一、兰州马衔山冻土问题的初步探讨（论文文献综述）
谢昌卫,赵林,吴吉春,乔永平[1]（2010）在《兰州马衔山多年冻土特征及变化趋势分析》文中研究指明马衔山是目前黄土高原地区唯一证实有多年冻土发育的山脉.残存的多年冻土被誉为黄土高原地区多年冻土的"活化石".近20a来马衔山多年冻土发生了明显的退化,目前仅在小湖滩有岛状多年冻土残存,属于典型的高温多年冻土,1990年代初在其它区域发现的零星多年冻土已经基本消失.马衔山岛状多年冻土地温从10～16m的-0.2℃向上和向下升高,地温梯度±0.01℃·m-1左右,相比1990年代初,多年冻土地温上升了0.1～0.2℃,年升温率为0.006～0.012℃·a-1,小于青藏高原高温多年冻土平均升温速率.马衔山多年冻土最大厚度约40m,正在发生着上引式和下引式退化,而岛状冻土边缘区域侧引式退化起主导作用.马衔山多年冻土发育有丰富的地下分凝冰,根据地下冰发育特征和埋藏有机质层14C测试资料分析,马衔山多年冻土在新冰期形成后发生过多次地表重复堆积,共生共长作用是地下冰形成的重要原因.丰富的地下冰和厚层有机质层的保护作用,以及区域寒冷的微气候环境,应该是马衔山多年冻土残存的主要原因.
杨贵前,谢昌卫,王武,杜二计,刘文惠,张钰鑫,倪杰[2]（2019）在《浅基岩埋深条件下多年冻土的瞬变电磁法探测研究》文中进行了进一步梳理瞬变电磁法（TEM）在青藏高原、东北等地区的多年冻土调查中取得了较好的应用效果,但局限于松散沉积层较厚情形,在基岩埋深较浅条件下探测多年冻土基本处于空白。兰州马衔山多年冻土具有分布范围小、温度高、基岩埋深浅的特点,是应用TEM探测浅基岩埋藏条件下多年冻土分布的理想地区。以马衔山多年冻土为主要研究对象,以季节冻土为对照研究了瞬变电磁响应特征,结合区域构造特征、地层露头、钻孔岩心、地温监测数据等信息,论证并探讨了TEM应用于浅基岩埋深时对多年冻土的探测效果。结果表明:马衔山多年冻土分布受构造断裂形成的低阻带控制,下部为负温岩层,实际分布面积为0.11 km2; TEM应用于浅基岩埋深的多年冻土勘探时更多的对地下岩层做出响应,可结合地质、地貌、水文、植被等信息,利用多年冻土的特点和电阻率的变化情况来判断多年冻土的分布范围;当基岩埋深特别浅时可以与探地雷达、钻孔等其他手段联合反演,从而准确地识别多年冻土与下伏基岩。
朱瑞[3]（2017）在《马啣山多年冻土地面变形研究》文中研究说明近几十年以来,冻土作为冰冻圈的重要组成部分,随着全球变暖的加剧,出现了冻土温度上升和冻土面积退化等一系列问题。冻土退化会对冻土环境稳定造成一定破坏,进一步影响冻土区生态水文环境。研究冻土区地面变形可对研究区域冻土退化、研究区水热变化等问题提供参考。此外,总结不同冻土区地面变形规律可为冻土范围确定、冻土区基础设施建设维修提供依据。因此,本文在兰州市马啣山多年冻土区布置十字剖面并监测2015年10月至2016年8月期间马啣山多年冻土地面变形,并通过活动层温度变化、未冻水变化以及土壤水分变化分析其冻融过程和影响地面变形的因素。结果表明:（1）马啣山多年冻土自2015年10月中旬开始冻胀,2016年3月下旬冻胀结束,最大冻结深度125cm,冻胀周期约为6个月。2016年3月下旬开始融沉,土壤自上而下的融化,直至活动层全部融化。（2）马啣山多年冻土地面变形规律可以总结为:2015年10月上旬开始冻胀;因植被类型、土壤类型和地形的差异,不同地区在2016年1月至3月达到最大冻胀量,平均最大冻胀量9.43cm,单点最大冻胀量17.73cm;2016年4月上旬开始融沉,至2014年8月上旬,地面变形表现为融沉变形,平均沉降量1.02cm。其中冻土发育良好的小湖滩地区变形较大,冻土发育较差的小湖滩边缘地区变形较小,冻土发育情况一般的小湖滩中央与边缘之间地区变形一般。（3）研究开始冻胀期间活动层水分向表层迁移（0-40cm）,冻胀剧烈期间活动层水分向深层迁移（40-60cm）,融沉期间,活动层0-70cm水分依次持续增加。2015年10月份,活动层含水量最小,2016年3至5月,活动层含水量最大。（4）水分迁移导致的分凝冻胀量占马啣山多年冻土冻胀量的绝大部分。坡度、植被类型、土壤类型是影响马啣山多年冻土地面变形差异的外在因素,而土体内部冰水相变和水分迁移是影响马啣山多年冻土地面变形的直接原因。20-30cm土壤水分变化对马啣山多年冻土地面变形影响最大。
