一、~(137)Cs tracing of lacustrine sediments in the Dalian Lake,Qinghai Province,China（论文文献综述）
史运坤[1]（2021）在《门源盆地黄土记录的古环境演化》文中指出门源盆地位于青藏高原东北部的边缘区,既是青藏高原和黄土高原的过渡地带,又是现代东亚季风区和中纬度西风区的交汇区域,地理位置特殊,是研究气候变化和地表响应极佳的实验场所,但是该区域研究工作极少,年代记录缺乏,因此本文选择门源盆地风成黄土剖面和其他辅助剖面作为重建古环境的载体研究该区域环境演化过程。本研究选择门源盆地YHC黄土剖面和其他9个辅助剖面开展了石英光释光测年,建立可靠的年代框架。结合古气候代用指标磁化率、粒度、色度、SOC、元素地球化学的分析,重建了门源盆地39 ka以来的环境变化过程。最后,通过对比全新世西风区及东亚季风区已有气候记录,探讨了门源盆地全新世气候变化的驱动机制。基于以上研究获得如下新的认识:（1）YHC黄土剖面中大量指标对门源盆地环境变化过程的指示意义相似,但在细节上存在些许差异,因此研究区域环境演化过程需要选用多种指标进行综合对比才能获取更准确的信息。（2）通过高密度OSL建立门源盆地39～0 ka的年代框架,在35～24 ka和21～14 ka有两处明显的地层缺失,应为侵蚀间断,由冰川作用和风力侵蚀导致。（3）整合多种环境指标,重建39 ka以来门源盆地古环境演化,可分7阶段:39～35 ka气候由暖湿向干冷转化,气候波动幅度增大;35～24 ka,地层缺失;24～21 ka气候达到最干冷期,冰川作用强烈,导致地层侵蚀,冰碛沉积、冰水沉积等特殊事件频发;21～14 ka,气候改善,冰川消退,冲洪积事件频发,风力强劲,地层受到侵蚀;14～8.5 ka,气候趋于暖湿化,降水显着增加,冲洪积事件频发,8.5ka达到最暖湿期;8.5～4 ka,气候最暖湿期;4～0 ka,气候由最暖湿向干旱化变化。（4）对比青藏高原东北部和东亚季风区、中纬度西风区的环境过程,该地区全新世气候变化主要由东亚季风所控制,同时也受中纬度西风的影响。
王嘉乐[2]（2021）在《孢粉记录的近300年来青藏高原北缘湿度变化及其与树轮记录的对比》文中指出青藏高原是全球气候变化的驱动机和放大器,青藏高原北部处于中纬度西风环流和亚洲夏季风交汇区,气候变化复杂且敏感,是研究季风、西风相互作用的理想区域。随着全球变暖,湿度变化的空间异质性加强。近300年是连接器测记录到地质记录的关键时段,包括了从小冰期到现代温暖期的过渡时期,是研究气候变化的重要时间窗口。本文选取青藏高原北缘的天鹅湖沉积岩芯TE18A（66cm,共128个样品,平均分辨率为2年）和尕海湖泊沉积岩芯GH17B（42 cm,共42个样品,平均分辨率为8.5年）,在210Pb和137Cs定年的基础上,进行高分辨率孢粉分析,与树轮等其他气候记录进行对比,从整体上揭示近3个世纪以来青藏高原北缘湿度变化的空间差异。在缺乏森林分布的祁连山西部干旱区,天鹅湖TE18A孔高分辨率孢粉记录重建了祁连山西段过去300年区域湿度变化,孢粉结果表明祁连山西段近300年来研究区一直是以蒿属、藜科为主的荒漠草原,其比值（A/C）指示了区域有效湿度的变化:～1740-1750 AD区域环境湿润,～1750-1840 AD气候干旱,～1840-1980 AD经历了过去300多年最湿润的一个时期,～1980 AD至今区域环境变得暖干化。天鹅湖TE18A孢粉重建湿度变化与附近的树木年轮重建结果以及器测时期的湿度记录具有较好的一致性。然而,孢粉重建的干旱区湿度变化与树木年轮记录的森林覆盖的山区的湿度变化模式在百年尺度上不一致。位于青海湖东北部的尕海GH17B岩芯孢粉表明过去300多年区域以草原植被为主,孢粉P/A值（禾本科/蒿属）能够指示区域湿度的变化,1650-1750s AD区域环境干旱,1750-1890s AD区域环境湿润,1890-1970s AD气候较湿润,1970-2010s AD区域气候朝暖干化方向发展。基于孢粉、树轮等多指标记录分析,过去300多年青藏高原北缘内部湿度变化是存在明显空间差异的。祁连山西段和柴达木盆地经历了相似的湿度变化模式,即1760s、1840-1920s AD的高湿度时期,1770-1830s AD的干旱时期,以及从1920s AD开始的暖干化时期。在青藏高原东北缘,1920s AD的干旱事件具有普遍性。过去100多年,青藏高原北缘内部湿度变化发生明显的空间差异,虽然降水量呈上升趋势,但青藏高原北缘除祁连山中部南坡高海拔地区,气候均有不同程度的变干趋势,并且在20世纪末21世纪初干旱程度最强。对于西风区和季风区的过渡带而言,近300年湿度变化比较复杂,天鹅湖和尕海的孢粉记录显示其变化既不同于西风气候变化模式,也与季风区气候变化模式有区别。近百年来,北半球气温急剧上升时期,西风区气候暖湿,季风区与季风边缘区气候暖干。不同记录之间的时空差异也进一步反映了季风和西风的相互作用。
张海霞[3]（2020）在《青藏高原东北部黄土记录的释光测年及末次冰消期以来气候变化研究》文中进行了进一步梳理青藏高原东北部位于中纬度西风、东亚夏季风以及印度季风的交汇区域,特殊的地理位置使得该区域环境变化及其对全球气候变化的响应具有复杂性。该区域基于湖泊及风成沉积物记录重建的全新世气候变化历史目前还存在争议,主要原因是具有高分辨率测年的气候变化记录缺乏。青藏高原东北部黄土沉积记录为重建区域气候变化提供了良好的记录载体,而黄土记录的高分辨率年龄标尺的建立是古气候重建的核心。本研究选择青藏高原东北部自西向东的三条黄土-古土壤（XY18,RYS17,XN17剖面）,针对不同剖面的全新世测年样品,开展了石英光释光（OSL）以及钾长石pIR50IR170测年信号稳定性及晒退分析,建立了可靠的石英及钾长石测年流程,并开展了三个剖面不同年龄区间石英OSL和钾长石pIR50IR170年龄交叉验证,最后使用Bacon年龄-深度模型建立了三个剖面的年代框架。结合古气候代用指标磁化率、粒度、色度、碳酸盐的分析,重建了青藏高原东北部末次冰消期以来降水及有效湿度变化,利用粒度端元分析方法进一步分析了全新世该区域极端气候事件。最后,通过与西风区及东亚季风区已有全新世气候记录对比,探讨了青藏高原东北部全新世气候变化的驱动机制。基于以上研究获得如下新的认识:（1）青藏高原东北部末次冰消期以来的黄土样品,基于不同的方法获得的钾长石pIRIR170信号残余剂量介于0.2-2.3 Gy之间,表明该地区黄土钾长石pIR50IR170信号晒退良好。钾长石pIR50IR170年龄在误差范围内和其对应的石英OSL年代一致,表明钾长石pIR50IR170测年可用于青藏高原年轻样品的可靠年龄测定;（2）青藏高原东北部不同位置黄土-古土壤沉积序列表明末次冰消期以来到早全新世气候干冷,黄土连续堆积;中全新世气候湿润,发育古土壤,晚全新世逐渐干旱,堆积黄土或者发育弱成壤。西宁附近黄土沉积出现了中全新世沉积间断的现象;（3）青藏高原东北部不同黄土-古土壤剖面在全新世的质量堆积速率空间差异较大,这表明黄土沉积并非单一地受气候变化控制,还受到区域条件包括风力、植被覆盖和距离沉积物源区距离等综合因素的影响。青藏高原东北部不同区域全新世沉积速率在10-100 g/cm2/ka之间变化,中全新世气候最湿润时期的质量堆积速率较低（10-20 g/cm2/ka）;早晚全新世黄土质量堆积速率较大,日月山附近的沉积剖面甚至可以达到150 g/cm2/ka;（4）磁化率、粒度、色度及碳酸盐等古气候代用指标结果表明,青藏高原东北部全新世表现为早全新世气候干旱,中全新世气候最为湿润,晚全新世相对干旱的变化模式。粒度端元分析提取的代表尘暴事件的粗组分颗粒也表明早全新世和晚全新世尘暴事件更频繁,中全新世尘暴事件较少;（5）青藏高原东北部全新世降水及有效湿度变化主要受控于东亚夏季风的强度变化,青藏高原东北部降水最大值可能受到高纬驱动因素（冰量和温室气体）的调谐,因此相对于北半球夏季太阳辐射存在滞后响应。
