好的重现性,说明δ18O较好的反映了外界气候信号,基本符合气候代用指标的条件。通过对宋崖洞SY5石笋氧碳同位素曲线进行分析,进一步研究不同时间尺度石笋δ18O和δ13C指代的气候意义,并与晚全新世其他地质记录对比,结合功率谱分析,探讨年代-百年际时间尺度亚洲季风可能的驱动机制和弱季风事件的内部结构。宋崖洞SY5石笋δ18O在-8.464‰-6.531‰之间波动,该序列最大振幅为1.933‰,平均值为-7.435‰,石笋δ18O值变化特征明显,指示季风先减弱后增强。宋崖洞石笋δ18O值曲线展示了5个显着的弱季风事件,发生时段分别为4110aBP-3802 a BP、2559aBP-2247 a BP、1975 aBP-1688a BP、1104aBP-942 a BP和697aBP-399 a BP,说明石笋δ18O对气候变化响应敏感。石笋δ18O曲线在千年尺度上整体变化趋势与北半球65°N夏季太阳辐射量变化保持一致,说明亚洲季风千年尺度变化受太阳辐射的调控作用。宋崖洞SY5石笋δ18O千年时间尺度上指示东亚夏季风强度变化,年代-百年际时间尺度上指示夏季风强度引起的降水量变化。宋崖洞石笋δ13C与土壤CO2产率联系密切,指示地表生物量的变化,是良好的地表温湿度指标。宋崖洞石笋氧碳同位素显示中世纪暖期气候整体偏暖干,存在897-1006 AD、1105-1201 AD两个明显的干旱期,小冰期气候与中世纪暖期相比偏冷干。宋崖洞石笋δ18O记录的历史时期的干旱事件与文献记录吻合,同时也记录了良渚文明和三星堆文明的衰落,暗示了气候环境变化对人类社会发展有一定影响。宋崖洞石笋稳定氧同位素和碳同位素功率谱分析中检测到周期成分存在显着的太阳活动周期,分别是213a的de Vries周期、84a的Gleissberg周期、20a的双海尔周期,显着性略低633a、500a、335a和139a太阳活动周期,说明亚洲季风演化在年代-百年际时间尺度上受太阳活动影响强烈。宋崖洞石笋氧碳同位素出现了表征PDO50-70a周期的50a和68a周期成分,表征ENSO的2000年周期,表征北大西洋温盐环流的500a周期,进一步说明东亚夏季风影响因素复杂,与PDO、ENSO和NAO联系密切。
二、中国全新世气候变化规律（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、中国全新世气候变化规律（论文提纲范文）
（1）近70年来中国自然地理与生存环境基础研究的重要进展与展望（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 中国自然地理与生存环境研究进展 |
| 2.1 干旱环境与沙漠演化 |
| 2.1.1 干旱环境演化 |
| 2.1.2 沙漠演化 |
| 2.1.3 风沙地貌 |
| 2.2 青藏高原地貌演化与大江大河发育 |
| 2.2.1 青藏高原隆升与新生代环境 |
| 2.2.2 青藏高原周缘河流发育与演化 |
| 2.3 冰冻圈:冰川、冻土及其变化 |
| 2.3.1 第四纪冰川研究的争论和进展 |
| 2.3.2 青藏高原冰芯研究 |
| 2.3.3 青藏高原现代冰川变化 |
| 2.3.4 多年冻土 |
| 2.4 中国气候及气候变化 |
| 2.4.1 季风气候及变化 |
| 2.4.2 西风气候及变化 |
| 2.4.3 中国全新世温度变化 |
| 2.4.4 树木年轮与中国近2000年来年分辨率气候变化 |
| 2.5 中国湖泊与湿地 |
| 2.5.1 古湖沼学研究及大湖期争论 |
| 2.5.2 湖泊污染与富营养化 |
| 2.5.3 中国湿地研究进展 |
| 2.6 流域模型与水土流失 |
| 2.6.1 流域模型 |
| 2.6.2 土壤侵蚀 |
| 2.6.3 黄土高原水土过程和生态系统服务 |
| 2.6.4 流域径流形成与转化的非线性机理 |
| 2.7 过去人-地相互作用 |
| 2.7.1 新石器时代与农业文明 |
| 2.7.2 史前人类定居青藏高原 |
| 2.7.3 欧亚大陆史前时代东西方文化交流 |
| 2.8 生物地理 |
| 2.9 自然地理地带性 |
| 3 结论与展望 |
| 3.1 中国自然地理与生存环境研究正在全面走向国际研究第一方阵 |
| 3.2 国际接轨和手段现代化的研究推动中国自然地理研究走向国际前沿 |
| 3.3 立足中国特色在全球视野下的自然环境研究推动中国自然地理研究引领国际前沿 |
（2）中国北方荒漠化形成发展的地质环境研究（论文提纲范文）
| 摘要 Abstract 1、绪言 |
| 1.1 开展北方荒漠化地质环境研究的意义 |
| 1.1.1 土地荒漠化是当前全球最主要的生态环境问题 |
| 1.1.2 我国是世界上受土地荒漠化严重威胁的国家之一 |
| 1.1.3 北方地区是我国最主要的土地荒漠化分布区域 |
| 1.2 国内外研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 土地荒漠化的主要调查研究方法 |
