一、为何高原和高山也有湖泊（论文文献综述）
牛永振[1]（2021）在《气候变化下那曲流域地下水位动态演变规律》文中进行了进一步梳理青藏高原是我国重要的生态安全屏障,在维持水资源稳定和气候稳定方面扮演着重要的角色。随着气候变暖,冰川消融和土壤冻融作用对水分和能量时空演变产生了一定的影响,进而改变了水循环要素的时空分布特征。地下水作为青藏高原水循环的重要组成部分,气候变化下降水、温度、蒸发等水循环要素的变化势必对地下水系统产生一定的影响,从而进一步影响地下水文过程,因此气候变化下地下水位动态演变规律及其应对措施一直备受关注。本文选取怒江源区那曲流域为研究对象,开展地下水位野外监测实验,分析那曲流域现状地下水埋深特征;在搜集整理研究区地形地貌和水文地质资料的基础上,概化了那曲流域地下水系统的边界条件、含水层结构及其补给、径流、排泄条件,构建了水文地质概念模型和Visual MODFLOW地下水流数值模型,并进行识别和验证;最后对不同气候情景下那曲流域地下水位的动态变化规律进行预测,并提出针对性应对和适应策略。主要成果如下:（1）基于野外监测实验,分析了那曲流域现状地下水埋深时空变化特征。时间上,冻结过程期研究区浅层地下水埋深呈显着的上升趋势,为0.011m/d;完全冻结期,地下水埋深也呈增加趋势,但上升速率较冻结过程期小,为0.005m/d;融化过程期,地下水埋深开始波动减小,下降速率为0.002m/d;完全融化期,地下水埋深先呈迅速下降趋势,下降速率为0.016m/d,流域雨季结束后,又呈现上升趋势,上升速率为0.006m/d。（2）构建了那曲流域地下水流三维数值模拟模型,结合野外实测水位对模型进行识别验证,其中水位实测值与模拟值不超过0.6m的观测数据在80%以上。模拟期内地下水的总补给量为11.32亿m3/a,大气降水是研究区地下水最主要的补给来源,降雨入渗补给量为9.57亿m3/a,占地下水补给总量的84.54%;融雪补给为1.75亿m3/a,所占比例为15.46%;地下水排泄总量为9.96亿m3/a,主要以河道排泄为主,为9.13亿m3/a,约占总排泄量的91.6%;潜水蒸发排泄为0.81亿m3/a,占比为8.13%,模拟期内地下水处于正均衡状态。（3）预估了2021～2050年那曲流域地下水位演变趋势。以2020年为现状年,选取Nor ESM气候模式中RCP2.6、RCP4.5、RCP8.5三种气候情景,对研究区2021～2050不同情景下降水、气温、蒸发的演变趋势进行预估,进而分析了不同气候情景下地下水位的动态变化过程。结果表明:不同情景下那曲流域降水呈减少趋势,气温和蒸发呈上升趋势;2021～2035年三种情景下地下水水位变幅分别为-9.01cm/a、-8.64cm/a和-7.98cm/a,2036～2050年水位下降速率有所减缓,分别为-8.73cm/a、-7.28cm/a和-7.54cm/a。成果补充了那曲流域水循环基础研究,对实现那曲流域水资源的高效利用有着重要的现实意义。
张群慧[2]（2021）在《湖泊模型的发展及青藏高原湖泊热力过程数值模拟和预测》文中进行了进一步梳理全球气候变暖背景下青藏高原气候变化显着,湖泊作为青藏高原重要的下垫面之一,对高原气候与生态系统有着重要的影响。科学评估青藏高原湖泊热力过程时空变化特征,合理预测青藏高原湖泊未来热力过程变化,可为青藏高原气候研究与生态建设提供理论支撑。针对目前青藏高原湖泊热力过程变化及预测研究存在的不足,本文选择青藏高原湖泊为研究对象,以陆面模型Community Land Model（CLM）中一维湖泊模型为理论基础及工具,基于长时间序列气象及遥感观测数据,评估CLM湖泊模型在青藏高原湖泊上的模拟表现,探究影响湖泊数值模拟的关键物理过程和因子,针对模型中参数化方案存在的问题和不足,对CLM湖泊模型进行发展改进,利用改进后的湖泊模型探究高原湖泊透明度变化对水体热力过程的影响,分析1985?2015年近31年高原湖泊热力过程的时空变化趋势,最后利用未来全球气候模型数据对高原湖泊2070?2100年热力过程变化进行预测分析。得到以下主要结论:（1）CLM湖泊模型对高原湖泊温度的模拟存在一定误差。湖表温度模拟结果与遥感观测数据Moderate-resolution Imaging Spectroradiometer（MODIS）反演的湖表温度相比,发现CLM湖泊模型基本可以模拟出年平均湖表温度空间分布状况;但CLM湖泊模型无法合理表现湖表温度的季节变化。对三个典型湖泊青海湖、扎陵湖、纳木错模拟结果进行分析发现,其中纳木错湖表温度模拟结果表现最差,模拟结果与观测数据相比在时间序列上明显有位相上的偏差,湖泊温度廓线的模拟也存在较大误差。通过修正输入数据与敏感性试验,发现影响湖泊温度模拟的关键物理过程（因子）是辐射传输过程（消光系数）和水体混合过程（扩散系数）。通过修正消光系数和增强扩散系数可以提高湖泊模型对纳木错湖表温度和湖温廓线的模拟。但是简单地调整扩散系数大小从而增强混合程度无法合理地表现湖水真实的混合过程,也无法从物理机制上满足对高原湖泊的模拟需求。（2）基于海洋模型中的水体混合方案,发展改进了湖水的混合过程参数化方案,以水体内边界层发展理论为基础,更全面地考虑了影响水体混合的多个因子,包括边界层内热力与动力强迫、边界层深度,边界层下考虑了剪切不稳定及内波等因素。与改进前模型相比,改进后的湖泊模型对湖水混合过程的刻画更加合理,显着提高了湖表温度和温度廓线的模拟。无需在原始CLM湖泊模型中人为地调整混合系数,改进后的湖泊模型由于考虑了边界层的发展,结合大气热力与动力强迫,可以再现湖泊混合过程和温度廓线。（3）以透明度变化显着的青海湖为例,利用改进后的模型探究了湖泊水体透明度变化对湖泊热力过程的影响。该湖2005年后透明度减小,消光系数增加,通过设置湖泊消光系数无变化及消光系数增大试验,发现湖泊透明度变小,消光系数增大,湖内吸收的短波辐射上层增多,中下层减少,湖泊在4月份到8月份湖表温度增加,湖泊与大气湍流通量增加;其他月份湖表温度减小,结冰提前,湖冰厚度增加,湖气间湍流通量减少。（4）青藏高原湖泊热力过程在三个时间段1985?2015、1995?2015、2005?2015年趋势变化特征存在明显不同。在1985?2015和1995?2015年,湖泊温度基本呈现升温趋势,极端热事件增强,极端冷事件衰弱;2005?2015年高原西部和西北部的部分湖泊温度呈现下降趋势,极端热事件变化不明显,极端冷事件加剧。1985?2015年,湖泊热力过程变化趋势与向下长波辐射、气温、气压、空气比湿变化趋势相关性较强;在1995?2015年,湖泊热力过程变化趋势与气象要素变化趋势相关性减弱;2005?2015年,气温、气压、风速是影响湖泊热力过程变化的重要因子。（5）利用未来全球气候模型数据General Circulation Models（GCMs）预测了高原湖泊2070?2100年湖泊热力过程变化,发现在气候情景Representative Concentration Pathways 8.5（RCP8.5）下,青藏高原湖泊热力过程在2070?2100年与1985?2015年相比有明显变化,高原湖泊温度明显增加,湖冰厚度大幅减少,湖泊冰期显着缩短。本研究基于一维CLM湖泊模型,以青藏高原湖泊数值模拟为主线,评估了湖泊模型在青藏高原湖泊上的应用模拟,明晰了湖泊辐射传输与水体混合是影响湖泊数值模拟的关键过程,基于此发展改进了湖泊垂直混合方案,改进后的湖泊模型提高了湖泊热力过程的模拟,分析了水体透明度变化对湖泊热力过程的影响,进一步理清了高原湖泊历史阶段1985?2015年间湖泊热力过程的时空变化特征,对未来31年2070?2100年高原湖泊热力过程进行了预测。研究结果可为青藏高原湖泊可持续生态环境建设提供科学依据,为区域气候与水资源研究提供理论支撑。
