一、长江上游地区18Ka以来的植被与气候（论文文献综述）
兰措卓玛[1]（2021）在《青藏高原旧石器-历史时期交流路线的重建及演变研究》文中研究表明欧亚大陆史前跨大陆的物质传播和文化交流是当前国际学术界关注的前沿科学问题,尤其“一带一路”的倡议提出后,对沿线区域间交流路线的研究愈发显得重要。青藏高原是欧亚文明交汇的重要区域,也是“一带一路”的核心区,同时青藏高原特殊的地理环境,又是人类对高原环境适应的典型区域,研究这一区域早期交流路线的形成与演变对了解青藏高原的早期交流历史,以及人类在极端环境下的适应和模式变化具有重要意义。然而,目前对青藏高原早期交流路线的研究均为考古证据和文献资料支持下的概念化路线,尚缺少精细化和具体化研究,导致对高原早期人类互动交流的详细演进过程认识十分有限。鉴于此,本研究采用自然因子包括海拔、坡度、植被、河流作为成本数据,与新石器-历史时期遗址点数据共同构成研究的数据源,以图作为理论基础,使用GIS工具,将青藏高原早期交流路线的重建抽象成带权图（网络）上的路径搜索问题,并基于成本最小原则,使用最优路径重建旧石器-历史时期的交流路线。具体操作是使用Arc GIS（ESRI）软件中的本地Python地理处理工具执行脚本计算,使用随机点间加权流量累积模型,重建旧石器时期路线;使用考古遗址点、聚落点构成的节点集,使用节点间加权联通模型,重建新石器-青铜-历史时期路线;最后,结合古气候、考古证据、文献记载等多项证据从人类适应性角度分析其发展演变及驱动因素。主要得到以下结论:（1）旧石器时期重建路线约10万km,路线整体上从边缘向腹地扩张,从低海拔逐步向高海拔行进,经过延续的长线进入高原高海拔区间,而且通过短线在高海拔区间活动,活动范围遍布整个高原;新石器时期路线总路线长度约为16900km,共提取出15条主干路线,路线主要沿河湟谷地-澜沧江、长江流域河谷地带-雅鲁藏布江流域的河谷地带分布;青铜时期的总路线长度约为16300km,共提取出18条主干路线,在新石器时期路线的基础上,东北部、东部、东南部、西南部的路线整体向高海拔地区延伸;历史时期的总路线总长度约为39700km,共提取出28条主干路线,东北区、东部区均出现了深入腹地的网络,尤其是腹地路线的出现和向西部延伸的路线以及东南部路线的复杂化,使得路线呈现复杂路网。该重建结果与考古证据印证的“彩陶之路”、粟黍农业传播路线、“玉石之路”、麦作-驯化羊、马-青铜冶金技术的传播路线,以及历史文献记载的东北部和西南部与“丝绸之路”的联系、“羌中道”、“唐蕃古道”和“茶马古道”高度重合,说明重建结果的可靠性。（2）旧石器时期-历史时期的路线总体呈现随机-分散型、边缘-廊道型、边缘-腹地型、复杂-路网型的发展演变。末次冰盛期高原极端气候促进了技术革新,细石器技术的盛行使高原出现狩猎采集人群,路线呈现随机-分散是人类为适应高原狩猎活动的行为表现。新石器时期适宜的环境背景下,仰韶文化的粟黍农业种植技术在适宜该农业发展的区域传播扩散,这些分散的小型农业基地成为串联新石器路线的基础。青铜时期受制于恶劣的气候条件,粟作农业的种植受到挑战,但跨大陆麦类作物、驯化羊、马的传入,拓展了人类向高海拔种植农业和发展牧业的空间,导致重建路线向高海拔地区延伸。历史时期农业产品的多元化和生产技术的进一步提高,人口数量增加,形成稳定的聚落,功能齐全且稳定的聚落为复杂路网的形成提供了基础,伴随着聚落间复杂的政治、贸易、文化互动,重建路线呈现复杂网络型。（3）重建路线完整呈现了青藏高原旧石器-历史时期人类复杂的互动交流,互动交流是路线形成的最终结果,同时反映出的是人类自身、生产方式以及互动交流强度对高原的逐步适应过程。为了适应逐步升高的海拔从而控制走路的成本,早期人类会选择高原河谷作为通道,河谷内坡度较缓、海拔相对较低,植被相对较好,河流的补给充足,相对含氧量较高,这是人类为适应高原自然环境做出的生物适应性行为。从生业模式的角度来看,高原的生业模式经历了旧石器时期的狩猎采集经济-新石器时期农业+狩猎采集经济并存-青铜时期农业+游牧经济全面发展-历史时期农牧业经济+商贸、政治、文化等互动交流不断深入的发展过程;这与旧石器时期人类表现出对高原资源的简单索取-发展至新石器时期对高原宜农区域的主动占据-青铜时期对高海拔区域的开拓-历史时期对高原全面开发利用的交流行为模式相对应;而生业和交流行为模式的发展演变直接影响路线形成的模式,这一模式表现出新石器时期分散的小型粟作农业区域首先串联起稳定的路线-青铜时期农、牧业混合交界带形成稳定路线-历史时期稳定的路线在聚落间形成的发展模式。从交流强度来看,新石器时期的交流互动是仰韶文化通过高原南部边缘对川西、云南等地的影响,并沿雅鲁藏布江与南亚的互动交流,发展至青铜时期由中亚-沿新疆-河西走廊至高原北缘的互动交流加强,历史时期则是南、北边缘的交流不断强化,伴随着与中原王朝对该地区复杂的政治、文化互动,以及商业贸易的强有力刺激,内外部交流全面加强的结果。
李兰[2]（2021）在《青藏高原湖泊演化及生态环境效应研究》文中指出独特且复杂的自然地理环境为青藏高原储存水资源奠定了良好的基础。雪山绵延、冰川纵横、湖泊密布,众多大江大河的源地,滋养着流域内几十亿人口,青藏高原是名实相符的“亚洲水塔”。青藏高原湖泊是“亚洲水塔”水资源的重要载体,在高原环境下,其收支主要受冰川、冻土中地下冰等固体水资源及地表水、地下水汇集和蒸散发的影响,湖泊面积、数量的改变也在一定程度上反映了区域气候的变化。在近几十年气候的显着变化的背景下,青藏高原湖泊演化、江河源径流变化等,对于区域生态环境影响甚大,急需开展青藏高原湖泊演化趋势及其生态环境效应研究。湖泊的演化经历了从自然驱动到人和自然共同驱动的历程,为探究青藏高原湖泊的演化过程及其动态变化的驱动力,本文基于RS和GIS技术,提取了1980s-2020年青藏高原的湖泊数据,依照不同成因,将湖泊分为构造湖、冰川湖、热喀斯特湖、堰塞湖、河成湖和人工湖。重点研究了1980s-2020年青藏高原构造湖、热喀斯特湖和冰川湖的数量、面积和空间变化,分析了湖泊动态变化的驱动力及其生态环境效应。主要结论如下:（1）近40年青藏高原在整体变暖、大部分区域降水波动增加的过程中,青藏高原湖泊变化显着。湖泊数量由1980s的70005个持续增长至2020年的143582个;湖泊面积整体呈减少（1980s-1990年）-加速增长（1990-2020年）的趋势,由1980s的41347.84km2降低至1990年的40441.4km2,后增长至2020年的54634.44km2。1980s-1990年湖泊面积减少的原因是大部分区域气温降低,降雨减少;1990-2020年湖泊面积渐增主要是因为气温显着升高、降水量增多和冰川融水增多。（2）构造湖在1980s-1990年湖泊面积减少,1990-2020年面积持续扩张,总面积增加了11388.13km2;数量由1089个增加至1451个。空间分布方面,构造湖变化主要发生在内陆流域。结合区域年降水量和年均气温,发现内陆流域气温升高和降水显着增加,是构造湖数量面积增加的直接原因。（3）多年冻土区是热喀斯特湖发育的区域。1980s-2020年热喀斯特湖个数由60834个增加至120374个,面积由932.5km2增长至1713.57km2。空间上主要集中在可可西里地区和北麓河区域,区域内地势平坦,显着的气候变暖导致了多年冻土区发生了广泛的退化乃至融化,地下冰融水加上降水量增加,使得青藏高原多年冻土区内热喀斯特湖成倍增加。（4）热喀斯特湖是多年冻土退化过程中的典型地貌单元,也是青藏高原整个区域中湖泊演化过程中数量和面积发生变化最为显着的类型。为此,本研究选取多年冻土区热喀斯特湖泊点密度、冻土稳定性类型、年均降水量、地表温度、土壤水分、积雪面积、NDVI和坡度等评价指标,结合前人研究成果及专家评判确定指标权重,采用综合评判法获得了青藏高原多年冻土区热喀斯特湖易发程度区划图。