一、南海中部沉积物捕集器中浮游有孔虫的稳定同位素分析（论文文献综述）
梁诗茵,向荣,杨艺萍,钟福昌,袁曼曼[1]（2021）在《南海西沙和南沙捕获器浮游有孔虫通量季节变化与区域对比》文中进行了进一步梳理对2012—2013年南海西沙和南沙沉积物捕获器中浮游有孔虫进行了分析,共鉴定出13属20种,群落组合以热带亚热带暖水属种为主。上层捕获器中浮游有孔虫年通量在南沙海区(201 480枚·m-2·y-1)明显较高,是西沙海区(99 676枚·m-2·y-1)的两倍多。在西沙海区,下层捕获器浮游有孔虫年通量(207 386枚·m-2·y-1)是上层的两倍多,且小粒径（150～250μm）壳体主要集中在下层,推测是区域的深层水流侧向搬运所导致。浮游有孔虫总通量和主要属种Globigerinoides sacculifer,G.ruber,Neogloboquadrina dutertrei,Globigerinita glutinata,Globigerinella aequilateralis和Pulleniatina obliquiloculata的通量均呈现出明显的季节变化。西沙浮游有孔虫的通量主要出现在冬半年,有两个明显峰值,分别出现在季风间歇期和冬季风盛行期间;南沙浮游有孔虫通量则与季风变化密切相关,表现为冬夏"双峰型",在冬季12月—3月和夏季5月—8月呈现较高通量。南沙夏季的通量峰值主要由Globigerinoides sacculifer贡献。Globigerina bulloides几乎只在冬季出现,而Globigerinoides conglobatus只出现在夏季,研究认为它们分别有作为南海冬季指示种和夏季指示种的潜力。
叶孝贤[2]（2021）在《北大西洋中纬度海域浮游有孔虫揭示的70ka以来古海洋环境演化》文中指出北大西洋中纬度海域（40-50°N）位于亚极地环流圈（SPG）和亚热带环流圈（STG）相互作用地带,是全球气候变化较为敏感地区。由于位置独特,该区域主要汇集了2种不同的水团:低温低盐的极地水和高温高盐的北大西洋暖流（NAC）。夏季NAC向北增强,上层水体被亚热带温暖和贫营养水团所覆盖,导致水体分层和混合层变薄。而极地水流入时,上层水体被寒冷和高生产力的水所覆盖,导致温度和盐度梯度减小,进而形成均匀的厚混合层。研究表明冰期极地水周期性地从现代位置扩张至中纬度海域,北大西洋的洋流体系向南和向东移动,SPG增强。这归因于北大西洋周围冰盖的反复崩塌,产生大量融水,最终削弱了北大西洋深层水的形成。因此,该区域的古海洋学研究逐渐成为人们关注的焦点。本文以冰筏碎屑（IRD）带中的重力柱岩芯Hu71-377为研究对象,该岩芯是由Dalhousie大学的Hu71022航次采集。通过在加速器质谱仪(AMS14C)上测定14C年龄,建立了Hu71-377中0～30 ka的年龄模型。30～70 ka的年龄模型通过以下方法构建:将Neogloboquadrina pachyderma的δ18O调谐至格陵兰冰芯（NGRIP）和亚极地岩芯PS2644中N.pachyderma的同位素地层学记录比对,获得相关年龄控制点。这项研究分析了多种代用指标,如IRD、浮游有孔虫组合、N.pachyderma和Neogloboquadrina incompta的δ18O和δ13C。研究还通过相同物种的Mg/Ca值和δ18O重建了研究区近70 ka以来的海洋表层温度（SST）和海洋表层盐度（SSS）。通过研究,获得以下结论:（1）岩芯Hu71-377中识别了6个Heinrich事件（H事件）,分别发生在距今:～15.6 ka、～22 ka、～29 ka、～38 ka、～46.5 ka和～62 ka。H2和H4是H事件的典型特征,而具有狭窄IRD峰的H3和H6与北大西洋东部和IRD南缘岩芯中缺乏IRD峰值的观点相反。此外,H1期间存在2个IRD峰值,表明至少有2个阶段的冰流排放。因此,H1.1和H1.2之间的IRD间断（～15.1 ka）可能是冰消期融水和不同冰流引起的。（2）H事件记录了上层水柱的不同水文变化。H3和H5期间δ18ON.pachyderma未观察到与其他H事件δ18ON.pachyderma一样显着变轻的特征,可能是H1、H2、H4和H6期间融水影响更为强烈。而H3和H5期间可能受到更多暖水流入,从而减弱了融水作用。N.pachyderma和N.incompta的Mg/Ca值被用来重建近70 ka以来SST变化。结果显示,H2期间海表冷却。但是,H1和H6期间SSTN.pachyderma和SSTN.incompta显着升高6～8℃。H4期间仅SSTN.pachyderma升高3.5℃。值得注意的是H3和H5期间SSTN.incompta升高3℃,再次说明H3和H5期间可能有季节性北大西洋暖水输入。（3）N.pachyderma和N.incompta在浮游有孔虫组合中占主导。计算N.incompta与N.pachyderma相对丰度的比值,以推断研究区70 ka以来与水团变迁有关的SST。MIS2期和MIS4期比值<50%,反映了极地冷水团侵入后较为寒冷的环境;而MIS3期暖期和全新世比值>50%,反映高温高盐的NAC流入。但是,由于浮游有孔虫的季节性差异和栖息深度变化可能导致其相对丰度的变化,故N.incompta与N.pachyderma相对丰度比值的结果可能高估了研究区SST。考虑到有孔虫相对丰度比的限制,本研究使用Mg/Ca指标来重建SST。（4）利用SST和δ18O分别重建了N.incompta和N.pachyderma的海水背景值δ18Ow和SSS。从SSSN.pachyderma和SSSN.incompta可以看出:由于受融水和北大西洋暖水相互作用,H3期间上层水柱中存在较强的温跃层和盐跃层。此时,北大西洋经向翻转流（AMOC）可能仍然较强。但是,H1、H2、H4和H6期间SSSN.pachyderma和SSSN.incompta显着降低,表明强烈的融水作用可能减弱了AMOC。（5）MIS4期SSSN.pachyderma和SSSN.incompta间差值减小,表明强烈的对流混合;而SSTN.pachyderma和SSTN.incompta差值增大,可能是海表冷却和海水混合使得MIS4期上层水柱中N.pachyderma向深处栖息。MIS3期暖期温跃层消失,但MIS3期冷期至MIS2期,上层水柱形成一个均匀且厚重的混合层。MIS1期SST和SSS呈负相关,全球海平面升高解释了SSS降低。（6）δ13C表明MIS3期和MIS1期δ13C偏重,说明海气交换良好,而MIS4期和MIS2期海气交换减弱。δ13CN.pachyderma和δ13CN.incompta间差值可能主要反映H事件的古环境。H1、H2和H6期间δ13CN.pachyderma和δ13CN.incompta差值减小,可能受温跃层变深或强风驱动的海水垂向混合的影响。然而,H4和H5期间δ13C差值增大,表明季节性温跃层变浅,与夏季NAC增强和水体分层有关。此外,δ13CN.pachyderma与其壳体重量无显着相关性;相反,N.incompta壳体重量与δ13CN.incompta在寒冷的LGM呈正相关、在温暖的全新世呈负相关,说明壳体重量可能引起壳体δ13C与海水∑CO2的δ13C偏移。因此,不排除H事件期间壳体重量增加可能使得δ13CN.incompta变重,进而导致δ13CN.pachyderma和δ13CN.incompta差值增大。
张钰莹[3]（2021）在《西北太平洋40万年来有机碳埋藏保存及古生产力演化》文中研究指明本论文以西北太平洋黑潮流区九州海脊北部的重力活塞柱样KPR12岩芯为研究对象,基于有孔虫放射性碳同位素测年、有孔虫稳定氧同位素记录建立了岩芯的年代框架,恢复岩芯底部年龄约40万年;重点研究了有机碳埋藏和海洋古生产力的轨道尺度变化规律及其对陆源输入和海洋环境变化的响应,探讨了该区古生产力的影响因素及其作用机制,初步建立了研究区冰期-间冰期有机碳埋藏保存及其环境响应的演化模式。研究结果表明,KPR12岩芯沉积物中总有机碳（TOC）百分含量整体偏低（0.062%～0.443%,平均0.216%）,碳埋藏通量介于0.82～11.74 mg/cm2/ka,与开放大洋的埋藏量相当;相对边缘海区低1～2个数量级,推测这与研究区缺乏大河直接输入巨量的陆源物质以及海区生产力相对较低有关。岩芯TOC含量与埋藏通量整体呈冰期高-间冰期低的显着旋回特征。此外,有机碳的C/N比、δ13C指示了该区有机质主要受海洋生源和陆源输入的混合贡献,以海洋生源（平均～66%）为主。研究区的陆源物质主要通过风尘和日本九州岛河流输入,同时受到黑潮强度、海平面升降等因素共同影响,冰期陆源有机质埋藏通量更高。研究区硅质生产力较低（生物硅Opal含量～1%）,无明显的冰期旋回变化特征;碳酸钙（Ca CO3）和生源钡（Bio-Ba）含量指示古生产力变化明显呈间冰期高-冰期低的旋回特征,与有机碳埋藏通量以及亚洲风尘的变化规律相反,说明TOC作为海洋古生产力替代指标具有局限性,同时风尘可能对该区海洋生产力的促进作用有限。根据Bio-Ba含量重建,显示研究区40万年来的初级生产力整体较低（冰期105mg/m2/ka,间冰期128 mg/m2/ka）,这可能是由于表层营养盐浓度较低所致。同时,冰期时北太平洋中层水（NPIW）形成加强致使水体层化显着,阻碍了底部营养物质向表层输送,进而抑制了初级生产力。沉积氧化还原敏感元素（RSEs）的富集特征指示研究区底层沉积物-水界面处于相对氧化状态;但其含氧条件及陆源细颗粒物质含量具有冰期-间冰期的差异。具体表现为冰期时RSEs（V、Th、Tl、Ga等）富集程度较高,指示水界面相对偏还原,更有利于有机质的埋藏和保存。同时岩芯细粒组分与TOC呈一定的负相关,且冰期时细粒物质输入增加,可吸附更多有机质并加速其向海底沉降。反之,间冰期时水界面的溶解氧含量相对较高、细颗粒物输入减少,有机碳的埋藏通量降低。综上,研究区的TOC埋藏对气候变化具有显着的轨道尺度敏感响应,其演化规律与古生产力记录并不耦合,说明古生产力可能不是影响该岩芯TOC埋藏特征的主控因素;另外,在沉积物-水界面氧化还原条件以及细粒物质吸附和沉降等因素的共同驱动下,研究区的有机碳埋藏整体呈现“冰期碳埋藏量更高、间冰期降解作用更显着”的演化模式。
