一、Fallout radionuclides (~7Be and ~(137)Cs) in surface soils and lake sediments in west Yunnan and central Guizhou, China（论文文献综述）
孙华杰[1]（2021）在《北方典型湖泊多环芳烃污染历史重建及人类活动响应》文中指出多环芳烃（PAHs）作为一类持久性有机污染物可在环境中广泛存在,因其具有毒性（致突变、致癌和致畸）、持久性及长距离迁移能力等特点,对生态环境和人体健康的潜在危害巨大,与温室效应和臭氧层破坏并列为影响人类健康与生存的三大环境问题之一。湖相沉积物具有剖面保存完整、连续性好、分辨率高、沉积速率快等特点,是恢复区域历史气候,反演污染物环境行为,定量刻画流域内人类活动与湖区环境演化关系的重要载体。PAHs具有极强的疏水性,很容易吸附在颗粒物上,随大气沉降和地表径流进入湖泊水体,进而在沉积物中积累下来,因此基于湖泊沉积物可以重建区域PAHs污染历史、辨识污染来源,反应区域PAHs污染受人类活动的影响。本研究通过对北方地区典型湖泊柱状岩芯沉积物中PAHs含量与组分特征分析,结合210Pb和137Cs测年,重建研究区PAHs污染历史,并采用相关分析、特征比值和正定矩阵因子分解模型（PMF）等方法,定性定量地研究PAHs的来源及其相对贡献,辅以经济统计数据对比分析查干湖、呼伦湖、乌粱素海、和博斯腾湖等4个湖区的污染差异,同时对PAHs污染进行生态环境和人类健康的潜在生态风险评价;结合气候模型,运用气团的后向轨迹,分析不同气团影响下的北方典型湖区PAHs输入轨迹与潜在污染源区,并通过构建随机影响模型（STIRPAT）,定量探讨不同人类活动强度对PAHs沉积演变的驱动机理。主要研究结论如下:（1）北方典型湖泊沉积物中PAHs含量的空间分布上表现出由东向西依次递减的现象,具体为查干湖（305.90～1214.42 ng/g,平均596.53 ng/g）>呼伦湖（282.87～1056.87 ng/g,平均596.47 ng/g）>乌粱素海（57.44～515.35ng/g,平均216.91ng/g）>博斯腾湖（51.07～583.73 ng/g,平均197.57ng/g）,北方湖泊沉积物中PAHs含量明显低于中国东部经济发达地区的太湖、巢湖等;PAHs各组分中,3～4环PAHs为四个湖泊沉积物中的优势组分,表现为查干湖和呼伦湖显着高于乌粱素海和博斯腾湖;呼伦湖沉积物中2环PAHs,查干湖沉积物中的6环PAHs分别显着高于其他三个湖泊。生态风险评价显示北方典型湖泊沉积物中PAHs不存在严重的生态风险,但单体二氢苊（Ace）、芴（Flu）在四个湖中均有一定的潜在风险。对于健康风险而言,与世界平均水平相比,无论致癌风险（TEQs）还是致畸风险（MEQs）都处于较低水平,但进入21世纪以来,查干湖沉积物中的CPAHs含量增长较快,乌粱素海和博斯腾湖沉积物中的TEQs和MEQs相对较高,需要引起重视。（2）通过210Pb和137Cs比活度测定,分别建立了北方典型湖泊沉积物PAHs的污染历史。四个湖泊沉积物中PAHs污染历史研究表明,在20世纪70年代以前北方典型湖泊沉积物中PAHs的含量依次为呼伦湖>查干湖>乌粱素海>博斯腾湖;20世纪80年代后查干湖沉积物中PAHs含量增加较快,PAHs污染程度高于呼伦湖、乌粱素海和博斯腾湖;进入21世纪以来,由于湖区周围城市经济的发展及人类活动强度的增加,四个湖泊沉积物中PAHs含量进入快速增长阶段,其中高环PAHs增加尤其显着,特别是在查干湖沉积物中单体茚并[1,2,3-cd]芘（Dah A）、二苯并[a,h]蒽（Icd P）、苯并[g,h,i]苝（Bghi P）显着高于其他三个湖泊,表明燃料消耗从木材到煤炭和液体化石燃料的变化。北方典型湖泊沉积物中PAHs的污染历史具有显着的差异性,查干湖与呼伦湖在20世纪80年代初PAHs污染出现第一个高峰值,乌粱素海沉积物中PAHs的污染第一个高峰值是在20世纪80年代末出现,博斯腾湖则是在20世纪90年代末沉积物中的PAHs出现了第一个高峰值,四个湖泊沉积物中PAHs污染同我国东部沿海地区湖泊沉柱中PAHs出现第一个高峰值及进入快速增长的时间相比滞后了10～20年。（3）北方典型湖泊沉积岩芯中PAHs的含量与TOC之间具有较强的正相关性（p<0.01）,同时中环和高环PAHs与TOC之间也具有较好的相关性,而低环PAHs与TOC之间无相关性或相关性较弱,主要源于中环和高环PAHs对有机质的吸附能力更强;粒度各机械组成与PAHs总量的相关性研究表明,北方典型湖泊沉积物中PAHs与粒径组成中粉砂（乌粱素海除外）之间呈现较好的正相关（p<0.05）,沉积物中PAHs更易于吸附在颗粒物上,随大气沉降入湖。通过PMF方法对各湖泊沉积岩芯进行PAHs来源分析,北方典型湖泊沉积物中PAHs的来源都是以燃烧源为主的混合来源,其中查干湖沉积物中生物质的燃烧源占16.39%、石油泄漏低温燃烧源占32.32%、交通源占16.58%、化石燃料燃烧源占34.71%;呼伦湖沉积物中交通源占比17.57%、石油类产品燃烧源占比11.52%、生物质高温燃烧混合源占比10.11%、石油泄漏煤碳燃烧混合来源占比60.80%;乌粱素海沉积物中化石燃料燃烧源所占比例为58.12%、交通源为10.79%、石油泄漏生物质燃烧源为31.09%;博斯腾湖沉积物中化石燃料燃烧源、石油泄漏生物质燃烧混合源和交通源分别占比53.02%、28.16%和18.82%。（4）利用粒径标准偏差法对北方四个典型湖泊沉积物中的粒度进行环境敏感组分提取,并将经PMF解析出的沉积物中PAHs的燃烧源贡献率分别与粒度敏感组分中F2（8.71～52.84μm）的贡献率呈现出较好的正相关（p<0.01）,即与近距离的区域性大气输送（本地输入）具有极好的相关性。四个湖区周围工业生产、居民生活、垃圾焚烧、燃料燃烧等生产活动产生的燃烧源PAHs易与较细颗粒物结合在风力的作用下,通过大气迁移和沉降进入水体进而累积下来。（5）结合后向轨迹-聚类分析结果表明北方典型湖泊沉积物中PAHs的输入轨迹中分别存在一条传输距离较短的局地类气团,查干湖、呼伦湖、乌粱素海和博斯腾湖的气团输入方向分别为东南、东部、西南和西北。具体输入轨迹分别为:自吉林中部,从西南经过松原市到达查干湖;自大兴安岭地区向西经内蒙古高原呼伦贝尔市后抵达呼伦湖;自内蒙古西部,向东转向途经巴彦淖尔等地市后抵达乌梁素海;从博斯腾湖西北方向输入途径和静县、焉耆县、博湖县等地到达博斯腾湖的气团。（6）STIRPAT模型分析了人口规模（总人口数）、经济发展水平（GDP、人均GDP）、产业发展和能源消耗（第二产业占GDP比重、工业增加值、能源消耗总量）等因素对北方典型湖泊沉积物中PAHs污染的影响,通过研究发现松原市GDP、呼伦贝尔市工业增加值和能源消耗总量、巴彦淖尔市人均GDP及巴州市工业增加值分别是查干湖、呼伦湖、乌粱素海和博斯腾湖沉积物中PAHs含量变化的最主要驱动因子,其指标每增加1%,沉积物中PAHs含量将相应增加0.521%、0.2001%、0.4114%和0.5178%。
钟强强[2]（2020）在《核素大气沉降过程及其对上层海洋POC输出通量研究的启示》文中研究指明天然存在的210Po-210Pb及234Th-238U核素对是评估海洋真光层颗粒有机碳（POC）输出通量的理想示踪剂。210Po-210Pb活度不平衡法是近些年兴起的评估手段,在我国海域的研究相对较少。大气沉降作为海洋中210Po和210Pb的重要源项,在先前评估POC输出通量时常常被忽视。本论文选取东海近岸的上海地区建立大气沉降观测站,通过长时间序列单次降雨事件中210Po、210Bi、210Pb和7Be观测分析,研究了核素大气沉降通量的变化模式和影响因素,其结果为东亚海区提供了210Po、210Pb和7Be的沉降通量平均值。基于南黄海、长江口外东海及西北太平洋的水体中210Po和210Pb观测结果,本文验证了黑潮海区及西太平洋具有高210Po和210Pb的特征,并系统性地厘清了东中国海区210Po和210Pb的分配和清除行为及源汇格局。最后本文利用234Th-238U和210Po-210Pb活度不平衡法对南海北部陆坡海区真光层POC输出通量进行了评估,基于三个航次时间序列站水柱中210Po和210Pb的变化,本文发现颗粒态210Po的活度浓度异常升高与中层生物昼夜垂直迁移（DVM）行为有关。论文主要研究结果和结论如下:（1）大气沉降是近海210Po和210Pb的重要来源。东海近岸典型代表区域（上海,2016年7月-2018年4月）单次降雨中多核素(210Po-210Bi-210Pb及7Be)观测结果表明:雨水中210Po-210Bi-210Pb及7Be的活度浓度随降雨量增大急剧降低,四种核素的湿清除过程与降雨的雨滴大小、云内清除和云下清除均有关;210Po-210Bi-210Pb及7Be的湿沉降通量具有明显的季节变化特征,且四种核素湿沉降通量之间也具有高度相关性,证明了四种核素受相似的湿清除和沉降过程控制;四种核素湿沉降通量与降雨量之间相关性较弱,表明核素的沉降通量不仅受控于降雨量,而且也受其他天气因素和天气过程（台风、梅雨、寒潮事件的发生等）影响。基于极端降雨中高时间分辨率的观测,本文观察到210Po/210Pb、210Bi/210Pb和7Be/210Pb的活度比值异常现象,推测来自平流层或上对流层的较“老”的气团会入侵对流层并影响核素的大气沉降通量。综合前期文献,东亚近海区210Po、210Pb和7Be的年均大气沉降通量分别为18.6±4.2、309±182和（1.10±0.45）×103 Bq/m2/yr。在利用210Po-210Pb活度不平衡法评估东亚海域POC输出通量时,如果不考虑210Po的大气沉降贡献,将会导致评估结果偏低7-44%。（2）本文基于黄海（2015年8月）、长江口及东海（2016年7月和2017年5月）和西北太平洋（2018年5月）的四个航次海水中颗粒态和溶解态210Po和210Pb的活度浓度,综合前期文献数据,从较大空间尺度上绘制了西北太平洋及东中国海区海水中210Po和210Pb的分布。210Po和210Pb活度浓度在不同水体之间的大小顺序为:长江河水>黑潮及西北太平洋海水>近海/陆架区海水。根据东亚近海区210Po和210Pb大气沉降通量并通过构建210Po和210Pb的收支模型,表明大气输入项是东海海区210Pb最重要的来源,占210Pb所有来源的53.3%;210Po的直接大气沉降输入仅占210Po所有来源的3.4%,海水中原位210Pb的衰变生产和外海水输入是东海海区210Po最主要的两个来源,占比分别为48.4%和42.7%;河流输入的210Pb和210Po分别为各自所有来源的8.2%和5.5%。因此,本文认为针对远离河流影响的远海及大洋海区,运用210Po和210Pb进行示踪POC输出通量时,大气沉降贡献将会更加重要而不应该被忽略。通过对比,本文还发现外海水体中的悬浮颗粒物比河口和近岸水体中的悬浮颗粒物具有更高的比活度（Bq/kg-颗粒物）的210Po和210Pb,这表明外海生源颗粒物对210Po和210Pb的颗粒富集作用更显着。东中国海及西北太平洋海区210Po和210Pb的分配系数（Kd）≥104 m L/g,说明海洋环境中210Po和210Pb对颗粒物具有很强的亲和能力;通过绘制Kd-210Po和Kd-210Pb与颗粒物上POC/TSM比值的关系图,本文发现随着颗粒物上有机碳含量的增加,Kd-210Po和Kd-210Pb均持续增加并且Kd-210Po与Kd-210Pb之间的差异也逐渐变大,这一现象表明210Po和210Pb之间的分馏效应随颗粒物上POC含量的增加而加强;而Kd-210Po始终大于Kd-210Pb,表明210Po对POC具有更强的颗粒物亲和性和生物活性。（3）南海（SCS）北部陆坡海域秋季（2014年10月）、夏季（2015年6月）和春季（2017年3月）水柱中210Po、210Pb和234Th的活度分布表明南海北部水柱真光层存在明显的210Po-210Pb和234Th-238U活度不平衡。基于234Th法（春季10.7±11.1mmol/m2/d,n=7）和基于210Po法估算的POC输出通量（春季4.6±1.9 mmol/m2/d,n=8）之间存在比较明显的差异,可能与两种核素本身的地球化学行为以及所示踪过程的时间尺度有关。利用210Po示踪法时,基于Eppley模型估算的POC输出通量（年平均6.5±2.7 mmol/m2/d,n=16）高于基于Buesseler模型估算的POC输出通量（年平均4.0±2.4 mmol/m2/d,n=17）。南海北部陆坡海区POC输出通量（mmol/m2/d）的大小顺序为秋季>春季>夏季（Eppley法估算结果:8.8±2.7>6.3±2.2>4.9±2.0;Buesseler法估算结果:4.8±3.5>4.6±1.9>2.4±1.0）,这反映生物碳泵过程存在显着的季节变化。210Po-210Pb和234Th-238U双示踪法估算得到南海北部陆坡海区真光层POC输出通量的全年变化范围为1.0-31.2 mmol/m2/d,该结果与其他技术手段（如沉积物捕集器法）获得的POC输出通量结果比较接近。结合文献中报道的初级生产力数据,本文估算出南海真光层生物碳泵效率（f值）为12.5-17.7%。此外,本文发现白天水柱450 m层颗粒态210Po活度浓度异常升高与中层鱼的昼夜垂直迁移过程有关,这表明颗粒态210Po在示踪中层生物的昼夜垂直迁移过程带来的碳通量方面具有潜在价值。