张青[4]（2019）在《季风边缘区高山湖泊沉积记录的人类世特征》文中指出自工业革命以来,人类活动逐渐成为影响全球环境变化的一个重要地质营力,除人们熟知的温室气体排放引发全球变暖以外,人类活动还引发了一些新的环境变化,例如人为活性氮（Nr）的排放对全球生态环境,土壤、湖泊沉积物等氮同位素影响日益显着;被人们称为“技术化石”的新型材料:铝、水泥、塑料等在全球范围内快速沉积,甚至影响到远离人类聚居地,很少受到人类直接影响的一些高纬度、高海拔地区。据此,有学者提出全新世已经结束,当今的地球已进入一个人类主导的新的地球地质时代——人类世（Crutzen and Stoermer,The“Anthropocene”）。而人类世是否已经到来,人类活动在多大程度和意义上影响地球环境,都需要在更多的地区寻找证据。湖泊沉积是重要的气候环境记录载体,其中高山湖泊,由于地处高海拔地区,生态环境较为脆弱,对环境变化更为敏感,是研究人类活动如何影响高海拔地区的理想对象。通过分析高山湖泊沉积物多种代用指标,可重建气候变化背景,揭示人类活动对环境的影响程度,理解高海拔地区气候变化和人类活动的基本特征和规律,为人类世这一新的地质时代的确定提供参考。本文选择了我国季风边缘区不同海拔的三个小型高山湖泊——东海子、娘娘天池、玉皇池为研究对象并获取其沉积物,用210Pb、137Cs及AMS 14C方法进行精确定年,建立钻孔年代-深度模型,再结总有机碳（TOC）含量、总有机氮（TN）含量、碳氮比（C/N）、碳同位素(δ13C)、氮同位素(δ15N)等地球化学指标的序列,重建了区域近一千多年来的环境变化过程。同时,结合区域人口发展、产业发展、氮沉降等人类活动信息,重点探讨了近两百多年来人类活动对湖泊沉积物各地球化学指标的影响,初步结果如下:1、三个湖泊的沉积物有机质来源都是以外源为主。三个湖泊的总生产力对中世纪暖期、小冰期及现代暖期的响应具有一致性:中世纪暖期总有机碳、总有机氮含量显着增加,并且都达到整个剖面的峰值,指示流域植被发育较好,生产力较高;小冰期总有机碳、总有机氮含量显着降低,达到整个剖面的低值段,反映出该阶段流域植被生长不佳,生产力较低。现代暖期由于受到人类活动及区域性气候变化的影响,总有机碳、总有机氮先降后升,流域植被由于受到人类活动影响先呈下降趋势,但于1980年以后开始恢复。2、自1950年人类释放Nr显着增加以来,三个湖泊的氮同位素发生明显变化。东海子由于受到工农业生产及日常生活产生的含人为Nr固体、液体的直接影响,氮同位素自1950年以后明显偏正;娘娘天池、玉皇池海拔较高,受到人类活动直接影响较小,但周边各大工厂及人类施用化肥排放到大自然中的含人为Nr气体化合物经大气输送沉降到湖泊所在流域,使得这两个湖泊沉积物的氮同位素自1950年以后呈明显偏负趋势。3、研究区的三个湖泊中东海子海拔较低,其碳同位素、氮同位素变化与娘娘天池、玉皇池变化存在一定差距。不同海拔高度的高山湖泊,其地球化学指标受到人类活动的影响不同,海拔越高受到人类活动的影响越小,但1950年以来高海拔地区受到人类影响日益增加。
张晶[5]（2019）在《青海湖流域高山草甸土年代及其气候背景分析》文中进行了进一步梳理青藏高原作为世界“第三极”,对全球变暖和人类活动响应异常敏感,生态环境极其脆弱。高原上的土壤是高寒生态系统结构和功能的核心,其中草甸土（又称草毡土、高寒草甸土等）是该区最主要的土壤类型,广泛分布于高原面和高山中下部（海拔3000-4800 m）。草甸土具有以下显着特征:土层浅薄、土壤厚度一般不超过1 m;土壤冻结时间超过半年;很多剖面仅可见草毡层、腐殖质层和母质层,淋溶淀积层几乎不发育;生草化强烈,草根稠密交织而紧实;土壤有机质分解缓慢。然而,现有关于草甸土形成年代的研究甚少,对草甸土具体发育时代尚不明晰,限制了对草甸土成土过程和气候背景的理解。因此,本文以土壤发生学为依据,选取环湖分布的典型高山草甸土剖面和过渡型土壤剖面共计8个（湖西南岸:橡皮山顶XPSD1、XPSD2;湖东南岸:日月山垭口RYS1、RYS2,浪格日LGR;湖东岸海晏县附近:扎汉口ZHK;湖北岸:哈尔盖河东HEGHD;湖西北岸:拉合拢切LHLQ）,采用光释光（Optically Stimulated Luminescence,OSL）测年方法系统测定出高山草甸土不同发生层的年龄、建立其形成发育的年代框架;通过测定高山草甸土的粒度、磁化率、有机质含量三项指标来分析不同层位土壤的理化性质,准确划分土壤发生层,估算风尘堆积速率。结合已有的青海湖流域沉积物环境演变记录,探讨高山草甸土成土发育模式、形成发育的气候背景,这将对于理解不同气候背景下的高山草甸土成土过程具有重要的理论意义,对于青藏高原土壤保护与开发、生态环境安全具有现实意义。研究得出:1.系统的OSL测年与自检验验证了OSL测年方法可以准确获取高山草甸土不同土壤发生层的年代,该方法是适用可靠的。另外,基于石英OSL和富钾长石pIRIR170信号的测年结果相一致。XPSD1和XPSD2样品的校正14C年代均较OSL年代年轻。2.按土壤母质类型,可将本文选取的剖面分为风成母质型和非风成母质型,风成母质型高山草甸土成土母质主要来源于低海拔地区的风尘、异地粉尘。3.风成母质型高山草甸土形成发育于晚全新世（4 ka）以来,而非风成母质在中全新世（7-5 ka）形成发育。4.高密度OSL采样的LGR剖面单独记录了该流域风成母质型高山草甸土的形成发育过程,发现:风沙活动强烈的末次冰消期和早全新世不利于高山草甸土发育;温暖湿润的中全新世风尘堆积速率较低,成壤作用较强;晚全新世气候相对干燥寒冷,高山草甸土形成发育过程以典型的风尘加积型模式为主。
洪荣昌[6]（2018）在《大柴旦盐湖沉积演化 ——西风带古气候记录及镁硼酸盐矿床成因》文中进行了进一步梳理大柴旦盐湖（37°46′37°55′N,95°02′95°22′E）位于柴达木盆地北部的次级盆地及祁连山系南缘的山间盆地中,为一封闭湖泊。湖区在盛行西风的控制下干旱少雨,北部山区汇水盆地的降水量主导大柴旦盐湖水位和水化学的组成及其变化。为了探测保存在大柴旦湖底沉积序列中气候变化信息,本学位论文对百米岩芯开展多学科综合研究,旨在建立古气候演变历史,为重建青藏高原北部西风带气候与环境变化记录,西风与东亚季风气候的耦合和变化机理的研究提供关键研究点数据。同时,大柴旦盐湖在其沉积演化过程中形成的固相硼矿不仅有着重要的资源价值,也为全面了解大柴旦盆地沉积演化过程和探讨倍受国内外同行关注的盐湖硼矿成因理论提供了关键研究点。百米岩芯DCD100A位于大柴旦盐湖沉积中心,沉积剖面D3位于大柴旦现代盐湖水体中部湖底,对其开展了年代学(15个加速器质谱14C测龄样品)、沉积地层学、地球化学（4200个样点）、矿物学（520个XRD矿物鉴定样品、30个扫描电镜样品）、烧失量（431个样品）、全氮（431个样品）和粒度（431个样品）等分析测试和环境指标提取,获得了以下主要成果和结论:1.建立了百米岩芯的年代框架,确定了大柴旦地区末次冰消期始于18.0 cal.ka BP,全新世的开始时间为11.8 cal.ka BP。这两个重要时间节点的确定对于青藏高原北部气候与环境演变历史的研究意义重大。2.研究确定大柴旦盐湖蒸发盐类沉积始于11.4 cal.ka BP,论证了柴达木盆地盐湖全新世暖期成盐的水文气候作用机理,即（1）对于盛行西风控制下的大柴旦盆地而言,大气温度对其湖泊沉积的控制作用尤为突出,这是因为:相对暖期时,例如早-中全新世,夏季地面温度较高,大气垂向对流增强,在山地地形因素影响下的大气冷凝作用增强,以致山区降水量增加,汇入盐湖的季节性水量增加;与此同时,盆地中心干旱化加剧导致盐湖蒸发量剧增,构成蒸发盐沉积的基本必要条件。（2）冰期时段与暖期时的情形截然相反,山区降水少,河流径流量及入湖水量低,盆地中干冷冬季造成湖泊冰封期长,湖泊蒸发量低,因此2425 cal.ka BP之前干冷气候条件下不能形成蒸发盐地层。