于治龙[4]（2014）在《甘肃马衔山冰川作用基本特征》文中研究表明近年来，随着绝对年代数据的不断增加，第四纪冰川作用的启动时间及演化特点日益明确，为探讨青藏高原边缘山地及中国东部地区冰川的形成机制提供了重要依据，同时，也为研究中国第四纪冰川发育的构造与气候耦合关系至关重要。马衔山地处兰州以南，是黄土高原上海拔最高的山体，海拔3670.4m，距离兰州约40km。马衔山的主体是由前寒武系眼球状砂岩、变质岩、花岗岩构成的，山顶发育第三纪以前形成的夷平面，寒冻风化而成的块石残体在山顶广泛分布。通过实地考察，对马衔山的冰川与冰缘现象进行深入研究，详细调查了研究区的侵蚀与堆积地貌，对于重点区域的沉积物进行沉积学、环境磁学、地球化学以及年代学测试，采取地貌、沉积物与绝对年代相互结合的方式确定了马衔山的冰期系列。结果显示:马衔山冰碛物的化学常量元素特点是:SiO2占53.82%-64.52%，平均值为59.98%；Al2O3占12.1%-14.34%，平均值为13.16%；Fe2O3占5.96%-7.35%，平均值为6.30%；MgO占1.66%-4.18%，平均值为2.74%；K2O占2.46%-2.79%，平均值为2.59%；CaO占1.4%-3.41%，平均值2.26%； Na2O占1.55%-2.3%，平均值为1.86%；TiO2占0.76%-1.03%，平均值为0.83%)；P2O5占0.15%-0.24%，平均值为0.2%；含量最低的为MnO（0.095%-0.116%，平均值为0.107%）。冰碛物基质的粒度平均粒径（φ）变化范围分别为1.30-6.00，平均值是3.70；标准差（φ）变化范围是1.00-6.19，平均值是3.38；偏度变化范围为1.00-2.95，平均值是2.00；变异系数（%）变化范围为88-180，平均值是128；峰态绝大多数为窄峰、很窄峰或非常窄峰。低频磁化率变化范围为15.3-178.67，平均值74.84；高频磁化率变化范围为15.2-176，平均值74.1；频率磁化率变化范围为-3.32-3.23，平均值1.49。光释光（OSL）数据表明:在10-13ka、13.0±0.6ka、12.1±0.6ka、10.3±0.5ka、10.1±0.5ka左右的末次冰期晚期，研究区发生第一次冰川活动；在6.4±0.3ka的全新世中期发生第二次冰川活动。通过与邻近山地的对比，认为马衔山的冰川作用是构造与气候共同作用下发生的。
刘文惠,谢昌卫,李韧,胡国杰,朱小凡[5]（2017）在《基于DEM的马衔山山顶辐射平衡特征分析》文中研究表明基于30m×30m分辨率的DEM,利用起伏地形下的太阳总辐射计算模型和遥感反演地表反照率得到马衔山山顶2013-07-23 11:30的太阳总辐射和短波净辐射的空间分布,并重点分析了多年冻土区的辐射特征.结果表明,局地地形严重影响太阳辐射的空间分布,使得不同坡向、坡度间的辐射存在显著的差异.地势较平的阳坡坡面、山脊的太阳总辐射较大;较陡的阴坡沟谷地带的太阳总辐射较小.多年冻土区地势较低,接收到的太阳总辐射较大,地表反照率较低,短波净辐射相对较大.但蒸发潜热耗热和干泥炭层的导热系数较低,降低了进入浅层土壤的热量,加之进入土壤的热量主要用于融化地下冰,使得土壤温度较低.因此,尽管局地地形对区域辐射收支有着重大影响,但地表特征、土壤性质等通过影响能量的分配状况,对多年冻土的发育和保护起控制作用.