崔亦鹍[4]（2020）在《620 ka以来帝汶海西南部表层海水温盐变化及其影响因素》文中指出印度尼西亚穿越流（Indonesian Throughflow,ITF）控制了印度洋和太平洋间的水体与热量交换,显着影响着现代印太地区的气候和海洋环境,且在过去的区域水文条件演变过程中也起了至关重要的作用。目前,有关ITF在轨道—亚轨道尺度上的研究多限于末次冰期,对其在多个冰期旋回中的演变缺乏认识。帝汶海是ITF进入印度洋的主要通道之一,本研究利用位于ITF帝汶海出口处的IODP363航次U1482钻孔（15°3.32?S,120°26.10?E,水深1446 m）样品,通过浮游有孔虫Trilobatus sacculifer壳体的氧同位素和Mg/Ca分析,重建了620 ka以来帝汶海西南部表层海水温度（Sea Surface Temperature,SST）和剩余氧同位素(δ18Osw-iv)的变化。结合西太平洋暖池区、ITF流经区域、中高纬地区的其它记录,分析了近6次冰期旋回中区域表层水体温度和盐度的演变特征,探讨了其可能的影响因素。620 ka以来,帝汶海西南部的SST呈现冰期低、间冰期高的特征,其演变具有显着的偏心率（100 ka）、斜率（40 ka）和岁差（23 ka、19 ka）周期。其中,岁差信号可能主要来自ITF的源区以及其输运过程中季风、热带辐合带（Intertropical Convergence Zone,ITCZ）降水对其水体来源、强度和结构的影响。此外,当地太阳辐射、区域风场等局地因素的影响对SST的岁差信号也起到了加强作用。SST的斜率信号可能是来自于斜率控制下厄加勒斯流（Agulhas current,AC）向南大西洋的热量输运和鲁汶流（Leeuwin Current,LC）向极暖水输送的变化。SST的偏心率信号则主要源自冰期旋回中全球海洋温度变化在低纬地区的响应。620 ka以来帝汶海西南部,与海表盐度正相关的δ18Osw-iv呈现出冰期低、间冰期高的特征,且其变化具有显着的岁差（23 ka）和斜率（40 ka）周期。分析表明,研究区盐度受当地大气降水及河流输入影响较小,更多的是受ITF结构、强度以及海平面升降等因素的控制。岁差驱动下盛行风向的变换和ITCZ南北位移导致的降水强度变化显着影响了ITF结构与强度,从而令δ18Osw-iv呈现出显着的岁差周期。冰期旋回中海平面周期性的升降导致ITF通道连通性发生改变,作用于ITF结构与强度,使得δ18Osw-iv呈现出冰期低、间冰期高的特征。而斜率驱动下南半球经向温度梯度的周期性变化控制了ITF低盐水体通过鲁汶流的向极输运,从而导致研究区δ18Osw-iv呈现出40 ka的斜率周期。对西太平洋布放沉积物捕获器潜标系统中所遇到的实际问题进行了分析,针对实践中由于样品瓶脱落导致的样品丢失率高（20%左右）的问题,提出在开阔大洋等水动力较强的环境中布放沉积物捕获器时根据当地的洋流环境采取的加固措施,并设计了一种样品瓶专用固定装置,以达到安全回收样品的目的。
陈北辰[5]（2020）在《南海生物礁滩体系发育演化及其南北陆缘差异 ——基于XK1和NK1井精细刻画》文中指出生物礁滩体系是南海最为重要的含油气储层之一,对于生物礁滩体系发育演化及其控制性因素分析一直是地质学研究的前沿热点。南海南、北部均广泛发育碳酸盐岩台地及生物礁,但由于南海岛礁取芯钻井极少,大大制约了南海碳酸盐岩台地及生物礁滩体系研究。本论文以全取芯的南海北部岛礁XK1井和南海南部岛礁NK1井为研究对象,基于岩心描述、薄片观察及大量分析测试资料,对XK1井和NK1井生物礁滩体系进行了精细刻画,揭示了构造作用、海平面变化、东亚季风和上升流、白云岩发育与全球气候事件响应对生物礁滩体系发育演化的影响,进而查明了南海南、北部生物礁滩体系物质组成-碳酸盐工厂组合类型的差异,总结了南海生物礁滩体系发育演规律以及南北陆缘差异,为南海碳酸盐生物礁储层分布预测提供了基础。论文取得的研究成果主要包括以下几个方面:（1）基于XK1井精细刻画,系统总结了XK1井中新世以来生物礁滩体系沉积相构成、层序单元划分及碳酸盐组合带垂向变化规律:基于宏观岩心观察与薄片鉴定概括了生物礁滩体系中5种沉积微相,即礁盖微相、礁核微相、内侧滩微相、外侧滩微相以及泻湖相内部构成及沉积特征;XK1井新生代共识别出16了个三级层序单元,并总结了层序格架控制下地层单元垂向演化特征;根据造礁珊瑚发育情况为主要依据,在XK1井中划分出11个Photozoan碳酸盐组合带,6个主要的Heterozoan-dominated碳酸盐组合带,12个Heterozoan碳酸盐组合带,共计29个碳酸盐组合单元。在此基础上,总结了XK1井中新世以来生物礁滩体系发育演化特征和碳酸盐组合带垂向变化规律。（2）基于NK1井精细刻画,系统总结了NK1井渐新世以来生物礁滩体系沉积相构成、层序单元划分及碳酸盐组合带垂向变化规律:基于宏观岩心观察与薄片鉴定概括了NK1井渐新世以来生物礁滩体系5种沉积微相,即礁盖微相、礁核微相、内侧滩微相、外侧滩微相和泻湖相内部构成及沉积特征;通过暴露面的识别,结合古生物及锶同位素资料,提出了859.9m、614.9m、543.1m、383.6m和210.3m共5个关键暴露面分别作为渐新统、下中新统、中中新统、上中新统、上新统的顶界面,为该井地层划分提供有力的依据;在年代地层的框架下对NK1井地层单元进行了划分,共划分为17个三级层序单元;基于大量地球化学分析揭示了NK1井生物礁发育演化的古海洋环境变化,碳酸盐岩C、O同位素、矿物成分以及地球化学元素测试结果较好地揭示了渐新世以来海平面变化、古生产力以及营养盐条件的变化;在三级层段地层单元的框架之中,识别出17段photozoan碳酸盐合、12段heterozoan-dominated碳酸盐组合以及7段heterozoan碳酸盐组合。该井大量的珊瑚组分是构成NK1生物礁滩体系的主体。在此基础上,揭示了NK1井生物礁发育演化的古海洋环境变化,并构建了NK1井生物礁滩体系动态模式图。（3）运用比较沉积学方法,对鄂西晚二叠世见天坝生物礁露头剖面进行精细解剖,揭示了露头区生物礁沉积相三维空间组合特征:识别出8种岩性相和4种沉积组合单元,揭示了以海绵为造礁生物的生物礁沉积单元的三维组合特征,总结生物礁垂向演化过程中各种岩性相的组合及其演变特征。尽管晚二叠世与南海新生代造礁生物不同,但见天坝生物礁滩体系的岩性相类型和沉积单元在三维空间上的组合模式,为南海地下生物礁体系内部组构、岩性相及其空间配置提供有效的类比实例。（4）查明了构造作用、海平面变化、东亚季风和上升流、全球气候事件对XK1井和NK1井生物礁滩体系发育演化的影响。南海南、北部构造作用不仅导致南、北部陆缘盆地碳酸盐岩发育时间早晚差异,而且由于构造沉降差异导致频现暴露面及生物礁滩体系发育厚度差异;相对海平面升降变化控制南海南、北部生物礁体发育演化,尽管还受到局部构造作用影响,但与全球海平面变化是可以对比的,它控制了生物礁滩体系发育演化的旋回变化;季风和上升流给南海北部西沙隆起带携带丰富的营养物,它制约北部陆缘XK1生物礁中珊瑚的发育,导致碳酸盐成分组合的变化,而东亚季风活动对南海东南部岛礁生物礁滩体系影响较小,形成了富含珊瑚组分的生物礁类型;XK1井和NK1井在晚中新世期间均发生明显的白云岩化作用,这种同步性的规律与全球古气候事件有关。