杨鸿雁[3]（2020）在《湖泊浮游植物演替历史与流域人类活动的关系分析 ——以杞麓湖为例》文中提出湖泊流域内的人类活动可通过直接或间接途径影响湖泊生态系统。在过去100年中,人类活动（如工业化、城市化和农业活动）引起湖泊水质恶化、富营养化,是湖泊生态系统退化的主要原因。富营养化过程与浮游植物群落演替密切相关,因此深入了解人为活动与浮游植物群落演替的关系是必要的。自1970s末以来,云贵高原湖泊由贫中营养状态为主逐步向富营养状态转变,富营养化湖泊的数量、面积和富营养化程度呈现增长的趋势。然而,云贵湖区重度富营养化湖泊的浮游植物群落演替过程与人为活动的关系尚未完全阐明。杞麓湖是云贵高原湖区重度富营养化湖泊的典型代表,经历了低—中—富—重富营养过程,湖泊流域面积小,人为活动干扰相对简单,有利于认识浮游植物群落演替的规律及驱动因子。以杞麓湖为例,阐明生态系统脆弱区域的重度富营养化湖泊浮游植物群落演替过程及其驱动机制可为湖泊生态系统修复提供依据。本研究通过提取和分析来自杞麓湖沉积柱芯的地化指标、色素、硅藻,并在以210Pb/137Cs测年方法建立的沉积深度—年代时间序列的基础上,重建近百年来杞麓湖浮游植物群落结构演替过程,结合人类活动相关因子,进一步分析在人为活动作用下,浮游植物群落演替的过程及其驱动因子。本研究主要结论如下:1)通过2017年4月～2018年1月对杞麓湖水质及浮游植物进行季节调查发现,杞麓湖全湖年平均综合营养状态指数为68.05,处于中度-重度富营养水平。杞麓湖在研究期间为V类和劣V类水体,其中夏季和春季水质较差,其水质季节变化受外源和内源污染的共同影响。全年共检出浮游植物163种,浮游植物群落季节演替明显,优势种较为单一,各季节均以丝状藻类占优势。春季以绿藻门微细转板藻为优势,夏秋冬季均以丝状蓝藻占绝对优势。孟氏浮丝藻对低温较为敏感,水温下降不利于其生长。因此,夏季以喜低透明度富营养水体生长的孟氏浮丝藻为绝对优势种。秋季,孟氏浮丝藻优势度显着下降,优势种演替为能容忍低温低光照,溶解性总氮较高,溶解性总磷较低的富营养化水体的阿氏浮丝藻。冬季优势种仍为阿氏浮丝藻,而湖生假鱼腥藻代替孟氏浮丝藻成为次优势种。磷、CODMn、NH3-N和水温是影响杞麓湖浮游植物群落季节演替的主要驱动因子。2)根据210Pb测年CIC模式计算结果,在杞麓湖最深处采集的沉积岩柱芯代表了约130年来沉积结果,计算获得杞麓湖沉积柱样平均沉积速率为0.485 cm/a,沉积速率高。沉积物平均粒径范围在0.43～1.40μm之间,中值粒径在0.46～1.11 μm区间波动,属细粉砂黏土。且具有“细—粗—细”交替变化的模式。杞麓湖沉积粒度的变化趋势与流域的降雨量不呈同步波动变化,且沉积速率较高,这与流域内强烈的人类活动有关。杞麓湖沉积物中TN、TP、TOC和LOI550百年来均呈增长趋势,表明杞麓湖及其流域初级生产力的增加。整个沉积岩芯C/N 比值范围在9.91～30.86之间,呈内源——内外混合来源——外源——内外混合来源的变化方式,有机质来源复杂。C/N比值在1950s末期后呈持续下降趋势,而TN和TOC含量却呈增加趋势,表明杞麓湖流域大面积的农业活动及生活污水排放等人为活动的增强,造成了杞麓湖营养不断富集,浮游植物增殖加快,初级生产力提高,杞麓湖水体富营养化程度逐渐增加。3)沉积物金属元素可作为流域人为活动的代用指标。近百年来,杞麓湖各种金属元素含量、富集指数、地累积指数变化趋势呈现出明显的差异,这种差异与湖泊流域人为活动及其强度变化有关。以自然来源为主的金属元素（Fe、Al、Zn、Ni、Cr）,由于受当地水利设施的修建及流域内城市建设用地的扩大,导致流域面积地表径流入湖量的减少,而使得Fe、Al、Zn、Ni、Cr的含量和累积程度呈下降趋势。人为来源金属元素（Cd、Pb、As、Cu、Hg）受流域外的长距离大气传输及流域内产业结构改变及强度的增加,使其富集程度呈增长趋势,但增加的起始时间有明显的差异。研究认为化肥的施用,黑色金属的冶炼和制造业产生的废气排放和粉尘沉降是杞麓湖沉积物金属元素输入的主要贡献者,但对于能在大气中停留时间较长的金属元素,流域外的长距离大气传输也是不容忽视的来源。杞麓湖沉积物中Cd、Pb和As主要与农业活动相关,Hg主要与工业活动相关,Cu可能与黑色金属冶炼和制造业生产过程中机器轴承磨损、制动衬片磨损产生的废气排放和粉尘沉降有关。4)沉积物色素和化石硅藻记录反映了杞麓湖浮游植物群落演变的过程:近百年浮游植物群落结构出现了多次明显转变。硅藻群落结构演变过程分为五个阶段（约1889～1893 AD,1895～1935AD,1937～1968 AD,1970～1998 AD和2001～2014 AD）,分别代表5次规模大小不等的群落结构演变,硅藻群落结构演变结果显示为底栖硅藻（包括附生硅藻）相对丰度呈逐渐下降直至消失,优势种从贫营养到富营养种的转变,第一阶段以贫营养种Fragilariapinnata相对丰度最高;第二阶段Aulacoseira ambigua相对丰度最高,只pinnata相对丰度下降,成为次优势种;第三阶段浮游喜营养种A.ambigua相对丰度持续增加,喜清洁水体底栖硅藻为次优势种;第四阶段浮游性喜营养种类占绝对优势;第五阶段,中富营养水体种类占绝对优势,喜清洁水体底栖种类相对丰度几乎为零。杞麓湖沉积物色素含量在1930s初以前无明显变化,1970s初开始增加,约从2003年开始,所有色素含量几乎呈直线式增加。色素含量的演变与湖泊流域人类活动持续增加及杞麓湖富营养的现代过程基本一致。5)通过执行Change-point软件,分析硅藻群落和浮游植物历史数据变化趋势及其群落结构变化点。结果显示,杞麓湖硅藻群落结构及沉积物色素代表的浮游植物群落结构均出现多次明显转变,建国前的转变主要与极端气候（水灾）引起的湖泊水动力条件的改变有关。与农业有关的如围湖造田、水利工程建设、流域产业调整（大规模种植耗肥的经济作物）等人为活动造成的水体富营养化及水文改造是导致建国后硅藻群落和浮游植物群落结构发生明显转变的主要驱动力。6)沉积硅藻与环境因子进行CCA和RDA分析,结果显示,中富营养物种如A.ambigua、Cyclotella comta、Cyclotella meneghiniana、Synedra acus与人类干扰相关的环境因子（TN、TP、TOC）呈正相关关系,喜贫营养水体的Fragilaria属则多与人类干扰相关的环境因子呈负相关性,表明人为干扰及其强度是杞麓湖硅藻群落组合演变主要驱动因子。沉积物色素与沉积物金属元素进行RDA分析,结果显示,沉积色素含量与人为来源金属元素Cd、Pb、Hg和As含量变化呈正相关关系,特别是与Cd和Pb的相关性最高。总之,人为活动是杞麓湖百年来浮游植物群落演变的主要驱动因子。将不同人为活动的环境因子的代用指标与化石硅藻和沉积物色素进行多元分析,结果显示,杞麓湖浮游植物群落演变主要受农业活动中化肥农药的施用及工业活动驱动。综上所述,近百年来杞麓湖浮游植物群落发生了显着演变,从1970s开始浮游植物密度明显增加,中富营养浮游硅藻相对丰度增加,贫营养底栖硅藻相对丰度减小。农业活动中化肥农药的施用、流域人口的增加、工业活动及制造业活动是杞麓湖浮游植物群落演变的主要驱动力,人为对水资源利用和土地利用类型的变化导致的湖泊水文改变和气候条件起到叠加的作用。因此,控制和减少化肥农药的施用及提高其利用率、控制和减少人为对水资源的利用及流域内土地利用的变化等人类活动干扰仍然是控制浮游植物密度增加、控制湖泊富营养化加剧和水生态退化的主要方法。
李海福[4]（2020）在《辽河口湿地潮滩区淤蚀动态特征与生态稳定性研究》文中认为河口湿地潮滩是海岸带重要组成部分,是陆海物质、能量及信息交换最频繁的区域,其淤蚀演变过程及生态稳定状态对河口湿地安全至关重要。受自然和人为多重因素影响,潮滩蚀退已成为全球重要河口主要特征,但其淤蚀及生态稳定过程尚不明确。因此本研究以辽河口湿地潮滩区为研究对象,旨在探究河口湿地潮滩区淤蚀规律及其生态稳定性,理清影响潮滩淤蚀和生态稳定的关键驱动力。采用同位素示踪和地理信息系统分析了近30余年辽河口湿地潮滩区在水平空间和垂向的淤蚀动态过程;基于定年结果重建了潮滩沉积过程时间维度,分析了辽河径流输送泥沙与潮滩沉积物间的作用规律,探明了径流对潮滩细粒物质输送临界输沙动力条件;采用频谱分析法解析了潮滩泥沙沉积与上游径流变化间的周期响应规律;通过沉积物粒度分布特征探究了潮滩区水动力变化过程;采用PSR-Rough Sets和ARIMA模型探讨了自然和人为多因素耦合作用下潮滩空间结构的生态稳定性,明确了关键驱动因子,预测了辽河口湿地潮滩未来发展趋势。研究结果探索了河口湿地潮滩淤蚀规律与生态稳定理论,对区域河口湿地安全及潮滩资源的可持续利用具有重要的指导意义。主要研究结论如下:（1）辽河口湿地潮滩区垂向沉积速率呈阶段性变化,1963-2017年间平均沉积速率为2.24cm/a。基于137Cs和210Pb相结合的定年分析法确定1963至1986年平均沉积速率为1.80cm/a,1986至2017年平均沉积速率为2.62cm/a。（2）辽河口湿地潮滩区近30余年在水平空间上总体呈淤积状态,潮滩岸线总体向海迁移,但受辽河径流输沙及人为开发活动影响,潮滩面积总体呈萎缩态势,潮滩人工岸线逐年增加,岸线长度呈减少趋势。辽河口湿地潮滩区1985至2017年间平均淤积侵蚀速率为342.42hm2/a,平均岸线位移为36.76m/a,潮滩岸线长度减少5.09km,潮滩自然岸线不断被人工岸线代替,人工岸线比例逐年增加,岸线曲折性变化不大。（3）辽河口湿地潮滩区沉积物沿陆至海方向,沉积物运移方式在空间上由均匀悬浮逐渐过渡为递变悬浮,沉积物粒径呈粗化趋势。潮滩区沉积物沿陆至海方向粘粒和粉粒含量呈减小趋势,砂粒含量呈增加趋势,沉积物粒径呈粗化趋势,沉积物类型总体以砂质粉砂为主。（4）辽河季节性径流过程影响辽河口湿地径流与潮汐交互区水动力平衡过程,进而引起潮滩沉积物在空间上的分布差异。夏季交互区水动力以辽河径流为主,沉积物处于细化阶段;冬季和春季以潮汐作用为主,沉积物转向粗化阶段。沿辽河行进方向存在明显的水动力转变临界区段,在此之前沉积过程由径流主导,沿水流方向沉积物具有细化趋势,之后沉积过程由潮汐主导,沉积物呈粗化趋势。（5）辽河口湿地潮滩沉积物与辽河径流变化间具有明显的周期响应,辽河径流对输送至潮滩的细粒物质量具有明显的输沙动力限制条件。辽河汛期流量与潮滩沉积物中值粒径间具有14-15年的周期对应关系,年均流量和年输沙量与沉积物中值粒径间具有5-6年周期对应关系。