一、南海中部沉積物捕集器中浮游有孔蟲的穩(wěn)定同位素分析（論文文獻綜述）
梁詩茵,向榮,楊藝萍,鐘福昌,袁曼曼[1]（2021）在《南海西沙和南沙捕獲器浮游有孔蟲通量季節(jié)變化與區(qū)域?qū)Ρ取肺闹羞M行了進一步梳理對2012—2013年南海西沙和南沙沉積物捕獲器中浮游有孔蟲進行了分析,共鑒定出13屬20種,群落組合以熱帶亞熱帶暖水屬種為主。上層捕獲器中浮游有孔蟲年通量在南沙海區(qū)(201 480枚·m-2·y-1)明顯較高,是西沙海區(qū)(99 676枚·m-2·y-1)的兩倍多。在西沙海區(qū),下層捕獲器浮游有孔蟲年通量(207 386枚·m-2·y-1)是上層的兩倍多,且小粒徑（150～250μm）殼體主要集中在下層,推測是區(qū)域的深層水流側(cè)向搬運所導(dǎo)致。浮游有孔蟲總通量和主要屬種Globigerinoides sacculifer,G.ruber,Neogloboquadrina dutertrei,Globigerinita glutinata,Globigerinella aequilateralis和Pulleniatina obliquiloculata的通量均呈現(xiàn)出明顯的季節(jié)變化。西沙浮游有孔蟲的通量主要出現(xiàn)在冬半年,有兩個明顯峰值,分別出現(xiàn)在季風(fēng)間歇期和冬季風(fēng)盛行期間;南沙浮游有孔蟲通量則與季風(fēng)變化密切相關(guān),表現(xiàn)為冬夏"雙峰型",在冬季12月—3月和夏季5月—8月呈現(xiàn)較高通量。南沙夏季的通量峰值主要由Globigerinoides sacculifer貢獻。Globigerina bulloides幾乎只在冬季出現(xiàn),而Globigerinoides conglobatus只出現(xiàn)在夏季,研究認為它們分別有作為南海冬季指示種和夏季指示種的潛力。
葉孝賢[2]（2021）在《北大西洋中緯度海域浮游有孔蟲揭示的70ka以來古海洋環(huán)境演化》文中指出北大西洋中緯度海域（40-50°N）位于亞極地環(huán)流圈（SPG）和亞熱帶環(huán)流圈（STG）相互作用地帶,是全球氣候變化較為敏感地區(qū)。由于位置獨特,該區(qū)域主要匯集了2種不同的水團:低溫低鹽的極地水和高溫高鹽的北大西洋暖流（NAC）。夏季NAC向北增強,上層水體被亞熱帶溫暖和貧營養(yǎng)水團所覆蓋,導(dǎo)致水體分層和混合層變薄。而極地水流入時,上層水體被寒冷和高生產(chǎn)力的水所覆蓋,導(dǎo)致溫度和鹽度梯度減小,進而形成均勻的厚混合層。研究表明冰期極地水周期性地從現(xiàn)代位置擴張至中緯度海域,北大西洋的洋流體系向南和向東移動,SPG增強。這歸因于北大西洋周圍冰蓋的反復(fù)崩塌,產(chǎn)生大量融水,最終削弱了北大西洋深層水的形成。因此,該區(qū)域的古海洋學(xué)研究逐漸成為人們關(guān)注的焦點。本文以冰筏碎屑（IRD）帶中的重力柱巖芯Hu71-377為研究對象,該巖芯是由Dalhousie大學(xué)的Hu71022航次采集。通過在加速器質(zhì)譜儀(AMS14C)上測定14C年齡,建立了Hu71-377中0～30 ka的年齡模型。30～70 ka的年齡模型通過以下方法構(gòu)建:將Neogloboquadrina pachyderma的δ18O調(diào)諧至格陵蘭冰芯（NGRIP）和亞極地巖芯PS2644中N.pachyderma的同位素地層學(xué)記錄比對,獲得相關(guān)年齡控制點。這項研究分析了多種代用指標(biāo),如IRD、浮游有孔蟲組合、N.pachyderma和Neogloboquadrina incompta的δ18O和δ13C。研究還通過相同物種的Mg/Ca值和δ18O重建了研究區(qū)近70 ka以來的海洋表層溫度（SST）和海洋表層鹽度（SSS）。通過研究,獲得以下結(jié)論:（1）巖芯Hu71-377中識別了6個Heinrich事件（H事件）,分別發(fā)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,而具有狹窄IRD峰的H3和H6與北大西洋東部和IRD南緣巖芯中缺乏IRD峰值的觀點相反。此外,H1期間存在2個IRD峰值,表明至少有2個階段的冰流排放。因此,H1.1和H1.2之間的IRD間斷（～15.1 ka）可能是冰消期融水和不同冰流引起的。（2）H事件記錄了上層水柱的不同水文變化。H3和H5期間δ18ON.pachyderma未觀察到與其他H事件δ18ON.pachyderma一樣顯著變輕的特征,可能是H1、H2、H4和H6期間融水影響更為強烈。而H3和H5期間可能受到更多暖水流入,從而減弱了融水作用。N.pachyderma和N.incompta的Mg/Ca值被用來重建近70 ka以來SST變化。結(jié)果顯示,H2期間海表冷卻。但是,H1和H6期間SSTN.pachyderma和SSTN.incompta顯著升高6～8℃。H4期間僅SSTN.pachyderma升高3.5℃。值得注意的是H3和H5期間SSTN.incompta升高3℃,再次說明H3和H5期間可能有季節(jié)性北大西洋暖水輸入。（3）N.pachyderma和N.incompta在浮游有孔蟲組合中占主導(dǎo)。計算N.incompta與N.pachyderma相對豐度的比值,以推斷研究區(qū)70 ka以來與水團變遷有關(guān)的SST。MIS2期和MIS4期比值<50%,反映了極地冷水團侵入后較為寒冷的環(huán)境;而MIS3期暖期和全新世比值>50%,反映高溫高鹽的NAC流入。但是,由于浮游有孔蟲的季節(jié)性差異和棲息深度變化可能導(dǎo)致其相對豐度的變化,故N.incompta與N.pachyderma相對豐度比值的結(jié)果可能高估了研究區(qū)SST?？紤]到有孔蟲相對豐度比的限制,本研究使用Mg/Ca指標(biāo)來重建SST。（4）利用SST和δ18O分別重建了N.incompta和N.pachyderma的海水背景值δ18Ow和SSS。從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期間上層水柱中存在較強的溫躍層和鹽躍層。此時,北大西洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流（AMOC）可能仍然較強。但是,H1、H2、H4和H6期間SSSN.pachyderma和SSSN.incompta顯著降低,表明強烈的融水作用可能減弱了AMOC。（5）MIS4期SSSN.pachyderma和SSSN.incompta間差值減小,表明強烈的對流混合;而SSTN.pachyderma和SSTN.incompta差值增大,可能是海表冷卻和海水混合使得MIS4期上層水柱中N.pachyderma向深處棲息。MIS3期暖期溫躍層消失,但MIS3期冷期至MIS2期,上層水柱形成一個均勻且厚重的混合層。MIS1期SST和SSS呈負相關(guān),全球海平面升高解釋了SSS降低。（6）δ13C表明MIS3期和MIS1期δ13C偏重,說明海氣交換良好,而MIS4期和MIS2期海氣交換減弱。δ13CN.pachyderma和δ13CN.incompta間差值可能主要反映H事件的古環(huán)境。H1、H2和H6期間δ13CN.pachyderma和δ13CN.incompta差值減小,可能受溫躍層變深或強風(fēng)驅(qū)動的海水垂向混合的影響。然而,H4和H5期間δ13C差值增大,表明季節(jié)性溫躍層變淺,與夏季NAC增強和水體分層有關(guān)。此外,δ13CN.pachyderma與其殼體重量無顯著相關(guān)性;相反,N.incompta殼體重量與δ13CN.incompta在寒冷的LGM呈正相關(guān)、在溫暖的全新世呈負相關(guān),說明殼體重量可能引起殼體δ13C與海水∑CO2的δ13C偏移。因此,不排除H事件期間殼體重量增加可能使得δ13CN.incompta變重,進而導(dǎo)致δ13CN.pachyderma和δ13CN.incompta差值增大。
張鈺瑩[3]（2021）在《西北太平洋40萬年來有機碳埋藏保存及古生產(chǎn)力演化》文中研究指明本論文以西北太平洋黑潮流區(qū)九州海脊北部的重力活塞柱樣KPR12巖芯為研究對象,基于有孔蟲放射性碳同位素測年、有孔蟲穩(wěn)定氧同位素記錄建立了巖芯的年代框架,恢復(fù)巖芯底部年齡約40萬年;重點研究了有機碳埋藏和海洋古生產(chǎn)力的軌道尺度變化規(guī)律及其對陸源輸入和海洋環(huán)境變化的響應(yīng),探討了該區(qū)古生產(chǎn)力的影響因素及其作用機制,初步建立了研究區(qū)冰期-間冰期有機碳埋藏保存及其環(huán)境響應(yīng)的演化模式。研究結(jié)果表明,KPR12巖芯沉積物中總有機碳（TOC）百分含量整體偏低（0.062%～0.443%,平均0.216%）,碳埋藏通量介于0.82～11.74 mg/cm2/ka,與開放大洋的埋藏量相當(dāng);相對邊緣海區(qū)低1～2個數(shù)量級,推測這與研究區(qū)缺乏大河直接輸入巨量的陸源物質(zhì)以及海區(qū)生產(chǎn)力相對較低有關(guān)。巖芯TOC含量與埋藏通量整體呈冰期高-間冰期低的顯著旋回特征。此外,有機碳的C/N比、δ13C指示了該區(qū)有機質(zhì)主要受海洋生源和陸源輸入的混合貢獻,以海洋生源（平均～66%）為主。研究區(qū)的陸源物質(zhì)主要通過風(fēng)塵和日本九州島河流輸入,同時受到黑潮強度、海平面升降等因素共同影響,冰期陸源有機質(zhì)埋藏通量更高。研究區(qū)硅質(zhì)生產(chǎn)力較低（生物硅Opal含量～1%）,無明顯的冰期旋回變化特征;碳酸鈣（Ca CO3）和生源鋇（Bio-Ba）含量指示古生產(chǎn)力變化明顯呈間冰期高-冰期低的旋回特征,與有機碳埋藏通量以及亞洲風(fēng)塵的變化規(guī)律相反,說明TOC作為海洋古生產(chǎn)力替代指標(biāo)具有局限性,同時風(fēng)塵可能對該區(qū)海洋生產(chǎn)力的促進作用有限。根據(jù)Bio-Ba含量重建,顯示研究區(qū)40萬年來的初級生產(chǎn)力整體較低（冰期105mg/m2/ka,間冰期128 mg/m2/ka）,這可能是由于表層營養(yǎng)鹽濃度較低所致。同時,冰期時北太平洋中層水（NPIW）形成加強致使水體層化顯著,阻礙了底部營養(yǎng)物質(zhì)向表層輸送,進而抑制了初級生產(chǎn)力。沉積氧化還原敏感元素（RSEs）的富集特征指示研究區(qū)底層沉積物-水界面處于相對氧化狀態(tài);但其含氧條件及陸源細顆粒物質(zhì)含量具有冰期-間冰期的差異。具體表現(xiàn)為冰期時RSEs（V、Th、Tl、Ga等）富集程度較高,指示水界面相對偏還原,更有利于有機質(zhì)的埋藏和保存。同時巖芯細粒組分與TOC呈一定的負相關(guān),且冰期時細粒物質(zhì)輸入增加,可吸附更多有機質(zhì)并加速其向海底沉降。反之,間冰期時水界面的溶解氧含量相對較高、細顆粒物輸入減少,有機碳的埋藏通量降低。綜上,研究區(qū)的TOC埋藏對氣候變化具有顯著的軌道尺度敏感響應(yīng),其演化規(guī)律與古生產(chǎn)力記錄并不耦合,說明古生產(chǎn)力可能不是影響該巖芯TOC埋藏特征的主控因素;另外,在沉積物-水界面氧化還原條件以及細粒物質(zhì)吸附和沉降等因素的共同驅(qū)動下,研究區(qū)的有機碳埋藏整體呈現(xiàn)“冰期碳埋藏量更高、間冰期降解作用更顯著”的演化模式。