（5）查明了南海南、北岛礁新生代碳酸盐工厂差异,并揭示了不同时期碳酸盐工厂变化的主控因素差异:渐新世时期,南海碳酸盐工厂转变机制为古气候主导型,NK1井发育Heterozoan碳酸盐工厂,至渐新世末,全球气候变暖,NK1井出现珊瑚礁;进入早中新世时期,气候变暖整个南海均适合珊瑚礁发育,这时南海碳酸盐工厂转变机制为海平面变化主导型,Photozoan到Heterozoan碳酸盐岩工厂转变主要受控于相对海平面升降变化;中中新世时期,南海碳酸盐工厂转化机制为构造活动与季风活动增强主导型,XK1井由于受季风增强和富营养源的影响,出现从Photozoan到Heterozoan碳酸盐岩工厂转变,形成以Heterozoan碳酸盐岩工厂为主,而NK1井几乎不受季风影响形成Photozoan碳酸盐岩工厂为主导;晚中新世时期,南海碳酸盐工厂转变机制为海平面变化和季风活动增强主导型,自沙巴造山作用导致南海扩张终结后,晚中新世整个南海热沉降阶段,此时海平面变化成为南海碳酸盐工厂转变的主要因素,同样,XK1井在晚中新世季风增强时段出现从Photozoan到Heterozoan碳酸盐岩工厂转变的特征,而NK1井以Photozoan碳酸盐岩工厂为主导;上新世-第四纪碳酸盐工厂转变机制为海平面变化主导型,上新世-第四纪时期,南海碳酸盐工转变主要受海平面变化影响,XK1井和NK1井海侵体系域为Heterozoan碳酸盐岩工厂,高位体系域为Photozoan碳酸盐岩工厂。总体来看,南海南部岛礁以Photozoan碳酸盐组合为主,而南海北部岛礁以Heterozoan碳酸盐组合为主。尽管南海南、北岛礁在构造沉降、相对海平面变化以及季风影响等控制因素上存在一定的差异,导致南、北岛礁碳酸盐组合带发生明显变化,但层序地层框架内南海生物礁滩体系的发育演化具有较好的可对比性。
卢佳仪[6]（2020）在《中国东部晚中新世以来干湿古气候与古植被演化及其驱动机制》文中进行了进一步梳理亚洲季风是全球气候系统的重要组成部分,解密它的时空演变规律对人们全面理解不同时间尺度下的全球气候变化具有重要意义。尤其是晚新生代东亚季风的形成与演化无论对区域性还是全球性气候均产生了重要影响。长期以来,对东亚季风轨道尺度上的演化研究众多,而对构造尺度上季风的演化相对较少,且多聚焦于黄土高原、青藏高原和中国南海等区域。中国东部地区因地表覆盖而缺乏长时间尺度的沉积露头剖面,新近纪以来的古气候演化研究一直是个薄弱环节。虽然晚新生代以来东亚季风在构造时间尺度上的演化被认为与青藏高原隆升有关,但有关季风演化的机制目前仍存在很多争议。特别是,与季风相关的干湿古气候在中国东部地区的空间变化规律还不清楚,它是否与现代干湿气候一样存在巨大的空间差异（如,中国东部降雨两极或三极模态）?如是,那么驱动机制又如何?这些问题都有待于深入探讨。同时,伴随着新近纪气候变化,陆地生态系统也出现了重大的转变,尤其是新生代晚期C4草原的出现使C3植物被C4植物大规模取代,草原生境在全球范围内得到了极大的扩张。有关C4植物在中新世的第一次扩展事件已经有了大量的深入研究,人们对这次事件从低纬度向中高纬度的扩张过程的基本框架已经建立。但是,有关东亚地区晚中新世以来的C4植物是否存在第二次扩张事件还不清楚。如有,具体机制又是如何?它与第一次扩展事件有哪些不同点?这些问题都有待于深入探讨。近年来,基于区域地质调查工作的不断发展,在中国东部第四纪强烈覆盖区也获得了晚中新世（ca.8 Ma）以来连续沉积的钻孔岩芯,这为研究中国东部晚中新世以来干湿古气候的变化创造了很好的条件,使得我们能更全面地揭示东亚季风区干湿古气候的演化规律,并为深入探究其驱动机制提供了关键素材。同时,分子古气候代用指标的不断突破也为建立干湿古气候的时间演化序列创造了条件。尤其是来源于微生物细胞膜的甘油二烷基链甘油四醚化合物（Glycerol Dialkyl Glycerol Tetraethers,简称GDGTs）,因其在各个环境中分布广泛,且对环境变化响应灵敏,被广泛应用于古环境古气候重建的研究中。所以利用微生物脂类GDGTs的指标重建东亚季风演化具有积极的意义。中国东部长时间尺度钻孔沉积多为河湖相沉积,基于GDGTs化合物的众多指标中,能用于长尺度河湖相干湿古气候重建中的指标须在现代河湖相沉积环境中进行验证其可靠性。本研究从现代河流-湖泊沉积环境入手,选择青海湖等对干湿古气候比较敏感的地区为现代过程研究对象,分析基于GDGTs构建的各指标在现代河流和湖相中的变化及控制因子,选出可靠的干湿古气候指标,再用于中国东部华北平原和苏北平原晚中新世以来的河湖相钻孔中以重建干湿古气候演化。同时,利用有机碳同位素检测方法重建了晚中新世以来中国东部的植被演化。论文取得的主要创新性认识概况如下（部分研究成果已经发表在国际刊物上）:1.依据微生物GDGTs现代过程调查,提出了河湖相的干湿古气候代用新指标。通过对干湿气候极其敏感的青海湖地区湖泊沉积物、河流沉积物以及周围土壤中GDGTs化合物的检测,分析了古菌isoGDGTs化合物和细菌br GDGTs化合物在不同沉积环境中的变化规律,讨论了基于GDGTs构建的各古气候重建指标与环境因子间的关系。古菌isoGDGTs在河流和湖泊中的变化较细菌br GDGTs的变化更有规律,且基于isoGDGTs建立的指标GDGT-0/Cren与湖泊水深之间存在显着相关性,可作为可靠的干湿古气候重建指标。而细菌br GDGTs化合物构建的指标在河湖相环境中变化复杂,且受控因子众多。例如,能反映p H的CBT指标在河流沉积物中被发现与盐度有关;能用于重建温度的MBT’指标在湖泊环境中显示出与水深有关等。这使得基于br GDGTs构建的古环境指标在长尺度河湖相沉积中的应用受到很大限制,而GDGT-0/Cren指标原理更清晰,受控因子单一,在河湖相干湿古气候重建中显示出明显优势。在此基础上,综合全球已经报道的湖泊沉积物（包括部分中国东部地区的湖泊沉积物）和泥炭地的GDGT数据,进一步支持了GDGT-0/Cren指标可以作为陆地水体环境的干湿古气候代用指标。2.发现了中国东部晚中新世以来构造时间尺度的干湿古气候呈现出三极模态的空间变化,提出了赤道太平洋海温梯度的驱动机制。通过对华北平原天津G3钻孔（8 Ma至今）和苏北平原盐城ZKA4钻孔（～7.6 Ma）河湖相沉积物中GDGTs化合物的测试分析,利用新发现的古气候指标GDGT-0/Cren和以前建立的Ri/b指标重建了晚中新世以来中国东部北方的干湿古气候变化。华北平原以及苏北平原的分子记录显示,晚中新世至早上新世气候干旱,降雨量少;自上新世早期（约4.2～4.5 Ma）起东亚夏季风（EASM）显着增强,季风降水突然增加,气候变湿润,直至现在。这种以早上新世为界的干湿古气候变化规律与黄土高原及中国南海的记录一致,而与中部长江中下游的记录相反,即晚中新世到早上新世华北及南海中南部气候干旱（-）,而长江中下游和南海北部气候湿润（+）;早上新世4.2 Ma之后这种模式发生反转。因此本研究认为自晚中新世起,中国东部的降雨模式呈现出南北一致而中部相反的“类三极模态”,且这种降雨模式在早上新世4.2 Ma左右发生反转,即从“-,+,-”变成“+,-,+”模式。根据中国东部现代年际和年代际降雨分布模式以及结合早上新世全球古气候记录,本研究认为早上新世4.2 Ma左右中国东部降雨的“三极模态”发生的原因主要由赤道太平洋纬向和经向海温梯度自早上新世开始显着增加,导致西太平洋菲律宾上空对流活动增强所导致。此外,增强的Hadley环流以及Walker环流从赤道热带通过极地向的运输使得向北传播的水汽增多对早上新世以来东亚夏季风的增强也有所贡献。微生物脂类指标所揭示的中国东部构造时间尺度干湿古气候的这种三极模态空间变化及其驱动机制进一步得到了古气候模型模拟结果（由国外合作者完成）的支持,但这一驱动机制与本课题组之前报道的中国东部千年时间尺度三极模态干湿古气候的驱动机制（Zhang et al.,2018,Science）有较大差异。3.依据分子地球生物学记录,发现了C4植物在早上新世出现晚新生代以来的第二次扩张事件,提出了大气CO2浓度的驱动机制。通过对华北平原G3钻孔以及苏北平原ZAK4钻孔中全岩有机碳同位素进行分析,重建了中国东部晚中新世以来C3/C4植物演化历史,并与东亚其它地区以及全球各大陆同时期植被记录进行对比,深入探讨了影响C4草本扩张的机制。天津G3钻孔的有机碳同位素显示出在4.1 Ma左右出现明显正偏且波动剧烈,盐城ZKA4钻孔的有机碳同位素显示在4.5 Ma左右出现明显正偏。两根钻孔的数据较为一致的指示了早上新世中国东部有一次明显C4草本扩张事件。这次C4草本扩张事件同样在黄土高原土壤碳酸盐碳同位素研究中也有记录,说明具有区域性特征。进一步综合全球数据发现,早上新世的这次C4草本扩展事件在非洲、西亚、澳大利亚、北美和南美同时期碳同位素记录均有显示。由此提出了早上新世的C4草本扩张是一次全球性事件,且与晚中新世的第一次全球C4扩张事件是相互独立的。虽然晚中新世的C4扩张被认为可能与干旱化增强和火灾变多有关,但这并不能解释早上新世的C4草本扩张。本研究结合早上新世全球古气候记录,推测这次全球C4扩张事件主要由大气CO2分压的长期降低所引起的。这一推论得到了光量子产率模型的支持,该模型显示,在早上新世,随着大气CO2分压以及温度的降低,很多地区的气候条件越过了有利于C4草本生长的阈值,特别是在如华北平原、苏北平原这样的中纬度地区,因此C4草本出现了再一次大规模的扩张。