张政[3]（2021）在《尕海湖泊孢粉记录的近500年植被和气候变化》文中进行了进一步梳理过去千年的气候变化是连接现代器测资料和过去气候代用指标的关键阶段,加强对千年尺度高分辨率气候研究有助于加深我们对当今气候问题的理解,提高短时间尺度上对未来气候变化的预测能力和应对气候突变的能力。本文基于青藏高原东北部GH19-10钻孔孢粉、粒度等气候代用指标,探讨了尕海地区近500年的植被和气候演变历史,并与已有的研究进行对比,试图分析其变化的机制。通过孢粉、粒度等气候代用指标反演的尕海气候演变可分为三个阶段:Ⅰ阶段（1533-1720 AD）区域风力活动频繁,气候波动较大,区域有效湿度高,气候总体表现为冷湿。1533-1575 AD,孢粉浓度低,植被盖度条件较差,孢粉A/C值低,区域有效湿度较低。粒径总体偏细,湖泊水动力偏弱,气候偏干。1575-1720 AD,对应小冰期冰盛期。粒径组分总体偏粗,风沙活动剧烈,冬季风比较强,气候较冷。孢粉组合中,喜湿的蒿属花粉含量增加,A/C值高,区域有效湿度高,气候表现为冷湿。Ⅱ阶段（1720-1900 AD）区域风力活动减弱,气候波动变缓,区域有效湿度降低,气候偏干。1720-1848AD,粒径整体变细,风沙组分减小,风沙活动减弱。孢粉组合中,喜干的苋科花粉增加,A/C值低,区域有效湿度低,孢粉浓度也呈现低值,植被盖度较差;1848-1900 AD,区域有效湿度上升,干旱程度有所缓解,小冰期结束。Ⅲ阶段（1900-2016 AD）区域干旱化加剧,人类活动对区域环境变化产生影响。1900-1977AD,粒径变粗,风沙组分增加,风沙活动加剧,对应现代沙尘天气,孢粉A/C值降低,区域有效湿度变低,区域气候偏干;1977-2016AD,孢粉组合中白刺、大禾本等含量增加,人类活动影响加剧,孢粉指示意义有所减弱。GH19-10钻孔通过A/C值反演的区域有效湿度同德令哈树轮、冰芯划分的干湿阶段在1950 AD前可以很好的对应,尕海湿度可以很好的响应区域降水的变化。1950 AD后,器测资料显示德令哈地区降水增加,而尕海A/C值显示区域湿度呈降低态势,缘于有效湿度受温度和降水的综合影响,并不完全等同于降水的变化。1990 AD后,尕海有效湿度增高,托素湖有效湿度降低,显示了 A/C值在强烈人类活动影响下并不能很好指示区域湿度变化。尕海地区的气候变化主要受到太阳辐射、海-气相互作用等因素的影响。
蒋广鑫[4]（2020）在《基于深度学习的青藏高原湖泊面积提取及湖泊变化研究》文中研究指明青藏高原作为众多大江大河的发源地,其湖泊面积的变化对于区域水循环具有重要作用[1]。为了准确地了解青藏高原上2003～2018年这15年来不同类型湖泊的时空变化,本文针对高原湖泊提取的方法进行了研究,引入了目前语义分割领域效果最好的Deeplab v3+算法,提出了一种基于Deeplab v3+的深度学习湖泊提取方法,对比常规的水体指数方法,验证了该方法的可行性,结合Landsat系列多期遥感影像,分别获得了青藏高原2003年、2008年、2013年、2018年的面积>1km2的湖泊分布数据。在提取了4期湖泊信息后,对湖泊的总体变化和24个单体湖泊的变化进行了分析,为青藏高原内典型湖泊的研究提供了最新的数据参考,对区域性资源环境监测以及水资源的合理利用具有重要指导意义。研究所得主要结论如下:（1）基于Deeplab v3+的湖泊提取方法适合高原湖泊的提取。对比常用的水体指数:NDWI,MNDWI,AWEInsh,其精度完全可以满足水体提取的要求,对于冰、雪、湖有很好的区分度,在高原湖泊提取方面有很好的适应性。（2）2003～2018年这15年间湖泊数量和湖泊总面积都保持着递增趋势。湖泊总面积15年间持续增长,但总面积的扩张速度持续下降,年均增长幅度为377.66km2yr-1,其中,2003～2008年湖泊总面积增速最快,2013～2018年湖泊总面积增速最慢。湖泊总数稳定增长,扩张和新增湖泊数量之和始终高于萎缩和干涸湖泊总数,2013～2018年间湖泊总数增速最快。青藏高原上2003～2018年面积较小的湖泊（<10km2）的数量递增最为明显,面积在10.0～50.0km2之间的湖泊在数量上较为稳定,面积较大的湖泊（≥50km2）湖泊数15年间均波动较小。（3）2003～2018年间,扩张型湖泊大多分布于内流流域北部,越往南,湖泊越稳定。2003～2008年,青藏高原绝大部分区域内的湖泊都处在快速扩张状态之中,年均变化率在2.41%左右,稳定湖泊主要分布在唐古拉山脉两侧。2008～2013年,湖泊总面积的扩张速度整体放缓,湖泊的年均变化率出现了从研究区东北向西南递减的特征,内流流域东北区域的湖泊依旧保持着快速扩张趋势,越往西南方向,湖泊的年变化越趋于稳定。2013～2018年青藏高原的湖泊整体开始出现面积萎缩,原本快速扩张的湖泊开始变为缓慢萎缩,内流流域南部的大型湖泊也由稳定湖泊状态转变为缓慢萎缩状态,稳定湖泊的数量锐减,湖泊变化的剧烈程度较往年更激烈。以流域为单元进行统计:2003～2018年这15年间,一共有322个流域内湖泊出现了扩张,58个流域内湖泊萎缩,保持稳定的流域数为206。其中青藏高原的内流流域是湖泊变化最为剧烈的地区。（4）从湖泊所处地理位置,湖区气候,湖水补给方式等角度对24个各流域内的比较具有代表性的湖泊面积变化方向性的分析表明:湖泊在同一流域内大体变化趋势一致,但受区域性环境因素影响较大。
王丹丹[5]（2020）在《滇西北地区湖泊枝角类群落对水文调控与气候环境波动的响应评价》文中指出湖泊作为内陆水体的重要组成部分,其生态系统对于提供动植物栖息地、改善局地气候和维持生物多样性具有重要意义。随着气候变化和人类干扰的持续,湖泊生态系统健康受到环境胁迫的压力日益增强。近百年来,气候变暖和人类活动引起的外源物质输入也正改变着全球生态系统,即使是高海拔地区无人类活动直接影响的高山湖泊也经历着比以往更加强烈的环境压力。云南湖泊数量众多、类型多样,滇西北地区立体性的自然地理环境差异孕育了多样的典型湖泊。浮游甲壳动物由于处于湖泊生态系统中间营养级,在湖泊食物网的能量传递中起着中心作用。然而,关于人类水文调控和气候变化如何影响滇西北地区湖泊枝角类群落结构和演替的相关研究较少。为了探究枝角类在时空尺度上对人类水文调控和气候变化的生态响应模式,本研究选择了滇西北地区受人类水文调控作用明显的海西海和老君山高海拔地区无人类活动直接影响的太极湖和天才湖三个湖泊作为研究对象,结合湖泊现代调查、监测数据分析、文献记录分析以及表层和钻孔沉积物分析等研究方法,建立了三个湖泊环境和枝角类群落演替过程的时间序列,并构建了海西海环境变化和枝角类群落在水深梯度上的时空变化模式。进一步通过多种统计分析方法对比分析了不同湖泊之间的生态环境变化特征,并对影响枝角类群落结构的环境驱动因子进行了甄别,探讨了不同类型受人为干扰程度不同的滇西北湖泊生态演化过程和机制。本研究主要得到以下研究结论:（1）海西海表层沉积物空间调查显示,理化指标在水深梯度上呈现一定的环境差异性,水深大于8 m时表层沉积物粒度粒径较小,TOC和TN值较高,反之亦然。过去两个世纪,海西海湖泊环境特征在1957年和1990年左右出现明显变化,沉积速率、沉积物中值粒径、TOC、沉积物C/N与枝角类底栖比都在两次水文改造时期呈现峰值。（2）在时空尺度上,海西海均存在一个影响枝角类群落构建的阈值水深（约8m）,可能与水体热力状况和底栖生境覆盖度有关。海西海枝角类群落在时空尺度上都以浮游种Bosmina占优,底栖种占比较少。在空间分布上,Bosmina的触角大小在水深梯度上没有明显变化;但在时间尺度上,Bosmina的触角大小随着水深的持续增加在逐渐减小。对于受人为水文调控影响明显的海西海,湖泊水位是影响浮游动物群落构建的一个重要因素,包括群落结构、多样性、个体大小等均与水深密切相关。（3）太极湖和天才湖作为浅水型高山湖泊,其沉积物枝角类群落主要以盘肠溞科（Alona和Chydorus）为主,底栖比丰度较高。太极湖和天才湖沉积物Chl-a、TC和TN在近几十年出现明显增加,C/N值在持续减小,指示了湖泊初级生产力的提高和内源有机质的增加。太极湖水体TOC和沉积物碳酸盐自1820年开始持续减小,表明大气氮沉降增加导致湖泊水体出现酸化。同一流域内的两个高山湖泊枝角类群落和环境驱动表现出差异,但营养盐（如Nr）的增加与区域气候变暖是显着的环境驱动因子。（4）三个湖泊的对比分析表明,受水文调控影响明显的海西海与处于自然状态下的高山湖泊呈现差异性的环境变化与生态响应模式。太极湖和天才湖中,沉积物总碳和总氮相较于海西海具有较高的背景值,但沉积物叶绿素a含量和枝角类沉积通量显着低于海西海。自1960年以来,滇西北三个湖泊均出现了营养盐的增加与初级生产力的提高。综上所述,湖泊水文条件的改变、流域的气候变化与营养盐的增加及其相互作用显着改变了湖泊生物地球化学循环、生物群落结构与多样性以及湖泊生态系统功能健康。因此在湖泊水库开展水资源管理要在其生态阈值范围内进行。同时,自然状态下的高山湖泊目前总体处于贫营养水平,但区域气候变暖与大气沉降作用已经显着影响了水体环境特征与生物群落分布,需要积极采取应对措施以减缓水位下降、水体酸化等产生的长期生态效应。
