一、寒区河流冬季冻结水量估算方法（论文文献综述）
高会然[1]（2021）在《基于遥感与数值模型的冻土监测与模拟方法体系研究》文中指出冻土作为冰冻圈的重要组成因素,对气候变化具有高度的敏感性和强烈的反馈作用。全球变暖的背景下,季节性冻土和多年冻土环境的变化已成为与区域环境和人类生产生活息息相关的重要问题。冻土时空分布动态信息的获取是进行寒区水文过程、气候以及生态环境、地质变化领域的重要基础研究内容,遥感对地观测和数值模拟技术是当前大空间尺度下冻土研究的重要手段。经过数十年的发展,冻土遥感监测与数值模型模拟研究均取得了重大进展,尤其在全球变化的背景下的冻土时空监测、水热过程机理、数值模拟等研究,无论在方法手段创新上,还是应用评估方面,均取得了许多重要成果。但是,目前冻土遥感监测与数值模拟等研究仍然处于不断探索之中,距离完善冻土及冻土水热过程的刻画与表达以及利用新技术手段进行系统性的寒区冻土研究尚有待进一步发展。例如,目前大多数冻土遥感监测研究缺乏对多类型冻土之间相互联系的考虑,无法形成完整统一的冻土分布遥感监测方法体系。在当前流域尺度分布式冻土过程模拟研究中,冻土水热过程数值模型的进展主要集中在模型集成上,由于其发展大多针对某一具体研究对象或目标,导致其在某一方面考虑的较为详细,而在冻土水热传输过程本身的描述上有所简化甚至略有欠缺。冻土水热过程数值模拟的不确定性一直是当前研究的一个关键问题,冻土遥感监测信息作为重要的冻土数据源,目前还未在冻土水热过程数值模拟中得到充分利用,两种冻土监测与模拟手段的耦合研究尚未发展。因此,本研究首先利用被动微波遥感数据,进行季节性冻土和多年冻土识别与监测的算法、方法和应用研究,然后基于水热耦合原理,建立分布式冻土水热传输过程数值模型FFIMS模型（Fully Distributed Frozen Soil Processes Integrated Modeling System）;通过空间降尺度、数据融合等方法,联立冻土遥感监测方法和冻土过程数值模型两种技术手段,实现冻土时空监测与模拟综合方法体系的构建;最后通过构建冻土水文过程模块,耦合分布式流域过程模型ESSI-3模型,在我国东北地区典型流域进行方法体系的综合应用,主要得到以下研究结论:（1）提出一种利用土壤水分特征参数改进的DIA算法（Dual-index Algorithm）,显着提高了基于被动微波遥感的地表土壤冻融状态判别准确率。在我国东北地区的地表土壤冻融判别研究中,改进的DIA算法平均判别准确率达到91.6%。利用本研究提出的基于地表冻融状态的多年冻土识别与监测方法,获取了研究区25 km格网尺度上的逐年的多年冻土空间分布序列,通过与现有的多年冻土区划图进行对比验证,证明了本研究提出的多年冻土监测与分类方法具有较为可靠的准确度（误差小于3%）。经过统计分析,发现我国东北地区多年冻土南界在研究期间（2002年至2017年）普遍北移约25 km～75 km,研究区内的多年冻土始终呈现退化的趋势。（2）利用频谱分析的方法,对中国典型的高纬度冻土区地表土壤冻结天数进行空间降尺度研究。研究结果表明,频谱降尺度图像既包含原始低分辨率图像的空间分布特征,又包含普通统计降尺度图像的部分空间分布细节,表明了频谱降尺度方法在地表土壤冻融状态遥感判别中应用的合理性;通过站点实测数据的精度验证和对比,发现通过频谱分析方法进行降尺度后,由于融合了高分辨率相位信息,降尺度结果的精度亦有显着提升,表明了频谱降尺度方法在地表土壤冻融状态遥感判别中应用的有效性。（3）FFIMS模型能够较好地刻画各个冻土过程水热参量的时间变化特征和空间分布规律。在冻土过程数值模型中融合冻土遥感反演信息,通过对比融合冻土遥感反演信息前后的冻土数值模拟结果和多变量、多角度的验证,发现遥感反演信息有效的引导和修正了模型模拟过程,明显提高了模拟结果的精度。耦合冻土过程的流域水文过程模型（ESSI-3模型）模拟结果表明,冻土水热过程对流域水文的影响几乎贯穿整个水循环过程,但是冻土水热过程影响的流域径流量对流域总径流的贡献率较小。但是,在季节性冻土发生融化的时期,冻土过程对水文径流的影响尤为明显,该时段的平均Nash效率系数从近乎为0提高到0.67,显着提高了水文径流的模拟精度,表明了在寒区流域水文过程模拟研究中考虑冻土过程影响的必要性。本研究在冻土遥感监测方法、冻土过程数值模拟等等关键科学问题和难点上重点突破,通过建立基于遥感和数值模型的冻土监测与模拟方法体系,以期显着提升寒区冻土过程及其与气候变化关系的研究能力,为区域生态环境安全、水资源安全、寒区工程建设与社会经济发展等一系列重大问题提供科技支撑。
吴祥文[2]（2021）在《大兴安岭多年冻土区不同林型土壤主要温室气体通量特征及气候变化的响应》文中研究说明多年冻土是冰冻圈的重要组成部分,对气候变化更为敏感。气候变暖造成多年冻土退化,影响土壤系统碳氮循环。大兴安岭地区是中国高纬度多年冻土的核心分布区,也是中国重要的林业基地,正经历着更大的温升幅度,因此是揭示森林生态系统对寒区气候变化和人类活动响应的理想研究场所。受人类活动和气候变暖的共同影响,多年冻土正加速退化,这加剧了古碳的分解并释放出更多的温室气体,对气候变化产生重要的反馈。本研究采用野外原位观测与室内模拟实验相结合的方法,以大兴安岭典型的兴安落叶松林（Larix gmelinii,LF）、樟子松林（Pinus sylvestris var.mongolica,PF）和白桦林（Betula platyphylla,BF）土壤为研究对象,探究多年冻土不同林型土壤温室气体动态特征及主控因子,定量研究多年冻土不同土层土壤温室气体排放对气候变化的贡献,揭示多年冻土生态系统温室气体排放对气候变化的响应机制。主要研究结果如下:（1）大兴安岭多年冻土区兴安落叶松林、樟子松林和白桦林土壤温室气体（CO2、CH4和N2O）季节差异显着（p<0.05）,不同森林类型间土壤CO2和CH4通量差异显着（p<0.05）。3种森林土壤均表现为CO2和N2O的排放源,CH4的吸收汇。在两个观测周期内（2016.5-2018.4）,土壤CO2通量呈单峰型变化,年均排放通量表现为樟子松林(291.76 mg·m-2·h-1)>兴安落叶松林(273.84 mg·m-2·h-1)>白桦林(243.29 mg·m-2·h-1);土壤CH4通量也呈单峰型变化,年均吸收通量表现为白桦林(-30.46 ug·m-2·h-1)>樟子松林(-24.59 ug·m-2·h-1)>兴安落叶松林(-19.33ug·m-2·h-1);土壤N2O通量较为复杂,第1个观测期为双峰型,第2个观测期呈单峰型变化,年均通量表现为樟子松林(13.33 ug·m-2·h-1)>兴安落叶松林(11.80ug·m-2·h-1)>白桦林(11.45 ug·m-2·h-1)。温度是影响多年冻土区不同森林类型土壤CO2和N2O通量的主要因子,土壤CH4通量受土壤温度和含水量共同影响。（2）地被物和积雪对多年冻土区土壤CO2、CH4和N2O通量具有显着影响,冬季降雪和植被生长季节,土壤CO2、CH4和N2O通量分别占有重要比重。野外原位观测发现,土壤CO2、CH4和N2O的通量变化范围分别为5.21±2.15～980.79±42.70 mg·m-2·h-1、-61.12±9.56～34.31±9.22 ug·m-2·h-1和-3.99±4.25～49.46±2.02 ug·m-2·h-1。地被物去除处理降低了各森林类型土壤CO2和N2O通量,但提高了土壤CH4吸收通量。冬季积雪去除处理降低了土壤CO2和N2O通量,提高了土壤CH4排放通量。土壤CO2通量主要受到土壤温度影响,与土壤温度呈显着正相关关系（p<0.01）。土壤CH4通量受土壤含水量和土壤温度影响较大,与土壤含水量和土壤温度显着相关（p<0.05）。土壤N2O通量受土壤温度影响相对较大,受其它因素影响相对较小。不同地被物和积雪处理下,各森林类型土壤CO2、CH4和N2O通量还不同程度受到土壤p H值、硝态氮、铵态氮、总氮和有机碳等因素的影响。（3）室内模拟培养实验发现,不同水热条件下,大兴安岭多年冻土区不同土层土壤CO2、CH4和N2O通量范围分别为0.49～2.43 mg·kg-1·h-1、-0.14～0.01ug·kg-1·h-1和-0.21～0.10 ug·kg-1·h-1。温度对不同土层土壤温室气体影响较为显着,含水量影响相对较小。变温培养下,各土层土壤CO2通量随温度的变化而显着变化。各层土壤CO2通量表现为A层>B层>C层的分配模式。交互分析发现土层和温度是影响CO2通量的主要因素。变温培养发现,10°C是影响土壤CH4通量的重要温度阈值,各土层土壤CH4吸收通量表现为B层>C层>A层的分配模式。土壤CH4受土壤温度和土层影响较大。土壤温度和土层对土壤N2O影响较大,恒温培养,发现不同土层土壤N2O表现为A层>B层>C层。而变温培养发现A层和B层土壤N2O表现为吸收通量,C层土壤表现为排放通量。升温显着增加土壤CO2和N2O排放通量,增加土壤CH4吸收通量。（4）大兴安岭多年冻土区不同土层土壤微生物多样性以及丰富度指数均存在一定差异,主要体现在丰度上,而其菌群种类基本一致。优势种群为绿弯菌门（Chloroflexi）、变形菌门（Proteobacteria）、放线菌门（Actinobacteria）和酸杆菌门（Acidobacteria）。土壤TOC和p H值是影响各土层细菌群落的主要理化因素。多样性分析发现,A层土壤菌群Chao1指数和Observed species指数高于B层和C层土壤;A层和B层土壤细菌群落组内差异显着大于C层土壤。（5）大兴安岭多年冻土区3种典型森林土壤CO2、CH4和N2O累计通量分别13.45±0.34～16.54±0.39 t·hm-2、-1.77±0.08～-0.51±0.07 kg·hm-2和0.61±0.02～0.81±0.02kg·hm-2。生长季土壤CO2和N2O通量贡献率达到64.10%～91.89%。3种典型森林土壤温室气体综合全球增温潜势分别为兴安落叶松林15.934 t·hm-2、樟子松林16.445 t·hm-2、白桦林14.064 t·hm-2。不同土层土壤温室气体综合全球增温潜势分别为A层954.42 mg·kg-1、B层693.90 mg·kg-1、C层521.17 mg·kg-1。综合分析表明,未来气候持续变暖背景下,多年冻土将进一步退化,从而释放更多的温室气体,增强大气温室效应,对气候变暖产生正反馈。本研究对明晰中高纬多年冻土区碳氮循环过程以及地球系统模式改进提供重要科学依据,对维护寒区生态安全及应对区域气候变化有着重要意义。
