一、三十年来我国冰川学研究的进展（论文文献综述）
梁鹏斌[1]（2019）在《参照冰川近期变化特征及乌鲁木齐河源1号冰川物质平衡模拟》文中认为冰川储存着大量淡水资源,被誉为气候变化的天然“指示器”。在全球气候变暖背景下,全球绝大多数山地冰川呈加速退缩趋势,已对海平面、局地和区域水资源安全带来深刻影响,加大了冰川灾害发生的频率与强度。深入开展区域乃至全球冰川变化过程监测和机理分析,加强野外定位观测与实验室模拟相结合,已经成为国际冰川学研究的前沿领域和发展趋势,也是解决冰川变化引发海平面升降和水资源安全等问题的关键。本研究根据世界冰川服务处出版的冰川变化数据集和野外观测数据,选取资料时间较长的41条参照冰川作为研究对象,对近几十年参照冰川物质平衡过程、面积变化、冰川末端、平衡线高度及其气候敏感性、积累区比率以及冰川储量变化进行定量评估,并以乌鲁木齐河源1号冰川为实验对象,结合雪冰-能量物质平衡耦合模型对山地冰川物质平衡过程进行模拟,利用实测物质平衡观测值对模型模拟结果进行精度验证。主要研究结果如下:（1）41条参照冰川中仅有Engabreen glacier和Nigardsbreen glacier物质平衡与累积物质平衡为正,其余39条均呈负平衡状态,14条位于高纬度,25条在中纬度,Nigardsbreen glacier表现出较强正平衡为114mm,Helm glacier表现出强烈负平衡为-1208mm,Sarennes glacier消融量最多,亏损最严重;累积物质平衡变化过程划分为正平衡型、负平衡型以及正负交替型3种;区域物质平衡多年均值为-430 mm,年均亏损较多为欧洲中部,亏损较少是斯堪的纳维亚,空间上表现出典型区域性和纬度地带性特征,高加索和中东区域消融最快,斯瓦尔巴岛和扬马延岛最慢。（2）41条参照冰川在20世纪50年代初面积为2179.93km2,21世纪初面积为2075.17km2,共减少104.76km2（5%）,单条平均减小2.6km2,约占5%,Peyto glacier面积减少最多,为4.8km2,占该冰川面积的35%,Melville South Ice Cap面积无明显变化;参照冰川储量减少条数占95%,累积减少22.5km3,约减小4%,年均变化率为0.07%,Devon Ice Cap NW储量减小最多,为11.6 km3,每年减小0.28 km3（2%）,Columbia（2057）glacier和Melville South Ice Cap冰川储量保持不变。（3）单条/区域参照冰川末端变化整体上均呈退缩趋势,表现出间歇性前进的阶段性特征,South Cascade glacier退缩速率最快为24m/a,No.125（Vodopadniy）glacier退缩最慢为2.7m/a,北美西部参照冰川退缩速率最大,为14.3m/a,其他区域相差不大;参照冰川积累区比率介于0.150.65之间,平均值为0.45,绝大多数参照冰川积累区面积减小,消融区扩张,物质亏损,冰川退缩;1950-2016年仅有Nigardsbreen glacier冰川αd为正,为4.9%,冰川目前正处在微弱稳定状态,33条冰川αd均为负值,介于-0.3%-57.7%之间,平均值为-22.3%,负αd占据主导地位,99%的参照冰川处在不稳定状态。（4）31条参照冰川平衡线高度平均以28m/10a的速率上升,其中White glacier上升速率最快（74m/10a）,14条参照冰川上升速率超过了平均值,仅有Helm glacier平衡线高度以6m/10a下降;敏感性分析发现Lemon Creek glacier、South Cascade glacier和Ts.Tuyuksuyskiy glacier无论气温升高（降低）1℃还是降水增加（减少）10%,平衡线高度上升（降低）幅度均不大,Place glacier、Wolverine glacier及White glacier对降水变化敏感,其余冰川平衡线高度变化对气温变化十分敏感。（5）雪冰-能量物质平衡耦合模型对乌鲁木齐河源1号冰川2018年4月28日至8月18日物质平衡模拟效果较好:实测物质平衡为-0.51（±0.11）m,模型模拟物质平衡为-0.48（±0.25）m,相差0.03 m,误差仅为5.8%,模型模拟冰川累积物质平衡过程与野外观测变化趋势较好吻合,对消融期冰川能量组分变化特征及贡献分析发现,冰川获得能量主要依靠净短波辐射和感热通量及穿透的短波辐射,净短波辐射是冰川表面融化的主要能量来源。净长波辐射、潜热通量以及冰川内部热传导是冰川损失能量的主要方式,净长波辐射损失能量占据主要地位。
谢自楚[2]（1988）在《中国冰川学2000年展望》文中进行了进一步梳理 1958年由施雅风教授创建的中国科学院高山冰雪利用研究队的成立,标志着冰川学在我国的诞生。三十年来,在施雅风等开创者的带领下,中国冰川学经历了发展—挫折—再发展的曲折过程,终于形成了以中国科学院兰州冰川冻土研究所为中心的,包括中国科学院新疆地理研究所、国家海洋局环境保护研究所、兰州大学地理系以及北京大学、南京大学地理系等近300名中国冰川学专业队伍。研究对象涉及现代冰川、积雪、河冰、海冰、地下冰和第四纪古冰川等冰冻圈各个部分。研究范围包括冰雪物理力学、地球化学、冰川气候、冰川积雪水文、冰川沉积等诸多方面,形成了以中国中低纬度高
施雅风,谢自楚,张祥松,黄茂桓[3]（1985）在《二十五年来中国冰川学的回顾与展望》文中提出1958年,中国科学院成立了高山冰雪利用研究队,开展祁连山、天山等高山冰川的考察,标志了我国冰川学的专门考察活动的开始。
张国梁[4]（2012）在《贡嘎山地区现代冰川变化研究》文中进行了进一步梳理冰川被认为是气候变化的最好指示器和存储器。冰川也与海平面变化、淡水资源供给、自然灾害及地貌演化等有密切关系。在全球气候变暖的背景之下,中国西部地区的绝大部分冰川处于退缩状态,20世纪80年代以来冰川退缩呈现加剧趋势,直接影响到冰川补给河流的径流变化,这势必对中国西部尤其是干旱地区的可持续发展带来极大影响。遥感技术的发展为冰川监测及冰川变化研究提供了更多的有效手段,本文以典型季风温冰川一贡嘎山地区冰川为研究对象,基于地形图、遥感影像、GPS测量、DEM以及消融观测等数据,结合GIS技术,从冰川面积、体积、运动速率及冰川消融等方面分析冰川的现状及其变化规律,初步得出以下结论：1)2009年,贡嘎山地区共有76条冰川,总面积为228.5±1.1km2,其中最大和最小冰川的面积分别为25.5km2和0.05km2;1～5km2冰川数量最多,而>10km2的冰川数量（6.5%）较少但贡献的面积却最大（45.7%）：按中值高度统计,冰川主要集中在4700-5700m,其中5300-5500m冰川数量和面积所占比例都最大；按冰川朝向统计,东南朝向的冰川总面积最大,西南朝向的数量最多,而无北朝向的冰川；该地区冰川坡度介于15～45°,其中坡度为25～30°的冰川所占数量和面积都最多。2)1966～2009年,贡嘎山冰川总体处于退缩状态,冰川总面积减少率为11.3%,年均减小面积0.7±0.02km2。西坡冰川由41条减少到39条,面积减小15.0km2,减小率为14.6%；东坡冰川由33条增加到36条,但冰川面积减少15.2km2,减小率为9.8%。东西坡冰川面积退缩率的不同可能是由冰川规模的差异引起。海螺沟、燕子沟、磨子沟和大贡巴冰川末端分别退缩约1146±42.7m、725±42.7m、502±42.7m和1002±42.7m m。东朝向冰川的面积退缩率最大（25.5%）,东南朝向冰川的退缩率最小（7.2%）。