李洋洋[6]（2014）在《甘肃马衔山冰川堆积物的沉积学特征》文中认为马衔山（3670m）坐落于祁连地槽和秦岭地槽之间，由马衔山构造带和兴隆山构造带构成，处于我国东部季风湿润区、大陆内部的西北干旱区和青藏高原高寒区三大自然地带的交接部分。气候上属典型的半湿润半干旱气候。对于马衔山是否存在冰川作用至今仍存在很大争议。为此，马衔山冰川堆积物的沉积学特性的研究对于确定马衔山发生冰川作用的探讨具有重要科学意义，对恢复古环境和辩别水动力条件等方面都具有重要意义。本文以马衔山为研究区，野外地貌考察中运用了相对地貌法和室内分析法，对马衔山的冰川作用期次和沉积学特点进行研究。光释光的年代测定结果为3.4±0.2～13.0±0.6ka B P之间,更确切的将马衔山的冰期划分为全新世中期（MIS1，6.4±0.3）ka B P，和末次冰期晚冰期10.1±0.5ka，10.3±0.5ka，12.1±0.6ka，13.0±0.6ka B P两个阶段。对马衔山冰碛物基质粒度分析，与白马雪山、玛雅雪山、螺髻山、千湖山、老君山、阿尔泰山等地冰川堆积物粒度特征进行对比，基本结论是：马衔山地区的冰川沉积物平均粒径介于0.01559～0.4067mm之间，平均粒径为3.69Ф，砂和粉砂粒级沉积物所占比例较高；粒度曲线呈双峰和多峰等特点；偏度位于1.002～2.946之间；偏度的取值全部大于0，呈正偏分布，颗粒粒径集中在砂和粉砂部分；标准偏差（Sd）平均值为3.38Ф，分选性极差；平均峰度为2，峰态非常尖锐；众数位于10.29～684.2um之间；综合以上五个粒度参数值，说明马衔山小湖和陡林沟内垄状地形的沉积物为冰川成因。在不同地点、不同时期冰碛物的粒度参数进行对比的过程中发现:虽然冰川作用时间的长短与冰碛物的破坏程度有一定的相关性，但是冰碛物在存留下来的过程当中，冰碛物的粒度参数还会受来自地球内部的内营力和沉积物岩性、气候、流水等诸多的外营力的影响，沉积物粒度特征的形成是各种因素综合作用的结果。不同类别的沉积物的粒度特征呈现为：冰碛物在Sd、Sk和Ku上都呈现最大值，说明冰碛物的分选性极差、偏度呈极正偏、峰度非常的尖锐；而黄土沉积物Mz最大，偏度是区别其他四组沉积物呈现负偏；河流沉积物的粒度参数值Mz、Sd、Sk和Ku的值都表现的很小，说明河流沉积物的分选性最好；而湖泊沉积物在Mz、Sd、Ku上都也表现较高值，粒径相对较细、分选性较差、峰度尖锐；海洋沉积物的分选性较好、偏度呈正偏。影响沉积物粒度参数因素有很多，相似因素诸如当时的沉积环境、沉积物自身的颗粒组成、水动力条件、搬运能力的大小等因素，同时不同沉积物的成因也存在各自的特殊性。
郭东信[7]（1982）在《兰州马衔山冻土问题的初步探讨》文中研究表明马衔山是兰州河谷盆地南部边缘的最高峰,是祁连山系东延的余脉之一,最高点海拔3,625米。 马衔山系前寒武纪花岗片麻岩组成,山顶基岩裸露,块石残积,但山形浑圆,缓坡地段土壤及基岩风化层厚达3—4米以上。该山3,500米以上不仅见有地质历史时期古冰缘遗迹（山顶岩堆、冻胀石林、基岩陡坎）;而且现代冰缘过程亦有明显表现（冻胀草丘、触冻坡坎）。因此,多年来曾受到人们的关注,同时也以此给地质、地理工作者留下了深刻的印象。
袁道阳[8]（2003）在《青藏高原东北缘晚新生代以来的构造变形特征与时空演化》文中研究说明青藏高原的隆升及其构造变形过程的研究是创建大陆岩石圈动力学理论、探讨地球各圈层之间相互作用的关键。青藏高原东北缘地区是整个高原向大陆内部扩展的前缘部位，也是其最新的和正在形成的重要组成部分。该区发育了多条晚第四纪仍强烈活动的大型活动构造带，同时还形成了多个新生代断陷盆地，其内沉积了连续而完整的晚新生代地层，不仅记录了详尽的高原变形历史，而且还蕴涵着高分辨率的环境（特别是气候）变化的信息，是研究青藏高原隆升、构造变形、古气候变化及其相互作用的最佳地区。 本论文正是通过对青藏高原东北缘地区主要活动构造的几何图像与运动特征、主要新生代盆地的演化与构造变形等两方面的研究为主线。归纳总结了本区晚新生代以来构造变形的时空演化特征和过程、构造变形的动力学模式和机制等，进而认识和理解本区构造变形与整个青藏高原多阶段隆升的关系。