崔亦鹍[4]（2020）在《620 ka以來帝汶海西南部表層海水溫鹽變化及其影響因素》文中指出印度尼西亞穿越流（Indonesian Throughflow,ITF）控制了印度洋和太平洋間的水體與熱量交換,顯著影響著現(xiàn)代印太地區(qū)的氣候和海洋環(huán)境,且在過去的區(qū)域水文條件演變過程中也起了至關(guān)重要的作用。目前,有關(guān)ITF在軌道—亞軌道尺度上的研究多限于末次冰期,對其在多個冰期旋回中的演變?nèi)狈φJ識。帝汶海是ITF進入印度洋的主要通道之一,本研究利用位于ITF帝汶海出口處的IODP363航次U1482鉆孔（15°3.32?S,120°26.10?E,水深1446 m）樣品,通過浮游有孔蟲Trilobatus sacculifer殼體的氧同位素和Mg/Ca分析,重建了620 ka以來帝汶海西南部表層海水溫度（Sea Surface Temperature,SST）和剩余氧同位素(δ18Osw-iv)的變化。結(jié)合西太平洋暖池區(qū)、ITF流經(jīng)區(qū)域、中高緯地區(qū)的其它記錄,分析了近6次冰期旋回中區(qū)域表層水體溫度和鹽度的演變特征,探討了其可能的影響因素。620 ka以來,帝汶海西南部的SST呈現(xiàn)冰期低、間冰期高的特征,其演變具有顯著的偏心率（100 ka）、斜率（40 ka）和歲差（23 ka、19 ka）周期。其中,歲差信號可能主要來自ITF的源區(qū)以及其輸運過程中季風(fēng)、熱帶輻合帶（Intertropical Convergence Zone,ITCZ）降水對其水體來源、強度和結(jié)構(gòu)的影響。此外,當(dāng)?shù)靥栞椛?、區(qū)域風(fēng)場等局地因素的影響對SST的歲差信號也起到了加強作用。SST的斜率信號可能是來自于斜率控制下厄加勒斯流（Agulhas current,AC）向南大西洋的熱量輸運和魯汶流（Leeuwin Current,LC）向極暖水輸送的變化。SST的偏心率信號則主要源自冰期旋回中全球海洋溫度變化在低緯地區(qū)的響應(yīng)。620 ka以來帝汶海西南部,與海表鹽度正相關(guān)的δ18Osw-iv呈現(xiàn)出冰期低、間冰期高的特征,且其變化具有顯著的歲差（23 ka）和斜率（40 ka）周期。分析表明,研究區(qū)鹽度受當(dāng)?shù)卮髿饨邓昂恿鬏斎胗绊戄^小,更多的是受ITF結(jié)構(gòu)、強度以及海平面升降等因素的控制。歲差驅(qū)動下盛行風(fēng)向的變換和ITCZ南北位移導(dǎo)致的降水強度變化顯著影響了ITF結(jié)構(gòu)與強度,從而令δ18Osw-iv呈現(xiàn)出顯著的歲差周期。冰期旋回中海平面周期性的升降導(dǎo)致ITF通道連通性發(fā)生改變,作用于ITF結(jié)構(gòu)與強度,使得δ18Osw-iv呈現(xiàn)出冰期低、間冰期高的特征。而斜率驅(qū)動下南半球經(jīng)向溫度梯度的周期性變化控制了ITF低鹽水體通過魯汶流的向極輸運,從而導(dǎo)致研究區(qū)δ18Osw-iv呈現(xiàn)出40 ka的斜率周期。對西太平洋布放沉積物捕獲器潛標(biāo)系統(tǒng)中所遇到的實際問題進行了分析,針對實踐中由于樣品瓶脫落導(dǎo)致的樣品丟失率高（20%左右）的問題,提出在開闊大洋等水動力較強的環(huán)境中布放沉積物捕獲器時根據(jù)當(dāng)?shù)氐难罅鳝h(huán)境采取的加固措施,并設(shè)計了一種樣品瓶專用固定裝置,以達到安全回收樣品的目的。
陳北辰[5]（2020）在《南海生物礁灘體系發(fā)育演化及其南北陸緣差異 ——基于XK1和NK1井精細刻畫》文中指出生物礁灘體系是南海最為重要的含油氣儲層之一,對于生物礁灘體系發(fā)育演化及其控制性因素分析一直是地質(zhì)學(xué)研究的前沿?zé)狳c。南海南、北部均廣泛發(fā)育碳酸鹽巖臺地及生物礁,但由于南海島礁取芯鉆井極少,大大制約了南海碳酸鹽巖臺地及生物礁灘體系研究。本論文以全取芯的南海北部島礁XK1井和南海南部島礁NK1井為研究對象,基于巖心描述、薄片觀察及大量分析測試資料,對XK1井和NK1井生物礁灘體系進行了精細刻畫,揭示了構(gòu)造作用、海平面變化、東亞季風(fēng)和上升流、白云巖發(fā)育與全球氣候事件響應(yīng)對生物礁灘體系發(fā)育演化的影響,進而查明了南海南、北部生物礁灘體系物質(zhì)組成-碳酸鹽工廠組合類型的差異,總結(jié)了南海生物礁灘體系發(fā)育演規(guī)律以及南北陸緣差異,為南海碳酸鹽生物礁儲層分布預(yù)測提供了基礎(chǔ)。論文取得的研究成果主要包括以下幾個方面:（1）基于XK1井精細刻畫,系統(tǒng)總結(jié)了XK1井中新世以來生物礁灘體系沉積相構(gòu)成、層序單元劃分及碳酸鹽組合帶垂向變化規(guī)律:基于宏觀巖心觀察與薄片鑒定概括了生物礁灘體系中5種沉積微相,即礁蓋微相、礁核微相、內(nèi)側(cè)灘微相、外側(cè)灘微相以及瀉湖相內(nèi)部構(gòu)成及沉積特征;XK1井新生代共識別出16了個三級層序單元,并總結(jié)了層序格架控制下地層單元垂向演化特征;根據(jù)造礁珊瑚發(fā)育情況為主要依據(jù),在XK1井中劃分出11個Photozoan碳酸鹽組合帶,6個主要的Heterozoan-dominated碳酸鹽組合帶,12個Heterozoan碳酸鹽組合帶,共計29個碳酸鹽組合單元。在此基礎(chǔ)上,總結(jié)了XK1井中新世以來生物礁灘體系發(fā)育演化特征和碳酸鹽組合帶垂向變化規(guī)律。（2）基于NK1井精細刻畫,系統(tǒng)總結(jié)了NK1井漸新世以來生物礁灘體系沉積相構(gòu)成、層序單元劃分及碳酸鹽組合帶垂向變化規(guī)律:基于宏觀巖心觀察與薄片鑒定概括了NK1井漸新世以來生物礁灘體系5種沉積微相,即礁蓋微相、礁核微相、內(nèi)側(cè)灘微相、外側(cè)灘微相和瀉湖相內(nèi)部構(gòu)成及沉積特征;通過暴露面的識別,結(jié)合古生物及鍶同位素資料,提出了859.9m、614.9m、543.1m、383.6m和210.3m共5個關(guān)鍵暴露面分別作為漸新統(tǒng)、下中新統(tǒng)、中中新統(tǒng)、上中新統(tǒng)、上新統(tǒng)的頂界面,為該井地層劃分提供有力的依據(jù);在年代地層的框架下對NK1井地層單元進行了劃分,共劃分為17個三級層序單元;基于大量地球化學(xué)分析揭示了NK1井生物礁發(fā)育演化的古海洋環(huán)境變化,碳酸鹽巖C、O同位素、礦物成分以及地球化學(xué)元素測試結(jié)果較好地揭示了漸新世以來海平面變化、古生產(chǎn)力以及營養(yǎng)鹽條件的變化;在三級層段地層單元的框架之中,識別出17段photozoan碳酸鹽合、12段heterozoan-dominated碳酸鹽組合以及7段heterozoan碳酸鹽組合。該井大量的珊瑚組分是構(gòu)成NK1生物礁灘體系的主體。在此基礎(chǔ)上,揭示了NK1井生物礁發(fā)育演化的古海洋環(huán)境變化,并構(gòu)建了NK1井生物礁灘體系動態(tài)模式圖。（3）運用比較沉積學(xué)方法,對鄂西晚二疊世見天壩生物礁露頭剖面進行精細解剖,揭示了露頭區(qū)生物礁沉積相三維空間組合特征:識別出8種巖性相和4種沉積組合單元,揭示了以海綿為造礁生物的生物礁沉積單元的三維組合特征,總結(jié)生物礁垂向演化過程中各種巖性相的組合及其演變特征。盡管晚二疊世與南海新生代造礁生物不同,但見天壩生物礁灘體系的巖性相類型和沉積單元在三維空間上的組合模式,為南海地下生物礁體系內(nèi)部組構(gòu)、巖性相及其空間配置提供有效的類比實例。（4）查明了構(gòu)造作用、海平面變化、東亞季風(fēng)和上升流、全球氣候事件對XK1井和NK1井生物礁灘體系發(fā)育演化的影響。南海南、北部構(gòu)造作用不僅導(dǎo)致南、北部陸緣盆地碳酸鹽巖發(fā)育時間早晚差異,而且由于構(gòu)造沉降差異導(dǎo)致頻現(xiàn)暴露面及生物礁灘體系發(fā)育厚度差異;相對海平面升降變化控制南海南、北部生物礁體發(fā)育演化,盡管還受到局部構(gòu)造作用影響,但與全球海平面變化是可以對比的,它控制了生物礁灘體系發(fā)育演化的旋回變化;季風(fēng)和上升流給南海北部西沙隆起帶攜帶豐富的營養(yǎng)物,它制約北部陸緣XK1生物礁中珊瑚的發(fā)育,導(dǎo)致碳酸鹽成分組合的變化,而東亞季風(fēng)活動對南海東南部島礁生物礁灘體系影響較小,形成了富含珊瑚組分的生物礁類型;XK1井和NK1井在晚中新世期間均發(fā)生明顯的白云巖化作用,這種同步性的規(guī)律與全球古氣候事件有關(guān)。（5）查明了南海南、北島礁新生代碳酸鹽工廠差異,并揭示了不同時期碳酸鹽工廠變化的主控因素差異:漸新世時期,南海碳酸鹽工廠轉(zhuǎn)變機制為古氣候主導(dǎo)型,NK1井發(fā)育Heterozoan碳酸鹽工廠,至漸新世末,全球氣候變暖,NK1井出現(xiàn)珊瑚礁;進入早中新世時期,氣候變暖整個南海均適合珊瑚礁發(fā)育,這時南海碳酸鹽工廠轉(zhuǎn)變機制為海平面變化主導(dǎo)型,Photozoan到Heterozoan碳酸鹽巖工廠轉(zhuǎn)變主要受控于相對海平面升降變化;中中新世時期,南海碳酸鹽工廠轉(zhuǎn)化機制為構(gòu)造活動與季風(fēng)活動增強主導(dǎo)型,XK1井由于受季風(fēng)增強和富營養(yǎng)源的影響,出現(xiàn)從Photozoan到Heterozoan碳酸鹽巖工廠轉(zhuǎn)變,形成以Heterozoan碳酸鹽巖工廠為主,而NK1井幾乎不受季風(fēng)影響形成Photozoan碳酸鹽巖工廠為主導(dǎo);晚中新世時期,南海碳酸鹽工廠轉(zhuǎn)變機制為海平面變化和季風(fēng)活動增強主導(dǎo)型,自沙巴造山作用導(dǎo)致南海擴張終結(jié)后,晚中新世整個南海熱沉降階段,此時海平面變化成為南海碳酸鹽工廠轉(zhuǎn)變的主要因素,同樣,XK1井在晚中新世季風(fēng)增強時段出現(xiàn)從Photozoan到Heterozoan碳酸鹽巖工廠轉(zhuǎn)變的特征,而NK1井以Photozoan碳酸鹽巖工廠為主導(dǎo);上新世-第四紀碳酸鹽工廠轉(zhuǎn)變機制為海平面變化主導(dǎo)型,上新世-第四紀時期,南海碳酸鹽工轉(zhuǎn)變主要受海平面變化影響,XK1井和NK1井海侵體系域為Heterozoan碳酸鹽巖工廠,高位體系域為Photozoan碳酸鹽巖工廠?？傮w來看,南海南部島礁以Photozoan碳酸鹽組合為主,而南海北部島礁以Heterozoan碳酸鹽組合為主。盡管南海南、北島礁在構(gòu)造沉降、相對海平面變化以及季風(fēng)影響等控制因素上存在一定的差異,導(dǎo)致南、北島礁碳酸鹽組合帶發(fā)生明顯變化,但層序地層框架內(nèi)南海生物礁灘體系的發(fā)育演化具有較好的可對比性。