辽河输送至河口的泥沙总量与径流动力呈正比,细粒物质量与径流动力呈反比,但径流动力降低至一定程度后细粒物质量与输沙能力不再呈反比关系,存在明显的输沙动力限制条件。总体上以辽河汛期流量400 m3/s,年均流量100m3/s,年均输沙量200万t/a为界,大于该组界限值时,辽河径流携带细粒物质量与径流动力成反比,沉积物粗化明显;反之,随径流动力减弱,携带细粒物质量也减少,沉积粒径有一定程度的粗化。（6）辽河口湿地潮滩区生态稳定性是自然和人为多因素耦合作用的结果,近30余年总体上处于较稳定状态,现状2017年处于不稳定状态,在未来10年内潮滩生态稳定性总体仍将处于较稳定状态。其中,1986-2000年间辽河口湿地潮滩区处于较稳定状态,生态稳定性综合指数平均为0.51;2001年后进入不稳定状态,至2017年生态稳定性综合指数降低至到最小值0.25;2018-2022年将处于不稳定状态;2023至2025年由不稳定向较稳定状态发展;2026年后由较稳定状态向稳定状态发展,至2027生态稳定性综合指数达到0.63,辽河口湿地潮滩区生态稳定性趋于良性发展。（7）辽河口湿地潮滩区生态稳定性对人为因素变化的响应较自然因素敏感,人为开发活动干扰是引起潮滩区生态稳定性降低的关键因素。其中城镇化发展和交通道路建设等是导致潮滩区退化失稳的关键驱动因子,年降水量、年输沙量、汛期流量等是维持潮滩区沉积物质供应的关键保障因子。综上,辽河口湿地潮滩淤蚀动态及生态稳定状态是自然与人为因素耦合作用的结果。潮滩区在水平空间上呈明显的淤积和侵蚀过程,垂向沉积速率具有阶段性变化。潮滩区沉积物运移方式随着潮滩水动力条件的改变,沿陆至海方向逐渐由均匀悬浮过渡为递变悬浮,沉积物粒径呈粗化趋势。辽河季节性径流过程影响着河口径流和潮汐交互区的水动力平衡过程,径流年际变化与河口潮滩沉积过程具有明显的周期响应,引起潮滩淤蚀状态和沉积物空间分布特征的改变。辽河径流动力与输送至河口的泥沙总量呈正比,总体上与输送至潮滩的细粒物质量呈反比,且存在临界输沙动力限制条件。人为开发活动是引起潮滩生态稳定性降低的关键因素。在辽河口湿地潮滩的综合利用与保护中应合理化控制人为开发活动对潮滩生态稳定的干扰。
冷雪[5]（2019）在《基于137Cs和SCP的对比对南方小流域土壤侵蚀的初步研究 ——以黄茅潭流域为例》文中研究表明土壤侵蚀是威胁土地和水资源可持续利用的严重生态环境问题,也是土地退化的根本原因,也造成了巨大的经济损失,严重制约了人类社会的可持续发展。我国南方地区由于地形、降水和人为等因素导致的水土流失问题也逐渐进入大家视野。由于我国幅员辽阔,地形条件复杂,而且土壤侵蚀研究地区性较强。因此,针对我国南方小流域,研究其特定的土壤侵蚀情况尤为重要。本研究以黄茅潭这个南方小流域为研究对象,基于流域土壤剖面和湖泊碎屑沉积,利用137Cs和球状碳颗粒（SCP）分别计算侵蚀模数,对比分析不同地形地貌、不同土地利用条件的土壤侵蚀强度;并基于土壤侵蚀模数的分析,结合流域内的实际土地利用现状,分析黄茅潭流域的输沙比和泥沙贡献率,探讨该流域的泥沙来源和输运情况,对黄茅潭流域内的水土流失评估和流域综合治理提供依据。研究表明:1.黄茅潭流域中游地区和上游地区的137Cs比活度的蓄积峰有良好的年代指向,SCP计数的垂直分布的时间特征不明显;137Cs比活度和SCP计数均呈现下游地区<中游地区<上游地区。2.利用137Cs和球状碳颗粒（SCP）两个指标分别计算的侵蚀模数表明黄茅潭流域大部分地区属于轻度侵蚀,极少部分地区属于中度侵蚀。3.流域内的土壤侵蚀强度和地貌条件与土地利用情况息息相关,其中:考虑不同流域位置,土壤侵蚀强度上游<中游<下游;从采样点的地貌部位来看,坡底<坡顶<坡面;按照不同土地利用类型,流域土壤侵蚀强度从小到大依次为:水田<林地<旱地<弃耕地。4.基于土壤侵蚀模数的分析,流域内不同土地利用类型的输沙贡献率从小到大以此为:荒地<林地<水田<旱地。
刘春[6]（2019）在《黄土高原丘陵区侵蚀土壤有机碳来源及影响机制》文中进行了进一步梳理土壤侵蚀是人类面临严重的环境问题之一,它不仅导致肥沃表土的流失、土地资源的破坏,土地生产力的降低,而且引起地球表层系统中土壤有机碳（soil organic carbon,简称SOC）的迁移流失,进而对区域碳循环和全球气候变化产生重要影响。土壤侵蚀是大气的“碳源”还是“碳汇”,这一问题在学术界备受争议。近年来,越来越多研究者倾向于支持侵蚀是大气的“碳汇”这一观点,但其碳汇的数量级存在很大不确定性。上述估算碳汇值存在一个很大误差的原因是缺乏不同尺度上侵蚀SOC（包括溶解性有机碳和颗粒态有机碳等）的通量和归宿的数据支撑。从终端准确探明侵蚀SOC的来源是确定其归宿不确定性的核心关键。因此,本研究选取黄土高原丘陵山区为研究对象,通过野外调查、采样和室内分析,基于同位素技术、生物标志物及光谱等指纹识别方法结合同位素混合模型,研究了侵蚀区域土壤有机碳及化学组分对土地利用方式和侵蚀强度的响应及其影响因素,解析了不同沉积环境下泥沙有机碳来源及其空间差异性,明确了泥沙溶解性有机碳（water-extractable organic carbon,简称WEOC）在侵蚀驱动下土壤碳循环中扮演的角色,探讨了降雨过程中侵蚀泥沙有机碳来源对水文过程和管理措施的响应特征,最后阐明了坝控小流域侵蚀沉积作用下土壤有机碳再分布过程及收支平衡。本研究得到的主要结论如下:（1）在景观坡面尺度上,研究了黄土高原地区植被恢复后不同植被类型SOC及其储存量的垂直和水平方向分布特征,揭示人工种草是黄土高原地区土壤固碳和水土保持的最优方案。结果表明,土壤有机碳在不同坡位上表现为随土壤深度增加呈现指数下降趋势,主要集中分布于表层土壤（0-10 cm）,且较深层土壤（10-100 cm）变异较大;人工草地相对其他土地利用类型表现更大的碳固存潜力。植被恢复后,不同植被类型表现不同土壤侵蚀程度:人工林地>人工草地>自然草地,且SOC侵蚀坡位主要集中于中坡。（2）基于生物标志物和同位素技术研究了坝控小流域沉积泥沙有机碳来源及侵蚀土壤碳的再分布过程;揭示了正构烷烃指标在黄土高原的不适用性,耕地是沉积泥沙有机碳的主要来源,且侵蚀-沉积作用在坝控小流域碳循环可能扮演“碳源”的角色。单因素方差分析表明,不同土地利用类型下土壤正构烷烃碳链含量及其衍生物指数差异性不明显（P>0.05）;而侵蚀区不同土地利用类型下土壤碳氮同位素及元素组成呈现显着性差异（P<0.05）,且沉积泥沙值在其变化范围内。耕地是坝控小流域沉积泥沙有机质的主要贡献者（>50%）,而沟道和林地分别贡献29.28%和17.18%。林地SOC贡献比随径流路径方向逐渐减少,而耕地和沟道分别在坝中和坝前SOC贡献比最高。泥沙沉积剖面分层土壤有机碳来源呈现明显不同。土壤侵蚀和沉积过程导致1569.8 Mg SOC丢失（1Mg=106 g,从2004年到2016年）,平均SOC年侵蚀率分别为0.051 Mg C ha-1。侵蚀沉积过程导致的碳流失量占总侵蚀SOC量的52.8%,这可能成为碳循环中重要的“碳源”。（3）基于光谱学结合平行因子分析和主成分分析方法研究了坝控小流域侵蚀土壤和沉积泥沙WEOC的光谱特征和荧光组分,阐明新有机化合物（原地源）的生物生产可能是沉积环境中沉积物WEOC的主要来源。研究发现,林地土壤WEOC含量最高(30.23±2.57 mg L-1)而沟道含量最低(6.90±1.42 mg L-1),而其他土地利用类型中WEOC含量差异不明显（P>0.05）。不同土地利用类型（耕地、草地和荒地）和沟道之间WEOC的结构和化学特征差异不明显,而林地土壤WEOC相对于其他土地利用类型具有更高的芳香性和疏水性组分以及分子量。沉积泥沙WEOC含量和芳香性结构和分子量大小相对于土地利用类型和沟道土壤比较低,腐殖化程度更高。沉积泥沙WEOC除了存在腐殖质类组分外,还存在特有的蛋白质类组分（酪氨酸和色氨酸,所占比例超过42.77%）,沉积泥沙WEOC主要来源于自生源微生物残体及分泌物。（4）研究了不同治理措施小流域降雨过程中泥沙有机碳来源及影响因素,阐明了沟道侵蚀是黄土高原地区降雨过程中泥沙有机碳流失的主要影响机制。治理小流域泥沙SOC含量明显高于非治理小流域,且降雨过程中变化幅度更大。流量、产沙率,而非降雨特征,与泥沙有机碳和氮含量呈显着负相关关系（P<0.05）,是径流泥沙中有机碳和氮动态变化的主要影响因素。沟道泥沙是降雨过程中径流泥沙有机碳的主要贡献者（非治理小流域:38.50%和治理小流域:35.63%）,而C3和C4植物残体总体贡献比低于25%。（5）研究了不同侵蚀强度小流域沉积泥沙有机碳化学组成和来源的差异性,明确侵蚀强度是影响沉积有机碳来源的主要影响因素。研究表明,侵蚀强度对土壤质量的影响可以忽略不计。土壤基质的生物生产也在土壤侵蚀引起的WEOC动态变化中发挥关键作用。在不同侵蚀强度区域,沟岸是河道沉积泥沙SOM主要来源（轻、强、极强侵蚀强度区域贡献比分别为100%、36.18%、99.25%）。在侵蚀强度较高的地区,果园和草地也是沉积物中SOC的主要来源,分别占29.93%和33.89%。在更大流域尺度,耕地是河道沉积泥沙SOC的主要来源,约占26.5%,其次是沟岸（25.4%）、草地（25.1%）和林地（23.0%）。从上游到下游碳源贡献比例的空间变化不大。
廖佳[7]（2018）在《近50a沂蒙山区两个不同岩性小流域塘库的拦沙效应》文中指出众多小型水库修建,改变了地表泥沙输移过程,拦沙效应不容忽视。沂蒙山区是北方土石山区的典型代表,花岗岩与石灰岩呈复区分布,两种岩性区侵蚀产沙特征迥异,水库拦沙效应特征亦不相同。本研究选取沂蒙山区具有代表性的花岗岩与石灰岩小流域各一处,即姜庄和泉安子小流域,对比分析了两个不同岩性小流域塘库近50a的拦沙效应。沿主沟道方向于姜庄和泉安子塘库中央位置各取三孔沉积物样芯,分别为A、B、C和D、E、F。参照流域人类活动和环境演变历史,探明了各孔137Cs、210Pbex、黏粒和容重深度分布变化特征。以137Cs和210Pbex示踪法进行沉积物断代,参照塘库原始库容曲线,计算建坝以来塘库不同时段的年均淤沙量,以表征拦沙效应。这对认识两种岩性条件下水库建设对泥沙输移过程影响的特征和规律以及有针对性地采取流域管理措施,具有重要的理论和现实意义。主要研究结果如下:（1）姜庄小流域塘库沉积物剖面的137Cs和210Pbex活度、黏粒含量及容重随深度变化较为复杂,反映了强烈人类扰动影响下流域环境演变的大致历史。AC三钻孔137Cs皆自下而上从无到有,在1963年出现最大峰值;三钻孔的210Pbex分布规律,A钻孔总体从上往下呈降低趋势,B、C两孔的分布更为复杂。（2）泉安子小流域塘库沉积物剖面的137Cs和210Pbex活度、黏粒含量及容重随深度的变化规律分别大致相似,难以反映人类活动及流域环境演变的基本历史。DF三钻孔的137Cs分布规律大致相似,因1959年建库,导致三孔的137Cs并非自下而上从无到有,而是三钻孔底部皆自下而上很快到达1963年所对应的最大值;三钻孔210Pbex活度随深度变化呈指数降低;自上而下,三孔黏粒含量总体无明显变化,容重略呈增加趋势。两座塘库沉积物剖面差异,反映了两个小流域岩性背景、土壤性质、人类活动及其侵蚀产沙响应的差异。（3）姜庄塘库拦沙效应A、B、C三孔求得各时段拦沙效应介于394±142121±43t·a-1,平均值为208±75 t·a-1;三孔求得1953年建坝以来的总拦沙量约分别为8902,11129,11395 t,平均值10475 t。（4）泉安子塘库拦沙效应D、E、F三孔求得各时段拦沙效应介于22±759±21t·a-1,平均值为41±15 t·a-1;三孔求得1959年建坝以来的总拦沙量约分别为1975,2079,2237 t,平均值2097 t。（5）姜庄塘库的拦沙效应大于泉安子塘库,系因人类活动影响下产沙强度的差异所致。花岗岩地区发育棕壤,土层较厚,结构松散,易受扰动,人类活动强烈;石灰岩地区发育薄层褐土,抗蚀性强,与裸岩镶嵌交错,不易扰动,人类活动受限。近50a两塘库拦沙效应的变化趋势,反映了两个不同岩性小流域人类活动及其产沙强度响应的近期特征和规律。