其中高易发区占19.02%,主要分布在青藏高原中部包括可可西里地区。（5）冰川湖形成于冰川作用过程,补给源主要为大气降水和冰川融水。1980s-2020年间冰川湖的个数由8002个增加至20329个,湖泊面积由900.1km2增长至1620.5km2。空间变化方面主要发生在唐古拉山、喜马拉雅山、西昆仑山以及青藏高原的南缘区域。（6）采用NDVI、湖泊生态系统服务价值和冰川湖溃决灾害三类指标对青藏高原湖泊生态环境效应进行了评价。整体上青藏高原NDVI呈增加趋势,文中以2000-2019年NDVI差值作为评判植被退化和改善指标,显示植被改善区占37.58%;湖泊作为独立的生态系统,随着湖泊面积的增加,青藏高原湖泊生态系统服务价值也呈增加趋势;气温的升高和冰川的广泛退化造成冰川湖溃决日益增加,危害较大。（7）青藏高原湖泊作为一种资源兼具了水源涵养、生物多样性维持和区域生态保障等重要生态服务功能。其中热喀斯特湖和冰川湖经常被视为不良地质现象,其演化过程、尤其是溃湖的发生对区域重大工程、生态环境存在着潜在或直接的危害,在相关区域规划、工程建设、环境保护中应给予足够的重视。本文所获得的成果可为《第二次青藏高原综合科学考察研究》工作查清青藏高原湖泊本底、厘清其与冻融环境间关系提供基础数据,有助于促进对全球变化下湖泊生态系统演变的科学认识,服务于湖泊生态资源的合理开发和管理,以及为热喀斯特湖和冰川湖溃决防灾减灾提供基础性支撑。
温鹏辉[3]（2021）在《鄂尔多斯高原全新世人类活动对环境变迁的响应》文中研究表明全新世是地球历史上与人类关系最为密切的一个时期,近年来全球性环境问题的出现使得全新世环境变化与人类活动的关系成为不同学科的研究热点。农牧交错带人类活动对环境变迁的响应研究,可为认识该地区不同时空尺度人地关系演变的规律提供科学依据。本文综合运用地理学、环境考古、历史文献学、GIS分析等方法,多学科交叉定量化研究鄂尔多斯高原全新世人类活动对环境变迁的响应。本文不仅对农牧交错带环境变迁以及人地关系的基础理论研究有着科学上的意义,而且可以为鄂尔多斯高原生态保护、资源合理开发利用、沙漠化趋势预测与防治提供科学依据。人类活动遗址是研究历史时期区域人类活动与环境变化的时空坐标。通过对鄂尔多斯地区新石器以来人类活动遗址数量分布特征进行统计,分析遗址空间分布的影响因素,进一步探讨遗址时空变迁的原因。研究表明鄂尔多斯人类活动遗址以中小型规模及农耕政权遗址为主,游牧政权遗址数量较少,且基本分布于明长城以北区域。遗址数量及遗址出现频率呈现阶段性地上升-下降的波动状态,遗址选址对海拔高度、坡度、坡向、水源、非沙漠地区均具有较强烈的环境选择倾向。遗址时空分布格局受自然环境与人类活动两方面综合影响,叠置型人类活动遗址自然条件较为优越,但其数量较少。当气候温暖湿润时,遗址数量明显增多,空间分布也扩散到整个鄂尔多斯高原;气候寒冷干燥时,遗址数量相对较少且分散。此外,人类活动遗址出现频率受当地民众生业方式影响显着。在上述研究基础上,本文分别从水环境变化、沙漠化两方面探讨人类活动对环境变迁的响应,进而总结鄂尔多斯高原人地关系整体演变的规律。通过对无定河上游三岔河古城古井、泉水、古城的野外考察,结合14C测年、粒度分析等技术手段及聚落遗址空间分析和历史地震分析,本文认为新构造运动是造成无定河流域地壳抬升和河流加速切割的原因。河流快速下切导致了三岔河古城及周边区域地下水水位的下降,水环境的退化是无定河上游区域沙漠化的重要原因。此外,历史时期湖泊退缩通常导致人类活动的迁移,进而对区域政治经济中心产生影响。本文通过统计地层中古土壤、风成砂年代累积频率及沙丘底界年代,研究发现鄂尔多斯高原沙漠化存在明显的阶段性与周期性。受气候变化的影响,鄂尔多斯高原2000 a以来经历了魏晋、唐末、明中晚期3次较为明显的沙漠化过程。通过分析鄂尔多斯高原全新世以来人类活动对环境变迁的响应,研究发现鄂尔多斯高原人地关系演变存在较为明显的“海绵效应”。环境适宜时“吸收”了大量的人口,而当环境开始恶化,这些人口又被“挤”出至其他地区。这种人口的迁徙结果在短时间内很容易导致资源相对适宜区的人地关系失衡,进而引起农耕、游牧之间的战争。
白永健[4]（2020）在《深切河谷土石混合体滑坡细观结构及灾变过程研究 ——以丹巴河段土石混合体滑坡为例》文中研究说明我国西南山区受青藏高原第四纪以来持续隆升作用和发源于青藏高原的长江及其支流等强烈切割,形成典型深切高中山峡谷区。区内发育大量的由冰水堆积、崩滑流堆积、冲洪积等组成的土石混合体斜坡,其中不少已发生变形并演化成滑坡。这类土石混合体滑坡具有物质成因类型多,发育演化机制复杂,变形破坏发展趋势难以预测,致灾突发性强、破坏性大,对山区城镇及重大基础设施危害大,以这类滑坡为研究对象,具有较强的理论意义和工程实用价值。作者在国家自然科学基金委和中国地质调查局的资助下,利用高精度遥感、现场调查、工程勘察、地质测绘、数码图像采集、长期现场监测、三轴剪切试验等技术手段对大渡河丹巴河段土石混合体滑坡进行全面分析,采用定性分析、定量计算、数值模拟等方法,对大渡河丹巴河段河谷演变,土石混合体形成、细观结构及力学特性,和土石混合体滑坡的时空分布规律、灾变过程、早期识别等进行了深入系统的研究。主要研究成果和进展如下:（1）系统揭示了大渡河丹巴河段土石混合体滑坡发育特征。采用资料收集、野外现场详细的工程地质勘测、三维系统监测和比较分析等方法,对丹巴河段45处土石混合体滑坡发育特征及分布规律、形成地质时代和危害性等进行分析。并结合建设街滑坡、甲居滑坡、梭坡滑坡、中路乡滑坡等典型土石混合体滑坡的发育特征、宏观坡体结构、细观物质结构等进行深入研究,进一步厘定和查清了深切河谷土石混合体滑坡的概念、形成条件和年代、发育特征及灾害效应。（2）实现了深切河谷土石混合体细观结构量化分析进而构建了典型土石混合体细观结构模型。土石混合体作为深切河谷区一类特殊的岩土体,成因机制多样,细观空间结构复杂。对丹巴河段深切河谷土石混合体进行了宏观-细观-微观多尺度结构观测,宏观结构可分为类土结构、类石土结构、类石结构,随着粗颗粒含石量的提高、颗粒接触面嵌合度增大,胶结性越好,土石混合体稳定性越好。细观结构主要从颗粒和孔隙发育特征进行观测,颗粒平面形态、排列、接触、数量、粒径等特征及参数差异大。对描述细观结构包括颗粒粒组、形态、接触、孔隙形态和粒间作用等15个要素进行明确定义,采用17个量化参数加以表达。基于6处探槽图像分析和36个样的颗分试验、3个CT扫描,12个电镜扫描（SEM）等测试成果的分析,对典型土石混合体空间结构及胶结模式进行深入研究,构建了典型土石混合体细观结构模型。（3）深入研究了土石混合体灾变过程及其细观结构的响应。土石混合体是一类颗粒尺度和结构性状高度离散性的特殊地质体,导致其力学行为具有独特性。对描述土石混合体强度特性、剪胀剪缩性、应力应变关系、硬化软化特性等细观力学特性的11个指标的定义及12个量化参数进行系统梳理,并构建了土石混合体细观力学特性指标体系。通过对研究区典型土石混合体抗剪强度试验、变形试验获取细观结构力学参数,并结合前人大量研究成果,对土石混合体的强度和力学参数随含石量和加载围压的变化的响应进行了深入的探讨。并引入沈珠江土石混合体二元介质理论,和细观力学均匀化理论,综合分析细观结构变化与力学和变形特性的相关性,探讨土石混合体强度与变形特性之间的本构关系。（4）总结了深切河谷地貌演化过程,典型土石混合体斜坡变形破坏模式及滑坡灾变过程。基于大渡河丹巴河段深切河谷演化过程,典型土石混合体宏观坡体结构和细观物质结构及力学特性,总结了层状敞口型、块石土锁口型、块石土条带型、碎石土敞口型等四种典型土石混合体滑坡灾变演化及地质力学模式。并基于GPS、In SAR干涉雷达探测和深部位移测量三维系统监测成果资料分析,对甲居土石混合体滑坡灾变过程进行UDEC数值模拟,对其稳定性及发展趋势采用FLAC3D进行数值模拟预测,结果表明,滑坡变形破坏模式表现为浅表层失稳破坏和坍塌,深层多级多期多滑面蠕滑变形破坏。（5）构建了深切河谷土石混合体滑坡早期识别方法及指标体系。深切河谷土石混合体滑坡早期识别方法,主要有高精度遥感、In SAR干涉雷达测量,机载Li DAR和无人机航空影像等星载、机载、地面多尺度多平台多层次“星-空-地”等识别技术。指标选择考虑可操作性、层析性、普适性原则。选择丹巴河段深切河谷区土石混合体获取孕灾环境识别指标（地形地貌、地层岩性、地质构造、地下水、地表建构筑物等）、斜坡空间几何结构识别指标（斜坡坡度、坡高、坡形、坡体结构等）、土石混合细观颗粒结构识别指标（土石混合体成因、颗粒形态、颗粒粒度分布、颗粒接触关系、颗粒孔隙形态）等三大类13个指标构建深切河谷土石混合体滑坡早期识别指标体系。运用该识别体系对丹巴河段进行深切河谷土石混合体滑坡早期识别验证,圈定土石混合体滑坡45处,并选取典型土石混合体甲居滑坡进行早期识别验证。