| 1.2.2 最近的研究进展与发展方向 |
| 1.2.3 存在问题 |
| 1.3 主要研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 论文的创新点 2、北方地区荒漠化地质成因分类 |
| 2.1 提出地质成因分类的依据 |
| 2.1.1 现代土地荒漠化是地质历史时期地质环境演化的继续 |
| 2.1.2 荒漠化形成发展过程中主要地质营力 |
| 2.2 荒漠化地质成因类型 |
| 2.2.1 荒漠化成因类型分类概述 |
| 2.2.2 荒漠化地质成因分类的原则 |
| 2.2.3 荒漠化地质成因分类 |
| 2.3 主要荒漠化地质成因类型特征概述 |
| 2.3.1 风蚀荒漠化 |
| 2.3.2 水蚀荒漠化 |
| 2.3.3 土地盐渍化 |
| 2.4 荒漠化地质成因分类的地学意义 |
| 2.4.1 关于土地荒漠化的一些认识 |
| 2.4.2 荒漠化地质成因分类的地学意义 3、北方荒漠化地质环境分区、现状和发展趋势概述 |
| 3.1 北方荒漠化地质环境分区 |
| 3.1.1 影响荒漠化地质环境分区主要因素 |
| 3.1.2 荒漠化地质环境分区 |
| 3.2 主要地质环境分区荒漠化现状与发展趋势 |
| 3.2.1 北方荒漠化现状概述 |
| 3.2.2 主要地质环境分区荒漠化现状概述 |
| 3.3 北方荒漠化地质环境分区的意义 4、北方第四纪晚期气候变化与土地沙漠化 |
| 4.1 概述 |
| 4.1.1 北方地区风成沙是沙漠与气候环境演化的重要记录 |
| 4.1.2 气候环境变化的代用指标选择 |
| 4.1.3 主要剖面特征 |
| 4.2 北方地区晚更新世以来气候环境变化特征 |
| 4.2.1 西部内陆干旱盆地地区 |
| 4.2.2 中部高原地区 |
| 4.2.3 东部地区 |
| 4.2.4 近150年来全球变化与近现代北方气候 |
| 4.3 气候变化特征对土地荒漠化的控制作用 |
| 4.3.1 西部地区 |
| 4.3.2 中部地区 |
| 4.3.3 北方东部地区 5、气候变化的周期性与土地沙漠化 |
| 4.1 全球气候变化的周期性研究现状 |
| 4.2 北方主要沙漠化过程与千年尺度气候变化的周期性 |
| 4.3 气候变化的小尺度周期性与土地沙漠化防治 6、构造地貌对中国北方荒漠化的控制 |
| 6.1 北方地区晚新生代以来构造运动与地貌格局 |
| 6.1.1 中国北方构造—地貌单元划分 |
| 6.2 构造地貌变化对气候环境的影响 |
| 6.2.1 新生代构造抬升对全球气候变化的影响 |
| 6.2.2 青藏高原隆升对北方地区气候环境的影响 |
| 6.3 北方地区现代地貌对荒漠化的控制作用 |
| 6.3.1 风蚀荒漠化(沙漠化) |
| 6.3.2 水蚀荒漠化与土地盐渍化 |
| 6.4 基于构造地貌的典型区沙漠化土地地质成因分类研究 |
| 6.4.1 沙地内部就地起沙型沙漠化 |
| 6.4.2 河流谷地就地起沙型沙漠化 |
| 6.4.3 风化残积就地起沙型沙漠化 |
| 6.4.4 风沙侵入型土地沙漠化 |
| 6.4.5 不同地质成因类型土地沙漠化沙物质C—M图特征 7、地表沉积物对土地荒漠化的控制 |
| 7.1 北方地区沉积物成因类型 |
| 7.1.1 沉积物分类 |
| 7.1.2 沉积物成因类型的区域分布规律 |
| 7.2 沉积物成因类型对荒漠化的控制作用 |
| 7.2.1 残积物、坡积物和洪积物 |
| 7.2.2 冲积物和湖积物 |
| 7.2.3 风沙堆积和黄土堆积 |
| 7.2.4 其它类型沉积物 8、北方地区水环境对荒漠化的控制作用 |
| 8.1 西部内陆盆地 |
| 8.1.1 水环境系统划分与特征 |
| 8.1.2 主要内陆盆地水环境系统特征 |
| 8.1.3 主要内陆盆地水环境系统对土地荒漠化的控制作用 |
| 8.2 中部高原地区 |
| 8.2.1 水环境系统划分 |
| 8.2.2 主要高原水环境系统特征 |
| 8.2.3 主要高原水环境系统对土地荒漠化的控制作用 |
| 8.3 东部冲积平原 |
| 8.3.1 西辽河平原 |
| 8.3.2 松嫩平原 |
| 8.3.3 华北平原北部 9、湖泊变化对土地荒漠化的影响 |
| 9.1 新疆的湖泊变化与土地荒漠化 |
| 9.1.1 博斯腾湖 |
| 9.1.2 艾比湖 |
| 9.1.3 艾丁湖 |
| 9.1.4 玛纳斯湖 |
| 9.2 其他地区主要湖泊变化与土地荒漠化 |
| 9.2.1 青海湖 |
| 9.2.2 呼伦湖 |
| 9.2.3 乌梁素海 |
| 9.2.4 岱海 10、北方荒漠化地质成因模式 |
| 10.1 内陆干旱盆地型土地荒漠化地质成因模式 |
| 10.1.1 土地荒漠化的主要控制因素 |
| 10.1.2 荒漠化土地分布规律 |
| 10.1.3 内陆干旱盆地型土地荒漠化成因模式 |
| 10.2 中部高原型土地荒漠化地质成因模式 |