盧佳儀[6]（2020）在《中國東部晚中新世以來干濕古氣候與古植被演化及其驅(qū)動機制》文中進行了進一步梳理亞洲季風(fēng)是全球氣候系統(tǒng)的重要組成部分,解密它的時空演變規(guī)律對人們?nèi)胬斫獠煌瑫r間尺度下的全球氣候變化具有重要意義。尤其是晚新生代東亞季風(fēng)的形成與演化無論對區(qū)域性還是全球性氣候均產(chǎn)生了重要影響。長期以來,對東亞季風(fēng)軌道尺度上的演化研究眾多,而對構(gòu)造尺度上季風(fēng)的演化相對較少,且多聚焦于黃土高原、青藏高原和中國南海等區(qū)域。中國東部地區(qū)因地表覆蓋而缺乏長時間尺度的沉積露頭剖面,新近紀以來的古氣候演化研究一直是個薄弱環(huán)節(jié)。雖然晚新生代以來東亞季風(fēng)在構(gòu)造時間尺度上的演化被認為與青藏高原隆升有關(guān),但有關(guān)季風(fēng)演化的機制目前仍存在很多爭議。特別是,與季風(fēng)相關(guān)的干濕古氣候在中國東部地區(qū)的空間變化規(guī)律還不清楚,它是否與現(xiàn)代干濕氣候一樣存在巨大的空間差異（如,中國東部降雨兩極或三極模態(tài)）?如是,那么驅(qū)動機制又如何?這些問題都有待于深入探討。同時,伴隨著新近紀氣候變化,陸地生態(tài)系統(tǒng)也出現(xiàn)了重大的轉(zhuǎn)變,尤其是新生代晚期C4草原的出現(xiàn)使C3植物被C4植物大規(guī)模取代,草原生境在全球范圍內(nèi)得到了極大的擴張。有關(guān)C4植物在中新世的第一次擴展事件已經(jīng)有了大量的深入研究,人們對這次事件從低緯度向中高緯度的擴張過程的基本框架已經(jīng)建立。但是,有關(guān)東亞地區(qū)晚中新世以來的C4植物是否存在第二次擴張事件還不清楚。如有,具體機制又是如何?它與第一次擴展事件有哪些不同點?這些問題都有待于深入探討。近年來,基于區(qū)域地質(zhì)調(diào)查工作的不斷發(fā)展,在中國東部第四紀強烈覆蓋區(qū)也獲得了晚中新世（ca.8 Ma）以來連續(xù)沉積的鉆孔巖芯,這為研究中國東部晚中新世以來干濕古氣候的變化創(chuàng)造了很好的條件,使得我們能更全面地揭示東亞季風(fēng)區(qū)干濕古氣候的演化規(guī)律,并為深入探究其驅(qū)動機制提供了關(guān)鍵素材。同時,分子古氣候代用指標(biāo)的不斷突破也為建立干濕古氣候的時間演化序列創(chuàng)造了條件。尤其是來源于微生物細胞膜的甘油二烷基鏈甘油四醚化合物（Glycerol Dialkyl Glycerol Tetraethers,簡稱GDGTs）,因其在各個環(huán)境中分布廣泛,且對環(huán)境變化響應(yīng)靈敏,被廣泛應(yīng)用于古環(huán)境古氣候重建的研究中。所以利用微生物脂類GDGTs的指標(biāo)重建東亞季風(fēng)演化具有積極的意義。中國東部長時間尺度鉆孔沉積多為河湖相沉積,基于GDGTs化合物的眾多指標(biāo)中,能用于長尺度河湖相干濕古氣候重建中的指標(biāo)須在現(xiàn)代河湖相沉積環(huán)境中進行驗證其可靠性。本研究從現(xiàn)代河流-湖泊沉積環(huán)境入手,選擇青海湖等對干濕古氣候比較敏感的地區(qū)為現(xiàn)代過程研究對象,分析基于GDGTs構(gòu)建的各指標(biāo)在現(xiàn)代河流和湖相中的變化及控制因子,選出可靠的干濕古氣候指標(biāo),再用于中國東部華北平原和蘇北平原晚中新世以來的河湖相鉆孔中以重建干濕古氣候演化。同時,利用有機碳同位素檢測方法重建了晚中新世以來中國東部的植被演化。論文取得的主要創(chuàng)新性認識概況如下（部分研究成果已經(jīng)發(fā)表在國際刊物上）:1.依據(jù)微生物GDGTs現(xiàn)代過程調(diào)查,提出了河湖相的干濕古氣候代用新指標(biāo)。通過對干濕氣候極其敏感的青海湖地區(qū)湖泊沉積物、河流沉積物以及周圍土壤中GDGTs化合物的檢測,分析了古菌isoGDGTs化合物和細菌br GDGTs化合物在不同沉積環(huán)境中的變化規(guī)律,討論了基于GDGTs構(gòu)建的各古氣候重建指標(biāo)與環(huán)境因子間的關(guān)系。古菌isoGDGTs在河流和湖泊中的變化較細菌br GDGTs的變化更有規(guī)律,且基于isoGDGTs建立的指標(biāo)GDGT-0/Cren與湖泊水深之間存在顯著相關(guān)性,可作為可靠的干濕古氣候重建指標(biāo)。而細菌br GDGTs化合物構(gòu)建的指標(biāo)在河湖相環(huán)境中變化復(fù)雜,且受控因子眾多。例如,能反映p H的CBT指標(biāo)在河流沉積物中被發(fā)現(xiàn)與鹽度有關(guān);能用于重建溫度的MBT’指標(biāo)在湖泊環(huán)境中顯示出與水深有關(guān)等。這使得基于br GDGTs構(gòu)建的古環(huán)境指標(biāo)在長尺度河湖相沉積中的應(yīng)用受到很大限制,而GDGT-0/Cren指標(biāo)原理更清晰,受控因子單一,在河湖相干濕古氣候重建中顯示出明顯優(yōu)勢。在此基礎(chǔ)上,綜合全球已經(jīng)報道的湖泊沉積物（包括部分中國東部地區(qū)的湖泊沉積物）和泥炭地的GDGT數(shù)據(jù),進一步支持了GDGT-0/Cren指標(biāo)可以作為陸地水體環(huán)境的干濕古氣候代用指標(biāo)。2.發(fā)現(xiàn)了中國東部晚中新世以來構(gòu)造時間尺度的干濕古氣候呈現(xiàn)出三極模態(tài)的空間變化,提出了赤道太平洋海溫梯度的驅(qū)動機制。通過對華北平原天津G3鉆孔（8 Ma至今）和蘇北平原鹽城ZKA4鉆孔（～7.6 Ma）河湖相沉積物中GDGTs化合物的測試分析,利用新發(fā)現(xiàn)的古氣候指標(biāo)GDGT-0/Cren和以前建立的Ri/b指標(biāo)重建了晚中新世以來中國東部北方的干濕古氣候變化。華北平原以及蘇北平原的分子記錄顯示,晚中新世至早上新世氣候干旱,降雨量少;自上新世早期（約4.2～4.5 Ma）起東亞夏季風(fēng)（EASM）顯著增強,季風(fēng)降水突然增加,氣候變濕潤,直至現(xiàn)在。這種以早上新世為界的干濕古氣候變化規(guī)律與黃土高原及中國南海的記錄一致,而與中部長江中下游的記錄相反,即晚中新世到早上新世華北及南海中南部氣候干旱（-）,而長江中下游和南海北部氣候濕潤（+）;早上新世4.2 Ma之后這種模式發(fā)生反轉(zhuǎn)。因此本研究認為自晚中新世起,中國東部的降雨模式呈現(xiàn)出南北一致而中部相反的“類三極模態(tài)”,且這種降雨模式在早上新世4.2 Ma左右發(fā)生反轉(zhuǎn),即從“-,+,-”變成“+,-,+”模式。根據(jù)中國東部現(xiàn)代年際和年代際降雨分布模式以及結(jié)合早上新世全球古氣候記錄,本研究認為早上新世4.2 Ma左右中國東部降雨的“三極模態(tài)”發(fā)生的原因主要由赤道太平洋緯向和經(jīng)向海溫梯度自早上新世開始顯著增加,導(dǎo)致西太平洋菲律賓上空對流活動增強所導(dǎo)致。此外,增強的Hadley環(huán)流以及Walker環(huán)流從赤道熱帶通過極地向的運輸使得向北傳播的水汽增多對早上新世以來東亞夏季風(fēng)的增強也有所貢獻。微生物脂類指標(biāo)所揭示的中國東部構(gòu)造時間尺度干濕古氣候的這種三極模態(tài)空間變化及其驅(qū)動機制進一步得到了古氣候模型模擬結(jié)果（由國外合作者完成）的支持,但這一驅(qū)動機制與本課題組之前報道的中國東部千年時間尺度三極模態(tài)干濕古氣候的驅(qū)動機制（Zhang et al.,2018,Science）有較大差異。3.依據(jù)分子地球生物學(xué)記錄,發(fā)現(xiàn)了C4植物在早上新世出現(xiàn)晚新生代以來的第二次擴張事件,提出了大氣CO2濃度的驅(qū)動機制。通過對華北平原G3鉆孔以及蘇北平原ZAK4鉆孔中全巖有機碳同位素進行分析,重建了中國東部晚中新世以來C3/C4植物演化歷史,并與東亞其它地區(qū)以及全球各大陸同時期植被記錄進行對比,深入探討了影響C4草本擴張的機制。天津G3鉆孔的有機碳同位素顯示出在4.1 Ma左右出現(xiàn)明顯正偏且波動劇烈,鹽城ZKA4鉆孔的有機碳同位素顯示在4.5 Ma左右出現(xiàn)明顯正偏。兩根鉆孔的數(shù)據(jù)較為一致的指示了早上新世中國東部有一次明顯C4草本擴張事件。這次C4草本擴張事件同樣在黃土高原土壤碳酸鹽碳同位素研究中也有記錄,說明具有區(qū)域性特征。進一步綜合全球數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn),早上新世的這次C4草本擴展事件在非洲、西亞、澳大利亞、北美和南美同時期碳同位素記錄均有顯示。由此提出了早上新世的C4草本擴張是一次全球性事件,且與晚中新世的第一次全球C4擴張事件是相互獨立的。雖然晚中新世的C4擴張被認為可能與干旱化增強和火災(zāi)變多有關(guān),但這并不能解釋早上新世的C4草本擴張。本研究結(jié)合早上新世全球古氣候記錄,推測這次全球C4擴張事件主要由大氣CO2分壓的長期降低所引起的。這一推論得到了光量子產(chǎn)率模型的支持,該模型顯示,在早上新世,隨著大氣CO2分壓以及溫度的降低,很多地區(qū)的氣候條件越過了有利于C4草本生長的閾值,特別是在如華北平原、蘇北平原這樣的中緯度地區(qū),因此C4草本出現(xiàn)了再一次大規(guī)模的擴張。