时伟[5]（2020）在《构造和气候作用下的末次冰消期四川叠溪湖相沉积记录研究》文中研究说明青藏高原东缘是我国大陆地壳构造变形最强烈、地震活动最频繁的区域。自2008年汶川Ms 8.0强震以来,一系列7级中强地震吸引了全球的关注。岷江上游地区绝大多数人口居住在河谷和山间盆地中,导致局部人口密度较大。当地震、滑坡、泥石流等地质灾害发生时,更容易造成严重人员伤亡和经济损失。这使得岷江流域范围内的构造和气候研究成为当前的热点。岷江上游地区广泛出露的湖相沉积为揭示区域气候演化和构造活动提供了良好的载体。目前的研究主要集中在利用湖相沉积中粒度、磁化率、软沉积物变形等指标揭示构造信息,然而气候信号研究较少。末次冰消期以来,湖相沉积高频波动的粒度、磁化率指标所揭示的气候或构造信息以及背后的主控机制还不清楚。此外,湖相沉积多分布于岷江河流两侧,那么湖相沉积的物源供给是否受到河流过程影响?如果有河流贡献,贡献量是多少?这一点颇受研究者关注。本次研究（1）通过对岷江河流沉积物的粒度、磁化率分析,一方面分析构造和气候因素对河流物源供给的影响,探讨河流沉积物对断层活动性的响应;另一方面定量估算河流过程对湖相沉积的贡献量。（2）通过对新磨村湖相沉积剖面的孢粉记录进行深度解读,揭示末次冰消期区域气候变化特征,并分离出指示区域气候变化的敏感指标。（3）通过叠溪博物馆湖相沉积的粒度、磁化率、TIC、TOC、亮度（L*）、p H、粘土矿物详细分析,揭示湖相沉积记录的古地震事件,探讨高频波动的主控机制;基于14C和OSL年代标尺,计算湖相沉积记录的古地震周期。通过上述研究,获得的初步认识如下:1.岷江上游不同河段的粒度分布呈明显的分段性。其中,岷江源-松潘-叠溪段河流沉积物以细颗粒背景粉尘（2-20μm,52.9%-57.3%）和近源粉尘（20-63μm,23.3%）为主;叠溪-汶川-都江堰河段粗颗粒当地物源（125-500μm,55.1%-63.3%）的显着增加可能响应了茂县-汶川断裂强烈的构造活动。基于粒度分布特征,CM图和端元模拟结果得到,河流过程对湖相沉积的贡献量远小于19.7%。2.末次冰消期（18.7-10.6 ka）,新磨村湖相沉的孢粉记录表现为以灌木和草本植物为主的疏林草原植被景观。其中喜湿花粉含量变化,如莎草科（Cyperaceae）、禾本科（Poaceae）、蓼属（Polygonum）、香蒲属（Typha）和狐尾藻属（Myriophyllum）,可作为反映区域气候变化的敏感指标。根据喜湿花粉含量变化,将末次冰消期区域气候演化划分为5个阶段,18.7-16.8 ka,气候逐渐变湿;16.8-14.6 ka,气候维持湿润状态;14.6-12.9 ka,最湿润期;12.9-11.6 ka,气候显着变干;11.6-10.6 ka,气候再次变湿,过渡到全新世。此外,通过喜湿花粉百分含量与全球氧同位素记录对比发现,在B/A暖期（14.6-12.9 ka）,北半球纵向温度梯度增加驱使印度季风向南退缩,导致区域喜湿花粉含量呈逐渐降低的趋势。3.14C、OSL年龄结果显示叠溪博物馆湖相沉积形成于末次冰消期（17.62-14.55 ka,持续时间为3070年,平均沉积速率为6.5 mm/a,样品分辨率为1.54年）。叠溪湖相沉积物的粒度、CM图、端元模拟等指标显示以风成物源为特征。根据粒度突然升高、缓慢降低古地震识别标志,在该剖面中识别出20次可能与古地震有关的环境事件。此外,3层软沉积物变形可能对应了3次古地震事件。4.叠溪博物馆剖面的碳含量、亮度、粘土矿物、p H值多指标分析显示,高频波动的粒度特征可能记录了频繁的地震活动引起物源变化,气候影响占次要地位。此外,20-63μm组分记录了26年、53年两个中强震周期和161年大震周期。
裴文强[6]（2020）在《中国边缘海黑碳记录的长江、珠江流域火历史》文中研究指明火作为地球系统中重要的生态因子,可以通过扰动陆地生态系统和改变大气组成对生物圈、大气圈产生重要影响。火波动与气候、植被状况、人类活动密切相关。追踪地质时期火历史,将加深我们对火的控制因子及人类扰动自然火历史进程的理解。本研究通过对中国边缘海一系列岩心（东海陆架岩心ECMZ、长江水下三角洲岩心T1、南海北部陆架岩心K6-2和珠江水下三角洲岩心ZK20）的黑碳含量及碳同位素组成及沉积物年代、粒度、元素和矿物组成等的分析,重建了末次冰期尤其是中全新世以来长江和珠江流域的高分辨率区域火历史,并探讨了火与气候、植被以及人类活动的关系。物源分析表明,东海陆架ECMZ岩心沉积物黑碳主要来自长江输入,黑碳含量被用以重建长江流域～7.0 ka BP以来高分辨率火历史。研究结果显示,7.0～3.0ka BP,火与温度、降水在千年和百年尺度均呈密切正相关,表现为暖湿期火活动更多,冷干期火明显减少,表明气候对区域火的主控地位。但是在3.0 ka BP以来,火与气候的关系在多种时间尺度均发生重要转变,暗示3.0 ka BP以来人类活动对长江流域火活动的影响超过自然因素。在千年时间尺度,温度和降水在3.0～1.0 ka BP基本稳定,甚至过去1.0 ka BP以来稍有增强,而长江流域火活动在3.0 ka BP以来快速减弱,重金属元素Pb、Cu含量则相应显着升高,暗示3.0ka BP以来人类活动（如种植农业、金属冶炼）的持续增强,使流域森林覆盖率（燃料量）降低而限制了火的发生,从而改变了之前火-自然之间的固有关系。在百年时间尺度上（3.0 ka BP以来）,所识别出的六次火活跃期均发生在相对寒冷干旱的时期,并明显与中国历史上从北方黄河流域向长江流域的数次人口南迁及技术进步时期相对应,指示人类因素对火的干扰增强。考古和气候研究表明,长期干旱、寒冷的气候更易导致饥荒、战争和人口迁移。特定时期北方人口的南迁及其带来的技术进步促进了长江流域人类活动的短期增强和火的频繁发生。南海北部陆架K6-2岩心的物源分析表明,其黑碳主要来自珠江输入,从而可以指示珠江流域近5万年来的区域火历史。结果表明,在50.0～27.0 ka BP,区域火活动整体较强但有逐渐减弱的趋势,在13.0～7.0 ka BP,区域火活动较强,7.0～4.0 ka BP,区域火活动减弱。与气候记录对比分析得出,火与气候的关系在两个时期截然不同,在50.0～27.0 ka BP,暖湿程度的增加会抑制区域火活动,而在13.0～4.0 ka BP,气候转暖湿会促进区域火活动。考虑到4.0 ka BP之前人类对火的影响尚未显着增强,两个时期截然不同的火与气候之间的关系可能源于温度和降雨在两个时期各自的变化幅度存在差异。珠江口ZK20孔上部9 m的岩心黑碳记录了珠江流域～7.0 ka BP以来高分辨率火历史。结果显示,在7.0～3.9 ka BP,区域火活动整体较强;在3.9～2.9 ka BP,区域火活动升至最高;～2.9 ka BP以来,区域火活动显着减弱。对比气候、孢粉以及人类活动记录,认为在3.9～2.9 ka BP,区域火活动达到最高可能与珠江流域初始农业的兴起和发展有关,而自～2.9 ka BP以来,区域火活动的大幅减弱与流域内农业活动的广泛传播和植被破坏有关。本研究从区域尺度探讨了长江、珠江流域过去火历史及其与气候的关系,均发现在没有明显人类干扰的中全新世,自然火活动在暖湿期更强,表明升温和降水增多及其对植被充足度的提高会促进区域火活动的增强。但是,在晚全新世约3.0～2.9 ka BP以来,长江、珠江流域区域火活动显着降低,明显受到了人类活动的强烈干扰,这将为人类世的划分提供科学依据。该研究也将对亚洲季风区未来火的预测以及火管理政策的制定有所启示。