胡思谊[7]（2020）在《冲绳海槽南部S3岩心沉积物的矿物学和地球化学研究》文中研究说明冲绳海槽南部的高沉积速率为东亚边缘海地区的陆-海相互作用和构造活跃地区山溪性河流（台湾河流）流域长期以来风化和剥蚀历史的恢复及其古环境响应提供了宝贵的沉积档案。本学位论文以冲绳海槽南部获取的沉积物岩心S3为研究对象,测定了浮游有孔虫放射性碳年龄,沉积物的粒度、常微量元素、Sr-Nd同位素、质量堆积速率和重矿物组成,碎屑磷灰石的常微量元素和形貌学组成。探讨了晚全新世以来冲绳海槽南部陆源沉积物的来源、源区岩石的类型;重建了物源区晚全新世以来的河流排泄和硅酸盐风化历史;揭示了气候变化、突发性事件（台风和地震）和人类活动等因素对区域物理剥蚀和化学风化强度的潜在影响。硅酸盐组分Sr-Nd同位素组成物源示踪结果表明,约3000 cal yr BP以来冲绳海槽南部的陆源沉积物主要来源于台湾东北部河流（兰阳溪）和台湾西部河流。中国大陆的大型河流（如,长江和黄河）和台湾东部河流搬运物、火山物质和风尘物质对海槽南部过去约3000年来的沉积作用没有起到显着的贡献。碎屑磷灰石地球化学组成物源判别结果显示,冲绳海槽南部的碎屑磷灰石具有混合来源的特征,沉积年龄较老的层位1中的磷灰石颗粒主要来自镁铁质/中性岩石,其他较年轻层位中的磷灰石颗粒主要来自镁铁质/中性岩石和高度演化型岩石。此外,各层位中还有少部分碎屑磷灰石可能来自碱性岩和变质岩。重矿物组合证据表明陆源物质是短距离搬运至沉积位置的。碎屑磷灰石主成分分析结果和区域地层学证据表明,冲绳海槽南部的陆源沉积物是台湾东北部和西部河流流域沉积岩和变质沉积岩风化剥蚀的产物,其终极来源包含多种岩石类型。台湾东部河流沉积物对沉积位置的陆源物质沉积没有明显的贡献。层位1中的碎屑磷灰石与层位2、层位3和层位4中的磷灰石在地球化学组成上表现出一定的差异性,推测可能是不同时期流域内风化剥蚀的沉积岩类型存在轻微差异造成的。根据沉积物的常量元素组成建立了化学蚀变指数（CIA）、αKAl、K/Al、Ti/Na和K/Na等化学风化替代指标,还根据碎屑磷灰石形貌学特征计算了平均蚀坑指数（EPI）作为化学风化替代指标,各指标记录显示过去约3000年来台湾河流流域的基岩经历了相对恒定且中等强度的化学蚀变。根据沉积物质量堆积速率（MAR）建立了MARsiliciclastic和MARTi值作为河流排泄强度替代指标,还根据碎屑磷灰的纵横比和晶面完整程度建立了平均纵横比（AR）和完整晶面百分比（PCF）作为河流排泄强度替代指标,各指标记录显示在3000-2100 cal yr BP阶段台湾地区的河流排泄强度相对较弱,从2100 cal yr BP开始增强并具有稳步递增的变化趋势。通过将本文的沉积记录与前人报道的台湾地区气候和人类活动记录进行比较,发现冲绳海槽南部海域陆源物质输入量的增加与过去约3000年来台湾地区降水量增大密切相关。在3000-2100 cal yr BP期间降水量相对较小,相应地河流排泄强度较弱;2100 cal yr BP开始降水量增大且维持在相对稳定的水平,相应地河流排泄强度开始显着增强;从约1500 cal yr BP开始陆源物质输入表现出稳步递增的特征,是恒定且较高水平的降水和逐渐加剧的人类活动共同作用的结果。由于晚全新世以来台湾地区的物理剥蚀强度维持在一个较高的水平且后期稳步增强,强烈的物理侵蚀作用、陡峭的山势和湍急的水流很大程度上限制了台湾山区流域的硅酸盐风化,使得台湾近海沉积物一致表现出中等强度的化学蚀变。未来将构造背景活跃地区山溪性小河流近岸的沉积物化学记录用于解释/反映古气候变化时可能需要更加谨慎。从全球角度来看,与台湾类似的山溪性流域,虽然有极高的陆源物质通量,但由于经历了较弱的化学风化作用,通过硅酸盐（岩）的化学风化作用使大气中的CO2向水圈转化/消耗的效率和通过碎屑磷灰石的化学风化作用将生物可利用P从岩石圈向水圈转化的效率均较构造稳定的大陆河流流域（如,长江）低。本文恢复了较长时期以来构造背景活跃的山溪性流域的风化和剥蚀历史,为构造活跃型地区河流流域的景观塑造和海-陆交互作用提供新的见解和认识,强调了降水和人类活动对河流物质输入的控制,这种类型流域虽然有更有利的化学风化条件（更快的化学风化速率）,但并不会导致更高的沉积物化学蚀变程度。首次将碎屑磷灰石的地球化学组成和形貌学特征用于冲绳海槽沉积物物源的判别和源区风化和剥蚀历史的恢复,发现碎屑磷灰石是非常有前景的副矿物,可以为边缘海地区源-汇过程和古环境演化研究开辟新的途径。
张亚南,向荣,唐灵刚,梁诗茵[8]（2020）在《南海南部2007年夏季活体浮游有孔虫水层垂直分布特征》文中研究指明通过对2007年6月南海南部10个站位46个浮游生物拖网样品中的活体浮游有孔虫分析,对该区浮游有孔虫的垂直分布特征进行了探讨。共鉴定出17种浮游有孔虫,以Globigerinoides sacculifer占绝对优势,为典型热带暖水浮游有孔虫组合。浮游有孔虫丰度总体呈现西南低、东北高的分布特征,与混合层分布有较好的相关,可能与混合层深度影响下的水体生产力变化相关。此外,通过研究获取了主要浮游有孔虫属种垂直水深分布特征:其中浮游有孔虫Globigerinoides ruber平均生活水深最浅,G.ruber以形态种G.ruber sensu stricto（s.s.）为主,主要生活在0～40 m水层中;形态种G.ruber sensu lato（s.l.）相对较少,主要出现在40-60 m水层中。从现代生态的角度验证了前人提出的G.ruber两个形态种有明显生态差异的推测。G.sacculifer在20～60 m水层中繁盛,其中有袋类型相对较少,主要出现在40～80m水层。Globigerinella aequilateralis主要生活在40～120 m水层。Neogloboquadrina dutertrei和Pulleniatina obliquiloculata表现出相似的生态特征,通常伴随出现,两者主要分布在40～80m水层中。
李高杰[9]（2020）在《西藏安多地区上侏罗统碳同位素波动与古环境研究》文中指出全球碳循环是影响地球上所有表层储库的最重要的生物地球化学系统之一,具有复杂的生物圈-大气圈-水圈-岩石圈相互作用,调节和推动气候短周期和长周期的变化。侏罗纪特别是中、晚侏罗世是全球古板块重组的时期,也是中生代古海洋、古气候变化的重要时期。而稳定同位素记录,为地质历史时期古海洋和古气候的显着变化提供了证据。论文以西藏羌塘盆地安多地区114道班剖面上侏罗统安多组黑色岩系为研究对象,通过岩石学、沉积学、稳定同位素地球化学、元素地球化学等方法,对研究剖面的成岩蚀变信息、碳同位素变化特征、古环境参数进行了分析,重建了东特提斯地区晚侏罗世的古海洋和古气候背景,分别取得以下主要成果和认识:（1）通过对西藏安多114道班上侏罗统安多组系统采集样品,进行了有机碳同位素和无机碳同位素同步分析,建立了西藏特提斯地区晚侏罗世碳同位素曲线。通过与全球同时代地层碳同位素对比,西藏特提斯与全球碳同位素曲线具有同步变化的特点。同时,全球碳同位素曲线对比也显示,不同地域表现差异的长周期碳同位素趋势,这种差异与古大西洋盆地的打开造成的古有机碳埋藏通量的改变和进而造成的古海水碳同位素组成的变化密切相关。（2）根据海水溶解二氧化碳[CO2（aq）]浓度与海洋浮游植物δ13CP和水溶二氧化碳δ13CCO2（aq）之间的碳同位素分馏关系,定量计算了西藏特提斯地区晚侏罗世大气CO2含量,结果可与前人利用植物叶片气孔法和古土壤碳酸盐结核碳同位素法相对比。这为古代大气p CO2含量的定量重建提供了一种新的研究思路和方法。（3）对洋-气系统中含碳离子的碳同位素计算,显示晚侏罗世大气二氧化碳碳同位素组成δ13CCO2（g）介于-9.4～-4.3‰之间,平均-7.3‰;由全岩Ce异常指示的古海平面整体呈下降的趋势,这与中侏罗世至早白垩世拉萨地体和羌塘地体的碰撞以及班公湖-怒江洋的关闭相联系。（4）海水δ13CDIC的变化主要受温度分馏效应和生物分馏效应的共同影响。基于对温度分馏函数的拟合,以及引入的生物摄取DICP值与海水残留DICS值之间的同位素质量守恒方程,定量化证实了生物分馏效应是控制安多114道班剖面碳同位素偏移的主要因素。当生物摄取DICP值与海水DICS比值约为0.19时,就能造成海水碳同位素偏移5.2‰左右。（5）碳同位素和有机碳埋藏与古气候之间具有显着的可识别的沉积响应关系。温暖气候阶段,伴随水文循环的增加和大陆风化速率的加强,陆源营养盐向海洋输送力增强和生物生产力、有机碳埋藏率提高,海水无机碳同位素表现高δ13C值;寒冷气候阶段,陆源营养盐和有机碳埋藏的降低,海水无机碳同位素表现低δ13C值。碳同位素和气候变化之间的这种耦合关系,符合基于海洋有机碳埋藏推断的古气候变化的解释。
