一、Characteristics of Uvigerina in the Northwestern Indian Ocean: Paleo-environmental implications（论文文献综述）
马坤元[1]（2021）在《中国早—中奥陶世和晚泥盆世天文年代学及古气候变化的天文驱动力研究》文中研究指明显生宙以来,全球海洋生物共经历了五次大灭绝和三次大辐射,其中包括着名的奥陶纪生物大辐射和晚泥盆世弗拉期–法门期（F–F）之交生物大灭绝。如何清楚和深刻地理解这些重大生物-环境事件的起因、进程,一个高分辨率的年代标尺是关键。基于米兰科维奇理论的旋回地层学为我们建立高精度的年代标尺提供了新思路和新方法。通过识别沉积地层中米兰科维奇旋回建立的天文年代标尺的精度可达0.02–0.4 myr。本文分别聚焦早–中奥陶世的生物大辐射和晚泥盆世的F–F之交生物大灭绝,基于华南、华北、西准噶尔地区8条下–中奥陶统和上泥盆统剖面,通过采集磁化率、自然伽马、元素地球化学等古气候替代指标进行旋回地层学的研究,建立了早–中奥陶世和晚泥盆世高精度的天文年代标尺。结合早–中奥陶世和晚泥盆世古气候、古环境变化特征,探讨了天文轨道驱动力在地质历史时期重大生物-环境事件中扮演的重要角色。
刘冬洋[2]（2021）在《华南中三叠统旋回地层学研究》文中研究说明地球演化历史表明,环境剧变导致了多次重大生物演化事件,并改变了地球生命演化的进程。厘清这些环境剧变发生的时间及其原因机制,对我们应对当今的全球变化有重大的意义。三叠纪紧随着地质史上最严重的生物大灭绝-晚二叠世生物大灭绝之后。研究该时期的古气候和古环境演化对我们理解该生物大灭绝后生物复苏的过程和机制有重要作用。由地球轨道的周期性变化引起太阳辐射的变化,进而导致的地球气候呈现出周期性变化的天文旋回研究正越来越受到重视。本文选取贵州的关岭永宁镇、贞丰踊跃和坡轰三个出露较连续的中三叠统剖面展开了旋回地层学研究。通过野外采集的高分辨率的磁化率和XRF岩石地球化学元素含量数据进行旋回分析,并通过405-kyr的天文调谐建立中三叠统的高精度年代地层框架,继而以建立的高精度的古气候和古环境替代指标（如磁化率、Fe/Al和V/Al等）序列来重建研究区的古气候和古环境。并通过对比,来探讨中三叠世的古气候、古海洋氧化还原状态和海平面的变化。本文获得以下五点新认识:⑴通过对研究剖面所测数据进行频谱分析,在剖面中识别出偏心率、斜率和岁差等天文周期信号。本研究以磁化率、Fe/Al和Zr/Al等为大陆风化和陆源碎屑输入的古气候变化的替代指标,通过对这些替代指标的数据进行时间序列分析,在关岭永宁镇、贞丰踊跃和坡轰剖面的中三叠统发现存在稳定的～80米、～20米、～7米和～4米等沉积旋回,并结合独立的年龄制约如放射性同位素测年年龄和生物地层等,发现了它们属于天文周期信号。这些天文周期信号包括约405-kyr的长偏心率、100-kyr的短偏心率、33-kyr的斜率和17-22-kyr的岁差周期信号。这些天文周期信号,既存在于地球物理指标和地化指标中,也在岩性的变化中得到了反映。⑵通过对磁化率等数据的405-kyr天文调谐,首次在华南建立长达～9.6 Myr的连续高分辨率中三叠世的天文地质年代标尺。在关岭永宁镇剖面通过以在华南广泛分布的“绿豆岩”为锚点,通过405-kyr天文调谐,本研究建立一条在安尼期延续～4.2±0.3 Myr（246.7-242.5+0.3/-1.4 Ma）的天文地质年代标尺。华南的中三叠统安尼阶的罗平生物群被认为是目前国内外化石保存最全、代表中生代典型生态系统的最早的生物群。本文建立的天文年代标尺进一步将云南罗平生物群和贵州盘县生物群的年龄限制在243.8+0.3/-1.4和243.4+0.3/-1.4 Ma。这为晚二叠世生物大灭绝后的生命复苏的进程提供了新的年代约束。同时在贞丰踊跃和贞丰剖面,本研究以踊跃剖面牙形石Quadralella polygnathiformis的首现为锚点,通过405-kyr天文调谐建立了一条延续～7.4±0.2Myr,自～244.4±1到236.9±1 Ma的天文年代标尺。本研究首次在浅海相建立了覆盖整个中三叠世拉丁期的天文年代标尺。综合以上三个剖面,本研究建立了一条自246.7+0.3/-1.4至236.9±1 Ma的天文地质年代标尺。⑶利用高精度的古气候替代指标（磁化率和Fe/Al等）重建研究区中三叠世大陆风化强弱的变化的演化过程,探讨该时期的古气候变化。本研究基于关岭永宁镇剖面的表明中三叠世安尼期早期（约246.5-245.6 Ma）,出现大量的泥岩和泥灰岩代替正常的浅海相灰岩的沉积现象,这种大量的陆源碎屑的输入,表明该时期经历较强烈的大陆风化。这种风化的增强,是地球系统水汽循环的加速的反映,表明该时期经历了较为湿热的气候。之后该剖面的陆源碎屑输入明显减少,总体上反映了一种自安尼早期至安尼中晚期的降温趋势。贞丰踊跃和坡轰剖面的磁化率和Fe/Al等古气候替代指标显示出研究区安尼期中-晚期（约244.0-242.6 Ma）和拉丁期早期（约244.0-242.6 Ma）其数值较其他时期有明显的升高。古气候指标的高数值区间也和剖面的岩性有很好的对应,这些地化指标高值区间泥质含量往往较高且夹泥岩。我们推断这些现象意味着研究区经历了两次较明显的湿热事件。这一推断和前人基于其它古温度和古气候替代指标得出的结果基本一致。另外,本研究应用古生产力替代指标（P/Al）重建的该时期研究区古海洋生产力的变化表明,拉丁期晚期发生了两次古海洋生产力急剧下降的事件。这一发现可能印证了前人提到的“拉丁期生态危机”这一假说。⑷利用高精度的古海水氧化还原替代指标（V/Al和Mo/Al等）重建研究区中三叠世古海洋的氧化还原沉积环境的演化过程。本研究以V/Al和Mo/Al等为指示古海水氧化还原沉积环境的替代性指标,结合所研究剖面的岩性重建了研究区该时期的古海洋氧化还原状态的变化。本研究的数据指示研究区在安尼中-晚期发生了两期古海洋含氧量明显减少的事件,这一结果和前人的研究结果较为一致。这也证明罗平生物群和盘县生物群化石的完好保存可能和这些含氧量减少的事件有关。同时,本研究发现在拉丁期晚期,含氧量总体呈现较明显的逐渐减少的趋势,而在238.4-238 Ma和237.2-237 Ma出现两次短期的含氧量减少事件。这可能指示着扬子台地的在该时期已开始逐渐下沉,同时缺氧事件和拉丁晚期可能的增温事件和生态危机事件发生可能也有关联。⑸利用层序地层学原理和沉积噪音模型（DYNOT和ρ1）,重建中三叠世华南海平面变化曲线。本研究通过运用层序地层学原理和最新的沉积噪音模型（DYNOT和ρ1）来重建研究区的海平面变化。本研究基于三级沉积层序研究重建了关岭永宁镇地区的海平面变化,并发现我们的重建结果和前人的结果总体接近,但也有一定的区别。并发现安尼期有两次幅度较大的海侵事件发生,这些海侵能导致海洋生物栖息地的扩大,可能有利于生物的复苏。本研究基于沉积层序地层理论和沉积噪音模拟（DYNOT和ρ1）的结果,均显示踊跃和坡轰剖面该时期的海平面变化受较明显的～1.2-Myr斜率振幅调制长周期所调控。这是沉积噪音模拟（DYNOT和ρ1）第一次应用于浅海碳酸盐岩台地相,也是～1.2-Myr斜率振幅调制长周期首次在中三叠世被报道。
田兴[3]（2021）在《白垩纪松辽盆地及邻区年际古气候 ——来自年纹层证据》文中进行了进一步梳理高分辨率古气候研究已然成为目前研究全球气候变化的热点与难点。相关材料如树木年轮、珊瑚、冰芯、石笋、年纹层等,为开展高分辨率研究提供了基础物质条件。相对于其它高分辨率地质记录来说,由于年纹层分布广泛,持续时间较长,并且携带了大量的古气候信息,因此可以反映区域生物学、地球化学、沉积学对季节性驱动力的响应;加上年纹层本身可以提供反映沉积环境和气候变化的精确计年,使得年纹层在重建全球古气候演化中具有特殊的地位和意义。对于湖泊年纹层的研究,不仅可以提供高精度并且连续的纹层年代学时间标尺,年纹层的厚度、含有物等更是蕴藏了大量季节性古气候与古环境信息。本文通过对中国东北地区白垩纪的年纹层研究,以窥探白垩纪时期厄尔尼诺-南方涛动（ENSO）、太阳活动等信息。厄尔尼诺和拉尼娜统称为ENSO,它们是导致地球上极端气候变化,影响全球生态系统和农作物生长的主要气候因素。然而,随着全球变暖,ENSO将如何演变是现在学术界广泛关注的问题。有人认为,随着全球气候变暖,可能会出现“永久的厄尔尼诺”状态。由于缺乏季节性和年际变化的证据,这一假说仍然存在争议。本文有幸观察到了辽西四合屯鸟化石博物馆早白垩世剖面的义县组年纹层、辽北秀水盆地早白垩世义县组年纹层及松辽盆地晚白垩世嫩江组年纹层。研究表明,辽西义县组年纹层和松辽盆地嫩江组年纹层的碎屑年纹层可能与季节性降水关系密切,而秀水盆地义县组年纹层则可能主要为微生物席成因。统计分析发现,这些湖相年纹层存在明显的2-7年周期,这些周期与模拟的ENSO周期以及现代的ENSO周期极为相似,频率（缺乏5年以上的周期）和标准偏差均高于现今的ENSO。因此,这一现象表明,在白垩纪温室气候条件下可能存在着更强的ENSO。这一认识不支持“永久的厄尔尼诺”假说。太阳周期作为调节地球气候系统的主要地外因素之一,在地质历史时期是否存在类似的影响值得深入探讨。本文通过年纹层的统计分析,尤其在秀水盆地微生物席成因的早白垩世年纹层中发现了较强、较多的太阳活动周期,比如发现了～11年的施瓦贝太阳黑子周期、～22年的黑尔周期,以及30-45年的布鲁克来周期。更重要的是,我们通过汇总整个深时太阳活动周期的年纹层记录,发现自古元古代以来,～11年的施瓦贝太阳黑子周期和～22年的黑尔周期变化不大,说明太阳活动自元古代以来一直都较为稳定地影响着地球的气候系统。