3.反演了大柴旦湖由淡水湖泊过渡到盐湖的四个演化阶段:（1）淡水湖泊阶段（19.218.0 cal.ka BP）:以碎屑沉积为主,包括平均4%的碳酸盐矿物;（2）微咸水湖泊阶段（18.014.4 cal.ka BP）:湖泊中碳酸盐矿物均值由上一阶段的4%迅速增加,最高可达25%,碳酸盐含量的变化格局反映了这一时段中水文气候状态的不稳定性;（3）半咸水湖泊阶段（14.410.0 cal.ka BP）:以石膏、半水石膏开始沉积并快速增加为特征,这两种矿物皆未能成层而是散布在沉积物中,平均含量分别为10%和6%,它们的出现反映了夏季蒸发作用的增强及古湖盐度的提高;（4）盐湖阶段（10.00 cal.ka BP）:大柴旦盐湖蒸发盐类沉积始于早全新世,湖泊沉积中心形成了巨厚的石盐沉积层。4.利用百米岩芯的TN,OM,Rb/Sr,carbonate and gypsum contents等多项地层参数,重建了大柴旦盐湖LGM晚期以来的古气候与古环境记录,主要分为以下三个时期:（1）LGM晚期极端干冷气候期（19.218.0 cal.ka BP）:大柴旦古湖有机生产率极低,沉积物Rb/Sr比值为整支岩芯中最高区段;（2）末次冰消期逐渐升温极不稳定气候期（18.011.4 cal.ka BP）:古湖的有机生产率开始提高,且多次变化;碳酸盐含量总体逐步增长,后期出现石膏/半水石膏,蒸发作用较前期明显提升,夏季温度在波动中逐步升高;（3）全新世暖干气候期（11.40 cal.ka BP）:主要以石盐的大量沉积为特征。蒸发盐类沉积是区内气温升高背景下山区降水增加,入湖径流增多,湖区夏季蒸发作用显着增强等因素综合作用的结果。LGM晚期以来大柴旦地区气候变化特征与全球范围内的气候变化趋势基本一致。5.大柴旦盐湖的地理位置、地貌和气候特征决定了东亚季风水汽对其几乎完全没有影响,因此,本项研究重建的大柴旦古气候记录是西风带古气候演变的关键研究点记录之一。结果显示:该区末次冰消期以来大气温度千年尺度上的演变趋势与青海湖（季风-西风过渡区）和内蒙中部的黄旗海（西风-季风共同影响区）具有较好的相似性,都从LGM干冷气候碎屑沉积,至末次冰消期波动气候下的碎屑沉积,最终在全新世暖期气候条件下转变成蒸发盐类沉积（大柴旦湖）,或碳酸盐质化学沉积（青海湖、黄旗海）。这种主格调基本一致的现象对于探索区域气候变化动因、对于西风与季风循环的耦合机制的研究有重要价值。6.确定大柴旦湖底柱硼镁石为化学沉积作用形成的原生硼矿物。胶结块状硼矿层的微层理结构反映了盐湖浅水沉积环境,水化学组成的季节性变化较大,有利于硼矿物直接从盐湖表层卤水中成核和析出。矿层中柱硼镁石矿物呈现完好自形晶体特征,未见任何次生作用痕迹,由此断定,柱硼镁石是化学沉积作用形成的原生硼矿物。7.揭示了湖底柱硼镁石矿层的形成条件和成矿机理。研究结果显示,区域气温升高促发盐湖区及其汇水流域水文气候条件的改变,决定了大柴旦盐湖蒸发盐类地层序列的形成。北部山地含硼热泉水输入盐湖中部水体无疑是形成湖底硼矿层的基本物质基础,而造成山区热泉水量大幅度增加并汇入盐湖蒸发成矿的动因同样是因山区降水量大幅增加、下渗参与地下水热循的结果。根据捕获的沉积物和过去1000多年沉积物中未能检测到镁硼酸盐矿物这一事实,结合D3剖面岩性特征和矿物组成及其变化特征,研究推断:柱硼镁石矿层形成时的水文气候条件、水体地球化学特征和古湖沉积环境与现今相比需构成以下条件:夏季蒸发作用较强、浅湖水环境、古湖水碱度较高（p H>9.3）、硼含量>600 mg/L、Mg/Ca比值>39。
杜丁丁[7]（2018）在《中国西部地区湖泊碳库效应的影响因素及评价》文中指出中国西部地区广泛分布的湖泊是研究古气候与古环境变化的良好载体。目前,湖泊沉积物剖面年龄框架的建立主要依赖于碳十四测年。然而,大多数湖泊存在碳库效应,尤其在干旱寒冷植被稀少的西部地区,这在某种程度上制约了利用湖泊沉积物对古环境的研究。近年来,西部地区湖泊沉积物做为第四纪研究的热点备受研究者们青睐,因而对碳库效应的影响机制及空间分布特征的研究显得尤为重要。尤其以现代表层沉积物碳库效应的探讨,已成为准确建立年代框架最至关重要的先决条件。因此,本论文选取西部地区（新疆两大淡水湖、可可西里地区微咸水、咸水湖及盐湖和藏北高原地区12个不同类型湖泊）典型湖泊的表层沉积物,进行了湖泊放射性碳年代学及其碳库效应的研究。具体为:以中国西部地区17个湖泊的28个表层沉积物和3个现生植物AMS 14C年代学为主线,结合湖泊水化学、表层沉积物地球化学等方法,研究了现代湖泊碳库效应主要影响因素,分析了湖泊碳库效应的空间分布特征,并评价了表层现代碳库校正法存在的问题。本文初步获得以下结论:（1）博斯腾湖最大碳库年龄为3535 a,最小为现代碳;大多数集中670-945a。乌伦古湖为415 a,最小为现代碳;集中85-365 a。通过对单个湖泊（新疆淡水乌伦古湖、博斯腾湖和可可西里地区微咸水黑海湖）研究认为,现代碳库效应在空间上存在明显的差异性,湖中心（深水区）较湖边（浅水区）年轻;而且湖中心由于湖水化学介质与沉积物地球化学性质均一,内源自生碳酸盐为主,现代碳库效应表现为较小值且变化稳定。同一个湖泊中,受人类活动影响现代碳库效应表现更为复杂;外源碳酸盐岩入湖多,入河口处与沼泽对碳库影响较大。湖泊表层沉积物有机质母质来源主要以水生植物为主,在湖中心位置表现为内源水生植物为主,湖边位置受外源与内源共同影响,乌伦古湖湖边W-1碳库效应小。对地下水补给的湖泊（以黑海、库塞湖-盐湖、xz-51为例）,以及构造活动频繁的湖泊（库塞湖）,研究认为现代碳库效应受火山和断裂构造有关的地下热泉影响;由于地下水富含古老CO2、HCO3-和CO32-,而这些离子或CO2是由深部经过构造裂隙上升进入水体,进而碳库效应较大。另外,全球核爆效应对湖泊表层沉积物年龄影响较大,尤其沉积速率较慢的湖泊影响更大。乌伦古湖沉积速率较慢,这也可能是乌伦古湖较博斯腾湖表层碳库效应更小的原因之一。（2）青藏高原地区湖泊最大碳库年龄为7750 a,最小为现代碳;咸水湖最小碳库年龄为215 a,最大达到7185 a,集中505-5995 a;淡水湖泊最大碳库年龄为2110 a,最小为现代碳,大多集中在90-670 a;大型湖泊碳库年龄最大为7750a,最小为670 a;集中在905-7185 a;小水洼则为2110 a和215 a。植物碳库年龄最大为85 a,其余均为现代碳。对17个湖泊综合研究表明,现代碳库效应与HCO3-、CO32-等存在很明显的相关性,而与pH值和Ca2+相关性不明显;研究认为当HCO3-、CO32-变大时,所受现代碳库效应也随之变大。但样品xz-23的小水洼水体离子浓度很小,却受碳库效应非常明显（为2110 a）,分析认为可能是受湖泊外碳酸盐岩风化影响。开放性湖泊与滞留时间较短的小水洼,所受碳库效应较小。盐度越高的水体,碳库效应较大。对湖泊的基岩岩性调查发现碳酸盐岩背景是影响碳库效应最主要的因素之一。地球化学研究认为湖泊物源区物理分化强烈,入湖矿物主要以石英、长石类为主,粘土矿物和碳酸盐矿物在藏北高原与可可西里地区较高,碳酸盐矿物在博斯腾湖较高。在博斯腾湖、藏北高原与可可西里地区湖泊,表现出碳库效应与风化强度（即化学蚀变指数CIA、化学风化指数CIW和长石蚀变指数PIA）成正相关,说明了风化强度越大,外源碳酸盐岩入湖越多,碳库效应越大。通过分析中国西部地区湖泊表层沉积物δ13C、δ18O、δ13Corg、TOC和C/N,认为主要以内源有机质为主,其中浮游植物、硅藻、水生植物、水生植物+陆生植物是主要有机母质来源,而陆生植物有机质来源很少。（3）本次研究认为中国西部地区湖泊碳库效应在空间上存在明显的差异性;西部地区湖泊现代碳库年龄从现代碳到24400 a均有出现,主要集中于1000-2000a之间,最大的碳库年龄达到了24400 a。单个湖泊现代碳库年龄在空间上是变化的,而且某些湖泊（如:青海湖、更尕海湖）的空间差异性更大（分别为2810a与6540 a）,利用其进行碳库效应校正需极其谨慎;然而,有些湖泊（如:黑海、乌伦古湖、当惹雍错湖、博斯腾湖）现代碳库效应差异性却并不大,这些现代碳库年龄是可以进行碳库效应的校正。研究还发现最大碳库年龄均采用碳酸盐或者动物壳体做为测年材料,说明了碳酸盐更易受碳库效应影响。利用其它校正方法所得碳库年龄从玛纳斯湖90 a到班公错湖6670 a,大多分布于1000-3000 a之间,最大的碳库年龄达到了6670 a。同时,认为灰质基岩背景是影响湖泊碳库效应最为主要的因素之一。（4）本次利用表层现代碳库效应方法发现:湖泊表层沉积物现代校正法可得到现代碳库年龄,但不同测年组分与湖水硬水效应对现代碳库年龄影响极大,此时可利用其它测年材料（如:陆生残体、陆生孢粉、碳屑等）或其它测年方法(如:210Pb和137Cs测年、光释光等)避开碳库效应的影响。