吴峰[10]（2019）在《南海西科1井中新世以来生物礁滩体系发育演化及其对古海洋与古气候条件响应》文中研究指明碳酸盐岩地层是全球油气勘探中极其重要的有利储层,其油气产量约占世界总产量的60%,显示具有极大的勘探与开发价值。此外,碳酸盐沉积体系还是古海洋、古气候的良好载体,能够更加丰富地记载地质历史时期的古环境变化,因而受到全球科学家的重视。本文以南海西科1井全取芯（1257m）的岩芯为研究对象,精细刻画西沙中新世以来的生物礁滩体系特征,同时厘清海平面、构造、温度、营养盐等因素对碳酸盐工厂演化的控制作用,建立起南海北部生物礁滩体系中新世以来的发育模式。论文成果认识既对南海生物礁滩体系发育演化研究具有重要的理论意义,也为南海碳酸盐岩储层分布预测提供了基础。论文取得的重要研究成果具体包括以下几个方面:1.识别出中新世以来生物礁滩体系发育的5种沉积相,包括:生物礁相、生屑滩相、浅水开放滩相、碳酸盐-陆源碎屑混积相、风成沉积相,其中生物礁相又可进一步细分为珊瑚礁微相、珊瑚-藻礁微相、礁盖微相,生屑滩相又可进一步划分为内侧滩微相、外侧滩微相。珊瑚礁相主要发育在早更新世后期至晚更新世时期,珊瑚-藻礁微相主要发育在晚中新世早期,礁盖微相主要发育在早中新世晚期、晚中新世早期、中更新世至晚更新世时期,内侧滩微相主要发育在中中新世早期、上新世晚期、更新世早期,外侧滩微相主要发育在晚中新世晚期、早上新世时期,碳酸盐-陆源碎屑混积相只发育在早中新世时期,风成沉积相仅发育在晚更新世时期。2.基于中新世以来造礁珊瑚发育程度,识别出12个碳酸盐成分组合带。根据不同层段是否含有造礁珊瑚,将西沙碳酸盐沉积划分出6个Photozoan组合带,4个Heterozoan组合带,和2个Heterozoan-dominated组合带。Photozoan碳酸盐组合带出现在中新世时期、早更新世至晚更新世时期,Heterozoan碳酸盐组合带出现在早中新世时期、中中新世时期、晚更新世时期,Heterozoan为主要特征的碳酸盐组合带出现在中中新世晚期、晚中新世晚期至早更新世时期。3.查明了中新世以来相对海平面对研究区碳酸盐岩发育的影响。相对海平面由全球海平面与构造两个参数共同决定。早中新世-晚中新世早期,相对海平面较低,使得碳酸盐岩中广泛发育暴露面。晚中新世晚期至早上新世早期,由于区域构造加速下沉,相对海平面迅速上升,研究区开始发育Heterozoan碳酸盐工厂,沉积以外侧滩为主。到了早上新世晚期及之后,构造作用逐渐变弱,全球海平面起到主导作用。全球海平面在上新世时期较高,进入更新世后逐渐下降。随着全球海平面下降,Heterozoan碳酸盐工厂转变为Photozoan碳酸盐工厂,早期的外侧滩、内侧滩转变为了以珊瑚礁为主的沉积。生物礁单元厚度随着全球海平面振荡的频率也发生了变化。在中更新世之前,全球海平面整体仍处于较高阶段,此时以较高的频率振荡,形成了厚度较薄的生物礁,而与之不同的是,到了中更新世之后,全球海平面整体处于较低的阶段,此时以较低的频率振荡,形成了厚度较大的生物礁。中更新世之后,全球海平面振幅也有所增大,较大的下降幅度使得形成的厚层生物礁被频繁暴露,形成礁盖沉积。进入晚更新世之后,全球海平面进一步大尺度下降,使得研究区暴露地表,发生风成沉积。4.揭示了中新世以来营养盐对研究区碳酸盐演化的影响。根据营养盐地球化学替代指标（即Ln（Cu/Ti）,Ln（Ba/Ti））变化以及与高营养盐密切相关的生物组分（苔藓虫、红藻石、圆盘虫、箭头虫、卷转虫等）富集程度变化,指示了研究区营养盐整体呈现出多个较高值,总体表现在21.2-17.3Ma、15.5-11.6Ma和3.0-1.7Ma。在早中新世晚期至中中新世时期,研究区营养盐增大与东亚季风发育增强期（21.2-17.3Ma和15.5-11.6Ma）有关,东亚夏季风引发了大规模的上升流,流经西沙海域,促使该区生产力水平整体较高,浮游植物广泛生长,进而使得Heterozoan碳酸盐工厂在西沙浅水海域广泛发育,导致造礁珊瑚不能生长,转而形成浅水开放滩。晚上新世至早更新世时期（3.0-1.7Ma）,研究区营养盐增大可能与全球冰盖增长有关,全球冰盖的增长使得南大洋营养盐经中层流运输至南海,较高的营养盐配合当时较高的全球海平面使得研究区主要发育Heterozoan碳酸盐工厂。在早更新世之后,随着营养盐与海平面的同时降低,使得研究区广泛发育Photozoan碳酸盐工厂,进而形成厚层生物礁。5.建立了低营养盐型正常生物礁滩模式和季风诱发高营养盐型开放滩模式。在营养盐水平较低的情况下,研究区发育的是正常生物礁滩模式,生物礁滩发育主要受控于水深变化。在水体干净且较浅的环境中,光线充足,造礁珊瑚广泛发育,形成厚层珊瑚礁微相,随着水深略微加大,光线强度稍有下降,珊瑚含量有所降低,壳状红藻逐渐繁盛起来,形成珊瑚-藻礁微相,随着水深进一步加大,珊瑚含量进一步下降,红藻碎屑与底栖有孔虫碎屑含量增多,形成了内侧滩微相,到了外侧滩微相,浮游有孔虫与钙质超微也繁盛起来。正常生物礁滩模式下,由浅至深,底栖有孔虫由浅水种组合逐渐转变为深水种组合。在季风诱发的高营养盐作用下,研究区发育开放滩模式。由于营养盐水平较高,水体表层的浮游植物很多,使得浅水区即为贫光区,珊瑚不能生长,不发育浅水环礁,在这种贫光区内,适应弱光条件的底栖有孔虫属种大量出现。由于水体富营养盐化,偏好营养物质的生物（包括苔藓虫、腹足及部分底栖有孔虫属种）以及红藻石出现较多。6.构建了中新世以来的生物礁滩体系演化样式。生物礁滩体系发育演化受相对海平面、营养盐、温度等因素控制。早中新世初期,东亚夏季风较弱,温度较高,随着区域热沉降导致相对海平面缓慢上升逐渐淹没过西沙隆起后,正常生物礁滩体系在西沙隆起之上开始发育。随着相对海平面持续上升,生物礁迁移至高地,形成新的生物礁-生屑滩格局。到了早中新世中期至中中新世时期（21.2-11.6Ma）,相对海平面下降,研究区水体整体较浅。在该时间段内,东亚夏季风强度明显增强,引发的强上升流使得西沙发育厚层的开放滩沉积。正常生物礁滩样式只在夏季风变弱的三个短暂间断期内发育。晚中新世初期11.6-10.5Ma期间,相对海平面进一步下降,使得研究区发生暴露,接受剥蚀。进入晚中新世早期之后（10.5Ma之后）,东亚夏季风快速变弱,上升流彻底退出西沙海域。从晚中新世早期（10.5Ma）至上新世早期,西沙地区发生了快速沉降作用,相对海平面呈现出逐渐加深的趋势。在相对海平面较低的晚中新世早期,研究区水体较浅,生物礁发育较多。到了晚中新世晚期-上新世早期,持续的构造下沉作用使得相对海平面持续上升至较高的位置,研究区进入深水区,以外侧滩沉积为主。上新世中期之后,构造活动明显减弱,全球海平面变化开始占据主导作用。在晚上新世至早更新世时期（3.0-1.7Ma）,南海营养盐的增加结合较高的全球海平面位置,使得生物礁发育程度不高。在早更新世之后（1.7Ma之后）,随着全球海平面、南海营养盐的同步下降,造礁珊瑚在浅水位置大量发育。全球海平面在中更新世时期左右,由高频、低幅振荡转为低频、高幅振荡,受短尺度海平面频率降低影响,生物礁单元厚度变大。受短尺度海平面振幅增大影响,已形成的生物礁单元之上发育礁盖。
二、南海中部沉积物捕集器中浮游有孔虫的稳定同位素分析（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、南海中部沉积物捕集器中浮游有孔虫的稳定同位素分析（论文提纲范文）
（1）南海西沙和南沙捕获器浮游有孔虫通量季节变化与区域对比（论文提纲范文）
| 引 言 |
| 1 材料与方法 |
| 2 结 果 |
| 2.1 浮游有孔虫的群落组合 |
| 2.2 浮游有孔虫通量 |
| 3 讨 论 |
| 3.1 南海浮游有孔虫群落结构 |
| 3.2 浮游有孔虫通量模式与区域差异 |
| 3.3 上、下层通量对比与深层流 |
| 3.4 浮游有孔虫主要属种的季节性变化 |
| 4 结 论 |
（2）北大西洋中纬度海域浮游有孔虫揭示的70ka以来古海洋环境演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 引言 |
| 第一章 浮游有孔虫多指标研究进展 |
| 1.1 国外研究历史和现状 |
| 1.2 国内研究历史和现状 |
| 1.3 研究内容和主要工作量 |
| 第二章 研究区域概况 |
| 2.1 区域地质条件 |
| 2.2 区域气候及水文特征 |
| 2.3 该研究区域在古海洋研究中的地位 |
| 第三章 研究材料和方法 |
| 3.1 研究材料 |
| 3.2 研究方法 |
| 3.2.1 样品的预处理 |
| 3.2.2 有孔虫鉴定和计数 |
| 3.2.3 冰筏碎屑计数 |
| 3.2.4 有孔虫δ~(18)O和δ~(13)C测试 |
| 3.2.5 有孔虫Mg/Ca测试和清洗 |
| 3.2.6 有孔虫AMS~(14)C测试 |
| 3.3 研究理论依据 |
| 3.3.1 浮游有孔虫及其主要属种 |
| 3.3.2 浮游有孔虫Mg/Ca与古海水SST估算 |