贾洪太[7]（2020）在《后套盆地晚第四纪古洪水水文学研究》文中研究指明后套盆地位于我国东部季风区和西部干旱区的过渡带,黄河在此流经库布齐沙漠和乌兰布和沙漠,大量的风沙入黄,致使该段河流水沙关系复杂。在全球变化和人类过度开发利用等因素影响下,黄河河道近年来淤积严重,潜在的洪灾成为沿岸人民最大的威胁。利用沉积地层获取长尺度黄河河道演化和古水文变化的信息,掌握后套盆地极端水文事件的规律,可以为该区修建防洪工程和开发水电资源提供一定的科学依据和理论基础。本文通过对后套盆地临近黄河3个深约20m的钻孔岩芯（DKZ06、DKZ07、DKZ12）进行粒度和元素分析,在光释光年代学框架下,对岩芯沉积相进行了划分,重建了后套盆地晚第四纪古洪水序列,进而探讨了古洪水事件对气候变化的响应。获得初步结果:（1）DKZ06、DKZ07、DKZ12三个岩芯沉积物组成以砂为主,其含量分别占65.3%、76.7%、64.3%。通过对现代不同沉积环境粒度参数特征和机械组成分析,建立沉积物粒度特征与现代沉积环境之间的关系,进而对钻孔岩芯的沉积相进行划分,发现三个岩芯均以河流沉积环境为主,河床相沉积厚度分别为14.37m、16.84m、13.25m深,分别占总量的72%、83%、63%。（2）为了做到环境指标对比的统一性,本研究以河床相沉积物为主,提取了平均粒径、砂（粒径大于63μm）的百分含量和P95（频率累积曲线上95%处粒径的大小）作为古洪水的粒度代用指标。同时,研究发现沉积物的ln（Si/Al）和粒度指标呈较好的正相关,也可以作为古洪水的指标来获取高分辨率的古水文信息。（3）在光释光年代学的支撑下,晚第四纪后套盆地岩芯记录的古洪水有6个高频期和5个低频期,其中在30-22ka、20.9-16ka、13.8-12ka、11.7-9.5ka、7.5-5ka、3.9-1.4ka六个时段,洪水活动频繁。通过与区域气候资料对比,发现气候湿润,降水较多是古洪水频发且强度较大的主要原因。
马振华[8]（2020）在《晚中新世以来祁连山东段层状地貌及水系演化》文中研究表明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之间发生了两次显着变化,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。
李富强[9]（2019）在《晚第四纪河套平原沉积速率和河道变迁研究》文中指出黄河在地势平坦的河套盆地内往复迁徙,泛滥淤积,地表古河道交叉重叠星罗棋布。同时黄河在此途经乌兰布和与库布齐两大沙漠,水沙风沙交互作用,河床演变极其复杂。近50年来,该段河流水沙关系发生明显变化,泥沙淤积严重,形成“地上悬河”,潜在的洪凌灾害严重威胁着区域人民的生命财产安全。针对该区河道淤积的物质组成、沉积特征以及河道的变迁历史开展研究,可以为集成研究沙漠宽谷河道的冲淤变化与调控对策提供数据支持和历史背景,为区域河势规划、河道整治及水资源的开发和利用提供理论基础和科学依据。本文以黄河内蒙段磴口地区横断面的14个钻孔与沿河道纵向布设的12个深达20 m的钻孔为研究载体,对岩芯沉积物的理化特征进行了详细分析,并依据粒度指标、沉积结构和沉积构造等对岩芯进行了沉积相的划分。在光释光和碳十四测年技术的支撑下,建立了钻孔的年代学框架,进而重建了晚第四纪河套盆地沉积速率的时空变化特征以及黄河河道的变迁过程。结合区域构造、气候与人类活动资料,探讨了河流系统对于外部环境因素变化的响应机制。初步结果如下:（1）26个钻孔岩芯的物质组成以结构较为松散的灰绿色和灰褐色细砂和中粗砂层为主,其中部分砂层中夹有粘土块和磨圆好的砾石;棕黄色和红褐色的粘土和粉砂质粘土层仅分布在盆地北缘、靠近狼山的6个（DKZ01-06）钻孔中,且每层的沉积厚度不超过7 m。钻孔沉积物的分布特征指示了该区以河流沉积环境为主。（2）对现代地表不同沉积环境的物质组成研究发现,沙漠砂和河床沉积物都以砂组分为主,前者砂组分占95%以上,由明显的粗粒跳跃组分构成,分选较好到好;后者砂占70%以上,粉砂占30%,以递变悬浮搬运为主,分选中等。河漫滩沉积物以粉砂为主,粉砂占50%以上,悬浮组分占50%,以均匀悬浮搬运为主,分选较差。湖泊沉积物以粉砂和粘土为主,粉砂约占5075%,粘土占2550%;悬浮组分占80%以上,分选差,偏度以负偏为主。不同沉积环境物质的特征虽有重叠,但是点群的界限差异明显,可以建立起不同沉积相的判别标志。根据现代沉积相的判别标志对钻孔岩芯沉积物进行相划分,发现所有钻孔中以河床亚相组成为主,巨厚的河床相代表了多次沉积旋回,指示该段河道摆动频繁,且河床加积是该区冲积平原发育的主要过程。（3）通过对14个现代河流沉积物不同粒径光释光信号特征的分析研究,发现石英中颗粒（3863μm）的等效剂量主要集中在0.160.49 Gy之间,而粗颗粒（>63μm）的等效剂量在0.353.72 Gy之间,其残留剂量小于或者等于全球其他区域的现代河流沉积物的残留剂量,说明河流沉积物在沉积之前经过了很好的晒退过程;相比于粗颗粒而言,中颗粒石英经历了更好的晒退,适用于区域内河流沉积物的测年。利用OSL和14C测年技术对钻孔沉积物沉积时代进行了研究,共计获取了75个OSL以及11个14C年代结果,年代分布在0.6156 ka之间。依据沉积速率推断的钻孔底界年代相差较大,分布范围在2.1160 ka之间,反映了该区复杂的河道变迁过程和频繁的冲淤变化特征。（4）磴口断面14个沉积钻孔获得的分时段沉积速率变化结果表明,早期沉积速率较小趋于稳定,自18 ka以来快速增大,在1412 ka左右达到峰值1.35mm/yr,随后变小,趋于稳定。其中8030 ka之间为0.11 mm/yr,3020 ka期间为0.16 mm/yr,2018 ka为0.32 mm/yr。18 ka以来存在较大的变化幅度,其中188 ka期间沉积速率分布在0.671.35 mm/yr内,8 ka以来沉积速率较为稳定,为0.520.68 mm/yr。结合区域气候资料,发现20 ka以来沉积速率的变化,受气候变化影响下上游来水来沙多寡的控制。在冷干气候条件下,流量较小,河流搬运能力较弱,上游山区河段的物质无法搬运至下游平原区,因此,受流量和泥沙汇入较小的影响,沉积速率较低。而相对暖湿的气候条件下,河流径流量增大,上游山区堆积在河道中的风化物质大量的搬运到下游平原区接受沉积,由此沉积速率较大。依据全部26个钻孔的年代-深度获得的河套平原平均沉积速率,随年代的减小呈指数增长的趋势,反映了平原沉积的加速过程。而在近2 ka以来沉积速率的显着增大,可能更多地受控于人类活动导致的土地荒漠化、沙漠的扩展,引起区域内输沙量的变大。（5）依据钻孔岩芯的沉积相时空分布,重建了晚更新世以来磴口段的河道演变过程。发现在16080 ka期间,河流以多河道形式游荡堆积,河道迁移摆动频繁,河流活动性较强;8018 ka期间,河流活动性减弱,河道相对稳定,堆积速率缓慢。188 ka期间,河道向地势相对较低的狼山山前迁徙,并且在靠近狼山的平原西部以多河道的形式迁移摆动接受沉积,沉积速率增大,河流活动性较强。8 ka以来,主河道由平原西北部迁移到现今河道的位置,可能与狼山山前断裂带活动重心向盆地内部迁移以及乌兰布和沙漠扩张的胁迫有关。由于河道的迁移废弃逐渐形成河迹洼地湖,约2 ka以后乌兰布和北部沙漠景观出现。