郑丽端[6]（2020）在《云南昭通盆地湖沼相地质脂类记录的晚新近纪环境变化与生态响应》文中提出作为新生代全球气候变化的过渡时期,晚中新世-上新世（晚新近纪）发生了一系列与气候有关的地质事件,是研究气候变化、构造运动以及生物演化的关键时期。在全球气候变化研究中,亚洲季风系统是重要的组成部分。而南亚季风作为亚洲季风系统的一部分,与东亚季风气候相比,晚新近纪南亚季风气候的演化研究目前来说仍存在一定的争议,且陆相环境中该时段的古气候记录相对薄弱。位于青藏高原东南缘的云南省,气候主要受控于南亚季风的影响,发育众多新近纪山间盆地,前人主要根据古植被记录对该区域古环境的演化进行研究。但由于缺乏准确的年代地层框架以及指标的局限性等原因,先前的研究较少涉及到晚中新世-上新世古气候演化过程。同时,青藏高原东南缘作为最晚中新世古猿的“避难所”,为探讨古猿的演化与环境之间的关系提供了很好的切入点。因此,本论文的研究目标包括:探讨晚新近纪以来中国西南地区较长时间尺度的古气候变化,为与南亚季风有关的气候变化提供陆相记录;通过分析来自植物和微生物的地质脂类指标,重建该地区的生态系统对古气候变化的响应;针对昭通盆地水塘坝露头剖面发现的最晚中新世禄丰古猿化石,结合该地区的古气候变化,提供基于脂类化合物的证据来揭示禄丰古猿的生活环境。本文选取位于青藏高原东南缘的昭通盆地中两个晚新近纪湖沼相沉积序列,分别是沉积年代为～8.80-2.62 Ma的ZK1钻孔岩心和晚中新世的水塘坝露头剖面,对两处湖沼相沉积序列进行了以正构烷烃分布特征及其单体碳同位素组成、五环三萜类和四醚膜脂GDGTs等为主的脂类化合物的多指标研究,并结合沉积环境特征和其他有机地球化学指标,对这些脂类化合物的古气候、古环境和古生态信息进行了详细的分析和讨论。本论文主要认识如下:1.在昭通盆地湖沼相沉积物中发现了一系列与植物、微生物有关的脂类化合物。在植物叶蜡脂类中,发现了种类丰富且有较高丰度的脱A环-三萜类化合物。由于脱A环-三萜类化合物来源于陆生高等植物,而中等碳链的正构烷烃以水生植物来源为主,基于此本文建立了des-A/C23+25指标,该指标可用来反映昭通盆地不同沉积环境中不同植被类型对有机质的贡献比例的大小。在微生物来源的脂类中,昭通盆地沼泽相沉积物中出现以生物构型为主的藿类化合物的分布特征,而在第四纪泥炭沉积中,藿烷化合物以C31αβ占主导,两种不同的分布模式表明了褐煤中的藿类化合物在进一步的沉积转化过程中可能受到了气候条件的影响,从而导致出现了与泥炭沉积不一致的分布特征。2.利用脂类化合物重建了昭通盆地ZK1钻孔岩心沉积物所记录的长时间尺度的古气候（干湿）变化。8.8-6 Ma期间,沼泽相沉积于气候偏干时期,特别是在7-6 Ma左右出现最干;6-3 Ma期间,气候由干变湿并处于相对较稳定的状态;3-2.6 Ma期间,气候出现进一步的变湿。MBT’5ME指标重建了该区长时间尺度的古温度变化趋势,温度波动较频繁且在4-3 Ma有较明显的降温。需要说明的是,与微生物脂类有关的指标IR6ME与C31ββ/（αβ+ββ）指标的联合使用表明了在6.5 Ma左右出现的气候变干的事件,与植物叶蜡脂类反映的气候变干存在一定的时间差异,说明了脂类化合物刻画了昭通盆地更细节的古气候变化过程。3.利用脂类化合物重建了昭通盆地水塘坝露头剖面不同生态成分对古气候变化的响应。利用正构烷烃以及脱A环-三萜类化合物,揭示了生态系统中不同植被类型（水生植物和陆生植物）对气候的响应存在差异。在晚中新世相对暖湿气候条件下,陆生植物一直是昭通盆地沉积物有机质的主要贡献者。除了原地生长的成炭植物外,在气候变得更加湿润的状态下,输入沉积物的陆生植物中会更多地来自盆地周围高山上的植物,且盆地内生长的植物（以桦木科为例）会受到气候变湿的影响同时,水生植物会出现较繁盛的现象,大量的脱A环-乔木-9（11）-烯在湖泊沉积物中的出现验证了这一观点。来自微生物的四醚膜脂GDGTs（iso GDGT-0、crenarchaeol和archaeol）和藿类（3-甲基藿类）及其单体碳同位素等指标在水塘坝露头剖面沉积物中指示了微生物活动对气候的响应,这些化合物揭示出微生物参与的与甲烷有关的生物地球化学过程。结合剖面的气候变化,参与该甲烷循环过程的微生物活动可能主要受到湖沼环境中水文条件变化的影响,同时温度也可能是影响甲烷氧化菌的因素之一。4.利用脂类化合物对昭通盆地禄丰古猿的生活环境和气候条件进行了重建。根据水塘坝露头剖面的古温度重建结果发现,古猿生活时期温度处于适度温暖的时期,同时结合岩性及有机地球化学指标变化指出在产古猿的层位气候相对湿润,与粘土矿物组合和植物果实残体重建的适度暖湿的气候保持一致。通过对比云南其它地区古猿生活环境重建的研究结果,均显示出古猿生活在潮湿且植被茂密的森林环境,同时在森林边缘存在湖泊或者沼泽,但是水体处于较稳定的状态。值得注意的是,在禄丰古猿生活期间,孢粉记录显示禾本科增多,而正构烷烃分布及其单体碳同位素组成变化并没有出现相应的改变。针对脂类和孢粉出现的不一致的研究结果,可能与二者具有不一样的来源有关,正构烷烃主要记录的是原地生长的成炭植物的变化而孢粉反映了区域的植被变化。另一种可能是,大型哺乳类动物（如古猿）可能对周围的草本植物造成了一定的扰动。因此,孢粉可能记录的并非自然发生的变化,而是一种非自然的现象。
谢成晟[7]（2020）在《泸沽湖地区百年温度重建与全新世气候变化周期分析》文中指出全新世气候是具有周期性波动和冷暖交替变化特征的非稳定时间序列,对全新世气候变化的研究已经成为全球气候变化研究的重要方面。树木年轮和湖泊沉积是不同分辨率的气候记录载体,对它们的深入分析,能够更全面地认识区域气候变化状况,找到气候变化的驱动原因和与全球变化的联系;同时,可以利用区域气候背景和变化规律指导地质灾害防治,合理安排当地生产建设等,于科学研究和经济生产都具有重要意义。泸沽湖地区的年分辨率气候重建非常稀少,对气候变化的驱动原因分析也较欠缺。基于此,本文运用采自泸沽湖北部山地的丽江云杉树木年轮样芯,通过树木年轮气候学的方法体系,重建了该区域119 a平均最低温度变化历史。引用前人建立的泸沽湖碳酸钙沉积序列和重建的平均最低温度序列分别进行集合经验模态分解,得到泸沽湖地区全新世以来不同时间尺度气候变化周期,并对周期驱动进行了简单探讨。同时也对新构造运动对区域气候变化的影响作简要论述。论文取得以下成果:（1）通过树轮年表和器测数据的相关分析,发现:2000 A.D.之前,冬春季平均最低温度是限制泸沽湖地区丽江云杉径向生长最主要的限制因子。水分对树木径向生长影响不显着。2000 A.D.之后,这种相关关系发生突变。表现出明显的树轮-气候”分异现象”。之后对这一现象进一步探讨,可知树木生长和器测数据之间的分离是客观存在的生态现象;2000 A.D.后主控因子可能受夏季最低温、最高温或平均相对湿度的综合影响。但因这种现象发生的时间较短,新的控制因子并不能明确。（2）通过对年表-气候要素相关分析,参照发生“分异现象”后的一般处理方法。本文重建了年表可靠时段1882～2000 A.D.泸沽湖地区冬春季（上一年10月至当年5月）的平均最低温度变化历史。重建序列表现出2个暖期（1911～1927 A.D.和1992～2018 A.D.）、1个冷期（1940～1991 A.D.）。同时还发现1888～1895 A.D.、1900～1904 A.D.和1931～1939 A.D.三个暖时段;1883～1887 A.D.、1896～1899 A.D.、1905～1910 A.D.和1928～1930 A.D.四个冷时段。本重建与CRU格点序列、滇西北树轮重建序列的温度升降变化基本一致。也与泸沽湖沉积物古色素记录,冰川进退记录具有很强的对应关系。同时,各冷暖期均有历史记载的气象灾害事件相对应。空间场相关分析得到2000 A.D.之前时段,泸沽湖重建和器测温度的场相关范围大致相同。而2000 A.D.后时段,重建的温度场高相关地区主要为环孟加拉湾北部地区,且与样点所在区域没有相关性。（3）使用能够反映泸沽湖地区季风降水变化历史的碳酸钙沉积序列与重建的泸沽湖百年平均最低温度序列分别进行集合经验模态分解（EEMD）。得到,平均最低温度序列具有2～4 a,8 a,11 a和23 a的变化周期;碳酸钙序列则具有72 a,189 a,303 a,1006 a,2222 a,6667 a和10000 a的变化周期,其中6667 a、10000 a周期的存在和稳定性无法确定。（4）新构造运动造成的高原隆升及滇西北构造地貌格局,加强了亚洲冬季风,方便印度季风对中国西南地区的影响,成为全新世后高原及地处高原周缘的泸沽湖地区气候变化的构造—环流背景。太阳活动是泸沽湖地区全新世以来各时间尺度气候变化的最主要驱动因子。特别是在千年尺度气候周期变化上,太阳活动起到稳定且重要的作用。总体上来说气候变化周期越短,受到的影响因素越复杂。北大西洋冰飘碎屑事件、厄尔尼诺-南方涛动（ENSO）、太阳总辐照度（TSI）是控制泸沽湖地区百年-千年尺度气候变化的主要驱动因子。而年际-年代际周期尺度上,影响因素较多且复杂,北大西洋涛动（NAO）、北太平洋涛动（PDO）、太阳黑子相对数、黑潮等,都可能是泸沽湖高频周期变率的影响因子。