王京[3]（2021）在《基于多源SAR数据青藏高原冻土冻融过程及时空分布研究》文中研究表明青藏高原独特的地理水文环境孕育了全球最大的永久冻土区。近年来在温度持续升高和工程活动的背景下,青藏高原冻土呈现出快速退化趋势,主要表现在活动层厚度增厚、冻土温度升高等。其中活动层位于永久冻土层上方,它的周期性的冻融过程能引起冻土地表发生季节性的抬升和沉降。另一方面,青藏铁路的建设和运营改变了冻土的温度场和应力场,进而造成铁路路基沉陷及附近热融滑塌等地质灾害。因此,开展大范围青藏高原和交通走廊沿线冻土形变监测、多年冻土的分布调查及活动层厚度估计研究对于青藏高原的环境、气候、寒区灾害预防、人类工程设施都具有重要科学意义。但是青藏高原自然环境恶劣,地貌景观异质性较强,采用常规的监测手段进行冻土研究存在很多缺陷。多源SAR卫星的发射和In SAR技术的突飞猛进,为青藏高原的研究提供了丰富数据源和技术支持。本论文利用Sentinel-1A数据、Terra SAR-X数据、ALOS-2 PALSAR-2数据开展青藏高原冻土冻融过程形变监测、冻土分布制图及活动层厚度反演研究,旨在为青藏高原冻土区的灾害防护和冻土环境生态保护提供科学依据和理论支撑。本文的主要内容及创新工作如下:（1）提出了基于超算平台的并行快速分布式散射体和相干散射体的时序In SAR技术（Parallel Fast Distribute Scatterer-Coherent Scatters In SAR,PFDSCSIn SAR）,实现整个青藏高原的年平均形变速率反演。以TOPS干涉模式250km宽幅的Sentinel-1图像为数据源,针对CSIn SAR技术在青藏高原自然地表存在点目标不足和分布式散射体技术（Distribute Scatterer interferometry,DSI）处理效率较低等问题,通过融合分布式散射体（Distribute Scatterer,DS）来提高青藏高原点目标的密度,并提出DSI并行策略提升DSI算法的计算效率以适合青藏高原大区域形变解算。在DSI处理流程中,提出基于积分图的置信区间方法来提取同质像素点,针对中低分辨率SAR图像存在多种散射机制和最优相位计算迭代耗时问题,采用奇异值分解方估计DS点的最优相位。研究表明,PFDS-CSIn SAR与CSIn SAR技术对比,极大提高了低相干冻土区的干涉图质量并提高了测量点的密度。并行DSI方法将35h完成的整景Sentinel-1数据（4:20多视比）的DSI处理流程时间减少至30min,运行效率提高了近60倍。PFDS-CSIn SAR实验结果显示2018～2019年青藏高原年平均形变速率为-56～56mm/yr。青藏高原冻土形变与活动层厚度、土壤含水量呈现出弱相关关系,与年平均地表温度呈现出强相关关系。（2）提出了基于季节性形变模型的自适应分布式散射体技术和基于In SAR时序形变量冻土分布制图的新方法,实现青藏铁路格尔木至拉萨段冻土冻融过程的形变监测和冻土分布制图。以TOPS干涉模式250km宽幅的Sentinel-1图像和ERA5-Interim再分析的日空气温度为数据源,针对永久散射体（Persistent Scatterer Interferometry,PSI）技术应用于青藏铁路沿线形变监测过程中存在的PS点（Persistent Scatterer）不足和形变模型适用性等问题,本研究融合分布式散射体并构建基于归一化的冻融指数的季节性形变模型来对青藏铁路沿线冻土的季节性形变进行求解。在DSI处理流程中提出基于初始数据块协方差矩阵Shapiro–Wilk W检验的同质像素点提取方法,使用稳健的M-estimator估计方法估计初始协方差矩阵。在最优相位估计中采用Phase Linking方法对最大似然估计算法进行求解,同时为了加快迭代求解速度,提出基于EMI（Eigendecomposition-based Maximum-likelihoodestimator）方法的初始解作为迭代的初始条件,进而提升最优相位求解速度和精度。基于上述求解的季节性形变量、时序形变量和日空气温度数据,分析青藏铁路沿线不同地区的冻融过程。最后采用Savitzky-Golay滤波算法对In SAR时序形变量做预处理并利用非监督ISODATA分类方法进行冻土分布制图。实验结果表明:2017/03/16～2020/03/24期间研究区季节性振幅范围为-70～20mm/yr,LOS形变速率范围为-40.0～20.0mm/yr。青藏铁路沿线10公里缓冲区的季节性形变范围为-50～10mm/yr。沉降区域较大的路段集中在格尔木至西大滩、不冻泉至可可西里、五道梁至北麓河、风火山至乌丽、沱沱河至雁石坪、唐古拉山至安多、那曲至当雄、羊八井至拉萨。经验证,In SAR时序测量值与四个地点的水准测量值的相关系数分别为0.93、0.91、0.89、0.83。此外,基于日空气温度数据和时序形变量变化发现青藏铁路沿线不同地区冻土的冻融循环时间不同。基于时序In SAR形变量冻土分类结果将冻土区分类为永久冻土区、季节性冻土区和退化永久冻土区,分类结果与赵林等人冻土分类结果基本一致。（3）基于多源SAR数据分析永久冻土区不同地貌景观冻土冻融过程的形变,并提出基于分层土壤含水量和分层土壤孔隙度活动层厚度反演方法,实现北麓河地区不同地貌景观冻土的活动层厚度的反演。以Sentinel-1数据、Terra SAR-X数据、ALOS-2 PALSAR-2数据为数据源,针对北麓河地区冻土分布异质性强且地貌类型复杂等问题,提出基于分层土壤含水量和分层土壤孔隙度的活动层厚度估计方法,并构建季节性形变模型与新小基线集（New Small baseline Subsets,NSBAS）集成的方法流程,获得了北麓河地区不同地貌景观的季节性形变特征和活动层厚度,并分析不同传感器反演的形变和活动层厚度,探索多源SAR数据在永久冻土区冻融过程形变和活动层厚度反演的适用性和差异性。多源SAR数据形变结果表明季节性形变较大的地区主要集中在热融湖周围,辫状河平原、盆地地区、冰川的季节性径流地区以及河漫滩地区。Sentinel-1和ALOS-2 PALSAR-2数据对比结果表明季节性形变量的形变趋势较为一致,但是线性形变速率存在较大的差别。Sentinel-1与Terra SAR-X数据表现出较好的一致性,季节性形变和线性形变速率相关系数分别为0.78和0.84。三种传感器形变结果显示北麓河地区6个典型地物的季节性形变趋势一致。高寒草甸和河漫滩地区的季节性形变高于高寒荒漠和裸地区。结合北麓河地区日气温数据、土壤含水量、GPR数据发现冻土形变与温度、土壤含水量以及活动层厚度具有重要关系。三种传感器反演活动层厚度结果范围分别为0.3～4.23m、0.3～4.04m、0.3～4.54m,且不同地貌景观的活动层厚度差异明显。三种传感器反演活动层厚度与与探地雷达实测数据对比,可发现ALOS-2 PALSAR-2数据反演的活动层厚度在不同地貌景观区域的相关性最好,分别为0.87、0.78、0.89、0.80。Terra SAR-X数据和Sentinel-1在河漫滩地区反演的活动层厚度相关性较差,分别为0.59和0.63。本文提出的活动层厚度估计方法为青藏高原冻土区活动层厚度反演提供了有效方案。
林尤伟[4]（2021）在《大兴安岭北部兴安落叶松林雪水文过程研究》文中指出季节性积雪覆盖是高纬度地区气候系统的重要组成部分,大兴安岭又是我国重要的水资源涵养功能区之一,当地典型的气候特征是冬季漫长寒冷,地表积雪覆盖的时间较长,其水文过程和水文变化规律在区域水文研究中十分重要。兴安落叶松（Larix gmelinii）是大兴安岭地带性植被,随着全球气候变暖,气候异常的趋势加剧,全球出现异常气候的现象愈演愈烈,导致积雪期缩短,融雪期提前等异常气候现象。如何了解大兴安岭北部兴安落叶松林的雪水文变化过程,对于评估当地雪水资源特征和规划利用具有重要的意义。同时,环境因子对寒温带兴安落叶松林雪水文过程的影响也是一个亟待被揭示的科学问题。因此,本研究以大兴安岭北部寒温带兴安落叶松天然林为研究对象,通过连续3年雪水文变化特征的观测,对兴安落叶松林和降雪、积雪和融雪之间的关系进行研究,并同时定量评价了环境因子对雪水文过程变化的相对贡献,旨在揭示我国大兴安岭北部寒温带区域森林雪水文过程的变化特征,以期在全球气候变化的背景下,为区域森林和水资源的可持续性管理提供理论依据。研究内容如下:（1）在整个观测期期间,林内样地积雪深度最深为68.6cm,林外样地内积雪深度最深为74.8cm。说明兴安落叶松林具有一定的降雪截留能力,但是其截雪能力仅在小雪时有显着作用。通过Andreadis降雪截留模型进行模拟时,模拟值偏高,通过spss软件进行非线性回归迭代分析后,得出改进后的Andreadis模型与实测值具有较好的相关性。（2）在积雪期,兴安落叶松林样地内雪密度和雪水当量变化幅度相对林外空地样地差异不显着（P>0.05）,同时当样地内发生风吹雪时,风吹雪对兴安落叶松林林内雪水当量造成的影响较小说,明森林覆盖在一定程度上增加了对雪水文过程的调控能力,减少了雪蒸发损失,在一定程度上对森林水源涵养功能具有积极的作用。（3）在积雪期,净辐射和风速是影响雪蒸发速率的主要因子,林外对照样地平均雪蒸发量相对林内样地增加了 7%,平均雪蒸发速率增加了 9.2%;而在融雪期,温度和净辐射是影响雪蒸发速率的主要影响因子。而降雪在地表上形成的雪被在融雪期雪蒸发速率强度也存在影响,在融雪期发生降雪事件后,新降雪形成的雪被的雪蒸发量是陈雪雪被蒸发量的3.58倍,新雪层的雪蒸发速率是陈雪的6倍;说明在融雪期,气象因子是导致雪蒸发量的增量存在差异的主要原因。（4）彭曼联合法与涡度数据进行拟合时其拟合值相对较高,其R2值在不同融雪期分别为0.578,0.562和0.532,拟合程度较好。以彭曼联合法,结合涡度数据进行改进。改进后的彭曼联合法在2016至2018年的RMSE分别为0.052,0.057,0.059;R2值分别为0.781,0.749和0.751,结果得出改进后的彭曼联合法与涡度相关法测得的雪蒸发速率拟合程度较好。改进的彭曼联合法,可用于在没有通量塔覆盖的其他林型对融雪期雪蒸发速率进行测定,可确保当地不同区域的雪蒸发量数据的连续性和准确性。（5）在融雪期,随着融雪径流的形成,兴安落叶松林融雪水在5和10cm 土层中保持一定的渗透能力。在该期间发生降雪事件时,兴安落叶松林林内总体雪水当量增加,但融雪水入渗量几乎没有增加。通过时间序列相关分析和突变点分析发现,20cm土层以下的融雪水入渗量相较10cm以上土层一直处于无融雪水入渗的状态。（6）土壤能量变化是影响融雪水入渗的关键因子之一。在研究期间,土壤能量变化周期伴随着土壤深度的增加,其变化周期出现了一定程度的增加。在整个融雪期内,兴安落叶松林样地中不同深度土壤温度序列的复杂性排序为:5cm 土壤温度>10cm 土壤温度>20cm 土壤温度>40cm 土壤温度。说明随着土壤深度的增加,土壤能量的收支变化趋势减弱,同时表层的融雪水无法使该层的冻结土壤解冻,导致融雪水入渗量受到阻碍。（7）大兴安岭北部兴安落叶松林在融雪期,从径流形成到径流流量下降这段过程期间,呈现独特的倒U形曲线,并具有典型的山地融雪径流的特点。积雪量和温度等环境因子对融雪径流的速率影响强度最大,而且积雪量最大的2016年对融雪径流影响强度最强。相比旷野样地,兴安落叶松林样地内融雪径流增长幅度较慢,融雪径流量较少,整个波动幅度相对平稳,说明兴安落叶松林具有消减雪水产流速率,减少水土流失的功能,对水土具有一定的固持作用。（8）林内样地和林外空地降雪中阴离子差异显着（P<0.05）,阳离子差异不显着（P>0.05）。随着时间的推移,林内样地和林外空地积雪中的阴离子逐渐在陈雪层中富集,其中林内样地陈雪层阴离子含量相对较高,但和林外对照样地内陈雪层比起来差异不显着,在新雪层和中雪层中均差异不显着（P>0.05）。由此可见,兴安落叶松林内样地积雪物理和化学变化均和林外空地动态一致,说明兴安落叶松林由于冬季落叶,林内郁闭度较低,积雪中养分积累能力和旷野样地相差不大。