任志森[10]（2019）在《沅江中游河流阶地发育及其对气候—新构造运动的响应》文中认为河流阶地可以反映古气候变迁、新构造运动以及河流侵蚀基准面升降的变化,进而深化人们对区域地貌形成过程的理解。沅江是湖南境内流入洞庭湖的重要水系,其作为长江中游洞庭湖水系的重要支流,是研究长江支流地貌演化及新构造运动响应的理想地区。论文结合野外调查和室内综合分析,查明了沅江中游河流阶地的发育特征,结合区域对比探讨了沅江中游河流阶地发育及其对气候和新构造运动的响应,进而深化了对沅江流域地貌演变过程的理解。论文取得以下主要结论:1、查明了沅江中游河流阶地的发育特征,发现研究区阶地类型以基座阶地和堆积阶地为主,干流普遍发育三到四级河流阶地,支流酉水最高发育五级河流阶地。结合测年数据,确定了河流阶地的年代格架为中更新世中期到全新世。2、分析了河流阶地发育与气候变化的关系,认为沅江中游干流区和支流阶地发育对应于深海氧同位素的偶数阶段,表明河流阶地的堆积主要发生在冷期,气候变化在沅江中游河流阶地形成过程中起着重要的作用。3、查明了研究区河流阶地下切速率为0.10-0.20m/ka,揭示出研究区新构造运动的幅度较小,干流和支流河流下切速率基本一致,且有逐渐加强的趋势。4、区域对比分析表明,研究区阶地形成年代和下切速率同长江三峡段和澧水流域基本一致,沅江中游河流地貌的研究成果可以为区域地貌演化综合研究提供一定的依据。
二、长江上游地区18Ka以来的植被与气候（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、长江上游地区18Ka以来的植被与气候（论文提纲范文）
（1）青藏高原旧石器-历史时期交流路线的重建及演变研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 旧石器时期人类在青藏高原的交流 |
| 1.2.2 新石器-青铜时期人类在青藏高原的交流 |
| 1.2.3 历史时期青藏高原的交流 |
| 1.2.4 人类与文化交流路线的研究方法综述 |
| 1.2.5 国内外研究中存在的问题 |
| 1.3 研究内容 |
| 第二章 研究区概况与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 自然环境概况 |
| 2.1.2 历史文化概况及阶段划分 |
| 2.1.3 现代交通概况 |
| 2.2 数据来源 |
| 2.3 模型构建 |
| 2.3.1 构建最低成本(W) |
| 2.3.2 随机点间加权流量累积联通模型(E) |
| 2.3.3 节点间加权联通模型(E) |
| 2.4 技术路线 |
| 第三章 青藏高原交流路线的重建结果 |
| 3.1 旧石器时期高原交流路线重建结果 |
| 3.1.1 基于NDVI权重的重建结果 |
| 3.1.2 基于NPP权重的重建结果 |
| 3.1.3 基于坡度权重的重建结果 |
| 3.2 新石器时期高原交流路线重建结果 |
| 3.2.1 东北路线区 |
| 3.2.2 东部路线区 |
| 3.2.3 东南路线区 |
| 3.2.4 西南路线区 |
| 3.3 青铜时期高原交流路线重建结果 |
| 3.3.1 东北路线区 |
| 3.3.2 东部路线区 |
| 3.3.3 东南路线区 |
| 3.3.4 西南路线区 |
| 3.4 历史时期高原交流路线重建结果 |
| 3.4.1 东北路线区 |
| 3.4.2 东部路线区 |
| 3.4.3 东南路线区 |
| 3.4.4 西南路线区 |
| 3.4.5 腹地路线区 |
| 第四章 重建路线的演变过程 |
| 4.1 旧石器时期-随机分散型 |
| 4.2 新石器时期-边缘廊道型 |
| 4.3 青铜时期-边缘腹地型 |
| 4.4 历史时期-复杂网络型 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 青藏高原早期交流路线演化与人类适应关系 |
| 5.1 地理环境与路线形成的关系 |
| 5.1.1 地形地貌 |
| 5.1.2 坡度 |
| 5.1.3 植被 |
| 5.1.4 河流 |
| 5.2 环境演变与路线形成的关系 |
| 5.3 生业模式与路线形成的关系 |
| 5.3.1 狩猎采集生业模式下的路线形成 |
| 5.3.2 农业生业模式下的路线形成 |
| 5.3.3 农牧业并重生业模式下的路线形成 |
| 5.4 交流强化与路线形成的关系 |
| 5.5 聚落-战争因素与路线形成的关系 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 结论 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 存在不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士期间的研究成果 |
（2）青藏高原湖泊演化及生态环境效应研究（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 湖泊演化与生态环境变化息息相关 |
| 1.1.2 遥感技术已成为资源环境调查研究的重要手段和方法 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 遥感技术在水体提取中的进展 |
| 1.2.2 青藏高原湖泊动态变化及原因研究 |
| 1.2.3 青藏高原生态环境研究 |
| 1.2.4 存在的问题 |
| 1.3 本文创新点 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 第二章 青藏高原自然地质环境背景 |
| 2.1 自然地理 |
| 2.2 气象水文 |
| 2.3 地形地貌 |
| 2.4 地质构造和新构造运动 |
| 2.5 地下水 |
| 2.6 植被及土壤概况 |
| 2.7 土地利用 |
| 2.8 生态环境 |
| 第三章 青藏高原湖泊类型及发育特征 |
| 3.1 遥感数据的选取与预处理 |
| 3.2 遥感水体提取机理及方法 |
| 3.2.1 水体提取机理 |
| 3.2.2 水体提取方法 |
| 3.3 青藏高原湖泊水体自动提取 |
| 3.4 青藏高原湖泊类型划分 |
| 3.5 青藏高原湖泊发育特征 |
| 3.5.1 青藏高原湖泊规模及数量 |
| 3.5.2 青藏高原湖泊几何形态特征 |
| 3.6 青藏高原湖泊分布规律 |
| 3.6.1 湖泊分布与海拔关系 |
| 3.6.2 湖泊分布与坡度关系 |
| 3.6.3 湖泊分布与构造关系 |
| 3.6.4 湖泊分布与土壤类型关系 |
| 3.6.5 湖泊分布与植被类型关系 |
| 3.7 本章小结 |
| 第四章 青藏高原构造湖演化规律 |
| 4.1 青藏高原构造湖演化分析 |
| 4.2 青藏高原构造湖演化驱动力因素分析 |
| 4.3 格尔木盆地典型构造湖演化分析 |
| 4.4 典型构造湖演化 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 青藏高原多年冻土区热喀斯特湖演化规律 |
| 5.1 热喀斯特湖演化分析 |
| 5.2 热喀斯特湖演化驱动力因素 |
| 5.3 青藏高原多年冻土区热喀斯特湖易发程度分区 |
| 5.3.1 易发程度评价模型 |