毛沛妮[8]（2018）在《汉江一级阶地形成时代及其上覆黄土对MIS-3以来气候变化的响应研究》文中研究表明黄土堆积及其风化成壤改造所记录的季风气候变化信息是环境变化研究的重要课题。汉江上游位于秦巴山地之间、温带和亚热带季风气候变化的敏感过渡地带,是环境变化研究中具有独特地理位置的特色区域。汉江上游河谷两侧分布有一系列大型山间盆地,相对开阔的盆地地段发育四级阶地,上覆厚度约5～20m不等的黄土堆积。其中,二、三、四级阶地上黄土经长期侵蚀多为残丘,而一级阶地上黄土分布范围广,地层连续且完整,是记录汉江一级阶地抬升以来成壤环境变化的理想研究材料。本文重点对汉江一级阶地的形成年代、上覆黄土的完整地层和年代序列、及其记录的深海氧同位素MIS-3以来气候变化信息展开系统、深入研究。选取地层完整清晰的黄土剖面进行连续高分辨率采样分析,包括汉中盆地的军王村（JWC）和张沟（ZG）剖面、安康盆地的罗家滩（LJT）剖面、郧县盆地的庹家湾（TJW）和黄坪村（HPC）剖面。野外对其地层学和沉积学特征进行详细观察,室内对磁化率、色度、粒度、地球化学等理化性质以及微结构特征进行系统测试分析,并结合光释光（OSL）测年、14C测年、地层对比、文化遗迹的断代分析,获得了一系列新的认识,具体结论如下:1)以技术测年数据为依据,论证了汉江上游一级阶地的形成年代及演变过程。对一级阶地古河漫滩相砂层顶部和上覆盖黄土底界样品系统的OSL测年结果显示,不同河段上覆黄土的底界年代介于46.1±4.1～57.2土2.5 ka,表明阶地形成上界年龄;而砂层的顶界年代介于54.4±2.8～55.1±5.2ka,表明阶地形成下界年龄;综合表明汉江上游一级阶地自55.0 ka B.P.开始抬升,逐步形成汉江流域的现代地貌格局。2)系统建立了汉江一级阶地上覆黄土完整的地层序列及其年代。结合野外地层划分、室内理化指标证据和年代测试,将一级阶地上覆黄土从上至下依次划分为:全新世黄土 L0（3.0～0.0 ka B.P.）—古土壤 S0（8.5～3.0 ka B.P.）—过渡黄土Lt（11.5～8.5 ka B.P.）—马兰黄土L1-L1（21.0～11.5 ka B.P.）—弱古土壤L1-S1（23.0～21.0 ka B.P.）—马兰黄土 L1-L2（24.5～23.0 ka B.P.）—弱古土壤 L1-S2（31.0～24.5 ka B.P.）—马兰黄土 L1-L3（33.0～31.0 ka B.P.）—弱古土壤 L1-S3（34.0～33.0 ka B.P.）—马兰黄土 L1-L4（36.0～34.0 ka B.P.）—弱古土壤 L1-S4（44.5～36.0 ka B.P.）—马兰黄土 L1-L5（55.0～44.5 ka B.P.）。这些年代框架建立为探讨黄土成壤改造及其季风气候响应变化等奠定了重要的年代学基础。3)系统研究和总结了汉江上游黄土-古土壤理化性质参数及微结构特征。汉江上游黄土-古土壤以粉砂含量（5～50μm）为主,介于56.60%～67.62%,黏粒（<5μm）含量介于13.22%～26.24%,砂粒（>50μm）含量介于13.32%～25.84%;常量元素以SiO2、Al2O3和Fe2O3为主,三者含量总和在780.64～851.43 g.kg-1之间,总体呈现风尘堆积性质。微结构特征显示马兰黄土 L1的薄片颜色主要呈黄橙色、疏松多孔,主要以简单填充孔隙为主且孔隙壁粗糙,甚至呈现不规则的锯齿状;黄土中次生黏土土矿物较少且以残积黏土为主;粗颗粒矿物主要以石英、长石、云母为主,边界不规则,主要呈次棱角或棱角状。而古土壤So薄片颜色主要呈红棕或暗棕色,次生黏土含量非常多,存在大量淀积黏土以及铁锰质胶团,且黏土被无定形铁浸染;孔隙较少,主要为面积较大的孔道或者圆形孔隙,孔隙壁平滑;粗颗粒呈圆状或次圆状且含量较少、主要以难以风化的石英矿物为主。黄土 L0和黄土 Lt层薄片颜色仍以黄橙色为主,含有中等数量的黏粒胶膜和孔隙数量,孔隙类型主要以简单填充孔隙为主,并存在一些形态细长的裂隙型孔道,孔隙壁较粗糙。黄土-古土壤中均未看到任何形式的次生碳酸盐矿物,CaCO3含量仅为0.8～2.4 g.kg-1。4)分析和总结了秦岭南侧亚热带地区黄土风化过程和风化强度。对古土壤与黄土细致对比发现,古土壤的磁化率、a*值、Fe2O3,烧失量含量明显增加,而L*值降低,CIA、黏粒含量高,易溶元素Ca、Na、Mg淋失强烈,Fe、Al相对富集。结合黄土、古土壤的微结构（粗颗粒、土壤形成物、孔隙）特征差异分析,共同反映了亚热带环境下黄土风化过程中主要经历了强磁性矿物的形成及红化作用、硅酸盐矿物的分解和黏化作用、有机质的形成、强烈淋溶作用等。采用CIA、PIA、CIW、CPA、钾钠比、淋溶系数、退碱系数、残积系数等不同化学风化参数深入分析,一致显示出黄土-古土壤的化学风化强度大致处于中等化学风化阶段,且A-CN-K三角图反映其处于脱钙、钠阶段,尚未达到脱钾阶段;化学风化产生的黏土矿物主要以蒙脱石和伊利石为主。为更好揭示季风过渡地带的汉江上游黄土风化特征与规律,与洛川黄土和下蜀黄土进行对比,其化学风化强度呈现从西北向东南（洛川黄土→汉江黄土→下蜀黄土）逐渐增强的变化规律,恰好与我国现代夏季风气候格局一致,有力地说明夏季风气候对南北及过渡区域黄土化学风化强度变化的影响,为深刻理解黄土风化对东亚夏季季风气候变化区域响应提供关键性证据。5)论证了汉江流域黄土母质发育的土壤在中国土壤系统分类中的地位。汉江流域黄土母质发育的土壤具有A-AB-Bt-BC-C的剖面构型,不同剖面Bt层的厚度约50～170 cm,黏粒含量比上覆淋溶层和黄土母质层明显增加,且绝对增加量≥3%;并呈现致密坚硬、暗红棕（5YR）、红棕（5YR）、暗棕（7.5YR）等颜色明显偏红的色调;微结构特征显示该层分布有大量残积黏土和淀积黏土胶膜;这些特征与“黏化层”的诊断条件相吻合,并具有坚实的棱柱状或棱块状结构、常伴有铁锰胶膜和铁锰团,黏土胶膜厚度≥0.5 mm,符合“黏磐”的诊断层标志,结合中国土壤系统分类检索,可将汉江流域黄土母质发育的土壤归属于为“黏磐湿润淋溶土”。6)揭示了晚更新世末次冰期中MIS-3时期温湿气候变化在汉江流域的存在,并讨论了其环境意义,重建了汉江一级阶地形成以来的气候变化轨迹。55.0～11.5 ka B.P.,整体上处于较干冷的气候环境中,风化成壤作用非常微弱,形成马兰黄土L1。但是本文鉴别出黄土L1中发育4层弱古土壤层,其年代为23.0～21.0 kaB.P.、31.0～24.5kaB.P.、34.5～33.0 ka B.P.和 44.5～36.0kaB.P.。这 4 层弱古土壤风化成壤强度（以TJW剖面的黏粒变化为例）,弱古土壤L1-Si、L1-S2、L1-S3和L1-S4（18.44%、20.60%、15.91%和14.48%）明显高于相邻上下黄土层,高于黄土 L1均值（13.32%）,而低于古土壤S0（25.94%）,并呈现L1-S2>Li-S1>L1-S3>L1-S4的变化特征,表明这4个时期气候温湿程度波动变化。其中,弱古土壤L1-S4和L1-S3的风化成壤程度较微弱,说明55.0～31.0kaB.P.期间气候以干冷为主,在44.5～36.0kaB.P.和34.5～33.0 ka B.P.期间表现出弱温湿的变化特征;弱古土壤L1-S2和L1-S1经历的风化成壤作用较高,且弱古土壤L1-S2最强烈,说明31.0～21.0 kaB.P.期间气候呈现一个非常明显的、持续时长约10.0ka的温暖湿润时期,且气候最为温湿阶段出现在31.0～24.5 ka B.P.,而24.5～23.0 ka B.P.时期出现一次短暂的干冷特征;21.0～11.5 kaB.P.期间气候表现出一个持续9.5 ka的干冷阶段,黄土大量堆积,与全球性的末次盛冰期相吻合。11.5～8.5kaB.P.,气候转向温湿→8.5～3.0kaB.P.达到最温湿阶段→ 3.0～0.0 ka B.P.又转向凉干。
丁兆运[9]（2017）在《人类活动影响下南四湖现代沉积的南北差异研究》文中研究指明南四湖是华北地区最大的淡水湖泊,在流域防洪、灌溉、渔业生产、航运、维护流域生态平衡以及南水北调等方面发挥着重大作用。南四湖流域人口密集,经济活动频繁,由此所带来的环境污染问题也比较突出。1960年建成使用的二级坝等水利工程,将南四湖分成了性质差异巨大的南北两个湖泊——上、下级湖,极大地改变了南四湖的沉积环境。因此,探讨二级坝建成后污染物的迁移转化规律、揭示人类活动对流域环境的影响程度和后果,是当前亟需解决的问题。本研究以放射性同位素（137Cs、241Am及210Pb）测年为基础,通过在南四湖二级坝两侧系统布置采样点,确定南四湖沉积物的沉积年代。在此基础上,分析南四湖粒度、营养元素、重金属污染物等环境代用指标的时空演变规律。分析人类活动（尤其是修建水利工程）对湖泊沉积的影响程度,为南四湖的合理开发利用与保护提供理论依据。本次研究获得了以下成果:1)南四湖流域内侵蚀土壤的延迟输入带来的137Cs,是导致南四湖各沉积岩柱的137Cs剖面分布背离全球公认分布模式的主要原因;单独使用137Cs时标法难以确定沉积物的沉积年代,需要与其他断代方法相结合来进行;以二级坝水利工程等的建成时间（1960年）作为一个有用时标,证明将210Pb计年的CRS模式用于南四湖沉积计年具有较高的可靠性。南四湖沉积以1960年为界,划分为两大时段:1960年之前,下级湖沉积速率高于上级湖;1960～2010年,上级湖沉积速率高于下级湖。2)南四湖沉积物粒度在分布在上、下级湖间存在差异。上级湖>63 um级的细砂及16～63um级的中、粗粉砂所占的平均比例高于下级湖,而4～16um级的细粉砂及<4 um级的粘土平均含量则低于下级湖;平均粒径（Mz）的平均值,上级湖高于下级湖。通过对南四湖上、下级湖多沉积岩柱平均粒径与年降水量的关系对比、分析,结果表明,在百年时间尺度的环境变化研究中,沉积物颗粒的粗细波动符合长时间尺度、低分辨率下粒度变化指示气候干湿变化的规律。但其中粗颗粒的异常增大,则可以指示流域遭遇了异常洪水,甚至指示次暴雨。异常降水量的年份可以作为一个有用时标,用以验证210PbexCRS计年结果的准确性。3)南四湖各营养盐指标（TOC、TN、C/N、TP）中,TOC、TN、C/N的平均含量是上级湖高于下级湖,TOC、TN的变化具有较好的同步性。TP的含量自80年代以来迅猛增加,与TOC、TN同步增长,主要是由于流域人类活动产生的污染导致的,与流域农业生产、工业废水的排放有关。4)分析了南四湖沉积物的元素地球化学特征,较好地反映了南四湖流域100多年来的风化作用历史。南四湖的CIA平均值为65.7,相当于黄土、平均页岩的CIA值,处于中等化学风化阶段。CIA、Rb/Sr、Saf、Ba等元素地球化学指标能相互印证,较好地反映了流域自然演化历史。5)分析了 5种重金属（Cr、Cu、Zn、As、Pb）剖面分布规律,并利用人类活动系数和地质累积指数法对这5种重金属的污染情况进行了评价。结果表明,这5种重金属元素处于偏中度—中度污染水平;Cr、Cu、Zn污染上级湖>下级湖,As、Pb污染下级湖>上级湖。6)流域人类活动,尤其是人类修筑的二级坝等水利工程是造成南四湖沉积物各种环境代用指标差异的重要原因。