王振兴[5]（2020）在《高原冻土退化条件下区域地下水循环演化机制研究 ——以大通河源区为例》文中认为高寒区多年冻土融化导致的地下水循环变化机制是水文地质和环境地质基础理论研究方面的关键科学问题之一,了解该类地下水动态对冻土变化的响应对寒区水资源保护、生态环境和工程建设具有重要价值。本文以青海大通河源区为研究区,开展高原冻土退化条件下区域地下水循环演化机制研究。通过监测、微结构测试、新型水化学同位素、多场耦合模拟等研究方法,系统分析了冻土退化过程特征,揭示了冻土微结构与渗流特征变化规律以及冻土退化条件下区域地下水循环演化机制,取得了如下主要成果:1)通过遥感解译、多元统计、地温监测及微结构研究,划分冻土类型与退化阶段,对比研究了大通河源区不同冻土退化阶段冻土面积、上下限、边界、地温及微观结构变化规律。通过多元统计分析水均衡计算等手段,阐明了地下水补径排响应规律。在降雨量不显着增加的基础上区内泉水流量、地表水径流量和地下水天然资源量呈现出了增加趋势,认为是冻土退化增大了地下水的补给通道及地下冰融水量所致。通过水均衡概算,得出地下冰融水占比约为17%。2)通过控温CT扫描、压汞实验及控温渗透试验,揭示了退化条件下冻土的微观结构变化及冻土渗透性能变化规律。升温过程使得冻土颗粒以及孔隙产生了重分配,冻土的中大孔隙增多,连通性增强;升温初期渗透系数快速增大,至-0.5℃时,渗透系数成倍增长,说明“高温冻土”已经具有一定的渗透性能,而非必须完全融化才能由“隔水层”变为“含水层”。探索建立了温度、微结构与渗透性能的定量关系方程。3)通过硫、硼、锶、铀同位素识别了不同地下水来源和循环途径;计算了多元水转化关系,结果表明冻土退化条件下,冻结层上水与层下水的联系变为密切,地下水系统由封闭转为开放;地下冰融水参与了地下水循环,其在连续冻土区、片状冻土区和岛状冻土区冻结层下水中补给的比例分别为9%、17%和11%;冻结层上水中补给比例分别为18%、24%和20%。最终建立了冻土退化条件下的高寒河源区山-盆多层级区域地下水循环模式。4)利用COMSOL Multi-physics软件系统的二次开发功能,改进了多场的耦合模型,实现了从中长周期时间尺度冻土退化条件下区域地下水循环演化的定量模拟与预测。5)揭示了“温度→冻土类型→微结构→渗透系数→水文地质结构→地下水循环模式演变→冻土释水→水质变化”的冻土退化条件下区域地下水循环演化机制。最后以地球科学系统理论从多圈层交互带的角度针对冻土退化可能产生的资源环境效应,提出了冻土环境与地下水资源保护的对策和建议。
冯雨晴[6]（2020）在《青藏高原冰川冻土变化及其生态与水文效应研究 ——以黄河源、雅鲁藏布江流域和冻土退化带为典型区》文中进行了进一步梳理青藏高原包含了世界上大部分的中低纬度山地冰川和冻土。近几十年来,青藏高原的气候发生了明显变化,导致了该地区冰川快速融化和冻土不断退化,改变了青藏高原的区域水循环与水文条件,进而使青藏高原地区的自然生态系统发生变化。青藏高原已经成为气候变化研究的热点地区。本文针对冰川冻土退化后产生的生态水文效应展开相关的研究,为青藏高原的水资源持续利用和生态环境保护提供重要科学理论和决策依据。本文在野外调查和理论分析的基础上,在青藏高原的三个典型区（冻土典型区、冰川典型区和冻土退化带）上,针对冰川融化和冻土退化引起的水文和生态效应两个核心问题,利用多种手段和数据,开展冰冻圈生态水文学的相关研究。采用积温统计模型计算冻土典型区——黄河源的活动层和融化夹层的厚度分布,根据径流与降雨的逆时针回环关系的变化,定性明确了冻土退化对径流的改变作用,定量评估活动层和融化夹层对径流量的控制作用。在分析冬季径流、退水系数、活动层、融化夹层厚度和降雨的变化规律的基础上,采用连续的交叉小波变换分别计算出源区冬季径流与退水系数、活动层、融化夹层厚度和降雨的相似度,分析了冬季径流与四者在不同周期上的相位相关关系。利用分布式水文模型定量计算出冰川典型区——雅鲁藏布江流域的径流组成及各组分的多年变化趋势,并采用区域水均衡方法,结合遥感产品,定量评估冰川变化对区域水文循环的贡献。采用冻结数模型计算了青藏高原多年的冻土分布,将青藏高原划分为多年冻土带、退化带和季节冻土带,利用GIMMS NDVI3g、降雨、气温和最大融化深度数据,结合多种统计和因子识别方法,定量计算出降水、气温和最大融化深度对三个冻土带上NDVI变化的贡献率。研究结果发现,黄河源流域冻土活动层和融化夹层厚度的变化与径流有很强的相关关系,活动层和融化层厚度每增加1 m,冬季径流分别约增加150 m3/s和400 m3/s;雅鲁藏布江流域的降雨、冰川、基流（地下水）和积雪对径流的贡献分别为52.4%、30.8%、9.3%和7.8%;雅鲁藏布江的陆地水储量每年下降约11.59mm,而流域内的实际蒸散发量每年增加14.49 mm,冰川退化的贡献量为14.69±12.82 mm,其他各因素变化不显着,表明雅鲁藏布江流域陆地水储量的大幅下降的外部控制因素是蒸发增加,内部因素是冰川融化;不同冻土带上降水、气温和最大融化深度对NDVI变化的贡献存在较大的差异性,冻土退化带上各因子对NDVI变化的贡献更为显着和复杂,退化过程中冻土对植被的贡献逐渐减弱。通过研究冻土冰川变化的生态水文效应,深化了对冰冻圈变化机理及影响的科学认识水平,丰富了冰冻圈科学的内容,为寒旱区经济社会可持续发展提供关键科学依据。
张凯[7]（2020）在《寒冷地区抽水蓄能电站冰盖破裂机理分析研究》文中指出我国寒冷地区为充分利用区域水资源以及防洪调蓄等目的修建了大量的抽水蓄能电站。和常规水库一样,冬期抽水蓄能电站库区面临冰冻问题,但库区冰盖受力弯曲变形直至最终破裂的过程及诱因与常规水库有所不同,差异主要是由冬季抽水蓄能电站运行调度时的水位变化所引起的。目前关于抽水蓄能电站库区冰盖破裂问题研究相对较少,在此基础上涉及电站运行时动水工况下冰盖的力学机理研究更为匮乏,现有研究成果多为针对抽水蓄能电站库区具体冰盖消长的观测和描述,而对冰盖破裂机理的研究明显不足。因此,开展寒冷地区抽水蓄能电站冰盖破裂机理分析研究对了解动水条件下冰盖破裂过程和冰害防治具有重要意义。基于弹性薄板理论对抽水蓄能电站充放水时冰盖破裂过程进行分析,运用能量守恒原理将冰盖受力和电站运行方式联系起来,得到弹性状态下电站充水致冰盖破裂时总上举力与充水流量和时间等参数的关系;通过冰材料的极限状态,求得临界总上举力判别式和电站放水致冰盖破裂时的库区冰盖临界厚度表达式。通过上述研究内容,可以更好的了解抽水蓄能电站冬季运行时冰盖的破裂过程及其机理,为库区不同工况下冰盖力学问题研究提供参考,同时在理论分析角度上对电站通过冬期调度来减少库区冰冻害问题具有一定借鉴意义。
李保琦[8]（2020）在《土壤冻融条件下三江平原径流演变规律研究》文中研究表明三江平原属于我国中高纬度寒区,是以中深度季节性冻土为特征的气候变化敏感区和强人类活动区。冻土水文是三江平原水文过程的主体和核心,且季节性冻工作为一种固态水库具有调蓄产汇流的作用。因此,越冬期径流过程与土壤冻融关系十分密切。目前,三江平原的发展正面临资源性缺水的困境,水资源开发利用结构失衡是制约其稳定发展的主要瓶颈。因此,需要科学合理地开发利用地表径流水资源,以便缓解三江平原地下水过度开发的形势。与此同时,寒区水文既有普遍适用的理论,又有显着的流域/区域特征,不同地区的水循环机理各异,三江平原在区域特征和水文特性方面与其它寒区具有显着的差异。因此,深入研究土壤冻融条件下三江平原的径流演变规律,具有重要的理论和现实意义。基于上述背景,本文围绕土壤冻融条件下三江平原径流演变规律及其对气候变化的响应展开研究,首先系统分析了三江平原土壤冻融过程特征及其影响因素;然后深入剖析了径流过程与土壤冻融之间的动态关系,并据此确定了温度变源产流机制;紧接着在此基础上,通过基流参数的全分布式化、LUCC参数的年际时变化和水文参数随冻融过程的年内时变化,改进了水文参数的“均质”和“稳态”现状,构建了面向三江平原的“时变参数”水文模型;最后,以气候模式数据作为水文模型的驱动,评估了未来情景下三江平原土壤冻融和径流过程的演变趋势。主要结论如下:（1）揭示了变化环境下三江平原土壤冻融过程特征及其退化规律,并给出了冻结深度与其关键影响因子负积温之间的定量关系式。本文发现,自20世纪60年代以来,三江平原土壤冻融过程中各特征时间节点均出现了不同程度的退化。与1960s相比,2000s三江平原中深度季节性冻土开始冻结日期延迟了 1～10d,而开始融化日期却提前了 4～12d,融通日期也提前了 3～22d;相应的,冻结期缩短了 3～17d,融化期缩短了 2～14d。此外,三江平原冻土的最大深度呈不断减小趋势,减小速率为0.7cm～28.2cm/10a,最大冻深出现日期提前了 11～26d。本文认为这主要是由负积温的减少所导致,冻结深度与负积温的关系为Zf=3.1426+4.2018*STa1/2。（2）在剖析三江平原径流特征的基础上,解析了冻融期径流与土壤冻融之间的动态关系,并据此给出了三江平原温度变源产流机制与模式。三江平原的径流特征为双汛峰,其中春汛期径流与气温之间存在显着的相关关系,相关系数超过0.88;与之对应,在土壤冻结过程中,径流与气温之间的相关系数大于0.84。三江平原温度变源产流机制为:①不稳定冻结期产流模式,包括短暂的饱和产流Rsat,冻结深度增加后的局部壤中流Rint和地下径流Rg3种;②冬季稳定冻结期产流模式,包括积雪融化时形成临时性或短时间的饱和产流和冻结层以下的地下水补给径流2种;③春季不稳定融化阶段产流模式,饱和产流与壤中流并存;④稳定融化阶段产流模式,包括超渗产流和地下水产流。接着,分析了春汛和夏汛退水的径流组分:①春汛退水过程,包括融雪补给径流、壤中流和冻结层上水补给地表径流以及春汛期间的降水产生径流三个阶段;②夏讯退水过程,包括降水形成的径流和土壤水壤中流出露补给地表水两个阶段。最后,近60年来三江平原径流年际变化呈现出较为明显的递减趋势,土地利用变化的影响占主导地位。（3）通过水文参数的全分布式化和年内时变化,实现了面向三江平原的“时变参数”VIC模型的本地化构建。空间方面,实现了 VIC模型中Dm、Ws和Ds等基流参数的全分布式化,其在三江平原的取值区间分别为9.98～11.51、0.63～0.92和0.50～0.59。时间方面,改进了水文参数在水文尺度上的“稳态”现状,对应土壤冻融过程的不同阶段采用年内“时变参数”动态调参方法,确定了 D2、D3和B三个水文参数的时变过程。开始冻结、稳定冻结、开始融化、稳定融化和非冻融期的D2值分别为0.61、0.91、035、0.33和 0.62,D3值分别为 0.86、0.56、0.87、0.97 和 0.71,B 值分别为 0.41、0.34、0.36、0.42和1.13。校验结果显示Nash效率系数基本在0.73以上,相关系数几乎全部大于0.79,相对偏差、平均绝对误差、均方根误差也在允许范围之内,满足适用性评价指标。（4）在RCP2.6、RCP4.5和RCP8.5三种未来排放情景下,三江平原冻土持续退化,同时,年际径流表现出显着的增加趋势,年内径流趋于均化。三江平原冻土退化具体表现为:3种情景下最大冻结深度变薄、冻结天数减小,变化速率分别为0.34cm/a、0.34cm/a、0.64cm/a和0.28d/a、0.31d/a、0.43d/a。年际径流变化表现为三江平原9个水文站未来不同排放情景下的径流基本表现为增加趋势;径流的年内分配具体表现为在RCP2.6、RCP4.5和RCP8.5情景下春汛分别提前了 5.01d、7.71d和8.49d,洪峰流量分别减少了5%、8%和10%,但是年内总径流量分别增加了 6%、9%和11%。同时,三种情景下,冻结期土壤吸水率分别为42～47%、41～45%和33～37%,融化期土壤释水率分别为5 1～66%、54～64%和 40～61%。