中值高度超过5700m的冰川面积退缩率最大（15.2%）,其次是5100～5300m的冰川（14.4%）。坡度为30-35°的冰川面积退缩最快（15.5%）,25～30°的冰川退缩率最慢。1～5km2的冰川面积退缩率最大（34.8%）,其次是>10km2的冰川（26.8%）,<0.5km2的冰川退缩率最小。近43年中,6个时段（1966、1974、1989、1994、2005和2009年）冰川的退缩速率又有所差异,其中2005-2009年面积退缩速率最大（1.3km2/yr）,其次是1989～1994年（0.8km2/yr）,而1994～2005年最小（0.4km2/yr）。3)花杆观测数据显示,燕子沟冰川冰舌段,消融期平均日消融深为3.25cm,年消融深为424cm,最大消融出现在海拔3800～3900m。海螺沟冰川冰舌段的冰面消融,较燕子沟冰川要强,最大值出现在3200～3500m,且消融有近期加速的趋势。西坡的大、小贡巴冰川冰舌段冰面的消融强度相对较小。贡嘎山地区冰川冰舌段冰面消融总趋势为：东坡大于西坡,消融区海拔较低的冰川大于海拔较高的冰川,且最大值通常不是出现在冰川末端。4)燕子沟冰川花杆的GPS测量数据显示,冰舌区平均年运动速度为41.7m/yr,最大为49m/yr,出现于海拔约3950m处；消融期平均运动速度为0.31m/d。与已有观测数据对比,燕子沟冰川运动速度近期略增,但远小于海螺沟冰川（41～205m/yr）,而大于西坡大贡巴冰川（33m/yr）和小贡巴冰川（36m/yr）,且它们冰面运动速度最大值都出现于消融区的上端。5)不同时期冰川冰舌段（距离末端约3～4km） DEM差值的结果表明,1966～2009年海螺沟、燕子沟和大贡巴冰川消融区平均减薄速率分别为1.23±0.55、1.02±0.55和0.93±0.55m/yr；相应的体积减小0.076、0.073和0.057km3。1966～1989年3条冰川的高程及体积变化速率远小于1989～2009年的变化。6)初步探讨冰川对气候变化的响应。a)近50年来,横断山地区与青藏高原具有相似的气候变化趋势,以增温为主,降水量略有增加。根据贡嘎山西坡九龙气象站数据计算,19662009年,该区域气温升高率为0.18℃/10a,而降水量增加不足1%。基于冰川敏感性模型可推断出,降水的增加量难以弥补气温升高引起的冰川消融量,导致该地区的冰川长期处于负物质平衡状态,进而引起冰川的大规模的消融退缩。多时段冰川面积与年平均气温、降水的对比,发现气温逐渐升高,冰川面积逐渐变小；而冰川面积退缩速率与相应时段的年平均降水的量也有较好的对应关系,即在气温升高的背景下,总降水量大时,冰川退缩速率小,总降水量小时,冰川退缩速率大。b)贡嘎山地区规模在1～5km2的冰川退缩速率最大,更大面积的冰川次之,而面积<0.5km2的冰川退缩速率最小。这一规律表明规模较小冰川对气候变化较为敏感,但面积<0.5km2的冰川因受地形保护影响较大而不能作为反映气候变化的指示器。c)气温升高幅度和表碛覆盖厚度是导致1966～1989年与1989～2009年两个时段三条观测冰川,以及东坡与西坡冰川减薄速率差异的主要因素。d)三条观测冰川坡度和末端高度的不同是导致其冰川运动速度差异的主要原因。冰川的变化不仅受气候因子的控制,也受到地形、冰川规模和类型等因素的影响。
何兴,徐月珍,祝国存,梁红[5]（1998）在《《冰川冻土》学术期刊20年回顾》文中研究说明《冰川冻土》学术期刊创办２０年来已出版８７期，发表论文１３３１篇，总字数１４１１万，现已进入中国科技期刊“排行表”地球科学类影响因子位居第８名这是院所领导关怀支持、编委努力和编辑辛勤劳动的结果在进入２１世纪之际，《冰川冻土》努力的目标应是进入国际优秀科技期刊的行列
冀琴[6]（2018）在《1990-2015年喜马拉雅山冰川变化及其对气候波动的响应》文中进行了进一步梳理喜马拉雅山地处青藏高原西南部边缘,是中低纬度最大冰川分布区的重要组成部分,特殊的地理位置和脆弱而敏感的自然环境,使其成为研究冰川及其变化的理想场所和热点区域,因而该区备受科学界关注。前人对喜马拉雅山冰川变化开展过诸多研究,但多以单条冰川或流域为研究对象,由于该区冰川分布面积大、类型多样、地形和气候条件较为复杂,单条冰川或流域尺度在一定程度上不足以很好地反映喜马拉雅山整体的冰川变化情况。因此,本研究以整个喜马拉雅山为研究对象,开展不同区域、不同要素和不同类型冰川变化的研究,以期较为直观、全面地认识和理解喜马拉雅山冰川的整体变化特征以及各时期不同区域、不同要素和不同类型冰川的空间分布格局和动态变化差异。受高山地形和气候条件的制约,冰川区实地考察难度较大,遥感和GIS技术的产生和发展,为冰川变化的研究提供了极大便利。本研究基于Landsat系列遥感影像,在GIS技术支持下,采用比值阈值法和目视解译,提取了1990年、2000年、2010年和2015年喜马拉雅山的冰川边界,同时结合气象格点数据,研究了喜马拉雅山的气候变化状况,探讨了近25年来该区冰川与气候变化的响应关系。研究发现,1990-2015年喜马拉雅山冰川整体呈退缩趋势,冰川面积由1990年的23229.27 km2减小到2015年的20676.17 km2,25年间共减少2553.10 km2,年均退缩率为0.44%/a,近25年来喜马拉雅山冰川加速退缩,尤其是近5年来,加速退缩趋势更为显著。研究还发现,研究区规模小、坡度陡的冰川对气候变化的响应更为敏感,其中一些规模较小的冰川已经消失。本研究以主山脊线为基准,将喜马拉雅山分为南、北坡两大区域进行分析后,发现冰川主要分布在南坡,1990年南坡的冰川面积达62.21%。研究时段内北坡冰川的年均退缩率（0.54%/a）大于南坡（0.38%/a）;此外将研究区分为东段、中段和西段,冰川面积从西段、中段和东段依次减少。1990-2015年东段、中段和西段冰川退缩速率差异明显,东段最快,西段次之,中段最慢。从地形分布和变化特征来看,冰川面积随海拔升高呈正态分布,主要分布在4,8006,200 m范围内。近25年来,各海拔高度带的冰川面积均呈减小的趋势,且退缩主要发生在4,600 m以下。综合山体海拔分布特征发现,5,2005,600 m很可能是喜马拉雅山“第二大降水带”。冰川主要分布在5°25°的范围内,研究时段内各坡度等级的冰川均在退缩,25°30°区间冰川退缩较快,极平缓或极陡峭区域冰川退缩较慢。从坡向来看,冰川在8个坡向分布的并不均匀,东坡、北坡、东北坡和西北坡向冰川分布面积较多,南坡和西南坡向较少。1990-2015年各坡向冰川面积均呈退缩趋势,东坡、南坡、东南坡和西南坡冰川退缩较快,北坡和西北坡较慢。研究区悬冰川的数量最多,冰川面积和平均规模则以山谷冰川最大。山谷冰川是喜马拉雅山最主要的冰川类型,其在地貌形态上具有以下特征:粒雪盆较为宽阔,且后壁陡峭,切割强烈,刃脊和角峰较为发育;积累区以下冰川急流地带较多;消融区分布着大量的冰面河道和冰下河道;冰川末端表碛物较为发育。喜马拉雅山表碛物覆盖类型冰川的数目较少,仅占1990年冰川总数目的6.13%,但其分布面积较大,占1990年冰川总面积的44.21%。近25年来,表碛物覆盖类型冰川和表碛物非覆盖类型冰川均在退缩,但表碛物非覆盖类型冰川的退缩幅度较大。因此,喜马拉雅山地区的表碛物在一定程度上能够抑制冰川消融,表碛物主要分布在海拔4,4005,200 m区间以及和缓地带。研究区海洋型冰川的数目、分布面积和平均规模均大于大陆型冰川。研究时段内,两种类型冰川的面积均呈减小趋势,但海洋型冰川的年均退缩率较小;在不考虑表碛物的情况下,结果正好相反。可见,喜马拉雅山地区表碛物和冰川规模对冰川退缩速率具有重要影响。冰川对气候变化的响应时间一直是冰川学研究的重点和难点之一,本研究利用中值面积,选择代表性区域,发现喜马拉雅山冰川退缩对气候变化的滞后期为12a,在考虑滞后期的情形下,探讨了冰川与气候变化的响应关系。1990-2015年喜马拉雅山以及不同区域（南、北坡与东段、中段和西段）冰川均呈退缩趋势,结合气象数据发现,气温升高和降水减少很可能是引起喜马拉雅山以及不同区域冰川持续退缩的主要气候因素。在考虑滞后期的情形下,未来十几年内,研究区冰川在很大程度上仍可能处于退缩状态。