沈利军[4]（2020）在《北羌塘盆地唢呐湖组沉积环境与高原隆升响应》文中认为青藏高原是地球表面时代最新、面积最大、海拔最高的大陆高原。青藏高原隆升的时间和幅度,历来备受研究者关注。研究青藏高原内部新生盆地的形成背景、充填过程对了解高原新生代隆升历史具有重要意义。青藏高原的新生代盆地可很好的反映出其隆升变化情况,因而在研究隆升过程中,很有必要分析这些盆地的形成背景、充填和演化机制。羌塘盆地位于青藏高原的中部,沉积了完整的新生代地层,是研究青藏高原隆升历史的良好场所,其新生代地层保存了良好的高原隆升记录,是对青藏高原隆升最直观的反映。本文对北羌塘盆地始新世唢呐湖组开展地球化学特征、碳氧同位素、硫同位素、碎屑锆石U-Pb年龄、孢粉等综合研究,查明唢呐湖组沉积时代、沉积环境和物质来源,建立北羌塘盆地新生代地层演化格架,讨论了该时期青藏高原的隆升状态。论文主要获得以下成果与认识:（1）本文通过岩相学、沉积构造等指标,详细划分了唢呐湖组沉积相。北羌塘盆地唢呐湖组是一套以细碎屑岩为主的陆相沉积,底部为辫状河亚相,出露岩性为砂岩、含砾砂岩、砾岩,发育正粒序韵律沉积,可见冲刷面及交错层理,中部为滨湖亚相,出露岩性为砂岩和粉砂质泥岩,上部为浅湖亚相,出露岩性主要为紫红色泥岩,水平层理发育,可见薄层状石膏,顶部为蒸发盐湖环境,出露石膏、硬石膏,可见薄层泥岩,部分地区因盐类的析出和淡水的注入,还可见沉积含膏藻灰岩。整体为一套从辫状河亚相→滨湖亚相→浅湖亚相,最后转变为干旱盐湖沉积环境的沉积岩层。（2）本文通过最小碎屑锆石U-Pb年龄（59.57±9.21Ma）和孢粉组合特征（Distachya）,对唢呐湖组沉积时代进行了厘定。北羌塘唢呐湖组沉积于始新世—渐新世早期（51～28Ma）,其沉积时代及沉积环境与可可西里盆地雅西措组类似。（3）本文通过矿物学和地球化学指标（CIA,A–CN–K等）对比研究,确定了唢呐湖组古气候特征、构造背景、物质来源及物源区特征。唢呐湖组物源主要为长英质火成岩物源,少部分为中性火成岩物源,且物源区风化作用弱,其构造背景为大陆相关的裂谷环境,沉积时为半干旱—干旱的古气候条件。（4）本文通过碳氧同位素研究及硫同位素研究,计算了唢呐湖组沉积时的古海拔,并对其古湖泊环境进行研究。在唢呐湖组沉积时期,北羌塘盆地古海拔约为2830m+715/-862m,总体处于半开放—半封闭的浅水氧化的湖泊环境中,盐度较高。（5）本文通过碎屑锆石U-Pb年代学研究,对其碎屑锆石经历的构造热事件进行了说明。唢呐湖组碎屑锆石经历了多期构造热事件包括新太古—古元古代的构造热事件（2224～2668Ma）,中元古代Columbia超大陆拼合热事件（1581～1929Ma）,新元古的Rodinia超大陆聚合热事件（622～1198Ma）,泛非运动构造热事件（422～578Ma）,古特提斯样闭合热事件（204～269Ma）和中特提斯洋俯冲热事件（103～179Ma）,结合唢呐湖组沉积期羌塘盆地为内陆湖泊沉积,表明其锆石的再旋回特征;3件样品碎屑锆石U-Pb年龄分布直方图的类似性,说明唢呐湖组物源较为稳定,没有较大的变化。（6）本文对唢呐湖组综合研究,通过沉积学的方法,对该时期的青藏高原隆升状态进行了分析,揭示了青藏高原隆升阶段性抬升的特征,并将其划分为了三个阶段。受印度—欧亚板块碰撞的影响,北羌塘盆地在古近纪已均为陆相环境:1)古新世至始新世—挤压造山阶段（康托组沉积时期>51Ma）,沉积河流相红色磨拉石岩性组合,整体表现为差异隆升;2)始新世—相对稳定抬升阶段/整体抬升（唢呐湖组沉积时期51～28Ma）,沉积湖泊相细碎屑岩、膏岩及含膏藻灰岩,盆地内部地形高差较小,青藏高原整体稳定抬升;3)始新世末渐新世早期—快速隆升（鱼鳞山组火山岩<28Ma）,岩石圈地幔拆离、深部物质上涌使地壳发生快速抬升。
林杰[5]（2020）在《叶蜡烷烃单体同位素对青藏高原中-晚新生代古地形和古环境的约束》文中研究指明青藏高原隆升和生长是新生代以来最重要的地质事件之一,对区域和全球气候产生了深远影响。重建青藏高原古高程及古地形演化可以有效约束高原隆升历史,而高原内部新生代地层则可以记录区域和全球环境变化。因此,在青藏高原相关新生代沉积盆地开展古高程和古环境的研究具有重要的意义。然而,青藏高原的古高程和古环境研究仍存在不足:（1）定量古高程研究在高原南部开展较为深入,而高原腹地的中北部研究较少且存在较大分歧;（2）古环境研究大多数集中在高原东北部边缘,而高原南部较少且缺乏有力的环境指示的指标。针对上述问题,本文通过叶蜡烷烃单体同位素,在青藏高原腹地和南部分别开展了古高程和古环境演化的研究。与以往传统的碳酸盐岩碳氧同位素相比,叶蜡烷烃来源相对单一,在沉积物中广泛分布,受成岩作用影响较小。本文首先将物源分析与叶蜡烷烃氢同位素相结合,对青藏高原中北部可可西里盆地晚始新世-渐新世古地形特征进行约束。沉积学和碎屑锆石U-Pb年龄对比分析表明,雅西错群的主要物源区为北羌塘地体。利用从雅西错群中提取的叶蜡烷烃氢同位素信号,重建古大气降水同位素特征,并计算得到～3800m的古高程。现代恒河、亚马逊河和刚果河的研究表明,河流沉积物的有机氢同位素代表的是流域的同位素特征,因此,雅西错群叶蜡烷烃氢同位素代表了源区的高程特征,即北羌塘地体的高海拔。孢粉化石研究表明,晚始新世可可西里盆地本身古高程小于2 km,说明原西藏高原北部边界存在大的地形高差。其次,将叶蜡烷烃单体同位素与碳酸盐岩和总有机碳同位素应用于青藏高原西南部札达盆地的古环境研究。札达盆地充填了一套厚约800m的晚新生代陆相沉积,记录了盆地晚中新世以来的环境变化。总有机碳和碳酸盐岩同位素的变化与该盆地沉积环境的转变一致,即在～5.5 Ma出现明显正偏,但是烷烃氢同位素没有出现相似的变化趋势。叶蜡烷烃氢同位素出现明显的波动,且与叶蜡烷烃单体碳同位素协同变化,共同指示了盆地降水量的变化。由于札达盆地位于南亚季风的北部边界,盆地降水量的变化指示了南亚季风的强弱变化。札达盆地叶蜡烷烃同位素可与全球底栖有孔虫氧同位素对比,且盆地沉积具有明显的100 kyr周期,表明全球冰量变化是晚中新世-早上新世南亚季风演化的主要驱动力。
詹晓青[6]（2017）在《南沙海域沉积物岩芯生物硅和32Si研究》文中研究表明宇宙射线和大气中的氩散裂反应生成32Si,32Si生成后很快从大气中通过干湿沉降散落到陆地和海洋,硅质浮游生物摄取海水中的硅元素,有机体死亡后,大部分直接沉入海底,最后转化为生物硅,成为沉积物的一部分,因此,沉积物的32Si存在于生物硅中。32Si来源单一,生产速率相对恒定,半衰期为150a,可测年的时间尺度为100-1000年,是该时间尺度最合适的测年核素,填补了百年到千年时间尺度测年方法的空白。生物硅含量的变化能指示古生产力的波动,是古环境研究的替代指标。本文主要测定了南沙海域沉积物岩芯的生物硅和32Si含量,此外,还测定了中国厦门地区雨水32Si的活度,对32Si的沉降通量进行估算,并将沉积物32Si应用于年代学。利用210pbex和14C方法建立了八个沉积物岩芯的年代序列,研究了南沙海域沉积物岩芯生物硅、碳酸盐、铀和钍的地球化学特征,初步探讨了南沙海域的沉积环境和古环境变化情况。建立了生物硅和碳酸盐同时测量的方法,用1mol/L盐酸沥取样品,估算碳酸盐含量;用1.5 mol/L碳酸钠,85℃水浴5 h提取生物硅,并分光测量得到生物硅含量。建立了海洋沉积物32Si的测量方法,首先对生物硅进行分离与纯化;放置三个月以上,对生物硅样品生长出来的32p进行分离与纯化;最后进行32p的制样与β计数测量。建立了雨水32Si的测量方法,首先用氢氧化铁共沉淀法富集硅;用酸洗涤氢氧化铁沉淀分离硅;用氢氧化钠溶解,盐酸沉淀法纯化二氧化硅;最后对二氧化硅样品生长出来的32p进行分离、纯化与测量。用液体激光荧光法测定沉积物铀含量,样品消解后,加碳酸钠掩蔽金属离子再上机测量。用离子交换柱分离纯化钍,分光光度法测定沉积物钍含量。利用210Pbex和14C方法分别估算六个短岩芯和两个长岩芯的沉积速率,建立八个沉积物岩芯的年代序列,岩芯NS-1、NS-2、NS-3、NS-4、NS-5、NS-6、NS-7、NS-8的沉积速率分别为0.486、0.212、0.391、0.242、0.321、0.274 cm/a,10.5 cm/ka、13.5 cm/ka。