郭林茂[9]（2020）在《青藏高原风火山地区活动层水热状况及冻结层上水动态变化模拟》文中研究指明多年冻土区活动层水热状况及地-气系统间能水交换与植被覆盖变化之间的关系在研究寒区陆面过程和高寒生态系统对气候变化的响应中扮演着重要的角色。青藏高原生态环境脆弱,作为全球气候变化的指示器与放大器,在气候变暖与人类活动双重影响下,高原上多年冻土逐渐融化、植被不断退化等,改变了活动层内部的水热耦合模式,导致区域的水文循环过程发生了变化,如地下水流量、径流产生过程等,同时也改变了地-气系统之间的能水循环模式,而这些变化反过来又会影响多年冻土及活动层内部的水热状况。如何定性、定量的研究植被覆盖变化对活动层水热状况以及地表能水循环的影响成为了寒区陆面过程研究的重点和难点问题。此外,以往的研究在模拟、预测多年冻土分布与变化时,常常忽略地下水流与多年冻土之间的相互作用与影响,仅考虑垂向上的热传导及水分入渗过程,从而影响到多年冻土及活动层内部热状况模拟结果的准确性与可信度。针对上述问题:一、利用SHAW（Simultaneous Heat and Water）模型模拟了青藏高原腹地风火山地区的一处高寒草甸点的土壤温湿度的动态变化过程。土壤温度方面,各深度纳什效率系数在0.89～0.99之间;土壤水分方面,各深度纳什效率系数在0.62～0.78之间,模拟值与实测值较为吻合。基于已验证的模型,通过改变植被输入参数中的叶面积指数（LAI）,保持其它参数不变,模拟了植被冠层变化条件下研究点地表能水交换与活动层内部的水热动态的变化,并量化分析了冠层变化对上述过程的影响。结果表明:（1）在季风活动和冻融过程的影响下,青藏高原多年冻土区地表能量收支具有明显的季节性变化特征。本研究区,净辐射（Rn）、潜热（LE）及感热通量（H）均表现为随LAI的增加而增加,这主要是由于植被和土壤反照率的差异以及植被变化引起的土壤水热性质的变化所致,而地表热通量（G0）则与LAI呈负相关关系,这表明植被的存在将有利于维持下覆多年冻土的热稳定性,从而起到保护多年冻土的作用。（2）当LAI增大100%时,年总蒸散发量（Etotal）与植被蒸腾量（Etrans）分别增加了 10%、22%;当LAI减小100%（裸土）时,Etotat与Etrans分别减少了14%、100%,且Etrans与LAI之间存在一种对数函数关系。然而,年土壤蒸发量（Esoil）和浅层（0.2m,θ0.2）土壤含水率则表现为随LAI的增加而减小,植被冠层通过改变蒸散发过程,与土壤水分之间建立了一种负反馈关系,并且在本研究区,仅当LAI降至当今水平下的50%时,植被冠层才开始显着影响土壤蒸发过程。（3）土壤温湿度模拟结果表明,较好的植被条件有利于维持下覆多年冻土的热稳定性。随着叶面积指数的增大,土壤冰的起始融化时间逐渐提前,融化速率也逐渐增大,这将导致冻结层上水的出现时间提前,进而影响到研究区的径流形成过程。二、利用地下水流和能量传输模型FEFLOW（Finite element subsurface FLOW system）,根据是否考虑侧向地下水流（冻结层上水）,设定有/无地下水流情景,并模拟了两情景下活动层内部地温的年内变化过程,通过对比,分析了冻结层上水对活动层内部热状况的影响以及冻结层上水的年内动态变化特征,并通过设定不同的升温情景,分析了冻结层上水对气候变暖的响应。结果表明:（1）尽管地下水流动过程中对流传热对活动成内部地温的影响较小,但累积的微小影响可以显着的改变活动层内部的冻融动态,特别是对于融化过程,有水流情景模拟的各深度土壤融化时间普遍早于无水流情景,0.2 m处两情景模拟的起始融化时间差为3天,并在1.6 m处达到33天。此外,有水流情景模拟的活动层厚度比无水流情景大0.23 m,并且两情景模拟的活动层厚度的差异随上边界温度的升高而增大,当上边界温度升高3℃后,活动层厚度的差异增至0.37 m。（2）地下水流排泄量也随温度升高呈增大趋势,特别是对于冬季最小流量,其增大幅度为秋季最大流量的1.75倍。升温情境下,冬季最小流量与秋季最大流量增大速率的差异,将导致地下水流的年内变幅的减小,可视为早期多年冻土退化的标志。综上,活动层内部冻融特征以及地下水流对气候变暖的响应,表明多年冻土退化与地下水流之间存在一种正反馈循环。综合活动层内部冻融特征以及地下水流对气候变暖的响应,发现气候变暖背景下,多年冻土退化与地下水流之间存在一种正反馈循环。本研究量化了植被冠层变化对多年冻土区地表和地下水热过程的影响,并探究分析了冻结层上水的对活动层内部热状况的影响及其本身对气候变暖的响应,这将有助于更加全面、精确的预测全球变暖背景下,植被退化对多年冻土区能水交换的影响,以及多年冻土退化与地下水流之间的相互作用与影响。
常启昕[10]（2019）在《高寒山区河道径流水分来源及其季节变化规律 ——以黑河上游葫芦沟流域为例》文中研究指明作为诸多江河的发源地,中、低纬度高寒山区具有非常重要的水源涵养和调节功能,常被称为“水塔”。对于我国西北干旱、半干旱区的内陆河,因中、下游地区降水稀少且蒸发强烈,河道径流的绝大部分都形成于上游高寒山区,上述水文功能显得尤为重要:它决定着输往中、下游地区的水资源量,进而限制着其社会经济发展。因此,了解高寒山区的径流形成机制,对于内陆河流域水资源的科学管理、乃至社会经济可持续发展具有重要的现实意义。与温热地区不同,高寒山区广泛分布冰川、积雪和冻土,固态水及其与液、气态水间的转化在水文循环中起着重要作用,使得径流形成过程更为复杂。在我国青藏高原北部祁连山区,受高山-峡谷地貌的控制,局部高差大,景观垂直分带显着,导致水流驱动力强、下垫面和水文地质条件复杂多变,进一步增大了径流形成过程的复杂性,许多科学问题目前仍有待解答,其中最突出的问题是:在这类以基岩和薄层风化物覆盖为主的高寒山区,地下水对河道径流有多大贡献?它储存在哪些含水层中,受何种机制调控?在此背景下,本论文选取黑河上游葫芦沟流域为研究区,开展了河道径流水分来源、形成过程及其季节性变化的研究。葫芦沟流域是祁连山高寒山区的典型代表,其垂向景观分带明显,具有典型的高山-峡谷型地貌,其山前冲洪积平原第四系孔隙含水层是山区径流汇入黑河的必经通道。首先,基于水文地质资料,按沉积物特征划分出了3类孔隙含水层,即冰川前缘冰碛角砾含水层、夷平面泥质砾石含水层和山前平原冲洪积砂砾石含水层,分别分布于流域内冰川前缘、多年冻土区和季节性冻土区,具有孔隙大、连通性好的特点。其次,基于水文和气象观测数据,识别出了葫芦沟流域不同季节的水分输入方式分别为:季节性积雪融水（冬季11月到明年2月）、暂时性积雪融水（3月下旬到4月下旬）、冰雪融水（510月）、降雨（510月）。在此基础上,确定了本次研究的径流分割方案:在2013年5月9日6月1日（春末）和2013年7月9日9月21日（夏季）,将径流分割为冰雪融水、降雨和地下水三种水源;在2014年3月1日3月31日（春初）,将径流分割为季节性积雪融水和地下水两种水源。分析了各潜在水源（端元）的水化学和稳定同位素特征,发现不同水分来源的水化学类型和同位素特征存在显着的差异,满足同位素混合端元模型的基本假设条件。然后,采用传统同位素端元混合模型（IHS）对春初、春末、夏季三个时段河道径流进行了分割,其计算结果显示:在春初,地下水是河道径流最高的贡献来源,其总贡献比例为91.10±3.09%,季节性融雪水的贡献很小（8.90±3.09%）;在春末,地下水对河道径流贡献最大,其贡献比例为90.85±0.59%,冰雪融水次之（7.26±0.62%）,降雨最小（1.89±0.25%）;在夏季,地下水仍是河道径流最主要的贡献来源,其贡献比例为62.55±0.74%,而冰雪融水（24.34±3.01%）和降雨（13.11±2.36%）也是不可忽视的来源。同时,与采用贝叶斯三元混合模型（BMC）径流分割结果进行了对照,显示在春末和夏季,地下水对河道径流的贡献比例分别为73.50±3.67%和85.72±0.60%。虽然两种方法计算各水源的贡献比例有明显差异,但两种结果均说明地下水在不同季节对河道径流的贡献是最高的。基于IHS和BMC计算冰雪融水的贡献率和贡献量,分析了其季节性变化特征,发现冰雪融水对河道径流的贡献比例与冰川前缘处的气温之间存在明显的正相关关系,与日降水事件没有明显的响应关系;流域内冰川覆盖率约7.75%,但冰雪融水对河道径流提供了相当可观的水量（IHS:1.13×106 m3,BMC:3.53×105m3）。其主要原因:冰川排水管道系统较浅,存储以中期-短期存储为主,冻岩区冰碛角砾孔隙含水层有极强的导水能力,缩短了冰雪融水的运移时间,极大地促进了冰雪融水对河道径流的贡献。基于IHS和BMC计算降雨的贡献率和贡献量,分析了其季节性变化特征,发现降雨对河道径流的贡献率和贡献量变化与日降雨事件存在明显的响应关系,很大程度上归因于流域内基岩裸露面积和多年冻土的分布较大。流域内基岩裸露区的面积占整个高山区80%左右,具有较小的渗透性和存储容量,极大地促进了降雨对河道径流的贡献以及径流对降雨事件的快速响应过程。多年冻土具有隔水层的作用,春末期间冻土层上水的水位接近地表或甚至超过地表,夏季期间冻土层上水的水位接近地表,促使降雨在春季末期以超蓄坡面流形式和在夏季多以超渗坡面流的形式快速进入河道径流,增大了降雨对河道径流的贡献。基于径流分割计算结果,对地下水贡献率和贡献量的季节变化特征的分析,与河流中反应示踪剂沿流程的变化规律相结合,揭示了三种孔隙含水层的调节功能,即:（1）位于冰川前缘冰碛角砾孔隙含水层在暖季有很强的导水能力,冰雪融水、降水和坡面流进入该含水层,迅速流入附近河道和位于低处的含水层中;在冷季,该含水层处于疏干状态。（2）在多年冻土区,夷平面泥质砾石孔隙含水层在暖季有着很强的导水能力,在冷季因为活动层冻结导致导水能力变得极差,表现出隔水层或弱透水层性质;冻土层下含水层在暖季和冷季其导水能力一般,因该含水层厚度限制,其储水能力也一般。（3）山前平原冲洪积砂砾石孔隙含水层在暖季表现出较强的导水能力和储水能力,而在冷季,山前平原地下水是流域出口水分唯一来源,在维持河道基流上发挥着重要的作用。最后,对上述研究成果进行了归纳,提出了“山区+山前平原”组合的产、汇流过程的概念模型为:基岩山区和多年冻土区是主要的产流区,山前平原季节性冻土区是主要的汇流区。冰雪融水和降水在冰川前缘冰碛垅岗内侧急剧渗漏,迅速转化为第四系松散岩类冻结层孔隙水,其中一部分水流穿过冰碛物后以下降泉形式排出,成为河流的源头,而另一部分水流会补给位于低处的夷平面泥质砾石孔隙含水层,成为冻土层上孔隙水。在多年冻土区,降水和冻土融水部分入渗转化为冻土层上孔隙水,向下部汇集时,在坡脚受弱透水层和冻土层阻隔溢出地表,以坡面流的形式进入河道径流。河水在流入山前平原时,通过河床下带状融区渗漏或侧向补给的形式转化为地下水,在山前平原末端出露,再次补给河流。论文的创新之处:（1）在青藏高原北部高山-峡谷型地貌的代表区——祁连山区,分布多年冻土、季节性冻土,水流路径复杂。本研究识别了沿冰川前缘-多年冻土区-季节性冻土区分布的3类典型孔隙含水层,系统总结了它们在径流形成中的调节功能,分析了其调节功能随年内冻-融循环而发生的转变机制,构建了典型高山-峡谷型流域河道径流形成的概念模型。（2）在贝叶斯蒙特卡罗估算方法的应用中,以往的研究通常缺乏冰雪融水动态监测数据,冰雪融水描述为静态变量,分割结果无法反映冰雪融水对河道径流贡献的动态特征。本研究在该方法的基础上考虑冰雪融水的动态输入,从机理上而言更为科学合理,从计算结果而言更为准确。