| 5.3.2 易发程度评价指标体系 |
| 5.3.3 评价指标权重 |
| 5.3.4 评价指标量化 |
| 5.3.5 基于ArcGIS的综合评价 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 青藏高原冰川湖演化规律 |
| 6.1 冰川湖演化分析 |
| 6.2 冰川湖演化驱动力因素 |
| 6.3 典型区域冰川湖演化分析 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 青藏高原湖泊生态环境效应 |
| 7.1 青藏高原NDVI变化 |
| 7.2 青藏高原湖泊生态系统服务功能价值 |
| 7.3 冰川湖灾害效应 |
| 7.4 本章小结 |
| 结论与展望 |
| 主要结论 |
| 研究不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附表 |
| 攻读学位期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
（3）鄂尔多斯高原全新世人类活动对环境变迁的响应（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景与研究意义 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 研究进展 |
| 1.3 研究内容与研究方法 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方法与技术路线 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.1.1 地质地貌 |
| 2.1.2 气候水文 |
| 2.1.3 植被土壤 |
| 2.2 主要生态环境问题 |
| 2.2.1 沙漠化 |
| 2.2.2 水土流失 |
| 第三章 鄂尔多斯高原全新世人类活动 |
| 3.1 全新世人类活动的气候背景 |
| 3.2 鄂尔多斯政区沿革与区域开发 |
| 3.3 人类活动遗址时空分布 |
| 3.3.1 遗址数量分布特征 |
| 3.3.2 遗址空间分布的影响因素 |
| 3.3.3 叠置型人类活动遗址 |
| 第四章 人类活动对水环境变化的响应 |
| 4.1 河流下切与人类活动变化 |
| 4.1.1 三岔河古城 |
| 4.1.2 三岔河古城环境退化 |
| 4.1.3 无定河上游人类活动遗址时空变迁 |
| 4.2 湖泊退缩与人类活动遗址的变迁 |
| 4.2.1 北大池与古城选址 |
| 4.2.2 小盐池与盐池县治的迁移 |
| 第五章 人类活动对沙漠化的响应 |
| 5.1 地层剖面揭示的全新世沙漠化过程 |
| 5.1.1 地层年代资料统计 |
| 5.1.2 统计分析结果 |
| 5.1.3 三岔沟湾剖面 |
| 5.2 古城变迁与沙漠化 |
| 5.2.1 统万城 |
| 5.2.2 铁柱泉古城 |
| 第六章 鄂尔多斯高原人类活动与环境变迁讨论 |
| 6.1 人类活动遗址时空变迁原因 |
| 6.1.1 自然环境 |
| 6.1.2 人类活动 |
| 6.2 人类活动对环境变迁的响应 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.2.1 多学科交叉 |
| 7.2.2 长时间序列 |
| 7.2.3 沙漠化形成机制的一种新解释 |
| 7.3 研究展望 |
| 附录 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（4）深切河谷土石混合体滑坡细观结构及灾变过程研究 ——以丹巴河段土石混合体滑坡为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 土石混合体概念及成因研究 |
| 1.2.2 土石混合体细观结构特征研究 |
| 1.2.3 土石混合体细观力学特性研究 |
| 1.2.4 土石混合体滑坡失稳机理研究 |
| 1.3 研究内容、技术路线及主要创新点 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 论文技术路线 |
| 1.3.3 主要创新点 |
| 第2章 大渡河丹巴河段地质环境条件 |
| 2.1 气象水文 |
| 2.2 地形地貌 |
| 2.2.1 大渡河地形地貌 |
| 2.2.2 丹巴河段地形地貌 |
| 2.3 地层岩性 |
| 2.4 地质构造 |
| 2.5 新构造运动与地震 |
| 第3章 大渡河丹巴河段土石混合体及滑坡发育特征 |
| 3.1 深切河谷土石混合体形成过程 |
| 3.1.1 丹巴河段河谷演化过程 |
| 3.1.2 丹巴河段斜坡演化过程 |
| 3.1.3 深切河谷土石混合体形成过程 |
| 3.2 丹巴河段土石混合体滑坡总体特征 |
| 3.2.1 土石混合体滑坡时空分布特征 |
| 3.2.2 土石混合体滑坡堆积体结构特征 |
| 3.3 丹巴河段典型土石混合体滑坡 |
| 3.3.1 甲居土石混合体滑坡 |
| 3.3.2 建设街土石混合体滑坡 |
| 3.3.3 中路乡土石混合体滑坡 |
| 3.3.4 莫洛土石混合体滑坡 |
| 3.4 小结 |
| 第4章 土石混合体细观结构特征及量化参数研究 |
| 4.1 丹巴河段土石混合体多尺度结构特征分析 |
| 4.1.1 土石混合体多尺度结构分析方法 |
| 4.1.2 土石混合体宏观结构分析 |
| 4.1.3 土石混合体细观结构分析 |
| 4.1.4 土石混合体微观结构分析 |
| 4.2 土石混合体细观结构特征指标及量化参数 |
| 4.2.1 颗粒粒度分布 |
| 4.2.2 颗粒形状特征 |
| 4.2.3 颗粒接触关系 |
| 4.2.4 颗粒孔隙形态 |
| 4.3 土石混合体细观结构模型构建 |
| 4.4 小结 |
| 第5章 土石混合体细观力学特性及参数研究 |
| 5.1 土石混合体细观力学特性指标及量化参数 |
| 5.1.1 强度特性 |
| 5.1.2 应力应变特性 |
| 5.1.3 剪胀与剪缩特性 |
| 5.1.4 硬化软化特性 |
| 5.2 土石混合体强度特性直剪试验 |
| 5.2.1 试验方案 |
| 5.2.2 剪切变形特性分析 |
| 5.2.3 抗剪强度特性及参数分析 |
| 5.3 土石混合体变形三轴剪切试验 |
| 5.3.1 试验方案 |
| 5.3.2 变形特征及破坏模式分析 |
| 5.3.3 剪切变形力学特性分析 |
| 5.3.4 土石混合体强度参数分析 |
| 5.4 土石混合体剪切变形应力应变关系 |
| 5.5 土石混合体细观结构对滑坡变形的响应 |
| 5.6 小结 |
| 第6章 深切河谷土石混合体灾变过程及稳定性分析 |
| 6.1 土石混合体滑坡灾变过程研究 |
| 6.1.1 宏观坡体结构灾变过程分析 |
| 6.1.2 土石混合体细观结构灾变过程分析 |
| 6.1.3 土石混合体滑坡稳定性分析 |
| 6.2 甲居典型土石混合体滑坡灾变过程分析 |
| 6.2.1 古滑坡形成演化过程分析 |
| 6.2.2 复活滑坡灾变过程分析 |
| 6.3 甲居滑坡灾变过程三维系统监测分析 |
| 6.3.1 甲居滑坡监测网布设 |
| 6.3.2 监测结果分析 |
| 6.4 甲居滑坡灾变过程及稳定性数值模拟分析 |
| 6.4.1 滑坡灾变过程及成因机制数值模拟分析 |
| 6.4.2 基于变形破坏稳定性分析理论的三维数值模拟分析 |
| 6.5 小结 |
| 第7章 深切河谷土石混合体滑坡早期识别方法 |