全部样品的生物硅、碳酸盐、铀、钍、有机碳和含水量的范围值分别为0.78-4.91%、2.9-57.0%、1.02-2.95 μg/g、3.37-18.67 μg/g、0.50-3.89%和30.6-68.5%,总体平均值分别为2.36%、21.5%、2.10 μg/g、11.61 μg/g、2.13%和54.0%。六个短岩芯中,岩芯NS-3的生物硅、碳酸盐、铀、钍、有机碳和含水量普遍低于其他岩芯。除了岩芯NS-3,其余五个短岩芯的生物硅含量分布与陆钧对该海域硅藻丰度的研究结果一致,推测该海域生物硅主要来源于硅藻。处于深水区的岩芯NS-1和NS-2的生物硅、碳酸盐、有机碳和含水量普遍高于浅水区的岩芯。在陆源输入较少,以海洋自生来源为主的深水区,生物硅可作为硅质生产力的指标。由深水区岩芯NS-1和NS-2的生物硅、有机碳和铀含量的垂直分布可知,这两个站位在1978-1979年期间,对应较高的生物硅含量,较低的有机碳和铀含量。六个短岩芯的生物硅、碳酸盐、铀和钍含量随深度变化并不存在明显的规律性,然而,其质量累积速率随深度的变化趋势有很多相似之处。两个长岩芯,冷事件的发生对应较高的生物硅、碳酸盐和铀的质量累积速率。气温降低,海平面下降,沉积物中铀的富集量增大,碳酸盐碎屑也快速堆积;气候干冷期,陆源输入增多,海水养分充足,生产力提高。岩芯NS-7存在平均45.7和11.4ka的周期,岩芯NS-8存在平均14.2、7.11、4.74和1.02ka的周期,且有相关文献也证明了这些环境变化周期的存在。生物硅、碳酸盐、有机碳、铀和钍的质量累积速率的波动与古气候的变化具有一定的联系。研究发现,无论是含量水平还是质量累积速率,短岩芯样品各个参数的相关性都较好,长岩芯样品的相关性较差,推测是由于长岩芯年代较久远,发生了不同程度的成岩和矿化作用导致。六个短岩芯全部样品进行相关性分析,生物硅、碳酸盐、有机碳、含水量及站位水深之间均为两两正相关。六个短岩芯中每个岩芯各个参数的质量累积速率进行相关性分析,大部分岩芯的生物硅、碳酸盐、有机碳、铀和钍的质量累积速率呈两两正相关。两个长岩芯样品,铀钍含量与部分重金属含量有弱的相关性,推测铀钍含量与一些金属元素的丰度变化具有一定的联系。本文用前期测得的生物硅含量作为参考,全程通过硅钼蓝和磷钼蓝分光光度法监测实验过程硅和磷的损失情况。测得南沙海域沉积物岩芯32Si的平均活度为16.60 mBq/kg,范围值为8.39-33.34mBq/kg;32Si在SiO2中的平均比活度为0.715Bq/kg,平均核素丰度为2.60×10-16（32Si/Si02）;根据32Si活度估算岩芯A、B的沉积速率,分别为0.106、0.191 cm/a;根据海洋沉积物32Si活度计算32Si的平均沉降通量为2.14×10-6 Bq/（cm2·a）。此外,本实验室在厦门地区采集了 7783L雨水,硅的全程回收率为20.8%,磷的化学回收率为96.4%,测得雨水32Si的活度为2.32±0.44mBq/m3,并估算了厦门地区32Si的沉降通量为 3.08×10-7 Bq/（cm2·a）。
李宝锋[7]（2016）在《钻孔揭示的河套盆地新生代环境与库布齐沙漠形成演化历史》文中研究表明亚洲内陆沙漠的发育是新生代亚洲内陆干旱化的直接结果,对其形成发展历史的研究可以为认识亚洲内陆干旱化历史和演化过程提供最直接的证据。在这些沙漠中,黄土高原近源沙漠是黄土高原粉尘沉积的重要源区,在黄土高原形成过程中发挥了重要作用。位于河套盆地南部的库布齐沙漠是黄土高原近源沙漠之一,由于其特殊的地理和地貌条件,库布齐沙漠的形成不仅受控于亚洲内陆干旱气候的发展,同时也受黄河活动和河套盆地古环境的影响,而河套盆地古环境重建则是认识库布齐沙漠和黄河形成演化过程的关键。本文对位于河套盆地的DR01钻孔地层序列进行了总结,同时对钻探于盆地中部的WEDP05钻孔开展了系统的沉积学和年代学研究。采用电子磁旋共振（ESR）和磁性年代学方法建立了WEDP05钻孔地层的年代标尺。通过地层岩性判识、古生物证据、颗粒形态扫描电镜观察和粒度分析等多种方法恢复了 WEDP05钻孔地层的沉积相。在此基础上,利用WEDP05钻孔沉积物色度、磁化率、粒度、碳酸盐碳氧同位素、有机质碳氮同位素及总有机碳和总氮含量等环境代用指标并结合包括DR01钻孔在内的盆地多个钻孔沉积地层特征和年代序列重建了河套盆地新生代气候和古环境演化历史。最后,探讨了库布齐沙漠的形成时间及发育模式并讨论了黄河活动在盆地古环境演化和库布齐沙漠形成方面的重要作用。主要得出以下结论:1.DR01钻孔地层自底到顶可分为:晚白垩纪地层（2503.18-2125.45 m）,下部主要为棕红色泥岩夹浅灰色泥岩,上部主要为棕红色泥岩、砂质泥岩夹黄色砂岩和紫色薄层泥岩。上新世地层（2125.45-1834.55 m）,棕色泥岩和砂质泥岩、淡黄色、粉色砂岩偶夹紫色泥岩、砂质泥岩,与白垩纪地层之间呈不整合接触。第四纪地层（1834.55-0 m）,淡黄色粉砂和细砂夹淡红色泥岩、砂质泥岩,部分层位出现青灰色、灰绿色、浅灰色泥岩,为典型的湖相沉积物。2.WEDP05钻孔地层沉积相自顶到底可划分为:0-11.3m,河流和沙漠沉积,其中顶部5.5 m以粗颗粒河流砂为主;11.3-87.51 m,湖相沉积,以细粒粘土和粉砂质粘土为主;87.51-141.63 m,风成砂层夹湖相沉积层;141.63-183.35 m,湖相沉积为主,中间夹一套风成砂层;183.35-268.14 m,风成砂层为主,中部夹厚约30米湖相沉积层;268.14-274.60 m,湖相粉砂质粘土沉积。3.WEDP05钻孔B/M界限位于143.4m处,钻孔底界年龄为～1.68 Ma。4.河套地区在新生代早期可能处于隆起状态并接受剥蚀,至少在上新世后开始沉降形成沉积盆地,盆地内发育河湖相沉积环境,第四纪时河湖和沙漠沉积环境多次交替发育。自早更新世以来盆地经历了多次的湖泊和沙漠交替扩张过程,其中～1.47-～1.30 Ma,～1.17-～1.07 Ma,～0.68-～0.60 Ma和～0.47 Ma至末次间冰期时湖泊扩张、沙漠收缩,盆地内气候相对湿润;在～1.30-～1.17 Ma,～1.07-～0.68 Ma、～0.60-～0.47 Ma和末次冰期时沙漠扩张、湖泊收缩,盆地以干旱气候为主。～0.47 Ma、～0.3 Ma和末次间冰期是盆地内湖泊扩张最为显着的三个时期;末次冰期和全新世时,湖泊萎缩消亡,库布齐沙漠显着扩张并发育大型沙丘,逐步形成现代景观格局。5.库布齐沙漠至少在早更新世～1.65 Ma时已经形成。近地面冬季风对河套盆地内裸露的河湖相沉积物的改造和搬运分选是库布齐沙漠物质的主要来源方式。黄河活动提供大量的碎屑物质是导致库布齐沙漠发育的重要原因之一,同时盆地内湖泊萎缩及区域干旱气候也发挥了重要作用。6.河套盆地内黄河古河道可能至少在上新世时就已经形成。黄河流入河套盆地并建立较为完整上游水系的时间可能发生在至少～1.6 Ma,并至少在～1.2 Ma时形成较为完整的串联河套盆地、晋陕峡谷、汾渭盆地和三门峡的现代黄河水系。差异性构造活动造成盆地出水口抬升是导致黄河形成之后在河套盆地内发育湖泊环境的主要原因,湿润的气候条件对盆地内大湖的形成起到一定的促进作用,而黄河快速侵蚀下切是造成河套盆地湖泊消亡的主要原因。
应红[8]（2016）在《柴达木盆地东北缘中中新世以来气候与化学风化作用的演化》文中研究表明作为世界上最大的温带干旱区域,中亚地区在全球气候环境变化中产生巨大影响而倍受关注,亚洲内陆干旱化是晚新生代以来全球气候恶化的重要标志。亚洲内陆也是耦合全球海-陆-气变化的关键纽带区域,全球变冷、青藏高原隆升以及特提斯洋海退被认为是控制亚洲内陆干旱化的三大因素,然而由于现有的科学证据均是周边地区的风尘记录、匮乏干旱区内部长序列详细的地质资料,对于三者影响的认识并不清晰,因此,获取一系列有力的直接证据对我们了解气候演化历史和亚洲干旱化机制具有重大意义。柴达木盆地是位于青藏高原北部最大的一个封闭盆地,发育巨厚且连续的新生代地层,详细记录了周缘山体构造隆升过程和区域气候演化历史。本研究选取含有丰富动植物化石、以湖相沉积为主（且沉积连续）和具有精确古地磁地层年代控制的柴达木盆地东北缘怀头他拉剖面新生代地层为研究对象,通过对其中中新世-早更新世沉积物有效气候代用指标（碳酸盐、硫酸根和氯离子）和粘土矿物元素分析,结合生物特征和前人研究成果,恢复了该区中中新世以来古气候和源区化学风化变化趋势,并与全球气候变化及区域构造隆升事件对比分析,探讨柴达木盆地干旱化历史以及可能的主导因素。取得了以下主要认识:（1）中中新世以来柴达木盆地气候经历了相对湿润、半干旱-半湿润和干旱的三个阶段演化过程。15.3～13.0 Ma气候代用指标以Ca CO3含量（平均值11.331%）呈降低趋势、SO42-（平均值1.464 mg/g）和Cl-（平均值12.786 ug/g）含量相对低值为特征,反映气候环境相对湿润;13.0～6.6 Ma以Ca CO3含量（平均值10.443%）呈高频波动和急剧升高后降低、而SO42-（平均值1.526 mg/g）和Cl-（平均值17.394 ug/g）含量台阶式增加为特征,气候可能为半干旱-半湿润环境;6.6Ma以来盐类离子含量相对前期增加(SO42-平均值2.055 mg/g和Cl-平均值20.314 ug/g),以及粘土物质Co/La、B/Ga、Mn/Y、Zn/Y、K/Na、Sr/Ba、Mg/Ca、Sr/Ca、CEC和Fe/Mn值具增大趋势,代表气候干旱。结合生物特征和前人研究成果,认为盆地干旱化历史可能从中中新世13 Ma左右开始逐步发展,而真正意义上的干旱化始于6.6 Ma以来。（2）根据粘土物质CIA值和Rb/Sr比值,并结合邻近瑙格剖面数据资料,获得了柴达木盆地中中新世以来化学风化强度整体上呈减弱趋势,特别2.6 Ma以来尤为明显,认为气候不断干冷化是主要控制因素,但6.6～2.6 Ma期间化学风化作用呈现微弱增强趋势,可能与青藏高原强烈隆升有关。（3）与全球气候氧同位素变化曲线及区域构造隆升事件进行对比分析,认为全球变冷是控制柴达木盆地中中新世以来干旱气候形成和发展的主导因素,同时青藏高原晚期持续阶段性的强烈隆升起到了催化剂的作用。