孙盼盼[10]（2017）在《滇北小流域土壤和沉积物中持久性有机污染物的地球化学特征》文中认为滇池流域位于云贵高原中部,是云南省人口最密集、经济最发达的区域。随着当地工业化、城市化进程的加快,流域内相继建立了多家工厂（例如造纸厂、印刷厂、焦化炼气厂、炼钢厂、印染厂等）,这些工厂的废水、废渣排入滇池;同时流域内土地利用发生了明显变化,土地利用的不合理,造成大量的营养物质流入滇池。这些均导致滇池水体严重富营养化,而滇池藻类的大量繁殖和死亡会增加沉积物中有机质的内源输入。沉积物中有机质含量增加会提高沉积物对外来污染物的富集能力,增加区域环境风险,其中以持久性有机污染物最为典型。持久性有机污染物是一类具有生物蓄积性、半挥发性、高毒性,且能够通过各种环境介质进行长距离迁移的污染物质,对人体健康和生态环境具有严重危害。这类污染物存在于大气、水体、土壤、沉积物、生物体中,不仅危害污染源附近的环境生态系统,而且通过长距离迁移影响远离污染源的偏远地区的环境生态系统。根据有机污染物的来源和产生,可以将其分为两类:一类是人类无意产生的化学物质,例如多环芳烃;多环芳烃是具有致癌、致畸、致突变作用的一种典型持久性有机污染物,虽然多环芳烃在环境中的含量很少,但是在其生成、迁移、转化和降解的过程中,通过各种途径进入人体,威胁人类健康。另一类是工业产品或农业生产、疾病控制、工作制造过程中的产物,例如有机氯农药中的滴滴涕。有机氯农药亦是一种典型的持久性有机污染物,具有高残留、高富集和对生物体毒性强的特性,用量最大、用途最广泛的两种典型有机氯农药是滴滴涕和六六六。随着农业、化学工业的发展及人为活动的加剧,持久性有机污染物在环境中的危害性,越来越引起人们的重视。目前,针对滇池流域有机污染物的研究工作已经取得一些成果,但是关于滇池周边小流域有机污染物的研究尚待完善。本研究以滇池北部小流域—宝象河支流域和马料河支流域（斗南地区）中土壤和沉积物为研究载体,多环芳烃和有机氯农药两种典型的有机污染物为研究对象,通过超声提取、色谱-质谱分析等实验分析方法,借助分子比值分析、主成分分析、相关性分析等数据处理方法,对研究区域内多环芳烃和有机氯农药在土壤和沉积物中的污染水平、污染来源、潜在风险、有机质对多环芳烃和有机氯农药环境行为的影响等进行了分析研究;同时结合同位素定年方法,建立相应时间标尺,重建当地多环芳烃和有机氯农药的污染历史。研究结果为该区域以后实施此类有机污染物的防治和控制措施提供科学依据。主要研究结果如下:1.滇北小流域持久性有机污染物的污染水平土壤和沉积物中,美国环保署优先控制的16种多环芳烃均有检出,其中菲（PHE）含量最高。土壤中多环芳烃污染以3环多环芳烃为主,主要是菲（PHE）。沉积物中多环芳烃污染以3环为主,主要是菲（PHE）和芴（FLU）。宝象河流域表层土壤中多环芳烃含量（196.6～915.8 ng·g-1,均值464.9 ng·g-1）明显低于全国表层土壤中多环芳烃含量平均值,与珠江三角洲地区表层土壤中多环芳烃平均含量相近。斗南地区表层土壤中多环芳烃含量（508.6～2800.9 ng·g-1）高于宝象河流域,平均含量（1840.1 ng·g-1）略高于全国平均值,与长江三角洲及西南地区的平均含量相近。土壤剖面中多环芳烃的含量分布与我国土壤中多环芳烃的分布规律相同,其含量峰值出现在表层（0～20 cm）或是亚表层（20～40 cm）。由于人类活动的强度不同,宝象河流域与斗南地区土壤中多环芳烃含量之间存在显着差异。有机氯农药10种组分在土壤与沉积物中均有检出,且含量均明显低于我国20世纪80年代禁止使用后土壤中的残留量。宝象河流域不同土地利用方式土壤剖面中滴滴涕、六六六的含量分布呈现均一性,即滴滴涕含量明显高于六六六含量,而斗南地区则相反,六六六含量高于滴滴涕。宝象河流域与斗南地区土壤中滴滴涕含量之间存在显着差异性,六六六、有机氯农药含量之间没有明显差异。在土壤剖面中,有机氯农药含量峰值出现在表层（0～20 cm）或是亚表层（20～40 cm）。沉积物中有机氯农药含量在25cm处出现峰值,其污染以六六六为主,β-HCH是主要成分;而滴滴涕中,则是o,p’-DDT含量最高。根据Maliszewska-Kordybach建立的多环芳烃污染程度的分级方法,宝象河流域土壤中多环芳烃污染为轻度至中度污染,斗南地区土壤受到中度至重度的污染。沉积物中多环芳烃污染水平同国内同类型区域相近,高于人类活动较弱的区域,苯并[b]荧蒽（BbF）、苯并[k]荧蒽（BkF）、茚并[1,2,3-cd]芘（IcdP）、苯并[g,h,i]苝（BghiP）被检测出,说明有不利的生物影响效应。依据我国环境质量标准,宝象河流域和斗南地区土壤未受到有机氯农药污染,沉积物中有机氯农药具有潜在生态风险。2.流域内持久性有机污染物的来源解析土壤中多环芳烃污染主要来源是燃烧源,包括燃煤源和交通源,但主要是煤炭的燃烧过程。两个研究区域土壤中多环芳烃的主要来源相同,但是各来源的贡献率不同。沉积物中多环芳烃来源是液态化石燃料燃烧和煤炭、生物质等燃烧的混合燃烧源,但主要来源是煤炭、生物质的燃烧。即土壤和沉积物中多环芳烃主要污染来源相似。土壤和沉积物中滴滴涕的污染主要来源于工业滴滴涕的历史使用残留,但是有新的滴滴涕输入,可能与三氯杀螨醇的使用有关。土壤中六六六的污染主要来自历史上工业六六六与林丹的共同使用,而沉积物中六六六主要来源于近期林丹的输入。3.有机质对持久性有机污染物环境行为的影响流域内耕地、草地土壤是沉积物中有机碳的主要贡献源,沉积物中有机质来源于湖泊自生。流域内耕地、草地土壤中的碳氮流失,进入水体,水体营养元素增加,造成大量藻类的繁殖和死亡,进而使沉积物中有机质含量增加。相关性分析结果表明,有机碳影响多环芳烃在土壤中的含量与分布;土壤中滴滴涕的残留不受有机碳的影响,但是有机碳显着影响土壤中六六六和有机氯农药的残留;多环芳烃和有机氯农药在沉积物中的含量分布均受到有机碳的显着影响。4.流域内持久性有机污染物的沉积记录210Pb、137Cs放射性同位素定年确定沉积物的年代跨度约为1945～2013年。1945年至2013年期间,研究区域内柱状沉积物中多环芳烃的含量呈现上升趋势,大体分为以下几个阶段:（Ⅰ）1945年至1950年,多环芳烃含量没有明显的变化趋势;（Ⅱ）1950年至1972年,多环芳烃含量呈现上升趋势,并且在1972年达到峰值（578.1 ng·g-1）;（Ⅲ）1972年之后至2004年,多环芳烃含量呈现波浪式上升趋势,至2004年达到峰值（762.2 ng·g-1）;（Ⅳ）2004年至2013年,多环芳烃含量呈现降低趋势。沉积物中多环芳烃含量的历史变化与当地的GDP、人口等之间有很好的相关性。多环芳烃主要以3环多环芳烃为主,其含量的变化趋势与多环芳烃总含量变化一致;2012年之前多环芳烃16种组分中,菲（PHE）含量最高。1945年至2013年期间,流域内柱状沉积物中有机氯农药含量总体上呈现上升趋势,亦可以分为几个阶段:（Ⅰ）1945年至1984年,有机氯农药含量呈现上升趋势;（Ⅱ）1984年至1999年,有机氯农药含量降低;（Ⅲ）1999年至2013年,有机氯农药含量呈现波浪式变化。沉积物中有机氯农药含量的历史变化符合当地农药的使用历史。有机氯农药主要以六六六为主,其含量在20世纪80年代之前呈现上升趋势,80年代之后呈现明显的波动变化。综合分析流域内柱状沉积物中多环芳烃和有机氯农药的沉积记录与当地社会、经济发展之间的关系,结果表明,二者的污染历史与当地的工业化、城市化和经济发展相吻合,其沉积记录很好地反映了当地的社会经济发展变化。
二、Fallout radionuclides (~7Be and ~(137)Cs) in surface soils and lake sediments in west Yunnan and central Guizhou, China（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、Fallout radionuclides (~7Be and ~(137)Cs) in surface soils and lake sediments in west Yunnan and central Guizhou, China（论文提纲范文）
（1）北方典型湖泊多环芳烃污染历史重建及人类活动响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景、目的和意义 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 研究目的和意义 |
| 1.2 多环芳烃概述 |
| 1.2.1 多环芳烃的结构及理化性质 |
| 1.2.2 环境中多环芳烃的来源及其危害 |
| 1.3 国内外研究现状 |
| 1.3.1 湖泊沉积物多环芳烃污染研究进展 |
| 1.3.2 多环芳烃污染源识别方法 |
| 1.3.3 多环芳烃湖泊沉积记录的指示意义研究进展 |
| 1.3.4 多环芳烃大气传输路径研究进展 |
| 1.4 研究内容与技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.3 技术路线 |
| 1.4.4 创新点 |
| 第2章 研究区概况和分析方法 |
| 2.1 北方典型湖泊研究区概况 |
| 2.1.1 自然环境概况 |
| 2.1.2 社会经济概况 |
| 2.2 样品采集 |
| 2.3 实验分析 |
| 2.3.1 沉积物年代测定 |
| 2.3.2 沉积物多环芳烃的测定 |
| 2.3.3 沉积物粒度测定 |
| 2.3.4 沉积物有机碳测定 |
| 2.4 质量控制与保证 |
| 2.5 数据处理与分析 |
| 2.6 本章小结 |
| 第3章 北方典型湖泊沉积物多环芳烃沉积历史区域对比分析 |
| 3.1 北方典型湖泊沉积岩芯~(210)Pb和~(137)Cs年代测定 |
| 3.1.1 ~(210)Pb测定年的基本原理 |
| 3.1.2 ~(137)Cs计年原理 |
| 3.1.3 北方典型湖泊沉积年代的建立 |
| 3.2 北方典型湖泊沉积物PAHs含量及分布特征 |
| 3.2.1 查干湖沉积物PAHs含量及分布特征 |
| 3.2.2 呼伦湖沉积物PAHs含量及分布特征 |
| 3.2.3 乌粱素海沉积物PAHs含量及分布特征 |
| 3.2.4 博斯腾湖沉积物PAHs含量及分布特征 |
| 3.3 北方典型湖泊沉积物中PAHs污染差异性分析 |
| 3.3.1 北方典型湖泊沉积物中PAHs总体污染特征对比分析 |
| 3.3.2 北方典型湖泊沉积物中PAHs污染历史区域差异分析 |
| 3.4 北方典型湖泊PAHs污染历史风险评价 |
| 3.4.1 北方典型湖泊沉积物中PAHs潜在生态风险评价 |
| 3.4.2 北方典型湖泊沉积物中PAHs潜在健康风险评价 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 北方典型湖泊PAHs污染来源及大气输入历史研究 |
| 4.1 北方典型湖泊多环芳烃沉积历史的影响因素分析 |
| 4.1.1 北方典型湖泊沉积物中PAHs与 TOC的相关性分析 |
| 4.1.2 北方典型湖泊沉积物中PAHs与粒度的相关性分析 |
| 4.2 北方典型湖泊沉积物多环芳烃源解析 |
| 4.2.1 基于环数组分的北方典型湖泊沉积物中PAHs来源辨别 |
| 4.2.2 基于特征比值法的北方典型湖泊沉积物中PAHs来源解析 |
| 4.2.3 基于PMF的北方典型湖泊沉积物中PAHs来源解析 |
| 4.3 北方湖泊沉积物PAHs同大气环境指标的关系性分析 |
| 4.3.1 北方典型湖泊粒度敏感组分的提取及其环境指示意义 |
| 4.3.2 北方典型湖泊中PAHs来源同环境敏感组分的相关性研究 |
| 4.4 北方典型湖泊沉积物中PAHs污染物输入潜在源区分析 |
| 4.5 本章小结 |
| 第5章 人类活动对北方典型湖泊沉积物PAHs污染的影响机制 |
| 5.1 北方典型湖泊区域城市化参数概述 |
| 5.1.1 松原市城市化参数 |
| 5.1.2 呼伦贝尔市城市化参数 |
| 5.1.3 巴彦淖尔市城市化参数 |
| 5.1.4 巴音郭楞州城市化参数 |
| 5.2 基于STIRPAT模型的人类活动对PAHs污染影响机制分析 |
| 5.2.1 随机影响模型(STIRPAT) |
| 5.2.2 北方典型湖泊沉积物中PAHs影响因素分析 |
| 5.3 本章小结 |
| 结论与展望 |
| 主要结论 |
| 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间发表的学术论文 |
| 致谢 |
（2）核素大气沉降过程及其对上层海洋POC输出通量研究的启示（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.1.1 地球碳循环 |