吕顺昌[8]（2018）在《青海湖和希里沟湖“湖泊碳库效应”研究》文中认为在环境、气候问题日益突出的今天,全球变化研究对于揭示地球系统的运行机制、气候变化的规律和人类对地球表层系统的影响具有特殊意义。其中过去全球变化研究是通过对过去地球表层环境气候变化的研究,掌握环境和气候变化的规律及机制,以便更好的对未来的环境和气候的变化做出正确的预判。青藏高原是对全球变化具有强烈响应的敏感地区,是国际研究的热点区域,随着全球环境气候问题的日益严重,这片区域受到更多的关注。青藏高原上分布着大量的咸水湖与盐湖,这些湖泊记录了过去区域环境演变的丰富信息。14C测年技术是青藏高原湖泊沉积物测年的常用手段,但由于“碳库效应”的影响,其同一湖泊不同钻孔环境演变记录存在着较大的差异。本文以青海湖（咸水湖）和希里沟湖（盐湖）为例,系统探讨其“碳库效应”问题,以期为精确重建青藏高原东北部环境演变提供年代学依据。本文综述了青海湖地区碳库研究结果,发现利用不同方法得到的碳库效应不同;相同方法不同位置钻孔,碳库效应也不相同;相同方法不同地质历史时段,碳库效应也有差异。鉴于碳库效应可通过食物链传递,而青海湖周围部分遗址中保存着大量的青海湖裸鲤鱼骨、陆生动物骨骼、陆生植物碳屑等14C测年材料,因此,本文尝试利用遗址中的鱼骨获取青海湖不同时段和空间的碳库效应,并探讨鱼骨碳库效应与总有机碳（TOC）记录碳库效应的关系。共选取青海湖周围四个遗址点（剖面）GC、SLHQX、SNH和ND中23个14C年代（9个鱼骨、5个骨头、1个鱼耳石、8个碳屑）,得到青海湖3 ka BP前后鱼骨中的“碳库效应”年龄为0.5 ka,鱼耳石中“碳库效应”年龄为0.4 ka,590 yr BP前后鱼骨中的“碳库效应”为0.6 ka;现代鱼骨的“碳库效应”年龄可能为690±220 yr。现代两个藻类样品的“碳库效应”年龄几乎一致,为1210±270 yr和1190±270 yr,TOC的“碳库效应”年龄为1320±270 yr,鱼骨记录的碳库效应为690±220 yr,综上鱼骨碳库年龄很可能为同时段青海湖最小碳库年龄。GC、SLHQX、SNH三个遗址为同时段卡约遗址,3100 cal BP,三个遗址鱼骨记录的碳库效应几乎一致,0.5ka,说明鱼骨记录的碳库效应在空间上没有显着差别,可能反映了青海湖总体碳库效应,鱼骨碳库效应对于后期进行青海湖碳库效应的校正具有重要指导意义。希里沟湖在以往的工作中研究甚少,本文首次对该湖碳库效应进行较系统的研究。2016年4月利用重力钻和抓泥器对该湖进行了采样工作,总共获取了5根岩芯,对其中1根80 cm长的钻孔进行了系统的年代学研究。该钻孔中富含川蔓藻种子,表层和底部还发现植物残体,对同层位TOC、川蔓藻种子、植物残体进行14C测年发现:TOC碳库效应较高,川蔓藻种子与植物残体年代结果具有较好的一致性。希里沟湖的“碳库效应”年龄采用川蔓藻种子与TOC结果的差值并结合线性外推得到表层的“碳库效应”年龄为559±42 a,40 cm、65 cm和75 cm层位“碳库效应”年龄分别为:609±42 a、731±42 a和794±42 a。
崔雪莉[9]（2018）在《青海湖东北部尕海沉积记录的晚全新世区域气候变化》文中认为尕海位于青海湖东北部3 km处,湖泊面积仅占青海湖的1%,对气候变化的响应比青海湖更为敏感。目前利用青海湖沉积物研究该区域百年、千年甚至更长尺度气候变化及其驱动机制,已取得较多的成果,但晚全新世以来短尺度高分辨率的湖泊沉积记录较为缺乏,且年际和年代际尺度的研究较少。因此本文利用尕海GH15B孔岩芯沉积物（长度2.1m）,通过对全有机质AMS14C年代的碳库效应评估建立了可靠的年代框架;并结合岩芯样品的矿物成分（XRD）、碳酸盐含量、碳酸盐碳氧同位素(?13Ccarb和?18Ocarb)、有机碳同位素(?13Corg)、有机碳含量（TOC）以及介形虫壳体碳氧同位素(?13Costra和?18Oostra)等气候代用指标的综合分析,重建了晚全新世3688 cal yr BP以来的尕海流域气候环境变化;通过与青海湖已有气候环境变化记录进行对比,初步分析了该区域晚全新世气候变化的驱动机制。晚全新世以来尕海流域的气候变化大致可以分为四个阶段:（1）在36882726 cal yr BP期间,湖区有效湿度较高,湖水淡化,生产力强,气候湿润;（2）在2726600cal yr BP期间,气候比较稳定,除了黑暗时代冷期（13501270 cal yr BP,DACP）和中世纪暖期（1070800cal yr BP,MWP）湖区有效湿度高,气候相对湿润以外,其余阶段均较为干旱;（3）在小冰期阶段（600100cal yr BP,LIA）,湖区有效湿度波动较大,存在明显的的干（600430cal yr BP和280100 cal yr BP）、湿（430280 cal yr BP）阶段;（4）现代暖期（100 cal yr BP至今,PWP）,湖区降水量大幅增加,有效湿度增加,气候湿润。通过功率谱分析方法对尕海各个代用指标序列进行了多尺度周期分析,并与厄尔尼诺-南方涛动指数（ENSO）、指示太阳活动强弱的10Be序列和北太平洋年代际震荡指数（PDO）的波动周期进行了对比,结果表明在年代际和百年尺度上尕海区域的气候变化与ENSO和PDO驱动因子有关,但在年代际尺度上影响比较显着,且PDO比ENSO对尕海地区的气候影响更大;在年代际尺度上未发现与太阳活动有明显的关系。
侯吉立[10]（2017）在《西宁盆地晚始新世石膏—泥岩旋回地层沉积环境分析及其古环境指示意义》文中研究表明西宁盆地地处青藏高原东北部,连接我国两大重要的地貌单元青藏高原和黄土高原,独特的区域地理位置加上盆地内部保存较为完整的新生代的地层（55-17Ma）,使得西宁盆地倍受地学工作者的青睐,成为研究新生代亚洲内部构造演化、气候演变的理想地区,许多科研工作在这里开展并且取得许多可喜的科研成果。盆地内部保存一套以白色石膏-红色泥岩旋回为沉积特征的晚始新世地层,对于这套呈现韵律特征岩性组合的形成环境目前学术界还存在争议。白色石膏层的成因学术界观点较为统一,认为属于盐湖沉积的蒸发盐,然而地层中的红色泥岩目前争议较多,存在三种观点:洪积扇远端沉积、咸水深湖沉积和风成成因。洪积扇远端沉积的说法,符合逻辑,实际上并无证据。也难以想象巨大洪积扇可以从昆仑山延伸到西宁,如此遥远却都能够平坦顺利将细粒的粉砂粘土级细粒物质搬运到西宁沉积下来,洪积物通常有粗有细甚至粗细混杂,但是此泥岩却从来没有粗粒,它显然不符合洪积物特征;咸水深湖沉积的说法所遇到科学问题是,不能够解释深湖属于缺氧还原环境怎么能够形成如此代表着氧化环境的红色泥岩?而且让人怀疑的是,在现代地球环境中是否能够找到一处正在沉积着红色泥岩的咸水深湖?目前对于该套地层的岩性划分上,前人均将其笼统地划分为石膏和泥岩两类,与地层实际情况并不相符。因为地层中少有纯石膏,石膏多含有杂质,如青灰色泥质石膏等。因此这些含杂质的石膏分别代表了什么环境?它为什么与红色泥岩共存?显然,前人忽视了该套地层中更广泛存在的石膏泥岩过渡这一岩性组合,更没有对这一类型岩性组合的成因给予系统解释说明。