二、寒区河流冬季冻结水量估算方法（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、寒区河流冬季冻结水量估算方法（论文提纲范文）
（1）基于遥感与数值模型的冻土监测与模拟方法体系研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 全球变化与冻土变化研究现状 |
| 1.2.2 冻土遥感监测研究现状 |
| 1.2.3 冻土水热传输过程与数值模拟研究现状 |
| 1.3 现有研究的趋势与不足 |
| 第2章 科学问题与研究内容 |
| 2.1 科学问题 |
| 2.2 研究思路 |
| 2.3 研究内容 |
| 2.4 研究区概况 |
| 2.5 数据来源 |
| 2.5.1 被动微波遥感数据 |
| 2.5.2 MODIS遥感数据产品 |
| 2.5.3 土壤温湿度监测数据 |
| 2.5.4 气象观测数据 |
| 2.5.5 下垫面参数数据 |
| 2.5.6 多年冻土区划图 |
| 第3章 基于被动微波遥感的地表冻融状态判别研究 |
| 3.1 研究背景 |
| 3.2 地表冻融状态判别方法 |
| 3.2.1 原始DIA算法及其不足之处 |
| 3.2.2 土壤水分特征指标(LVSM)提取 |
| 3.2.3 利用LVSM指标对DIA算法的改进 |
| 3.3 改进DIA算法的判别结果及精度验证 |
| 3.4 改进的DIA算法在东北地区的应用 |
| 3.4.1 东北地区地表土壤冻融状态判别结果 |
| 3.4.2 地表土壤冻融循环对气候变化的响应 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 多年冻土空间分布遥感反演与分类研究 |
| 4.1 研究背景 |
| 4.2 多年冻土空间分布遥感监测与分类方法 |
| 4.2.1 冻结指数方法及其适用性改进 |
| 4.2.2 多年冻土热学稳定性分区方法 |
| 4.3 东北地区多年冻土识别与分类结果 |
| 4.3.1 东北地区多年冻土识别结果 |
| 4.3.2 东北地区多年冻土分类结果 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 基于频谱分析的冻土指标空间降尺度研究 |
| 5.1 研究背景 |
| 5.2 基于频谱分析的空间降尺度研究方法 |
| 5.2.1 基于频谱分析的空间降尺度方法 |
| 5.2.2 用于获取高分辨率相位的GWR方法 |
| 5.3 基于频谱分析的空间降尺度结果与分析 |
| 5.3.1 用于频谱分析的地表土壤冻融信息 |
| 5.3.2 冻结天数指标的频率域特征 |
| 5.3.3 频谱降尺度结果与讨论 |
| 5.4 本章小结 |
| 第6章 分布式冻土水热传输过程数值模型研发 |
| 6.1 冻土水热传输过程与水热耦合原理 |
| 6.2 冻土水热过程数值模型的建立 |
| 6.2.1 冻土系统的大气边界条件 |
| 6.2.2 冻土系统的能量传递理论 |
| 6.2.3 冻土系统的水分迁移理论 |
| 6.3 FFIMS模型的求解 |
| 6.3.1 模型结构框架与运行流程 |
| 6.3.2 模型参数配置与输入输出 |
| 6.4 FFIMS模型在研究区的应用 |
| 6.4.1 FFIMS模型的应用示范区概况 |
| 6.4.2 模型输入数据与预处理 |
| 6.4.3 冻土水热过程数值模型模拟结果 |
| 6.5 本章小结 |
| 第7章 融合遥感监测信息的冻土水热过程模拟研究 |
| 7.1 冻土遥感监测信息与FFIMS模型的融合 |
| 7.1.1 DIA算法与FFIMS模型的融合方法 |
| 7.1.2 模拟结果与对比验证 |
| 7.2 融合遥感监测信息的FFIMS模型在东北地区的模拟与验证 |
| 7.2.1 地表温度模拟精度验证 |
| 7.2.2 积雪模拟精度验证 |
| 7.2.3 实际蒸散发模拟精度验证 |
| 7.3 气候变化背景下东北地区冻土变化响应分析 |
| 7.3.1 冻土水热参量时空演变特征分析方法 |
| 7.3.2 冻土水热参量时空演变特征分析结果 |
| 7.4 本章小结 |
| 第8章 FFIMS模型在流域水文过程模拟中的应用研究 |
| 8.1 空间分布式流域水文过程模型——ESSI-3 模型 |
| 8.1.1 ESSI-3 模型的发展历程 |
| 8.1.2 ESSI-3 模型水文过程的参数化方法 |
| 8.2 FFIMS模型与ESSI-3 模型的耦合方案 |
| 8.2.1 冻土水文过程原理 |
| 8.2.2 冻土水热过程与ESSI-3 模型的耦合方案 |
| 8.3 耦合冻土过程的流域水文过程模拟研究 |
| 8.3.1 ESSI-3 模型输入数据预处理 |
| 8.3.2 ESSI-3 模型率定与验证 |
| 8.3.3 耦合冻土过程的流域水文过程模拟 |
| 8.4 本章小结 |
| 第9章 结论与展望 |
| 9.1 主要研究结论 |
| 9.2 主要创新点 |
| 9.3 进一步研究展望 |
| 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 |
（2）大兴安岭多年冻土区不同林型土壤主要温室气体通量特征及气候变化的响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景与研究意义 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 多年冻土研究概况 |
| 1.2.2 土壤CO_2通量 |
| 1.2.3 土壤CH_4通量 |
| 1.2.4 土壤N_2O通量 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究内容与方法 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 拟解决的科学问题和创新点 |
| 1.4.1 拟解决的科学问题 |
| 1.4.2 本文的特色与创新之处 |
| 第2章 研究区概况与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地形与水文 |
| 2.1.3 气候特征 |
| 2.1.4 土壤状况 |
| 2.1.5 植被类型 |
| 2.2 样地选取与设置 |
| 2.2.1 样地选取 |
| 2.2.2 样地设置 |
| 2.3 气体样品观测 |
| 2.3.1 静态箱的设置 |
| 2.3.2 气体样品的采集与分析 |
| 2.3.3 计算方法 |
| 2.4 土壤样品的采集与测试 |
| 2.4.1 土壤样品采集 |
| 2.4.2 土壤样品测定 |
| 2.5 数据处理与分析 |
| 第3章 多年冻土典型森林土壤温室气体通量动态特征 |
| 3.1 材料与方法 |
| 3.2 观测期环境要素动态 |
| 3.2.1 气象要素动态变化 |
| 3.2.2 多年冻土土壤温度动态 |
| 3.3 多年冻土不同林型土壤温室气体通量 |
| 3.3.1 多年冻土土壤CO_2通量变化规律 |
| 3.3.2 多年冻土土壤CH_4通量变化规律 |
| 3.3.3 多年冻土土壤N_2O通量变化规律 |
| 3.4 多年冻土不同林型土壤温室气体与水热因子的关系 |
| 3.4.1 多年冻土土壤CO_2通量与水热因子的关系 |
| 3.4.2 多年冻土土壤CH_4通量与水热因子的关系 |
| 3.4.3 多年冻土土壤N_2O通量与水热因子的关系 |
| 3.5 讨论 |
| 3.5.1 多年冻土不同林型土壤CO_2通量特征及影响因素 |
| 3.5.2 多年冻土不同林型土壤CH_4通量特征及影响因素 |
| 3.5.3 多年冻土不同林型土壤N_2O通量特征及影响因素 |
| 3.5.4 研究区多年冻土森林生态系统碳源/汇 |
| 3.6 本章小结 |
| 第4章 林下地被物和积雪对多年冻土土壤温室气体通量影响 |
| 4.1 材料与方法 |
| 4.1.1 样地选取与设置 |
| 4.1.2 样品的采集与处理 |
| 4.2 环境要素动态 |
| 4.2.1 多年冻土土壤温度动态变化 |
| 4.2.2 多年冻土土壤含水量动态变化 |
| 4.2.3 多年冻土土壤理化指标动态 |
| 4.3 不同处理下多年冻土土壤温室气体通量 |
| 4.3.1 多年冻土土壤CO_2通量变化规律 |
| 4.3.2 多年冻土土壤CH_4通量变化规律 |
| 4.3.3 多年冻土土壤N_2O通量变化规律 |
| 4.4 不同处理下多年冻土土壤温室气体通量与环境因子的关系 |
| 4.4.1 多年冻土土壤CO_2通量与环境因子的关系 |
| 4.4.2 多年冻土土壤CH_4通量与环境因子的关系 |
| 4.4.3 多年冻土土壤N_2O通量与环境因子的关系 |
| 4.5 讨论 |
| 4.5.1 林下地被物和积雪对多年冻土土壤CO_2通量的影响 |
| 4.5.2 林下地被物和积雪对多年冻土土壤CH_4通量的影响 |
| 4.5.3 林下地被物和积雪对多年冻土土壤N_2O通量的影响 |
| 4.6 本章小结 |
| 第5章 多年冻土土壤温室气体通量及微生物机制研究 |
| 5.1 材料与方法 |
| 5.1.1 样品采集与处理 |
| 5.1.2 样品培养与测试 |
| 5.1.3 气体通量计算 |
| 5.1.4 土壤微生物测定分析 |
| 5.2 多年冻土土壤温室气体通量对水热变化的响应 |
| 5.2.1 多年冻土土壤CO_2通量特征 |
| 5.2.2 多年冻土土壤CH_4通量特征 |
| 5.2.3 多年冻土土壤N_2O通量特征 |
| 5.3 多年冻土土壤微生物对水热变化的响应 |
| 5.3.1 多年冻土土壤微生物群落结构 |
| 5.3.2 多年冻土土壤微生物群落多样性 |