研究取得的主要认识如下： 柴达木盆地北缘地区晚新生代以来经历过四个强烈的构造变形时期：第一期距今约5.1Ma左右：第二期介于上新世末与早更新统之间，大约3.58Ma左右，它们均形成了明显的角度不整合面；第三期表现为中更新统与下更新统七个泉组之间（0.73Ma）的不整合接触；第四期发生在晚更新世之前，使区内的Q1-Q2地层褶皱变形。同时本区还发育了多条走向基本一致、呈NWW向首尾错列的活动褶皱与活动断裂带，主要有怀头他拉、俄博山和锡铁山-阿木尼克山等三排逆断裂-褶皱带，5.1Ma以来其地壳总缩短量为18.95Km左右，平均地壳缩短率为3.72mm/a；3.58Ma以来的总地壳缩短量为8.8Km，地壳缩短率为2.46mm/a左右。巴音郭勒河北缘断裂带是该区新发现的一条全新世活动的逆冲断裂带，长约60km，晚更新世晚期以来的垂直滑动速率为0.28±0.18mm/a。该区的构造变形表现为一组逆冲断裂带逐渐由山体前缘向盆地内部扩展，形成由山体向外依次变新的一系列逆断裂-背斜带，它们应属于复合型的前展式逆断裂推覆构造带。 鄂拉山地区晚新生代以来的构造变形以强烈的右旋走滑活动及受其控制的晚新生代盆地变形为特征。其中鄂拉山断裂带是分隔本区的柴达木盆地与共和盆地的一条重要边界断裂，长约207km，由六条规模较大的次级断裂段主要以右阶羽列而成，阶距1～3.5Km左右。该断裂由挤压逆冲转换为右旋走滑的时代为第四纪初期。造成大的地质体断错9～12km。晚更新世晚期以来的水平滑动速率为4.1±0.9mm/a；垂直滑动速率为0.15±0.1mm/a。乌兰盆地和茶卡盆地是发育在鄂拉山断裂带东西两侧的前展式断陷盆地，存在三期强烈的构造活动期。Ⅰ期：活动时代介于13.07Ma之后、7.78Ma之前，很可能对应10～8Ma左右在青藏高原普遍存在的一次强烈构造事件；Ⅱ期：活动时代在4.34Ma之后、第四纪之前，可能对应3.4Ma左右的青藏运动A幕；Ⅲ期：第四纪早中期强烈的构造活动。其中乌兰盆地上述各期地壳缩短量分别为1.4～1.5Km、6.85～6.95Km和5.65Km左右，前两次的地壳缩短率分别为O.18～0.19mm/a和1.90～1.93mm/a。乌兰盆地北缘地壳总缩短量为13.9～14.1Km，平均缩短率为1.79～1.81mm/a。茶卡盆地北缘地壳缩短量为2.5Km，地壳缩短率为0.5～2mm/a。 日月山地区的构造变形主要以热水-日月山断裂带强烈的右旋走滑活动为特征，形成了本区复杂多变的构造转换关系。断裂北端为NWW向的托勒山北缘左旋走滑断裂带，西延即为哈拉湖断裂，南端为拉脊山断裂带，形成规模较大的挤压逆冲构造。热水-日月山断裂带长约183Km，主要由四条不连续次级断裂段呈右阶羽列而成，并在不连续部位形成拉分型小盆地，阶距2一3Klll左右。晚更新世晚期以来的水平滑动速率为3.25士1.75mn岁a，垂直滑动速率为0.24士0.14llul岁a。青海湖盆地是受日月山断裂和青海南山南缘断裂控制的背驮式断陷盆地。 拉脊山地区是一条形成历史悠久，经历了多期强烈构造变动的晚新生代再生造山带。拉脊山断裂晚更新世甚至全新世以来仍有活动，造成断裂两侧有历史记载以来20多次5级左右中等地震的发生。它实际上是介于NNW向的热水一日月山右旋走滑断裂带与NWW向的西秦岭北缘左旋走滑断裂带之间的一个大型挤压构造区，是调节上述两组断裂之间应力应变关系的构造转换带，它控制和影响着周缘晚新生代盆地的演化与变形。 位于拉脊山南侧的贵德盆地属于前展式的挤压断陷盆地，晚新生代以来存在四期强烈的构造变形事件，其时代分别为:ZIMa、7.78Ma、3.6Ma和2.8一2.6Ma左右;前三期的地壳缩短量分别为4.OKm、2.75Klll和3.35一3.65Kln;地壳缩短率分别为0.19训rn/a、o.35nlll岁a、0.93一1.01叮田耐a。贵德盆地东北缘地壳总缩短量为10.1一10.4KJll，平均缩短速率为0.48刃.5Omlll/a。显然，上述各次事件的强度是有差异的，其中3.6Ma的构造活动规模大、影响深远，它不但使贵德盆地内部褶皱变形，也使盆地周围山体强烈隆起，盆地结束大型湖相沉积的历史而转为冲洪积环境，并在山麓地带沉积较厚的磨拉石建造，从而奠定了贵德盆地第四纪地貌发育的基本格架。 位于拉脊山东侧的临夏盆地自7.78Ma开始发育生长褶皱，代表缓慢的构造隆升过程;发生在3.38Ma左右的一次构造事件?