栗粲圪[9]（2016）在《泾川黄土剖面松山—布容古地磁极性倒转记录的可靠性探讨》文中研究说明地磁场是地球重要的物理场,地磁倒转作为地磁场发展演化的一个重要特征,能够在中国黄土-古土壤序列中很好的记录下来。黄土磁性地层学研究不仅可为黄土-古土壤序列建立相应的年代框架,而且为揭示其所蕴含的古气候信息的区域联系以及海陆气候对比提供了基础。同时还为磁化率（χ）时间标尺、粒度年代模型、以及轨道调谐法等提高黄土-古土壤序列年代精度的方法方面提供了可靠的控制点。因此,黄土磁性地层学在古地磁场形态学、地球磁场倒转机制、地球磁场起源理论等方面研究也具有重要作用基于古地磁极性倒转的黄土磁性地层学研究是中国黄土古地磁研究的基础,真实可靠的极性变化记录和极性界线在剖面中的准确定位是建立磁性地层和高精度黄土时间标尺的前提。中国黄土记录的陆相古气候信息可以与深海沉积物氧同位素结果进行很好地对比,而其记录的古地磁信息更是海陆地层对比的重要依据。但是不同黄土剖面记录的古地磁信息却不尽相同,例如松山-布容古地磁极性倒转（MB倒转）,在地层记录位置、持续厚度及时间、倒转形态学等方面在不同黄土剖面间存有差异。本文主要通过对泾川黄土相关地层进行详细的岩石磁学和古地磁学研究,探讨该地区MB倒转记录的可靠性。主要得到如下几点认识:1)泾川黄土剖面L8-S8地层典型样品的IRM获得曲线、M-T曲线、磁滞回线、Day图等内容的研究结果表明泾川黄土剖面L8-S8地层中的磁性矿物主要以MD的磁铁矿为主,并含有少量赤铁矿与磁赤铁矿;2)磁化率各向性结果显示采样地层具有原生的沉积状态;3)通过对泾川黄土剖面L8-S8地层黄土的热退磁结果分析,认为泾川地区MB倒转带厚32.5 cm,位于L8和S8的过渡带。整个倒转过程持续时间约4.2ka。对比海陆记录可知,泾川剖面记录的MB倒转界线不存在大尺度的天然剩磁错位效应;4)五套平行样品在MB倒转期间的剩磁记录存在明显的形态学差异,表明泾川剖面难以记录地磁场倒转期间的高频倒转信息,进一步验证了中国黄土对高频古地磁信息的记录能力。倒转期间地磁场的低强度值以及低粉尘沉积速率可能是影响古地磁记录的主要原因。
李再军[10]（2013）在《腾格里沙漠腹地钻孔揭示的沙漠形成与古环境演化历史》文中提出新生代以来,亚洲内陆干旱化、全球降温、特提斯海消亡、青藏高原的阶段性隆升、亚洲季风系统的形成等构造-环境事件,在成因上有着复杂的联系。中国西北沙漠的形成和发展,是这些构造-环境事件相互作用的集中体现。位于青藏高原东北缘、黄土高原西北部的腾格里沙漠,不仅是季风与西风的交互区,也是干旱与半干旱、高原与盆地的过渡区；它的形成和演化历史与古环境记录是解开干旱区自身干旱化历史与驱动机制的基础和关键。腾格里沙漠地区因沙丘覆盖,缺少天然露头剖面,因此在腾格里沙漠腹地进行沙漠岩心钻探,以建立沙漠内部的地层序列,认识沙漠形成的地质历史和古环境演化过程。钻孔位于腾格里沙漠腹地（WEDP01）,钻进深度为276m,平均取心率62%（0-147m为78%,147-276m为50%）。按5-10m间距挑选样品进行岩石磁学分析,判定样品中的磁性矿物类型,对钻孔按20cm间距进行了系统热退磁和剩磁测量,建立了钻孔的磁性地层,并与ESR年代进行对比。沉积相分析包括颗粒微观结构分析和粒度分析。挑选典型岩性地层的样品、现代沙丘样品和黄土L1和S1的样品进行了颗粒表面微观特征观察；以10cm间距进行了粒度测量与组分分析,确定不同粒度组分的成因和沉积物的沉积相。古环境分析包括粒度组分、磁化率、色度和元素地球化学分析。按1m间距进行元素地球化学测量,10cm间距进行高、低频磁化率、色度测量。以红度为温度指标,以风成组分含量、化学风化指数为干旱化指标,探讨腾格里沙漠地区的古环境演变过程。在此基础上,通过与深海沉积、黄土高原黄土-红粘土序列以及其他研究成果的对比,探讨驱动和控制沙漠形成的主要因素,进而认识亚洲内陆干旱化与青藏高原隆升、全球降温之间的耦合关系。本论文得出以下主要结论：1)通过系统的热退磁和超导磁力仪剩磁测量,获得了735个可靠的磁倾角数据,利用Arison-Levi最大似然统计方法计算了正负极性段的平均倾角,正极性段和负极性段的平均倾角相差不到5°,通过了倒转检验。建立了腾格里沙漠腹地钻孔的磁极性柱,与标准极性柱能很好的对比,包含了完整的布容正极性世、松山负极性世和基本完整高斯正极性世,钻孔底部位于高斯正极性世C2An.3n内,通过外推法估算钻孔底部年龄～3.55Ma,B/M和M/G界限分别位于33.17m和144.02m。2)根据沉积相分析和古环境代用指标记录,晚上新世以来腾格里沙漠腹地经历了五次沉积环境演变：3.55-3.1Ma,相对湿热的冲洪积与河流沉积环境,粉尘含量低；3.1-2.6Ma,相对暖湿的河流为主的河湖相交替沉积环境,粉尘含量低；2.6-1.22Ma,相对温暖,干湿交替的河流湖泊沉积环境,粉尘含量高；1.22-0.9Ma,相对冷干的湖相沉积环境,粉尘含量高；0.9-OMa,冷干的沙漠湖泊沉积环境。连续的风成砂组分在～0.9Ma之后出现,说明腾格里沙漠在～0.9Ma开始出现,而典型的风成砂在～0.68Ma出现,说明沙漠在～0.68Ma之后基本形成。在沙漠出现以前,腾格里沙漠地区在2.85-2.6Ma出现化学淋溶减弱、粉尘沉积急剧增加的干旱化事件。以红度为代表的温度降低时间分别发生在2.85和0.9、0.68Ma,与干旱化增强事件是一致的。3)沉积速率和沉积相分析表明,3.55-2.6Ma期间,腾格里沙漠地区冲洪积和河流砾石发育,沉积速率远高于其他时期,与沙漠周围山体特别是贺兰山和祁连山剧烈隆升有关,是对青藏运动在该地区的直接响应。在2.6Ma以后,沉积速率降低,说明阿拉善地台南部已经上升到比较高的位置,与周围山体高差降低,且整体比较稳定。0.9Ma左右的昆黄运动期间,祁连山强烈隆起,沙漠西北部的石羊河开始发育,现代的盆山格局基本形成。构造-环境事件的统一性,说明青藏高原的阶段性隆升是腾格里沙漠形成的主要驱动因素,证实了沙漠研究专家的观点,即青藏高原的隆升不仅制造了干旱的气候环境,而且给其周边大型沉积盆地带来了丰富的碎屑物质,为大型沙漠形成提供充足的物源。因此,在前人总结的基础上,将中国西北部大型沙漠的发育模式归结为“隆升-河湖-沙漠”发育模式。北半球冰量的变化与腾格里沙漠地区干旱化事件基本一致,说明二者存在密切的内在联系,但是具体的驱动和反馈机制,还需要更深入的研究。4)在沙漠专家建立的中国沙漠演化阶段的基础上,认真总结了晚上新世以来中国西北内陆沙漠的形成和扩张过程。远源沙漠向近源沙漠分三个阶段逐步扩张：-3.4Ma,塔克拉玛干沙漠西部和古尔班通古特沙漠出现；-2.8-2.6Ma,塔克拉玛干沙漠和古尔班通古特沙漠均扩张,但塔克拉玛干沙漠东部的罗布泊地区还没有形成沙漠；0.9-0.6Ma,塔克拉玛干沙漠、古尔班通古特沙漠继续扩张,柴达木盆地沙漠、巴丹吉林沙漠、腾格里沙漠出现并形成,西北内陆的大型沙漠格局基本形成；-0.15Ma,大型沙漠进一步扩张,东部的沙漠和沙地开始出现和扩张。阶段性自西向东扩张的沙漠,不仅缩短了粉尘源区与粉尘沉积区的距离,粉尘释放量也随之增加,解释了黄土高原和北太平洋粉尘沉积的沉积速率和粒径在3.4、2.8、0.9Ma同时增加。
二、Characteristics of Uvigerina in the Northwestern Indian Ocean: Paleo-environmental implications（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、Characteristics of Uvigerina in the Northwestern Indian Ocean: Paleo-environmental implications（论文提纲范文）