胡思誼[7]（2020）在《沖繩海槽南部S3巖心沉積物的礦物學(xué)和地球化學(xué)研究》文中研究說明沖繩海槽南部的高沉積速率為東亞邊緣海地區(qū)的陸-海相互作用和構(gòu)造活躍地區(qū)山溪性河流（臺灣河流）流域長期以來風(fēng)化和剝蝕歷史的恢復(fù)及其古環(huán)境響應(yīng)提供了寶貴的沉積檔案。本學(xué)位論文以沖繩海槽南部獲取的沉積物巖心S3為研究對象,測定了浮游有孔蟲放射性碳年齡,沉積物的粒度、常微量元素、Sr-Nd同位素、質(zhì)量堆積速率和重礦物組成,碎屑磷灰石的常微量元素和形貌學(xué)組成。探討了晚全新世以來沖繩海槽南部陸源沉積物的來源、源區(qū)巖石的類型;重建了物源區(qū)晚全新世以來的河流排泄和硅酸鹽風(fēng)化歷史;揭示了氣候變化、突發(fā)性事件（臺風(fēng)和地震）和人類活動等因素對區(qū)域物理剝蝕和化學(xué)風(fēng)化強度的潛在影響。硅酸鹽組分Sr-Nd同位素組成物源示蹤結(jié)果表明,約3000 cal yr BP以來沖繩海槽南部的陸源沉積物主要來源于臺灣東北部河流（蘭陽溪）和臺灣西部河流。中國大陸的大型河流（如,長江和黃河）和臺灣東部河流搬運物、火山物質(zhì)和風(fēng)塵物質(zhì)對海槽南部過去約3000年來的沉積作用沒有起到顯著的貢獻。碎屑磷灰石地球化學(xué)組成物源判別結(jié)果顯示,沖繩海槽南部的碎屑磷灰石具有混合來源的特征,沉積年齡較老的層位1中的磷灰石顆粒主要來自鎂鐵質(zhì)/中性巖石,其他較年輕層位中的磷灰石顆粒主要來自鎂鐵質(zhì)/中性巖石和高度演化型巖石。此外,各層位中還有少部分碎屑磷灰石可能來自堿性巖和變質(zhì)巖。重礦物組合證據(jù)表明陸源物質(zhì)是短距離搬運至沉積位置的。碎屑磷灰石主成分分析結(jié)果和區(qū)域地層學(xué)證據(jù)表明,沖繩海槽南部的陸源沉積物是臺灣東北部和西部河流流域沉積巖和變質(zhì)沉積巖風(fēng)化剝蝕的產(chǎn)物,其終極來源包含多種巖石類型。臺灣東部河流沉積物對沉積位置的陸源物質(zhì)沉積沒有明顯的貢獻。層位1中的碎屑磷灰石與層位2、層位3和層位4中的磷灰石在地球化學(xué)組成上表現(xiàn)出一定的差異性,推測可能是不同時期流域內(nèi)風(fēng)化剝蝕的沉積巖類型存在輕微差異造成的。根據(jù)沉積物的常量元素組成建立了化學(xué)蝕變指數(shù)（CIA）、αKAl、K/Al、Ti/Na和K/Na等化學(xué)風(fēng)化替代指標(biāo),還根據(jù)碎屑磷灰石形貌學(xué)特征計算了平均蝕坑指數(shù)（EPI）作為化學(xué)風(fēng)化替代指標(biāo),各指標(biāo)記錄顯示過去約3000年來臺灣河流流域的基巖經(jīng)歷了相對恒定且中等強度的化學(xué)蝕變。根據(jù)沉積物質(zhì)量堆積速率（MAR）建立了MARsiliciclastic和MARTi值作為河流排泄強度替代指標(biāo),還根據(jù)碎屑磷灰的縱橫比和晶面完整程度建立了平均縱橫比（AR）和完整晶面百分比（PCF）作為河流排泄強度替代指標(biāo),各指標(biāo)記錄顯示在3000-2100 cal yr BP階段臺灣地區(qū)的河流排泄強度相對較弱,從2100 cal yr BP開始增強并具有穩(wěn)步遞增的變化趨勢。通過將本文的沉積記錄與前人報道的臺灣地區(qū)氣候和人類活動記錄進行比較,發(fā)現(xiàn)沖繩海槽南部海域陸源物質(zhì)輸入量的增加與過去約3000年來臺灣地區(qū)降水量增大密切相關(guān)。在3000-2100 cal yr BP期間降水量相對較小,相應(yīng)地河流排泄強度較弱;2100 cal yr BP開始降水量增大且維持在相對穩(wěn)定的水平,相應(yīng)地河流排泄強度開始顯著增強;從約1500 cal yr BP開始陸源物質(zhì)輸入表現(xiàn)出穩(wěn)步遞增的特征,是恒定且較高水平的降水和逐漸加劇的人類活動共同作用的結(jié)果。由于晚全新世以來臺灣地區(qū)的物理剝蝕強度維持在一個較高的水平且后期穩(wěn)步增強,強烈的物理侵蝕作用、陡峭的山勢和湍急的水流很大程度上限制了臺灣山區(qū)流域的硅酸鹽風(fēng)化,使得臺灣近海沉積物一致表現(xiàn)出中等強度的化學(xué)蝕變。未來將構(gòu)造背景活躍地區(qū)山溪性小河流近岸的沉積物化學(xué)記錄用于解釋/反映古氣候變化時可能需要更加謹慎。從全球角度來看,與臺灣類似的山溪性流域,雖然有極高的陸源物質(zhì)通量,但由于經(jīng)歷了較弱的化學(xué)風(fēng)化作用,通過硅酸鹽（巖）的化學(xué)風(fēng)化作用使大氣中的CO2向水圈轉(zhuǎn)化/消耗的效率和通過碎屑磷灰石的化學(xué)風(fēng)化作用將生物可利用P從巖石圈向水圈轉(zhuǎn)化的效率均較構(gòu)造穩(wěn)定的大陸河流流域（如,長江）低。本文恢復(fù)了較長時期以來構(gòu)造背景活躍的山溪性流域的風(fēng)化和剝蝕歷史,為構(gòu)造活躍型地區(qū)河流流域的景觀塑造和海-陸交互作用提供新的見解和認識,強調(diào)了降水和人類活動對河流物質(zhì)輸入的控制,這種類型流域雖然有更有利的化學(xué)風(fēng)化條件（更快的化學(xué)風(fēng)化速率）,但并不會導(dǎo)致更高的沉積物化學(xué)蝕變程度。首次將碎屑磷灰石的地球化學(xué)組成和形貌學(xué)特征用于沖繩海槽沉積物物源的判別和源區(qū)風(fēng)化和剝蝕歷史的恢復(fù),發(fā)現(xiàn)碎屑磷灰石是非常有前景的副礦物,可以為邊緣海地區(qū)源-匯過程和古環(huán)境演化研究開辟新的途徑。
張亞南,向榮,唐靈剛,梁詩茵[8]（2020）在《南海南部2007年夏季活體浮游有孔蟲水層垂直分布特征》文中研究指明通過對2007年6月南海南部10個站位46個浮游生物拖網(wǎng)樣品中的活體浮游有孔蟲分析,對該區(qū)浮游有孔蟲的垂直分布特征進行了探討。共鑒定出17種浮游有孔蟲,以Globigerinoides sacculifer占絕對優(yōu)勢,為典型熱帶暖水浮游有孔蟲組合。浮游有孔蟲豐度總體呈現(xiàn)西南低、東北高的分布特征,與混合層分布有較好的相關(guān),可能與混合層深度影響下的水體生產(chǎn)力變化相關(guān)。此外,通過研究獲取了主要浮游有孔蟲屬種垂直水深分布特征:其中浮游有孔蟲Globigerinoides ruber平均生活水深最淺,G.ruber以形態(tài)種G.ruber sensu stricto（s.s.）為主,主要生活在0～40 m水層中;形態(tài)種G.ruber sensu lato（s.l.）相對較少,主要出現(xiàn)在40-60 m水層中。從現(xiàn)代生態(tài)的角度驗證了前人提出的G.ruber兩個形態(tài)種有明顯生態(tài)差異的推測。G.sacculifer在20～60 m水層中繁盛,其中有袋類型相對較少,主要出現(xiàn)在40～80m水層。Globigerinella aequilateralis主要生活在40～120 m水層。Neogloboquadrina dutertrei和Pulleniatina obliquiloculata表現(xiàn)出相似的生態(tài)特征,通常伴隨出現(xiàn),兩者主要分布在40～80m水層中。
李高杰[9]（2020）在《西藏安多地區(qū)上侏羅統(tǒng)碳同位素波動與古環(huán)境研究》文中指出全球碳循環(huán)是影響地球上所有表層儲庫的最重要的生物地球化學(xué)系統(tǒng)之一,具有復(fù)雜的生物圈-大氣圈-水圈-巖石圈相互作用,調(diào)節(jié)和推動氣候短周期和長周期的變化。侏羅紀特別是中、晚侏羅世是全球古板塊重組的時期,也是中生代古海洋、古氣候變化的重要時期。而穩(wěn)定同位素記錄,為地質(zhì)歷史時期古海洋和古氣候的顯著變化提供了證據(jù)。論文以西藏羌塘盆地安多地區(qū)114道班剖面上侏羅統(tǒng)安多組黑色巖系為研究對象,通過巖石學(xué)、沉積學(xué)、穩(wěn)定同位素地球化學(xué)、元素地球化學(xué)等方法,對研究剖面的成巖蝕變信息、碳同位素變化特征、古環(huán)境參數(shù)進行了分析,重建了東特提斯地區(qū)晚侏羅世的古海洋和古氣候背景,分別取得以下主要成果和認識:（1）通過對西藏安多114道班上侏羅統(tǒng)安多組系統(tǒng)采集樣品,進行了有機碳同位素和無機碳同位素同步分析,建立了西藏特提斯地區(qū)晚侏羅世碳同位素曲線。通過與全球同時代地層碳同位素對比,西藏特提斯與全球碳同位素曲線具有同步變化的特點。同時,全球碳同位素曲線對比也顯示,不同地域表現(xiàn)差異的長周期碳同位素趨勢,這種差異與古大西洋盆地的打開造成的古有機碳埋藏通量的改變和進而造成的古海水碳同位素組成的變化密切相關(guān)。（2）根據(jù)海水溶解二氧化碳[CO2（aq）]濃度與海洋浮游植物δ13CP和水溶二氧化碳δ13CCO2（aq）之間的碳同位素分餾關(guān)系,定量計算了西藏特提斯地區(qū)晚侏羅世大氣CO2含量,結(jié)果可與前人利用植物葉片氣孔法和古土壤碳酸鹽結(jié)核碳同位素法相對比。這為古代大氣p CO2含量的定量重建提供了一種新的研究思路和方法。（3）對洋-氣系統(tǒng)中含碳離子的碳同位素計算,顯示晚侏羅世大氣二氧化碳碳同位素組成δ13CCO2（g）介于-9.4～-4.3‰之間,平均-7.3‰;由全巖Ce異常指示的古海平面整體呈下降的趨勢,這與中侏羅世至早白堊世拉薩地體和羌塘地體的碰撞以及班公湖-怒江洋的關(guān)閉相聯(lián)系。（4）海水δ13CDIC的變化主要受溫度分餾效應(yīng)和生物分餾效應(yīng)的共同影響?；趯囟确逐s函數(shù)的擬合,以及引入的生物攝取DICP值與海水殘留DICS值之間的同位素質(zhì)量守恒方程,定量化證實了生物分餾效應(yīng)是控制安多114道班剖面碳同位素偏移的主要因素。當(dāng)生物攝取DICP值與海水DICS比值約為0.19時,就能造成海水碳同位素偏移5.2‰左右。（5）碳同位素和有機碳埋藏與古氣候之間具有顯著的可識別的沉積響應(yīng)關(guān)系。溫暖氣候階段,伴隨水文循環(huán)的增加和大陸風(fēng)化速率的加強,陸源營養(yǎng)鹽向海洋輸送力增強和生物生產(chǎn)力、有機碳埋藏率提高,海水無機碳同位素表現(xiàn)高δ13C值;寒冷氣候階段,陸源營養(yǎng)鹽和有機碳埋藏的降低,海水無機碳同位素表現(xiàn)低δ13C值。碳同位素和氣候變化之間的這種耦合關(guān)系,符合基于海洋有機碳埋藏推斷的古氣候變化的解釋。