| 10.2.1、中部高原型土地荒漠化主要控制因素 |
| 10.2.2 荒漠化土地分布规律 |
| 10.2.3 中部高原型土地荒漠化成因模式 |
| 10.3 东部平原区土地荒漠化地质成因模式 |
| 10.3.1 东部平原型土地荒漠化主要控制因素 |
| 10.3.2 土地荒漠化区域分布规律 |
| 10.3.3 土地荒漠化成因模式 11、荒漠化防治对策建议 |
| 11.1 荒漠化防治历史回顾 |
| 11.1.1 国际上荒漠化防治的主要对策措施 |
| 11.1.2 我国荒漠化防治成就 |
| 11.1.3 荒漠化防治的主要教训 |
| 11.2 土地荒漠化防治原则 |
| 11.2.1 地质环境决定治理方案原则 |
| 11.2.2 生态自然恢复优先原则 |
| 11.2.3 资源有限与高效利用原则 |
| 11.2.4 社会经济可持续发展原则 |
| 11.2.5 系统工程的原则 |
| 11.3 21世纪50年代前的地质条件变化预测 |
| 11.3.1 气候变化预测 |
| 11.3.2 地质条件变化预测 |
| 11.4 荒漠化防治对策建议 |
| 11.4.1 内陆干旱盆地山前绿洲带 |
| 11.4.2 中东部地区 |
| 11.4.3 黄土高原地区 |
| 11.4.4 青藏高原东北部 12、结语 |
| 12.1 主要结论 |
| 12.1.1 北方荒漠化地质环境研究意义重大 |
| 12.1.2 北方地区荒漠化发展不平衡 |
| 12.1.3 荒漠化地质成因分类研究意义重大 |
| 12.1.4 北方荒漠化地质环境分区 |
| 12.1.5 全球气候环境变化对北方沙漠化影响重大 |
| 12.1.6 千年尺度的周期性气候变化对沙漠化具有控制作用 |
| 12.1.7 青藏高原隆升是北方地区荒漠化形成发展的根本原因 |
| 12.1.8 地貌是影响和控制荒漠化形成和发展的重要因素 |
| 12.1.9 水环境是控制荒漠化发生发展的决定性因素 |
| 12.1.10 不同类型沉积物是决定荒漠化类型的主要因素 |
| 12.1.11 土地荒漠化的成因模式概要 |
| 12.2 应当深入研究的问题 照片 参考文献 攻读博士学位期间发表的论文 致谢 |
（3）新疆阿尔泰山区全新世泥炭发育特征及区域环境演变（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 第一节 研究背景与意义 |
| 一、研究背景 |
| 二、研究意义 |
| 第二节 国内外研究进展 |
| 一、泥炭累积与泥炭沼泽发育 |
| 二、泥炭古环境代用指标的研究 |
| 三、泥炭记录的古环境研究进展 |
| 四、我国泥炭记录的古环境研究不足与展望 |
| 第三节 研究内容、技术路线及创新点 |
| 一、研究内容 |
| 二、技术路线 |
| 三、创新点 |
| 本章小结 |
| 第二章 研究区概况及样品采集 |
| 第一节 研究区自然环境概况 |
| 一、地形地貌特征 |
| 二、气候特征 |
| 三、水文特征 |
| 四、植被特征 |
| 五、泥炭地分布特征 |
| 第二节 研究样点选取及样品采集 |
| 本章小结 |
| 第三章 研究方法 |
| 第一节 样品室内分析 |
| 一、泥炭基本理化性质参数分析 |
| 二、有机化合物正构烷烃的测定 |
| 三、孢粉的鉴定 |
| 第二节AMS ~(14)C年代序列的建立 |
| 一、AMS ~(14)C年代测定 |
| 二、泥炭剖面年代序列的建立 |
| 本章小结 |
| 第四章 阿尔泰山区泥炭剖面特征及泥炭发育过程 |
| 第一节 阿尔泰山区泥炭剖面特征 |
| 一、泥炭剖面岩性特征及主要植物残体 |
| 二、泥炭容重和灰分变化特征 |
| 三、泥炭TOC、TN和TP的变化特征 |
| 四、泥炭分解度的变化特征 |
| 第二节 新疆阿尔泰山区全新世泥炭发育特征 |
| 本章小结 |
| 第五章 阿尔泰山泥炭记录的全新世区域环境变化 |
| 第一节 泥炭剖面有机碳和腐殖化度记录的区域古环境变化 |
| 第二节 泥炭剖面正构烷烃记录的区域古环境变化 |
| 一、泥炭剖面正构烷烃分布的结果分析 |
| 二、正构烷烃记录的阿尔泰山区全新世环境变化 |
| 第三节 泥炭剖面孢粉记录的区域古环境变化 |
| 一、泥炭剖面孢粉组合特征和划分带结果分析 |
| 二、孢粉谱图的主成分(PCA)结果分析 |
| 三、泥炭孢粉记录的阿尔泰山区全新世植被和气候变化 |
| 第四节 阿尔泰山泥炭综合指标记录的全新世区域环境变化 |
| 本章小结 |
| 第六章 新疆地区全新世环境变化区域对比及驱动因素分析 |
| 第一节 与阿尔泰山区湖泊记录的全新世气候变化对比 |
| 第二节 与新疆地区湖泊记录的全新世环境信息对比 |
| 第三节 与季风区泥炭记录的全新世环境信息对比 |
| 第四节 阿尔泰山区全新世气候变化的驱动因素分析 |
| 本章小结 |
| 第七章 主要结论与展望 |
| 第一节 本研究主要结论 |