因此,对这套西宁盆地中保存较好的晚始新世地层成因上还缺乏整体认识。本研究在前人石膏-泥岩认识基础上,认为从岩性角度分析,该套地层的岩性应当可以分为四类:白色石膏,灰-青灰色泥质石膏,红色泥质石膏和红色泥岩四种岩性。如果我们将石膏和红色泥岩分别作为相对湿润和相对干旱的极端情况,那么青灰色石膏沉积和红色泥岩沉积对应的气候干湿状况就是介于二者之间,分别对应相对湿润程度的高低,色度参数对于这种干湿状况的波动有很好的响应。研究认为,石膏是盐湖蒸发形成;红色泥岩是风积物在地表成土氧化环境形成,分别代表着四种岩性中的两种极端环境:最湿润和最干旱的环境。而含杂质的石膏则是介于二者中间过渡环境。青灰色泥质石膏和红色泥质石膏首次被认识,表明盐湖形成石膏的同时还沉积了风积物,风积物在石膏中的颜色则代表了沉积时相对湿润（青灰色）和相对干旱（红色）环境,或每年积水天数多寡。本文选取盆地内经典研究剖面之一的水湾剖面作为研究对象,进行科学考察并系统采集样品,挑选剖面内泥岩层样品进行粒度测量分析、稀土元素测量分析,对整个剖面所采全部样品进行色度参数测量,并选取其中的典型样品进行环境磁学、X射线衍射和漫反射光谱测试分析。实验结果表明,粒度特征、稀土元素分布特征指示泥岩样品呈现风成特征,岩石磁学、X射线衍射和漫反射光谱分析表明赤铁矿是泥岩样品中唯一的载磁矿物,指示泥岩地层较多的是处在相对干燥高温的环境中,也不应该是咸水深湖沉积。岩性组合和色度参数反映出这一地质时期气候环境的波动状况,色度参数L*对于环境演变更为敏感,不失为一种理想的环境代用指标。本研究的结论与始新世气候模拟研究相吻合,意味着亚洲内陆干旱化的时间应该大大提前,为西宁盆地和亚洲内陆早新生代的气候研究提供参考。
二、~(137)Cs tracing of lacustrine sediments in the Dalian Lake,Qinghai Province,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、~(137)Cs tracing of lacustrine sediments in the Dalian Lake,Qinghai Province,China（论文提纲范文）
（1）门源盆地黄土记录的古环境演化（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义及背景 |
| 1.1.1 古气候的研究意义 |
| 1.1.2 青藏高原的研究重要性 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 多材料记录的环境变化 |
| 1.2.2 青藏高原东北部年代学研究 |
| 1.2.3 青藏高原东北部季风和西风研究 |
| 1.3 拟解决的问题和研究内容 |
| 1.3.1 拟解决的问题 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.4 技术路线 |
| 第二章 区域概况与样品采集 |
| 2.1 .区域自然地理状况 |
| 2.2 .研究剖面概况 |
| 第三章 研究方法 |
| 3.1 光释光样品年代测量 |
| 3.1.1 光释光原理 |
| 3.1.2 释光样品处理 |
| 3.1.3 剂量率测定 |
| 3.1.4 纯度检验和De测试 |
| 3.1.5 OSL流程 |
| 3.2 粒度参数指标 |
| 3.2.1 粒度的沉积学意义 |
| 3.2.2 粒度的测试 |
| 3.3 磁化率参数指标 |
| 3.3.1 磁学的沉积学意义 |
| 3.3.2 磁化率的测试 |
| 3.4 色度参数指标 |
| 3.4.1 色度的沉积学意义 |
| 3.4.2 色度的测试 |
| 3.5 元素地球化学指标 |
| 3.5.1 元素地球化学指标的沉积学意义 |
| 3.5.2 元素地球化学的测试 |
| 3.6 土壤有机碳指标 |
| 3.6.1 土壤有机碳指标的沉积学意义 |
| 3.6.2 土壤有机碳的测试 |
| 3.7 碳酸盐指标 |
| 3.7.1 碳酸盐指标的沉积学意义 |
| 3.7.2 碳酸盐的测试 |
| 3.8 软件使用 |
| 第四章 实验结果 |
| 4.1 OSL结果 |
| 4.1.1 剂量率分析 |
| 4.1.2 石英OSL释光特征分析 |
| 4.1.3 年代结果 |
| 4.2 粒度参数结果 |
| 4.2.1 粒度组成特征 |
| 4.2.2 沉积判别 |
| 4.2.3 沉积组成特征 |
| 4.2.4 粒度参数特征 |
| 4.2.5 沉积动力特征 |
| 4.2.6 粒度敏感因子提取 |
| 4.3 磁化率参数结果 |
| 4.4 色度参数结果 |
| 4.5 元素地球化学 |
| 4.5.1 常量元素 |
| 4.5.2 微量元素 |
| 4.5.3 稀土元素 |
| 4.6 有机碳结果 |
| 4.7 碳酸盐结果 |
| 第五章 分析与讨论 |
| 5.1 门源盆地各指标相关分析 |
| 5.2 门源盆地的时间序列 |
| 5.3 门源盆地39 ka以来的环境变化过程 |
| 5.4 门源盆地黄土动力学分析 |
| 5.5 青藏高原东北部不同地区气候变化异同 |
| 5.6 青藏高原东北部环境变化的驱动因素 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 硕士期间发表的论文 |
（2）孢粉记录的近300年来青藏高原北缘湿度变化及其与树轮记录的对比（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 青藏高原北缘湿度变化研究背景 |
| 1.2 青藏高原北缘湿度变化研究进展 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 祁连山自然地理概况 |
| 2.2 天鹅湖自然地理概况 |
| 2.2.1 地理位置 |
| 2.2.2 水文概况 |
| 2.2.3 气候概况 |
| 2.2.4 植被概况 |
| 2.3 尕海自然地理概况 |
| 2.3.1 地理位置 |
| 2.3.2 水文特征 |
| 2.3.3 气候特征 |
| 2.3.4 植被概况 |
| 第三章 材料与方法 |
| 3.1 样品采集与野外工作 |
| 3.1.1 天鹅湖TE18A岩芯样品及祁连山西段表土样品获取 |
| 3.1.2 尕海GH17B岩芯样品获取 |
| 3.2 孢粉分析方法 |
| 3.2.1 孢粉样品的提取 |
| 3.2.2 孢粉的鉴定 |
| 3.2.3 孢粉数据分析 |
| 3.2.4 孢粉图谱输出 |
| 3.3 孢粉代用指标的生态/环境意义 |
| 3.3.1 蒿藜比值(A/C)所指示的环境意义 |
| 3.3.2 其它花粉指标 |
| 3.4 ~(210)Pb与~(137)Cs测年 |
| 第四章 结果与分析 |
| 4.1 年代学结果 |
| 4.2 孢粉分析结果 |
| 4.2.1 祁连山西段天鹅湖区域表土孢粉分析结果 |
| 4.2.2 天鹅湖TE18A岩芯孢粉记录 |
| 4.2.3 尕海GH17B岩芯孢粉记录 |
| 第五章 青藏高原北缘过去300 年湿度变化 |
| 5.1 祁连山西段天鹅湖记录的过去300 年区域湿度变化 |
| 5.1.1 天鹅湖记录的过去300 年区域湿度变化 |
| 5.1.2 与祁连山树轮记录的对比 |
| 5.2 尕海记录的过去300 年区域湿度变化 |
| 5.3 青藏高原北缘内部湿度变化对比 |
| 第六章 过去300 年区域气候变化对比 |
| 6.1 过去300 年研究区气候变化与西风区环境变化对比 |
| 6.2 过去300 年研究区气候变化与季风区环境变化对比 |
| 6.3 过去300 年研究区气候变化与季风边缘区环境变化对比 |
| 6.4 器测时期湿度变化的空间差异 |