马振华[9]（2020）在《晚中新世以来祁连山东段层状地貌及水系演化》文中进行了进一步梳理青藏高原的形成是地球历史上最重大的地质事件之一。印度板块与欧亚板块的碰撞以及印度板块向北的持续楔入作用对整个亚洲大陆的地貌、水系格局产生了重大影响。青藏高原的形成与隆起过程中形成了一系列以夷平面、河流阶地为代表的层状地貌面,这些层状地貌面不仅记录了丰富的区域地貌演化信息（是重建地貌发育、演化过程的良好载体）,而且层状地貌面具有分布面积广、高度相对稳定等特点,能为确定高原的隆升时间和幅度提供证据。同时河流系统是层状地貌面形成的主要外营力,且河流系统是对构造-气候变化响应非常敏感的地貌单元,因此水系演化研究是地表过程-构造-气候之间的耦合研究的理想切入点。祁连山作为青藏高原北部边界,是高原隆升扩展研究的关键区域,祁连山东段夷平面、河流阶地等层状地貌面序列完整、分布广泛、保存较好,是重建区域地貌演化与隆升历史、探讨水系演化与构造-气候耦合的理想材料。尽管该区域的层状地貌及水系演化研究历史悠久,成果丰富,但是缺乏对完整层状地貌序列的年代学约束,对于水系格局演化过程缺乏系统研究。因此,本文选择祁连山东段达坂山夷平面及区域内大通河和湟水阶地为研究对象,在详尽的野外调查基础上,通过对达坂山夷平面上覆新生代沉积物两个平行钻探岩芯的沉积学和年代学研究,以及区域内大通河和湟水阶地序列、年代学及物源等综合分析,建立了祁连山东段多级层状地貌面的年代框架,重建了区内大通河、湟水的物源变化,探讨了祁连山东段晚新生代以来构造-地貌-水系演化过程以及水系演化对构造-气候的耦合响应。获得以下主要结论和成果:（1）祁连山东端达坂山夷平面厚层风化壳上覆沉积物于8.1–7.5 Ma开始接受河流环境沉积,6.7–6.4 Ma开始堆积风成红粘土,表明8 Ma以前祁连山东端达坂山地区经历了较长时间构造相对稳定的夷平时期,达坂山夷平面于8 Ma停止发育,6.5 Ma加速隆升。根据由夷平面、河流阶地构成的完整层状地貌面序列的高程及年代框架,重建了6.5 Ma以来的区域下切速率历史,揭示祁连山东端达坂山地区晚中新世以来经历了阶段性加速隆升过程。而祁连山东端隆起时间晚于祁连山西段及中段,指示新近纪祁连山构造活动存在向东扩展过程。（2）大通河在下游八宝川盆地河桥段发育有8级阶地,其中最高阶地形成年代为1081 ka;大通河在中游门源盆地发育有5级阶地,其形成年代分别为424 ka（T5）、243 ka（T4）、130 ka（T3）、14 ka（T2）,T1形成于全新世;湟水在民和段发育有10级阶地,其形成年代分别为1405 ka（T10）、1081 ka（T9）、866 ka（T8）、621 ka（T7）、424 ka（T6）、337 ka（T5）、243 ka（T4）、130 ka（T3）、14 ka（T2）,T1形成于全新世。大通河河桥段阶地序列物源在T6与T5以及T3与T2之间发生了两次显著变化,指示1100 ka大通河主要流经下游白垩系及新生代红层区域,此后大通河不断溯源侵蚀,于620–420 ka贯通门源盆地,并在130–60 ka袭夺现今门源盆地以上流域。大通河流域数字地貌形态分析显示黑河与大通河分水岭一直向大通河一侧迁移,具有未来黑河袭夺大通河上游流域的趋势。湟水民和段T10以来阶地物源未发生明显变化,指示1400 ka之前湟水已切穿老鸦峡、溯源至湟水中上游地区,使古湟水东流。（3）湟水、大通河阶地的形成是构造-气候耦合作用的结果,气候变化决定了河流阶地的形成时间,而构造隆升为河流的长期下切提供了驱动力与空间,合适的地表隆升速率是阶地形成的必要条件。大通河及祁连山内其他河流的演化过程证明,更新世以来祁连山的不断隆升控制了大通河1100 ka以来纵向河不断发育的过程,当山体隆升速率大于横向河侵蚀速率时,将迫使河流偏转,纵向河发育;随着山体进一步隆升,由于与周边地形高差不断增大,增强了横向河的侵蚀能力,使得横向河切穿山体,袭夺纵向河。而气候变化决定了水系重组发生的时间,在暖湿的间冰期,降水的增多和大量冰雪融水加大了河流的侵蚀能力,促进了水系重组。
李树德[10]（1986）在《兰州马衔山发现多年冻土》文中提出 1985年10月上旬,我们对兰州马衔山再次进行野外考察,结果在海拔3630m高度的阴坡首次发现多年冻土。这一发现不仅使该区有无多年冻土这一问题得到解决并且对黄土高原环境变迁的研究具有重要的科学价值。 马衔山是兰州市区以南40km的最高山地,地处北纬35°45′,东经103°45′—104°00′,走向西北,长约30km,峰顶海拔3670.3m,是黄土高原唯一超过3600m的高山。山体由坚硬的震旦系片麻岩和大理岩构成,基岩裸露,块石遍布,局部地段第四系松散层厚达3—4m,但山顶平缓而浑圆,为一高山夷平面。山顶年平均气温为-3.2℃,全年有7个月平均气温在0℃以下,气温年较差22.3℃,极端最低气温可达-25.8℃。年降水量为494.1mm,气温比较寒冷而湿润。山顶夷平面上石海、冻胀拔
二、兰州马衔山冻土问题的初步探讨（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、兰州马衔山冻土问题的初步探讨（论文提纲范文）
（1）兰州马衔山多年冻土特征及变化趋势分析（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 多年冻土特征及变化趋势分析 |
| 2 地下冰及多年冻土演化历史 |
| 3 马衔山多年冻土残存原因分析 |