| 5.3.3 土壤环境因子对微生物群落的影响 |
| 5.4 多年冻土土壤微生物与土壤温室气体通量的关系 |
| 5.5 讨论 |
| 5.5.1 水热因子对多年冻土土壤温室气体通量的影响 |
| 5.5.2 水热因子对土壤微生物群落的影响 |
| 5.5.3 多年冻土土壤微生物对土壤温室气体通量的影响 |
| 5.6 本章小结 |
| 第6章 多年冻土土壤温室气体累计通量及全球增温潜势 |
| 6.1 材料与方法 |
| 6.2 多年冻土土壤温室气体累计通量 |
| 6.2.1 多年冻土不同森林类型土壤温室气体累计通量 |
| 6.2.2 地被物和积雪处理下多年冻土土壤温室气体累计通量 |
| 6.2.3 多年冻土不同土层土壤温室气体累计通量 |
| 6.3 多年冻土土壤温室气体全球增温潜势 |
| 6.3.1 多年冻土不同森林类型土壤温室气体全球增温潜势 |
| 6.3.2 地被物和积雪处理下多年冻土土壤温室气体全球增温潜势 |
| 6.3.3 多年冻土不同土层土壤温室气体全球增温潜势 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 多年冻土土壤温室气体源/汇分析 |
| 6.4.2 多年冻土土壤温室气体对气候变化的影响 |
| 6.5 本章小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 展望 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间所发表的学术论文 |
| 致谢 |
（3）基于多源SAR数据青藏高原冻土冻融过程及时空分布研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 InSAR技术的研究现状 |
| 1.2.2 青藏高原冻土形变监测研究现状 |
| 1.2.3 青藏高原交通工程沿线形变监测研究现状 |
| 1.2.4 青藏高原冻土活动层厚度反演研究现状 |
| 1.2.5 青藏高原冻土分布研究现状 |
| 1.2.6 有待研究的问题 |
| 1.3 论文的研究内容与章节安排 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 章节安排 |
| 第2章 青藏高原形变和活动层厚度反演InSAR方法研究 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 青藏高原冻土冻融过程形变反演InSAR技术 |
| 2.2.1 永久散射体技术 |
| 2.2.2 分布式散射体技术 |
| 2.3 青藏高原冻土InSAR形变模型 |
| 2.4 基于InSAR技术的活动层厚度反演方法 |
| 2.4.1 基于季节性形变量活动层厚度反演方法 |
| 2.4.2 基于热传导定律的活动层厚度反演 |
| 2.4.3 基于MT-InSAR形变和多维土壤水分分布的活动层厚度反演 |
| 2.5 本章小结 |
| 第3章 基于超算平台PFDS-CSInSAR技术青藏高原形变反演 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 PFDS-CSInSAR技术 |
| 3.2.1 Sentinel-1 数据预处理和干涉流程 |
| 3.2.2 CSI处理 |
| 3.2.3 DSI处理 |
| 3.2.4 DSI并行策略 |
| 3.2.5 时序InSAR流程 |
| 3.2.6 多轨InSAR形变结果拼接 |
| 3.3 青藏高原介绍 |
| 3.4 实验数据集 |
| 3.5 实验结果及分析 |
| 3.5.1 DSI处理结果 |
| 3.5.2 青藏高原形变速率结果图 |
| 3.5.3 青藏高原形变速率成因分析 |
| 3.5.4 并行DSI处理效率分析 |
| 3.6 实验结果对比与验证 |
| 3.6.1 PFDS-CSIn SAR与 CSIn SAR结果对比 |
| 3.6.2 部分区域验证 |
| 3.7 本章小结 |
| 第4章 青藏铁路沿线冻土冻融过程形变监测及冻土分类 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 基于季节性形变模型自适应分布式散射体技术 |
| 4.2.1 青藏高原自适应分布式散射体技术 |
| 4.2.2 基于季节性形变模型的时序解算部分 |
| 4.3 基于季节性形变模型时序形变结果冻土分类方法 |
| 4.4 研究区和数据集介绍 |
| 4.5 实验结果与分析 |
| 4.5.1 青藏铁路沿线自适应分布式散射体技术结果与分析 |
| 4.5.2 Sentinel-1 数据青藏铁路沿线季节性形变结果 |
| 4.5.3 青藏铁路沿线季节性形变结果区域性分析 |
| 4.5.4 青藏铁路沿线冻土分类制图结果与分析 |
| 4.6 青藏铁路沿线结果对比与验证 |
| 4.6.1 青藏铁路沿线形变结果与NSBAS技术对比 |
| 4.6.2 青藏铁路沿线水准数据验证 |
| 4.6.3 青藏铁路沿线冻土分类结果野外采样点验证 |
| 4.7 本章小结 |
| 第5章 多源SAR数据冻土冻融过程及活动层厚度时空分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 NSBAS 技术和活动层厚度反演模型 |
| 5.2.1 NSBAS技术 |
| 5.2.2 基于NSBAS技术季节性形变活动层厚度反演模型 |
| 5.3 研究区和实验数据介绍 |
| 5.3.1 研究区 |
| 5.3.2 数据源 |
| 5.4 实验结果与分析 |
| 5.4.1 多源SAR数据形变参数估计结果与时空分析 |
| 5.4.2 北麓河地区形变结果分析 |
| 5.4.3 北麓河地区活动层厚度结果与分析 |
| 5.5 本章小结 |
| 第6章 总结与展望 |
| 6.1 总结 |
| 6.1.1 主要研究结论 |
| 6.1.2 主要创新点 |
| 6.2 存在问题与展望 |
| 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 |
（4）大兴安岭北部兴安落叶松林雪水文过程研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究的目的和意义 |
| 1.3 国内外研究动态 |
| 1.3.1 雪水文过程特征研究进展 |
| 1.3.2 截留雪特征研究进展 |
| 1.3.3 积雪变化研究进展 |
| 1.3.4 雪蒸发特征研究进展 |
| 1.3.5 融雪水入渗研究进展 |
| 1.3.6 融雪径流研究进展 |
| 1.3.7 积雪化学特征研究进展 |
| 1.4 拟解决的科学问题 |
| 1.5 技术路线 |
| 2 研究区概况与实验方案设计 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 地质、地貌 |
| 2.3 土壤特征 |
| 2.4 气候特征 |
| 2.5 水文特征 |
| 2.6 植被特征 |
| 2.7 观测内容与实验方法 |
| 2.7.1 实验样地设置 |
| 2.7.2 气象数据观测 |
| 2.7.3 大气降雪观测 |
| 2.7.4 林内降雪的观测 |
| 2.7.5 降雪截留的测定 |
| 2.7.6 降雪截留模型 |
| 2.7.7 积雪特征观测方法 |
| 2.7.8 风吹雪 |
| 2.7.9 雪蒸发量观测方法 |
| 2.7.10 能量平衡闭合度测定 |
| 2.7.11 雪蒸发能量关系测定 |
| 2.7.12 涡度相关法 |
| 2.7.13 彭曼联合法 |
| 2.7.14 表面温度技术法 |
| 2.7.15 融雪水入渗观测法 |
| 2.7.16 土壤能量变化理论 |
| 2.7.17 融雪水入渗量和土壤热变化关系计算方法 |
| 2.7.18 融雪径流观测方法 |
| 2.7.19 雪化学测定方法 |
| 3 兴安落叶松林截雪特征研究 |
| 3.1 林冠截留特征 |
| 3.1.1 不同降雪量级截留雪变化特征 |
| 3.1.2 不同郁闭度截留雪变化特征 |
| 3.1.3 林下雪密度和雪水当量变化特征 |
| 3.1.4 降雪截留模型验证 |
| 3.2 讨论 |
| 3.3 本章小结 |
| 4 兴安落叶松林积雪变化特征 |
| 4.1 积雪期环境因子特征 |
| 4.1.1 雪面能量变化过程 |
| 4.2 积雪变化过程 |
| 4.2.1 雪密度变化过程 |
| 4.2.2 风吹雪对积雪变化过程的影响 |
| 4.3 讨论 |
| 4.4 本章小结 |
| 5 兴安落叶松林雪蒸发特征 |
| 5.1 雪蒸发过程环境因子特征 |
| 5.1.1 能量平衡变化特征 |
| 5.1.2 大气温度和土壤温度特征 |
| 5.2 截雪蒸发特征 |
| 5.3 风吹雪事件发生的概率及对雪面蒸发的影响 |
| 5.4 气象因子对雪蒸发速率的影响 |
| 5.4.1 降雪对雪蒸发速率影响 |
| 5.4.2 新雪对雪蒸发速率能量熵值变化影响 |
| 5.5 融雪期不同雪蒸发测定方法与实测值之间的比较 |
| 5.5.1 表面温度技术法 |
| 5.5.2 彭曼联合法 |
| 5.5.3 彭曼联合法的改进和性能评估 |
| 5.6 雪蒸发占全年蒸发量比重 |
| 5.6.1 夏秋季环境因子分析 |
| 5.6.2 兴安落叶松林蒸发总量 |
| 5.7 讨论 |
| 5.7.1 影响雪蒸发的主要因素 |
| 5.7.2 兴安落叶松林对雪蒸发特征的影响 |
| 5.7.3 雪蒸发方法的评估 |
| 5.8 本章小结 |
| 6 兴安落叶松林融雪水入渗特征 |
| 6.1 融曾水入渗量 |
| 6.1.1 融雪入渗特征 |
| 6.2 融雪水入渗量,雷水当量,气温和土壤温度之间的关系 |
| 6.2.1 融雪水和环境因子之间关系 |
| 6.3 融雪水入渗能量变化 |
| 6.3.1 融雪水与土壤能量交换特征 |
| 6.3.2 积雪能量收支平衡特征 |
| 6.3.3 土壤深度对能量变化的影响 |
| 6.3.4 融雪水入渗影响因子识别 |
| 6.4 土壤融雪水入渗能量变化特征 |
| 6.4.1 融雪期土壤温度复杂性特征 |
| 6.4.2 融雪水入渗影响因子回归方程构建 |
| 6.5 讨论 |
| 6.6 本章小结 |
| 7 兴安落叶松林融雪径流特征 |
| 7.1 兴安落叶松林融雪径流特征 |
| 7.1.1 融雪径流量月变化特征 |
| 7.1.2 融雪径流量日变化特征 |
| 7.2 讨论 |
| 7.2.1 环境因子对融雪径流的影响 |
| 7.2.2 森林对融雪径流量的影响 |
| 7.3 本章小结 |
| 8 兴安落叶松林雪化学特征 |
| 8.1 兴安落叶松林大气降雪化学特征 |
| 8.2 积雪化学特征 |
| 8.2.1 不同雪层中积雪离子浓度变化 |
| 8.3 融雪径流化学特征 |
| 8.4 讨论 |
| 8.5 本章小结 |