田洪阵[7]（2013）在《祁连山区现代冰川面积变化研究》文中研究指明祁连山地处我国西北干旱半干旱地区,是我国重要的生态屏障,是亚大陆型冰川与极大陆型冰川的过渡地带,是我国现代冰川研究的发祥地。祁连山冰川变化研究不仅具有重要的科学意义,同时也具有重要的生态意义和社会意义。本文利用Landsat卫星TM、ETM+影像,在数字高程模型和第一次中国冰川编目数据的辅助下提取了1990年、2000年和2010年三个时段的整个祁连山区的冰川边界信息,并对其空间分布特征和空间变化特征进行了分析。另外结合我们提取的其它山系的冰川面积信息和已发表的研究成果,通过数据整合,我们计算得到了我国冰川约半个世纪以来的变化信息,并对其时空变化特征进行了分析。同时我们还分析了气温、降水和零度层高度在1961年至2010年间变化的时空特征。结合气候变化的时空特征,我们分析了冰川变化的控制因素,利用该分析结果,我们分析了冰川变化对温度变化的时间滞后性。根据滞后性分析的结果,我们建立了温度与冰川变化之间的经验模型,最后以气候模式的预测结果作为输入,利用该经验模型预测了未来冰川变化。本文的主要结论如下：（1）祁连山区冰川面积的分布特征：a、在高程上,冰川的分布形态类似正态分布,其峰值出现在海拔5,000米左右；b、冰川主要分布在朝北的坡向；c、冰川分布随冰川规模增大面积变大；d、祁连山西部地区冰川分布面积大于东部地区。（2）冰川面积的变化特征：a、1990年至2010年祁连山区冰川面积缩小了22.8±3%,2000年至2010年相对1990年至2000年退缩速度有所加快；b、祁连山区低海拔的冰川退缩速度高于高海拔地区,以海拔5,000米为大致分界点,近十年冰川在高海拔地区退缩速度减慢；c、在祁连山区,在南向的坡向的冰川退缩速度大于北向坡向的退缩速度,而南向坡向中又以西南坡向的退缩速度最大；d、在祁连山区,小规模的冰川退缩速度快,而大规模的冰川退缩速度慢,且不同规模的冰川均表现出2000年至2010年间的退缩速度较1990年至2000年间的退缩速度加快；e、祁连山区东部的冰川退缩速度快于西部；f、1956年至2010年间祁连山区的冰川整体处于退缩状态,面积减小了30.36%,年均退缩率为0.56%,1963年至2010年,我国冰川整体处在退缩状态,面积减小了15.7%,年均退缩速率为0.33%；g、在过去约半个世纪里,青藏高原周缘地区冰川退缩比例大于高原腹地。（3）冰川变化的控制因素：a、温度对1956年至2010年祁连山区冰川的退缩特征和1963年至2010年我国西部冰川的退缩特征起到了控制性作用；b、祁连山区在消融区加速消融,温度增加起了重要贡献；而积累区消融减缓,降水增加起到了重要的补偿作用；c、祁连山东部冰川海拔较低、规模较小、大部分属于亚大陆型冰川,致使其在1990年至2010年间退缩速度快于西部的冰川；d、以温度为主导的多种因素叠加导致了在过去约半个世纪里,青藏高原周缘地区冰川退缩比例大于高原腹地。（4）冰川变化对温度变化的滞后性：a、祁连山地区冰川面积变化约滞后于年平均气温变化10年；b、全国冰川面积变化约滞后于年平均气温8至10年。（5）冰川变化预测：a、至2030年祁连山地区冰川面积相对于2010年,退缩比例为17%；b、至2050年祁连山地区冰川面积相对于2010年,退缩比例为37%；c、至2030年我国西部地区冰川面积相对于2010年,退缩比例为14%；b、至2050年我国西部地区冰川面积相对于2010年,退缩比例为29%。
曹泊[8]（2013）在《祁连山东段冷龙岭现代冰川变化研究》文中研究说明冰川被认为是气候变化最敏感的指示器和存储器,也与气候变化、水资源、海平面上升和冰川灾害等有密切的关系。因而,冰川变化信息的监测具有重要的科学和现实意义。近几十年来,全球变暖已经导致我国乃至全球范围内的冰川大面积退缩,直接影响到冰川补给河流径流的变化。冰川变化的研究也从传统单一的直接观测向多数据源、多种间接观测的方向发展。3S技术的发展为冰川学研究提供了强有力的支持,并可以帮助我们有效地提取冰川变化信息,从而揭示冰川变化规律。本论文选取青藏高原东北缘祁连山东段冷龙岭地区的现代冰川作为研究对象,基于地形图、遥感影像、GPS测量、实地野外考察、布设花杆等一系列方法和手段来研究冰川的面积、长度、厚度和冰储量的变化以及冰川的运动和消融等,并结合气象资料进一步探讨冰川变化的机制及其对气候变化的响应。本文初步得到以下几点结论：1)1972年,冷龙岭地区共发育有现代冰川244条（其中220条<1km2）,面积101.6km2,冰储量3.299km3；而2012年冰川面积减少至66.7km2,面积退缩率为34.4%（0.86%/a）。1972～2012年,西冷龙岭地区冰川总面积共减少了27.5km2,占1972年冰川面积的31.9%,平均减少速率为0.68km2/a（0.80%/a）；但不同时段的面积退缩速率却不尽相同,其中1995～1999年的退缩速率最大（1.28%/a）,1999～2002年次之（1.15%/a）,而1972～1995年最小（0.79%/a）；南坡退缩速率（1.06%/a）要高于北坡（0.69%/a）；按规模统计,小冰川的面积退缩速率明显要高于大冰川。2)1972-2010年,宁缠河和水管河河源的9条冰川的末端都在持续退缩（均值为4.7±1.5m/a）,并伴随着2～81m的末端的升高（均值为39.3m）,但末端的退缩速率有逐渐减缓的趋势；冰川总面积共减少了1.2km2（10%）,冰川厚度平均减薄率为-0.64±0.29m/a,冰储量至少减少142.6±79.3×10-3km3。基于经验公式估算整个冷龙岭地区1972～2012年的冰储量减少了42%。3)近50年来,冷龙岭地区冰川的持续退缩主要是由温度的升高引起,即使某时段降水量有所增加,其所带来的冰川积累量也不能弥补由温度升高引起的冰川退缩量。此外,该区域冰川的退缩是受气温、降水、冰川规模、地形等多种因素共同控制,其中气温上升幅度大和冰川自身规模较小是导致该区冰川强烈退缩的主要原因。西冷龙岭南坡的夏季气温升高幅度比北坡大,而冰川规模却比北坡小,致使南坡的面积退缩速率要高于北坡。4)2010～2012年,宁缠河1号冰川的年物质平衡量为-1260mm,ELA约位于4660m,超过了该冰川的最大高度。SG04号冰川的消融区的年物质平衡量为-808mm,整个冰川的年物质平衡量在-808～294mm,ELA约位于4680m,较之1972升高了约180m。5)2010～2011年,NC01号冰川的平均运动速度（2.8m/a）要低于SG04号冰川（5.2m/a）；此外,近期冰川的运动速度较之早期的观测数据显示其在减缓,指示持续的冰川消融引起的冰川规模的变化对冰川运动速度有着要重要的影响。6)根据冰川消融与海拔的线性关系,通过度日模型,估算出西营河流域的冰川（占区域总面积的0.8%）2012年6月28日～2012年9月8日的融水总量为0.0083km3,占同时段流域总径流量的3.9%。若气温升高1℃,该流域冰川融水量将占流域总径流量的4.8%。