冷周[8]（2020）在《迭部地名文化研究 ——以文献和传说为中心》文中指出地名是特定地域的名称,蕴含着丰富的文化信息。迭部,藏语称“铁吾”（the bo）,位于安多藏区南部,分上中下三迭,境内丰富的地名除了反映自然地貌,还与当地的历史文化和社会经济等息息相关。叠州等地名多见于藏汉文文献之中,民间也有与之相关连的神话传说。本论文前期运用田野调查和查阅文献等方法搜集地名词条及其释义,将各地名按照各自的特点进行分类;分析探讨地名文献和传说中的地名文化信息,对迭部等重要地名进行考辩。可知迭部地名与白龙江流域自然地理、社会经济、人文历史之间的密切联系,地名反映了迭部多样的自然生态文化和灿烂悠久的人文历史。
姜智亮[9]（2020）在《西藏中部岩羊（Pseudois nayaur）的人类干扰及其头骨形态学研究》文中指出岩羊主要分布于青藏高原及其周边山域。其中西藏亚种在西藏分布广泛,是雪豹等多种大型食肉目动物的捕食对象,对高原生态系统的稳定性有重要作用。有关岩羊的研究报道较多,但目前对西藏地区该物种种群生态学的研究和报道还有欠缺,特别是西藏中部地区岩羊尚未见到种群数量和分布方面的报道,西藏亚种的地理分界也不明确。随着人口增长和经济发展,人与野生动物冲突逐渐增多,网围栏分割草场,加剧了岩羊生境破碎化并导致一些岩羊死亡,家畜放牧增加了与岩羊互相传染疫病的风险等。岩羊的种群监测数据的缺乏,导致难以制定完善的管理和保护政策。因此,本文对西藏中部地区岩羊种群分布、社群结构和生命表等进行调查,分析影响岩羊栖息地占域的因素,评价西藏中部种群岩羊的生存状态,为制定野生动物管理政策提供基础生态学数据。同时,测量岩羊头骨形态特征,为区分和验证西藏亚种与四川亚种提供形态学证据。为此,2017年12月至2019年8月,于冬季和夏季,共四个季度对西藏中部地区共18个区县的岩羊种群进行了初步调查,采集了种群数量、种群大小、性比及成幼比等种群生态数据,以及雄性岩羊死亡个体头骨和羊角样品。基于占域模型方法预测研究范围岩羊的分布,综合角形数据制成静态生命表,并对岩羊主要受到的人为干扰因素及受干扰程度进行了讨论。对比岩羊西藏亚种和四川亚种的头骨形态并进行聚类分析。得到如下结果:1、各样线最近的考察发现了来自18个种群的462-464只个体,分布于西藏中部的9个区县内,种群年龄结构为亚成体占比19.05%,壮年个体占比57.14%,老年个体占比23.81%,此外根据其他证据和预测结果,还有4个区县可能有种群分布。2、探测率的估计为72.73%（SE=9.16）,没有探测到岩羊的地区中,认为堆龙德庆区和岗巴县存在岩羊,林周县和当雄县在春季很可能存在岩羊种群迁入并产仔,推测这一季节岩羊对栖息地的选择与冬季和夏季存在较大差异。对岩羊栖息地占据影响最大的人为干扰因素为放牧和网围栏,且人为干扰权重超过了水源和栖息地的影响,认为研究地区的种群受到较严重的人为干扰,需要尽快制定和完善保护和管理政策。3、根据来自21只雄性岩羊个体的羊角建立岩羊静态生命表,分析发现角基周长与年龄和栖息地都无显着相关性（P>0.05）,角长和角年均增长在不同年龄下均显示出极显着差异（P<0.001）,不同栖息地显示出极显着差异（P<0.01）。表明角长和角年增长能够在一定程度上反映栖息地质量和生存状态。对比贺兰山、青海等地的种群,认为西藏中部种群生存状态和栖息地质量欠佳。4、测量来自16只岩羊的头骨形态特征,单一头骨形态的结果显示西藏亚种对比四川亚种,泪骨显着较宽（t=-3.522,df=23,P=0.002）,颞骨显着较宽（t=14.757,df=25,P<0.001）,额骨显着较长（t=-2.502,df=12,P=0.028）,枕骨显着较长（t=-9.203,df=8,P<0.001）,角基长径显着更长（t=-9.203,df=8,P<0.001）,基于头骨形态的聚类分析发现四川亚种单独聚为一支,而不同地区西藏亚种间分支不清,表明头骨形态可以有效区分西藏亚种和四川亚种。基于以上结果,认为岩羊在西藏中部地区广泛分布,数量较丰富,但受到严重的人为干扰影响,应制定对放牧和网围栏的针对性政策,继续调查西藏中部种群的分布并明确亚种的地理分界,加强对区内野生动物的管理和保护。
黄亚[10]（2019）在《三峡水库区域水文气候效应及其未来趋势预测》文中进行了进一步梳理三峡工程是当今世界上最大的水利枢纽工程之一,具有防洪、发电、航运、养殖、供水等综合效益,对库区及长江中下游地区的经济发展和生态状况具有重要作用。自2003年水库蓄水以来,库区形成一个长600多km,宽1～2km,总面积达1084km2的人工湖泊。在气候变化和人类活动的影响下,库区及上游流域自然状态和地表水文情势均发生了明显变化,这对流域水资源综合利用与管理、防洪和抗旱带来了新的挑战。定量分析全球气候变化和水库区域气候效应对库区及上游流域水文气候的影响,对于深入理解大型水利工程区域水文气候效应与作用机制,研究流域未来气象灾害发生规律、灾害预警以及水资源高效利用等方面具有重要的科学意义和应用价值。本论文的主要研究目标是研究全球气候变化和三峡水库区域气候效应综合影响下的长江上游流域水文过程变化规律,揭示水库蓄水对陆面水文过程和区域气候的作用机制。围绕上述研究目标,论文以三峡库区及上游流域为研究对象,在区域气候模式参数方案敏感性评估、区域气候效应与未来极端气候、陆-气耦合模拟系统构建及应用、径流过程预测等方面展开研究。研究取得的主要结论及创新成果包括:（1）基于多目标函数秩评分法综合评估区域气候模式（Reg CM4）的模拟能力,对比分析不同积云对流参数化方案和陆面过程方案的选取对长江上游流域模拟性能的影响。72组混合参数化方案对长江上游流域气温具有较好的模拟性能,但对降水的模拟性能较差。降水对积云对流参数化方案具有较强的敏感性,Kain-Fritsch方案对长江上游降水的综合模拟性能最优,而生物圈-大气圈传输方案（Biosphere-Atmosphere Transfer Scheme,简称BATS）对长江上游气温的综合模拟性能最优。在Kian-Fritsch积云对流方案下,与BATS陆面方案相比,CLM陆面方案具有更高的土壤湿度和感热通量以及更少的蒸散发和降水量,直接导致CLM方案模拟的地表气温偏高。CLM方案中偏暖的地表气温和偏少的蒸散发促使模拟水汽输送能力偏弱,导致CLM方案模拟的降水偏少。同时,CLM方案相对偏干的大气在一定程度上也增加了到达地表的净辐射通量,改变了地表能量收支,进而造成CLM与BATS模拟的地表气温差异扩大。（2）基于Reg CM4分析三峡水库的区域气候效应及其对库区极端降水的影响,揭示三峡水库区域气候效应作用机制。在湖泊方案L1情景下,除春季外,其他季节库区气温均有所上升,年平均气温升温达到0.12℃;年平均降水减少0.28mm/day,其中春季和夏季的减少程度最大;蒸发在秋季和冬季增加,在春季和夏季减少,全年平均增加0.04mm/day。根据MSE、CAPE以及CIN等指标变化差异表明,在水库水面冷却作用影响下,库区白天对流活动受到抑制,导致库区内降水显着减少,进而影响极端降水;气温的变化主要是水库与周围陆地之间进行了大量的能量交换,对区域年内能量收支起到了调节的作用;蒸发变化主要受CLM4.5湖泊模型中湖面0.05m处的水温与2m高度气温之间的温度梯度大小及方向的季节性变化影响,同时还受浅层水温与深层水温的温度梯度大小影响;在湖泊方案L2情景下,弱降水事件受库区气候效应的影响程度明显大于强降水事件。库区内弱降水事件(50th以下)的强度和频次均显着下降;强降水事件(90th以上)的频次略有减少,但其对年降水量的贡献及强度均略有增加。水库区域气候效应对降水的影响集中在20km以内,对未来2021-2050年的各项极端降水指数年际变化趋势没有明显影响。（3）基于Reg CM4、可变下渗容量模型（Variable Infiltration Capacity Model,简称VIC模型）以及基于分位数映射法（Quantile mapping method,简称QM法）的气候要素校正模型构建长江上游流域单向陆气耦合模拟系统。基于广义似然不确定性估计方法（Generalized Likelihood Uncertainty Estimation,简称GLUE）对VIC水文模型参数进行敏感性分析,结果表明可变下渗能力曲线形状参数B和第二层土层厚度D2为模型中的敏感性参数。基于GLUE法计算的95%置信区间基本涵盖验证期各站点的实测径流量,表明构建的VIC大尺度分布式水文模型对长江上游径流的模拟具有一定的可行性。VIC模型能够较好的模拟长江上游流域的日尺度和月尺度水文过程和流量峰现时间,在校准期和验证期的纳什系数均在0.9以上,相对误差在±10%以内。VIC模型对流域丰水年的模拟性能优于枯水年,对丰水年的年径流总量存在低估,而对枯水年的年径流总量存在高估。