| 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 |
| 附表 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（3）青藏高原东北部黄土记录的释光测年及末次冰消期以来气候变化研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 青藏高原东北部全新世气候演化研究 |
| 1.2 青藏高原东北部黄土记录的释光测年研究 |
| 1.3 拟解决的科学问题与技术路线 |
| 1.3.1 拟解决的科学问题 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 第二章 研究区概况与样品采集 |
| 2.1 研究区自然地理概况 |
| 2.1.1 气候与水文 |
| 2.1.2 地表植被覆盖和沉积物 |
| 2.1.3 地质与地貌概况 |
| 2.2 研究剖面概况 |
| 第三章 研究方法 |
| 3.1 光释光样品年代测量 |
| 3.1.1 光释光测年基本原理 |
| 3.1.2 光释光测年石英及钾长石样品前处理 |
| 3.1.3 石英OSL测试方法 |
| 3.1.4 钾长石pIR_(50)IR_(170)测试方法 |
| 3.1.5 年剂量率测试及取值 |
| 3.2 沉积物磁学参数的测量与分析 |
| 3.2.1 磁化率的沉积学意义 |
| 3.2.2 磁化率测量 |
| 3.3 粒度测量与分析 |
| 3.3.1 粒度指标的沉积学意义 |
| 3.3.2 粒度测量 |
| 3.4 色度测量与分析 |
| 3.4.1 色度的沉积学意义 |
| 3.4.2 色度测量 |
| 3.5 碳酸盐测量与分析 |
| 3.5.1 碳酸盐的沉积学意义 |
| 3.5.2 碳酸盐的测量 |
| 第四章 青藏高原东北部黄土-古土壤序列高分辨率释光年龄标尺的建立 |
| 4.1 剂量率分析 |
| 4.2 石英OSL测年结果分析 |
| 4.2.1 石英OSL纯度检验 |
| 4.2.2 剂量恢复实验 |
| 4.2.3 石英OSL释光特征分析 |
| 4.2.4 石英OSL测年结果可靠性分析 |
| 4.2.5 石英OSL的等效剂量 |
| 4.3 长石pIR_(50)IR_(170)测年结果分析 |
| 4.3.1 剂量恢复实验 |
| 4.3.2 钾长石pIRIR释光特征曲线分析 |
| 4.3.3 钾长石pIRIR_(170)测年结果可靠性分析 |
| 4.3.4 钾长石pIR_(50)IR_(170)的等效剂量 |
| 4.3.5 钾长石pIR_(50)IR_(170)残余剂量分析 |
| 4.3.6 钾长石pIR_(50)IR_(170)信号晒退分析 |
| 4.4 石英OSL测年及钾长石pIR_(50)IR_(170) 测年结果对比以及Bacon年龄深度模型建立 |
| 4.4.1 石英OSL测年及钾长石pIR_(50)IR_(170) 测年结果对比 |
| 4.4.2 研究剖面Bacon年龄深度模型建立 |
| 第五章 青藏高原东北部黄土-古土壤序列记录的末次冰消期以来气候变化过程及驱动机制 |
| 5.1 研究剖面黄土和古土壤的形成年代及质量堆积速率 |
| 5.1.1 研究剖面黄土和古土壤的形成年代 |
| 5.1.2 XY18和RYS17剖面的质量堆积速率 |
| 5.2 末次冰消期以来青藏高原东北部气候变化过程 |
| 5.2.1 研究剖面记录的末次冰消期以来气候变化过程 |
| 5.2.2 青藏高原东北部其他记录指示的末次冰消期以来的气候变化过程 |
| 5.2.3 青藏高原东北部全新世的受控大气环流 |
| 5.3 末次冰消期以来季风边缘区东亚夏季风降水变化及驱动机制 |
| 第六章 结论及展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望与不足 |
| 参考文献 |
| 图表图例清单 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（4）季风边缘区高山湖泊沉积记录的人类世特征（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 全球变化与人类世 |
| 1.2 人类活动对湖泊的影响 |
| 1.3 湖泊沉积物记录人类世特征的研究进展 |
| 1.4 季风边缘区高山湖泊特征 |
| 1.5 选题依据、研究意义及研究思路 |
| 第二章 研究区域概况 |
| 2.1 六盘山东海子 |
| 2.2 拉脊山娘娘天池 |
| 2.3 太白山玉皇池 |
| 第三章 样品采集与实验方法 |
| 3.1 研究样品采集 |
| 3.2 岩芯岩性描述 |
| 3.3 TOC、TN及 C/N测量方法及指示意义 |
| 3.3.1 TOC、TN及 C/N测量方法 |
| 3.3.2 湖泊沉积物TOC、TN及 C/N指示意义 |
| 3.4 碳、氮同位素测量方法及指示意义 |
| 3.4.1 碳、氮同位素的测量方法 |
| 3.4.2 碳同位素的应用及指示意义 |
| 3.4.3 氮同位素的应用及指示意义 |
| 3.5 测年方法 |
| 3.5.1 (210)~Pb与(137)~Cs测年 |
| 3.5.2 (14)~C测年 |
| 第四章 实验结果 |
| 4.1 年代学结果 |
| 4.1.1 (210)~Pb、(137)~Cs结果 |
| 4.1.2 碳十四结果 |
| 4.2 三个湖泊的地球化学指标结果 |
| 4.2.1 DHZ13A钻孔多指标变化 |
| 4.2.2 NNTC12A钻孔多指标变化 |
| 4.2.3 YHC15A钻孔多指标变化 |
| 4.3 多指标对比分析 |
| 第五章 区域人口发展及人类活动史 |
| 5.1 研究区人口与产业发展史 |
| 5.2 研究区人类活动史 |
| 5.3 人为大气氮沉降 |
| 第六章 近千年来区域环境重建 |
| 6.1 高山湖泊沉积物来源分析 |
| 6.2 近千年来湖泊生产力和温度变化 |
| 6.3 氮同位素(δ(15)~N)指示的近千年来高山湖泊人类活动特征 |
| 6.4 三个湖泊近千年来环境重建 |
| 6.2.1 东海子近千年来环境重建 |
| 6.2.2 娘娘天池近千年来环境重建 |
| 6.2.3 玉皇池近千年来环境重建 |
| 6.5 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 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（5）青海湖流域高山草甸土年代及其气候背景分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 青藏高原草甸土的研究进展 |
| 1.2.1 草甸土的分类 |
| 1.2.2 草甸土的养分及其退化 |
| 1.2.3 草甸土的碳累积响应 |
| 1.3 光释光测年在土壤年代学中的研究进展 |
| 1.3.1 土壤年代学 |
| 1.3.2 光释光测年 |
| 1.4 青海湖流域古气候演变研究进展 |
| 1.4.1 湖泊沉积物的研究现状 |
| 1.4.2 风成沉积物的研究现状 |
| 1.4.3 沉积物的环境指标记录 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 青海湖流域的自然地理概况 |
| 2.2 土壤剖面与样品采集 |
| 第三章 实验方法与结果 |
| 3.1 土壤理化性质 |
| 3.2 光释光测年与碳十四测年 |
| 3.2.1 光释光样品制备与测量 |
| 3.2.2 石英与长石年代结果 |
| 3.2.3 碳十四年代结果 |
| 第四章 讨论 |