陈军[9]（2016）在《基于多源遥感数据的拉森冰架形态演变及表面流速估算研究》文中指出南极冰盖与全球气候、生态环境及人类社会未来发展等重大问题密切相关。在极地地区,气候变暖的现象会被放大,过去半个世纪南极半岛所有季节的大气温度均已出现明显升高,其中最为剧烈的增温出现在冬季。地处南极半岛的Faraday/Vernadsky站的气象数据显示,其年平均气温以每十年0.56℃的速度升高,然而冬季的平均气温却以每十年1.09℃的速度升高。南极半岛是全球三个气候变暖最明显的区域之一冰架、大气、海洋三者之间的相互作用系统是全球气候系统的重要组成部分,同时也是最活跃的部分。冰架面积占南极冰盖总面积的11%,而且南极内陆累积的75%的陆地冰物质通过冰架这种特殊形式的“关口”向海洋输送,冰山崩解和底部融化构成了冰架向海洋输送物质的两种主要方式。此外,冰架的表面物质交换（积雪累积与融化）和底部物质交换（附着冰的冻结与融化等）也会对整个南极冰盖的物质平衡产生一定的影响。本文将重点聚焦在拉森冰架上,系统性地完成了一个较长时间序列的拉森冰架面积、高程及表面流速的监测,在此基础上结合气温、海温、降水量等数据分析了拉森冰架的形态演变对气候变化的响应,探讨了冰架物质的输送机制,并基于现有研究成果对拉森冰架未来的稳定性进行预测。主要研究结果如下：（1）采用多种历史遥感数据源来分析拉森冰架1968-2015年的面积变化,主要包括解密航片（南极单帧数据）和卫星光学遥感影像（Landsat和MODIS）。得到了一个长时间序列的拉森冰架持续崩塌与后退的监测结果。直到1980年代中期,拉森冰架北部还没发生明显的面积变化,然而拉森A冰架自从1986年开始便逐步地发生剧烈的后退。拉森B冰架从1990年代早期也开始步入与拉森A冰架相同的后退模式。拉森冰架北部持续的后退最终演变成几次巨型的崩塌事件,当前,拉森A冰架已经完全消失,拉森B冰架仅存大约2000km2的浮冰残存于Scar Inlet处。相对于拉森北部冰架在近几十年发生剧烈的崩塌与后退,拉森C冰架的表面结构和范围在过去50年比较稳定,并未展现出有关气候变暖驱动的冰架面积退缩的直接证据,其变化遵循的是冰架正常的前缘波动模式。当前拉森C冰架仍然保持着监测初始周期（1960年代）面积的90%以上,而且仍然呈现出表面形态的稳定性。（2）通过对两种雷达高度计重合数据的比测实验以及参考椭球系统的转换,可以有效地联合T/P和RA-2两种测高数据进行表面高程变化分析。根据拉森冰架发生的几次巨型崩塌事件以及不同时期的冰架范围,将整个高程变化监测分成4个不同监测单元及时段（拉森A残留、拉森B前缘区域、拉森B残留以及拉森C冰架）。然后采用共线分析法分别监测以上4个监测单元的高程变化情况,并在此基础上探求近20年拉森冰架表面高程的时空变化趋势。在南极半岛气候变暖的背景下,拉森冰架表面高程日益降低：拉森A残留呈现出表面高程剧烈降低的趋势,1992-2001年表面高程降低速率为-0.45m/yr,监测周期内高程变化波动较大；1992-2001年拉森B冰架前缘区域的年均高程降幅为-0.19m/yr,该区域的表面高程变化曲线没有出现剧烈的波动；拉森B残留的监测周期最长（1992-2010年）,观测周期内表面高程降低幅度为-0.07m/yr。出乎意料之外的是,从表面高程变化曲线还可以发现拉森B残留在2006年后高程变化趋于稳定,表面高程降低的趋势有所缓解。2002-2010年拉森C冰架表面高程降低幅度为-0.032m/yr,而且该区域的表面高程变化曲线还体现出波动性较小的特征,这可能与拉森C冰架自1986年以来没有出现毁灭性的崩塌事件有关。（3）基于中等分辨率的MODIS和高分辨率的TM影像,采用COSI-Corr模块（运用IDL语言镶嵌入ENVI软件）估算了1986-2012年拉森C冰架和拉森B残留的冰架表面流速。估算结果显示：拉森冰架表面流速特征符合半岛模式和裂隙（缝）模式,冰流主要向东流入Weddell海。此外,从表面流速的时间变化趋势来看,拉森C冰架的大部分区域体现出持续但是较为温和的流速升高趋势,拉森C冰架表面流速估算区2006-2012年的整体平均流速比1986-1990年大约升高13.7%。受近20年的几次冰架崩塌事件地影响,拉森B残留的表面流速波动更为剧烈,1986-1990年拉森B残留的总体年平均表面流速略低于拉森C冰架,然而经历几次崩塌事件之后,拉森B残留2006-2012年的表面流速比1986-1990年急剧升高了大约32%,此时,其平均表面流速已经超过拉森C冰架。总之,近30年拉森冰架大部分区域的表面流速均出现流速增快的趋势。（4）通过对NCEP/NCAR夏季月平均气温数据地分析发现,20世纪后50年南极半岛体现出持续增温的趋势。然而,出乎意料之外的是,从2000年后南极半岛气温出现略微降温的现象。虽然近几十年Weddell海的表面温度没有出现明显的增温趋势,但是其深水温度却出现显著的升温趋势。通过分析GPCP逐月平均降水量数据发现,近几十年拉森冰架流域范围内年均降水量变化的正负趋势不够显著。综上,影响近几十年拉森冰架表面物质平衡变化趋势最关键的气象要素是温度,而非降水。气温上升导致冰架表面融水增加以及融池范围扩大,形态较为稳定的拉森C冰架的表面高程降低被日益增加的表面融化与再凝结所主导,受海洋的影响几乎可以忽略不计。而持续后退的拉森A冰架和拉森B冰架的表面高程除了受气温升高导致表面融化与再凝结的驱动外,同时还受海温升高导致的冰架底部融化加强的影响。此外,拉森北部冰架的后退甚至消失使得它对内陆冰物质产生的背向应力也随之减少,导致占冰架物质绝大部分的陆地冰向海洋输送的速度大大加快,直接反映为冰架表面高程的降低和表面流速的加快。南极半岛北部冰架的“毁灭性”崩解与消失的主要机制为：近半个世纪来,随着全球气候变暖的加剧,南极半岛北部出现了日益扩大的融池范围以及更多的表面融水。温暖的表面融水填充入已存在的裂缝,并顺着这些裂缝传播,部分表面融水甚至能穿透了整个冰架厚度,与底部融水共同作用,最终导致冰架的崩塌。综上所述,气温及海温变暖导致了南极半岛北部冰架在冰川学及流变学上经历了一系列前所未有的剧烈变化,如拉森冰架北部持续的崩塌与后退、表面高程持续的降低以及表面流速的加快等。通过观察高分辨率的遥感影像就会发现,拉森B残留冰架表面横向裂隙（缝）广泛发育,而且每年夏季融化季节都会出现大面积的表面融池,因此基于融水填充冰架裂缝传播的机制可以预测拉森B残留在未来一百年内存在完全消失的可能性。拉森C冰架虽然近期形态较为稳定,但是其维持稳定的几种相互关联机制已经被打破,因此未来拉森C冰架稳定性的威胁也大为增加。近期（2000年以后）区域性的气温变冷在一定程度上会对冰架的冰川学及流变学产生积极的影响,但是气温略微变冷和冰架局部稳定所具有的统计学意义还尚待进一步论证。