（1）中国早—中奥陶世和晚泥盆世天文年代学及古气候变化的天文驱动力研究（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 简短摘要 |
| 详细摘要 |
| Abridged abstract |
| Extended abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 旋回地层学发展简史 |
| 1.3 旋回地层学研究现状 |
| 1.3.1 奥陶纪旋回地层学研究现状 |
| 1.3.2 泥盆纪旋回地层学研究现状 |
| 1.4 目前存在的问题 |
| 1.5 选题依据、主要研究内容、研究思路和工作量 |
| 1.5.1 选题依据和主要研究内容 |
| 1.5.2 研究思路 |
| 1.5.3 论文工作量统计 |
| 第二章 旋回地层学的理论和研究方法 |
| 2.1 天文旋回理论 |
| 2.1.1 米兰科维奇旋回理论 |
| 2.1.2 三个重要的天文参数(偏心率、斜率和岁差) |
| 2.2 旋回地层学的研究方法 |
| 2.2.1 数据的采集和测试 |
| 2.2.2 古气候替代指标的遴选及其指示意义 |
| 2.2.3 时间序列分析方法 |
| 2.3 早–中奥陶世和晚泥盆世的天文轨道参数 |
| 第三章 华北西缘奥陶纪旋回地层学研究 |
| 3.1 序言 |
| 3.2 鄂尔多斯盆地地质背景和研究剖面概述 |
| 3.2.1 贺兰山地区下岭南沟剖面 |
| 3.2.2 桌子山地区大石门剖面 |
| 3.3 下岭南沟剖面旋回地层学研究 |
| 3.3.1 古气候替代指标的获取和遴选 |
| 3.3.2 下岭南沟剖面旋回地层分析 |
| 3.3.3 下岭南沟剖面天文年代标尺的建立 |
| 3.4 大石门剖面旋回地层学研究 |
| 3.4.1 古气候替代指标的获取和遴选 |
| 3.4.2 大石门剖面化学地层特征 |
| 3.4.3 大石门剖面旋回地层分析 |
| 3.4.4 大石门剖面浮动天文年代标尺的建立 |
| 3.4.5 中奥陶世斜率周期驱动的灰岩-页岩沉积旋回及其古气候变化 |
| 3.4.6 中奥陶世较短的斜率和岁差周期及日长计算 |
| 第四章 华北秦皇岛亮甲山奥陶系剖面和华南宜昌黄花场奥陶系剖面的旋回地层学研究 |
| 4.1 地质背景和研究剖面概述 |
| 4.1.1 秦皇岛亮甲山地区地质背景 |
| 4.1.2 亮甲山剖面地层、古环境与古气候 |
| 4.1.3 宜昌黄花场地区地质背景和黄花场剖面特征 |
| 4.2 亮甲山剖面和黄花场剖面旋回地层学研究 |
| 4.2.1 亮甲山剖面旋回地层学研究 |
| 4.2.2 黄花场剖面旋回地层学研究 |
| 4.2.3 早–中奥陶世牙形石生物地层对比 |
| 4.2.4 亮甲山剖面和黄花场剖面天文年代标尺的构建 |
| 4.3 早–中奥陶世气候变化的天文轨道力驱动 |
| 4.4 早奥陶世长周期天文轨道旋回和地球-火星间的混沌现象 |
| 第五章 西准噶尔晚泥盆世旋回地层学研究 |
| 5.1 序言 |
| 5.2 西准噶尔地区地质背景和研究剖面概述 |
| 5.2.1 布龙果尔剖面 |
| 5.2.2 乌兰柯顺剖面 |
| 5.3 布龙果尔剖面旋回地层研究 |
| 5.3.1 古气候替代指标的获取和遴选 |
| 5.3.2 布龙果尔剖面旋回地层学分析 |
| 5.4 乌兰柯顺剖面旋回地层研究 |
| 5.4.1 古气候替代指标的获取和遴选 |
| 5.4.2 乌兰柯顺剖面旋回地层学分析 |
| 5.5 讨论 |
| 5.5.1 洪古勒楞组的时代问题 |
| 5.5.2 晚泥盆世–早石炭世古亚洲洋的海平面变化 |
| 第六章 华南晚泥盆世旋回地层学研究及F–F生物大灭绝的触发因素 |
| 6.1 华南板块晚泥盆世地质背景和研究剖面概述 |
| 6.1.1 拉利剖面 |
| 6.1.2 杨堤剖面 |
| 6.2 拉利剖面旋回地层学研究 |
| 6.2.1 古气候替代指标的获取和遴选 |
| 6.2.2 拉利剖面深度域旋回地层分析 |
| 6.2.3 拉利剖面时间域旋回地层分析 |
| 6.2.4 拉利剖面法门阶天文年代标尺的建立 |
| 6.2.5 法门期牙形石带的数字定年 |
| 6.2.6 晚泥盆世地质事件的数字定年 |
| 6.3 华南F–F之交旋回地层研究 |
| 6.3.1 杨堤剖面古气候替代指标的获取和遴选 |
| 6.3.2 杨堤剖面深度域旋回地层分析 |
| 6.3.3 拉利剖面F–F之交旋回地层研究 |
| 6.3.4 华南F–F之交浮动年代标尺的建立 |
| 6.4 华南F–F生物大灭绝的时间进程和灭绝模式 |
| 6.5 天文轨道力对F–F事件和古气候变化的驱动 |
| 6.5.1 天文轨道力驱动F–F之交海平面变化 |
| 6.5.2 天文旋回驱动 F–F 之交气候变化:来自于牙形石氧同位素的证据 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 问题与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录一:地月系统计算代码 |
（2）华南中三叠统旋回地层学研究（论文提纲范文）
| 个人简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 国内外研究进展及存在的问题 |
| 1.2.1 旋回地层学研究进展 |
| 1.2.2 中三叠世古气候、古海洋和古生态研究进展 |
| 1.2.3 目前研究中存在的问题和不足 |
| 1.3 研究目标及主要内容 |
| 1.3.1 研究目标和拟解决的关键问题 |
| 1.3.2 主要研究内容 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.4 论文完成的工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 华南中三叠统 |
| 2.1.1 中三叠世华南古地理和构造运动 |
| 2.1.2 年代地层 |
| 2.1.3 华南沉积环境演化和层序地层 |
| 2.2 研究剖面 |
| 2.2.1 剖面概况和古地理位置 |
| 2.2.2 贵州关岭永宁镇剖面 |
| 2.2.3 贵州贞丰踊跃和坡轰剖面 |
| 第三章 材料与方法 |
| 3.1 天文旋回理论 |
| 3.2 古气候和氧化还原替代指标 |
| 3.2.1 磁化率、Fe/Al等古气候替代指标 |
| 3.2.2 V/Al、Mo/Al等氧化还原替代指标 |
| 3.2.3 数据采集方法 |
| 3.2.4 沉积间断和地化指标可靠性评估 |
| 3.3 时间序列分析 |
| 3.3.1 时间序列分析(多窗口频谱和演化图谱) |
| 3.3.2 沉积速率的可视化(COCO和 eCOCO) |
| 3.4 扬子台地古海平面重建 |
| 3.4.1 基于沉积相的三级层序 |
| 3.4.2 基于数据的动力噪音模型(DYNOT和 ρ1) |
| 第四章 实验与分析结果 |
| 4.1 古气候和氧化还原替代指标 |
| 4.1.1 磁化率、Fe/Al和 P/Al变化趋势 |
| 4.1.2 V/Al、Mo/Al等变化趋势 |
| 4.1.3 沉积间断和地化指标可靠性 |
| 4.2 时间序列分析 |
| 4.2.1 永宁镇剖面时间序列分析结果 |
| 4.2.2 踊跃和坡轰剖面时间序列分析结果 |
| 4.3 扬子台地古海平面重建 |
| 第五章 中三叠世天文驱动力影响下的古气候与古海洋 |
| 5.1 中三叠世天文地质年代标尺 |
| 5.2 天文驱动影响的大陆风化强弱在扬子台地的响应 |
| 5.2.1 大陆风化和古气候对天文驱动的响应 |
| 5.2.2 陆源碎屑输入对古海洋生产力的影响 |
| 5.3 不同沉积环境下海平面变化对天文驱动的响应 |
| 5.3.1 早期滨海相海平面变化对天文驱动的响应 |
| 5.3.2 中-晚期浅海相海平面变化对天文驱动的响应 |
| 5.4 扬子台地古海洋氧化还原条件的演化 |
| 5.4.1 早期滨海相古海洋氧化还原条件的演化 |
| 5.4.2 中-晚期浅海相古海洋氧化还原条件的演化 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 结论与工作展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 不足之处和展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（3）白垩纪松辽盆地及邻区年际古气候 ——来自年纹层证据（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 全球变暖与气候变化的主控因素 |