| 第二节 研究不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在研期间发表论文情况 |
| 致谢 |
（4）泸沽湖沉积物记录的16.0 cal.ka BP以来气候变化（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 研究背景和依据 |
| 1.1.1 过去全球变化研究的重要性 |
| 1.1.2 末次冰消期以来气候研究变化进展 |
| 1.1.2.1 末次冰消期(Last Deglacial) |
| 1.1.2.2 全新世(Holocene) |
| 1.1.3 末次冰消期以来亚洲季风区气候变化的研究 |
| 1.2 中国湖泊末次冰消期以来气候记录研究 |
| 1.2.1 末次冰消期以来我国湖泊时空演变特征 |
| 1.2.1.1 青藏高原高寒区 |
| 1.2.1.2 西北干旱区 |
| 1.2.1.3 东部平原地区 |
| 1.2.1.4 云贵高原湿润区 |
| 1.2.2 末次冰消期以来湖泊演化的驱动机制研究 |
| 1.2.2.1 万年时间尺度 |
| 1.2.2.2 千年时间尺度 |
| 1.2.2.3 百年时间尺度 |
| 1.3 地球化学指标在湖泊环境重建中的作用 |
| 1.4 研究内容和科学问题 |
| 1.4.1 泸沽湖研究存在的问题 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.4.3 科学问题 |
| 第2章 泸沽湖概况 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 地貌与构造背景 |
| 2.3 气候特征 |
| 2.4 植被特征 |
| 2.5 水文水质特征 |
| 第3章 样品采集以及年代序列的建立 |
| 3.1 样品采集 |
| 3.2 岩芯岩性分析 |
| 3.3 岩芯年代的测定及其序列的建立 |
| 3.3.1 ~(14)C年代误差来源 |
| 3.3.2 泸沽湖钻孔的年代序列 |
| 第4章 气候代用指标实验方法与结果 |
| 4.1 地球化学微量元素 |
| 4.1.1 元素的XRF(X-ray fluorescence)测定方法 |
| 4.1.2 元素(含稀土元素)含量的ICP-MS测定方法 |
| 4.1.3 地球化学微量元素测试结果 |
| 4.1.3.1 微量元素扫描强度及其含量 |
| 4.1.3.2 稀土元素含量测试结果 |
| 4.1.4 元素XRF扫描结果的校正 |
| 4.1.4.1 XRF岩芯扫描的优点与问题及校正方法 |
| 4.1.4.2 XRF扫描结果的可靠性分析 |
| 4.1.4.3 泸沽湖沉积物XRF元素扫描结果校正模型的建立 |
| 4.2 碳酸盐 |
| 4.2.1 碳酸盐测量方法 |
| 4.2.2 碳酸盐实验结果 |
| 4.3 磁化率 |
| 4.3.1 磁化率测定方法 |
| 4.3.2 磁化率的测定结果 |
| 第5章 气候代用指标指示意义与结果解译 |
| 5.1 碳酸盐 |
| 5.1.1 碳酸盐含量代用指标气候环境意义 |
| 5.1.2 碳酸盐含量揭示的16 cal.ka BP以来泸沽湖流域水热状况 |
| 5.2 磁化率 |
| 5.2.1 磁化率在湖泊沉积物中的环境指示意义 |
| 5.2.2 泸沽湖沉积物中磁化率的古环境气候意义 |
| 5.3 稀土元素 |
| 5.3.1 稀土元素的地球化学行为 |
| 5.3.1.1 稀土元素分异与配分模式 |
| 5.3.1.2 Ce和 Eu的地球化学特征 |
| 5.3.2 影响稀土元素地球化学行为的因素 |
| 5.3.3 泸沽湖沉积物中稀土元素的环境气候意义 |
| 5.3.3.1 泸沽湖沉积物中的稀土元素的物源判别意义 |
| 5.3.3.2 泸沽湖沉积物中稀土元素的气候意义 |
| 5.4 微量元素气候替代指标的意义 |
| 5.4.1 微量元素比值在各类沉积物中的环境指示意义 |
| 5.4.2 微量元素比值揭示的16 cal.ka BP以来泸沽湖流域气候环境变化 |
| 5.4.2.1 Rb/Sr比值揭示的16 cal.ka BP以来泸沽湖流域气候环境变化 |
| 5.4.2.2 其它微量元素比值揭示的16 cal.ka BP以来泸沽湖水体盐度变化 |
| 第6章 16.0 cal.ka BP以来泸沽湖流域古气候环境重建 |
| 6.1 泸沽湖流域16.0 cal.ka BP以来的古气候环境演变序列的重建 |
| 6.2 泸沽湖流域16.0 cal.ka BP以来主要气候事件 |
| 6.2.1 YD冷干事件 |
| 6.2.2 8.2 cal.ka BP(冷)干事件 |
| 6.2.3 4.2 cal.ka BP(冷)干事件 |
| 6.2.4 2.5 cal.ka BP(冷)干事件 |
| 6.2.5 中世纪暖期和和小冰期 |
| 6.3 泸沽湖末次冰消期以来古气候环境与云南地区研究成果对比 |
| 6.4 泸沽湖流域重建结果与各朝代以来主要气候事件对比 |
| 6.5 泸沽湖流域全新世气候的不稳定性和周期性 |