基于分位数映射法构建了气候要素订正模型,并对基于单分布和混合分布的分位数映射法订正性能进行评估,根据均方根误差、和方差、相关系数等评估指标,均表明混合分布分位数映射法对降水的订正效果优于单分布。（4）基于陆气耦合模拟系统模拟长江上游流域未来气候和水文过程,定量分析气候变化和库区气候效应对径流过程及径流组分的影响。Reg CM4动力降尺度预测结果表明,与基准期1971-2000年相比,未来2021-2050年长江上游流域东部趋于暖干,而西部区域暖湿,流域总径流减少约4.1%～5%,融雪径流减少约36%～39%,极端径流略有降低。径流减少主要在流域东南部,降水的减少以及蒸发量的增加是导致该地区径流大量减少的直接原因。水库区域气候效应对总径流的影响程度与全球气候变化的影响程度相当,并影响径流的小尺度周期。在典型浓度路径（Representative Concentration Pathways,简称RCPs）的未来RCP 4.5情景下,湖泊方案L1和湖泊方案L2中水库区域气候效应使得流域年径流总量分别增加了2.9%和3.7%,极端径流略有增加,表明水库区域气候效应在一定程度上缓解了气候变化对径流的不利影响。水库区域气候效应对降水的空间格局及结构的改变是导致流域年径流量变化的主要因素。
二、为何高原和高山也有湖泊（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、为何高原和高山也有湖泊（论文提纲范文）
（1）气候变化下那曲流域地下水位动态演变规律（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景、目的及意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 地下水数值模拟方法 |
| 1.2.2 气候变化下地下水演变研究 |
| 1.2.3 青藏高原地下水研究 |
| 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 创新点 |
| 第2章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地形地貌 |
| 2.1.3 土壤植被 |
| 2.1.4 气象水文 |
| 2.1.5 河流水系 |
| 2.2 社会经济概况 |
| 2.3 水资源开发利用现状 |
| 2.4 本章小结 |
| 第3章 地下水位监测实验及现状分布特征 |
| 3.1 区域水文地质条件 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 地质构造 |
| 3.1.3 地下水类型 |
| 3.1.4 地下水补径排条件 |
| 3.1.5 地质灾害 |
| 3.2 地下水问题剖析及实验布设 |
| 3.2.1 流域地下水问题剖析 |
| 3.2.2 地下水监测仪器布设 |
| 3.3 地下水埋深的动态变化 |
| 3.3.1 地下水埋深的月动态变化 |
| 3.3.2 地下水埋深的日动态变化 |
| 3.3.3 地下水埋深的空间动态变化 |
| 3.4 本章小结 |
| 第4章 地下水流数值模型 |
| 4.1 水文地质概念模型 |
| 4.1.1 研究区范围确定 |
| 4.1.2 含水层结构概化 |
| 4.1.3 研究区边界的概化 |
| 4.2 地下水数学模型构建及求解 |
| 4.2.1 地下水数学模型的建立 |
| 4.2.2 地下水数学模型的求解软件 |
| 4.2.3 网格剖分 |
| 4.2.4 模拟时间与初始水头 |
| 4.2.5 水文地质参数确定 |
| 4.2.6 源汇项确定及计算方法 |
| 4.3 模型校验 |
| 4.3.1 模型校验原则 |
| 4.3.2 模型校验结果 |
| 4.3.3 区域水均衡 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 流域地下水未来发展趋势预估 |
| 5.1 气候模式和气候情景 |
| 5.2 不同情景下流域地下水演变规律预估 |
| 5.2.1 不同情景下流域降水量预估 |
| 5.2.2 不同情景下流域气温的预估 |
| 5.2.3 不同情景下流域蒸发的预估 |
| 5.2.4 不同情景下流域地下水位的演变规律 |
| 5.2.5 气候变化下地下水合理用与涵养的对策 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间发表的论文和科研成果 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（2）湖泊模型的发展及青藏高原湖泊热力过程数值模拟和预测（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 国内外研究进展 |
| 1.2.1 湖泊热力过程的重要性 |
| 1.2.2 湖泊数值模型发展 |
| 1.2.3 青藏高原湖泊过程研究 |
| 1.2.4 未来湖泊热力过程预测研究进展 |
| 1.3 存在问题与不足 |
| 第二章 研究内容和模型介绍 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.2 研究目标 |
| 2.3 研究内容 |
| 2.3.1 湖泊模型的应用和发展 |
| 2.3.2 湖泊透明度变化对热力过程的影响 |
| 2.3.3 青藏高原湖泊热力过程变化 |
| 2.3.4 青藏高原湖泊过程未来变化趋势预测 |
| 2.4 CLM湖泊模型介绍 |
| 2.4.1 CLM湖泊模型输入与输出数据 |
| 2.4.2 CLM湖泊模型垂直离散化 |
| 2.4.3 CLM湖泊模型热力过程参数化 |
| 2.5 模型结果评估方法 |
| 2.6 技术路线 |
| 第三章 CLM湖泊模型在青藏高原湖泊上的模拟评估 |
| 3.1 湖泊概况 |
| 3.1.1 青藏高原湖泊 |
| 3.1.2 青藏高原典型湖泊 |
| 3.2 数据来源和模型设置 |
| 3.2.1 数据来源 |
| 3.2.2 模型设置 |
| 3.3 初始模拟结果分析 |
| 3.3.1 青藏高原湖泊模拟结果分析 |
| 3.3.2 青藏高原典型湖泊模拟结果分析 |
| 3.4 敏感性试验及结果分析 |
| 3.4.1 驱动数据修正 |
| 3.4.2 湖深数据修正 |
| 3.4.3 敏感性测试 |
| 3.5 讨论 |
| 3.5.1 湖泊水位的影响 |
| 3.5.2 消光系数的影响 |
| 3.6 小结 |
| 第四章 CLM湖泊模型中湖水混合参数化方案的改进 |
| 4.1 混合过程参数化改进 |
| 4.1.1 K廓线方案介绍 |
| 4.1.2 KPP方案在CLM湖泊模型中的耦合与改进 |
| 4.2 CLM-KPP在北极湖泊上的评估 |
| 4.2.1 湖泊介绍 |
| 4.2.2 模型设置和数据来源 |
| 4.2.3 模型结果分析 |
| 4.3 CLM-KPP在青藏高原湖泊上的评估 |
| 4.3.1 湖泊介绍 |
| 4.3.2 模型设置和数据来源 |
| 4.3.3 模型结果分析 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 湖泊透明度变化对湖泊热力过程的影响 |
| 5.1 湖泊透明度 |
| 5.2 青海湖透明度(消光系数)对照试验 |
| 5.2.1 数据来源 |
| 5.2.2 盐度的影响 |
| 5.2.3 消光系数设置 |
| 5.3 结果分析 |
| 5.3.1 有无消光系数变化的结果评估 |
| 5.3.2 消光系数变大对湖泊温度的影响 |
| 5.3.3 消光系数变大对湖冰物候的影响 |
| 5.3.4 消光系数变大对湖泊能量收支的影响 |
| 5.3.5 消光系数变大对湖内混合过程的影响 |
| 5.4 消光系数变小敏感性试验 |
| 5.5 讨论 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 青藏高原湖泊热力过程时空变化 |
| 6.1 数据来源和模型设置 |
| 6.2 统计检验法 |
| 6.3 湖泊热力过程时空变化特征 |
| 6.3.1 高原湖泊模拟结果评估 |
| 6.3.2 湖泊温度变化 |
| 6.3.3 湖冰物候变化 |
| 6.3.4 极端热力过程事件变化 |
| 6.4 气象要素变化 |
| 6.5 湖泊热力过程与气象要素相关性分析 |
| 6.6 讨论 |
| 6.7 小结 |
| 第七章 青藏高原湖泊热力过程未来预测 |