| 1.1.2 海洋生物碳泵 |
| 1.2 POC输出通量的测定方法 |
| 1.3 海洋环境中利用~(234)Th-~(238)U和~(210)Po-~(210)Pb活度不平衡法示踪POC输出通量 |
| 1.3.1 海洋环境中的~(234)Th-~(238)U和~(210)Po-~(210)Pb的分布及活度不平衡现象 |
| 1.3.2 ~(234)Th-~(238)U和~(210)Po-~(210)Pb核素对示踪海洋POC输出通量的相关研究进展 |
| 1.4 核素大气沉降通量研究的重要性 |
| 1.5 论文研究目标和内容 |
| 1.6 论文结构框架 |
| 第二章 研究区域和方法 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.1.1 东海近岸区域——上海地区 |
| 2.1.2 东中国海及西北太平洋海区 |
| 2.1.3 南海及北部陆坡区 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 主要仪器装置和化学试剂 |
| 2.2.2 ~(210)Po和~(210)Bi镍片自沉积法的条件优化 |
| 2.2.3 雨水样品中~(210)Po-~(210)Bi-~(210)Pb及~7Be的联合分析流程 |
| 2.2.4 海水样品中~(210)Po、~(210)Pb及~(234)Th的联合分析流程 |
| 第三章 东海近岸降雨过程中的典型核素(~(210)Po、~(210)Bi、~(210)Pb和~7Be)及其示踪意义 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 研究方法 |
| 3.3 结果 |
| 3.3.1 雨水中~(210)Po、~(210)Bi、~(210)Pb及~7Be活度浓度 |
| 3.3.2 ~(210)Po/~(210)Pb、~(210)Bi/~(210)Pb及~7Be/~(210)Pb的活度比值 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 ~(210)Po、~(210)Bi、~(210)Pb及~7Be的清除过程及影响因素 |
| 3.4.2 ~(210)Po、~(210)Bi、~(210)Pb及~7Be湿沉降过程:通量大小及影响因素 |
| 3.4.3 利用~(210)Po/~(210)Pb、~(210)Bi/~(210)Pb及~7Be/~(210)Pb活度比值捕捉平流层入侵现象 |
| 3.4.4 东亚地区及海区~(210)Po、~(210)Bi、~(210)Pb及~7Be大气沉降通量的时空分布 |
| 3.4.5 ~(210)Pb大气沉降通量的变化对评估东亚海区POC输出通量的影响 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 西北太平洋及东中国海~(210)Po和~(210)Pb的分布、分配、分馏行为及源汇格局 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 研究方法 |
| 4.3 结果 |
| 4.3.1 表层海水TSM和 POC浓度分布 |
| 4.3.2 表层海水~(210)Po和~(210)Pb活度浓度分布 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 ~(210)Po和~(210)Pb活度浓度分布的特征 |
| 4.4.2 悬浮颗粒物的浓度和组成对~(210)Po及~(210)Pb分配系数的影响 |
| 4.4.3 ~(210)Po和~(210)Pb的源汇格局及收支模型 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 双示踪剂法(~(234)Th-~(210)Po)示踪南海北部POC输出通量及中层鱼昼夜垂直迁移行为 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 航次概况 |
| 5.3 结果 |
| 5.3.1 秋季航次水文参数、POC及~(210)Po和~(210)Pb浓度的垂向分布 |
| 5.3.2 夏季航次水文参数、POC及~(210)Po和~(210)Pb浓度的垂向分布 |
| 5.3.3 春季航次水文参数、POC、~(210)Po、~(210)Pb和~(234)Th浓度的垂向分布 |
| 5.3.4 ~(210)Po、~(210)Pb昼夜变化与渔业声学回波影像结果 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 海水中溶解态~(210)Po和~(210)Pb活度浓度异常升高的可能原因 |
| 5.4.2 真光层~(234)Th、~(210)Pb和~(210)Po的清除速率及迁出通量 |
| 5.4.3 基于~(210)Po和~(234)Th估算真光层POC输出通量 |
| 5.4.4 对比~(210)Po和~(234)Th法估算的南海真光层POC输出通量 |
| 5.4.5 不同方法估算的南海海洋真光层颗粒有机碳输出通量对比 |
| 5.4.6 颗粒态~(210)Po与中层生物(鱼)昼夜垂直迁移活动的关系 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 总结、不足与展望 |
| 6.1 论文总结 |
| 6.2 论文创新点 |
| 6.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间科研成果 |
| 致谢 |
| 附录 |
（3）湖泊浮游植物演替历史与流域人类活动的关系分析 ——以杞麓湖为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景与目的 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 研究目的与意义 |
| 1.2 文献综述 |
| 1.2.1 云贵高原湖区概述 |
| 1.2.2 湖泊浮游植物群落演替研究 |
| 1.2.3 云南湖泊浮游植物群落演替 |
| 1.2.4 浮游植物群落演替及环境变化历史反演方法 |
| 1.3 杞麓湖及其流域概况 |
| 1.3.1 自然概况 |
| 1.3.2 社会经济概况 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究思路与技术路线 |
| 第二章 杞麓湖浮游植物现状及季节演替 |
| 2.1 前言 |
| 2.2 研究区域与样点设置 |
| 2.3 材料与方法 |
| 2.3.1 水质理化指标 |
| 2.3.2 浮游植物样品 |
| 2.3.3 数据处理与分析 |
| 2.4 结果与分析 |
| 2.4.1 杞麓湖水质的季节变化 |
| 2.4.2 浮游植物群落季节演替 |
| 2.4.3 浮游植物群落与环境因子的关系分析 |
| 2.5 讨论 |
| 2.5.1 杞麓湖水质的季节变化 |
| 2.5.2 浮游植物群落季节演替 |
| 2.5.3 浮游植物群落与环境因子的关系分析 |
| 2.6 本章小结 |
| 第三章 杞麓湖流域近百年人类活动变化的反演 |
| 3.1 前言 |
| 3.2 研究地概况 |
| 3.3 材料与方法 |
| 3.3.1 样品处理与测定 |
| 3.3.2 沉积柱年代测定 |
| 3.3.3 沉积物粒度测定 |
| 3.3.4 沉积物总氮(TN)、总磷(TP)和碳氮比(C/N)测定 |
| 3.3.5 沉积物有机质(OM)测定及污染评价 |
| 3.3.6 污染指数计算及评价 |
| 3.3.7 沉积物金属元素含量测定 |
| 3.3.8 沉积物金属元素污染评价和生态风险评估的计算 |
| 3.3.9 土地利用类型分析 |
| 3.3.10 数据统计与分析 |
| 3.4 结果与分析 |
| 3.4.1 沉积岩芯柱 |
| 3.4.2 沉积物柱芯高分辨率年代分析 |
| 3.4.3 近百年杞麓湖沉积速率分析 |
| 3.4.4 近百年杞麓湖沉积物粒度变化分析 |
| 3.4.5 地化指标百年变化分析 |
| 3.4.6 近百年杞麓湖氮磷营养物质变化分析 |
| 3.4.7 近百年杞麓湖TOC和LOI_(550)变化分析 |
| 3.4.8 近百年杞麓湖C/N和TN/TP变化分析 |
| 3.4.9 金属元素含量变化 |
| 3.4.10 金属元素含量与沉积物理化性质关系分析 |
| 3.4.11 近百年杞麓湖金属元素污染分析 |
| 3.4.12 金属元素的来源分析 |
| 3.4.13 土地利用历史变化分析 |
| 3.4.14 历史社会经济数据与地化指标相关分析 |
| 3.5 讨论 |
| 3.5.1 沉积岩芯湖泊水质环境 |
| 3.5.2 沉积岩芯沉积速率的环境意义 |
| 3.5.3 沉积物粒度百年变化的驱动因子 |
| 3.5.4 沉积物地球化学指标百年变化的环境指示意义及驱动因素 |
| 3.5.5 沉积物金属元素历史变化及其成因分析 |
| 3.5.6 沉积物人为来源金属元素历史变化的驱动因素分析 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 杞麓湖近百年浮游植物演替及其驱动因子分析 |
| 4.1 前言 |
| 4.2 研究地概况 |
| 4.3 材料与方法 |
| 4.3.1 沉积物采集及年代测定 |
| 4.3.2 沉积物化石硅藻的提取与分析方法 |
| 4.3.3 沉积物化石硅藻群落结构特征分析方法 |
| 4.3.4 沉积物色素的提取与分析 |
| 4.3.5 数据统计与分析 |
| 4.4 结果与分析 |
| 4.4.1 近百年杞麓湖沉积硅藻群落组合特征 |
| 4.4.2 近百年杞麓湖沉积硅藻优势属种的生态习性 |
| 4.4.3 近百年杞麓湖沉积硅藻多样性指数演变过程 |
| 4.4.4 近百年硅藻群落演变的驱动因素分析 |
| 4.4.5 沉积色素重建浮游植物的演变过程及驱动因素分析 |
| 4.5 讨论 |
| 4.5.1 化石硅藻及浮游植物群落结构突变点探讨 |
| 4.5.2 硅藻群落演变及驱动因子分析 |
| 4.5.3 沉积物色素变化及驱动因子分析 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 结论 |
| 5.2 展望 |
| 参考文献 |
| 附录1: 杞麓湖浮游植物名录 |
| 附录2: 杞麓湖沉积物化石硅藻植物名录 |
| 附录3: 杞麓湖沉积物化石硅藻优势种版图 |
| 博士期间发表的论文及科研成果 |
| 致谢 |
（4）辽河口湿地潮滩区淤蚀动态特征与生态稳定性研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| ABSTRACT |
| 1 引言 |
| 1.1 立项依据与研究目的 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 滨海河口及近岸潮滩泥沙淤蚀分布 |
| 1.2.2 河口湿地潮滩泥沙运移与沉积 |
| 1.2.3 河口潮滩泥沙淤蚀的影响因素 |
| 1.2.4 河口潮滩生态稳定性 |
| 2 研究内容与方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 研究区范围界定 |
| 2.1.2 自然概况 |
| 2.1.3 社会经济概况 |
| 2.2 研究内容与技术路线 |
| 2.2.1 研究内容 |
| 2.2.2 研究技术路线 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 资料数据收集 |
| 2.3.2 遥感数据获取与处理 |
| 2.3.3 现场调查及样品测试 |
| 2.3.4 模型数据分析 |