| 第7章 区域对比与泸沽湖流域气候变化机制分析 |
| 7.1 泸沽湖与南亚季风区16.0 cal.ka BP以来气候变化内部差异 |
| 7.2 泸沽湖流域与东部季风区气候变化模式的异同 |
| 7.3 泸沽湖流域与青藏高原区气候变化模式的异同 |
| 7.4 泸沽湖流域16.0cal.ka BP以来气候驱动机制分析 |
| 第8章 结论与展望 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 本研究的创新之处 |
| 8.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间发表的学术论文和研究成果 |
| 致谢 |
（5）关中盆地东部与西部全新世成壤强度演变与气候变化高分辨率对比研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据和研究意义 |
| 1.2 国内外全新世气候演变 |
| 1.2.1 全新世气候变化背景 |
| 1.2.2 全新世气候变化规律及气候事件 |
| 1.3 黄土高原全新世环境变化研究进展 |
| 1.3.1 黄土高原全新世成壤演变和气候变化 |
| 1.3.2 土壤演变和气候变化代用指标 |
| 1.4 问题的提出和研究内容 |
| 1.4.1 问题的提出 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.5 研究思路和技术路线 |
| 1.5.1 研究思路 |
| 1.5.2 工作量 |
| 第2章 研究区域、研究剖面和地层断代 |
| 2.1 关中盆地及东西部区域概况 |
| 2.1.1 区位概况 |
| 2.1.2 地质和地貌 |
| 2.1.3 气候与水文 |
| 2.1.4 土壤与植被 |
| 2.2 研究剖面和地层断代 |
| 2.2.1 岐山梁村(LC)剖面和地层断代 |
| 2.2.2 白水尧禾村(YHC)剖面和地层断代 |
| 2.2.3 关中盆地东西部初步对比 |
| 第3章 研究方法 |
| 3.1 磁化率的测定 |
| 3.2 色度的测定 |
| 3.3 粒度的测定方法 |
| 3.4 吸湿水的测定方法 |
| 3.5 碳酸钙的测定方法 |
| 3.6 pH值的测定方法 |
| 3.7 烧矢量的测定方法 |
| 3.8 化学元素的测定方法 |
| 3.9 土壤微形态研究方法 |
| 第4章 关中盆地东部YHC与西部LC剖面理化性质及比较 |
| 4.1 关中盆地西部LC剖面 |
| 4.1.1 磁化率测定结果及其解释 |
| 4.1.2 色度测定结果及其解释 |
| 4.1.3 粒度测定结果及其解释 |
| 4.1.4 吸湿水测定结果及其解释 |
| 4.1.5 碳酸钙测定结果及其解释 |
| 4.1.6 土壤pH测定结果及其解释 |
| 4.1.7 烧矢量测定结果及其解释 |
| 4.1.8 小结 |
| 4.2 关中盆地东部YHC剖面 |
| 4.2.1 磁化率测定结果及其解释 |
| 4.2.2 色度测定结果及其解释 |
| 4.2.3 粒度的测定结果及其解释 |
| 4.2.4 吸湿水的测定结果及其解释 |
| 4.2.5 碳酸钙测定结果及其解释 |
| 4.2.6 土壤pH测定结果及其解释 |
| 4.2.7 烧矢量测定结果及其解释 |
| 4.2.8 小结 |
| 4.3 关中盆地西部与东部理化指标比较 |
| 4.3.1 粒度 |
| 4.3.2 色度 |
| 4.3.3 磁化率、吸湿水、烧矢量、CaCO_3和pH |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 关中盆地东部YHC与西部LC剖面元素地球化学特性及比较 |
| 5.1 关中盆地东部YHC和西部LC剖面常量和微量元素组成 |
| 5.1.1 常量元素变化特征及其环境意义 |
| 5.1.2 微量元素分布特征及其比较 |
| 5.1.3 元素的UCC标准化的比较 |
| 5.2 关中盆地东部与西部元素地球化学过程分析及其比较 |
| 5.2.1 元素的活动性分析 |
| 5.2.2 元素迁移率及其意义 |
| 5.3 关中盆地东部与西部全新世土壤化学风化程度对比 |
| 5.3.1 化学风化分子比率及其意义 |
| 5.3.2 CIA和A-CN-K三角图与风化程度 |
| 5.4 本章小结 |
| 第6章 关中盆地东部与西部剖面微形态特征及比较 |
| 6.1 土壤孔隙和微垒结特征对比及环境意义 |
| 6.1.1 土壤孔隙和微垒结的环境指示意义 |
| 6.1.2 关中盆地东部与西部土壤孔隙和微垒结特征比较 |
| 6.1.3 关中盆地东部与西部剖面孔隙分形维数特征比较 |
| 6.1.4 土壤孔隙、孔隙分形维数和微垒结的环境意义的比较 |
| 6.2 关中盆地东部与西部全新世土壤形成物特征及其比较 |
| 6.2.1 土壤形成物的环境指示意义 |
| 6.2.2 土壤形成物特征的比较及环境意义 |
