一、东太平洋早中新世海水演变的Nd同位素制约（论文文献综述）
田志文[1]（2021）在《古南海构造属性研究 ——来自沙巴和沙捞越岩石地球化学、锆石U-Pb年代学和古地磁证据的约束》文中认为南海属西太平洋的边缘海,具有丰富的油气资源。晚古生代以来,南海地区受到特提斯和太平洋两大构造域的影响,大地构造背景受控于欧亚板块、太平洋板块、印度板块、澳大利亚板块、菲律宾板块共同制约,经历了古南海的俯冲消亡和新南海的打开,具有复杂的大地构造环境。古南海的构造属性和构造演化对理解南海地区中新生代构造演化至关重要,目前对于古南海的存在时限、构造属性、俯冲范围和规模存在一定的争议。沙巴和沙捞越地区与古南海俯冲消亡密切相关,通过沙巴和沙捞越野外考察资料和对野外样品岩石地球化学、同位素年代学和古地磁测试分析,结合南海及邻区区域地质、岩浆活动、古生物和古地磁等资料,认为古南海是曾经位于华南以南、印支以西现今南海所在位置的中生代洋壳,在晚白垩世晚期古南海洋壳有可能发生过扩张。本研究取得以下几点认识:1.沙巴蛇绿岩套在早三叠世就存在了,蛇绿岩套基性岩岩石地球化学特征表现出MORB特征,古地磁测试表明三叠纪沙巴地区有可能位于南半球（古纬度29.9°S）。侏罗纪,沙巴地区缺失沉积地层,只存在一些蛇绿岩套,表明沙巴地区侏罗纪有可能处于深海沉积环境。沙巴中部Telupid地区晚白垩世辉长岩样品古地磁测试古纬度为10.6°N,数据表明晚白垩世沙巴地区古纬度高于现今纬度。白垩系-始新统Chert-Spilite（Cs）组2个砂岩样品碎屑锆石最小年龄分别为68±2Ma、90±2Ma,Sapulut（SP）组1个砂岩样品碎屑锆石最小年龄为81±2Ma。Cs组砂岩碎屑锆石以前寒武纪和白垩纪锆石居多,对比沙巴邻区构造演化、地质特征以及同时期碎屑锆石年龄图谱,推测南海北部有可能是Cs组砂岩的物源区,表明沙巴曾经靠近南海北部地区。晚白垩世晚期,沙巴向南漂移又与东加里曼丹拼贴在一起,间接表明古南海在晚白垩世晚期有可能发生扩张。2.沙捞越西部Lundu地区晚白垩世黑云母花岗闪长岩为火山弧花岗岩,经古地磁实验测试分析Lundu地区晚白垩世古纬度为1.9°S。沙捞越北部武吉米辛线野外露头出露糜棱岩化千枚岩,并且发育构造透镜体,表现出古南海俯冲消亡所产生的动力变质岩。在沙捞越Tatau地区始新统Bawang组与渐新统Tatau组（～34Ma）明显呈角度不整合接触,始新统Pelagus、Metah、Silantek和Kapit Member组构造运动强烈,具有弱区域变质作用,间接反映了古南海的俯冲消亡。3.通过梳理前人对古南海的研究,结合南海及围区地质、岩浆活动、古地磁和古生物等资料,认为中新生代南海地区受特提斯和古太平洋两大构造域的控制,早三叠世-中新世的古南海不同阶段其构造属性有可能不同:（1）三叠纪,南海地区受古特提斯和古太平洋共同影响阶段,古南海可能是具有古特提斯洋洋壳的残余海或是古太平洋一部分;（2）侏罗纪,南海地区受中特提斯与古太平洋叠加影响阶段,古南海可能是具有古太平洋洋壳的弧后盆地;（3）早白垩世-晚白垩世中期,南海地区主要受古太平洋影响阶段,古南海可能是具有古太平洋洋壳的弧后盆地,并且逐渐向半封闭环境演化;（4）晚白垩世晚期-中新世,南海地区已经形成半封闭环境,根据沙巴Cs组碎屑锆石、古地磁和微地块Semitau中生代古植物证据推测晚白垩世晚期古南海洋壳可能发生扩张,此时的古南海可能是由新生洋壳和古太平洋残余洋壳共同组成的边缘海。古南海的俯冲消亡使南海北部地壳减薄,促使了新南海的打开,而南沙海槽的西南段有可能是古南海的残余洋壳。4.南海地区发育古南海中生界地层,晚中生代受古太平洋板块俯冲的影响,南海北部和西部基底发生不均衡隆升并且遭受风化剥蚀,而南海南部一直接受海相沉积。南海北部和西部盆地可以加强中生界新生古储潜山油气藏的研究,南海南部盆地中生界具有发育潜山油气藏和古生新储岩性油气藏的潜力。
汪颖钊[2]（2021）在《鄂西地区大气降水稳定同位素的时空演化：对古气候和古高程重建的启示》文中进行了进一步梳理大气降水中的氢（δD）、氧(δ18O)稳定同位素广泛存在于水体中,且对气候环境变化响应灵敏。因此,对大气降水稳定同位素的研究可以为理解全球的气候演化过程提供依据。由于大气降水稳定同位素信号可被地质载体（如冰芯、深海沉积物、黄土、树轮、湖泊沉积物、洞穴石笋等）所记录,所以被广泛应用于古气候古环境变化和高原古高程重建等领域。稳定同位素的时间变化常用来反映气候的演化。以洞穴石笋为例,中国东部季风区石笋氧同位素记录了亚洲季风的变化过程,但是在亚洲季风系统内,不同的子系统对δ18O的影响是否一致,以及在不同的时间尺度上季风和石笋δ18O的关系是否稳定仍不清楚。稳定同位素的垂向空间变化（高程效应）常用来定量重建古高程。但在现有的研究中,利用不同方法重建的古海拔高度有所差别。对现代大气降水稳定同位素时空演化规律的研究,是窥见地质时期同位素气候学与同位素古高程学的窗口。但目前,对于东亚季风区中低海拔地区大气降水稳定同位素在季节和年际时间尺度上的变化与亚洲季风关系的研究并未建立定量的校验,而对该地区不同时间尺度上大气降水同位素高程变化规律和响应因素知之甚少。本论文以鄂西地区不同高程的大气降水稳定同位素为研究对象,着眼于现代大气降水氢、氧同位素组成在时间和垂向空间（高程）上的变化特征,通过现代气象观测资料,详细讨论了季节和年际尺度上,大气降水稳定同位素时间序列所代表的气候意义及鄂西地区降水稳定同位素高程效应的变化规律;同时,结合了石笋氧同位素组成和稳定同位素高程计的研究,为稳定同位素在古气候解译和古高程重建工作中的应用提出了新的认识。论文取得的主要结论可概括如下:1.鄂西地区大气降水稳定同位素的时间序列主要反映北半球热带季风的变化。以监测时间最长的HS站点为代表,调查了研究区大气降水δD和δ18O与当地气温、降水量、不同季风指数的相关关系。研究结果表明,当地气候变化并非影响稳定同位素组成的主要因素,大尺度环流对降水稳定同位素的影响更大。在季节尺度上,大气降水δD、δ18O呈“反温度效应”,r分别为-0.41和-0.47;其与降雨量之间有弱的负相关关系,r均为-0.42;δ18O与包括东亚季风、印度季风和西北太平洋季风在内的9个季风指数之间具有良好的相关性,但以印度季风指数（MHI、SASSI、SAWSI、WYI）的相关性均较高（r分别为-0.46、-0.59、-0.52、-0.54）,和西北太平洋季风指数（WNPM,r=-0.60）响应最为灵敏,主要原因是上游地区的环流过程控制了东亚的降水稳定同位素组成。