| 9 结论、存在的问题与展望 |
| 9.1 结论 |
| 9.2 存在的问题 |
| 9.3 展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 攻读学位期间发表的学术论文 |
| 致谢 |
| 博士学位论文修改情况确认表 |
（5）高原冻土退化条件下区域地下水循环演化机制研究 ——以大通河源区为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.3 研究内容与关键科学问题 |
| 1.4 研究方法与技术路线 |
| 1.5 支撑课题 |
| 1.6 创新点 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 自然地理 |
| 2.2 区域构造及地质条件 |
| 2.3 冻土分布特征 |
| 2.4 区域水文地质条件 |
| 第三章 典型高原多年冻土退化过程及变化特征 |
| 3.1 研究方案 |
| 3.2 气温及人类活动变化特征 |
| 3.3 冻土及融区面积变化 |
| 3.4 冻土上下限及各类型冻土分布边界变化 |
| 3.5 冻土地温变化及退化阶段划分 |
| 3.6 冻土退化过程微结构特征 |
| 3.7 本章小结 |
| 第四章 冻土退化条件下渗流性能与微结构演变规律及定量关系 |
| 4.1 研究方案与试验原理 |
| 4.2 基于CT特征值的冻土退化条件下微结构特征 |
| 4.3 基于压汞实验的冻土退化条件下孔隙分布规律 |
| 4.4 冻土退化条件下渗透性能的变化特征 |
| 4.5 冻土退化条件下微结构、温度与渗流参数的定量关系方程 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 冻土退化条件下区域地下水补径排要素响应规律 |
| 5.1 研究方案 |
| 5.2 区域水文地质结构变化 |
| 5.3 地下水主要补给源 |
| 5.4 地下水主要排泄项-泉流量变化 |
| 5.5 地表水径流量趋势分析 |
| 5.6 区域地下水资源量均衡计算 |
| 5.7 本章小结 |
| 第六章 冻土退化条件下地下水水化学及环境同位素特征 |
| 6.1 研究方案、样品采集和测试方法 |
| 6.2 冻结层上水水化学特征 |
| 6.3 冻结层下水水化学特征 |
| 6.4 构造融区、河谷融区水化学特征 |
| 6.5 地下水形成起源的水化学识别 |
| 6.6 热泉及冻结层下水循环深度 |
| 6.7 冻结层上水氘氧环境同位素特征 |
| 6.8 本章小结 |
| 第七章 冻土退化条件下区域地下水循环特征的新型同位素识别 |
| 7.1 研究方案与分析原理 |
| 7.2 地下水硫同位素特征 |
| 7.3 地下水锶同位素特征 |
| 7.4 地下水硼同位素特征 |
| 7.5 地下水铀同位素特征 |
| 7.6 地下水年龄及更新性 |
| 7.7 基于新型同位素的多元水转化关系分析 |
| 7.8 本章小结 |
| 第八章 冻土退化条件下区域地下水循环模式及演化机制 |
| 8.1 连续冻土分布区地下水循环模式 |
| 8.2 片状(岛状)冻土分布区地下水循环模式 |
| 8.3 季节冻土区地下水循环模式 |
| 8.4 大通河源区地下水循环模式演变过程 |
| 8.5 冻土退化条件下区域地下水循环演化机制 |
| 8.6 本章小结 |
| 第九章 冻土退化条件下区域地下水循环演化多场耦合模拟预测 |
| 9.1 COMSOL MULTI-PHYSICS及其控制方程 |
| 9.2 二维水文地质模拟剖面的概念模型与边界条件 |
| 9.3 温度场模拟预测 |
| 9.4 饱和度变化特征 |
| 9.5 含水层结构变化 |
| 9.6 模型的验证 |
| 9.7 地下水循环模式的演变模拟预测 |
| 9.8 地下水排泄量变化规律 |
| 9.9 本章小结 |
| 结论与建议 |
| 结论 |
| 建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
| 主持的项目 |
| 第一作者发表的文章 |
（6）青藏高原冰川冻土变化及其生态与水文效应研究 ——以黄河源、雅鲁藏布江流域和冻土退化带为典型区（论文提纲范文）
| 摘要 abstract 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究进展及存在的问题 |
| 1.2.1 冰川冻土变化 |
| 1.2.2 冻土的水文效应 |
| 1.2.3 冻土的生态效应 |
| 1.2.4 冰川的水文水资源作用 |
| 1.3 拟解决的科学问题及创新点 |
| 1.3.1 科学问题 |
| 1.3.2 创新点 |
| 1.4 研究内容和技术路线 第二章 研究区概况 |
| 2.1 青藏高原 |
| 2.2 冻土水文典型区:黄河源流域 |
| 2.3 冰川水文典型区:雅鲁藏布江流域 |
| 2.4 冻土生态典型区:冻土退化带 第三章 冰川冻土变化的气候驱动数据集成 |
| 3.1 地表温度和气温及其正负积温 |
| 3.2 多尺度降水数据的融合 |
| 3.3 蒸发量多源数据对比校正 |
| 3.3.1 数据 |
| 3.3.2 校正方法 |
| 3.3.3 校正结果 第四章 近50年来冰川冻土变化的模型解译 |
| 4.1 冰川冻土退化模式及模型 |
| 4.1.1 冻土退化模式及模型 |
| 4.1.2 冰川退化模式及模型 |
| 4.2 青藏高原冻土退化带精细划分 |
| 4.3 多年冻土融化夹层计算模型比选 |
| 4.3.1 模型介绍 |
| 4.3.2 结果对比 |
| 4.3.3 融化夹层分布及厚度变化 |
| 4.4 基于遥感和模型的冰川退化量估算 |
| 4.4.1 冰川厚度 |
| 4.4.2 冰川变化和消失年 |
| 4.5 小结 第五章 典型区冰川冻土变化的水文效应 |
| 5.1 多年冻土融化影响径流的机理分析 |
| 5.2 黄河源径流变化及其与冻土融化夹层关系 |
| 5.2.1 径流变化规律 |
| 5.2.2 基流分割及其变化 |
| 5.2.3 融化夹层和活动层变化的水文控制作用 |
| 5.3 考虑冰川的分布式水文模型 |
| 5.3.1 SPHY模型 |
| 5.3.2 模型建立与校正 |
| 5.3.3 模型结果与分析 |
| 5.4 冰川变化对雅鲁藏布江流域水储量变化的贡献 |
| 5.4.1 评估方法 |
| 5.4.2 评估数据介绍 |
| 5.4.3 结果与分析 |
| 5.5 小结 第六章 基于植被指数的冻土变化生态效应评估 |
| 6.1 方法与数据概述 |
| 6.1.1 数据 |
| 6.1.2 方法 |
| 6.2 植被指数与影响因子的相关关系 |
| 6.3 不同因子对不同时期植被指数变化的作用识别 |
| 6.4 小结 第七章 结论与建议 参考文献 致谢 附录 |
（7）寒冷地区抽水蓄能电站冰盖破裂机理分析研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 抽水蓄能电站冬季运行特点 |
| 1.3 国内外研究现状 |
| 1.3.1 国内水库冰盖问题研究进展 |
| 1.3.2 国外水库冰盖问题研究进展 |
| 1.4 本文主要研究工作 |
| 第二章 抽水蓄能电站库区冰盖特征及危害 |
| 2.1 抽水蓄能电站库区冰盖性质 |
| 2.2 抽水蓄能电站库区冰盖形态及影响 |
| 2.3 抽水蓄能电站库区静冰荷载分析 |
| 2.3.1 静冰荷载危害 |
| 2.3.2 静冰荷载测定 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 抽水蓄能电站库区冰盖弹性弯曲分析 |
| 3.1 弹性力学理论 |
| 3.1.1 冰盖弹性理论的运用 |
| 3.1.2 冰盖的应力状态 |
| 3.2 冰盖的薄板弯曲分析 |
| 3.2.1 薄板的小挠度弯曲 |
| 3.2.2 冰盖小挠度弯曲假设 |
| 3.2.3 冰盖小挠度弯曲基本方程和内力 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 抽水蓄能电站冰盖破裂机理 |
| 4.1 抽水蓄能电站库区冰盖破裂演变机理 |
| 4.2 库水位上升时冰盖破裂力学分析 |
| 4.2.1 矩形边界冰盖内力分析 |
| 4.2.2 椭圆形边界冰盖内力分析 |
| 4.3 库水位上升时冰盖下总上举力表达式 |
| 4.4 库水位上升致冰盖破裂时临界总上举力判别式 |
| 4.5 库水位下降致冰盖破裂时冰盖临界厚度 |
| 4.6 抽水蓄能电站库区冰盖厚度计算 |
| 4.7 本章小结 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 展望 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间的学术活动及成果情况 |
（8）土壤冻融条件下三江平原径流演变规律研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景、目的和意义 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外相关研究进展 |
| 1.2.1 土壤冻融条件下径流演变研究 |
| 1.2.2 寒区水文模型研究 |
| 1.2.3 环境变化对寒区径流的影响研究 |
| 1.3 存在的问题 |
| 1.4 主要研究内容与技术路线 |
| 1.4.1 主要研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 本章小结 |
| 第二章 三江平原土壤冻融过程特征及其影响因素分析 |
| 2.1 三江平原冻土类型 |
| 2.2 三江平原土壤冻融过程及特点 |
| 2.2.1 三江平原冻融过程及其特征 |
| 2.2.2 冻融过程中土壤的温度场分布 |
| 2.2.3 最大冻土深度分析 |
| 2.2.4 三江平原冻土退化分析 |
| 2.3 最大冻土深度的影响因素分析 |
| 2.3.1 负积温与多年平均气温的关系 |
| 2.3.2 冻结深度与负积温的关系 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 三江平原径流过程与土壤冻融循环 |
| 3.1 三江平原降水径流的基本特征 |
| 3.2 径流与土壤冻融过程的动态关系 |
| 3.2.1 径流与土壤融化及冻结过程的关系 |
| 3.2.2 夏季径流过程及其影响因素 |
| 3.3 温度变源产流机制与模式 |
| 3.3.1 土壤冻融产流过程分析 |
| 3.3.2 温度变源产流的研究方法 |
| 3.3.3 三江平原温度变源模式的确定 |
| 3.3.4 土壤冻融期的水分固融率 |
| 3.4 基于退水过程曲线的径流组分分析 |
| 3.4.1 三江平原春汛退水组分分析 |
| 3.4.2 三江平原夏汛退水过程组分分析 |