| 3 辽河口湿地潮滩区淤蚀时空特征 |
| 3.1 基于同位素示踪的潮滩区垂向沉积特征 |
| 3.1.1 基于~(137)Cs示踪技术的潮滩沉积速率 |
| 3.1.2 基于~(210)Pb示踪技术的潮滩沉积速率 |
| 3.2 辽河口湿地潮滩区水平空间淤蚀特征 |
| 3.2.1 辽河口湿地潮滩区淤积与侵蚀特征 |
| 3.2.2 辽河湿地潮滩净岸线运动 |
| 3.2.3 辽河口湿地潮滩区岸线长度与分形维数 |
| 3.3 结果讨论与小结 |
| 3.3.1 讨论 |
| 3.3.2 小结 |
| 4 辽河口湿地潮滩区沉积过程与径流周期响应 |
| 4.1 辽河口湿地潮滩区沉积物分布与运移模式 |
| 4.1.1 辽河口湿地径流与潮汐交互区沉积物时空分布 |
| 4.1.2 辽河口湿地潮滩区沉积物水平空间分布特征 |
| 4.1.3 辽河口湿地潮滩区沉积物运移模式 |
| 4.2 辽河口湿地潮滩泥沙沉积与辽河径流作用关系 |
| 4.2.1 辽河水文要素年际变化特征 |
| 4.2.2 潮滩泥沙沉积与辽河径流作用关系 |
| 4.3 辽河口湿地潮滩区泥沙沉积与径流周期响应 |
| 4.4 结果讨论与小结 |
| 4.4.1 讨论 |
| 4.4.2 小结 |
| 5 辽河口湿地潮滩区生态稳定性评价与预测 |
| 5.1 潮滩生态稳定性评价指标体系构建 |
| 5.1.1 基于PSR模型的指标体系 |
| 5.1.2 基于粗糙集的指标体系优化 |
| 5.1.3 辽河口湿地潮滩稳定性评价指标体系的确定 |
| 5.2 辽河口湿地潮滩稳定性评价 |
| 5.2.1 指标权重的确定 |
| 5.2.2 辽河口湿地潮滩区生态稳定综合评价 |
| 5.3 辽河口湿地潮滩区生态稳定性趋势预测 |
| 5.3.1 平稳性检验 |
| 5.3.2 随机性检验 |
| 5.3.3 模型识别 |
| 5.3.4 模型检验 |
| 5.3.5 参数估计 |
| 5.3.6 模型预测 |
| 5.3.7 预测结果 |
| 5.4 敏感性分析 |
| 5.4.1 压力层指标敏感性分析 |
| 5.4.2 状态层指标敏感性分析 |
| 5.4.3 响应层指标敏感性分析 |
| 5.5 结果讨论与小结 |
| 5.5.1 讨论 |
| 5.5.2 小结 |
| 6 结论与创新 |
| 6.1 研究结论 |
| 6.2 研究特色与创新 |
| 6.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 攻读学位期间发表论文情况 |
（5）基于137Cs和SCP的对比对南方小流域土壤侵蚀的初步研究 ——以黄茅潭流域为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 中外研究现状 |
| 1.1.1 国内外~(137)Cs核示踪技术研究现状 |
| 1.1.2 沉积物球状碳颗粒的研究进展 |
| 1.1.3 土壤侵蚀与土壤侵蚀模型的研究现状 |
| 1.2 研究内容、研究目标与研究方法 |
| 1.2.1 研究内容 |
| 1.2.2 研究目标与拟解决的关键问题 |
| 1.2.3 研究方法 |
| 1.3 技术路线 |
| 2 研究区概况 |
| 3 样品采集与实验方法 |
| 3.1 样品采集方案 |
| 3.2 流域土地利用现状数据来源 |
| 3.3 实验方法 |
| 3.3.1 ~(137)Cs比活度测定方法 |
| 3.3.2 球状碳颗粒（SCP）计数测定方法 |
| 4 ~(137)Cs活度、球状碳颗粒（SCP）计数的计算方法以及在土壤中的分布 |
| 4.1 ~(137)Cs活度、球状碳颗粒(SCP)计数的计算 |
| 4.1.1 ~(137)Cs比活度和面积活度的计算 |
| 4.1.2 SCP计数的计算 |
| 4.2 ~(137)Cs、球状碳颗粒(SCP)在土壤中的分布 |
| 4.2.1 本底值的确定 |
| 4.2.2 示踪核素 ~(137)Cs在土壤剖面中的分布 |
| 4.2.3 SCP在土壤剖面中的分布 |
| 5 基于 ~(137)Cs与 SCP模型计算土壤侵蚀/沉积情况 |
| 5.1 基于 ~(137)Cs的土壤侵蚀/沉积模型 |
| 5.1.1 ~(137)Cs面积浓度再分配率(CPR) |
| 5.1.2 农耕地土壤侵蚀量 ~(137)Cs数学模型 |
| 5.1.3 非耕作土壤侵蚀量 ~(137)Cs数学模型 |
| 5.1.4 沉积区 ~(137)Cs泥沙沉积模型 |
| 5.2 基于 ~(137)Cs的小流域土壤侵蚀与沉积空间分布特征研究 |
| 5.2.1 不同地貌部位的土壤 ~(137)Cs分布特点 |
| 5.2.2 不同土地利用类型的土壤 ~(137)Cs分布特征 |
| 5.3 基于球状碳颗粒(SCP)计算土壤侵蚀/沉积的数学模型 |
| 5.3.1 球状碳颗粒(SCP)与放射性示踪元素的异同 |
| 5.3.2 基于质量逼近模型建立的SCP土壤侵蚀/沉积模型 |
| 5.3.3 SCP土壤侵蚀/沉积模型计算的土壤侵蚀/沉积结果 |
| 6 黄茅潭流域的侵蚀来源示踪 |
| 6.1 利用 ~(137)Cs和球状碳颗粒(SCP)确定流域泥沙输移比 |
| 6.1.1 泥沙输移比的计算 |
| 6.1.2 流域泥沙输移比结果分析 |
| 6.2 小流域侵蚀产沙来源示踪 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 在读期间公开发表论文(着)及科研情况 |
（6）黄土高原丘陵区侵蚀土壤有机碳来源及影响机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 土地利用类型和淤地坝建设对土壤有机碳的影响 |
| 1.2.2 土壤侵蚀与土壤碳动态 |
| 1.2.3 有机碳指纹识别方法的应用 |
| 1.2.3.1 稳定碳氮同位素和化学计量比 |
| 1.2.3.2 正构烷烃 |
| 1.2.3.3 光谱特征 |
| 1.3 当前研究存在的主要问题 |
| 1.3.1 土壤侵蚀对不同景观坡面土壤剖面有机碳库的影响机制还不明确 |
| 1.3.2 侵蚀驱动下泥沙有机碳的通量和归宿机制还不确定 |
| 1.3.3 沉积泥沙有机碳来源的确定方法还需要进一步验证 |
| 1.4 研究目标和研究内容 |
| 1.4.1 研究目标 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.5 拟解决的关键科学问题 |
| 1.6 研究思路及技术路线 |
| 第2章 材料与方法 |
| 2.1 研究区域 |
| 2.2 试验设计及样品采集 |
| 2.2.1 不同景观坡面位置土壤样品采集 |
| 2.2.2 降雨过程中泥沙样品采集 |
| 2.2.3 源地土壤和沉积泥沙样品采集 |
| 2.2.3.1 坝控小流域样品采集 |
| 2.2.3.2 罗玉沟流域样品采集 |
| 2.3 样品处理及分析 |
| 2.3.1 土壤理化参数测定 |
| 2.3.2 土壤有机碳、总氮、水溶性有机碳的测定 |
| 2.3.3 稳定性碳、氮同位素的测定 |
| 2.3.4 放射性137Cs值测定 |
| 2.3.5 正构烷烃的提取和测定 |
| 2.3.6 DOC紫外可见光谱测定 |
| 2.3.7 DOC三维荧光光谱测定 |
| 2.4 量化模型的运用 |
| 2.4.1 SIAR模型 |
| 2.4.2 PARAFAC模型 |
| 2.5 数据统计和处理 |
| 第3章 不同坡面景观土壤有机碳库的空间分布特征及其影响因素 |
| 3.1 前言 |
| 3.2 不同土地利用类型土壤有机碳的垂向分布特征 |
| 3.3 不同土地利用类型土壤有机碳的横向分布特征 |
| 3.4 不同土地利用类型和景观坡位土壤有机碳库特征 |
| 3.5 讨论 |
| 3.5.1 土地利用类型和土壤深度对土壤有机碳和氮库的影响 |
| 3.5.2 土壤侵蚀和坡面位置对土壤有机碳和氮库的影响 |
| 3.6 小结 |
| 第4章 降雨过程中侵蚀土壤有机碳来源及影响因素 |
| 4.1 前言 |
| 4.2 降雨过程中土壤有机碳动态变化特征及影响因素 |
| 4.3 降雨过程中土壤有机碳来源解析 |
| 4.4 降雨过程中土壤有机碳来源的动态变化 |
| 4.5 讨论 |
| 4.5.1 δ~(13)C和δ~(15)N作为识别土壤有机碳来源的有效性 |
| 4.5.2 管理措施对土壤有机碳来源贡献的影响 |
| 4.5.3 研究意义与不足 |
| 4.6 小结 |
| 第5章 坝控小流域土壤有机碳来源及影响因素 |
| 5.1 前言 |
| 5.2 侵蚀区土地利用类型土壤理化特征 |
| 5.3 沉积区土壤理化性质空间分布特征 |
| 5.4 沉积区土壤有机碳来源及空间分布特征 |
| 5.5 讨论 |
| 5.5.1 土壤有机碳和总氮在小流域尺度上的再分布特征 |
| 5.5.2 小流域尺度土壤有机碳来源的影响因素 |
| 5.5.3 侵蚀土壤碳估算和源解析的不确定性 |
| 5.6 小结 |
| 第6章 河流沉积泥沙有机碳来源及空间分布特征 |
| 6.1 前言 |
| 6.2 侵蚀区土地利用类型土壤有机碳理化特征 |
| 6.3 河流表层沉积泥沙有机碳及空间分布特征 |
| 6.4 表层沉积泥沙有机碳来源及空间变化 |
| 6.5 讨论 |
| 6.5.1 土地利用类型和土壤侵蚀对土壤性质的影响 |
| 6.5.2 控制有机碳来源贡献的因素 |
| 6.6 小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 研究特色及创新点 |
| 7.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 A 攻读学位期间所撰写发表的学术论文目录 |
| 附录 B 攻读学位期间参与的课题目录 |
（7）近50a沂蒙山区两个不同岩性小流域塘库的拦沙效应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 立题背景 |
| 2 文献综述 |
| 2.1 我国水土流失现状 |
| 2.2 水库拦沙研究现状 |
| 2.3 沉积物断代研究 |
| 2.3.1 ~(137)Cs示踪技术 |
| 2.3.2 ~(210)Pb_(ex)示踪技术 |
| 3 研究目标、研究内容与方法 |
| 3.1 研究目标 |
| 3.2 研究内容 |
| 3.2.1 水库沉积物断代 |
| 3.2.2 不同时期的年均拦沙量 |
| 3.2.3 两个不同岩性小流域近50a拦沙效应的特征和规律 |
| 3.3 材料与方法 |
| 3.3.1 研究区概况 |
| 3.3.2 研究小流域 |
| 3.3.3 样品采集与测试 |
| 3.3.4 沉积物断代 |
| 3.3.5 拦沙效应计算 |
| 4 结果与分析 |
| 4.1 沉积物剖面~(137)Cs和~(210)Pb_(ex)活度、黏粒含量及容重 |
| 4.1.1 姜庄小流域塘库沉积物剖面 |
| 4.1.2 泉安子小流域塘库沉积物剖面 |
| 4.1.3 讨论 |
| 4.1.4 小结 |
| 4.2 两座塘库沉积物年代序列 |
| 4.2.1 姜庄塘库沉积物年代序列 |
| 4.2.2 泉安子塘库沉积物断代 |
| 4.2.3 讨论 |
| 4.2.4 小结 |
| 4.3 拦沙效应 |
| 4.3.1 姜庄塘库拦沙效应 |
| 4.3.2 泉安子塘库拦沙效应 |
| 4.3.3 讨论 |
| 4.3.4 小结 |
| 5 全文主要结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历 |
（8）汉江一级阶地形成时代及其上覆黄土对MIS-3以来气候变化的响应研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 研究进展与研究现状 |