在年际尺度上,δ18O与地气象因子之间无相关关系,且与以纬向风定义的印度季风指数（SAWAI、WYI）和西北太平洋季风指数（WNPM）最为相关（r分别为-0.83、-0.96和-0.86）,且受到厄尔尼诺‐南方涛动（ENSO）的调控（r=0.89）。当El Ni（?）o发生时,西太平洋对流活动减弱,云顶效应减弱,导致降水中的δ18O增大;在水汽传输路径上,由El Ni（?）o引起的西北太平洋季风和印度季风强度减弱,导致上游雨出效应减弱,从而令东亚地区的降水同位素值偏正。将季节和年际变化分别与轨道和亚轨道时间尺度进行类比,中国东部季风区石笋δ18O记录的并非局地气候或东亚季风强度的信号,其主要受上游过程影响,反映了北半球热带季风的变化。对于长时间尺度的石笋氧同位素记录而言,δ18O同时受到外部强迫和内部变率的影响,轨道尺度上以太阳辐射为主,亚轨道尺度则受海气耦合控制。2.鄂西地区大气降水稳定同位素在垂直空间上的变化不恒定。利用鄂西地区的高程差异,在海拔3000m内设立了13个大气降水稳定同位素观测站,进行月分辨率的、连续的大气降水稳定同位素监测,考察不同时间尺度上高程变化对大气降水氧同位素组成的影响。研究结果表明,鄂西地区大气降水δ18O随高程的平均递减率为-0.17±0.05‰/100m,δD为-1.20±0.35‰/100m,与全球大部分地区观测的降水稳定同位素高程递减率相符合。δ18O与高程的关系具有明显的季节特征,但相关关系并不稳定（r变化范围为:-0.97～0.79）,且同位素随高程递减率也并不恒定（k变化范围为:-0.09～-0.25）。究其原因,多驱动导致了同位素高程效应的多样性,其中温度是控制同位素与高程关系的主要因素,而降雨量、二次蒸发作用同样对高程效应发挥了作用,增加了该效应的复杂性。而在年际尺度上,鄂西地区降水稳定同位素的高程效应显着（r>-0.89,p<0.01）,且依然被温度主控。同时,季风环流的年际变化也影响同位素的高程效应,例如El Ni（?）o衰退年,区域降水增多、暴雨极端事件增加、降雨的不均匀性增强,会干扰稳定同位素随高程的变化,使得δD、δ18O随高程的变化梯度偏小。观测结果对古气候和古高程重建具有重要的启示。例如,在古气候重建时,若能剔除不同记录之间由高程效应所造成的δ18O值,则能更准确地提取出地域气候差异信号;而在使用稳定同位素古高程计时,应充分考虑其使用条件,如中、高海拔的限制,干旱或湿润气候的限制,以及现代季风环流背景等因素,我们需要考虑在不同的气候状况下采用不同的梯度值,这样才能提高高程重建的准确度。
石学法,符亚洲,李兵,黄牧,任向文,刘季花,于淼,李传顺[3]（2021）在《我国深海矿产研究：进展与发现（2011—2020）》文中研究指明深海矿产是地球上尚未被人类充分认识和利用的最大潜在战略矿产资源,近十年我国在该领域的研究取得了重要进展。在太平洋国际海底区域申请到2块多金属结核勘探区、1块富钴结壳勘探区,在西南印度洋中脊申请到1块多金属硫化物勘探区。研究阐明了我国多金属结核和富钴结壳勘探区小尺度成矿规律,揭示了其成矿作用过程及古海洋古气候记录,探讨了关键金属元素富集机制。在西南印度洋、西北印度洋和南大西洋中脊发现了多处热液区,阐述了其成矿作用及控制因素,建立了超慢速扩洋中脊热液循环模型,探讨了拆离断层型热液成矿系统的成矿机制。在太平洋和印度洋划分了4个深海稀土成矿带,在中印度洋海盆、东南太平洋和西太平洋深海盆地发现了大面积富稀土沉积区,初步揭示了深海稀土的富集特征、分布规律、赋存状态和成矿机理。今后在继续加大深海矿产资源调查研究的同时,应聚焦深海关键金属成矿作用研究。
王洋[4]（2020）在《中、西太平洋多金属结壳成矿元素的时空富集规律及其古海洋学意义》文中指出多金属结壳是一种在海底成层生长的水成成因矿产资源,其生长过程记录了构造尺度的古海洋学环境演化史,同时古海洋环境的变迁也控制着其生长条件。本文以区域性适用的Co经验公式结合Os同位素地层学法为基础,参考构造特征、磷酸盐化期次和超微化石年代学等证据,得到了中、西太平洋结壳样品的区域年代框架。综合板块回路模型、板块运移几何法、视极漂移法和热点追踪法的结果,恢复了结壳所在海山的古经纬度,应用板块热沉降曲线模型,恢复了结壳成矿过程中所处的古水深,得到中、西太平洋结壳的运移沉降史。利用年代框架和运移沉降史结果,研究记录在结壳中的主要成矿元素的地球化学时空变化特征,探讨其古海洋学意义,取得了如下几点认识。1)找到了分别适用于研究区各海山区结壳的经验公式,造成经验公式区域性适用的原因与Co元素入海通量的不均一性有关。总结了中、西太平洋多金属结壳普遍具有的生长期和间断期,其中生长期对应地质历史时期的强化学风化、高碳酸盐溶解率和高陆源风尘通量期,而间断期对应太平洋大规模磷酸盐化事件时代。2)发现了记录在结壳中的Os同位素组成演化的4个精细特征。他们可以作为Os同位素地层法定年工作中的时代锚点,从而可以提高该方法定年的精确程度。马尔库斯威克和莱恩海山区结壳的Os同位素组成曲线分别在7Ma以来和33Ma以前相对海水曲线偏高,这与结壳跟随太平洋板块漂移出入赤道信风带和盛行西风带的过程有关。3)结壳在历史上的高碳酸钙溶解率和高陆源风尘通量时期具有较高的生长速率,此时结壳可接受充分的成矿物质。莱恩海山区结壳具有相对较高的生长速率,这是由于该海区样品所处位置偏东从而可以直面太平洋东部洋流并接收美洲大陆的陆源成矿物质以及所处水深较深从而处于最低含氧带之下较好的成矿环境中。4)不同区域的结壳各层位的发育程度不同,其生长时间和厚度取决于其间亚层的数量。研究区西部的海山区以及研究区东部水深较大的样品构造层对应时代相对提前于研究区东北部的样品,说明该海区的结壳率先在经纬度和深度上达到发育对应层位的适宜条件。5)赋存于结壳中的主要成矿元素含量具一定的时代或区域性规律。受控于成矿时代的元素及其影响因素包括:P、Ca受控于磷酸盐化作用,Co等和Ba等分别与海水氧化性和累积吸附效应有关。受控于成矿区域的元素及其影响因素包括:K等和Cu等分别受控于结壳运移过程中接受陆源风尘通量的变化以及所处区域海水的古生产力变化。
卢佳仪[5]（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》文中研究表明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。