| 7.1 研究方法和数据来源 |
| 7.1.1 数据来源 |
| 7.1.2 统计降尺度模型 |
| 7.2 降尺度模型结果评估 |
| 7.2.1 气温降尺度结果评估 |
| 7.2.2 短波辐射降尺度结果评估 |
| 7.2.3 其他气候变量评估 |
| 7.3 青藏高原湖泊热力过程未来预测 |
| 7.3.1 未来气候预测 |
| 7.3.2 湖泊温度未来预测 |
| 7.3.3 湖冰物候未来预测 |
| 7.4 讨论 |
| 7.5 小结 |
| 第八章 总结和展望 |
| 8.1 主要成果 |
| 8.2 主要创新点 |
| 8.3 研究中的不足和展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（3）尕海湖泊孢粉记录的近500年植被和气候变化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景及研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 小冰期研究进展 |
| 1.2.2 青藏高原近500年气候研究进展 |
| 1.2.3 青藏高原孢粉研究进展 |
| 1.2.4 尕海研究进展 |
| 1.2.5 综合评述 |
| 1.3 研究方案 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 拟解决的关键问题 |
| 1.4 技术路线 |
| 2 研究区概况 |
| 2.1 地质地貌 |
| 2.2 气候条件 |
| 2.3 水文状况 |
| 2.4 地表植被 |
| 3 研究方法 |
| 3.1 野外采样与岩芯描述 |
| 3.1.1 野外采样 |
| 3.1.2 岩芯描述 |
| 3.2 年代测定 |
| 3.2.1 ~(210)Pb测年 |
| 3.2.2 AMS~(14)C年代对接 |
| 3.3 孢粉分析方法 |
| 3.3.1 孢粉样品的提取 |
| 3.3.2 孢粉样品的鉴定 |
| 3.3.3 孢粉数据处理 |
| 3.4 粒度分析方法 |
| 3.4.1 粒度的前处理方法 |
| 3.4.2 粒度的测量 |
| 3.4.3 粒度常用指标导出 |
| 4 研究结果与分析 |
| 4.1 测年结果 |
| 4.1.1 ~(210)Pb测年 |
| 4.1.2 钻孔年代的确定 |
| 4.2 孢粉分析结果 |
| 4.2.1 GH19-10钻孔孢粉带划分 |
| 4.2.2 孢粉组合及其环境演变 |
| 4.3 粒度分布结果与分析 |
| 4.3.1 粒度分布及粒度参数分析 |
| 4.3.2 粒度指标意义 |
| 4.3.3 大于64 μm颗粒组分的指示意义 |
| 4.3.4 尕海粒度所反映的环境变化 |
| 5 尕海地区气候演变重建 |
| 5.1 尕海的气候演变 |
| 5.2 区域对比 |
| 5.2.1 与湖泊代用资料、古文献资料对比 |
| 5.2.2 与树轮,冰芯代用资料对比 |
| 5.2.3 与器测资料以及临近湖泊代用指标对比 |
| 5.3 区域响应机制分析 |
| 6 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
（4）基于深度学习的青藏高原湖泊面积提取及湖泊变化研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 遥感影像湖泊提取研究 |
| 1.2.2 青藏高原湖泊格局及变化研究 |
| 1.3 研究内容与章节安排 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 论文章节安排 |
| 1.4 可能的创新点 |
| 第二章 研究区与数据 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 数据介绍 |
| 2.2.1 Landsat系列卫星 |
| 2.2.2 青藏高原1:100万边界数据 |
| 2.2.3 青藏高原流域边界数据集(2016) |
| 2.2.4 水文数据 |
| 2.2.5 SRTM DEM高程数据 |
| 第三章 基于深度学习的高原湖泊提取 |
| 3.1 深度学习与卷积神经网络 |
| 3.1.1 深度学习 |
| 3.1.2 卷积神经网络 |
| 3.2 基于Deeplab v3+的高原湖泊提取 |
| 3.2.1 Deeplab架构体系 |
| 3.2.2 模型预测与结果拼接 |
| 3.2.3 湖泊矢量拼接与提取 |
| 3.3 算法精度评价 |
| 3.3.1 精度指标选取 |
| 3.3.2 精度评价结果 |
| 3.4 不同方法的对比分析 |
| 3.4.1 对比试验区 |
| 3.4.2 常用水体指数 |
| 3.4.3 常用方法提取结果对比 |
| 3.5 湖泊提取结果与验证 |
| 3.5.1 湖泊提取结果 |
| 3.5.2 湖泊面积有效性验证 |
| 第四章 青藏高原湖泊变化分析 |
| 4.1 青藏高原湖泊整体变化 |
| 4.1.1 湖泊面积变化情况 |
| 4.1.2 湖泊数量变化情况 |
| 4.2 青藏高原不同类型湖泊变化 |
| 4.2.1 湖泊变化类型分类 |
| 4.2.2 不同湖泊类型变化情况 |
| 4.2.3 各时段不同大小湖泊变化分析 |
| 4.3 不同流域湖泊变化 |
| 4.3.1 不同流域湖泊总面积变化 |
| 4.3.2 子流域内湖泊总面积变化 |
| 4.4 湖泊分布格局及其变化 |
| 4.4.1 不同湖泊的格局 |
| 4.4.2 湖泊格局变化 |
| 4.5 典型湖泊面积变化分析 |
| 4.5.1 典型湖泊介绍 |
| 4.5.2 典型湖泊面积变化分析 |
| 4.5.3 典型湖泊扩张强度分析 |
| 4.5.4 典型湖泊扩张空间分异性 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 结论 |
| 5.2 展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
（5）滇西北地区湖泊枝角类群落对水文调控与气候环境波动的响应评价（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 滇西北地区高山湖泊生态环境现状 |
| 1.1.2 全球变化与湖泊响应 |
| 1.1.2.1 气候变暖与湖泊响应 |
| 1.1.2.2 大气氮沉降与湖泊响应 |
| 1.1.3 水文波动与湖泊响应 |
| 1.2 枝角类及其湖泊生态应用评价 |
| 1.2.1 枝角类介绍 |
| 1.2.2 枝角类与湖泊生态环境变化评价 |
| 1.2.3 枝角类在古湖沼学研究中的应用 |
| 1.3 选题依据与拟解决的科学问题 |
| 1.3.1 选题依据 |
| 1.3.2 拟解决的科学问题 |
| 1.4 研究思路与技术路线 |
| 1.4.1 研究思路 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 论文创新之处 |
| 第2章 研究对象与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 海西海 |
| 2.1.2 太极湖和天才湖 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 湖泊与流域资料收集 |
| 2.2.2 样品采集与处理 |
| 2.2.2.1 湖泊现代水体理化指标的采集与测定 |
| 2.2.2.2 沉积物样品采集与处理 |
| 2.2.3 沉积物室内实验分析 |
| 2.2.3.1 年代序列测定 |
| 2.2.3.2 沉积物理化指标分析 |
| 2.2.3.3 枝角类分析处理与鉴定 |
| 2.3 数理统计分析 |
| 第3章 海西海环境变化与枝角类分析 |
| 3.1 海西海现代生态环境的空间特征 |
| 3.1.1 海西海水体环境的水深梯度特征 |
| 3.1.2 海西海枝角类分布的空间特征 |
| 3.1.3 海西海枝角类群落变化的空间分析 |
| 3.2 近两百年来海西海生态环境变化与枝角类响应模式 |
| 3.2.1 海西海水体环境的长期变化模式 |
| 3.2.2 海西海枝角类的群落长期变化特征 |
| 3.2.3 海西海枝角类群落响应水文气候变化的主要模式 |
| 3.3 讨论 |
| 3.3.1 海西海枝角类群落结构的时空模式 |
| 3.3.1.1 表层枝角群落的空间分布模式 |
| 3.3.1.2 湖泊筑坝背景下枝角类群落分布的长期演替模式 |