| 6.3 本章小结 |
| 第7章 关于环境替代指标和成壤强度差异的讨论 |
| 7.1 替代指标的环境敏感性和环境意义 |
| 7.1.1 基于R/S分析的气候替代指标分形研究 |
| 7.1.2 气候替代指标环境敏感性及其环境意义 |
| 7.2 关中盆地东部与西部成壤强度差异的环境意义 |
| 7.2.1 气候指标区域环境意义的初步验证 |
| 7.2.2 关中盆地东部与西部成壤强度差异的环境意义 |
| 7.3 关中盆地东部与西部土壤发育程度的差异及环境意义 |
| 7.3.1 全新世中期S_0发育程度的差异及环境意义 |
| 7.3.2 全新世晚期L_0发育程度的差异及环境意义 |
| 7.4 关中盆地东部与西部成壤强度差异原因分析 |
| 7.5 本章小结 |
| 第8章 关中盆地东部与西部全新世气候变化 |
| 8.1 关中西部全新世气候变化 |
| 8.1.1 关中西部LC剖面揭示的全新世气候变化 |
| 8.1.2 与关中盆地西部及全球比较 |
| 8.2 关中东部全新世气候变化 |
| 8.2.1 关中东部YHC剖面揭示的全新世气候变化 |
| 8.2.2 与关中盆地东部及全球的比较 |
| 8.3 关中盆地东部与西部全新世气候变化比较 |
| 8.3.1 全新世气候变化比较与成因分析 |
| 8.3.2 气候事件和区域响应的比较 |
| 8.4 本章小结 |
| 第9章 结论与展望 |
| 9.1 重要结论 |
| 9.2 论文特色与创新 |
| 9.3 论文展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间的研究成果 |
（6）基于梵净山孢粉记录的古生态演变研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 前言 |
| 一、研究现状 |
| 1 古生态学 |
| 2 全新世时期古生态研究 |
| 3 孢粉记录在全新世古生态研究中的进展与展望 |
| 二、研究设计 |
| 1 研究目标与内容 |
| 2 技术路线与方法 |
| 3 研究区选择与代表性 |
| 4 资料数据获取与可信度分析 |
| 三、梵净山九龙池JL15 钻孔孢粉组合与理化指标特征 |
| 1 岩性描述与年代框架的构建 |
| 2 孢粉组合及孢粉带划分 |
| 2.1 孢粉组合 |
| 2.2 主成分分析 |
| 3 全新世时期有机质、有机碳含量变化特征 |
| 3.1 碳氮含量 |
| 3.2 烧失量测定 |
| 四、梵净山九龙池JL15 柱芯古生态演变过程与历史 |
| 1 环境演化阶段 |
| 1.1 冷干期 |
| 1.2 过渡期 |
| 1.3 暖湿期 |
| 1.4 暖干期 |
| 1.5 冷干期 |
| 2 全新世适宜期时段 |
| 3 植被演变过程及垂直带谱分布海拔的变化 |
| 五、梵净山对气候突变事件的响应及驱动机制 |
| 1 对全新世气候冷暖事件的响应 |
| 1.1 对8.2 ka干冷事件的响应 |
| 1.2 对4.2 ka冷事件的响应 |
| 2 全新世以来古生态演变机制 |
| 2.1 生态孤岛效应 |
| 2.2 全新世古生态演变机制 |
| 六、结论与讨论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读学位期间科研及获奖情况 |
（7）浑善达克沙地全新世气候变化研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| 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 全新世气候变化研究进展 |
| 1.2.2 浑善达克沙地全新世气候变化研究进展 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 地质与地貌 |
| 2.3 气候与水文 |
| 2.4 土壤与植被 |
| 第三章 数据来源与研究方法 |
| 3.1 野外考察与样品采集 |
| 3.2 地层沉积特征 |
| 3.2.1 TB剖面 |
| 3.2.2 LMM剖面 |
| 3.3 室内实验 |
| 第四章 气候变化的地质证据 |
| 4.1 光释光测年 |
| 4.1.1 测年方法 |
| 4.1.2 测年结果 |
| 4.2 气候代用指标的提取 |
| 4.2.1 气候代用指标的意义 |
| 4.2.2 室内实验测试 |
| 4.3 TB剖面 |
| 4.3.1 粒度特征 |
| 4.3.2 磁化率特征 |
| 4.3.3 化学元素特征 |
| 4.4 LMM剖面 |
| 4.4.1 磁化率特征 |
| 4.4.2 化学元素特征 |
| 第五章 浑善达克沙地全新世气候变化 |
| 5.1 剖面记录的气候变化 |
| 5.1.1 TB剖面记录的气候变化 |
| 5.1.2 LMM剖面记录的气候变化 |
| 5.2 全新世年代序列的建立 |