刘振尤[6]（2020）在《中印度洋海盆南部中新世以来CCD的演变及意义 ——来自微体化石组合和元素地球化学的证据》文中进行了进一步梳理中印度洋海盆（Central Indian Ocean Basin,CIOB）是印度洋最大的深海盆地,由于远离大陆,陆源碎屑很难到达,因此沉积物以海洋生物沉积和自生矿物沉积为主,沉积速率缓慢。该区域平均水深（5100m）接近于碳酸盐补偿深度（Carbonate Compensation Depth,CCD）,在地质历史时期沉积物对CCD的变化很敏感,其组合特征的变化能记录到CCD的变化信息,因此是研究CCD变化与沉积环境演变的理想区域。本文通过对CIOB GC18孔沉积物粒度、元素地球化学特征和微体化石组合进行分析,恢复了该区域CCD的演变及环境演化历史,探究了稀土元素富集的载体矿物及富集成因。综合GC18孔的元素地球化学特征和微体化石组合特征,将岩心从上至下分为五段。第I段（0-30cm）:CaO和总无机碳（Total Inorganic Carbon,TIC）从表层向下呈显着下降趋势。SiO2和EREY整体也呈逐渐上升趋势。微体化石主要是有孔虫碎屑,还含有少量的钙质超微化石Calcidiscusleptoporus（弱脐钙盘藻）和Ceratolithus cristatus（具冠毛角石藻）。第Ⅱ段（30-150cm）:呈低CaO和高SiO2特征且相对稳定,TIC含量很低,EREY先呈逐渐下降的趋势,然后稳定至本段结束。该段未发现微体化石,主要为深海黏土。第Ⅲ段（150-280cm）:CaO和TIC含量较第Ⅱ段增加显着,两者从上到下经历了上升-稳定-下降的变化过程,SiO2变化趋势和CaO、TIC相反。EREY先呈小幅度下降趋势,然后逐渐稳定至本段结束。本段含钙质超微化石,主要为Discoaster deflandrei（德佛兰盘星石藻）。第Ⅳ段（280-300cm）:和第Ⅱ段类似,呈低CaO和高SiO2特征且相对稳定,TIC含量很低,ΣREY较Ⅱ、Ⅲ段略高。第V段（300-415cm）:沉积物组分波动相对较大,CaO和TIC平均含量达到最高,SiO2和ΣREY含量相对较低。钙质超微化石非常丰富,以 UmbilicosphaeraJafari（贾法脐球藻）,Umbilicosphaerarotula（轮形脐球藻）和Discoaster defandrei为主。钙质超微化石组合特征表明第Ⅰ段沉积年代为第四纪,第Ⅲ段为中中新世晚期,第V段为中中新世-早中新世。第Ⅰ、Ⅲ和Ⅴ段CaO含量较高,钙质超微化石均有保存,反映当时沉积均处于CCD以上;第Ⅱ、Ⅳ段CaO含量低,SiO2含量高,钙质超微化石没有保存,反映当时沉积处于CCD以下。从第V段到第Ⅱ段（中中新世-晚中新世）,CCD整体呈逐渐变浅趋势,这与全球CCD在此期间的变化特征一致。CIOB的CCD自中新世以来经历了深-浅-深-浅-深的变化历史。GC18孔稀土元素平均含量为757 ppm,富稀土沉积（ΣREY>400ppm）占92.8%。稀土元素具有明显的Ce负异常和Eu、Y正异常,配分曲线略左倾,轻稀土略亏损,重稀土富集。稀土元素的载体矿物主要是磷灰石。稀土元素的富集主要受沉积速率和沉积物组分变化的影响。沉积速率越低,稀土元素含量越高。沉积物的组分受控于CCD,水深在CCD之下时,沉积物中大量发育深海黏土,稀土元素的含量相对较高。CIOB GC18孔所在的钙质软泥区虽然现代水深在CCD之上,但由于沉积速率缓慢,热液和火山活动影响小,钙质软泥层很薄,稀土元素含量依然相对丰富,该区域是富稀土沉积物的理想发育区域;往北的深海黏土和硅质软泥区,由于水更深,沉积物同样可能富含稀土元素,特别是深海黏土区,是富稀土沉积物潜在的发育区;再往北的陆源沉积区,由于陆源碎屑含量高且靠近赤道CCD相对较深,不具备稀土元素发育的理想条件,可能需要在很深的层位才能发现富稀土沉积物。
苏庆达[7]（2020）在《柴达木盆地晚新生代气候与环境演化及驱动机制研究》文中研究说明亚洲季风演化和亚洲内陆干旱环境的形成是青藏高原隆升、全球气候变冷和特提斯海退缩的产物,然而这些因素如何促使亚洲内陆干旱环境的形成和亚洲季风的演化尚有诸多不清楚的地方。获取可靠的晚新生代亚洲内陆古气候与环境演化记录不但有助于澄清这些长时间尺度的气候变化,而且对于理解亚洲内陆轨道尺度气候变化极为必要。前人利用中国黄土高原黄土-红粘土序列构建了晚新生代东亚气候与环境演化的基本框架。然而,由于气候代用指标的多解性和具有精确定年且高分辨率的长时间尺度古气候记录的缺乏,第四纪以前亚洲季风-干旱环境在构造和轨道时间尺度上的演化及驱动机制尚存在较大的争议。为了解决上述问题,本文选取青藏高原东北缘柴达木盆地大红沟剖面、怀头他拉剖面和花土沟剖面开展古环境重建研究。上述剖面已经通过磁性地层学和古生物化石相结合确定了年代学框架,在此基础上,我们借助磁学、同位素地球化学等指标对上述剖面进行了古环境重建,旨在理解柴达木盆地晚新生代亚洲季风和干旱化在不同时间尺度上的演化特征和规律,区分青藏高原的生长与两极冰盖的出现和发展对亚洲季风-干旱环境演化的可能影响,查明亚洲季风-干旱环境在轨道时间尺度上的演化同太阳辐射参数和地球气候系统内部变化的联系。围绕气候演化趋势与规律,本研究获得以下几点认识:（1）利用柴达木盆地北部大红沟剖面河湖相沉积物总有机碳同位素恢复了柴达木盆地20-5 Ma的植被演变历史。发现柴达木盆地20-5 Ma生态系统以C3植物为主且晚中新世没有C4植物的大规模扩张,这与低海拔的黄土高原晚中新世C4植物扩张的观点不同。我们推测柴达木盆地晚中新世没有发生C4植物扩张的原因可能是青藏高原东北缘构造抬升造成生长季温度较低,不利于C4植物的生长。这一研究为高原东北缘晚中新世构造隆升提供了间接的生态学证据。（2）利用柴达木盆地怀头他拉剖面湖相沉积物重建了10-6 Ma期间降水的变化。发现8.5-7 Ma期间降水显着增加,气候显着变湿。黄土高原庄浪和秦安站点也记录了这一期气候湿润,表明这是一期区域性的变湿。考虑到黄土高原降水受东亚季风控制,我们把这期区域性的变湿归因于青藏高原东北缘隆升造成的东亚夏季风的增强。这一推论与上述生态学证据相互印证,进一步说明了青藏高原东北缘晚中新世发生了构造隆升。（3）发现柴达木盆地在晚上新世3.3 Ma时快速变干而在第四纪开始时没有显着变干,这一观察在塔里木盆地也得到了验证。通过与高低纬气候指标进行横向对比,发现这期快速变干可能与印度尼西亚海道逐渐关闭引起的印度洋表水变冷关系密切,说明低纬海洋变化可能是影响中亚环境变化的一个重要因素。（4）晚中新世8.5-7 Ma期间东亚夏季风的演化主要受10万年偏心率周期的控制,与晚第四纪东亚夏季风演化模式类似。因为晚中新世期间北半球高纬度地区只存在间歇性的冰盖,所以我们将季风显着10万年周期性变化归因于太阳辐射造成的南半球冰量变化或者大气CO2含量变化的驱动。这一研究把东亚夏季风以10万年为主导周期演化出现的时间提前了6个百万年,加深了对东亚夏季风轨道尺度变化和驱动机制的认识。（5）柴达木盆地晚上新世3.6-3.1 Ma地层磁化率指示的化学风化强度的变化以2万年岁差周期为主而石盐含量指示的蒸发的变化以10万年偏心率周期为主,表明不同气候过程对太阳辐射参数的响应存在差异,青藏高原东北缘降水对岁差驱动更为敏感,而蒸发对偏心率驱动更为敏感。这些工作为理解东亚季风演化与中亚干旱环境形成提供了新的数据,进一步表明青藏高原隆升可能对柴达木盆地气候环境的演化起到至关重要的作用。本研究同时揭示出印度尼西亚海道关闭与南极冰盖的变化可能对柴达木盆地气候环境变化起到重要的作用,然而这两个机制以前却没有得到足够的重视。