吳峰[10]（2019）在《南海西科1井中新世以來生物礁灘體系發(fā)育演化及其對古海洋與古氣候條件響應(yīng)》文中研究指明碳酸鹽巖地層是全球油氣勘探中極其重要的有利儲層,其油氣產(chǎn)量約占世界總產(chǎn)量的60%,顯示具有極大的勘探與開發(fā)價值。此外,碳酸鹽沉積體系還是古海洋、古氣候的良好載體,能夠更加豐富地記載地質(zhì)歷史時期的古環(huán)境變化,因而受到全球科學(xué)家的重視。本文以南海西科1井全取芯（1257m）的巖芯為研究對象,精細刻畫西沙中新世以來的生物礁灘體系特征,同時厘清海平面、構(gòu)造、溫度、營養(yǎng)鹽等因素對碳酸鹽工廠演化的控制作用,建立起南海北部生物礁灘體系中新世以來的發(fā)育模式。論文成果認識既對南海生物礁灘體系發(fā)育演化研究具有重要的理論意義,也為南海碳酸鹽巖儲層分布預(yù)測提供了基礎(chǔ)。論文取得的重要研究成果具體包括以下幾個方面:1.識別出中新世以來生物礁灘體系發(fā)育的5種沉積相,包括:生物礁相、生屑灘相、淺水開放灘相、碳酸鹽-陸源碎屑混積相、風(fēng)成沉積相,其中生物礁相又可進一步細分為珊瑚礁微相、珊瑚-藻礁微相、礁蓋微相,生屑灘相又可進一步劃分為內(nèi)側(cè)灘微相、外側(cè)灘微相。珊瑚礁相主要發(fā)育在早更新世后期至晚更新世時期,珊瑚-藻礁微相主要發(fā)育在晚中新世早期,礁蓋微相主要發(fā)育在早中新世晚期、晚中新世早期、中更新世至晚更新世時期,內(nèi)側(cè)灘微相主要發(fā)育在中中新世早期、上新世晚期、更新世早期,外側(cè)灘微相主要發(fā)育在晚中新世晚期、早上新世時期,碳酸鹽-陸源碎屑混積相只發(fā)育在早中新世時期,風(fēng)成沉積相僅發(fā)育在晚更新世時期。2.基于中新世以來造礁珊瑚發(fā)育程度,識別出12個碳酸鹽成分組合帶。根據(jù)不同層段是否含有造礁珊瑚,將西沙碳酸鹽沉積劃分出6個Photozoan組合帶,4個Heterozoan組合帶,和2個Heterozoan-dominated組合帶。Photozoan碳酸鹽組合帶出現(xiàn)在中新世時期、早更新世至晚更新世時期,Heterozoan碳酸鹽組合帶出現(xiàn)在早中新世時期、中中新世時期、晚更新世時期,Heterozoan為主要特征的碳酸鹽組合帶出現(xiàn)在中中新世晚期、晚中新世晚期至早更新世時期。3.查明了中新世以來相對海平面對研究區(qū)碳酸鹽巖發(fā)育的影響。相對海平面由全球海平面與構(gòu)造兩個參數(shù)共同決定。早中新世-晚中新世早期,相對海平面較低,使得碳酸鹽巖中廣泛發(fā)育暴露面。晚中新世晚期至早上新世早期,由于區(qū)域構(gòu)造加速下沉,相對海平面迅速上升,研究區(qū)開始發(fā)育Heterozoan碳酸鹽工廠,沉積以外側(cè)灘為主。到了早上新世晚期及之后,構(gòu)造作用逐漸變?nèi)?全球海平面起到主導(dǎo)作用。全球海平面在上新世時期較高,進入更新世后逐漸下降。隨著全球海平面下降,Heterozoan碳酸鹽工廠轉(zhuǎn)變?yōu)镻hotozoan碳酸鹽工廠,早期的外側(cè)灘、內(nèi)側(cè)灘轉(zhuǎn)變?yōu)榱艘陨汉鹘笧橹鞯某练e。生物礁單元厚度隨著全球海平面振蕩的頻率也發(fā)生了變化。在中更新世之前,全球海平面整體仍處于較高階段,此時以較高的頻率振蕩,形成了厚度較薄的生物礁,而與之不同的是,到了中更新世之后,全球海平面整體處于較低的階段,此時以較低的頻率振蕩,形成了厚度較大的生物礁。中更新世之后,全球海平面振幅也有所增大,較大的下降幅度使得形成的厚層生物礁被頻繁暴露,形成礁蓋沉積。進入晚更新世之后,全球海平面進一步大尺度下降,使得研究區(qū)暴露地表,發(fā)生風(fēng)成沉積。4.揭示了中新世以來營養(yǎng)鹽對研究區(qū)碳酸鹽演化的影響。根據(jù)營養(yǎng)鹽地球化學(xué)替代指標(biāo)（即Ln（Cu/Ti）,Ln（Ba/Ti））變化以及與高營養(yǎng)鹽密切相關(guān)的生物組分（苔蘚蟲、紅藻石、圓盤蟲、箭頭蟲、卷轉(zhuǎn)蟲等）富集程度變化,指示了研究區(qū)營養(yǎng)鹽整體呈現(xiàn)出多個較高值,總體表現(xiàn)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時期,研究區(qū)營養(yǎng)鹽增大與東亞季風(fēng)發(fā)育增強期（21.2-17.3Ma和15.5-11.6Ma）有關(guān),東亞夏季風(fēng)引發(fā)了大規(guī)模的上升流,流經(jīng)西沙海域,促使該區(qū)生產(chǎn)力水平整體較高,浮游植物廣泛生長,進而使得Heterozoan碳酸鹽工廠在西沙淺水海域廣泛發(fā)育,導(dǎo)致造礁珊瑚不能生長,轉(zhuǎn)而形成淺水開放灘。晚上新世至早更新世時期（3.0-1.7Ma）,研究區(qū)營養(yǎng)鹽增大可能與全球冰蓋增長有關(guān),全球冰蓋的增長使得南大洋營養(yǎng)鹽經(jīng)中層流運輸至南海,較高的營養(yǎng)鹽配合當(dāng)時較高的全球海平面使得研究區(qū)主要發(fā)育Heterozoan碳酸鹽工廠。在早更新世之后,隨著營養(yǎng)鹽與海平面的同時降低,使得研究區(qū)廣泛發(fā)育Photozoan碳酸鹽工廠,進而形成厚層生物礁。5.建立了低營養(yǎng)鹽型正常生物礁灘模式和季風(fēng)誘發(fā)高營養(yǎng)鹽型開放灘模式。在營養(yǎng)鹽水平較低的情況下,研究區(qū)發(fā)育的是正常生物礁灘模式,生物礁灘發(fā)育主要受控于水深變化。在水體干凈且較淺的環(huán)境中,光線充足,造礁珊瑚廣泛發(fā)育,形成厚層珊瑚礁微相,隨著水深略微加大,光線強度稍有下降,珊瑚含量有所降低,殼狀紅藻逐漸繁盛起來,形成珊瑚-藻礁微相,隨著水深進一步加大,珊瑚含量進一步下降,紅藻碎屑與底棲有孔蟲碎屑含量增多,形成了內(nèi)側(cè)灘微相,到了外側(cè)灘微相,浮游有孔蟲與鈣質(zhì)超微也繁盛起來。正常生物礁灘模式下,由淺至深,底棲有孔蟲由淺水種組合逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)樯钏N組合。在季風(fēng)誘發(fā)的高營養(yǎng)鹽作用下,研究區(qū)發(fā)育開放灘模式。由于營養(yǎng)鹽水平較高,水體表層的浮游植物很多,使得淺水區(qū)即為貧光區(qū),珊瑚不能生長,不發(fā)育淺水環(huán)礁,在這種貧光區(qū)內(nèi),適應(yīng)弱光條件的底棲有孔蟲屬種大量出現(xiàn)。由于水體富營養(yǎng)鹽化,偏好營養(yǎng)物質(zhì)的生物（包括苔蘚蟲、腹足及部分底棲有孔蟲屬種）以及紅藻石出現(xiàn)較多。6.構(gòu)建了中新世以來的生物礁灘體系演化樣式。生物礁灘體系發(fā)育演化受相對海平面、營養(yǎng)鹽、溫度等因素控制。早中新世初期,東亞夏季風(fēng)較弱,溫度較高,隨著區(qū)域熱沉降導(dǎo)致相對海平面緩慢上升逐漸淹沒過西沙隆起后,正常生物礁灘體系在西沙隆起之上開始發(fā)育。隨著相對海平面持續(xù)上升,生物礁遷移至高地,形成新的生物礁-生屑灘格局。到了早中新世中期至中中新世時期（21.2-11.6Ma）,相對海平面下降,研究區(qū)水體整體較淺。在該時間段內(nèi),東亞夏季風(fēng)強度明顯增強,引發(fā)的強上升流使得西沙發(fā)育厚層的開放灘沉積。正常生物礁灘樣式只在夏季風(fēng)變?nèi)醯娜齻€短暫間斷期內(nèi)發(fā)育。晚中新世初期11.6-10.5Ma期間,相對海平面進一步下降,使得研究區(qū)發(fā)生暴露,接受剝蝕。進入晚中新世早期之后（10.5Ma之后）,東亞夏季風(fēng)快速變?nèi)?上升流徹底退出西沙海域。從晚中新世早期（10.5Ma）至上新世早期,西沙地區(qū)發(fā)生了快速沉降作用,相對海平面呈現(xiàn)出逐漸加深的趨勢。在相對海平面較低的晚中新世早期,研究區(qū)水體較淺,生物礁發(fā)育較多。到了晚中新世晚期-上新世早期,持續(xù)的構(gòu)造下沉作用使得相對海平面持續(xù)上升至較高的位置,研究區(qū)進入深水區(qū),以外側(cè)灘沉積為主。上新世中期之后,構(gòu)造活動明顯減弱,全球海平面變化開始占據(jù)主導(dǎo)作用。在晚上新世至早更新世時期（3.0-1.7Ma）,南海營養(yǎng)鹽的增加結(jié)合較高的全球海平面位置,使得生物礁發(fā)育程度不高。在早更新世之后（1.7Ma之后）,隨著全球海平面、南海營養(yǎng)鹽的同步下降,造礁珊瑚在淺水位置大量發(fā)育。全球海平面在中更新世時期左右,由高頻、低幅振蕩轉(zhuǎn)為低頻、高幅振蕩,受短尺度海平面頻率降低影響,生物礁單元厚度變大。受短尺度海平面振幅增大影響,已形成的生物礁單元之上發(fā)育礁蓋。
二、南海中部沉積物捕集器中浮游有孔蟲的穩(wěn)定同位素分析（論文開題報告）
（1）論文研究背景及目的
此處內(nèi)容要求：
首先簡單簡介論文所研究問題的基本概念和背景，再而簡單明了地指出論文所要研究解決的具體問題，并提出你的論文準(zhǔn)備的觀點或解決方法。
寫法范例：
本文主要提出一款精簡64位RISC處理器存儲管理單元結(jié)構(gòu)并詳細分析其設(shè)計過程。在該MMU結(jié)構(gòu)中,TLB采用叁個分離的TLB,TLB采用基于內(nèi)容查找的相聯(lián)存儲器并行查找,支持粗粒度為64KB和細粒度為4KB兩種頁面大小,采用多級分層頁表結(jié)構(gòu)映射地址空間,并詳細論述了四級頁表轉(zhuǎn)換過程,TLB結(jié)構(gòu)組織等。該MMU結(jié)構(gòu)將作為該處理器存儲系統(tǒng)實現(xiàn)的一個重要組成部分。