| 1.1.2 高分辨率古气候与古环境研究 |
| 1.1.3 年纹层开展古环境与古气候研究的优势 |
| 1.1.4 项目依托 |
| 1.2 年纹层研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 年纹层研究分布 |
| 1.2.2 年纹层的分类、识别与形成机理 |
| 1.2.3 年纹层形成的控制因素及其应用 |
| 1.3 研究内容及意义 |
| 1.4 技术路线 |
| 1.5 论文创新点 |
| 1.6 工作量小结 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 松辽盆地 |
| 2.1.1 松辽盆地构造演化与地层特征 |
| 2.1.2 松辽盆地白垩纪古气候与古环境研究 |
| 2.1.3 松辽盆地松科2井(SK-2) |
| 2.2 辽西四合屯地区 |
| 2.2.1 四合屯地区地层特征 |
| 2.2.2 四合屯地区早白垩世古环境研究 |
| 2.3 辽北秀水盆地 |
| 2.3.1 秀水盆地构造演化 |
| 2.3.2 秀水盆地早白垩世义县组古环境研究 |
| 2.3.3 秀水盆地辽法地1井(LF-D1) |
| 3 材料与方法 |
| 3.1 实验样品 |
| 3.1.1 样品采集 |
| 3.1.2 样品前期处理 |
| 3.2 细粒沉积岩描述与划痕实验 |
| 3.2.1 细粒沉积岩描述内容 |
| 3.2.2 细粒沉积岩划痕实验与粒度统计 |
| 3.3 分析测试方法及其流程 |
| 3.3.1 显微镜观察 |
| 3.3.2 扫描电子显微分析(SEM) |
| 3.3.3 微区X射线荧光分析(μ-XRF) |
| 3.3.4 X射线衍射分析(XRD) |
| 3.3.5 阴极发光分析(CL) |
| 3.4 数据的获取与处理 |
| 3.4.1 数据的获取 |
| 3.4.2 数据的分析 |
| 4 年纹层测试与分析结果 |
| 4.1 松辽盆地晚白垩世嫩江组一段 |
| 4.1.1 细粒沉积学研究 |
| 4.1.2 嫩江组一段XRD特征 |
| 4.1.3 细粒沉积岩沉积水动力分析 |
| 4.1.4 纹层成因分析 |
| 4.1.5 年纹层频谱分析 |
| 4.2 辽西四合屯地区义县组 |
| 4.2.1 纹层成因分析 |
| 4.2.2 年纹层频谱分析 |
| 4.3 辽北秀水盆地义县组三段 |
| 4.3.1 条带状细粒沉积岩/页岩岩相划分 |
| 4.3.2 纹层成因分析 |
| 4.3.3 年纹层频谱分析 |
| 4.4 小结 |
| 5 深时太阳活动的年纹层记录 |
| 5.1 太阳活动对地球气候系统的影响 |
| 5.2 本文的太阳活动记录 |
| 5.3 深时太阳活动记录的持续性 |
| 5.4 小结 |
| 6 白垩纪ENSO记录 |
| 6.1 ENSO对地球气候系统的影响 |
| 6.2 温室气候下的ENSO |
| 6.3 本文的白垩纪ENSO记录 |
| 6.4 温室气候下存在更强的ENSO |
| 6.5 小结 |
| 7 主要的结论与认识 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 作者简介 |
（4）北羌塘盆地唢呐湖组沉积环境与高原隆升响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 研究历史及现状 |
| 1.2.1 青藏高原隆升研究现状 |
| 1.2.2 北羌塘盆地唢呐湖组研究现状 |
| 1.2.3 拟要解决的科学问题 |
| 1.3 研究思路与研究内容 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 论文完成工作量 |
| 1.5 论文主要创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造 |
| 2.1.1 可可西里—金沙江缝合带 |
| 2.1.2 羌塘盆地 |
| 2.1.3 班公湖—怒江缝合带 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 古近系 |
| 2.2.2 新近系 |
| 2.2.3 第四系 |
| 第3章 北羌塘盆地唢呐湖组沉积特征及沉积相分析 |
| 3.1 地层沉积特征 |
| 3.2 岩石特征及矿物学特征 |
| 第4章 地球化学特征及稳定同位素特征 |
| 4.1 地球化学特征 |
| 4.1.1 主量元素地球化学特征 |
| 4.1.2 微量元素地球化学特征 |
| 4.1.3 稀土元素地球化学特征 |
| 4.1.4 地球化学特征分析 |
| 4.2 碳、氧同位素特征 |
| 4.2.1 实验结果及数据可靠性 |
| 4.2.2 成岩蚀变分析 |
| 4.2.3 古高程计算 |
| 4.2.4 古湖泊环境 |
| 4.2.5 古湖泊盐度 |
| 4.3 硫同位素特征 |
| 4.3.1 分析测试及实验结果 |
| 4.3.2 硫同位素的环境指示意义 |
| 第5章 北羌塘盆地唢呐湖组碎屑锆石研究及孢粉研究 |
| 5.1 碎屑锆石研究 |
| 5.1.1 样品及测试分析方法 |
| 5.1.2 Th、U比值分析及锆石特征 |
| 5.1.3 锆石测试分析结果 |
| 5.1.4 年龄数据讨论 |
| 5.2 孢粉研究 |
| 5.2.1 样品采集及处理 |
| 5.2.2 孢粉分析结果 |
| 5.2.3 孢粉组合划分及气候特征 |
| 第6章 北羌塘盆地唢呐湖组演化及其对高原隆升的响应 |
| 6.1 唢呐湖组沉积环境研究 |
| 6.2 对高原隆升的响应 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得成果 |
| 附录 |
（5）叶蜡烷烃单体同位素对青藏高原中-晚新生代古地形和古环境的约束（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 青藏高原古高程研究进展 |
| 1.1.2 青藏高原深时古环境研究 |
| 1.1.3 叶蜡烷烃单体同位素研究进展 |
| 1.2 研究内容及意义 |
| 1.3 工作量小结 |
| 1.4 论文创新点 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 可可西里盆地地质背景 |
| 2.1.1 可可西里盆地构造特征 |
| 2.1.2 可可西里盆地地层特征和时代约束 |
| 2.1.3 可可西里盆地沉积演化历史 |
| 2.2 扎达盆地地质背景 |
| 2.2.1 扎达盆地构造特征 |
| 2.2.2 扎达盆地地层特征和年龄约束 |
| 2.2.3 扎达盆地古高程与古环境 |
| 3 实验方法 |
| 3.1 叶蜡烷烃单体同位素测定 |
| 3.1.1 测定仪器和原理 |
| 3.1.2 实验流程 |
| 3.2 碳酸盐岩碳氧同位素分析 |
| 3.3 TOC、TN含量及碳氮稳定同位素分析 |
| 3.4 砂岩颗粒成分统计 |
| 3.5 锆石U-Pb年代学分析 |
| 4 可可西里盆地演化和隆升历史 |
| 4.1 雅西错群沉积环境分析 |
| 4.2 雅西错群物源分析 |
| 4.2.1 砂岩颗粒成分统计 |
| 4.2.2 雅西错群碎屑锆石及沉积年龄约束 |
| 4.2.3 雅西错群碎屑锆石物源分析 |
| 4.3 可可西里盆地演化 |
| 4.4 叶蜡烷烃单体氢同位素古高程 |
| 4.4.1 单体氢同位素结果 |
| 4.4.2 成岩作用对叶蜡烷烃同位素的影响 |
| 4.4.3 晚始新世-渐新世大气降水同位素重建 |
| 4.4.4 古高程计算 |
| 4.4.5 误差分析 |
| 4.5 青藏高原中北部晚始新世-渐新世古地形 |
| 4.6 可可西里盆地隆升历史 |
| 4.7 小结 |
| 5 扎达盆地古环境演化与南亚季风 |
| 5.1 实测剖面和年龄约束 |
| 5.2 碳酸盐岩碳氧同位素及古环境意义 |
| 5.3 总有机碳含量和碳同位素 |
| 5.4 叶蜡烷烃单体同位素及其古环境意义 |
| 5.4.1 烷烃分布特征和分子指标 |
| 5.4.2 叶蜡烷烃单体碳同位素 |
| 5.4.3 叶蜡烷烃单体氢同位素 |
| 5.4.4 叶蜡烷烃单体同位素的古环境意义 |
| 5.5 札达盆地古环境演化与南亚季风 |
| 5.5.1 晚中新世-早上新世札达盆地古环境演化 |
| 5.5.2 晚中新世-早上新世南亚季风演化 |
| 5.6 小结 |