孙萌萌[10]（2018）在《从冰期预测到全球变暖假说 ——气候科学的议程转变研究（1960-1979）》文中研究指明1960-1970年代,人们对气候变化未来趋势的判断经历了从冰期到全球变暖的转变。这一转变不仅体现在气候风险的大众传播中,也体现在相应的科学领域。对气候变化趋势判断的转变,实际上反映的是气候变化科学的议程变化。本研究以“1960-1970年代从冰期预测到全球变暖预测的转变”为中心,尝试回答“气候议程在这一时段如何转变”的问题,以推进对“二氧化碳气候变化研究何以获得气候研究的优势与权威地位”问题的认识。为此,本研究分五个步骤完成。第一,从1970年代气候风险的大众传播出发,以媒体报道为中心,通过与科学文本对比,确认了冰期预测的科学家信源、主要争议和相关社会议程,从而发现冰期预测是随着1970年代初粮食危机的政治议程而获得社会广泛关注的。为了回答粮食危机的相关问题,气候科学家从全球变冷和冰期预测转向全球气候模式改变。随着粮食政治从“寻找原因”到“寻求解决”的议程转变,粮食技术替代气候变化成为粮食问题中更重要的科学议题,而全球变冷所依据的理论由于预测能力的不足而在1970年代末衰落,并被全球变暖预测的新闻报道所取代。第二,从科学内部寻找冰期预测兴起与衰落的原因。冰期预测最核心的科学来源是米兰科维奇假说,对其在1960-1970年代所获进展的分析表明:首先,米兰科维奇假说的精确验证发生于1976年,在作出冰期预测时的70年代初,在科学界的接受度有限;其次,米兰科维奇假说作为气候预测存在从数据分析到理论自身的双重不确定性,且无法提供短期预测所需的精确度。第三,冰期预测之所以出现,是由于古气候学家和地质学家在气候的天文理论方面所获得的进展,更新了人们对冰期图景的认识。最后,冰期预测所受到的外来压力主要是社会对气候变化预测时间尺度的要求。随着外界对短期气候预测实用性的确认,冰期预测随之衰落,并让位于全球变暖预测。70年代中期以后,部分古气候学家接受了二氧化碳作为新的研究方向,并将冰期预测限定在“自然气候变化”范围内。第三,从“物理气候学”和数值气候模式的兴起,看二氧化碳气候学的提升。用于进行二氧化碳敏感性研究的气候数值模式起源于以卑尔根学派气象思想与电子计算机结合而产生的数值天气预报。在美国“科学外交”政策下诞生的全球大气研究项目的最初目标,是拓展数值天气预报的预报能力。但由于洛伦兹“蝴蝶效应”的提出,这一原始目标的可行性大打折扣。随着第一阶段目标的结束,全球大气研究项目开始转向以气候数值模式为基础的气候预测,其最终目标是实现气候预测与气候控制。仍然出于洛伦兹的混沌理论,气候的可预测性问题直到70年代末还是一个具有争议的问题。除此之外还有来自对物理机制的了解不够而带来的不确定性等。这些争议与不确定性使二氧化碳敏感性研究被界定在虚拟实验的范畴,而不具备预测的含义。但随着美国政府的介入,在1979年末的一份以“二氧化碳的数值模式研究是否可靠”为核心问题的报告中,最终确认了二氧化碳敏感性研究作为气候预测的可靠性。第四,从世界气象组织内部气候学议程的变化,看科学议程转变的机制。从1953-1980年,世界气象组织的气候学议程经历了以下变化过程:·1953-1961:从气候学到气候变化或气候波动;·1969-1972:从气候波动到气候与环境;·1973-1976:从气候与环境到人类影响气候;·1977-1979:从人类影响气候到二氧化碳气候作用。从1969年开始的议程变化,是由联合国人类环境会议及之后的联合国环境项目基金来主导的。由对大型气象和气候学项目的资助,联合国实现了对气候学科学的议程设置。对由外部压力导致的科学议程优先级别的变化,一些科学家出于不同角度的考虑提出了不同程度的反对。但这些反对未能在很大程度上改变议程转变的形势。第五,对气候变化观念在中国同一时段情形的研究。70年代初竺可桢对中国历史气候变迁的综合性研究发表,时当气候异常与冰期预测传播至中国。竺可桢的研究遂成为反对冰期预测的依据。“历史气候是波动的,不会朝一个方向一直发展下去”曾在60年代作为竺可桢反驳国外有关全球变暖讨论的思想依据。而对“气候与社会”“气候与人类”等曾经与气候决定论关系密切、容易在意识形态管控严格的环境中引发争议的问题,竺可桢选择了回避。尽管他本人是国内环境保护的先驱,但他的气候变迁研究也同时撇开了环境议题。70年代的冰期预测中,竺可桢认识到这种宣传有其政治经济背景而未给予过多重视。竺可桢去世之后,同时随着国内外交政策和政治环境的转变,对气候变化的认识开始更加紧密地追随联合国的科学议程,开始向一个全球气候风险框架靠拢。通过以上研究,本文得出结论:科学进展无法单独回答气候科学议程何以在1960-1970年代发生转变的问题;而这种转变的外部原因,也是一种政治动因,即国际环境政治对气候科学的议程设置。环境项目对大型科学项目的资助是实现议程转变的主要机制。国内的议程变化是国际环境政治全球影响的直接体现。本研究表明,政治能够影响、而且事实上已经影响了气候科学研究的内容及方向。
二、三十年来我国冰川学研究的进展（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、三十年来我国冰川学研究的进展（论文提纲范文）
（1）参照冰川近期变化特征及乌鲁木齐河源1号冰川物质平衡模拟（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题背景与研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 冰川变化研究进展 |
| 1.2.2 冰川消融模型研究进展 |
| 1.3 研究目标及内容 |
| 1.4 技术路线 |
| 2 研究区概况和数据来源 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 高加索和中东 |
| 2.1.2 南安第斯 |
| 2.1.3 斯堪的纳维亚 |
| 2.1.4 欧洲中部 |
| 2.1.5 阿拉斯加 |
| 2.1.6 亚洲北部 |
| 2.1.7 加拿大北极北部 |
| 2.1.8 北美西部 |
| 2.1.9 亚洲中部 |
| 2.1.10 斯瓦尔巴岛和扬马延岛 |
| 2.2 数据来源 |
| 2.2.1 参照冰川变化数据集 |
| 2.2.2 冰川编目数据 |
| 2.2.3 物质平衡数据 |
| 2.2.4 气象数据 |
| 2.2.5 Landsat遥感影像数据 |
| 2.2.6 数字高程模型 |
| 3 参照冰川近期变化特征 |
| 3.1 研究方法 |
| 3.1.1 单点物质平衡计算方法 |
| 3.1.2 面积变化研究方法 |
| 3.1.3 平衡线高度计算方法 |
| 3.1.4 冰川储量变化计算方法 |
| 3.1.5 冰川稳定性评估 |
| 3.2 单条参照冰川变化特征 |
| 3.2.1 物质平衡变化特征 |
| 3.2.2 面积变化 |
| 3.2.3 冰川末端(长度)变化 |
| 3.2.4 平衡线高度 |
| 3.2.5 积累区比率变化特征 |
| 3.2.6 冰川储量变化 |
| 3.2.7 冰川稳定性评估 |
| 3.3 冰川作用区冰川变化特征 |
| 3.3.1 区域物质平衡与累积物质平衡变化特征 |
| 3.3.2 末端(长度)变化 |
| 3.4 本章小结 |
| 4 乌鲁木齐河源1号冰川物质平衡模拟 |
| 4.1 参照冰川物质平衡模拟选择依据 |
| 4.2 乌鲁木齐河源1号冰川简介 |
| 4.3 雪冰-能量物质平衡耦合模型(COSIMA) |
| 4.3.1 短波辐射 |
| 4.3.2 长波辐射 |
| 4.3.3 反射率 |
| 4.3.4 湍流热通量 |
| 4.3.5 冰雪层内热通量 |
| 4.3.6 雪的密实化过程 |
| 4.3.7 模型精度评估 |
| 4.4 乌鲁木齐河源1号冰川物质平衡模拟 |
| 4.4.1 气象数据 |
| 4.4.2 参数率定 |
| 4.4.3 1号冰川表面能量平衡特征 |
| 4.4.4 1号冰川物质平衡模拟 |
| 4.4.5 COSIMA模型精度评估 |
| 4.5 本章小结 |
| 5 结论与展望 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 研究展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
（2）中国冰川学2000年展望（论文提纲范文）
| 一、导言 |
| 二、中国冰川学的新进展 |