| 3.5 近60年来三江平原径流变化及其成因分析 |
| 3.5.1 三江平原径流量的年际变化趋势 |
| 3.5.2 径流特征参数分析 |
| 3.5.3 三江平原径流变化的成因分析 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 面向三江平原的“时变参数”水文模型的本地化构建 |
| 4.1 VIC模型的选择 |
| 4.2 模型原理和结构 |
| 4.2.1 模型原理 |
| 4.2.2 模型结构 |
| 4.3 面向三江平原的“时变参数”VIC模型的本地化构建 |
| 4.3.1 DEM数据及气象数据 |
| 4.3.2 植被参数 |
| 4.3.3 土壤参数 |
| 4.3.4 水文参数 |
| 4.4 三江平原水循环过程系统校验 |
| 4.4.1 校验准则 |
| 4.4.2 模型校验 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 环境变化背景下三江平原径流演变趋势 |
| 5.1 气候模式结果的评价和确定 |
| 5.1.1 气候模式和气候情景介绍 |
| 5.1.2 气候模式评价结果 |
| 5.2 未来情景下三江平原气温和降水演变趋势 |
| 5.2.1 三江平原气温演变趋势 |
| 5.2.2 三江平原降水演变趋势 |
| 5.3 未来情景下三江平原冻土演变趋势 |
| 5.3.1 冻土退化预估 |
| 5.3.2 最大冻土深度预测 |
| 5.4 未来情景下三江平原径流演变趋势 |
| 5.4.1 径流演变趋势 |
| 5.4.2 未来三江平原径流特征参数分析 |
| 5.4.3 未来冻融期水分固融率 |
| 5.5 未来情景下三江平原管理适应性对策 |
| 5.5.1 深化土壤冻融—径流演变机理认知 |
| 5.5.2 优化水资源开发利用结构 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 研究不足与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间发表论文 |
| 攻读博士学位期间申请专利 |
| 攻读博士学位期间参加项目 |
| 攻读博士学位期间获得奖励 |
| 致谢 |
（9）青藏高原风火山地区活动层水热状况及冻结层上水动态变化模拟（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 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 地-气系统能水交换 |
| 1.2.2 冻结层上水 |
| 1.3 拟解决的科学问题及创新点 |
| 1.3.1 拟解决的科学问题 |
| 1.3.2 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 研究区概况与数据收集 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 气候 |
| 2.1.2 地质、地貌、年内径流过程 |
| 2.1.3 植被、土壤、多年冻土 |
| 2.2 数据收集 |
| 第三章 植被冠层变化对多年冻土区地表能水交换的影响 |
| 3.1 SHAW模型 |
| 3.1.1 地表能量平衡 |
| 3.1.2 植被冠层以及活动层内部的热量传输 |
| 3.1.3 植被冠层以及活动层内部的水分传输 |
| 3.2 模拟设计 |
| 3.3 模拟验证 |
| 3.3.1 土壤温度 |
| 3.3.2 土壤含水率 |
| 3.4 地表能量收支分析 |
| 3.4.1 地表能量通量的季节性变化特征 |
| 3.4.2 植被冠层变化对地表能量分配的影响 |
| 3.5 活动层水分动态 |
| 3.5.1 蒸散发对LAI变化的响应 |
| 3.5.2 植被冠层变化对活动层水分动态的影响 |
| 3.6 活动层热状况 |
| 3.6.1 活动层内部地温对LAI变化的响应 |
| 3.6.2 植被冠层变化对活动层内部热状况的影响 |
| 3.7 本章小结 |
| 第四章 冻结层上水的热效应及其对气候变暖的响应 |
| 4.1 FEFLOW模型 |
| 4.1.1 模型简介 |
| 4.1.2 模拟设计 |
| 4.2 冻结层上水的热效应 |
| 4.2.1 地下水位及土壤温度 |
| 4.2.2 冻结层上水对活动层内部热状况的影响 |
| 4.3 冻结层上水动态 |
| 4.3.1 冻结层上水的季节性变化特征 |
| 4.3.2 冻结层上水对气候变暖的响应 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 结论 |
| 5.1.1 植被冠层变化对多年冻土区地表能水交换的影响 |
| 5.1.2 冻结层上水的热效应及其对气候变暖的响应 |
| 5.2 研究展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（10）高寒山区河道径流水分来源及其季节变化规律 ——以黑河上游葫芦沟流域为例（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题目的和意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 基于水稳定同位素的水分来源示踪研究 |
| 1.2.2 基于反应溶质示踪剂的流动路径示踪研究 |
| 1.2.3 高寒山区含水层水文特征研究 |
| 1.2.4 黑河上游葫芦沟流域 |
| 1.3 研究内容、技术路线及创新点 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.3.4 创新点 |
| 第二章 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 气候条件 |
| 2.1.4 水文特征 |
| 2.1.5 植被景观 |
| 2.2 区域地质条件 |
| 2.2.1 地层 |
| 2.2.2 构造 |
| 2.3 区域水文地质条件 |
| 2.3.1 孔隙含水层的类型 |
| 2.3.2 地下水类型 |
| 2.3.3 地下水补给、径流和排泄特征 |
| 2.4 流域冻土分布及地温特征 |
| 2.4.1 冻土的分布 |
| 2.4.2 不同高程处地温特征 |
| 第三章 河道径流水分来源的分割方法 |
| 3.1 数据获取 |
| 3.1.1 观测点布设和数据获取 |
| 3.1.2 样品的采集与测试 |
| 3.2 径流分割端元混合模型 |
| 3.2.1 传统同位素端元混合模型 |
| 3.2.2 贝叶斯三元混合模型 |
| 3.3 径流分割时段的选择 |
| 3.4 河道径流潜在水分来源的水化学和同位素特征 |
| 3.4.1 地下水的水化学和同位素特征 |
| 3.4.2 降雨的水化学和同位素特征 |
| 3.4.3 冰雪融水的水化学和同位素特征 |
| 3.4.4 季节性融雪水的同位素特征 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 河道径流水分来源的分割结果 |
| 4.1 春季末期河道径流分割 |
| 4.1.1 基于传统同位素端元混合模型的分割结果 |
| 4.1.2 基于贝叶斯三元混合模型的分割结果 |
| 4.1.3 基于上述两种分割方法结果的对比分析 |
| 4.2 夏季和初秋期间河道径流分割 |
| 4.2.1 基于传统同位素端元混合模型的分割结果 |
| 4.2.2 基于贝叶斯三元混合模型的分割结果 |
| 4.2.3 基于上述两种分割方法结果的对比分析 |
| 4.3 春季融雪期间河道径流分割 |
| 4.3.1 基于传统同位素二元混合模型的分割结果 |
| 4.3.2 影响季节性融雪水对河道径流贡献率和贡献量的因素 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 河道径流水分来源的季节性变化特征 |
| 5.1 冰雪融水贡献率和贡献量的季节性变化特征 |
| 5.1.1 影响冰雪融水对河道径流贡献率和贡献量的气象因素 |
| 5.1.2 冰川存储与冰碛角砾孔隙含水层对冰雪融水贡献量的影响 |
| 5.2 降雨贡献率和贡献量的季节性变化特征 |
| 5.2.1 基岩山区对降雨贡献率和贡献量的影响 |
| 5.2.2 多年冻土对降雨贡献率和贡献量的影响 |
| 5.3 地下水贡献率和贡献量的季节性变化特征 |
| 5.3.1 孔隙含水层对地下水贡献率和贡献量的影响 |
| 5.3.2 河流中DOC和 DIC浓度的季节变化特征 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 孔隙含水层对河道径流形成的调节机制 |
| 6.1 河流中反应示踪剂沿流程的变化规律 |
| 6.1.1 春末河流中反应示踪剂沿流程的变化 |
| 6.1.2 夏季河流中反应示踪剂沿流程的变化 |
| 6.1.3 初秋河流中反应示踪剂沿流程的变化 |
| 6.2 孔隙含水层的水文调节功能及其季节性转换特征 |
| 6.3 祁连山“山区-山前平原”型流域径流形成的概念模型 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 结论与建议 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录一 |
四、寒区河流冬季冻结水量估算方法（论文参考文献）
- [1]基于遥感与数值模型的冻土监测与模拟方法体系研究[D]. 高会然. 中国科学院大学(中国科学院空天信息创新研究院), 2021(01)
- [2]大兴安岭多年冻土区不同林型土壤主要温室气体通量特征及气候变化的响应[D]. 吴祥文. 哈尔滨师范大学, 2021(09)
- [3]基于多源SAR数据青藏高原冻土冻融过程及时空分布研究[D]. 王京. 中国科学院大学(中国科学院空天信息创新研究院), 2021(01)
- [4]大兴安岭北部兴安落叶松林雪水文过程研究[D]. 林尤伟. 东北林业大学, 2021(09)
- [5]高原冻土退化条件下区域地下水循环演化机制研究 ——以大通河源区为例[D]. 王振兴. 中国地质科学院, 2020
- [6]青藏高原冰川冻土变化及其生态与水文效应研究 ——以黄河源、雅鲁藏布江流域和冻土退化带为典型区[D]. 冯雨晴. 中国地质大学(北京), 2020(08)
- [7]寒冷地区抽水蓄能电站冰盖破裂机理分析研究[D]. 张凯. 合肥工业大学, 2020
- [8]土壤冻融条件下三江平原径流演变规律研究[D]. 李保琦. 中国水利水电科学研究院, 2020
- [9]青藏高原风火山地区活动层水热状况及冻结层上水动态变化模拟[D]. 郭林茂. 兰州大学, 2020(01)
- [10]高寒山区河道径流水分来源及其季节变化规律 ——以黑河上游葫芦沟流域为例[D]. 常启昕. 中国地质大学, 2019