陈华勇,吴超[8]（2020）在《俯冲带斑岩铜矿系统成矿机理与主要挑战》文中指出斑岩型铜（钼-金）矿床作为一种典型岩浆热液成矿系统,是板块俯冲带之上最具代表性的成矿类型,具有极其重要的经济价值,长期以来是学术界和工业界的重点关注对象.已有研究揭示了大型斑岩矿床一般起源于俯冲作用诱发地幔楔部分熔融而形成的初始弧岩浆,在经历一系列复杂的演化之后,最终上升至近地表（3～5km）成矿.这其中涵盖了下列步骤:（1）俯冲板片的脱水或部分熔融并交代地幔楔诱发橄榄岩部分熔融;（2）地幔岩浆上升至下地壳底部并经历熔融-同化-滞留和均一（MASH）以及初期分离结晶;（3）初始母岩浆自下地壳底部上升至中上地壳底部形成岩浆房;（4）岩株或岩枝的最终就位与挥发分出溶;（5）成矿流体汇集和金属沉淀等众多关键地质过程.虽然对这些过程的研究已经产生了丰富的成果,极大促进和加强了对不同构造背景之下斑岩型铜矿形成机制的认识,但斑岩成矿机理研究目前仍存在较多问题亟待解决,如不同构造动力学背景对成矿岩浆地球化学特征的控制、岩浆弧演化的长期性与成矿作用瞬时性的不协调、成矿物质来源、岩浆源区和演化过程金属预富集作用对成矿的贡献、Cu和Au在预富集过程中的解耦机制等.这些尚未解决的科学问题对斑岩成矿机理的进一步研究提出了挑战,而解决这些问题也必将深化对俯冲板块边缘成矿作用的认知.
李三忠,索艳慧,王光增,姜兆霞,赵彦彦,刘一鸣,李玺瑶,郭玲莉,刘博,于胜尧,刘永江,张国伟[9]（2019）在《海底“三极”与地表“三极”:动力学关联》文中研究表明地球地表环境3个极端分别为南极、北极和青藏高原,被誉为地表"三极"。本文提出深地动力系统的"三极",分别为Tuzo、Jason和东南亚环形俯冲系统,这"三极"主体发育于海底之下的深部地幔,因此称为海底"三极"。地表"三极"和海底"三极"统称地圈"六极",是全球变化（变暖或变冷）、深时地球、深地动力、地球系统、宜居地球等地球科学前沿研究领域难以回避的研究对象,是地球多圈层相互作用的6个纽带和突破口,也是寻求地球系统动力学机制的关键所在。Tuzo和Jason是现今分别位于大西洋、太平洋之下的大型横波低速异常区（LLSVP）,它们控制了大火成岩省、微板块的形成和演化,也控制了集中式火山去气作用,进而引起大气循环变化;它们还不断衍生微板块,并将其向北驱散,这些微板块围绕东亚环形俯冲系统不断聚集,导致大量物质深俯冲,促进深部物质循环,同时,在岛弧地带释放大量温室气体,改变地表系统大气环流;板块聚散伴随海陆格局变迁,同时,也改变着全球海峡通道、高原隆升和垮塌,调节着地表流体系统的运行:包括海洋环流和大气环流。冰盖形成与演化也受其控制。海底"三极"也是地史时期超大陆聚散的根本控制因素,而地表系统的百万年内的多尺度周期性变化主要受公转偏心率、地轴斜率和岁差控制,气候变化受热带驱动和冰盖驱动双重控制。总之,尽管早期地球以后逐渐具有地球宜居性,但地圈-生物圈相互作用极其复杂,地圈"六极"研究可作为宜居地球研究的突破口和生长点。
冯旭光[10]（2019）在《第四纪以来奄美三角盆地风尘输入对东亚古气候的响应》文中进行了进一步梳理奄美三角盆地位于菲律宾海西北部,紧邻亚洲大陆—全球第二大风尘源区。在冬季风和西风的共同影响下,第四纪以来该区域沉积了大量来自亚洲内陆的风尘物质。风尘的输入与风尘源区的干旱历史、大气环流（西风和东亚季风）的强弱和路径等密切相关,因此可用于重建源区的古气候变化。然而,由于区域和样品的限制,在西北太平洋相对缺少完整的第四纪以来轨道尺度风尘记录的研究。本文以“国际大洋发现计划”（IODP）351航次在奄美三角盆地采集的U1438（A&B）孔为研究对象,通过天文调谐方法建立了轨道尺度的年代框架,并在此基础上探讨了黏土矿物在轨道尺度上的变化规律。通过与菲律宾海不同纬度的风尘记录,以及东亚内陆地区古气候指标对比分析,并结合中国东部沿海现代大气粉尘的搬运路径及传输机制,对奄美三角盆地风尘输入对亚洲内陆古气候变化的响应机制,以及早更新世奄美三角盆地风尘输入的控制因素进行了研究,并且探讨了西风急流的南北迁移对奄美三角盆地风尘输入的影响。现代大气粉尘样品取自青岛沿海。粉尘主要由碎屑矿物石英和长石以及黏土矿物伊利石、蒙皂石、高岭石和绿泥石等组成。利用黏土矿物三角端元图、亚洲沙尘暴模式和颗粒物后向轨迹分析对青岛地区的风尘来源做了系统研究,结果表明粉尘颗粒物来自亚洲内陆干旱区和附近地区,其中来自亚洲内陆干旱区的粉尘的主要搬运动力是西风和冬季风,附近来源的颗粒物则受到区域气团的影响。第四纪以来,U1438孔沉积物的红度值呈现周期性的变化,并且冰期红度值高值和黏土矿物（伊利石+绿泥石）/蒙皂石比值的高值对应。伊利石和绿泥石主要来自于亚洲内陆的风尘,而蒙皂石主要来自于奄美三角盆地的火山物质,二者的比值越大,表明亚洲风尘输入的贡献越大。说明U1438孔沉积物的红度值能够反应亚洲风尘输入的变化,可用于天文调谐。基于上述认识,笔者通过轨道调谐的方法建立了U1438孔第四纪以来轨道尺度的年代框架,并在此基础上开展了以下三个方面的研究:（1）重建了U1438孔黏土矿物（伊利石+绿泥石）/蒙皂石比值在轨道尺度上的变化,与深海氧同位素值和亚洲内陆的古气候指标对比结果表明,第四纪以来奄美三角盆地的风尘输入敏感的响应了东亚内陆古气候的变化。由此认为,地球轨道参数变化导致的太阳辐射变化,导致冰期北半球冰量增加,冬季风和西风增强、亚洲内陆干旱加剧,使得更多的风尘输入到奄美三角盆地。（2）小波分析揭示出U1438孔的红度值不仅记录了中更新世转型事件,而且在早更新世呈现处明显的100 kyr周期。通过对不同纬度气候记录的小波分析进行对比分析,发现早更新世研究区100 kyr周期与低纬热带地区气候变化的100kyr周期具有良好的对应,因此,笔者认为早更新世奄美三角盆地的风尘输入受控于高纬度和低纬热带区域气候波动的共同影响;而中更新世以来,高纬度地区的气候波动成为奄美三角盆地风尘输入的主控因素。（3）U1438孔所在的奄美三角盆地处于东亚冬季风和西风带的影响区,石英氧同位素和结晶度数据表明,该区域沉积的风尘主要来自塔克拉玛干沙漠和蒙古戈壁。由于两个风尘源区所处气候带不同,因此黏土矿物组成具有明显的差异性。1.5-0.7 Ma期间,U1438孔黏土矿物（伊利石+绿泥石）/蒙皂石比值显着降低,高岭石/绿泥石比值明显增高,这与主要受冬季风影响的菲律宾海南部站位的黏土矿物组成在1.5-0.7 Ma的变化有明显的区别,但是却与受西风影响的北太平洋885/886站位风尘通量在1.5-0.7 Ma减少相对应。笔者认为西风急流的南、北移动造成了不同源区风尘相对贡献发生明显的变化。1.5-0.7 Ma西风急流春季向青藏高原北侧移动较晚,使U1438孔输入来自塔克拉玛干沙漠的风尘减少。而在0.7 Ma以来和1.5 Ma以前,西风急流春季向青藏高原北侧移动较早,使得U1438孔输入更多的来自塔克拉玛干沙漠的风尘。