| 4.1 青海湖流域风成母质型草甸土的不同发生层年代及成土发育模式 |
| 4.2 风尘加积型草甸土的风尘堆积速率与沉积间断 |
| 4.3 青海湖流域高山草甸土形成发育的气候背景 |
| 第五章 结论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
（6）大柴旦盐湖沉积演化 ——西风带古气候记录及镁硼酸盐矿床成因（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 末次冰消期气候变化研究 |
| 1.1.1 末次冰消期南北半球气候变化特征 |
| 1.1.2 末次冰消期气候变化驱动机制研究 |
| 1.2 末次冰消期青藏高原气候变化研究 |
| 1.3 柴达木盆地盐湖硼酸盐矿床的研究现状 |
| 1.4 本文选题依据、研究内容及意义 |
| 1.4.1 选题依据 |
| 1.4.2 研究内容与目标 |
| 1.4.3 研究意义 |
| 1.4.4 完成工作量 |
| 第2章 研究区概况 |
| 2.1 柴达木盆地自然环境概况 |
| 2.1.1 柴达木盆地的形成演化 |
| 2.1.2 柴达木盆地气候 |
| 2.2 大柴旦盐湖概况 |
| 2.2.1 湖区自然地理概况 |
| 2.2.2 湖区地质概况和水文地质背景 |
| 2.2.3 硼等主要元素的区域地球化学背景 |
| 2.3 大柴旦盐湖研究现状 |
| 第3章 研究方法 |
| 3.1 野外调查与样品采集 |
| 3.2 沉积岩芯剖面年代学研究 |
| 3.2.1 ~(14)C定年基本原理 |
| 3.2.2 样品预处理与测定 |
| 3.3 沉积物XRD矿物测试分析 |
| 3.3.1 粉末样品X射线衍射基本原理 |
| 3.3.2 样品预处理与测定 |
| 3.4 沉积物烧失量研究方法 |
| 3.4.1 烧失量的基本原理 |
| 3.4.2 样品预处理与测定 |
| 3.5 高分辨率XRF岩芯扫描法 |
| 3.5.1 X射线荧光光谱分析基本原理 |
| 3.5.2 样品预处理与测定 |
| 3.6 沉积物粒度研究方法 |
| 3.6.1 沉积物粒度分析原理 |
| 3.6.2 样品预处理与测定 |
| 3.7 扫描电镜-能谱(SEM-EDX)分析方法 |
| 3.7.1 扫描电镜-能谱分析的基本原理 |
| 3.7.2 样品预处理与测定 |
| 第4章 大柴旦盐湖沉积序列及其年代标尺的建立 |
| 4.1 大柴旦盐湖科学钻探DCD100A孔沉积物岩性描述 |
| 4.2 DCD100A钻孔年代测定及年代序列的建立 |
| 4.2.1 盐湖年代学研究方法的选择与确定 |
| 4.2.2 碳库效应 |
| 4.2.3 碳库效应的校正 |
| 4.2.4 科学钻探DCD100A孔沉积序列及其年代标尺建立 |
| 第5章 DCD100A钻孔环境指标测定结果分析 |
| 5.1 全氮(TN)指标沉积环境意义和结果分析 |
| 5.1.1 全氮(TN)的沉积环境指示意义 |
| 5.1.2 DCD100A钻孔TN含量及变化特征 |
| 5.2 烧失量指标沉积环境意义和结果分析 |
| 5.2.1 烧失量指标的环境指示意义 |
| 5.2.2 DCD100A钻孔LOI_(org)和TN含量对比关联研究 |
| 5.2.3 DCD100A钻孔烧失量变化特征 |
| 5.3 地球化学元素指标沉积环境意义和结果分析 |
| 5.3.1 XRF元素扫描结果及其数理统计分析 |
| 5.3.2 稳定元素扫描结果分析 |
| 5.3.3 Rb/Sr比值的环境意义及DCD100A钻孔中的变化特征 |
| 5.3.4 Fe/Mn比值的环境意义及DCD100A钻孔中的变化特征 |
| 5.4 矿物及其组合沉积环境意义和结果分析 |
| 5.4.1 DCD100A钻孔矿物及其组合沉积环境意义及其变化特征 |
| 5.4.2 LGM晚期以来大柴旦湖湖泊演化过程 |
| 5.5 粒度指标沉积环境意义和结果分析 |
| 5.5.1 粒度指标的沉积环境意义 |
| 5.5.2 DCD100A钻孔粒度分布特征 |
| 第6章 大柴旦盐湖百米岩芯古气候记录 |
| 6.1 古气候与古环境重建及湖泊演化过程 |
| 6.2 西风环流影响下的大柴旦盐湖古气候演化特征及全球联系 |
| 6.2.1 对全球气候模式响应研究 |
| 6.2.2 西风区与季风-西风过渡区古气候对比研究 |
| 6.3 本章小结 |
| 第7章 大柴旦湖底地层沉积演化及柱硼镁石矿层形成条件 |
| 7.1 大柴旦盐湖湖底沉积的岩性特征 |
| 7.2 结果分析 |
| 7.3 柱硼镁石的成矿条件和成矿机制 |
| 7.4 本章小结 |
| 第8章 结论与展望 |
| 8.1 研究结论 |
| 8.2 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（7）中国西部地区湖泊碳库效应的影响因素及评价（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 碳十四方法、原理及应用 |
| 1.2.1 碳十四的基本原理 |
| 1.2.2 碳十四的基本方法 |
| 1.2.3 碳十四方法的应用 |
| 1.3 湖泊碳库效应 |
| 1.3.1 湖泊碳库效应的来源 |
| 1.3.2 湖泊碳库效应的影响 |
| 1.3.3 湖泊碳库效应的研究进展 |
| 1.4 研究目的及内容 |
| 1.4.1 研究目的 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.5 本论文工作量及创新点 |
| 第二章 研究区与样品采集 |
| 2.1 研究区湖泊的基本特征 |
| 2.1.1 新疆地区湖泊基本特征 |
| 2.1.2 西藏可可西里地区湖泊特征 |
| 2.1.3 藏北高原地区湖泊特征 |
| 2.2 样品采集方法及描述 |
| 第三章 样品测试方法及结果 |
| 3.1 样品测试方法 |
| 3.1.1 碳十四测年前处理与制靶 |
| 3.1.2 湖泊沉积物预处理 |
| 3.2 碳十四测年结果 |
| 3.2.1 全有机质年代结果 |
| 3.2.2 植物残体年代结果 |
| 3.3 地球化学指标 |
| 3.3.1 湖泊的水化学介质 |
| 3.3.2 表层沉积物的地球化学指标 |
| 第四章 西部地区现代碳库效应影响因素分析 |
| 4.1 湖泊水化学介质的影响 |
| 4.2 外源性“老碳”的影响 |
| 4.2.1 湖泊地区基岩性质 |
| 4.2.2 风化强度与现代碳库效应 |
| 4.3 全有机质的来源影响 |
| 4.4 空间位置的影响 |
| 4.4.1 博斯腾湖空间位置 |
| 4.4.2 乌伦古湖空间位置 |
| 4.4.3 青藏高原地区湖泊空间位置 |
| 4.5 地下水补给的影响 |
| 4.6 核爆效应的影响 |
| 4.7 其它湖泊碳库的分布特征 |
| 第五章 表层碳库效应存在的问题 |
| 5.1 表层沉积物碳库存在问题 |
| 5.2 解决表层碳库建议 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 问题及展望 |
| 图版Ⅰ |
| 图版Ⅱ |
| 图版Ⅲ |
| 附表(一) |
| 附表(二) |
| 参考文献 |
| 图表索引 |
| 在校期间研究成果 |
| 致谢 |
（8）青海湖和希里沟湖“湖泊碳库效应”研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 湖泊碳库效应研究进展 |
| 1.3 青藏高原湖泊碳库效应概述 |
| 1.4 青海湖碳库效应研究进展 |
| 1.5 柴达木盆地碳库效应研究进展 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 研究区域地理概况 |