| 3.1 地下冰和沼泽泥炭土的保护作用 |
| 3.2 微气候环境 |
| 4 讨论与结论 |
（2）浅基岩埋深条件下多年冻土的瞬变电磁法探测研究（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 方法原理 |
| 1.1 冻土的电学特征 |
| 1.2 TEM原理 |
| 2 研究区地层特征 |
| 3 测点布设 |
| 4 探测结果 |
| 5 结论 |
（3）马啣山多年冻土地面变形研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 冻胀融沉研究现状 |
| 1.2.2 冻土中水分研究现状 |
| 1.2.3 变形监测研究现状 |
| 1.3 研究目的与内容 |
| 1.3.1 研究目的 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.4 本文组织结构 |
| 2 研究区自然概况 |
| 2.1 自然地理环境概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 气候特点 |
| 2.2 马啣山多年冻土 |
| 2.3 野外监测及数据来源 |
| 3 马啣山多年冻土冻融过程 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 多年冻土冻融机理 |
| 3.2.1 多年冻土物理特性 |
| 3.2.2 冻土中水分分类 |
| 3.2.3 冻土的冻结机理 |
| 3.2.4 冻土的融化机理 |
| 3.3 马啣山多年冻土冻融过程 |
| 3.3.1 活动层温度变化 |
| 3.3.2 活动层含水量变化 |
| 3.4 本章小结 |
| 4 地面变形分析 |
| 4.1 变形监测结果分析 |
| 4.2 土壤水分特征分析 |
| 4.3 马啣山多年冻土地面变形影响因素 |
| 4.3.1 活动层温度变化对地面变形的影响 |
| 4.3.2 活动层水分变化对地面变形的影响 |
| 4.3.3 活动层不同深度水分变化对地面变形的影响 |
| 4.4 总结与讨论 |
| 5 冻胀量模拟 |
| 5.1 水热耦合模型 |
| 5.2 冻胀量模拟 |
| 6 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 存在的问题及展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间的研究成果 |
（4）甘肃马衔山冰川作用基本特征（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 冰川的发育以及地貌形态特点 |
| 1.2 冰川生成因素和运动特点 |
| 1.2.1 冰川生成的影响因素 |
| 1.2.2 冰川的运动特征 |
| 1.2.3 冰川作用类型和具有代表性的地貌特征 |
| 1.3 冰缘地貌 |
| 1.4 第四纪冰川研究概况 |
| 1.4.1 第四纪冰川研究简史 |
| 1.4.2 测年方法简介 |
| 1.4.3 第四纪冰川研究的社会意义 |
| 2 选题依据及技术路线 |
| 2.1 选题依据 |
| 2.2 研究框架图 |
| 2.3 研究区自然条件特征 |
| 2.3.1 区域地质背景 |
| 2.3.2 气候特征 |
| 2.3.3 植被特征 |
| 2.3.4 土壤 |
| 3 晚第四纪马衔山冰川发展的地貌特征 |
| 3.1 冰川地貌的分布 |
| 3.1.1 冰缘地貌 |
| 3.1.2 冰川地貌 |
| 3.2 样品采集 |
| 4 实验数据结果与分析推断 |
| 4.1 数据测定 |
| 4.1.1 光释光样品年代数据分析 |
| 4.1.2 粒度分析样品年代数据分析 |
| 4.1.3 马衔山冰川沉积物磁化率特征与分析 |
| 4.1.4 冰川沉积物化学元素特征与分析 |
| 4.2 冰期系列的初步确定 |
| 4.3 雪线的确定 |
| 5 马衔山冰川发育特点 |
| 6 结论与不足 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 存在的问题 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间发表学术论文情况 |
| 致谢 |
（5）基于DEM的马衔山山顶辐射平衡特征分析（论文提纲范文）
| 1 方法 |
| 1.1 太阳总辐射模型 |
| 1.1.1 直接辐射 |
| 1.1.2 散射辐射 |
| 1.1.3 周围地形的反射辐射 |
| 1.2 地表反照率的反演 |
| 1.3 短波净辐射的计算 |
| 2 研究区概况及数据准备 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 数据处理 |
| 3 结果与分析 |
| 3.1 起伏地形下太阳辐射的空间特征 |
| 3.1.1 结果验证 |
| 3.1.2太阳总辐射及3分量的空间特征 |
| 3.2 起伏地形下短波净辐射的空间特征 |
| 3.2.1 地表反照率的空间特征 |
| 3.2.2 短波净辐射的空间特征 |
| 3.3 多年冻土区辐射特征分析 |
| 4 结论 |
（6）甘肃马衔山冰川堆积物的沉积学特征（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 国内外研究简史 |