（2）本文研究方法
調(diào)查法：該方法是有目的、有系統(tǒng)的搜集有關(guān)研究對象的具體信息。
觀察法：用自己的感官和輔助工具直接觀察研究對象從而得到有關(guān)信息。
實驗法：通過主支變革、控制研究對象來發(fā)現(xiàn)與確認事物間的因果關(guān)系。
文獻研究法：通過調(diào)查文獻來獲得資料，從而全面的、正確的了解掌握研究方法。
實證研究法：依據(jù)現(xiàn)有的科學(xué)理論和實踐的需要提出設(shè)計。
定性分析法：對研究對象進行“質(zhì)”的方面的研究，這個方法需要計算的數(shù)據(jù)較少。
定量分析法：通過具體的數(shù)字，使人們對研究對象的認識進一步精確化。
跨學(xué)科研究法：運用多學(xué)科的理論、方法和成果從整體上對某一課題進行研究。
功能分析法：這是社會科學(xué)用來分析社會現(xiàn)象的一種方法，從某一功能出發(fā)研究多個方面的影響。
模擬法：通過創(chuàng)設(shè)一個與原型相似的模型來間接研究原型某種特性的一種形容方法。
三、南海中部沉積物捕集器中浮游有孔蟲的穩(wěn)定同位素分析（論文提綱范文）
（1）南海西沙和南沙捕獲器浮游有孔蟲通量季節(jié)變化與區(qū)域?qū)Ρ龋ㄕ撐奶峋V范文）
| 引 言 |
| 1 材料與方法 |
| 2 結(jié) 果 |
| 2.1 浮游有孔蟲的群落組合 |
| 2.2 浮游有孔蟲通量 |
| 3 討 論 |
| 3.1 南海浮游有孔蟲群落結(jié)構(gòu) |
| 3.2 浮游有孔蟲通量模式與區(qū)域差異 |
| 3.3 上、下層通量對比與深層流 |
| 3.4 浮游有孔蟲主要屬種的季節(jié)性變化 |
| 4 結(jié) 論 |
（2）北大西洋中緯度海域浮游有孔蟲揭示的70ka以來古海洋環(huán)境演化（論文提綱范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 引言 |
| 第一章 浮游有孔蟲多指標(biāo)研究進展 |
| 1.1 國外研究歷史和現(xiàn)狀 |
| 1.2 國內(nèi)研究歷史和現(xiàn)狀 |
| 1.3 研究內(nèi)容和主要工作量 |
| 第二章 研究區(qū)域概況 |
| 2.1 區(qū)域地質(zhì)條件 |
| 2.2 區(qū)域氣候及水文特征 |
| 2.3 該研究區(qū)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 樣品的預(yù)處理 |
| 3.2.2 有孔蟲鑒定和計數(shù) |
| 3.2.3 冰筏碎屑計數(shù) |
| 3.2.4 有孔蟲δ~(18)O和δ~(13)C測試 |
| 3.2.5 有孔蟲Mg/Ca測試和清洗 |
| 3.2.6 有孔蟲AMS~(14)C測試 |
| 3.3 研究理論依據(jù) |
| 3.3.1 浮游有孔蟲及其主要屬種 |
| 3.3.2 浮游有孔蟲Mg/Ca與古海水SST估算 |
| 3.3.3 浮游有孔蟲δ~(18)O與古海水SST、SSS重建 |
| 3.3.4 浮游有孔蟲δ~(13)C與古環(huán)境重建 |
| 第四章 結(jié)果 |
| 4.1 地層學(xué)框架 |
| 4.1.1 AMS~(14)C測年 |
| 4.1.2 基于氧同位素地層學(xué)的年齡校準(zhǔn) |
| 4.1.3 巖芯Hu71-377 的年代地層框架 |
| 4.2 冰筏碎屑IRD |
| 4.3 浮游有孔蟲組合特征 |
| 4.4 N.pachyderma和 N.incompta的δ~(18)O和δ~(13)C特征 |
| 4.5 Mg/Ca與古海水溫度SST |
| 4.5.1 N.pachyderma和 N.incompta的 Mg/Ca |
| 4.5.2 Mg/Ca-SST計算 |
| 4.5.3 SST變化 |
| 4.6 δ~(18)O_w和古海水鹽度SSS |
| 4.6.1 δ~(18)O_w和SSS計算 |
| 4.6.2 SSS變化 |
| 第五章 多指標(biāo)揭示北大西洋中部Hu71-377 的古海洋學(xué)變化 |
| 5.1 Heinrich事件 |
| 5.1.1 巖芯Hu71-377中Heinrich事件 |
| 5.1.2 Heinrich事件期間上層水文變化 |
| 5.2 末次冰期以來上層水體變遷和古環(huán)境重建 |
| 5.2.1 末次冰期以來上層水團變遷 |
| 5.2.2 δ~(13)C和古海洋環(huán)境 |
| 結(jié)論 |
| 參考文獻 |
| 致謝 |
| 作者簡介及在學(xué)期間發(fā)表的學(xué)術(shù)論文與研究成果 |
（3）西北太平洋40萬年來有機碳埋藏保存及古生產(chǎn)力演化（論文提綱范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 0.引言 |
| 0.1 研究背景及意義 |
| 0.2 國內(nèi)外研究進展 |
| 0.2.1 海洋沉積有機碳埋藏記錄 |
| 0.2.2 海洋沉積有機碳的來源 |
| 0.2.3 海洋沉積物中的風(fēng)塵物質(zhì) |
| 0.2.4 海洋古生產(chǎn)力演化 |
| 0.2.5 海洋沉積有機碳埋藏保存的影響因素 |
| 0.3 研究內(nèi)容及工作量 |
| 0.3.1 擬解決的科學(xué)問題 |
| 0.3.2 研究內(nèi)容 |
| 0.3.3 研究工作量 |
| 1.研究區(qū)域概況 |
| 1.1 地質(zhì)背景 |
| 1.2 水文特征 |
| 1.2.1 溫鹽特征 |
| 1.2.2 河流輸入特征 |
| 1.2.3 洋流分布特征 |
| 1.2.3.1 表層洋流 |
| 1.2.3.2 深層洋流 |
| 1.3 氣候背景 |
| 2.研究材料與方法 |
| 2.1 研究材料 |
| 2.2 分析方法 |
| 2.2.1 浮游有孔蟲氧碳同位素值測定 |
| 2.2.2 AMS~(14)C測年 |
| 2.2.3 沉積物粒度分析 |
| 2.2.4 總碳、總有機碳分析 |
| 2.2.5 有機碳穩(wěn)定同位素分析 |
| 2.2.6 常、微量元素測試 |
| 2.2.7 生物硅分析測試 |
| 2.2.8 數(shù)據(jù)處理方法 |
| 3.沉積年代地層學(xué)框架 |
| 3.1 沉積物巖性特征 |
| 3.2 巖芯年代框架 |
| 3.2.1 AMS~(14)C年齡 |
| 3.2.2 氧同位素地層 |
| 3.3 沉積速率與質(zhì)量累積速率 |
| 4.有機碳沉積特征及其影響因素 |
| 4.1 有機碳含量及其埋藏通量的旋回特征 |
| 4.1.1 沉積有機碳、氮及其穩(wěn)定同位素變化特征 |
| 4.1.2 沉積有機碳埋藏通量變化特征 |
| 4.2 巖芯沉積有機碳來源分析 |
| 4.2.1 沉積有機碳來源 |
| 4.2.2 巖芯海源、陸源有機碳的變化特征 |
| 4.2.3 冰期旋回中有機碳來源變化的影響因素 |
| 4.3 小結(jié) |
| 5.冰期旋回中古生產(chǎn)力記錄及其影響因素 |
| 5.1 古生產(chǎn)力指標(biāo)的軌道尺度記錄 |
| 5.2 地質(zhì)歷史時期古生產(chǎn)力演化的影響因素 |
| 5.2.1 風(fēng)塵輸入 |
| 5.2.2 營養(yǎng)鹽供應(yīng) |
| 5.2.3 水文環(huán)境 |
| 5.3 小結(jié) |
| 6.西北太平洋40 萬年來有機碳埋藏保存及環(huán)境指示意義 |
| 6.1 有機碳埋藏保存的影響因素 |
| 6.1.1 水體氧化還原環(huán)境對有機碳保存的制約 |
| 6.1.1.1 水柱溶解氧 |
| 6.1.1.2 沉積物-水界面氧化還原條件 |
| 6.1.2 粘土顆粒對有機碳的吸附與沉降 |
| 6.2 冰期旋回中有機碳埋藏保存的變化模式及其環(huán)境指示意義 |
| 6.3 小結(jié) |
| 7.總結(jié)與展望 |
| 7.1 主要結(jié)論 |
| 7.2 問題與展望 |
| 參考文獻 |
| 致謝 |
| 個人簡歷及攻讀學(xué)位期間論文發(fā)表情況 |
（4）620 ka以來帝汶海西南部表層海水溫鹽變化及其影響因素（論文提綱范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 引言 |
| 1.1 選題背景及意義 |
| 1.2 印尼海古海洋學(xué)研究現(xiàn)狀 |
| 1.3 研究目標(biāo)及內(nèi)容 |
| 第2章 區(qū)域概況 |
| 2.1 區(qū)域地理、地質(zhì)概況 |
| 2.2 區(qū)域氣候概況 |
| 2.3 區(qū)域溫鹽特征 |
| 2.4 區(qū)域洋流特征 |
| 第3章 研究材料與方法 |
| 3.1 研究材料 |
| 3.2 研究方法 |
| 3.2.1 微體古生物樣品處理 |
| 3.2.2 浮游有孔蟲穩(wěn)定同位素分析 |
| 3.2.3 浮游有孔蟲殼體鎂鈣比值分析 |
| 3.2.4 年齡框架建立 |
| 3.2.5 時間序列分析 |
| 第4章 時間序列沉積物捕獲器組合潛標(biāo)測量系統(tǒng)布放和回收 |
| 4.1 研究意義 |
| 4.2 沉積物捕獲器的實際布放 |
| 4.2.1 系統(tǒng)組成 |
| 4.2.2 布放設(shè)置 |
| 4.2.3 實際回收及布放 |
| 4.2.4 防樣品丟失相關(guān)改進 |
| 第5章 古海洋學(xué)分析結(jié)果 |
| 5.1 年齡模式 |
| 5.2 碳氧同位素 |
| 5.3 鎂鈣比值及古溫度 |
| 5.4 剩余氧同位素 |
| 第6章 帝汶海西南部表層海水古溫度及其控制機制 |
| 6.1 SST對低緯氣候的響應(yīng) |
| 6.2 SST與高緯氣候的相互作用 |
| 6.3 SST對暖池變化的響應(yīng) |
| 第7章 帝汶海西南部表層海水鹽度變化及其控制機制 |
| 7.1 ITCZ、海平面與ITF的變化 |
| 7.2 南半球經(jīng)向溫度梯度對SSS的可能影響 |
| 第8章 結(jié)論 |
| 參考文獻 |
| 致謝 |
| 作者簡歷及攻讀學(xué)位期間發(fā)表的學(xué)術(shù)論文與研究成果 |