二、东太平洋早中新世海水演变的Nd同位素制约（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、东太平洋早中新世海水演变的Nd同位素制约（论文提纲范文）
（1）古南海构造属性研究 ——来自沙巴和沙捞越岩石地球化学、锆石U-Pb年代学和古地磁证据的约束（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题来源、目的及意义 |
| 1.1.1 选题来源 |
| 1.1.2 选题目的及意义 |
| 1.2 研究内容、技术路线及实物工作量 |
| 1.2.1 研究内容 |
| 1.2.2 技术路线 |
| 1.2.3 实物工作量 |
| 第2章 古南海研究现状及存在问题 |
| 2.1 区域地质概况 |
| 2.2 古南海研究现状 |
| 2.3 古南海相关缝合线及断裂 |
| 2.3.1 卢帕尔线 |
| 2.3.2 武吉米辛线 |
| 2.3.3 南沙海槽南缘断裂 |
| 2.3.4 廷贾断裂(西巴拉姆线) |
| 2.4 古南海相关地质问题 |
| 2.4.1 南海及邻区中生代岩浆弧 |
| 2.4.2 沙捞越造山运动 |
| 2.4.3 沙巴造山运动 |
| 2.4.4 南沙海槽是否存在古南海残余洋壳 |
| 第3章 沙巴和沙捞越地质特征及其对古南海的地质记录 |
| 3.1 沙巴和沙捞越地质特征 |
| 3.1.1 沙巴地层及其对古南海俯冲消亡的变形记录 |
| 3.1.2 沙巴火成作用和变质作用 |
| 3.1.3 沙捞越地层及其对古南海俯冲消亡的变形记录 |
| 3.1.4 沙捞越火成作用和变质作用 |
| 3.2 岩石锆石U-Pb年代学测试分析 |
| 3.2.1 沉积岩碎屑锆石U-Pb年代学测试分析 |
| 3.2.2 火成岩锆石U-Pb年代学测试分析 |
| 3.3 岩石地球化学测试分析 |
| 3.4 古地磁测试分析 |
| 第4章 古南海构造属性和构造演化 |
| 4.1 古特提斯和古太平洋共同影响阶段(T) |
| 4.2 中特提斯与古太平洋叠加影响阶段(J) |
| 4.3 古太平洋影响阶段(K_1-K_2中期) |
| 4.4 古南海扩张与俯冲消亡阶段(K_2末期-N_1) |
| 4.5 南海中生界油气勘探前景 |
| 主要结论与认识 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（2）鄂西地区大气降水稳定同位素的时空演化：对古气候和古高程重建的启示（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 缩略词注释表 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究进展及存在问题 |
| 1.2.1 大气降水稳定同位素 |
| 1.2.2 稳定同位素在古气候重建中的应用及其进展 |
| 1.2.3 稳定同位素在古高程重建中的应用进展 |
| 1.2.4 现代大气降水稳定同位素监测研究 |
| 1.3 研究目标和研究内容 |
| 1.4 技术路线 |
| 1.5 完成的工作量 |
| 第二章 研究区域与研究方法 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地质背景 |
| 2.1.3 气候特征 |
| 2.2 材料与方法 |
| 2.2.1 研究地点的选择 |
| 2.2.2 大气降水的采集 |
| 2.2.3 大气降水中稳定同位素的测试 |
| 2.3 气象观测和资料收集 |
| 2.3.1 温度、湿度和降水的观测 |
| 2.3.2 其他气候指数的收集 |
| 第三章 鄂西地区大气降水稳定同位素组成及其变化特征 |
| 3.1 大气降水氢同位素组成及其变化特征 |
| 3.2 大气降雨氧同位素组成及其变化特征 |
| 3.3 大气降水氢氧同位素组成之间的相关关系 |
| 3.4 氘盈余的变化特征 |
| 第四章 鄂西地区大气降水稳定同位素组成的时间变化特征及其对古气候重建的启示 |
| 4.1 大气降水稳定同位素对当地气候的响应 |
| 4.1.1 大气降水稳定同位素的气候意义 |
| 4.1.2 大气降水稳定同位素与当地温度的关系 |
| 4.1.3 大气降水稳定同位素与当地降雨量的关系 |
| 4.2 季节尺度上大气降水稳定同位素对亚洲季风的响应 |
| 4.2.1 亚洲季风指数 |
| 4.2.2 季节尺度上大气降水稳定同位素组成与季风指数的关系 |
| 4.3 年际尺度上大气降水稳定同位素对亚洲季风的响应 |
| 4.3.1 年际尺度上大气降水稳定同位素组成与季风指数的关系 |
| 4.3.2 年际尺度上ENSO对大气降水稳定同位素组成的影响 |
| 4.4 大气降水稳定同位素的时间变化特征对古气候重建的启示 |
| 第五章 鄂西地区大气降水稳定同位素组成的垂直空间变化特征及其对古高程重建的启示 |
| 5.1 稳定同位素高程效应及其影响因子 |
| 5.2 季节尺度上鄂西地区大气降水稳定同位素的高程效应 |
| 5.2.1 大气降水同位素高程效应的季节变化特征 |
| 5.2.2 季节尺度上温度对降水同位素高程效应的影响 |
| 5.2.3 季节尺度上其他因素对降水同位素高程效应的影响 |
| 5.3 年际尺度上大气降水稳定同位素的高程效应 |
| 5.3.1 降水同位素高程效应的年际变化特征 |
| 5.3.2 年际尺度上温度对降水同位素高程效应的影响 |
| 5.3.3 年际尺度上其他因素对降水同位素高程效应的影响 |