| 1.2.1 古气候变化研究现状 |
| 1.2.2 黄土-古土壤研究现状 |
| 1.2.3 汉江上游流域研究现状 |
| 1.3 研究内容与路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 第2章 区域概况和研究地点 |
| 2.1 自然环境特征 |
| 2.2 研究材料 |
| 2.2.1 军王村(JWC)剖面 |
| 2.2.2 张沟(ZG)剖面 |
| 2.2.3 罗家滩(LJT)剖面 |
| 2.2.4 庹家湾(TJW)剖面 |
| 2.2.5 黄坪村(HPC)剖面 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 物理性质参数分析 |
| 2.3.2 化学性质参数分析 |
| 2.3.3 微结构分析 |
| 2.3.4 年龄测定 |
| 第3章 测年结果与汉江一级阶地的形成年代 |
| 3.1 河流阶地形成年代判断方法及原理 |
| 3.2 OSL测年在汉江黄土研究中的可靠性 |
| 3.3 OSL测年数据与汉江一级阶地形成年代推演 |
| 3.4 汉江一级阶地形成背景 |
| 第4章 汉江一级阶地上覆黄土的地层和年代 |
| 4.1 汉江一级阶地上覆黄土的地层特征 |
| 4.1.1 野外宏观特征 |
| 4.1.2 室内理化性质参数证据 |
| 4.2 汉江一级阶地上覆黄土地层的年龄 |
| 4.3 汉江一级阶地上覆黄土地层的划分方案 |
| 第5章 秦岭南侧亚热带地区风成黄土理化性质特征 |
| 5.1 磁化率特征 |
| 5.1.1 汉江不同剖面的磁化率特征 |
| 5.1.2 黄土剖面磁化率的垂直方向变化 |
| 5.2 粒度特征 |
| 5.2.1 自然分布频率曲线 |
| 5.2.2 粒度组成特征 |
| 5.2.3 黄土剖面粒度组成的垂直方向变化 |
| 5.3 地球化学特征 |
| 5.3.1 常量元素组成 |
| 5.3.2 元素迁移率 |
| 5.3.3 微量元素组成 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 秦岭南侧亚热带地区风成黄土微结构特征 |
| 6.1 粗颗粒特征 |
| 6.2 土壤形成物 |
| 6.3 孔隙特征 |
| 6.4 小结 |
| 第7章 秦岭南侧亚热带环境下黄土的风化成壤特征 |
| 7.1 亚热带环境下黄土风化成壤过程分析 |
| 7.2 亚热带环境下黄土的风化成壤特征 |
| 7.2.1 黄土的化学风化强度 |
| 7.2.2 黄土风化成壤强度演变特征 |
| 7.3 汉江黄土与其他区域黄土风化特征比较 |
| 7.4 汉江流域黄土母质发育土壤在中国土壤系统分类中的地位 |
| 第8章 汉江一级阶地形成(55.0 ka B.P.)以来气候变化轨迹 |
| 8.1 汉江流域黄土记录中MIS-3事件的发现 |
| 8.1.1 MIS-3事件 |
| 8.1.2 汉江黄土记录的MIS-3事件证据 |
| 8.1.3 汉江流域的MIS-3事件特征 |
| 8.2 汉江流域55.0 ka B.P.以来气候演变轨迹 |
| 8.3 不同介质记录的气候变化对比 |
| 8.4 小结 |
| 第9章 结论 |
| 9.1 主要结论 |
| 9.2 创新点 |
| 9.3 存在问题及后续研究方向 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间的科研成果 |
（9）人类活动影响下南四湖现代沉积的南北差异研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究进展 |
| 1.3 论文选题及拟解决的问题 |
| 1.4 论文亮点 |
| 1.5 研究拟采取的技术路线 |
| 第2章 研究区概况、研究内容与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 研究目的与研究内容 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.4 论文工作量 |
| 第3章 南四湖沉积物放射性同位素综合计年研究 |
| 3.1 天然放射性同位素~(210)Pb计年原理 |
| 3.2 人工放射性核素~(137)Cs、~(241)Am计年原理 |
| 3.3 南四湖沉积岩柱~(210)Pb_(ex)、~(137)Cs及~(241)Am的剖面分布特征 |
| 3.4 南四湖上、下级湖沉积速率差异分析 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 南四湖沉积物粒度分布特征及南北差异 |
| 4.1 南四湖各沉积岩柱沉积物粒度分布特征 |
| 4.2 南四湖沉积物粒度分布南北差异及其因素分析 |
| 4.3 南四湖各沉积岩柱粒度参数变化特征 |
| 4.4 南四湖粒度特征指示的环境意义 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 南四湖沉积物营养元素分布及南北差异 |
| 5.1 南四湖沉积物中TOC、TN、C/N、TP的垂向分布 |
| 5.2 南四湖沉积物中TOC、TN、TP的相关分析 |
| 5.3 南四湖沉积物中TOC、TN、C/N、TP的南北差异 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 南四湖沉积物元素地球化学特征及南北差异 |
| 6.1 南四湖沉积物元素地球化学特征 |
| 6.2 南四湖重金属元素的分布特征 |
| 6.3 小结 |
| 第7章 主要结论、建议与研究不足 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 建议 |
| 7.3 存在的不足 |
| 参考文献 |
| 在读期间参与的研究工作 |
| 致谢 |
（10）滇北小流域土壤和沉积物中持久性有机污染物的地球化学特征（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 持久性有机污染物 |
| 1.2.1 多环芳烃(PAHs) |
| 1.2.2 有机氯农药(OCPs) |
| 1.3 国内外研究现状 |
| 1.3.1 持久性有机污染物(POPs)的检测方法 |
| 1.3.2 持久性有机污染物(POPs)的污染水平 |
| 1.3.3 来源解析 |
| 1.3.4 风险评价 |
| 1.3.5 有机质对持久性有机污染物(POPs)的影响 |
| 1.3.6 持久性有机污染物(POPs)的沉积记录 |
| 1.4 研究目的及意义 |
| 1.5 研究内容及技术路线 |
| 第2章 研究区域与研究方法 |
| 2.1 研究区域 |
| 2.1.1 宝象河支流域 |
| 2.1.2 斗南地区(马料河支流域) |
| 2.2 样品制备 |
| 2.2.1 样品采集 |
| 2.2.2 样品预处理 |
| 2.3 样品测定 |
| 2.3.1 持久性有机污染物(POPs)测定 |
| 2.3.2 ~(210)Pb、~(137)Cs测定 |
| 2.3.3 理化性质测定 |
| 2.4 数据分析 |
| 第3章 滇北小流域持久性有机污染物的污染水平 |
| 3.1 表层土壤中持久性有机污染的污染水平 |
| 3.1.1 表层土壤中多环芳烃的含量与组成 |
| 3.1.2 表层土壤中有机氯农药的含量与组成 |
| 3.2 剖面土壤中持久性有机污染物的污染水平 |
| 3.2.1 剖面土壤中多环芳烃的含量与分布 |
| 3.2.2 剖面土壤中有机氯农药的含量与分布 |
| 3.3 沉积物中持久性有机污染物的污染水平 |
| 3.3.1 沉积物中多环芳烃的含量与分布 |
| 3.3.2 沉积物中有机氯农药的含量与分布 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 多环芳烃 |
| 3.4.2 有机氯农药 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 滇北小流域持久性有机污染物来源解析及风险评价 |
| 4.1 多环芳烃的来源 |
| 4.1.1 土壤中多环芳烃的来源 |
| 4.1.2 沉积物中多环芳烃的来源 |
| 4.2 有机氯农药的来源 |
| 4.2.1 土壤中有机氯农药的来源 |
| 4.2.2 沉积物中有机氯农药的来源 |
| 4.3 多环芳烃风险评价 |
| 4.4 有机氯农药风险评价 |
| 4.5 本章小结 |
| 第5章 有机质对持久性有机污染物环境行为的影响 |
| 5.1 土壤与沉积物中有机质的地球化学特征 |
| 5.1.1 表层土壤碳、氮、磷 |
| 5.1.2 剖面土壤碳、氮、磷分布特征 |
| 5.1.3 沉积物碳、氮、磷的含量与分布 |
| 5.1.4 有机质来源解析 |
| 5.2 有机质对多环芳烃的影响 |
| 5.3 有机质对有机氯农药的影响 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 多环芳烃 |
| 5.4.2 有机氯农药 |
| 5.5 本章小结 |
| 第6章 滇北小流域持久性有机污染物的沉积记录 |
| 6.1 沉积定年 |
| 6.2 沉积柱基本理化性质 |
| 6.2.1 碳、氮、磷的垂直分布 |
| 6.2.2 粒度的垂直变化 |
| 6.3 多环芳烃的沉积记录 |
| 6.4 有机氯农药的沉积记录 |
| 6.5 本章小结 |
| 第7章 讨论 |
| 7.1 与国内外流域持久性有机污染物污染特征对比 |
| 7.1.1 多环芳烃 |
| 7.1.2 多环芳烃 |
| 7.2 人类活动对流域持久性有机污染物地球化学特征的影响探讨 |
| 7.3 滇北小流域碳氮变化及其生态环境意义 |
| 7.4 滇北小流域持久性有机污染物对当地社会经济发展的响应 |
| 第8章 结论与展望 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 创新之处 |
| 8.3 论文不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在读期间主持的课题与研究成果 |
| 致谢 |
四、Fallout radionuclides (~7Be and ~(137)Cs) in surface soils and lake sediments in west Yunnan and central Guizhou, China（论文参考文献）
- [1]北方典型湖泊多环芳烃污染历史重建及人类活动响应[D]. 孙华杰. 哈尔滨师范大学, 2021(09)
- [2]核素大气沉降过程及其对上层海洋POC输出通量研究的启示[D]. 钟强强. 华东师范大学, 2020
- [3]湖泊浮游植物演替历史与流域人类活动的关系分析 ——以杞麓湖为例[D]. 杨鸿雁. 华中师范大学, 2020
- [4]辽河口湿地潮滩区淤蚀动态特征与生态稳定性研究[D]. 李海福. 山东农业大学, 2020
- [5]基于137Cs和SCP的对比对南方小流域土壤侵蚀的初步研究 ——以黄茅潭流域为例[D]. 冷雪. 江西师范大学, 2019(01)
- [6]黄土高原丘陵区侵蚀土壤有机碳来源及影响机制[D]. 刘春. 湖南大学, 2019(07)
- [7]近50a沂蒙山区两个不同岩性小流域塘库的拦沙效应[D]. 廖佳. 四川农业大学, 2018(03)
- [8]汉江一级阶地形成时代及其上覆黄土对MIS-3以来气候变化的响应研究[D]. 毛沛妮. 陕西师范大学, 2018(12)
- [9]人类活动影响下南四湖现代沉积的南北差异研究[D]. 丁兆运. 南京师范大学, 2017(01)
- [10]滇北小流域土壤和沉积物中持久性有机污染物的地球化学特征[D]. 孙盼盼. 南京师范大学, 2017(01)