| 三、发展趋势 |
| 四、2000年中国冰川学展望 |
| 1. 区域冰川学 |
| 2. 冰雪水文学 |
| 3. 冰川气候学 |
| 4. 冰岩芯及冰化学研究 |
| 5. 冰川动力学 |
| 6. 极地冰川学 |
| 7. 冰雪遥感应用研究 |
| 8. 冰雪研究测试手段 |
| 9. 冰雪应用研究 |
| 1 0. 冰川沉积学 |
（4）贡嘎山地区现代冰川变化研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.1.1 冰冻圈 |
| 1.1.2 冰川与海平面 |
| 1.1.3 冰川与水资源 |
| 1.1.4 冰川与自然灾害 |
| 1.1.5 冰川与气候 |
| 1.1.6 冰川与地貌 |
| 1.2 冰川变化监测研究进展 |
| 1.2.1 国际冰川变化研究 |
| 1.2.2 中国冰川变化研究 |
| 1.2.3 冰川遥感监测进展 |
| 1.2.4 冰川高程体积变化遥感监测进展 |
| 1.2.5 冰川运动速度变化监测进展 |
| 1.3 贡嘎山地区冰川变化研究进展 |
| 1.4 论文研究目的、内容及技术线路 |
| 1.4.1 研究目的 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.4.3 论文技术路线 |
| 1.5 文章结构 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 研究区概述 |
| 2.2 区域地质构造背景 |
| 2.3 地形地貌 |
| 2.4 气候 |
| 2.4.1 大气环流形势 |
| 2.4.2 太阳辐射 |
| 2.4.3 温度 |
| 2.4.4 降水 |
| 2.5 贡嘎山地区冰川发育条件及特点 |
| 2.5.1 降水 |
| 2.5.2 气温 |
| 2.5.3 贡嘎山冰川分布 |
| 2.5.4 贡嘎山地区冰川特点 |
| 第三章 贡嘎山冰川面积调查 |
| 3.1 遥感数据选取 |
| 3.1.1 冰川调查常用遥感数据简介 |
| 3.1.2 遥感影像的选取 |
| 3.2 数据处理 |
| 3.2.1 地形图处理 |
| 3.2.2 遥感影像处理 |
| 3.3 冰川制图 |
| 3.3.1 冰雪波谱信息 |
| 3.3.2 冰川边界提取方法 |
| 3.3.3 表碛覆盖冰川边界研究 |
| 3.3.4 冰川属性数据 |
| 3.3.4.1 冰川流域水系及山脊线 |
| 3.3.4.2 冰川中流线 |
| 3.3.4.3 冰川坡度坡向及朝向 |
| 3.3.4.4 冰川高度数据 |
| 3.3.4.5 地理坐标 |
| 3.3.4.6 冰川长度 |
| 3.3.5 误差分析 |
| 3.4 冰川调查结果 |
| 3.4.1 1966年冰川边界数字化 |
| 3.4.2 2009年冰川结果 |
| 3.4.3 贡嘎山地区冰川变化 |
| 3.4.3.1 1966～2009 冰川变化 |
| 3.4.3.2 多时相冰川变化 |
| 3.4.3.3 典型冰川的变化 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 贡嘎山地区冰川消融与运动 |
| 4.1 燕子沟冰川消融观测 |
| 4.2 贡嘎山地区已有的消融观测资料 |
| 4.2.1 海螺沟冰川消融 |
| 4.2.2 大小贡巴冰川消融 |
| 4.3 不同冰川消融比较 |
| 4.4 燕子沟冰川运动 |
| 4.4.1 燕子沟冰川运动观测 |
| 4.4.2 贡嘎山冰川运动早期观测记录 |
| 4.5 不同冰川运动比较 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 贡嘎山地区冰川高程与体积变化研究 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 冰川高程变化监测的发展 |
| 5.2.1 数据简介 |
| 5.2.2 方法 |
| 5.3 贡嘎山地区冰川消融区高程体积变化研究 |
| 5.3.1 数据 |
| 5.3.2 冰川表面高程及体积变化计算方法 |
| 5.3.3 误差分析 |
| 5.3.4 结果 |
| 5.3.4.1 冰川表面高程变化 |
| 5.3.4.2 冰川消融区体积变化 |
| 5.3.5 三条冰川消融区变化比较 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 冰川与气候变化 |
| 6.1 气候变化 |
| 6.1.1 青藏高原的气候变化 |
| 6.1.2 横断山地区近50年的气候变化 |
| 6.2 冰川对气候变化的响应 |
| 6.2.1 冰川面积对气候变化的响应 |
| 6.2.2 不同地形、规模的冰川面积变化 |
| 6.2.3 冰川高程和体积对气候变化的响应 |
| 6.2.4 冰川消融特征 |
| 6.2.5 冰川运动特征 |
| 6.3 不同地区冰川变化对比 |
| 6.3.1 冰川面积变化比较 |
| 6.3.2 冰川末端变化比较 |
| 6.3.3 冰川运动速度比较 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的科研成果 |
| 个人简历 |
| 致谢 |
（6）1990-2015年喜马拉雅山冰川变化及其对气候波动的响应（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 冰川简介 |
| 1.2 选题背景与意义 |
| 1.2.1 冰川与大气圈 |
| 1.2.2 冰川与水资源 |
| 1.2.3 冰川与海平面 |
| 1.2.4 冰川与自然灾害 |
| 1.2.5 冰川与旅游资源 |
| 1.3 国内外冰川研究进展 |
| 1.3.1 科学考察研究阶段 |
| 1.3.2 冰川遥感研究进展 |
| 1.4 论文创新点和技术路线图 |
| 1.4.1 创新点 |
| 1.4.2 技术路线图 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 研究区概述 |
| 2.2 地质历史与地势地貌 |
| 2.3 气候条件与冰川类型 |
| 2.4 区域植被 |
| 第三章 数据源与研究方法 |
| 3.1 数据源 |
| 3.1.1 遥感影像数据 |
| 3.1.2 数字高程模型 |
| 3.1.3 气象数据 |
| 3.1.4 其他数据 |
| 3.2 研究方法 |
| 3.2.1 遥感影像预处理 |
| 3.2.2 冰川边界提取 |
| 3.3 冰川边界验证 |
| 第四章 喜马拉雅山冰川的分布与变化特征 |
| 4.1 冰川面积的分布和变化特征 |
| 4.1.1 冰川总面积的分布和变化特征 |
| 4.1.2 喜马拉雅山南、北坡冰川的分布和变化特征 |
| 4.1.3 喜马拉雅山东段、中段和西段冰川的分布和变化特征 |
| 4.2 不同海拔冰川的分布和变化特征 |
| 4.3 不同坡向冰川的分布和变化特征 |
| 4.4 不同坡度冰川的分布和变化特征 |
| 4.5 不同规模冰川的分布和变化特征 |
| 4.6 不同形态类型冰川的分布和变化特征 |
| 4.7 表碛物覆盖类型与表碛物非覆盖类型冰川的分布和变化特征 |
| 4.8 海洋型与大陆型冰川的分布和变化特征 |
| 4.9 小结 |
| 第五章 气候变化的时空特征 |
| 5.1 气候变化的时间特征 |
| 5.1.1 年平均气温和年降水量的时间变化特征 |