| 5.4 大气降水稳定同位素的高程效应对古高程重建的启示 |
| 5.4.1 降水氧同位素高程效应对精确对比石笋记录的启示 |
| 5.4.2 降水稳定同位素高程效应可精确同位素高程计的使用范围 |
| 第六章 结论和展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 建议 |
| 6.3 创新点 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（3）我国深海矿产研究：进展与发现（2011—2020）（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 多金属结核和富钴结壳 |
| 1.1 大洋多金属结核和富钴结壳小尺度成矿规律研究及资源评价 |
| 1.2 中国南海多金属结核和富钴结壳研究 |
| 1.3 多金属结核和富钴结壳关键金属富集机制 |
| 1.3.1 稀土元素 |
| 1.3.2 贵金属元素 |
| 1.3.3 分散元素 |
| 1.4 多金属结核和富钴结壳成矿作用 |
| 1.4.1 物质来源 |
| 1.4.2 微生物成矿作用 |
| 1.4.3 富钴结壳年代学 |
| (1)生物地层年代学： |
| (2)宇宙成因核素129I年代学： |
| (3)磁性地层年代学： |
| 1.4.4 多金属结核和富钴结壳成矿模式 |
| 1.5 结核、结壳的古海洋古气候记录 |
| 1.5.1 古大洋环流 |
| 1.5.2 古气候变化 |
| 2 洋中脊热液多金属硫化物 |
| 2.1 调查新发现 |
| 2.2 成矿物质来源 |
| 2.3 成矿流体与热液羽状流 |
| 2.3.1 成矿流体 |
| 2.3.2 热液羽状流 |
| 2.3.3 热液沉积记录 |
| 2.4 硫化物成矿年代学 |
| 2.5 新技术在热液活动研究中的应用 |
| 2.6 热液循环模型和热液成矿系统 |
| 2.6.1 超慢速扩张洋中脊热液循环模型 |
| 2.6.2 拆离断层型热液成矿系统 |
| 3 深海富稀土沉积 |
| 3.1 深海稀土的调查与发现 |
| 3.2 深海稀土特征及其分布规律 |
| 3.3 深海稀土来源和赋存状态 |
| 3.3.1 稀土元素来源 |
| 3.3.2 稀土元素赋存状态 |
| 3.4 深海稀土大规模成矿作用的控制因素 |
| 4 展望 |
| (1)加强多圈层相互作用对深海金属元素成矿的控制研究。 |
| (2)聚焦深海关键金属成矿作用和分布规律研究。 |
| (3)开展深海成矿作用模拟实验研究。 |
| (4)开展海陆成矿作用对比研究。 |
（4）中、西太平洋多金属结壳成矿元素的时空富集规律及其古海洋学意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 区域地质背景 |
| 1.1.1 构造背景 |
| 1.1.1.1 板块运动 |
| 1.1.1.2 构造沉降 |
| 1.1.1.3 火山活动 |
| 1.1.2 沉积背景 |
| 1.1.2.1 区域沉积格架 |
| 1.1.2.2 陆源物质输入 |
| 1.1.3 古海洋学背景 |
| 1.1.3.1 大洋环流演化与气候变化 |
| 1.1.3.2 最低含氧带 |
| 1.1.3.3 碳酸盐补偿深度 |
| 1.2 国内外研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 构造分层 |
| 1.2.2 年代学 |
| 1.2.3 水平漂移过程对结壳成矿演化的影响及结壳古经纬度恢复 |
| 1.2.4 垂向沉降过程对结壳成矿演化的影响及结壳古水深恢复 |
| 1.2.5 成矿元素分组和物源 |
| 1.2.6 地球化学与古海洋学 |
| 1.2.6.1 水成组 |
| 1.2.6.2 陆源碎屑组 |
| 1.2.6.3 磷酸盐化组 |
| 1.2.6.4 生物作用组 |
| 1.2.6.5 元素富集规律的时代效应 |
| 1.2.6.6 结壳成矿与古海洋学条件 |
| 1.3 研究内容与意义 |
| 1.4 采样位置与样品信息 |
| 1.5 技术路线 |
| 1.5.1 总体技术路线 |
| 1.5.2 年代学研究 |
| 1.5.3 古经纬度和水深恢复 |
| 1.5.4 元素相关性研究 |
| 1.5.5 元素富集规律及其古海洋学意义研究 |
| 1.6 完成的工作量 |
| 2 研究与工作方法 |
| 2.1 分层取样和预处理 |
| 2.2 测试分析 |
| 2.3 方法体系 |
| 2.3.1 Co-Os法定年体系 |
| 2.3.1.1 Co法 |
| 2.3.1.2 Os法 |
| 2.3.1.3 Co-Os法定年体系 |
| 2.3.1.4 综合佐证 |
| 2.3.2 古经纬度恢复 |
| 2.3.2.1 Gplates软件 |
| 2.3.2.2 板块运移几何法 |
| 2.3.2.3 视极漂移法 |
| 2.3.2.4 热点追踪法 |
| 2.3.3 古水深恢复 |
| 2.3.3.1 PSM和 SSM模型 |
| 2.3.3.2 对古水深恢复结果的校正 |
| 2.3.4 元素分组与时空富集规律研究 |
| 2.3.4.1 元素分组 |
| 2.3.4.2 元素时空富集规律研究 |
| 3 Co-Os法综合定年体系和结壳年代学研究 |
| 3.1 Co法定年 |
| 3.1.1 Co含量对比 |
| 3.1.2 生长速率差异 |
| 3.1.3 最小年龄结果差异及分析 |
| 3.1.4 Co法区域适用性 |
| 3.1.5 结果差异原因初探 |
| 3.1.6 Co法评价与思考 |
| 3.2 Co-Os法定年 |
| 3.2.1 不同Co法结果在Co-Os曲线比对中的差异 |
| 3.2.2 Co-Os法定年策略 |
| 3.2.3 海水Os同位素曲线对Co-Os曲线的筛选 |
| 3.2.3.1 MS1样 |
| 3.2.3.2 MHD79样 |
| 3.2.3.3 CLD34-2样 |
| 3.2.3.4 CLD50样 |
| 3.2.3.5 MP3D10样 |
| 3.2.3.6 MP3D22样 |
| 3.2.3.7 57样 |
| 3.2.4 优选方法 |
| 3.2.5 记录在结壳中的海水Os同位素组成精细特征 |
| 3.2.6 记录在结壳中的海水Os同位素组成曲线的区域性、阶段性偏高异常 |
| 3.3 对年代框架的综合佐证 |
| 3.3.1 基岩年代 |
| 3.3.2 Co最小年龄 |