| 3.3.3 浮游有孔虫δ~(18)O与古海水SST、SSS重建 |
| 3.3.4 浮游有孔虫δ~(13)C与古环境重建 |
| 第四章 结果 |
| 4.1 地层学框架 |
| 4.1.1 AMS~(14)C测年 |
| 4.1.2 基于氧同位素地层学的年龄校准 |
| 4.1.3 岩芯Hu71-377 的年代地层框架 |
| 4.2 冰筏碎屑IRD |
| 4.3 浮游有孔虫组合特征 |
| 4.4 N.pachyderma和 N.incompta的δ~(18)O和δ~(13)C特征 |
| 4.5 Mg/Ca与古海水温度SST |
| 4.5.1 N.pachyderma和 N.incompta的 Mg/Ca |
| 4.5.2 Mg/Ca-SST计算 |
| 4.5.3 SST变化 |
| 4.6 δ~(18)O_w和古海水盐度SSS |
| 4.6.1 δ~(18)O_w和SSS计算 |
| 4.6.2 SSS变化 |
| 第五章 多指标揭示北大西洋中部Hu71-377 的古海洋学变化 |
| 5.1 Heinrich事件 |
| 5.1.1 岩芯Hu71-377中Heinrich事件 |
| 5.1.2 Heinrich事件期间上层水文变化 |
| 5.2 末次冰期以来上层水体变迁和古环境重建 |
| 5.2.1 末次冰期以来上层水团变迁 |
| 5.2.2 δ~(13)C和古海洋环境 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介及在学期间发表的学术论文与研究成果 |
（3）西北太平洋40万年来有机碳埋藏保存及古生产力演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 0.引言 |
| 0.1 研究背景及意义 |
| 0.2 国内外研究进展 |
| 0.2.1 海洋沉积有机碳埋藏记录 |
| 0.2.2 海洋沉积有机碳的来源 |
| 0.2.3 海洋沉积物中的风尘物质 |
| 0.2.4 海洋古生产力演化 |
| 0.2.5 海洋沉积有机碳埋藏保存的影响因素 |
| 0.3 研究内容及工作量 |
| 0.3.1 拟解决的科学问题 |
| 0.3.2 研究内容 |
| 0.3.3 研究工作量 |
| 1.研究区域概况 |
| 1.1 地质背景 |
| 1.2 水文特征 |
| 1.2.1 温盐特征 |
| 1.2.2 河流输入特征 |
| 1.2.3 洋流分布特征 |
| 1.2.3.1 表层洋流 |
| 1.2.3.2 深层洋流 |
| 1.3 气候背景 |
| 2.研究材料与方法 |
| 2.1 研究材料 |
| 2.2 分析方法 |
| 2.2.1 浮游有孔虫氧碳同位素值测定 |
| 2.2.2 AMS~(14)C测年 |
| 2.2.3 沉积物粒度分析 |
| 2.2.4 总碳、总有机碳分析 |
| 2.2.5 有机碳稳定同位素分析 |
| 2.2.6 常、微量元素测试 |
| 2.2.7 生物硅分析测试 |
| 2.2.8 数据处理方法 |
| 3.沉积年代地层学框架 |
| 3.1 沉积物岩性特征 |
| 3.2 岩芯年代框架 |
| 3.2.1 AMS~(14)C年龄 |
| 3.2.2 氧同位素地层 |
| 3.3 沉积速率与质量累积速率 |
| 4.有机碳沉积特征及其影响因素 |
| 4.1 有机碳含量及其埋藏通量的旋回特征 |
| 4.1.1 沉积有机碳、氮及其稳定同位素变化特征 |
| 4.1.2 沉积有机碳埋藏通量变化特征 |
| 4.2 岩芯沉积有机碳来源分析 |
| 4.2.1 沉积有机碳来源 |
| 4.2.2 岩芯海源、陆源有机碳的变化特征 |
| 4.2.3 冰期旋回中有机碳来源变化的影响因素 |
| 4.3 小结 |
| 5.冰期旋回中古生产力记录及其影响因素 |
| 5.1 古生产力指标的轨道尺度记录 |
| 5.2 地质历史时期古生产力演化的影响因素 |
| 5.2.1 风尘输入 |
| 5.2.2 营养盐供应 |
| 5.2.3 水文环境 |
| 5.3 小结 |
| 6.西北太平洋40 万年来有机碳埋藏保存及环境指示意义 |
| 6.1 有机碳埋藏保存的影响因素 |
| 6.1.1 水体氧化还原环境对有机碳保存的制约 |
| 6.1.1.1 水柱溶解氧 |
| 6.1.1.2 沉积物-水界面氧化还原条件 |
| 6.1.2 粘土颗粒对有机碳的吸附与沉降 |
| 6.2 冰期旋回中有机碳埋藏保存的变化模式及其环境指示意义 |
| 6.3 小结 |
| 7.总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历及攻读学位期间论文发表情况 |
（4）620 ka以来帝汶海西南部表层海水温盐变化及其影响因素（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 印尼海古海洋学研究现状 |
| 1.3 研究目标及内容 |
| 第2章 区域概况 |
| 2.1 区域地理、地质概况 |
| 2.2 区域气候概况 |
| 2.3 区域温盐特征 |
| 2.4 区域洋流特征 |
| 第3章 研究材料与方法 |
| 3.1 研究材料 |
| 3.2 研究方法 |
| 3.2.1 微体古生物样品处理 |
| 3.2.2 浮游有孔虫稳定同位素分析 |
| 3.2.3 浮游有孔虫壳体镁钙比值分析 |
| 3.2.4 年龄框架建立 |
| 3.2.5 时间序列分析 |
| 第4章 时间序列沉积物捕获器组合潜标测量系统布放和回收 |
| 4.1 研究意义 |
| 4.2 沉积物捕获器的实际布放 |
| 4.2.1 系统组成 |
| 4.2.2 布放设置 |
| 4.2.3 实际回收及布放 |
| 4.2.4 防样品丢失相关改进 |
| 第5章 古海洋学分析结果 |
| 5.1 年龄模式 |
| 5.2 碳氧同位素 |
| 5.3 镁钙比值及古温度 |
| 5.4 剩余氧同位素 |
| 第6章 帝汶海西南部表层海水古温度及其控制机制 |
| 6.1 SST对低纬气候的响应 |
| 6.2 SST与高纬气候的相互作用 |
| 6.3 SST对暖池变化的响应 |
| 第7章 帝汶海西南部表层海水盐度变化及其控制机制 |
| 7.1 ITCZ、海平面与ITF的变化 |
| 7.2 南半球经向温度梯度对SSS的可能影响 |
| 第8章 结论 |
| 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 |
（5）南海生物礁滩体系发育演化及其南北陆缘差异 ——基于XK1和NK1井精细刻画（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题意义 |
| 1.2 国内外研究现状、发展趋势 |
| 1.2.1 生物礁滩体系沉积相分类 |
| 1.2.2 生物礁滩体系发育演化影响因素 |
| 1.2.3 南海生物礁滩体系研究现状 |
| 1.3 研究思路、研究内容与技术路线 |
| 1.4 论文完成的工作量 |
| 1.5 论文取得的成果 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 南海新生代以来构造活动 |
| 2.2 西沙群岛区域概况 |
| 2.3 南沙群岛区域概况 |
| 第三章 XK1井生物礁滩体系沉积演化的精细刻画 |
| 3.1 XK1井生物礁滩体系类型及其特征 |
| 3.1.1 礁核微相特征 |
| 3.1.2 内侧滩微相特征 |
| 3.1.3 外侧滩微相特征 |
| 3.1.4 泻湖相特征 |
| 3.1.5 礁盖微相/暴露面特征 |
| 3.2 XK1井暴露面识别与层序单元划分 |
| 3.2.1 下中新统与中中新统分界面 |
| 3.2.2 中中新统与上中新统分界面 |
| 3.2.3 上中新统与上新统分界面 |
| 3.2.4 上新统与更新统分界面 |
| 3.3 XK1井层序地层单元特征 |
| 3.3.1 下中新统地层特征 |
| 3.3.2 中中新统地层特征 |
| 3.3.3 上中新统地层特征 |
| 3.3.4 上新统地层特征 |
| 3.3.5 更新统-全新统地层特征 |
| 3.4 XK1井生物礁白云岩化作用 |
| 3.5 XK1井生物礁碳酸盐工厂类型分析 |
| 3.6 XK1井生物礁滩体系发育演化分析 |
| 第四章 NK1井生物礁滩体系沉积演化的精细刻画 |
| 4.1 NK1井生物礁滩体系类型及其特征 |
| 4.1.1 礁核微相特征 |
| 4.1.2 内侧滩微相特征 |
| 4.1.3 外侧滩微相特征 |
| 4.1.4 泻湖相特征 |
| 4.1.5 礁盖微相/暴露面特征 |
| 4.2 NK1井暴露面识别与层序单元划分 |
| 4.2.1 渐新统/下中新统界面 |
| 4.2.2 下中新统/中中新统分界面 |