| 5.1.2 夏季均温的时间变化特征 |
| 5.2 气候变化的空间特征 |
| 5.2.1 喜马拉雅山南、北坡的气候变化特征 |
| 5.2.2 喜马拉雅山东段、中段和西段的气候变化特征 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 冰川变化的主控因素分析 |
| 6.1 冰川对气候变化的滞后性研究 |
| 6.2 喜马拉雅山冰川对气候变化的响应研究 |
| 6.3 喜马拉雅山南、北坡冰川与气候变化的响应研究 |
| 6.4 喜马拉雅山东段、中段和西段冰川对气候变化的响应研究 |
| 6.5 近30年来喜马拉雅山冰川物质平衡变化统计 |
| 6.6 小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附录Ⅰ 图表目录 |
| 附录Ⅱ List of Figures and Tables |
| 在学期间的成果 |
| 致谢 |
（7）祁连山区现代冰川面积变化研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 现代冰川变化监测研究进展 |
| 1.2.1 国外现代冰川变化监测研究进展 |
| 1.2.2 国内现代冰川变化监测研究进展 |
| 1.3 祁连山区现代冰川变化研究进展 |
| 1.4 研究目的、内容与技术路线 |
| 1.4.1 研究目的 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.4.3 技术路线 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 研究区自然地理概况 |
| 2.2 研究区气候背景 |
| 2.3 研究区冰川基本特征 |
| 第三章 数据与方法 |
| 3.1 数据 |
| 3.1.1 数字高程数据 |
| 3.1.2 遥感数据 |
| 3.1.3 气象数据 |
| 3.1.4 GPS测量数据 |
| 3.1.5 冰川编目数据 |
| 3.1.6 我国冰川面积变化数据 |
| 3.1.7 其他数据 |
| 3.2 数据处理方法 |
| 3.2.1 数字高程数据处理 |
| 3.2.2 气候数据处理 |
| 3.2.3 冰川边界提取与验证 |
| 3.2.4 冰川面积变化数据统计计算方法 |
| 3.2.5 冰川面积变化对气候要素变化的滞后性分析方法 |
| 3.2.6 未来冰川面积变化预测方法 |
| 3.2.7 数据处理所用主要软件 |
| 第四章 气候变化的时空特征 |
| 4.1 气候变化的时间特征 |
| 4.1.1 温度变化的时间特征 |
| 4.1.2 零度层高度变化的时间特征 |
| 4.1.3 降水变化的时间特征 |
| 4.2 气候变化的空间特征 |
| 4.2.1 温度变化的空间特征 |
| 4.2.2 降水变化的空间特征 |
| 第五章 冰川分布与变化特征 |
| 5.1 冰川分布特征 |
| 5.1.1 冰川分布的高程特征 |
| 5.1.2 冰川分布的坡向特征 |
| 5.1.3 冰川分布的规模特征 |
| 5.1.4 冰川的经向分布特征 |
| 5.1.5 不同山系的冰川分布特征 |
| 5.2 冰川变化特征 |
| 5.2.1 冰川总面积的变化特征 |
| 5.2.2 不同高程的冰川变化特征 |
| 5.2.3 不同坡向的冰川变化特征 |
| 5.2.4 不同规模的冰川变化特征 |
| 5.2.5 不同经度的冰川变化特征 |
| 5.2.6 不同山系的冰川变化特征 |
| 5.2.7 冰川变化的区域对比 |
| 第六章 冰川变化的控制因素分析 |
| 6.1 冰川变化时间特征的控制因素分析 |
| 6.2 冰川变化的空间特征的控制因素分析 |
| 6.2.1 不同高程冰川变化的控制因素分析 |
| 6.2.2 不同经度冰川变化的控制因素分析 |
| 6.2.3 我国不同山系冰川变化的控制因素分析 |
| 第七章 冰川变化对温度变化的滞后性分析与建模预测 |
| 7.1 冰川变化对温度变化的滞后性 |
| 7.2 冰川变化建模与预测 |
| 第八章 结论与展望 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 创新点 |
| 8.3 不足与展望 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（8）祁连山东段冷龙岭现代冰川变化研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 冰川变化的遥感监测方法研究进展 |
| 1.2.1 冰川面积变化的研究 |
| 1.2.2 冰川运动速度的研究 |
| 1.2.3 冰川体积变化的研究 |
| 1.3 冰川变化的监测历史与现状 |
| 1.3.1 国际近、现代冰川监测历史与冰川变化现状 |
| 1.3.2 中国现代冰川变化研究的历史与现状 |
| 1.4 祁连山现代冰川变化研究进展 |
| 1.5 本研究的目标、内容 |
| 第二章 研究区自然地理概况 |
| 2.1 研究区地理位置与地质地貌基本特征 |
| 2.2 研究区气候概况 |
| 2.3 研究区冰川概况 |
| 第三章 数据源与数据处理 |
| 3.1 数据源 |
| 3.1.1 地形图及遥感数据 |
| 3.1.2 气象资料 |
| 3.1.3 花杆资料 |
| 3.2 数据处理流程 |
| 3.3 数据质量控制 |
| 3.3.1 水平误差 |
| 3.3.2 垂直误差 |
| 第四章 祁连山东段冷龙岭冰川面积变化 |
| 4.1 1972年冷龙岭地区的冰川分布及规模 |
| 4.2 冰川面积变化 |
| 4.3 冷龙岭区冰储量的变化 |
| 4.3.1 典型冰川长度与面积变化 |
| 4.3.2 典型冰川厚度与冰储量变化 |
| 4.3.3 利用经验公式对冷龙岭区冰储量变化的估算 |
| 4.4 冰川变化的原因 |
| 4.4.1 中国西部近60年来气候变化 |
| 4.4.2 冷龙岭冰川面积变化的主要控制因素 |
| 4.4.3 祁连山东、中和西段冰川面积变化的对比 |
| 4.4.4 冷龙岭与中国西部其他地区冰川面积变化对比 |
| 4.4.5 冷龙岭与中国西部其他地区冰川长度变化的对比 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 典型冰川运动与消融 |
| 5.1 典型冰川物质平衡的直接观测 |
| 5.1.1 宁缠河1号冰川的消融观测 |
| 5.1.2 水管河4号冰川消融观测 |
| 5.1.3 两条冰川物质平衡的估算 |
| 5.1.4 两条冰川ELA的估算 |
| 5.2 冰川消融对流域径流量的影响 |
| 5.2.1 度日模型 |
| 5.2.2 度日模型计算NC01冰川消融季的消融量 |
| 5.2.3 西营河流域消融季冰川消融量占河流径流量比重 |
| 5.2.4 冰川消融对气温变化的响应 |
| 5.3 典型冰川的运动 |
| 5.3.1 NC01和SG04号冰川运送速度观测 |
| 5.3.2 冷龙岭典型冰川运动速度与中国西部其他冰川对比 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（9）基于多源遥感数据的拉森冰架形态演变及表面流速估算研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景与研究意义 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外相关研究进展 |