（5）南海生物礁灘體系發(fā)育演化及其南北陸緣差異 ——基于XK1和NK1井精細刻畫（論文提綱范文）
| 作者簡歷 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 緒論 |
| 1.1 選題意義 |
| 1.2 國內(nèi)外研究現(xiàn)狀、發(fā)展趨勢 |
| 1.2.1 生物礁灘體系沉積相分類 |
| 1.2.2 生物礁灘體系發(fā)育演化影響因素 |
| 1.2.3 南海生物礁灘體系研究現(xiàn)狀 |
| 1.3 研究思路、研究內(nèi)容與技術(shù)路線 |
| 1.4 論文完成的工作量 |
| 1.5 論文取得的成果 |
| 第二章 區(qū)域地質(zhì)背景 |
| 2.1 南海新生代以來構(gòu)造活動 |
| 2.2 西沙群島區(qū)域概況 |
| 2.3 南沙群島區(qū)域概況 |
| 第三章 XK1井生物礁灘體系沉積演化的精細刻畫 |
| 3.1 XK1井生物礁灘體系類型及其特征 |
| 3.1.1 礁核微相特征 |
| 3.1.2 內(nèi)側(cè)灘微相特征 |
| 3.1.3 外側(cè)灘微相特征 |
| 3.1.4 瀉湖相特征 |
| 3.1.5 礁蓋微相/暴露面特征 |
| 3.2 XK1井暴露面識別與層序單元劃分 |
| 3.2.1 下中新統(tǒng)與中中新統(tǒng)分界面 |
| 3.2.2 中中新統(tǒng)與上中新統(tǒng)分界面 |
| 3.2.3 上中新統(tǒng)與上新統(tǒng)分界面 |
| 3.2.4 上新統(tǒng)與更新統(tǒng)分界面 |
| 3.3 XK1井層序地層單元特征 |
| 3.3.1 下中新統(tǒng)地層特征 |
| 3.3.2 中中新統(tǒng)地層特征 |
| 3.3.3 上中新統(tǒng)地層特征 |
| 3.3.4 上新統(tǒng)地層特征 |
| 3.3.5 更新統(tǒng)-全新統(tǒng)地層特征 |
| 3.4 XK1井生物礁白云巖化作用 |
| 3.5 XK1井生物礁碳酸鹽工廠類型分析 |
| 3.6 XK1井生物礁灘體系發(fā)育演化分析 |
| 第四章 NK1井生物礁灘體系沉積演化的精細刻畫 |
| 4.1 NK1井生物礁灘體系類型及其特征 |
| 4.1.1 礁核微相特征 |
| 4.1.2 內(nèi)側(cè)灘微相特征 |
| 4.1.3 外側(cè)灘微相特征 |
| 4.1.4 瀉湖相特征 |
| 4.1.5 礁蓋微相/暴露面特征 |
| 4.2 NK1井暴露面識別與層序單元劃分 |
| 4.2.1 漸新統(tǒng)/下中新統(tǒng)界面 |
| 4.2.2 下中新統(tǒng)/中中新統(tǒng)分界面 |
| 4.2.3 中中新統(tǒng)/上中新統(tǒng)分界面 |
| 4.2.4 上中新統(tǒng)/上新統(tǒng)分界面 |
| 4.2.5 上新統(tǒng)/更新統(tǒng)分界面 |
| 4.3 NK1井層序地層單元特征 |
| 4.3.1 漸新統(tǒng)地層特征 |
| 4.3.2 下中新統(tǒng)地層特征 |
| 4.3.3 中中新統(tǒng)地層特征 |
| 4.3.4 上中新統(tǒng)地層特征 |
| 4.3.5 上新統(tǒng)地層特征 |
| 4.3.6 更新統(tǒng)-全新統(tǒng)地層特征 |
| 4.4 NK1井生物礁地球化學(xué)垂向變化特征 |
| 4.4.1 C、O同位素垂向變化特征 |
| 4.4.2 Ca、Mg元素垂向變化特征 |
| 4.4.3 Si、P元素垂向變化特征 |
| 4.4.4 Na、K元素垂向變化特征 |
| 4.4.5 礦物成分垂向變化特征 |
| 4.5 NK1井生物礁碳酸鹽工廠類型分析 |
| 4.6 NK1井生物礁灘體系發(fā)育演化分析 |
| 第五章 生物礁灘體系露頭類比分析 |
| 5.1 比較沉積學(xué)的方法 |
| 5.2 晚二疊紀見天壩生物礁露頭分析 |
| 5.2.1 見天壩生物礁巖性相 |
| 5.2.2 見天壩生物礁發(fā)育演化模式 |
| 5.3 生物礁灘體系巖性相比較沉積學(xué)研究 |
| 5.4 生物礁灘體系演化模式比較沉積學(xué)研究 |
| 5.4.1 生物礁灘沉積體系演化模式 |
| 5.4.2 XK1井生物礁灘體系演化模式 |
| 5.4.3 NK1井生物礁灘體系演化模式 |
| 第六章 生物礁灘體系發(fā)育演化控制因素及南海南、北差異 |
| 6.1 構(gòu)造作用對南、北陸緣生物礁發(fā)育的控制 |
| 6.2 海平面變化對南、北陸緣生物礁發(fā)育的控制 |
| 6.3 東亞季風(fēng)和上升流對南、北陸緣生物礁發(fā)育的控制 |
| 6.4 南海南、北島礁白云巖發(fā)育及其成因 |
| 6.5 南海南、北島礁碳酸鹽工廠發(fā)育差異 |
| 6.6 南、北陸緣生物礁灘體系發(fā)育演化差異 |
| 第七章 結(jié)論 |
| 致謝 |
| 參考文獻 |
（6）中國東部晚中新世以來干濕古氣候與古植被演化及其驅(qū)動機制（論文提綱范文）
| 作者簡歷 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 緒論 |
| 1.1 選題背景和意義 |
| 1.2 國內(nèi)外研究進展及存在問題 |
| 1.2.1 晚新生代東亞季風(fēng)的演化 |
| 1.2.2 微生物四醚膜脂化合物GDGTs的研究現(xiàn)狀 |
| 1.2.3 新生代晚期全球植被演化 |
| 1.2.4 目前存在的問題 |
| 1.3 主要研究內(nèi)容和研究思路 |
| 1.3.1 主要研究內(nèi)容 |
| 1.3.2 論文思路 |
| 1.4 論文工作量統(tǒng)計 |
| 第二章 研究區(qū)域與研究方法 |
| 2.1 研究區(qū)概況 |
| 2.1.1 青海湖區(qū)域概況 |
| 2.1.2 天津G3鉆孔區(qū)域研究概況與鉆孔巖性特征 |
| 2.1.3 鹽城ZKA4鉆孔區(qū)域研究概況與鉆孔巖性特征 |
| 2.2 樣品采集 |
| 2.3 實驗方法 |
| 2.3.1 GDGTs化合物的提取和分離 |
| 2.3.2 GDGTs化合物的檢測 |
| 2.3.3 有機碳同位素前處理及測試 |
| 2.3.4 其它測試 |
| 第三章 現(xiàn)代河湖沉積物GDGTs化合物的分布特征及對古環(huán)境重建的指示意義 |
| 3.1 序言 |
| 3.2 古菌isoGDGTs及相關(guān)指標(biāo)在現(xiàn)代河湖相沉積環(huán)境中的變化 |
| 3.2.1 古菌isoGDGTs在湖泊及河流沉積物中的分布特征 |
| 3.2.2 古菌isoGDGTs化合物及相關(guān)指標(biāo)在土壤-河流-湖泊動態(tài)過程中的變化 |
| 3.3 干濕古氣候指標(biāo)GDGT-0/Cren在河湖相沉積環(huán)境中的適用性 |
| 3.3.1 現(xiàn)代湖泊沉積物中GDGT-0/Cren與水深的關(guān)系 |
| 3.3.2 GDGT-0/Cren在現(xiàn)代湖泊中與季節(jié)性降雨的關(guān)系 |
| 3.3.3 GDGT-0/Cren在現(xiàn)代湖沼環(huán)境中的變化 |
| 3.4 細菌br GDGTs及相關(guān)指標(biāo)在現(xiàn)代河湖相沉積環(huán)境中的變化 |
| 3.4.1 細菌brGDGTs化合物在不同沉積環(huán)境中的分布特征 |
| 3.4.2 brGDGTs相關(guān)指標(biāo)在土壤-河流-湖泊動態(tài)過程中的變化及其影響因素 |
| 3.4.3 不同環(huán)境下影響brGDGTs指標(biāo)的因素討論 |
| 3.5 本章小結(jié) |
| 第四章 中國東部晚中新世以來干濕古氣候時空變化規(guī)律及其驅(qū)動機制 |
| 4.1 序言 |
| 4.2 GDGTs指標(biāo)重建中國東部晚中新世以來干濕古氣候變化 |
| 4.2.1 GDGTs化合物在G3和ZKA4鉆孔中的分布 |
| 4.2.2 中國東部晚中新世以來干濕古氣候變化 |
| 4.3 8Ma以來東亞季風(fēng)區(qū)干濕古氣候空間變化模式 |
| 4.4 晚中新世以來東亞季風(fēng)區(qū)干濕古氣候變化的驅(qū)動機制 |
| 4.4.1 現(xiàn)代中國東部降雨“三極模式”及機制簡介 |
| 4.4.2 早上新世中國東部干濕古氣候變化的機制初探 |
| 4.5 晚中新世以來西風(fēng)區(qū)與季風(fēng)區(qū)干濕古氣候變化的對比 |
| 4.6 本章小結(jié) |
| 第五章 植被演化反映的中國東部晚中新世以來氣候環(huán)境演變 |
| 5.1 序言 |
| 5.2 8Ma以來C_3/C_4植物在中國東部的演化 |
| 5.2.1 有機碳同位素在天津G3鉆孔以及ZKA4鉆孔中的變化特征 |
| 5.2.2 中國東部晚中新世以來C_3/C_4植物演化 |
| 5.3 上新世全球C_4植物擴張及其驅(qū)動機制 |
| 5.3.1 上新世全球C_4擴張記錄 |
| 5.3.2 pCO_2的降低引起上新世C_4植物的全球擴張 |
| 5.4 上新世之后東亞季風(fēng)區(qū)草本的演化 |
| 5.5 本章小結(jié) |
| 第六章 結(jié)論與展望 |
| 6.1 結(jié)論 |
| 6.2 問題與展望 |
| 致謝 |
| 參考文獻 |
（7）沖繩海槽南部S3巖心沉積物的礦物學(xué)和地球化學(xué)研究（論文提綱范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 緒論 |
| 1.1 選題的背景及研究意義 |
| 1.2 研究進展及存在的問題 |
| 1.2.1 沖繩海槽沉積物物源示蹤研究進展 |
| 1.2.1.1 地球化學(xué)指標(biāo) |
| 1.2.1.2 礦物學(xué)指標(biāo) |
| 1.2.1.2 .1 粘土礦物指標(biāo) |
| 1.2.1.2 .2 碎屑礦物指標(biāo) |
| 1.2.2 區(qū)域風(fēng)化和剝蝕及古環(huán)境意義研究進展 |
| 1.2.3 存在的問題 |
| 1.3 研究內(nèi)容和目的及主要工作量 |
| 第二章 區(qū)域概況 |
| 2.1 地質(zhì)背景 |
| 2.1.1 沖繩海槽地質(zhì)背景 |
| 2.1.2 臺灣省地質(zhì)背景 |