| 5.3 浑善达克沙地气候对全球变化的响应 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
| 个人简况及联系方式 |
（8）天水盆地土壤沉积物记录的全新世气候变化规律（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 研究进展与研究现状 |
| 1.2.1 第四纪气候变化研究现状 |
| 1.2.2 全新世气候变化研究现状 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 技术路线和研究工作量 |
| 1.4.1 技术路线 |
| 1.4.2 工作量 |
| 第2章 区域概况和研究地点 |
| 2.1 区域概况 |
| 2.2 研究材料 |
| 第3章 研究方法与地层年代分析 |
| 3.1 研究方法 |
| 3.1.1 物理性质参数测定 |
| 3.1.2 化学性质参数测定 |
| 3.2 地层年代分析 |
| 第4章 实验结果分析 |
| 4.1 SJY剖面磁化率特征 |
| 4.2 SJY剖面粒度特征 |
| 4.2.1 SJY剖面粒度组成特征 |
| 4.2.2 SJY剖面粒度参数特征 |
| 4.3 SJY剖面吸湿水、烧失量以及碳酸钙特征 |
| 4.3.1 SJY剖面吸湿水特征 |
| 4.3.2 SJY剖面烧失量特征 |
| 4.3.3 SJY剖面碳酸钙特征 |
| 4.4 SJY剖面地球化学元素特征 |
| 4.4.1 SJY剖面常量元素特征 |
| 4.4.2 SJY剖面微量元素特征 |
| 4.4.3 SJY剖面地球化学参数特征 |
| 4.4.4 SJY剖面元素迁移特征 |
| 第5章 天水盆地全新世气候演变的阶段性分析 |
| 5.1 全新世早期 |
| 5.2 全新世中期 |
| 5.3 全新世晚期 |
| 第6章 天水盆地全新世气候波动响应研究 |
| 6.1 全新世气候阶段响应研究 |
| 6.2 全新世中期气候响应研究 |
| 第7章 结论 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 本文存在问题及后续研究方向 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读硕士学位期间的科研成果 |
（9）黄海全新世浮游植物生产力和群落结构变化规律及控制机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.0 前言 |
| 1.2 全新世气候变化 |
| 1.2.1 全新世气候分期 |
| 1.2.2 全新世气候突变 |
| 1.2.3 全新世东亚季风变化 |
| 1.3 黄海全新世古环境研究现状 |
| 1.3.1 黄海全新世海平面变化 |
| 1.3.2 黄海暖流入侵 |
| 1.3.3 黄海全新世盐度变化 |
| 1.3.4 黄海浮游植物古生产力和群落结构重建 |
| 1.4 论文工作概况 |
| 1.4.1 学术构想与思路 |
| 1.4.2 主要研究内容及拟解决的关键问题 |
| 1.4.3 论文创新点 |
| 2 研究区域概况 |
| 2.1 黄海地理、地质概况 |
| 2.2 黄海物理环境及环流体系 |
| 2.2.1 黄海暖流 |
| 2.2.2 黄海沿岸流 |
| 2.2.3 黄海冷水团 |
| 2.2.4 黄海陆架锋 |
| 2.3 黄海水文及现代生态环境 |
| 2.3.1 温度、盐度 |
| 2.3.2 浮游植物初级生产力及粒级结构特征 |
| 3 研究方法 |
| 3.1 生物标志物方法 |
| 3.1.1 海洋浮游植物初级生产力和群落结构 |
| 3.1.2 常用陆源生物标志物与 BIT 指标 |
| 3.1.3 古海水温度重建指标-- 和 TEX_(86) |
| 3.2 实验方法 |
| 3.2.1 有机质萃取 |
| 3.2.2 仪器分析 |
| 4 南黄海中部泥质区柱状样古环境记录结果 |
| 4.0 前言 |
| 4.1 岩心 YS01 |
| 4.1.1 研究材料概述 |
| 4.1.2 年龄框架 |
| 4.1.3 沉积速率 |
| 4.1.4 海水温度记录 |
| 4.1.5 海源生物标志物记录结果 |
| 4.1.6 陆源生物标志物记录结果 |
| 4.2 岩心 ZY1、ZY2 |
| 4.2.1 研究材料概述 |
| 4.2.2 岩心 ZY1、ZY2 年龄框架 |
| 4.2.3 岩心 ZY1、ZY2 沉积速率 |
| 4.2.4 岩心 ZY1 生物标志物记录结果 |
| 4.2.5 岩心 ZY2 生物标志物记录结果 |
| 5 南黄海全新世浮游植物生产力及群落结构演化记录 |
| 5.0 前言 |
| 5.1 沉积速率 |
| 5.2 南黄海全新世浮游植物生产力演化 |
| 5.2.1 早全新世浮游植物生产力的变化 |
| 5.2.2 中晚全新世浮游植物生产力的变化 |
| 5.3 南黄海全新世浮游植物群落结构演化 |
| 5.3.1 早全新世浮游植物群落结构的变化 |