| 4.2.3 中中新统/上中新统分界面 |
| 4.2.4 上中新统/上新统分界面 |
| 4.2.5 上新统/更新统分界面 |
| 4.3 NK1井层序地层单元特征 |
| 4.3.1 渐新统地层特征 |
| 4.3.2 下中新统地层特征 |
| 4.3.3 中中新统地层特征 |
| 4.3.4 上中新统地层特征 |
| 4.3.5 上新统地层特征 |
| 4.3.6 更新统-全新统地层特征 |
| 4.4 NK1井生物礁地球化学垂向变化特征 |
| 4.4.1 C、O同位素垂向变化特征 |
| 4.4.2 Ca、Mg元素垂向变化特征 |
| 4.4.3 Si、P元素垂向变化特征 |
| 4.4.4 Na、K元素垂向变化特征 |
| 4.4.5 矿物成分垂向变化特征 |
| 4.5 NK1井生物礁碳酸盐工厂类型分析 |
| 4.6 NK1井生物礁滩体系发育演化分析 |
| 第五章 生物礁滩体系露头类比分析 |
| 5.1 比较沉积学的方法 |
| 5.2 晚二叠纪见天坝生物礁露头分析 |
| 5.2.1 见天坝生物礁岩性相 |
| 5.2.2 见天坝生物礁发育演化模式 |
| 5.3 生物礁滩体系岩性相比较沉积学研究 |
| 5.4 生物礁滩体系演化模式比较沉积学研究 |
| 5.4.1 生物礁滩沉积体系演化模式 |
| 5.4.2 XK1井生物礁滩体系演化模式 |
| 5.4.3 NK1井生物礁滩体系演化模式 |
| 第六章 生物礁滩体系发育演化控制因素及南海南、北差异 |
| 6.1 构造作用对南、北陆缘生物礁发育的控制 |
| 6.2 海平面变化对南、北陆缘生物礁发育的控制 |
| 6.3 东亚季风和上升流对南、北陆缘生物礁发育的控制 |
| 6.4 南海南、北岛礁白云岩发育及其成因 |
| 6.5 南海南、北岛礁碳酸盐工厂发育差异 |
| 6.6 南、北陆缘生物礁滩体系发育演化差异 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（6）中国东部晚中新世以来干湿古气候与古植被演化及其驱动机制（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景和意义 |
| 1.2 国内外研究进展及存在问题 |
| 1.2.1 晚新生代东亚季风的演化 |
| 1.2.2 微生物四醚膜脂化合物GDGTs的研究现状 |
| 1.2.3 新生代晚期全球植被演化 |
| 1.2.4 目前存在的问题 |
| 1.3 主要研究内容和研究思路 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 论文思路 |
| 1.4 论文工作量统计 |
| 第二章 研究区域与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 青海湖区域概况 |
| 2.1.2 天津G3钻孔区域研究概况与钻孔岩性特征 |
| 2.1.3 盐城ZKA4钻孔区域研究概况与钻孔岩性特征 |
| 2.2 样品采集 |
| 2.3 实验方法 |
| 2.3.1 GDGTs化合物的提取和分离 |
| 2.3.2 GDGTs化合物的检测 |
| 2.3.3 有机碳同位素前处理及测试 |
| 2.3.4 其它测试 |
| 第三章 现代河湖沉积物GDGTs化合物的分布特征及对古环境重建的指示意义 |
| 3.1 序言 |
| 3.2 古菌isoGDGTs及相关指标在现代河湖相沉积环境中的变化 |
| 3.2.1 古菌isoGDGTs在湖泊及河流沉积物中的分布特征 |
| 3.2.2 古菌isoGDGTs化合物及相关指标在土壤-河流-湖泊动态过程中的变化 |
| 3.3 干湿古气候指标GDGT-0/Cren在河湖相沉积环境中的适用性 |
| 3.3.1 现代湖泊沉积物中GDGT-0/Cren与水深的关系 |
| 3.3.2 GDGT-0/Cren在现代湖泊中与季节性降雨的关系 |
| 3.3.3 GDGT-0/Cren在现代湖沼环境中的变化 |
| 3.4 细菌br GDGTs及相关指标在现代河湖相沉积环境中的变化 |
| 3.4.1 细菌brGDGTs化合物在不同沉积环境中的分布特征 |
| 3.4.2 brGDGTs相关指标在土壤-河流-湖泊动态过程中的变化及其影响因素 |
| 3.4.3 不同环境下影响brGDGTs指标的因素讨论 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 中国东部晚中新世以来干湿古气候时空变化规律及其驱动机制 |
| 4.1 序言 |
| 4.2 GDGTs指标重建中国东部晚中新世以来干湿古气候变化 |
| 4.2.1 GDGTs化合物在G3和ZKA4钻孔中的分布 |
| 4.2.2 中国东部晚中新世以来干湿古气候变化 |
| 4.3 8Ma以来东亚季风区干湿古气候空间变化模式 |
| 4.4 晚中新世以来东亚季风区干湿古气候变化的驱动机制 |
| 4.4.1 现代中国东部降雨“三极模式”及机制简介 |
| 4.4.2 早上新世中国东部干湿古气候变化的机制初探 |
| 4.5 晚中新世以来西风区与季风区干湿古气候变化的对比 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 植被演化反映的中国东部晚中新世以来气候环境演变 |
| 5.1 序言 |
| 5.2 8Ma以来C_3/C_4植物在中国东部的演化 |
| 5.2.1 有机碳同位素在天津G3钻孔以及ZKA4钻孔中的变化特征 |
| 5.2.2 中国东部晚中新世以来C_3/C_4植物演化 |
| 5.3 上新世全球C_4植物扩张及其驱动机制 |
| 5.3.1 上新世全球C_4扩张记录 |
| 5.3.2 pCO_2的降低引起上新世C_4植物的全球扩张 |
| 5.4 上新世之后东亚季风区草本的演化 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 问题与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（7）冲绳海槽南部S3岩心沉积物的矿物学和地球化学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题的背景及研究意义 |
| 1.2 研究进展及存在的问题 |
| 1.2.1 冲绳海槽沉积物物源示踪研究进展 |
| 1.2.1.1 地球化学指标 |
| 1.2.1.2 矿物学指标 |
| 1.2.1.2 .1 粘土矿物指标 |
| 1.2.1.2 .2 碎屑矿物指标 |
| 1.2.2 区域风化和剥蚀及古环境意义研究进展 |
| 1.2.3 存在的问题 |
| 1.3 研究内容和目的及主要工作量 |
| 第二章 区域概况 |
| 2.1 地质背景 |
| 2.1.1 冲绳海槽地质背景 |
| 2.1.2 台湾省地质背景 |
| 2.2 气候特征 |
| 2.3 洋流特征 |
| 2.4 河流输入特征 |
| 第三章 研究材料与分析方法 |
| 3.1 研究材料 |
| 3.2 分析方法 |
| 3.2.1 年代学分析 |
| 3.2.2 粒度组成分析 |
| 3.2.3 沉积物硅质碎屑组分常量元素分析 |
| 3.2.4 全岩沉积物微量元素分析 |
| 3.2.5 质量堆积速率分析 |
| 3.2.6 Sr-Nd同位素分析 |
| 3.2.7 碎屑磷灰石形貌学和地球化学分析 |
| 3.2.7.1 碎屑磷灰石常量元素分析 |
| 3.2.7.2 碎屑磷灰石微量元素分析 |
| 3.2.7.3 碎屑磷灰石形貌学分析 |
| 第四章 岩心S3 沉积物硅酸盐组分的地球化学研究 |
| 4.1 年代学框架 |
| 4.2 沉积学记录 |
| 4.2.1 粒度组成 |
| 4.2.2 质量堆积速率 |
| 4.3 地球化学组成 |
| 4.3.1 元素组成 |
| 4.3.2 同位素组成 |
| 4.4 物源分析 |
| 4.4.1 Sr-Nd同位素组成控制因素 |
| 4.4.2 Sr-Nd同位素组成对沉积物来源的制约 |
| 4.5 物理剥蚀和化学风化指标及其控制因素 |
| 4.5.1 物理剥蚀和化学风化指标 |
| 4.5.2 各指标的控制因素 |
| 4.6 3 千年以来台湾地区的风化和剥蚀历史 |
| 4.7 小结 |
| 第五章 岩心S3 沉积物中碎屑矿物的地球化学和形貌学研究 |
| 5.1 年代学框架 |
| 5.2 沉积物重矿物组成 |
| 5.3 碎屑磷灰石地球化学组成 |
| 5.4 碎屑磷灰石形貌学组成 |
| 5.5 物源分析 |
| 5.5.1 磷灰石的稀土配分模式图 |
| 5.5.2 La/Nd-(La+ Ce+Pr)/ΣREE分类图解 |
| 5.5.3 Th-U二元图解 |