| 3.3.3 Os同位素法年代框架 |
| 3.3.4 超微化石年代框架 |
| 3.3.5 构造分层对应时代 |
| 3.3.5.1 构造类型划分 |
| 3.3.5.2 构造分层特征 |
| 3.3.5.3 构造层年代学规律 |
| 3.3.6 磷酸盐化事件期次 |
| 3.4 生长速率变化规律 |
| 3.5 生长-间断的制约因素 |
| 3.6 区域年代框架 |
| 4 古经、纬、深度恢复 |
| 4.1 古经、纬度恢复 |
| 4.1.1 板块运移几何法 |
| 4.1.2 视极漂移法 |
| 4.1.3 Gplates软件法 |
| 4.1.4 热点追踪法和对经纬度恢复结果的综合分析 |
| 4.2 古水深恢复 |
| 4.2.1 PSM恢复结果 |
| 4.2.2 SSM恢复结果 |
| 4.2.3 对结果的校正 |
| 4.2.4 两种模型结果的差异分析 |
| 4.2.5 古水深恢复结果的综合分析 |
| 4.3 运移沉降与生长间断 |
| 5 元素时空富集规律与古海洋学意义 |
| 5.1 元素相关性及元素分组 |
| 5.1.1 Fe组 |
| 5.1.2 Mn组 |
| 5.1.3 陆源碎屑组 |
| 5.1.4 磷酸盐化组 |
| 5.1.5 小结:Fe、Mn水成-吸附机制控制下的元素分组 |
| 5.2 元素剖面变化特征及其时空富集规律 |
| 5.2.1 时代剖面 |
| 5.2.2 经度剖面 |
| 5.2.3 纬度剖面 |
| 5.2.4 水深剖面 |
| 5.2.5 小结:元素富集与亏损的时空区域 |
| 5.3 成矿演化与古海洋学意义 |
| 5.3.1 构造分层特征 |
| 5.3.2 陆源风尘效应 |
| 5.3.3 磷酸盐化效应 |
| 5.3.4 氧化还原条件效应 |
| 5.3.5 累积吸附效应 |
| 5.3.6 生产力效应 |
| 5.3.7 小结:多金属结壳的时空成矿演化模式初探 |
| 6 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（5）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 |
（6）中印度洋海盆南部中新世以来CCD的演变及意义 ——来自微体化石组合和元素地球化学的证据（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据及项目来源 |
| 1.2 碳酸盐补偿深度研究现状 |
| 1.2.1 现代海洋CCD的分布特征 |
| 1.2.2 新生代以来CCD的变化特征 |
| 1.3 深海富稀土沉积物研究现状 |
| 1.4 研究内容和技术路线 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 地质背景 |
| 2.3 表层沉积物类型及分布特征 |
| 第三章 材料与方法 |
| 3.1 样品来源与前处理 |
| 3.2 分析方法 |
| 3.2.1 粒度分析 |
| 3.2.2 主量元素分析 |
| 3.2.3 微量元素分析 |
| 3.2.4 稀土元素分析 |
| 3.2.5 TIC、TOC分析 |
| 3.2.6 微体化石分析 |
| 第四章 GC18孔沉积、地球化学和微体化石组合特征 |
| 4.1 GC18孔沉积特征 |
| 4.2 GC18孔TIC、TOC特征 |
| 4.3 GC18孔主量元素特征 |
| 4.4 GC18孔微量元素特征 |
| 4.5 GC18孔稀土元素特征 |
| 4.6 GC18孔微体化石组合特征 |
| 第五章 沉积环境的演变与碳酸盐补偿深度的变化 |
| 5.1 生物地层年代 |
| 5.2 碳酸盐平衡与碳酸盐补偿深度的变化 |
| 第六章 稀土元素的赋存矿物及富集成因探讨 |
| 6.1 物相鉴定 |
| 6.2 稀土元素的载体矿物 |
| 6.2.1 磷灰石 |
| 6.2.2 Fe-Mn氧化物或氢氧化物 |
| 6.2.3 钙十字沸石 |
| 6.3 稀土元素的富集因素 |
| 6.3.1 沉积速率 |
| 6.3.2 沉积物组分和CCD的变化 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录A GC18孔粒度参数分布表 |
| 附录B GC18孔TC、TOC、TIC含量分布表 |
| 附录C GC18孔主量元素含量分布表 |
| 附录D GC18孔微量元素含量分布表 |
| 附录E GC18孔稀土元素含量分布表 |
| 附录F GC18 孔稀土元素总含量及δEu、δCe、δY分布表 |
| 附录G 攻读硕士学位期间参加的科研项目与发表的学术论文 |
（7）柴达木盆地晚新生代气候与环境演化及驱动机制研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 亚洲季风的演化 |
| 1.1.1 亚洲季风构造尺度的演化 |
| 1.1.2 亚洲季风轨道尺度的演化 |
| 1.2 亚洲内陆干旱化演化 |
| 1.2.1 亚洲内陆干旱化构造尺度的演化 |
| 1.2.1.1 粉尘沉降区干旱化演化历史 |
| 1.2.1.2 粉尘源区干旱化演化历史 |
| 1.2.2 亚洲内陆干旱化轨道尺度的演化 |
| 1.3 气候变化驱动机制 |
| 1.3.1 构造尺度气候变化驱动机制 |
| 1.3.1.1 新生代全球气候变冷 |
| 1.3.1.2 青藏高原的隆升 |
| 1.3.1.3 海陆分布格局 |
| 1.3.2 轨道尺度气候变化驱动机制 |
| 1.4 研究内容、拟解决的关键问题与技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 拟解决的关键问题 |
| 1.4.3 技术路线 |
| 1.5 论文的工作量与创新点 |
| 1.5.1 论文的工作量 |
| 1.5.2 创新点 |
| 第二章 研究区概况及研究方法 |
| 2.1 区域概况 |
| 2.1.1 自然地理概况 |
| 2.1.2 地质与地层概况 |
| 2.1.3 研究区概况 |
| 2.2 研究材料与研究方法 |
| 2.2.1 研究材料 |
| 2.2.2 古气候指标测试方法 |
| 2.2.3 气候时间序列分析方法 |
| 第三章 柴达木盆地晚新生代气候和环境指标记录及意义 |
| 3.1 柴达木盆地晚新生代古气候与古环境指标记录 |
| 3.1.1 大红沟剖面总有机碳同位素记录 |
| 3.1.2 怀头他拉剖面磁学指标和常规指标记录 |