| 5.3.2 中晚全新世浮游植物群落结构的变化 |
| 5.4 晚全新世（3 ka）生物标志物指标异常对 ENSO 的响应 |
| 5.5 黄海暖流全新世主流轴摆动的生物标志物记录 |
| 5.6 本章小结 |
| 6 南黄海全新世海水表层温度记录 |
| 6.0 前言 |
| 6.1 岩心 YS01 全新世海水表层温度记录 |
| 6.2 岩心 YS01 记录的全新世冷事件 |
| 6.2.1 全新世冷事件 |
| 6.2.2 浮游植物群落结构指标 A/B 在冷事件时的变化 |
| 6.2.3 南黄海全新世古环境变化的周期性 |
| 6.3 本章小结 |
| 7 结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
| 发表的学术论文 |
（10）浙江宋崖洞石笋记录的晚全新世气候和环境变化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题背景和意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 晚全新世温度研究进展 |
| 1.2.2 晚全新世降水研究进展 |
| 1.2.3 洞穴石笋研究进展 |
| 1.3 研究内容和技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 2 研究区概况和研究方法 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.1.1 地理位置、地质和地貌特征 |
| 2.1.2 气候、水文和植被特征 |
| 2.2 洞穴概况及研究材料 |
| 2.2.1 洞穴概况 |
| 2.2.2 研究材料 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 石笋U/Th定年方法 |
| 2.3.2 石笋氧碳同位素采集测试 |
| 3 宋崖洞石笋高精度时标的建立 |
| 3.1 石笋U/Th年代结果 |
| 3.2 石笋生长模型 |
| 4 晚全新世亚洲季风演化特征 |
| 4.1 石笋氧同位素研究 |
| 4.1.1 石笋氧同位素的来源 |
| 4.1.2 石笋氧同位素平衡分馏检验 |
| 4.1.3 石笋SY5 氧同位素记录 |
| 4.1.4 石笋SY5 氧同位素的气候意义 |
| 4.2 石笋碳同位素研究 |
| 4.2.1 石笋碳同位素影响因素 |
| 4.2.2 石笋SY5 碳同位素记录 |
| 4.2.3 石笋SY5 碳同位素的气候意义 |
| 4.3 中世纪暖期/小冰期气候特征 |
| 4.3.1 石笋SY5 记录中世纪暖期气候特征 |
| 4.3.2 石笋SY5 记录小冰期气候特征 |
| 4.4 气候变化与古代文明 |
| 4.4.1 石笋SY5 记录历史时期干旱气候事件 |
| 4.4.2 石笋SY5 记录古代文明的兴衰 |
| 5 晚全新世气候变化驱动机制探讨 |
| 5.1 亚洲季风与太阳活动和火山活动的联系 |
| 5.2 亚洲季风与PDO、ENSO和 NAO的联系 |
| 5.3 气候变化周期 |
| 6 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
四、中国全新世气候变化规律（论文参考文献）
- [1]近70年来中国自然地理与生存环境基础研究的重要进展与展望[J]. 陈发虎,傅伯杰,夏军,吴铎,吴绍洪,张镱锂,孙航,刘禹,方小敏,秦伯强,李新,张廷军,刘宝元,董治宝,侯书贵,田立德,徐柏青,董广辉,郑景云,杨威,王鑫,李再军,王飞,胡振波,王杰,刘建宝,陈建徽,黄伟,侯居峙,蔡秋芳,隆浩,姜明,胡亚鲜,冯晓明,莫兴国,杨晓燕,张东菊,王秀红,尹云鹤,刘晓晨. 中国科学:地球科学, 2019(11)
- [2]中国北方荒漠化形成发展的地质环境研究[D]. 李智佩. 西北大学, 2006(05)
- [3]新疆阿尔泰山区全新世泥炭发育特征及区域环境演变[D]. 张彦. 中国科学院研究生院(东北地理与农业生态研究所), 2016(01)
- [4]泸沽湖沉积物记录的16.0 cal.ka BP以来气候变化[D]. 欧阳椿陶. 云南师范大学, 2019(01)
- [5]关中盆地东部与西部全新世成壤强度演变与气候变化高分辨率对比研究[D]. 丁敏. 陕西师范大学, 2015(02)
- [6]基于梵净山孢粉记录的古生态演变研究[D]. 全明英. 贵州师范大学, 2019
- [7]浑善达克沙地全新世气候变化研究[D]. 韩瑞. 山西大学, 2020
- [8]天水盆地土壤沉积物记录的全新世气候变化规律[D]. 刘俊余. 陕西师范大学, 2019(06)
- [9]黄海全新世浮游植物生产力和群落结构变化规律及控制机制[D]. 赵晓晨. 中国海洋大学, 2013(02)
- [10]浙江宋崖洞石笋记录的晚全新世气候和环境变化[D]. 崔田丰. 浙江师范大学, 2019(02)