| 2.2 氣候特征 |
| 2.3 洋流特征 |
| 2.4 河流輸入特征 |
| 第三章 研究材料與分析方法 |
| 3.1 研究材料 |
| 3.2 分析方法 |
| 3.2.1 年代學(xué)分析 |
| 3.2.2 粒度組成分析 |
| 3.2.3 沉積物硅質(zhì)碎屑組分常量元素分析 |
| 3.2.4 全巖沉積物微量元素分析 |
| 3.2.5 質(zhì)量堆積速率分析 |
| 3.2.6 Sr-Nd同位素分析 |
| 3.2.7 碎屑磷灰石形貌學(xué)和地球化學(xué)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 碎屑磷灰石形貌學(xué)分析 |
| 第四章 巖心S3 沉積物硅酸鹽組分的地球化學(xué)研究 |
| 4.1 年代學(xué)框架 |
| 4.2 沉積學(xué)記錄 |
| 4.2.1 粒度組成 |
| 4.2.2 質(zhì)量堆積速率 |
| 4.3 地球化學(xué)組成 |
| 4.3.1 元素組成 |
| 4.3.2 同位素組成 |
| 4.4 物源分析 |
| 4.4.1 Sr-Nd同位素組成控制因素 |
| 4.4.2 Sr-Nd同位素組成對沉積物來源的制約 |
| 4.5 物理剝蝕和化學(xué)風(fēng)化指標(biāo)及其控制因素 |
| 4.5.1 物理剝蝕和化學(xué)風(fēng)化指標(biāo) |
| 4.5.2 各指標(biāo)的控制因素 |
| 4.6 3 千年以來臺灣地區(qū)的風(fēng)化和剝蝕歷史 |
| 4.7 小結(jié) |
| 第五章 巖心S3 沉積物中碎屑礦物的地球化學(xué)和形貌學(xué)研究 |
| 5.1 年代學(xué)框架 |
| 5.2 沉積物重礦物組成 |
| 5.3 碎屑磷灰石地球化學(xué)組成 |
| 5.4 碎屑磷灰石形貌學(xué)組成 |
| 5.5 物源分析 |
| 5.5.1 磷灰石的稀土配分模式圖 |
| 5.5.2 La/Nd-(La+ Ce+Pr)/ΣREE分類圖解 |
| 5.5.3 Th-U二元圖解 |
| 5.5.4 Sr-Y、Sr-Mn、(Ce/Yb)_(cn)-ΣREE和 Y-Eu/Eu~*二元圖解 |
| 5.5.5 主成分分析圖解 |
| 5.6 磷灰石地球化學(xué)組成對沉積物源巖類型的指示 |
| 5.7 磷灰石形貌學(xué)組成對區(qū)域剝蝕和風(fēng)化歷史的指示 |
| 5.7.1 四個層位碎屑磷灰石的控制因素 |
| 5.7.2 物理剝蝕和化學(xué)風(fēng)化指標(biāo) |
| 5.7.3 3 千年以來臺灣地區(qū)的風(fēng)化和剝蝕歷史 |
| 5.8 小結(jié) |
| 第六章 3 千年以來臺灣地區(qū)風(fēng)化和剝蝕作用的控制機制 |
| 6.1 物理剝蝕和化學(xué)風(fēng)化作用控制機制 |
| 6.2 對全球硅酸鹽風(fēng)化和大氣CO_2的意義 |
| 6.3 對全球磷循環(huán)的意義 |
| 6.4 小結(jié) |
| 第七章 結(jié)論 |
| 參考文獻 |
| 附錄 |
| 致謝 |
| 作者簡歷及攻讀學(xué)位期間發(fā)表的學(xué)術(shù)論文與研究成果 |
（9）西藏安多地區(qū)上侏羅統(tǒng)碳同位素波動與古環(huán)境研究（論文提綱范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 選題來源 |
| 1.2 選題依據(jù)及研究意義 |
| 1.2.1 侏羅紀全球古地理變化 |
| 1.2.2 侏羅紀全球古海水溫度變化 |
| 1.2.3 侏羅紀全球古海平面變化 |
| 1.2.4 侏羅紀全球古海水δ~(13)C_(DIC)值分布 |
| 1.3 碳同位素地層分布及控制因素 |
| 1.3.1 碳同位素地層分布 |
| 1.3.2 碳同位素分餾效應(yīng) |
| 1.4 研究內(nèi)容及技術(shù)路線 |
| 1.4.1 研究內(nèi)容 |
| 1.4.2 技術(shù)路線 |
| 1.5 完成工作量 |
| 1.6 主要成果和創(chuàng)新點 |
| 第2章 區(qū)域地質(zhì)背景 |
| 2.1 古地理位置 |
| 2.2 區(qū)域構(gòu)造及沉積環(huán)境 |
| 2.3 侏羅紀地層特征 |
| 2.3.1 曲色組 |
| 2.3.2 色哇組 |
| 2.3.3 莎巧木組 |
| 2.3.4 布曲組 |
| 2.3.5 夏里組 |
| 2.3.6 索瓦組/安多組 |
| 2.3.7 雪山組/扎窩茸組 |
| 第3章 安多組地層特征及時代 |
| 3.1 剖面列述 |
| 3.2 地層時代 |
| 第4章 安多組巖石學(xué)特征及沉積環(huán)境分析 |
| 4.1 巖石學(xué)特征 |
| 4.2 沉積環(huán)境分析 |
| 第5章 樣品成巖蝕變信息及有效性分析 |
| 5.1 樣品采集及分析測試方法 |
| 5.1.1 樣品采集 |
| 5.1.2 分析與測試方法 |
| 5.2 顯微構(gòu)造特征 |
| 5.2.1 陰極發(fā)光特征 |
| 5.2.2 掃描電鏡特征 |
| 5.3 有機地球化學(xué)特征 |
| 5.3.1 有機質(zhì)含量 |
| 5.3.2 有機質(zhì)類型 |
| 5.3.3 有機質(zhì)成熟度 |
| 5.4 元素地球化學(xué)特征 |
| 5.5 穩(wěn)定同位素地球化學(xué)特征 |
| 5.6 碳氧同位素有效性分析 |
| 第6章 安多組碳同位素曲線及全球?qū)Ρ?/td> |
| 6.1 碳同位素變化曲線 |
| 6.1.1 無機碳同位素變化曲線 |
| 6.1.2 有機碳同位素變化曲線 |
| 6.1.3 碳同位素差值(Δ~(13)C)變化曲線 |
| 6.2 碳同位素變化曲線全球?qū)Ρ?/td> |
| 6.2.1 無機碳同位素曲線對比 |
| 6.2.2 有機碳同位素曲線對比 |
| 第7章 晚侏羅世古海洋環(huán)境重建 |
| 7.1 古大氣pCO_2 |
| 7.1.1 CO_2分壓和含量定義 |
| 7.1.2 定性法 |
| 7.1.3 定量法 |
| 7.2 古海水溫度 |
| 7.3 古大氣pCO_2/古海水溫度重建檢驗 |
| 7.4 古海平面變化 |
| 7.5 古海水δ~(13)C值 |
| 7.6 古有機碳埋藏 |
| 第8章 晚侏羅世全球碳循環(huán)驅(qū)動機制及古海洋演化 |
| 8.1 晚侏羅世碳同位素變化的主控因素 |
| 8.2 晚侏羅世古海水演化與碳同位素波動的成因關(guān)聯(lián) |
| 第9章 晚侏羅世全球古氣候變化及碳循環(huán)響應(yīng) |
| 9.1 晚侏羅世全球古氣候變化 |
| 9.2 古氣候與碳循環(huán)之間的可能響應(yīng)關(guān)系 |
| 結(jié)論 |
| 致謝 |
| 參考文獻 |
| 攻讀學(xué)位期間取得學(xué)術(shù)成果 |
| 附錄 |
（10）南海西科1井中新世以來生物礁灘體系發(fā)育演化及其對古海洋與古氣候條件響應(yīng)（論文提綱范文）
| 作者簡介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 緒論 |
| 1.1 選題來源及意義 |
| 1.1.1 選題來源與目的 |
| 1.1.2 選題意義 |
| 1.2 國內(nèi)外研究現(xiàn)狀、發(fā)展趨勢及存在問題 |
| 1.2.1 生物礁灘體系的含義及其油氣勘探現(xiàn)狀 |
| 1.2.2 生物礁灘體系研究歷史、現(xiàn)狀 |
| 1.2.3 西沙群島生物礁灘體系研究現(xiàn)狀及存在問題 |
| 1.3 研究思路、研究內(nèi)容與研究方法 |
| 1.4 完成的工作量及取得的主要成果 |
| 第二章 區(qū)域地質(zhì)背景 |
| 2.1 研究區(qū)塊位置 |
| 2.2 西沙群島構(gòu)造演化特征 |
| 2.2.1 區(qū)域構(gòu)造動力學(xué)背景 |
| 2.2.2 西沙群島構(gòu)造演化 |
| 2.3 西沙群島生物礁概況 |
| 2.3.1 南海生物礁發(fā)育概況 |
| 2.3.2 西沙生物礁發(fā)育概況 |
| 2.4 西沙群島地層分布特征 |
| 第三章 西科1井生物礁灘體系沉積相類型及其垂向演化 |
| 3.1 生物礁相組合沉積特征 |
| 3.1.1 珊瑚礁微相 |
| 3.1.2 珊瑚-藻礁微相 |
| 3.1.3 礁蓋微相 |
| 3.2 生屑灘相組合沉積特征 |
| 3.2.1 內(nèi)側(cè)灘微相 |
| 3.2.2 外側(cè)灘微相 |
| 3.3 淺水開放灘相沉積特征 |
| 3.4 碳酸鹽和陸源碎屑混積相沉積特征 |
| 3.5 風(fēng)成堆積相沉積特征 |
| 3.6 中新世以來生物礁灘體系垂向演化特征 |
| 3.7 中新世以來生物礁灘體系地球化學(xué)垂向變化特征 |
| 第四章 西科1井碳酸鹽組分分類及轉(zhuǎn)變 |
| 4.1 碳酸鹽組分分類 |
| 4.2 西科1井碳酸鹽組分類別、碳酸鹽工廠劃分及演變史 |
| 第五章 生物礁灘體系發(fā)育對古氣候、古海洋條件響應(yīng) |
| 5.1 生物礁灘體系對海平面變化的響應(yīng) |
| 5.1.1 對中新世以來長尺度全球海平面變化及區(qū)域構(gòu)造運動的響應(yīng) |
| 5.1.2 對上新世以來短尺度全球海平面變化的響應(yīng) |
| 5.2 生物礁灘體系對古溫度變化的響應(yīng) |
| 5.2.1 對中新世以來古溫度變化的響應(yīng) |
| 5.2.2 對晚更新世以來區(qū)域古溫度降低的響應(yīng) |
| 5.3 生物礁灘體系對營養(yǎng)鹽變化的響應(yīng) |
| 5.3.1 對中新世營養(yǎng)鹽增加的響應(yīng) |
| 5.3.2 對上新世晚期-更新世早期營養(yǎng)鹽增加的響應(yīng) |
| 第六章 西沙生物礁灘體系中新世以來演化樣式 |
| 6.1 生物礁灘體系發(fā)育模式 |
| 6.2 西沙海域碳酸鹽中新世以來的沉積演化 |
| 第七章 結(jié)論 |
| 致謝 |
| 參考文獻 |
四、南海中部沉積物捕集器中浮游有孔蟲的穩(wěn)定同位素分析（論文參考文獻）
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