| 3.1.3 花土沟剖面磁学指标和粒度指标记录 |
| 3.2 柴达木盆地晚新生代古气候与古环境指标意义 |
| 3.2.1 柴达木盆地磁学参数指标的气候意义 |
| 3.2.2 柴达木盆地有机碳同位素的环境意义 |
| 3.2.3 柴达木盆地粒度指标的气候意义 |
| 第四章 柴达木盆地晚新生代构造尺度气候演化及驱动机制研究 |
| 4.1 柴达木盆地中新世-早上新世植被演化历史及驱动机制研究 |
| 4.1.1 柴达木盆地中新世-早上新世植被演化历史 |
| 4.1.2 柴达木盆地植被演化与晚中新世高原隆升的关系 |
| 4.2 柴达木盆地晚中新世东亚夏季风演化及驱动机制研究 |
| 4.2.1 晚中新世(~10-6Ma)东亚夏季风演化历史 |
| 4.2.2 高原隆升驱动晚中新世东亚夏季风增强 |
| 4.3 柴达木盆地晚上新世-早更新世干旱化演化历史及驱动机制研究 |
| 4.3.1 晚上新世-早更新世(~3.9-2.1Ma)中亚干湿演变历史 |
| 4.3.2 印度洋表水变冷驱动晚上新世中亚气候快速变干? |
| 第五章 柴达木盆地晚新生代轨道尺度气候演化及驱动机制研究 |
| 5.1 晚中新世东亚夏季风轨道尺度演化特征及驱动机制 |
| 5.1.1 晚中新世东亚夏季风显着10万年偏心率周期 |
| 5.1.2 南极冰量变化驱动晚中新世东亚夏季风10万年周期性变化 |
| 5.2 柴达木盆地晚上新世河湖相地层轨道周期研究 |
| 5.2.1 青藏高原东北缘蒸发和降水对地球轨道参数响应的异同 |
| 5.2.2 柴达木盆地晚上新世地层非轨道周期 |
| 5.2.3 天文调谐年代 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 存在问题与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（8）俯冲带斑岩铜矿系统成矿机理与主要挑战（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 俯冲带斑岩铜矿系统成矿机理研究概况与进展 |
| 2.1 板片俯冲与地幔楔部分熔融 |
| 2.2 下地壳的壳幔岩浆混合作用 |
| 2.3 岩浆在地壳内的运移和上地壳岩浆房形成与演化 |
| 2.4 成矿斑岩体就位与挥发分出溶 |
| 2.5 热液蚀变与矿化过程 |
| 2.6 洋-洋和洋-陆俯冲下斑岩铜矿构造岩浆成矿作用对比 |
| 3 斑岩铜矿系统关键科学问题与研究方向 |
| 3.1 成矿构造动力学背景 |
| 3.2 斑岩铜矿系统物质来源 |
| 3.3 岩浆源区和演化过程金属富集作用对成矿的贡献 |
| 4 结束语 |
（10）第四纪以来奄美三角盆地风尘输入对东亚古气候的响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题的背景及意义 |
| 1.2 沉积物来源研究现状 |
| 1.3 风尘记录研究现状 |
| 1.4 轨道调谐研究现状 |
| 1.5 西风带研究现状 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 研究区地理位置和地形地貌特征 |
| 2.2 研究区构造背景 |
| 2.3 研究区沉积特征 |
| 2.4 研究区水文和洋流特征 |
| 第三章 材料与方法 |
| 3.1 研究材料 |
| 3.2 技术路线和方法 |
| 3.2.1 技术路线 |
| 3.2.2 实验方法 |
| 第四章 实验结果 |
| 4.1 现代粉尘物质组成特征 |
| 4.1.1 颗粒物浓度 |
| 4.1.2 碎屑矿物组成 |
| 4.1.3 黏土矿物组成特征 |
| 4.2 U1438 孔第四纪以来的黏土矿物组成特征 |
| 4.3 U1438 孔第四纪以来的色度组成特征 |
| 第五章 沉积物物源分析 |
| 5.1 现代大气粉尘来源及搬运路径 |
| 5.1.1 现代大气粉尘来源 |
| 5.1.2 颗粒物后向轨迹分析 |
| 5.1.3 粉尘物质的搬运路径 |
| 5.2 U1438 孔第四纪以来黏土矿物来源 |
| 第六章 奄美三角盆地第四纪以来天文年代标尺的建立 |
| 6.1 轨道调谐的原理和步骤 |
| 6.2 初始年龄控制点 |
| 6.3 红度a*的指示意义 |
| 6.4 轨道时间标尺的建立 |
| 6.5 轨道时间标尺的验证 |
| 第七章 第四纪以来奄美三角盆地风尘输入对东亚古气候的响应 |
| 7.1 奄美三角盆地风尘输入对轨道尺度东亚古气候变化的响应 |
| 7.2 早更新世奄美三角盆地风尘输入的控制因素 |
| 7.3 西风急流的南北移动对奄美三角盆地风尘输入的控制作用 |
| 第八章 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 |
四、东太平洋早中新世海水演变的Nd同位素制约（论文参考文献）
- [1]古南海构造属性研究 ——来自沙巴和沙捞越岩石地球化学、锆石U-Pb年代学和古地磁证据的约束[D]. 田志文. 吉林大学, 2021(01)
- [2]鄂西地区大气降水稳定同位素的时空演化：对古气候和古高程重建的启示[D]. 汪颖钊. 中国地质大学, 2021
- [3]我国深海矿产研究：进展与发现（2011—2020）[J]. 石学法,符亚洲,李兵,黄牧,任向文,刘季花,于淼,李传顺. 矿物岩石地球化学通报, 2021(02)
- [4]中、西太平洋多金属结壳成矿元素的时空富集规律及其古海洋学意义[D]. 王洋. 中国地质大学(北京), 2020(04)
- [5]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)
- [6]中印度洋海盆南部中新世以来CCD的演变及意义 ——来自微体化石组合和元素地球化学的证据[D]. 刘振尤. 南京大学, 2020
- [7]柴达木盆地晚新生代气候与环境演化及驱动机制研究[D]. 苏庆达. 兰州大学, 2020
- [8]俯冲带斑岩铜矿系统成矿机理与主要挑战[J]. 陈华勇,吴超. 中国科学:地球科学, 2020(07)
- [9]海底“三极”与地表“三极”:动力学关联[J]. 李三忠,索艳慧,王光增,姜兆霞,赵彦彦,刘一鸣,李玺瑶,郭玲莉,刘博,于胜尧,刘永江,张国伟. 海洋地质与第四纪地质, 2019(05)
- [10]第四纪以来奄美三角盆地风尘输入对东亚古气候的响应[D]. 冯旭光. 中国科学院大学(中国科学院海洋研究所), 2019(09)