| 3.3.1.3 海西海枝角类群落变化的时空一致性 |
| 3.3.2 海西海枝角类多样性变化的时空模式 |
| 3.3.3 海西海浮游枝角类个体大小的变化特征及其驱动因子 |
| 第4章 太极湖和天才湖环境变化与枝角类响应特征 |
| 4.1 太极湖环境变化与枝角类群落分析 |
| 4.1.1 太极湖环境变化的长期模式 |
| 4.1.2 太极湖枝角类群落长期变化特征 |
| 4.1.3 太极湖枝角类群落变化分析 |
| 4.2 天才湖环境变化与枝角类群落分析 |
| 4.2.1 天才湖环境变化的长期模式 |
| 4.2.2 天才湖枝角类群落近百年变化特征 |
| 4.2.3 天才湖枝角类群落变化分析 |
| 4.3 高山湖泊枝角类群落变化模式异同分析 |
| 4.3.1 湖泊沉积对枝角类的生态影响 |
| 4.3.2 枝角类群落对区域气候变化和大气氮沉降的生态响应 |
| 第5章 水文与气候波动下滇西北湖泊枝角类响应特征比较 |
| 5.1 滇西北湖泊环境变化特征比较 |
| 5.2 滇西北湖泊枝角类生物群落结构与多样性特征比较 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 主要研究结论 |
| 6.2 研究不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附录一 图表目录 |
| 附录二 沉积物主要枝角类版图 |
| 攻读学位期间发表的学术论文和研究成果 |
| 致谢 |
（6）云南昭通盆地湖沼相地质脂类记录的晚新近纪环境变化与生态响应（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 缩写词注释 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 概述 |
| 1.2 晚中新世-上新世气候和生物事件研究进展 |
| 1.2.1 气候事件 |
| 1.2.2 生物事件 |
| 1.2.3 存在的主要问题 |
| 1.3 湖沼相地质脂类的研究进展 |
| 1.3.1 正构烷烃分布及单体碳同位素组成 |
| 1.3.2 四醚膜脂GDGTs |
| 1.3.3 藿类和GDGTs化合物的生物地球化学意义 |
| 1.4 研究目标和主要内容 |
| 第二章 研究区域概况 |
| 2.1 昭通盆地地质构造与地层 |
| 2.2 昭通盆地自然地理 |
| 2.3 昭通盆地岩性描述 |
| 2.3.1 ZK1钻孔岩心的沉积序列 |
| 2.3.2 水塘坝露头剖面的沉积序列 |
| 第三章 材料与方法 |
| 3.1 地层年代框架与样品采集 |
| 3.1.1 ZK1钻孔岩心沉积物年代 |
| 3.1.2 水塘坝露头剖面沉积物年代 |
| 3.1.3 样品采集 |
| 3.2 脂类提取与分离 |
| 3.3 脂类测试与分析 |
| 3.4 地球化学分析 |
| 3.4.1 总有机碳同位素组成、总有机碳含量及碳氮比 |
| 3.4.2 烧失量 |
| 3.5 数据分析处理及图件制作 |
| 第四章 昭通盆地晚中新世-上新世湖沼相地质脂类分布特征 |
| 4.1 正构烷烃 |
| 4.1.1 水塘坝露头剖面 |
| 4.1.2 ZK1钻孔岩心 |
| 4.2 三萜类化合物 |
| 4.2.1 陆源三萜类 |
| 4.2.2 藿类 |
| 4.2.3 芳构化的三萜类 |
| 4.3 四醚膜脂GDGTs |
| 4.3.1 分布特征与指标 |
| 4.3.2 br GDGTs的来源 |
| 4.4 其它脂类 |
| 4.4.1 脂肪醇 |
| 4.4.2 脂肪酮 |
| 4.5 水塘坝露头剖面有机地球化学元素指标 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 昭通盆地湖沼相地质脂类记录的晚新近纪气候变化 |
| 5.1 脂类的古气候意义 |
| 5.1.1 植物叶蜡脂类 |
| 5.1.2 微生物脂类 |
| 5.2 古温度重建 |
| 5.3 古水文重建 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 昭通盆地湖沼相地质脂类记录的晚新近纪生态响应 |
| 6.1 高等植物对古气候变化的响应 |
| 6.2 微生物活动对古气候变化的响应 |
| 6.3 小结 |
| 第七章 昭通盆地湖沼相地质脂类对禄丰古猿生活环境的指示意义 |
| 7.1 水塘坝露头剖面沉积物的古环境信息 |
| 7.1.1 岩相和有机地球化学指标证据 |
| 7.1.2 脂类化合物证据 |
| 7.2 对水塘坝禄丰古猿生活环境的启示 |
| 7.2.1 脂类记录的禄丰古猿生活环境 |
| 7.2.2 与其它研究反映的禄丰古猿生活环境对比 |
| 7.3 脂类在记录古人类生活环境信息方面的研究 |
| 7.4 小结 |
| 第八章 总结与展望 |
| 8.1 总结 |
| 8.2 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（7）泸沽湖地区百年温度重建与全新世气候变化周期分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 研究进展及存在问题 |
| 1.2.1 全新世古气候研究进展 |
| 1.2.2 青藏高原全新世古气候研究进展 |
| 1.2.3 泸沽湖地区研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 研究方法及技术路线 |
| 1.4.1 样芯野外采集 |
| 1.4.2 树轮样品前处理 |
| 1.4.3 交叉定年、去趋势和年表建立 |
| 1.4.4 集合经验模态分解 |
| 1.4.5 其他数据获取和分析方法 |
| 1.4.6 技术路线 |
| 1.5 完成工作量 |
| 第2章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.1.1 地理区位 |
| 2.1.2 地形地貌及土壤 |
| 2.1.3 湖泊水系概况 |
| 2.1.4 气候特征 |
| 2.1.5 植被状况 |
| 2.2 区域地质概况 |
| 2.2.1 研究区地层 |
| 2.2.2 地质构造简述 |
| 第3章 树轮样芯采集与年表建立 |
| 3.1 树轮采集及样本处理 |
| 3.1.1 树轮采集 |
| 3.1.2 样本预处理 |
| 3.2 交叉定年和年表建立 |
| 3.2.1 轮宽测量与交叉定年 |
| 3.2.2 年表建立 |
| 第4章 泸沽湖百年温度变化重建 |
| 4.1 气候相关分析 |
| 4.1.1 气候数据 |
| 4.1.2 相关分析 |
| 4.2 树轮气候分异解释 |
| 4.2.1 样芯间相关和树龄的影响 |
| 4.2.2 树轮气候相关的时间稳定性 |
| 4.3 泸沽湖百年温度变化 |
| 4.3.1 重建方程建立和方程检验 |
| 4.3.2 温度变化特征 |
| 4.4 空间相关与其他资料对比 |
| 4.4.1 空间代表性 |
| 4.4.2 其他序列比较 |
| 4.4.3 历史记录比较 |
| 第5章 全新世泸沽湖气候变化驱动 |
| 5.1 气候代用序列比较 |
| 5.2 新构造运动对气候变化影响 |
| 5.3 周期特征 |
| 5.3.1 集合经验模态分解 |
| 5.3.2 不同周期时频分布 |
| 5.4 周期驱动因子 |
| 5.4.1 千年周期驱动因子 |
| 5.4.2 百年周期驱动因子 |
| 5.4.3 年际和年代际周期驱动因子 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得的学术成果 |
（8）迭部地名文化研究 ——以文献和传说为中心（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| ABSTRACT |
| 绪论 |
| 一、选题缘由及意义 |
| 二、研究现状 |
| 三、研究方法 |
| 第一章 三叠之地 |
| 第一节 地理文化单元——迭部 |
| 第二节 三叠之地 |
| 第二章 迭部地名的分类 |
| 第一节 迭部的地名系统 |
| 第二节 迭部地名分类 |
| 第三章 文献与传说中的迭部地名 |
| 第一节 文献与迭部地名 |
| 第二节 传说与迭部地名 |
| 第三节 重要地名考辩 |
| 第四章 迭部地名文化及其变迁 |
| 第一节 地名与自然生态、历史文化 |
| 第二节 地名文化的变迁 |