| 1.2.1 冰架面积变化研究进展 |
| 1.2.2 冰盖高程变化研究进展 |
| 1.2.3 冰川表面流速估算研究进展 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 第二章 研究区与数据 |
| 2.1 研究区 |
| 2.2 数据 |
| 2.2.1 光学影像数据 |
| 2.2.2 雷达测高数据 |
| 2.2.3 其他数据 |
| 第三章 基于光学影像的拉森冰架面积变化 |
| 3.1 光学影像数据处理 |
| 3.1.1 解密航片处理 |
| 3.1.2 卫星光学遥感影像处理 |
| 3.2 冰架前缘提取 |
| 3.3 拉森冰架接地线提取 |
| 3.4 误差分析 |
| 3.5 拉森冰架表面结构和近50年的面积变化 |
| 3.5.1 拉森冰架表面结构 |
| 3.5.2 近50年拉森冰架的面积变化 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 基于雷达测高数据的拉森冰架表面高程变化 |
| 4.1 数据预处理 |
| 4.1.1 数据读取与格式转换 |
| 4.1.2 数据校正 |
| 4.2 高程异常值剔除 |
| 4.3 T/P数据和RA-2数据的高程值转换 |
| 4.4 基于共线分析的冰架表面高程变化监测 |
| 4.4.1 确定基准路径 |
| 4.4.2 计算相邻路径 |
| 4.5 误差分析 |
| 4.6 近二十年拉森冰架表面高程变化趋势 |
| 4.6.1 确定高程变化监测单元 |
| 4.6.2 1992-2010年拉森冰架高程变化监测结果 |
| 4.7 本章小结 |
| 第五章 基于光学影像特征跟踪的拉森冰架表面流速估算 |
| 5.1 平面位移与速度计算 |
| 5.2 三维地形改正 |
| 5.3 运动方向计算 |
| 5.4 误差分析 |
| 5.5 近几十年拉森冰架表面流速变化 |
| 5.5.1 拉森冰架表面流速空间分布 |
| 5.5.2 拉森冰架表面流速时间变化规律 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 气候变暖背景下冰架物质平衡的机制探讨 |
| 6.1 拉森冰架的气温变化 |
| 6.2 Weddell海的海水温度变化 |
| 6.3 拉森冰架流域的降水量变化 |
| 6.4 冰架物质平衡及拉森冰架前缘崩塌与退缩机制探讨 |
| 6.5 拉森冰架退缩与高程降低的相互关系探讨 |
| 6.6 全球气候变暖背景下冰架物质输送与稳定性预测 |
| 6.7 本章小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 主要创新点与特色 |
| 7.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 攻博期间的科研情况 |
| 致谢 |
（10）从冰期预测到全球变暖假说 ——气候科学的议程转变研究（1960-1979）（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究回顾 |
| 1.1.1 气候学的历史书写 |
| 1.1.2 核心问题 |
| 1.2 问题的提出与研究现状 |
| 1.3 材料与方法 |
| 第2章 粮食危机与冰期预测之涌现 |
| 2.1 1970年代气候风险的大众传播 |
| 2.1.1 “媒体塑造”说的来源 |
| 2.1.2 冰期预测在媒体中的呈现 |
| 2.2 粮食危机议程中的气候变化科学 |
| 2.2.1 从“全球变冷”到“气候模式改变” |
| 2.2.2 技术乐观主义与变冷预测的衰落 |
| 2.3 小结 |
| 第3章 冰期预测:米兰科维奇假说的复兴 |
| 3.1 70年代初的接受情况 |
| 3.1.1 寻求具有说服力的证据 |
| 3.1.2 冰期预测面临的两种不确定性 |
| 3.2 冰期忧虑的来源 |
| 3.3 冰期预测的转变 |
| 3.4 小结 |
| 第4章 全球变暖预测:气候数值模式的兴起 |
| 4.1 源流:从卑尔根学派到二氧化碳气候模式 |
| 4.1.1 大气数值模式的起源:卑尔根学派与电子计算机项目 |
| 4.1.2 地球物理流体力学实验室的建立 |
| 4.1.3 从天气可预测性到气候可预测性 |
| 4.2 气候数值模式从“实验”到“预测”的转变 |
| 4.2.1 物理机制的未知领域 |
| 4.2.2 探索性的二氧化碳敏感性实验 |
| 4.2.3 预测“可靠性”的确立 |
| 4.3 小结 |
| 第5章 议程设置:联合国在气候科学议程变化中的作用 |
| 5.1 “异常天气”观念的提出 |
| 5.1.1 异常(unusual)、特殊(exceptional)和重要(significant)天气 |
| 5.1.2 “异常天气”的科学背景:统计气候学 |
| 5.2 环境政治的裹挟:1969- |
| 5.2.1 背景:气候学的实用化转向 |
| 5.2.2 联合国人类环境会议的议程设置 |
| 5.2.3 科学家对议程设置的异议 |
| 5.3 小结 |
| 第6章 气候议题进入中国(1961-1979) |
| 6.1 竺可桢与冰期预测 |
| 6.1.1 早期气候观念及其外来影响 |
| 6.1.2 《初步研究》中气候观念形成的外来影响 |
| 6.1.3 竺可桢对冰期预测的态度 |
| 6.2 议题转变:从关注变冷到关注变暖 |
| 6.2.1 议题转变的过程 |
| 6.2.2 议题转变的原因 |
| 6.3 小结 |
| 第7章 结语:气候科学议程转变的机制 |
| 7.1 内史解释及其局限性:议程转变的技术及理论背景 |
| 7.2 外史解释:议题兴衰的外部影响 |
| 7.2.1 粮食危机与冰期预测的兴衰 |
| 7.2.2 “政府报告”与气候数值模式预测目标的改变 |
| 7.3 联合国议程设置:气候科学议程转变的机制 |
| 参考文献 |
| 附录 冰期预测报道(报纸,1970-1979) |
| 攻读博士学位期间的学术成果与学术活动 |
| 致谢 |
四、三十年来我国冰川学研究的进展（论文参考文献）
- [1]参照冰川近期变化特征及乌鲁木齐河源1号冰川物质平衡模拟[D]. 梁鹏斌. 西北师范大学, 2019(07)
- [2]中国冰川学2000年展望[J]. 谢自楚. 冰川冻土, 1988(03)
- [3]二十五年来中国冰川学的回顾与展望[J]. 施雅风,谢自楚,张祥松,黄茂桓. 地理学报, 1985(04)
- [4]贡嘎山地区现代冰川变化研究[D]. 张国梁. 兰州大学, 2012(04)
- [5]《冰川冻土》学术期刊20年回顾[J]. 何兴,徐月珍,祝国存,梁红. 冰川冻土, 1998(03)
- [6]1990-2015年喜马拉雅山冰川变化及其对气候波动的响应[D]. 冀琴. 兰州大学, 2018(11)
- [7]祁连山区现代冰川面积变化研究[D]. 田洪阵. 兰州大学, 2013(05)
- [8]祁连山东段冷龙岭现代冰川变化研究[D]. 曹泊. 兰州大学, 2013(10)
- [9]基于多源遥感数据的拉森冰架形态演变及表面流速估算研究[D]. 陈军. 南京大学, 2016(02)
- [10]从冰期预测到全球变暖假说 ——气候科学的议程转变研究（1960-1979）[D]. 孙萌萌. 上海交通大学, 2018(01)