| 6 结论 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 研究工作展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（6）南沙海域沉积物岩芯生物硅和32Si研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1 研究意义 |
| 1.1 生物硅的研究意义 |
| 1.2 雨水和沉积物~(32)Si的研究意义 |
| 2 研究进展 |
| 2.1 生物硅的研究进展 |
| 2.2 沉积物32Si的研究进展 |
| 3 研究计划 |
| 3.1 研究内容 |
| 3.2 技术路线 |
| 第二章 研究方法 |
| 1 研究海域与样品 |
| 1.1 研究海域概况 |
| 1.2 研究岩芯与样品 |
| 2 海洋沉积物生物硅和碳酸盐的测量方法 |
| 2.1 实验仪器和试剂 |
| 2.2 测量流程 |
| 2.3 分光测量与计算过程 |
| 2.4 条件实验 |
| 3 海洋沉积物铀的测量方法 |
| 3.1 实验仪器和试剂 |
| 3.2 测量流程 |
| 3.3 条件实验 |
| 3.4 质量控制 |
| 3.5 小结 |
| 4 海洋沉积物钍的测量方法 |
| 4.1 实验仪器和试剂 |
| 4.2 测量流程 |
| 4.3 计算过程 |
| 4.4 条件实验与质量控制 |
| 5 海洋沉积物有机碳、含水量以及重金属的测量方法 |
| 第三章 年代学方法 |
| 1 天然放射性核素γ谱分析 |
| 2 ~(210)Pb过剩法测年 |
| 2.1 方法原理 |
| 2.2 沉积速率 |
| 3 ~(230)Th过剩法测年 |
| 3.1 方法原理 |
| 3.2 沉积速率 |
| 4 ~(14)C方法测年 |
| 4.1 方法原理 |
| 4.2 沉积速率 |
| 5 ~(32)Si方法测年 |
| 5.1 方法原理 |
| 5.2 沉积速率 |
| 6 南沙海域沉积物岩芯年代序列建立 |
| 6.1 沉积速率汇总 |
| 6.2 年代序列的建立 |
| 7 本研究南沙海域沉积速率与参考文献的比较 |
| 第四章 南沙海域沉积物岩芯生物硅、碳酸盐、铀和钍的地球化学 |
| 1 南沙海域沉积物岩芯生物硅、碳酸盐、铀和钍含量的水平分布 |
| 1.1 南沙海域沉积物岩芯生物硅和碳酸盐等含量水平分布 |
| 1.2 南沙海域沉积物岩芯铀和钍等含量水平分布 |
| 1.3 本研究与参考文献中生物硅、碳酸盐、铀和钍含量的比较 |
| 2 南沙海域沉积物岩芯生物硅、碳酸盐、铀和钍含量的垂直分布 |
| 2.1 六个短岩芯生物硅、碳酸盐、铀和钍含量的垂直分布 |
| 2.2 长岩芯NS-7和NS-8生物硅、碳酸盐、铀和钍含量的垂直分布 |
| 2.3 南沙海域沉积物岩芯的Th/U比值及其揭示的沉积环境 |
| 3 南沙海域沉积物岩芯生物硅、碳酸盐、铀和钍等质量累积速率与古海洋意义 |
| 3.1 生物硅、碳酸盐、有机碳、铀和钍的质量累积速率水平分布 |
| 3.2 生物硅、碳酸盐、有机碳、铀和钍的质量累积速率垂直分布 |
| 3.3 生物硅和碳酸盐等的质量累积速率与古气候的关系 |
| 3.4 沉积物岩芯生物硅、碳酸盐、铀和钍等质量累积速率反映的环境变化周期 |
| 4 南沙海域沉积物岩芯生物硅、碳酸盐、有机碳、铀和钍等相关性分析 |
| 4.1 生物硅、碳酸盐、有机碳、铀和钍等含量的相关性分析 |
| 4.2 生物硅、碳酸盐、有机碳、铀和钍的质量累积速率相关性分析 |
| 5 本章小结 |
| 第五章 南沙海域沉积物岩芯~(32)Si的研究 |
| 1 实验仪器和试剂 |
| 1.1 实验仪器 |
| 1.2 实验试剂 |
| 2 测量流程 |
| 2.1 样品前处理 |
| 2.2 生物硅的分离与纯化 |
| 2.3 生物硅样品中磷的分离与纯化 |
| 2.4 ~(32)P的制样与β计数测量 |
| 3 计算过程 |
| 3.1 活度计算 |
| 3.2 误差计算 |
| 4 条件实验 |
| 4.1 生物硅的分离 |
| 4.2 生物硅样品中磷的分离与纯化 |
| 5 样品测量 |
| 5.1 沉积物样品生物硅的提取结果 |
| 5.2 ~(32)p的测量 |
| 6 结果与讨论 |
| 6.1 南沙海域沉积物岩芯~(32)Si的活度水平 |
| 6.2 南沙海域沉积物岩芯~(32)Si的年代应用 |
| 6.3 ~(32)Si的全球沉降通量 |
| 7 本章小结 |
| 第六章 雨水~(32)Si的研究 |
| 1 实验仪器和试剂 |
| 1.1 实验仪器 |
| 1.2 实验试剂 |
| 2 实验流程 |
| 2.1 方法原理 |
| 2.2 水样采集与Fe(OH)_3共沉淀富集硅 |
| 2.3 硅的分离 |
| 2.4 硅的纯化 |
| 2.5 ~(32)P的分离、纯化与β计数测量 |
| 3 磷钼蓝分光光度法测定磷含量 |
| 3.1 测量步骤 |
| 3.2 预实验——海洋沉积物总磷的测定 |
| 4 结果与讨论 |
| 4.1 活度计算过程与结果 |
| 4.2 ~(32)Si的沉降通量 |
| 4.3 本研究与参考文献研究结果的比较 |
| 4.4 方法讨论 |
| 5 本章小结 |
| 第七章 结语 |
| 1 方法学 |
| 1.1 海洋沉积物生物硅与碳酸盐的测量方法 |
| 1.2 海洋沉积物~(32)Si的测量方法 |
| 1.3 雨水~(32)Si的测量方法 |
| 1.4 海洋沉积物铀含量的液体激光荧光测定方法 |
| 2 年代学 |
| 3 南沙海域沉积物岩芯生物硅、碳酸盐、铀和钍的地球化学 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间发表的论文 |
| 附表 |
| 致谢 |
（7）钻孔揭示的河套盆地新生代环境与库布齐沙漠形成演化历史（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 亚洲内陆干旱化研究进展 |
| 1.1.1 粉尘沉积记录 |
| 1.1.2 内陆干旱盆地记录 |
| 1.1.3 内陆沙漠记录 |
| 1.2 河套盆地古环境及库布齐沙漠演化研究进展 |
| 1.2.1 河套盆地古环境研究进展 |
| 1.2.2 库布齐沙漠形成演化研究进展 |
| 1.3 本研究的意义、内容和方法 |
| 1.3.1 研究意义 |
| 1.3.2 研究内容和研究方法 |
| 第二章 地质与地层 |
| 2.1 研究区自然地理地貌 |
| 2.2 区域地层与古环境 |
| 2.3 区域构造及盆地发育 |
| 2.4 研究钻孔与地层 |
| 第三章 WEDP05钻孔年代学 |
| 3.1 磁性地层学原理及方法 |
| 3.2 岩石磁学 |
| 3.2.1 岩石磁学测量 |
| 3.2.2 岩石磁学结果 |
| 3.3 磁性地层年代学 |
| 3.3.1 古地磁测量及分析 |
| 3.3.2 磁性地层及年代框架 |
| 3.4 OSL和ESR年代学 |
| 3.4.1 测年原理及影响因素 |
| 3.4.2 样品采集和测量 |
| 3.4.3 OSL和ESR测年结果 |
| 第四章 WEDP05钻孔沉积相分析 |
| 4.1 岩性宏观判识 |
| 4.2 古生物证据 |
| 4.3 扫描电镜分析 |
| 4.4 粒度分析 |
| 4.4.1 粒度实验处理方法 |
| 4.4.2 粒度分析方法 |
| 4.4.3 粒度分析结果与沉积相 |
| 4.5 WEDP05钻孔沉积相划分结果 |
| 第五章 WEDP05钻孔古环境代用指标及记录 |
| 5.1 古环境代用指标测量方法 |
| 5.2 代用指标古环境意义及记录 |
| 5.2.1 粒度 |
| 5.2.2 色度 |
| 5.2.3 磁化率 |
| 5.2.4 碳酸盐碳氧同位素 |
| 5.2.5 有机质含量及其碳和氮同位素 |
| 5.3 河套盆地古环境重建 |
| 第六章 河套盆地新生代环境和库布齐沙漠形成演化 |
| 6.1 河套盆地新生代环境演化 |
| 6.2 库布齐沙漠的形成及地质意义 |
| 6.2.1 库布齐沙漠的形成及发育模式 |
| 6.2.2 对黄土高原物源的指示意义 |
| 6.3 黄河形成及河套古湖的演化 |
| 6.3.1 早更新世黄河的形成 |
| 6.3.2 河套古湖形成与黄河演化 |
| 第七章 结论 |
| 参考文献 |
| 附录1 |
| 附录2 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（8）柴达木盆地东北缘中中新世以来气候与化学风化作用的演化（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 新生代全球气候环境变化 |
| 1.2.2 亚洲内陆干旱化演化历史及其驱动机制 |
| 1.3 研究目的与内容 |
| 1.3.1 研究目的与意义 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 主要工作量 |