| 结语 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 1、《司巴托亦》下篇 |
| 2、迭部部分地名释名 |
| 3、藏文拉丁转写对照表 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（9）西藏中部岩羊（Pseudois nayaur）的人类干扰及其头骨形态学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABATRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 青藏高原生态系统 |
| 1.1.1 青藏高原生态系统特征 |
| 1.1.2 高原生态系统中重要的大型动物简述 |
| 1.1.3 气候变化对青藏高原生态系统的影响 |
| 1.1.4 人与野生动物的冲突 |
| 1.2 占域模型 |
| 1.2.1 占域模型原理 |
| 1.2.2 PRESENCE软件介绍 |
| 1.3 头骨形态及生命表 |
| 1.4 岩羊生物学特性和研究现状 |
| 1.4.1 岩羊生物学特性 |
| 1.4.2 岩羊的分类 |
| 1.4.3 岩羊的种群分布 |
| 1.4.4 岩羊头骨形态学 |
| 1.4.5 岩羊社群结构及生命表 |
| 1.4.6 国内外研究现状 |
| 1.5 本论文研究目的和意义 |
| 第二章 研究地区与方法 |
| 2.1 研究地区 |
| 2.2 野外调查与采样 |
| 2.3 头骨及羊角的测量 |
| 2.4 数据整理与分析 |
| 第三章 结果 |
| 3.1 西藏中部地区岩羊种群生态学 |
| 3.1.1 种群分布及社群结构 |
| 3.1.2 基于环境及人为干扰因子对研究范围内种群的占域与探测模型 |
| 3.1.3 基于羊角数据的生命表及与其他地理种群的比较 |
| 3.2 岩羊头骨形态学比较 |
| 第四章 讨论 |
| 4.1 西藏中部岩羊种群的分布及预测 |
| 4.2 影响西藏中部岩羊种群分布的人为干扰因子 |
| 4.3 岩羊生存状态评价 |
| 4.4 岩羊的分类 |
| 第五章 总结和展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 攻读学位期间发表的学术论文目录 |
| 致谢 |
（10）三峡水库区域水文气候效应及其未来趋势预测（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究意义 |
| 1.3 国内外相关研究进展 |
| 1.3.1 水库气候效应研究进展 |
| 1.3.2 陆气耦合模拟研究进展 |
| 1.3.3 三峡水库气候效应研究进展 |
| 1.3.4 相关研究中存在的问题 |
| 1.4 主要研究内容和技术路线 |
| 1.5 拟解决的关键科学问题 |
| 1.6 小结 |
| 第二章 区域气候模式物理参数化方案性能评估 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 区域气候模式RegCM简介 |
| 2.2.1 RegCM系列模式发展历史 |
| 2.2.2 RegCM4基本物理过程 |
| 2.3 RegCM4的模拟评估及参数化方案敏感性分析 |
| 2.3.1 试验设计与数据 |
| 2.3.2 多目标函数评分法 |
| 2.3.3 综合评估结果 |
| 2.3.4 不同陆面参数化方案对RegCM4气候模拟的影响 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 三峡水库区域气候效应及作用机制 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 三峡库区基本概况 |
| 3.3 试验设计与数据使用 |
| 3.3.1 模型配置与试验设计 |
| 3.3.2 观测数据预处理 |
| 3.3.3 水汽通量和水汽通量散度 |
| 3.4 三峡库区气候效应评估 |
| 3.4.1 三峡库区气候模拟性能评估 |
| 3.4.2 三峡水库对气温和感热的影响 |
| 3.4.3 三峡水库对降水和蒸发的影响 |
| 3.4.4 三峡水库对水分迁移和环流的影响 |
| 3.5 三峡库区气候效应作用机制 |
| 3.5.1 降水变化主要驱动因素 |
| 3.5.2 温度变化主要驱动因素 |
| 3.5.3 蒸发变化主要驱动因素 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 气候变化下三峡水库区域气候效应对极端降水的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 试验设计与方法 |
| 4.2.1 试验设计与数据使用 |
| 4.2.2 极端降水评估方法 |
| 4.2.3 趋势分析及显着性检验 |
| 4.2.4 对流活动分析 |
| 4.3 气候变化下水库区域气候效应对极端降水的影响 |
| 4.3.1 库区降水模拟性能评估 |
| 4.3.2 气候变化对库区极端降水的影响 |
| 4.3.3 水库区域气候效应对极端降水的影响 |
| 4.4 水库区域气候效应对极端降水变化的作用机制 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 三峡库区及其上游流域陆气耦合模拟系统构建 |
| 5.1 VIC水文模型构建 |
| 5.1.1 VIC水文模型发展概况 |
| 5.1.2 VIC模型基本原理 |
| 5.1.3 VIC水文模型基础数据 |
| 5.1.4 VIC水文模型方案配置 |
| 5.2 气候模式动力降尺度误差订正 |
| 5.2.1 混合分布分位数映射法 |
| 5.2.2 基于遗传算法的参数寻优 |
| 5.2.3 分位数映射法订正性能评估 |
| 5.3 三峡库区及其上游流域陆气耦合模拟系统 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 气候变化下三峡水库区域气候效应对流域径流的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 试验设计、数据及方法 |
| 6.2.1 试验设计与数据 |
| 6.2.2 周期分析 |
| 6.3 CMIP5降尺度订正评估 |
| 6.4 气候变化下库区及上游流域降水和气温演变趋势 |
| 6.4.1 降水未来演变趋势 |
| 6.4.2 气温未来演变趋势 |
| 6.5 气候变化下三峡水库区域气候效应对径流的影响 |
| 6.5.1 陆气耦合模拟历史流量过程验证 |
| 6.5.2 气候变化对流域径流的影响 |
| 6.5.3 水库区域气候效应对流域径流的影响 |
| 6.6 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要研究成果 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 研究中的不足和未来工作展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间的科研成果 |
四、为何高原和高山也有湖泊（论文参考文献）
- [1]气候变化下那曲流域地下水位动态演变规律[D]. 牛永振. 河北工程大学, 2021(08)
- [2]湖泊模型的发展及青藏高原湖泊热力过程数值模拟和预测[D]. 张群慧. 西北农林科技大学, 2021(01)
- [3]尕海湖泊孢粉记录的近500年植被和气候变化[D]. 张政. 华中师范大学, 2021(02)
- [4]基于深度学习的青藏高原湖泊面积提取及湖泊变化研究[D]. 蒋广鑫. 西北大学, 2020(02)
- [5]滇西北地区湖泊枝角类群落对水文调控与气候环境波动的响应评价[D]. 王丹丹. 云南师范大学, 2020
- [6]云南昭通盆地湖沼相地质脂类记录的晚新近纪环境变化与生态响应[D]. 郑丽端. 中国地质大学, 2020(03)
- [7]泸沽湖地区百年温度重建与全新世气候变化周期分析[D]. 谢成晟. 成都理工大学, 2020(04)
- [8]迭部地名文化研究 ——以文献和传说为中心[D]. 冷周. 兰州大学, 2020(01)
- [9]西藏中部岩羊（Pseudois nayaur）的人类干扰及其头骨形态学研究[D]. 姜智亮. 西藏大学, 2020(02)
- [10]三峡水库区域水文气候效应及其未来趋势预测[D]. 黄亚. 广西大学, 2019(02)