| 5.5.4 Sr-Y、Sr-Mn、(Ce/Yb)_(cn)-ΣREE和 Y-Eu/Eu~*二元图解 |
| 5.5.5 主成分分析图解 |
| 5.6 磷灰石地球化学组成对沉积物源岩类型的指示 |
| 5.7 磷灰石形貌学组成对区域剥蚀和风化历史的指示 |
| 5.7.1 四个层位碎屑磷灰石的控制因素 |
| 5.7.2 物理剥蚀和化学风化指标 |
| 5.7.3 3 千年以来台湾地区的风化和剥蚀历史 |
| 5.8 小结 |
| 第六章 3 千年以来台湾地区风化和剥蚀作用的控制机制 |
| 6.1 物理剥蚀和化学风化作用控制机制 |
| 6.2 对全球硅酸盐风化和大气CO_2的意义 |
| 6.3 对全球磷循环的意义 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 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 |
（9）西藏安多地区上侏罗统碳同位素波动与古环境研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题来源 |
| 1.2 选题依据及研究意义 |
| 1.2.1 侏罗纪全球古地理变化 |
| 1.2.2 侏罗纪全球古海水温度变化 |
| 1.2.3 侏罗纪全球古海平面变化 |
| 1.2.4 侏罗纪全球古海水δ~(13)C_(DIC)值分布 |
| 1.3 碳同位素地层分布及控制因素 |
| 1.3.1 碳同位素地层分布 |
| 1.3.2 碳同位素分馏效应 |
| 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 |
| 1.5 完成工作量 |
| 1.6 主要成果和创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 古地理位置 |
| 2.2 区域构造及沉积环境 |
| 2.3 侏罗纪地层特征 |
| 2.3.1 曲色组 |
| 2.3.2 色哇组 |
| 2.3.3 莎巧木组 |
| 2.3.4 布曲组 |
| 2.3.5 夏里组 |
| 2.3.6 索瓦组/安多组 |
| 2.3.7 雪山组/扎窝茸组 |
| 第3章 安多组地层特征及时代 |
| 3.1 剖面列述 |
| 3.2 地层时代 |
| 第4章 安多组岩石学特征及沉积环境分析 |
| 4.1 岩石学特征 |
| 4.2 沉积环境分析 |
| 第5章 样品成岩蚀变信息及有效性分析 |
| 5.1 样品采集及分析测试方法 |
| 5.1.1 样品采集 |
| 5.1.2 分析与测试方法 |
| 5.2 显微构造特征 |
| 5.2.1 阴极发光特征 |
| 5.2.2 扫描电镜特征 |
| 5.3 有机地球化学特征 |
| 5.3.1 有机质含量 |
| 5.3.2 有机质类型 |
| 5.3.3 有机质成熟度 |
| 5.4 元素地球化学特征 |
| 5.5 稳定同位素地球化学特征 |
| 5.6 碳氧同位素有效性分析 |
| 第6章 安多组碳同位素曲线及全球对比 |
| 6.1 碳同位素变化曲线 |
| 6.1.1 无机碳同位素变化曲线 |
| 6.1.2 有机碳同位素变化曲线 |
| 6.1.3 碳同位素差值(Δ~(13)C)变化曲线 |
| 6.2 碳同位素变化曲线全球对比 |
| 6.2.1 无机碳同位素曲线对比 |
| 6.2.2 有机碳同位素曲线对比 |
| 第7章 晚侏罗世古海洋环境重建 |
| 7.1 古大气pCO_2 |
| 7.1.1 CO_2分压和含量定义 |
| 7.1.2 定性法 |
| 7.1.3 定量法 |
| 7.2 古海水温度 |
| 7.3 古大气pCO_2/古海水温度重建检验 |
| 7.4 古海平面变化 |
| 7.5 古海水δ~(13)C值 |
| 7.6 古有机碳埋藏 |
| 第8章 晚侏罗世全球碳循环驱动机制及古海洋演化 |
| 8.1 晚侏罗世碳同位素变化的主控因素 |
| 8.2 晚侏罗世古海水演化与碳同位素波动的成因关联 |
| 第9章 晚侏罗世全球古气候变化及碳循环响应 |
| 9.1 晚侏罗世全球古气候变化 |
| 9.2 古气候与碳循环之间的可能响应关系 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 附录 |
（10）南海西科1井中新世以来生物礁滩体系发育演化及其对古海洋与古气候条件响应（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题来源及意义 |
| 1.1.1 选题来源与目的 |
| 1.1.2 选题意义 |
| 1.2 国内外研究现状、发展趋势及存在问题 |
| 1.2.1 生物礁滩体系的含义及其油气勘探现状 |
| 1.2.2 生物礁滩体系研究历史、现状 |
| 1.2.3 西沙群岛生物礁滩体系研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究思路、研究内容与研究方法 |
| 1.4 完成的工作量及取得的主要成果 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 研究区块位置 |
| 2.2 西沙群岛构造演化特征 |
| 2.2.1 区域构造动力学背景 |
| 2.2.2 西沙群岛构造演化 |
| 2.3 西沙群岛生物礁概况 |
| 2.3.1 南海生物礁发育概况 |
| 2.3.2 西沙生物礁发育概况 |
| 2.4 西沙群岛地层分布特征 |
| 第三章 西科1井生物礁滩体系沉积相类型及其垂向演化 |
| 3.1 生物礁相组合沉积特征 |
| 3.1.1 珊瑚礁微相 |
| 3.1.2 珊瑚-藻礁微相 |
| 3.1.3 礁盖微相 |
| 3.2 生屑滩相组合沉积特征 |
| 3.2.1 内侧滩微相 |
| 3.2.2 外侧滩微相 |
| 3.3 浅水开放滩相沉积特征 |
| 3.4 碳酸盐和陆源碎屑混积相沉积特征 |
| 3.5 风成堆积相沉积特征 |
| 3.6 中新世以来生物礁滩体系垂向演化特征 |
| 3.7 中新世以来生物礁滩体系地球化学垂向变化特征 |
| 第四章 西科1井碳酸盐组分分类及转变 |
| 4.1 碳酸盐组分分类 |
| 4.2 西科1井碳酸盐组分类别、碳酸盐工厂划分及演变史 |
| 第五章 生物礁滩体系发育对古气候、古海洋条件响应 |
| 5.1 生物礁滩体系对海平面变化的响应 |
| 5.1.1 对中新世以来长尺度全球海平面变化及区域构造运动的响应 |
| 5.1.2 对上新世以来短尺度全球海平面变化的响应 |
| 5.2 生物礁滩体系对古温度变化的响应 |
| 5.2.1 对中新世以来古温度变化的响应 |
| 5.2.2 对晚更新世以来区域古温度降低的响应 |
| 5.3 生物礁滩体系对营养盐变化的响应 |
| 5.3.1 对中新世营养盐增加的响应 |
| 5.3.2 对上新世晚期-更新世早期营养盐增加的响应 |
| 第六章 西沙生物礁滩体系中新世以来演化样式 |
| 6.1 生物礁滩体系发育模式 |
| 6.2 西沙海域碳酸盐中新世以来的沉积演化 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
四、南海中部沉积物捕集器中浮游有孔虫的稳定同位素分析（论文参考文献）
- [1]南海西沙和南沙捕获器浮游有孔虫通量季节变化与区域对比[J]. 梁诗茵,向荣,杨艺萍,钟福昌,袁曼曼. 微体古生物学报, 2021(02)
- [2]北大西洋中纬度海域浮游有孔虫揭示的70ka以来古海洋环境演化[D]. 叶孝贤. 上海海洋大学, 2021(01)
- [3]西北太平洋40万年来有机碳埋藏保存及古生产力演化[D]. 张钰莹. 自然资源部第一海洋研究所, 2021
- [4]620 ka以来帝汶海西南部表层海水温盐变化及其影响因素[D]. 崔亦鹍. 中国科学院大学(中国科学院海洋研究所), 2020(01)
- [5]南海生物礁滩体系发育演化及其南北陆缘差异 ——基于XK1和NK1井精细刻画[D]. 陈北辰. 中国地质大学, 2020
- [6]中国东部晚中新世以来干湿古气候与古植被演化及其驱动机制[D]. 卢佳仪. 中国地质大学, 2020(03)
- [7]冲绳海槽南部S3岩心沉积物的矿物学和地球化学研究[D]. 胡思谊. 中国科学院大学(中国科学院海洋研究所), 2020(01)
- [8]南海南部2007年夏季活体浮游有孔虫水层垂直分布特征[J]. 张亚南,向荣,唐灵刚,梁诗茵. 第四纪研究, 2020(03)
- [9]西藏安多地区上侏罗统碳同位素波动与古环境研究[D]. 李高杰. 成都理工大学, 2020(04)
- [10]南海西科1井中新世以来生物礁滩体系发育演化及其对古海洋与古气候条件响应[D]. 吴峰. 中国地质大学, 2019(02)