| 1.1.1 国外研究概况 |
| 1.1.2 国内研究概况 |
| 1.2 选题依据及选题意义 |
| 1.3 论文研究框架 |
| 1.4 论文研究的主要内容 |
| 1.5 前人工作及存在的主要问题 |
| 1.5.1 拟解决的关键问题 |
| 1.5.2 创新之处 |
| 2 研究区自然概况 |
| 2.1 自然地理环境概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 气候特点 |
| 2.1.3 植被特征与土壤 |
| 2.2 研究区地质背景 |
| 2.2.1 构造背景 |
| 2.2.2 地层与岩性 |
| 3 实验方法及原理 |
| 3.1 实验原理 |
| 3.2 实验方法 |
| 3.3 实验过程 |
| 3.4 实验数据及处理 |
| 4 剖面沉积特征 |
| 4.1 剖面沉积学 |
| 4.2 剖面描述 |
| 4.3 U、Th 和 K 的含量 |
| 4.4 等效剂量（E.D (Gy)） |
| 4.5 年剂量(Dy) |
| 4.6 年代 |
| 5 粒度分析 |
| 5.1 粒度的概念 |
| 5.2 马衔山的粒度参数 |
| 5.2.1 平均粒径（Mz）及频率曲线特征 |
| 5.2.2 标准偏差（Sd） |
| 5.2.3 偏度（Sk） |
| 5.2.4 峰度（Ku） |
| 5.2.5 众数 Mode |
| 5.2.6 马衔山冰碛物粒度分析 |
| 5.3 不同地点沉积物的粒度特征 |
| 5.3.1 粒度组成 |
| 5.3.2 冰碛物粒度频率曲线 |
| 5.3.3 标准偏差、偏度和峰度 |
| 5.3.4 不同时期冰碛物的粒度特征 |
| 5.4 不同类型沉积物对比研究 |
| 5.4.1 粒度差异 |
| 5.4.2 颗粒的环境敏感粒径 |
| 5.4.3 粒度参数不同的影响因素 |
| 结论与不足 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间发表学术论文情况 |
| 致谢 |
（8）青藏高原东北缘晚新生代以来的构造变形特征与时空演化（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| 英文摘要 |
| 第一章 青藏高原东北缘晚新生代构造的研究历史和现状 |
| 第一节 青藏高原研究的历史和现状 |
| 第二节 青藏高原东北缘晚新生代构造变形的一些科学问题 |
| 第三节 选题依据及拟解决的关键问题 |
| 第二章 青藏高原东北缘晚新生代构造概况与地层层序的划分 |
| 第一节 青藏高原东北缘晚新生代构造概况 |
| 第二节 晚新生代区域地层层序的划分与对比 |
| 第三章 柴达木盆地北缘活动构造的几何图像与变形特征 |
| 第一节 柴达木盆地北缘活动构造的几何图像 |
| 第二节 柴达木盆地北缘活动褶皱的变形特征 |
| 第三节 柴达木盆地北缘活动断裂的变形特征 |
| 第四节 柴达木盆地北缘构造变形机制 |
| 小结 |
| 第四章 鄂拉山地区晚新生代以来构造变形特征和机制 |
| 第一节 鄂拉山断裂带的构造变形特征 |
| 第二节 乌兰盆地晚新生代构造变形特征 |
| 第三节 茶卡盆地晚新生代构造变形特征 |
| 第四节 鄂拉山地区晚新生代构造变形的机制 |
| 小结 |
| 第五章 日月山地区晚新生代以来构造变形的特征和机制 |
| 第一节 热水-日月山断裂带的构造变形特征 |
| 第二节 哈拉湖断裂带的新活动特征-航片解译结果 |
| 第三节 热水-日月山断裂带的构造变形机制 |
| 小结 |
| 第六章 拉脊山地区晚新生代以来的构造变形特征 |
| 第一节 拉脊山断裂带晚新生代构造演化与新活动特征 |
| 第二节 贵德盆地晚新生代构造变形的时代和过程 |
| 第三节 临夏盆地晚新生代构造变形的时代和过程 |
| 第四节 拉脊山地区晚新生代构造变形的机制 |
| 小结 |
| 第七章 兰州地区晚新生代以来的构造变形特征和机制 |
| 第一节 兰州地区活动构造基本格架 |
| 第二节 马衔山北缘断裂带的新活动特征 |
| 第三节 庄浪河断裂带的新构造变形与地震活动 |
| 第四节 兰州地区活动构造的变形特征和机制 |
| 第五节 兰州盆地晚新生代最强烈构造变形的时代探讨 |
| 小结 |
| 第八章 北祁连山山前盆地晚新生代构造变形特征 |
| 第一节 酒西盆地晚新生代构造变形特征 |
| 第二节 酒东盆地晚新生代构造变形特征 |
| 小结 |
| 第九章 青藏高原东北缘晚新生代构造变形的时空演化 |
| 第一节 青藏高原新构造运动特征 |
| 第二节 青藏高原东北缘晚新生代构造变形特征与时空演化 |
| 第三节 青藏高原东北缘晚新生代构造变形的机制 |
| 小结 |
| 第十章 青藏高原东北缘晚第四纪活动构造的几何图像与运动特征 |
| 第一节 青藏高原东北缘活动构造的几何图像及边界断裂带特征 |
| 第二节 青藏高原东北缘晚第四纪活动构造的转换关系 |
| 第三节 青藏高原东北缘晚第四纪活动构造的运动特征和变形机制 |
| 小结 |
| 第十一章 结论及问题讨论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（9）晚中新世以来祁连山东段层状地貌及水系演化（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 研究历史与现状 |