| 2.1.1 青海湖流域地理概况 |
| 2.1.2 希里沟湖流域地理概况 |
| 2.2 剖面及样品采集 |
| 2.2.1 青海湖样品采集 |
| 2.2.2 希里沟湖样品采集 |
| 第三章 年代结果 |
| 3.1 ~(14)C测年技术与应用的发展 |
| 3.1.1 ~(14)C测年技术的原理 |
| 3.1.2 ~(14)C测年技术的发展 |
| 3.2 样品制备和测量 |
| 3.3 ~(14)C测年结果 |
| 3.3.1 青海湖14C测年结果 |
| 3.3.2 GC、SNH和SLHQX遗址点年代 |
| 3.3.3 希里沟湖14C测年结果 |
| 第四章 湖泊碳库效应的计算与分析 |
| 4.1 青海湖湖泊碳库效应计算方法 |
| 4.2 青海湖湖泊碳库效应 |
| 4.3 希里沟湖碳库效应年龄计算 |
| 第五章 讨论 |
| 5.1 青海湖现代鱼骨与TOC碳库效应的关系 |
| 5.2 GC、SNH和SLHQX遗址点鱼骨碳库效应的空间特征 |
| 5.3 碳库效应与湖泊水文状况的关系 |
| 5.3.1 青海湖碳库效应与湖水盐度、水位的关系 |
| 5.3.2 希里沟湖碳库效应与湖泊水位的关系 |
| 第六章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
| 攻读硕士学位期间参与的科研项目 |
| 学习期间发表学术论文 |
| 硕士研究生期间获荣誉 |
（9）青海湖东北部尕海沉积记录的晚全新世区域气候变化（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 湖泊记录的全新世气候变化研究进展 |
| 1.1.1 全新世气候变化研究的重要性 |
| 1.1.2 晚全新世气候变化的研究进展 |
| 1.2 青海湖流域晚全新世研究现状及选题依据 |
| 1.2.1 青海湖流域晚全新世研究现状 |
| 1.2.2 选题依据和意义 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 青海湖自然地理概况 |
| 2.2 尕海概况 |
| 2.2.1 地理位置 |
| 2.2.2 水文特征 |
| 2.2.3 气候特征 |
| 第三章 样品采集及年代序列的建立 |
| 3.1 岩芯样品的采集及岩性特征 |
| 3.1.1 岩芯样品的采集 |
| 3.1.2 GH15B孔的岩性特征 |
| 3.2 年代序列的建立 |
| 3.2.1 AMS-14C测年及碳库效应 |
| 3.2.2 年代序列建立 |
| 第四章 尕海GH15B孔各代用指标测试及指示意义 |
| 4.1 矿物组分XRD测定 |
| 4.1.1 样品的制备及测试 |
| 4.1.2 矿物组成的气候指示意义 |
| 4.2 碳酸盐含量 |
| 4.2.1 碳酸盐含量的测定 |
| 4.2.2 碳酸盐含量的环境指示意义 |
| 4.3 细粒碳酸盐稳定同位素 |
| 4.3.1 细粒碳酸盐稳定同位素样品的制备及测量 |
| 4.3.2 自生碳酸盐稳定同位素的气候指示意义 |
| 4.4 介形虫壳体稳定同位素 |
| 4.4.1 介形虫壳体的挑选鉴定及同位素的测量 |
| 4.4.2 介形虫壳体稳定同位素的气候指示意义 |
| 4.5 总有机碳含量及有机质碳同位素 |
| 4.5.1 样品的制备及总有机碳含量及同位素的测量 |
| 4.5.2 总有机质及有机质碳同位素的气候意义 |
| 第五章 GH15B孔各代用指标结果及揭示的湖泊环境过程 |
| 5.1 各代用指标结果 |
| 5.1.1 矿物组成结果分析 |
| 5.1.2 碳酸盐含量结果 |
| 5.1.3 细粒碳酸盐稳定同位素结果 |
| 5.1.4 介形虫壳体稳定同位素结果 |
| 5.1.5 总有机碳含量及有机质碳同位素结果 |
| 5.2 GH15B孔揭示的区域气候环境变化 |
| 第六章 区域气候环境变化对比与机制浅析 |
| 6.1 青海湖区域气候环境变化对比 |
| 6.2 区域气候环境变化机制浅析 |
| 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 |
| 在学期间研究成果 |
| 致谢 |
（10）西宁盆地晚始新世石膏—泥岩旋回地层沉积环境分析及其古环境指示意义（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 中文文摘 |
| 绪论 |
| 研究背景 |
| 选题依据和目标 |
| 论文工作量 |
| 技术路线图 |
| 第一章 研究区域与研究方法 |
| 1.1 西宁盆地的区域概况 |
| 1.2 实验方法 |
| 1.2.1 粒度测量 |
| 1.2.2 稀土元素(REE)测量 |
| 1.2.3 X射线衍射测量 |
| 1.2.4 漫反射光谱测量 |
| 1.2.5 岩石磁学测量 |
| 1.2.6 色度参数测量 |
| 第二章 西宁盆地水湾剖面泥岩地层粒度特征 |
| 2.1 水湾剖面粒度组成与分布特征 |
| 2.2 C-M图 |
| 2.3 粒度曲线组分分解 |
| 2.4 判别参数 |
| 第三章 稀土元素分析 |
| 3.1 稀土元素在古气候研究中的应用 |
| 3.2 西宁盆地水湾剖面稀土元素分析 |
| 第四章 环境磁学、漫反射光谱特征和X射线衍射分析 |
| 4.1 环境磁学分析 |
| 4.1.1 常温磁学结果 |
| 4.1.2 高温磁学结果 |
| 4.1.3 磁滞特征 |
| 4.2 漫反射光谱分析 |
| 4.3 X射线衍射分析 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 西宁盆地水湾剖面石膏-泥岩旋回地层沉积环境分析和古气候特征 |
| 5.1 水湾剖面泥岩地层沉积环境分析 |
| 5.2 水湾剖面泥岩地层风积成因的可能性分析 |
| 5.3 西宁盆地水湾剖面色度参数分析 |
| 5.4 西宁盆地晚始新世石膏-泥岩旋回沉积序列古环境分析 |
| 第六章 结论和展望 |
| 6.1 本文结论 |
| 6.2 问题和展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间承担的科研任务与主要成果 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
四、~(137)Cs tracing of lacustrine sediments in the Dalian Lake,Qinghai Province,China（论文参考文献）
- [1]门源盆地黄土记录的古环境演化[D]. 史运坤. 青海师范大学, 2021(12)
- [2]孢粉记录的近300年来青藏高原北缘湿度变化及其与树轮记录的对比[D]. 王嘉乐. 兰州大学, 2021(09)
- [3]青藏高原东北部黄土记录的释光测年及末次冰消期以来气候变化研究[D]. 张海霞. 兰州大学, 2020(01)
- [4]季风边缘区高山湖泊沉积记录的人类世特征[D]. 张青. 兰州大学, 2019(08)
- [5]青海湖流域高山草甸土年代及其气候背景分析[D]. 张晶. 青海师范大学, 2019
- [6]大柴旦盐湖沉积演化 ——西风带古气候记录及镁硼酸盐矿床成因[D]. 洪荣昌. 中国科学院大学(中国科学院青海盐湖研究所), 2018
- [7]中国西部地区湖泊碳库效应的影响因素及评价[D]. 杜丁丁. 兰州大学, 2018(02)
- [8]青海湖和希里沟湖“湖泊碳库效应”研究[D]. 吕顺昌. 青海师范大学, 2018(02)
- [9]青海湖东北部尕海沉积记录的晚全新世区域气候变化[D]. 崔雪莉. 兰州大学, 2018(11)
- [10]西宁盆地晚始新世石膏—泥岩旋回地层沉积环境分析及其古环境指示意义[D]. 侯吉立. 福建师范大学, 2017(08)