| 7.1 土石混合体滑坡早期识别方法 |
| 7.1.1 遥感解译 |
| 7.1.2 现场调查 |
| 7.1.3 专业监测 |
| 7.2 土石混合体滑坡早期识别指标体系 |
| 7.2.1 指标选取原则 |
| 7.2.2 指标体系构建 |
| 7.2.3 典型土石混合体滑坡早期识别调查分析 |
| 7.3 小结 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间取得学术成果 |
（5）构造和气候作用下的末次冰消期四川叠溪湖相沉积记录研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.3 目前存在的科学问题及拟开展的工作 |
| 1.4 论文主要内容和完成工作量 |
| 第二章 区域概况 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 区域自然地理概况 |
| 第三章 材料与方法 |
| 3.1 叠溪博物馆剖面样品采集 |
| 3.2 试验方法 |
| 3.3 数据处理方法 |
| 第四章 岷江河流沉积物特征及其构造响应 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 样品采集 |
| 4.3 岷江河流沉积物特征与分析 |
| 4.4 岷江河流沉积物物源及搬运动力讨论 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 湖相沉积孢粉记录的区域气候演化 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 样品采集与实验分析 |
| 5.3 新磨村剖面的孢粉记录 |
| 5.4 末次冰消期气候演化 |
| 5.5 .本章结论 |
| 第六章 叠溪博物馆湖相沉积的年代序列 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 样品采集和实验处理 |
| 6.3 测试结果及分析 |
| 6.4 叠溪剖面年龄深度序列建立 |
| 6.5 叠溪剖面沉积速率讨论 |
| 第七章 叠溪博物馆湖相沉积古地震记录 |
| 7.1 湖相沉积的成因分析 |
| 7.2 端元模拟结果及物源分析 |
| 7.3 湖相沉积的古地震记录 |
| 7.4 本章小结 |
| 第八章 叠溪博物馆湖相沉积高频波动的构造控制 |
| 8.1 .引言 |
| 8.2 .湖相沉积物高频波动的指标分析 |
| 8.3 .湖相沉积物高频波动的构造响应 |
| 8.4 .本章小结 |
| 第九章 磁化率与粒度组分相关性对比 |
| 9.1 引言 |
| 9.2 剖面介绍和样品选择 |
| 9.3 粒度组分和磁化率特征 |
| 9.4 磁化率与粒度组分相关性分析 |
| 9.5 湖相沉积中磁化率受控机制探讨 |
| 9.6 本章小结 |
| 第十章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介及攻读博士期间发表文章 |
（6）中国边缘海黑碳记录的长江、珠江流域火历史（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 火是自然界的重要组成部分 |
| 1.2 重建地质历史时期火历史的方法 |
| 1.2.1 树木火疤 |
| 1.2.2 碳屑 |
| 1.2.3 黑碳 |
| 1.2.4 其它指标和方法 |
| 1.3 火历史研究进展 |
| 1.3.1 火与气候的关系 |
| 1.3.2 火与植被的关系 |
| 1.3.3 火与人类的关系 |
| 1.4 存在问题 |
| 1.5 选题依据 |
| 1.6 研究内容和目的 |
| 第2章 材料与方法 |
| 2.1 研究材料 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 AMS~(14)C测年 |
| 2.2.2 黑碳提取与测试 |
| 2.2.3 有机碳、氮测试 |
| 2.2.4 元素地球化学分析 |
| 2.2.5 矿物组成分析 |
| 2.2.6 粒度分析 |
| 2.2.7 扫描电镜及能谱分析 |
| 第3章 近7 ka以来长江流域火历史 |
| 3.1 区域概况 |
| 3.1.1 长江流域区域概况和气候、植被、人文背景 |
| 3.1.2 东海区域概况 |
| 3.2 研究材料 |
| 3.3 ECMZ黑碳物源分析及其指示意义 |
| 3.3.1 ECMZ岩心年代框架、沉积速率及矿物组成 |
| 3.3.2 黑碳含量、通量、碳同位素、形态及组分特征 |
| 3.3.3 黑碳源区分析 |
| 3.3.4 黑碳的指示意义 |
| 3.4 7.0 ka BP以来长江流域火历史 |
| 3.5 7.0~3.0 ka BP气候主控长江流域火活动 |
| 3.6 ~3.0 ka BP以来人类活动对长江流域火活动产生显着影响 |
| 3.7 区域火历史对人类世划分的启示 |
| 3.8 小结 |
| 第4章 末次冰期以来珠江流域火历史 |
| 4.1 珠江流域区域概况 |
| 4.2 研究材料 |
| 4.2.1 南海北部陆架K6-2 孔 |
| 4.2.2 珠江口ZK20 孔 |
| 4.3 K6-2 揭示的过去五万年以来珠江流域火历史 |
| 4.3.1 年代框架 |
| 4.3.2 物源分析 |
| 4.3.3 近5 万年来的珠江流域火历史及其控制因素 |
| 4.3.4 小结 |
| 4.4 ZK20 揭示的7 ka BP以来珠江流域火历史 |
| 4.4.1 年代框架与沉积演化 |
| 4.4.2 有机碳、氮及黑碳对岩心沉积演化及物源的启示 |
| 4.4.3 珠江流域7.0 ka BP以来火历史 |
| 4.4.4 小结 |
| 第5章 结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附表1 ECMZ黑碳含量及碳同位素 |
| 附表2 ECMZ重金属元素 |
| 附表3 T1 黑碳碳同位素 |
| 附表4 K6-2 粘土矿物、粒度 |
| 附表5 K6-2 化学元素 |
| 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）后套盆地晚第四纪古洪水水文学研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 古洪水的研究现状 |
| 1.2 古洪水研究方法 |
| 1.3 古洪水与气候变化的关系 |
| 1.4 选题依据及拟解决问题 |
| 1.4.1 选题依据 |
| 1.4.2 本文拟解决问题 |
| 1.5 技术路线 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 地质地貌背景 |
| 2.2 自然地理概况 |
| 2.2.1 现代气候概况 |
| 2.2.2 水文特征 |
| 2.3 第四纪古环境特征 |
| 第三章 钻孔沉积物年代学研究及沉积环境分析 |
| 3.1 钻孔位置及岩性特征 |
| 3.1.1 钻孔DKZ06沉积物的岩芯特征 |
| 3.1.2 钻孔DKZ07沉积物的岩芯特征 |
| 3.1.3 钻孔DKZ12沉积物的岩芯特征 |
| 3.2 钻孔沉积物的元素测试与分析 |
| 3.2.1 元素测试 |
| 3.2.2 元素结果分析 |
| 3.3 钻孔沉积物的粒度测试与分析 |
| 3.3.1 粒度测试 |
| 3.3.2 粒度分析 |
| 3.4 现代沉积环境与岩芯沉积相分析 |
| 3.4.1 现代地表沉积物粒度分析 |
| 3.4.2 岩芯沉积相划分 |