| 1.2.1 层状地貌面成因 |
| 1.2.1.1 夷平面 |
| 1.2.1.2 河流阶地 |
| 1.2.2 层状地貌面年代学研究 |
| 1.2.3 水系格局演化研究方法 |
| 1.2.3.1 地质地貌学方法 |
| 1.2.3.2 物源示踪方法 |
| 1.2.3.3 历史记录与现代观测 |
| 1.2.3.4 数字地貌参数与模拟研究 |
| 1.2.4 祁连山东段层状地貌与水系演化研究现状 |
| 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 |
| 1.4 论文工作量与创新点 |
| 1.4.1 论文工作量 |
| 1.4.2 论文创新点 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 地质概况 |
| 2.1.1 构造 |
| 2.1.2 研究区地层 |
| 2.2 自然地理概况 |
| 2.2.1 地貌特征 |
| 2.2.2 气候植被 |
| 第三章 研究方法与实验分析 |
| 3.1 层状地貌面年代学研究方法 |
| 3.1.1 磁性地层学 |
| 3.1.1.1 基本原理 |
| 3.1.1.2 样品采集与测试 |
| 3.1.2 生物地层学 |
| 3.1.3 电子自旋共振(ESR)测年 |
| 3.2 环境代用指标研究方法 |
| 3.2.1 粒度 |
| 3.2.2 元素地球化学 |
| 3.3 水系演化研究方法 |
| 3.3.1 物源分析方法 |
| 3.3.2 数字地貌参数 |
| 第四章 达坂山夷平面与年代学研究 |
| 4.1 达坂山夷平面特征 |
| 4.2 夷平面上沉积物特征与沉积演化 |
| 4.2.1 岩性特征 |
| 4.2.2 沉积演化阶段划分 |
| 4.3 生物地层学 |
| 4.4 磁性地层学 |
| 4.4.1 岩石磁学测试结果与分析 |
| 4.4.2 古地磁测试结果与分析 |
| 4.4.3 磁性地层划分与地层年代 |
| 第五章 大通河、湟水阶地序列与年代学研究 |
| 5.1 大通河八宝川盆地阶地序列与年代 |
| 5.1.1 阶地序列与阶地分布 |
| 5.1.2 最高级阶地(T8)年代 |
| 5.1.2.1 古地磁样品采样与测试 |
| 5.1.2.2 磁性地层年代与T8阶地年代 |
| 5.1.3 东岸T3阶地年代 |
| 5.2 大通河门源盆地阶地序列与年代 |
| 5.2.1 阶地序列与阶地分布 |
| 5.2.2 阶地年代学研究 |
| 5.3 湟水民和段阶地序列与年代 |
| 5.3.1 阶地序列 |
| 5.3.2 阶地年代学研究 |
| 第六章 大通河、湟水水系演化 |
| 6.1 大通河、湟水流域概况 |
| 6.2 大通河水系演化历史重建 |
| 6.2.1 碎屑锆石U-Pb年龄 |
| 6.2.1.1 潜在源区碎屑锆石U-Pb年龄分布特征 |
| 6.2.1.2 河桥阶地序列碎屑锆石U-Pb年龄分布特征 |
| 6.2.2 重矿物组合 |
| 6.2.3 砾石岩性成分 |
| 6.2.4 现代大通河水系演化历史 |
| 6.3 大通河水系未来演化趋势分析 |
| 6.4 湟水水系演化 |
| 第七章 讨论 |
| 7.1 晚新生代祁连山东段地貌演化 |
| 7.2 晚新生代祁连山东段的隆升 |
| 7.2.1 祁连山的向东扩展 |
| 7.2.2 祁连山东段的加速隆升 |
| 7.3 祁连山东段河流演化对构造-气候的耦合响应 |
| 7.3.1 河流阶地的形成与构造-气候的耦合 |
| 7.3.2 造山带水系演化与构造-气候的耦合 |
| 7.3.2.1 构造对水系演化趋势的控制 |
| 7.3.2.2 气候变化对水系重组时间的控制 |
| 第八章 结论与展望 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 研究展望 |
| 参考文献 |
| 附录一 图索引 |
| 附录二 表索引 |
| 在学期间研究成果 |
| 致谢 |
四、兰州马衔山冻土问题的初步探讨（论文参考文献）
- [1]兰州马衔山多年冻土特征及变化趋势分析[J]. 谢昌卫,赵林,吴吉春,乔永平. 冰川冻土, 2010(05)
- [2]浅基岩埋深条件下多年冻土的瞬变电磁法探测研究[J]. 杨贵前,谢昌卫,王武,杜二计,刘文惠,张钰鑫,倪杰. 冰川冻土, 2019(05)
- [3]马啣山多年冻土地面变形研究[D]. 朱瑞. 兰州交通大学, 2017(02)
- [4]甘肃马衔山冰川作用基本特征[D]. 于治龙. 辽宁师范大学, 2014(02)
- [5]基于DEM的马衔山山顶辐射平衡特征分析[J]. 刘文惠,谢昌卫,李韧,胡国杰,朱小凡. 西北师范大学学报(自然科学版), 2017(06)
- [6]甘肃马衔山冰川堆积物的沉积学特征[D]. 李洋洋. 辽宁师范大学, 2014(02)
- [7]兰州马衔山冻土问题的初步探讨[J]. 郭东信. 冰川冻土, 1982(04)
- [8]青藏高原东北缘晚新生代以来的构造变形特征与时空演化[D]. 袁道阳. 中国地震局地质研究所, 2003(04)
- [9]晚中新世以来祁连山东段层状地貌及水系演化[D]. 马振华. 兰州大学, 2020(01)
- [10]兰州马衔山发现多年冻土[J]. 李树德. 冰川冻土, 1986(04)