| 第二章 区域地质背景与剖面概况 |
| 2.1 区域地质背景与自然地理 |
| 2.1.1 自然地理概况 |
| 2.1.2 盆地构造位置与构造单元的划分 |
| 2.1.3 盆地内新生代地层分布 |
| 2.2 研究剖面地层特征与年代 |
| 第三章 气候代用指标选取与测试分析 |
| 3.1 气候代用指标选取与环境指征意义 |
| 3.1.1 CaCO_3、SO_4~(2-)和Cl~- |
| 3.1.2 CIA指数、Rb/Sr比值以及其他特征元素指标 |
| 3.2 样品采集与测试分析 |
| 3.2.1 CaCO_3、SO_4~(2-)和Cl~-含量测定 |
| 3.2.2 小于2μm粘土提取及其主量、微量元素测定 |
| 3.3 气候代用指标结果分析 |
| 3.3.1 CaCO_3、SO_4~(2-)和Cl~-的变化特征 |
| 3.3.2 粘土矿物中元素的变化特征 |
| 第四章 柴达木盆地中中新世以来气候演化以及化学风化历史 |
| 4.1 怀头他拉剖面中中新世以来气候演化 |
| 4.2 柴达木盆地东北缘中中新世以来的源区化学风化历史 |
| 4.2.1 怀头他拉剖面8.1Ma以来化学风化作用变化趋势 |
| 4.2.2 柴达木盆地中中新世以来化学风化强度变化 |
| 4.3 柴达木盆地东北缘中中新世以来气候演化机制探讨 |
| 第五章 结论与存在问题 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 存在问题与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间研究成果 |
| 致谢 |
（9）泾川黄土剖面松山—布容古地磁极性倒转记录的可靠性探讨（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 黄土沉积物中MB倒转研究现状 |
| 1.2.2 MB界线在黄土和海洋沉积物中记录对比 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.4 论文工作概况 |
| 第二章 研究区概况与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 样品采集、加工及实验方法 |
| 2.2.1 样品采集 |
| 2.2.2 样品加工 |
| 2.2.3 实验方法 |
| 第三章 岩石磁学特征 |
| 3.1 主要磁性矿物及其磁学性质 |
| 3.1.1 磁性矿物种类 |
| 3.1.2 磁铁矿 |
| 3.1.3 磁赤铁矿 |
| 3.1.4 赤铁矿 |
| 3.1.5 针铁矿 |
| 3.2 岩石磁学基本参数及研究方法 |
| 3.2.1 IRM特征 |
| 3.2.2 M-T曲线特征 |
| 3.2.3 磁滞回线特征 |
| 第四章 古地磁学特征 |
| 4.1 古地磁原理及方法 |
| 4.2 退磁数据处理 |
| 4.2.1 退磁数据处理原理及原则 |
| 4.2.2 古地磁极位置的计算 |
| 4.3 相对古强度测量方法 |
| 4.4 泾川剖面古地磁方向 |
| 4.5 泾川剖面地磁场相对古强度 |
| 第五章 讨论 |
| 5.1 AMS检验 |
| 5.2 泾川剖面MB倒转带位置 |
| 5.3 MB倒转持续时间 |
| 5.4 形态学特征差异分析 |
| 第六章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附件 |
（10）腾格里沙漠腹地钻孔揭示的沙漠形成与古环境演化历史（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 前言 |
| 第一章 绪论 |
| 本章摘要 |
| 1.1 亚洲内陆沙漠形成历史研究现状 |
| 1.1.1 风尘沉积序列关于亚洲内陆干旱化的研究现状 |
| 1.1.2 中国西北地区沙漠形成和演化历史的研究现状 |
| 1.2 干旱化驱动机制研究回顾 |
| 1.2.1 特提斯海退缩对亚洲内陆干旱化的贡献 |
| 1.2.2 青藏高原隆升对亚洲内陆干旱区形成的作用 |
| 1.2.3 晚新生代全球降温对亚洲内陆干旱区形成的影响 |
| 1.3 腾格里沙漠腹地钻探的研究意义、研究内容与研究目标 |
| 1.3.1 研究意义 |
| 1.3.2 研究内容与研究目标 |
| 第二章 腾格里沙漠腹地钻孔的地层记录 |
| 本章摘要 |
| 2.1 腾格里沙漠概况及其新生代地层简介 |
| 2.2 腾格里沙漠钻探和岩心样品采集 |
| 2.3 腾格里沙漠腹地钻孔的地层描述 |
| 第三章 地层年代学研究 |
| 本章摘要 |
| 3.1 磁学基本原理与仪器介绍 |
| 3.1.1 物质的磁性 |
| 3.1.2 广义铁磁性的分类 |
| 3.1.3 自然界中磁性矿物剩磁的获得 |
| 3.1.4 常用岩石(环境)磁学参数 |
| 3.1.5 本论文中涉及的岩石(环境)磁学实验方法 |
| 3.1.6 古地磁学原理和退磁 |
| 3.1.7 剩磁测量的仪器简介 |
| 3.2 岩石磁学样品分析 |
| 3.2.1 岩石磁学样品测量 |
| 3.2.2 岩石磁学样品结果分析 |
| 3.3 古地磁样品测量和磁性地层建立 |
| 3.3.1 古地磁样品测量与数据分析 |
| 3.3.2 磁性地层 |
| 3.4 ESR定年和光释光定年 |
| 3.4.1 光释光(OSL)测试 |
| 3.4.2 ESR样品测试与结果 |
| 第四章 沉积相分析 |
| 本章摘要 |
| 4.1 颗粒表面微观特征 |
| 4.2 粒度特征分析 |
| 4.2.1 粒度样品测量与分析 |
| 4.2.2 腾格里沙漠表土样和钻孔样品的粒度分布特征 |
| 4.2.3 粒度组分成因分析 |
| 4.2.4 粒度组分分离结果 |
| 4.3 钻孔沉积相演变 |
| 第五章 古环境记录 |
| 本章摘要 |
| 5.1 风成组分的粒度记录 |
| 5.2 磁化率 |
| 5.2.1 磁化率的测量与结果 |
| 5.2.2 磁化率的古环境意义 |
| 5.3 色度 |
| 5.3.1 色度指标的古环境意义 |
| 5.3.2 色度的测量与结果 |
| 5.4 元素地球化学 |
| 5.4.1 元素地球化学代用指标概述 |
| 5.4.2 元素地球化学样品的测量和结果 |
| 5.4.3 元素指标指示的物源变化 |
| 5.4.4 元素指标指示的古环境变化 |
| 5.5 古环境记录总结 |
| 第六章 讨论 |
| 本章摘要 |
| 6.1 腾格里沙漠形成演化历史与中国西北沙漠的演化过程 |
| 6.1.1 3.55Ma以来腾格里沙漠的干旱化历史与沙漠形成 |
| 6.1.2 晚上新世以来中国西北沙漠的形成和扩张及其响应 |
| 6.1.3 黄土粉尘源区的探讨 |
| 6.2 中国西北沙漠形成演化的驱动因素分析 |
| 6.2.1 青藏高原隆升与中国西北沙漠形成的关系及沙漠发育模式探讨 |
| 6.2.2 晚上新世以来中国西北干旱化与全球降温的关系探讨 |
| 第七章 结论、问题和展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间研究成果 |
| 致谢 |
四、Characteristics of Uvigerina in the Northwestern Indian Ocean: Paleo-environmental implications（论文参考文献）
- [1]中国早—中奥陶世和晚泥盆世天文年代学及古气候变化的天文驱动力研究[D]. 马坤元. 中国地质大学, 2021(02)
- [2]华南中三叠统旋回地层学研究[D]. 刘冬洋. 中国地质大学, 2021(02)
- [3]白垩纪松辽盆地及邻区年际古气候 ——来自年纹层证据[D]. 田兴. 中国地质大学(北京), 2021
- [4]北羌塘盆地唢呐湖组沉积环境与高原隆升响应[D]. 沈利军. 成都理工大学, 2020(04)
- [5]叶蜡烷烃单体同位素对青藏高原中-晚新生代古地形和古环境的约束[D]. 林杰. 中国地质大学(北京), 2020(01)
- [6]南沙海域沉积物岩芯生物硅和32Si研究[D]. 詹晓青. 厦门大学, 2017(07)
- [7]钻孔揭示的河套盆地新生代环境与库布齐沙漠形成演化历史[D]. 李宝锋. 兰州大学, 2016(06)
- [8]柴达木盆地东北缘中中新世以来气候与化学风化作用的演化[D]. 应红. 兰州大学, 2016(08)
- [9]泾川黄土剖面松山—布容古地磁极性倒转记录的可靠性探讨[D]. 栗粲圪. 中国地质大学(北京), 2016(02)
- [10]腾格里沙漠腹地钻孔揭示的沙漠形成与古环境演化历史[D]. 李再军. 兰州大学, 2013(05)