| 3.5 光释光年代测试及结果 |
| 3.5.1 年代测试与结果 |
| 3.5.2 年代框架 |
| 第四章 古洪水指标的获取与序列重建 |
| 4.1 古洪水的粒度代用指标 |
| 4.1.1 DKZ06古洪水粒度参数分析 |
| 4.1.2 DKZ07古洪水粒度参数分析 |
| 4.1.3 DKZ12古洪水粒度参数分析 |
| 4.2 粒度与元素的相关性分析 |
| 4.3 古洪水元素指标的获取 |
| 4.4 古洪水序列的重建 |
| 4.4.1 古洪水序列的重建 |
| 4.4.2 古洪水序列与已有研究成果对比 |
| 第五章 古洪水对区域气候变化的响应 |
| 5.1 末次冰期阶段 |
| 5.2 全新世阶段 |
| 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 |
（8）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 |
（9）晚第四纪河套平原沉积速率和河道变迁研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 盆地与冲积平原沉积速率研究进展 |
| 1.2 河道变迁研究进展 |
| 1.3 晚第四纪黄河内蒙段演化研究进展 |
| 1.4 选题依据和研究内容 |
| 1.4.1 选题依据 |
| 1.4.2 研究内容和技术路线 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 地质与地貌概况 |
| 2.1.1 地质概况 |
| 2.1.2 区域地层概述 |
| 2.1.3 地貌概况 |
| 2.2 河套平原自然地理概况 |
| 2.2.1 现代气候特征 |
| 2.2.2 黄河内蒙段河道特征 |
| 2.2.3 黄河内蒙段水沙特征 |
| 2.3 晚第四纪古环境与古气候特征 |
| 第三章 钻孔岩芯的物质组成与沉积相分析 |
| 3.1 钻孔岩芯的岩性特征 |
| 3.2 现代地表沉积环境沉积物粒度特征的分析和对比 |
| 3.2.1 粒度组成、粒度频率曲线和概率累积曲线特征 |
| 3.2.2 粒度参数特征、C-M图和粒度指数特征 |
| 3.2.3 粒度指标对环境的指示意义 |
| 3.3 钻孔岩芯粒度参数特征与沉积相划分 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 岩芯年代学框架的建立 |
| 4.1 光释光测年原理与方法 |
| 4.1.1 测年简史 |
| 4.1.2 测年原理 |
| 4.2 样品采集和预处理 |
| 4.3 等效剂量和剂量率的测定 |
| 4.4 实验条件的测试 |
| 4.5 黄河内蒙段河流沉积物的光晒退程度研究 |
| 4.5.1 黄河内蒙段现代河流沉积物的光释光测年 |
| 4.5.2 黄河内蒙段岩芯沉积物中OSL和14C测年对比 |
| 4.6 岩芯沉积物标准生长曲线方法的适宜性研究 |
| 4.7 小结 |
| 第五章 晚第四纪河套平原沉积速率及其影响因素分析 |
| 5.1 磴口横断面沉积速率的分布特征 |
| 5.2 河套平原平均沉积速率的分布特征 |
| 5.3 河套平原沉积速率变化的影响因素分析 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 晚第四纪河套平原河道变迁过程 |
| 6.1 磴口横断面沉积相的纵向分布与横向联系 |
| 6.2 晚第四纪河套平原河道变迁过程 |
| 6.3 晚第四纪河套平原河道变迁的影响因素 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 图索引 |
| 表索引 |
| 在校期间的研究成果 |
| 致谢 |
（10）沅江中游河流阶地发育及其对气候—新构造运动的响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究目的及意义 |
| 1.3 研究现状与存在的问题 |
| 1.4 研究内容、方法与技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.3 技术路线 |
| 1.5 论文工作量 |
| 第2章 研究区概述 |
| 2.1 研究区自然地理概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 气候 |
| 2.1.3 水文 |
| 2.1.4 研究区地貌概况 |
| 2.2 区域地质概况 |
| 2.2.1 研究区地层 |
| 2.2.2 区域构造概况 |
| 第3章 沅江中游河流阶地发育特征 |
| 3.1 沅江中游上段溆浦县境内河流阶地 |
| 3.1.1 大江口沅水大桥段河流阶地 |
| 3.1.2 岔尾段河流阶地 |
| 3.2 沅江中游中段辰溪县境内河流阶地 |
| 3.2.1 沅水二桥段河流阶地 |
| 3.3 沅江中游下段沅陵县境内河流阶地 |
| 3.3.1 太常乡码头段河流阶地 |
| 3.3.2 鹿溪口村段河流阶地 |
| 3.3.3 深溪口乡二二八省道旁加油站段河流阶地 |
| 3.4 沅江中游支流酉水段河流阶地 |
| 3.4.1 王家坪乡王家坪组段河流阶地 |
| 第4章 沅江中游河流阶地年代学研究 |
| 4.1 年代测定方法 |
| 4.1.1 测年方法及选取 |
| 4.1.2 电子自旋共振(ESR)的测年结果 |
| 4.2 阶地的区域对比 |
| 4.3 砾石测量与统计分析 |
| 4.3.1 砾石统计 |
| 4.3.2 研究区砾石特征 |
| 4.3.3 砾石特征分析 |
| 第5章 沅江中游河流阶地对气候和新构造运动的响应 |
| 5.1 沅江中游河流阶地对气候的响应 |
| 5.2 沅江中游河流阶地对新构造运动的响应 |
| 5.2.1 研究区河流下切速率反应的新构造运动 |
| 5.2.2 河流阶地横剖面反映的新构造运动 |
| 5.2.3 河流阶地纵剖面反映的新构造运动 |
| 5.2.4 研究区地貌演化与阶地反映的新构造运动 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 存在问题与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
四、长江上游地区18Ka以来的植被与气候（论文参考文献）
- [1]青藏高原旧石器-历史时期交流路线的重建及演变研究[D]. 兰措卓玛. 青海师范大学, 2021(09)
- [2]青藏高原湖泊演化及生态环境效应研究[D]. 李兰. 长安大学, 2021
- [3]鄂尔多斯高原全新世人类活动对环境变迁的响应[D]. 温鹏辉. 兰州大学, 2021(09)
- [4]深切河谷土石混合体滑坡细观结构及灾变过程研究 ——以丹巴河段土石混合体滑坡为例[D]. 白永健. 成都理工大学, 2020
- [5]构造和气候作用下的末次冰消期四川叠溪湖相沉积记录研究[D]. 时伟. 中国地震局地质研究所, 2020
- [6]中国边缘海黑碳记录的长江、珠江流域火历史[D]. 裴文强. 中国科学院大学(中国科学院海洋研究所), 2020
- [7]后套盆地晚第四纪古洪水水文学研究[D]. 贾洪太. 兰州大学, 2020(12)
- [8]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)
- [9]晚第四纪河套平原沉积速率和河道变迁研究[D]. 李富强. 兰州大学, 2019(08)
- [10]沅江中游河流阶地发育及其对气候—新构造运动的响应[D]. 任志森. 中国地质大学(北京), 2019