一、扫描电镜鉴定和研究钙质超微化石（论文文献综述）
陈芳,庄畅,周洋,苏新,段虓,刘广虎,吴聪,荆夏[1]（2016）在《南海东北部陆坡天然气水合物钻探区生物地层与沉积速率》文中研究指明2013年我国首次在南海东北部东沙陆坡实施天然气水合物钻探,并获取块状等可视天然气水合物样品.为了解钻区地层、天然气水合物产出带（the zone of gas hydrate occurrence）或天然气水合物储层的地层时代和沉积速率特征,对其中5个站位（GMGS05、GMGS07、GMGS08、GMGS09和GMGS16）的岩心沉积物进行钙质超微化石、有孔虫生物地层学和沉积速率变化的研究.钻孔取心最大深度为213.55m.共识别出第四纪中更新世以来3个钙质超微化石事件和2个有孔虫事件,确定了钻探区所钻达最老地层为中更新统;天然气水合物产出带的地层时代为中更新世-全新世约0.44Ma以来.钻区0.12Ma以来的沉积速率介于36.973.3cm/ka之间,平均值高达54.2cm/ka,0.44Ma以来平均沉积速率为47.4cm/ka,表明东沙海域天然气水合物钻探区位于一高沉积速率堆积体上,高沉积速率更有利于天然气水合物的成藏,该结论与前人研究结果一致.
高莲凤,张振国,姚纪明,左文喆,马亚杰,张鹏,万晓樵[2]（2012）在《藏南江孜地区早白垩世甲不拉组钙质超微化石的特征及其地层意义》文中研究指明藏南江孜一带的侏罗纪—白垩纪海相地层被划分为维美组和甲不拉组。通过偏光显微镜和扫描电镜观察和分析,发现甲不拉组黑色页岩中含有保存较为完好的钙质超微化石。研究区的生物丰度和分异度偏低,经鉴定以椭圆球石科（Ellip-sagelosphaeraceae）生物群为主,数量相对丰富,但属种比较单调。超微化石指示甲不拉组为早白垩世沉积的产物。结合菊石和双壳类化石,认为甲不拉组地层时代属于早白垩世贝利阿斯期至凡兰吟期（Berriasian-Valanginian）。这一发现标志着西藏特提斯东部早白垩世地层中钙质超微化石的存在。甲不拉组早白垩世钙质超微化石的发现,为该地区海相地层的时代划分、对比提供了新的资料,也为寻找海相侏罗纪—白垩纪地层界线指示了目标。
吴峰[3]（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》文中研究表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。
王天洋[4]（2020）在《西藏白垩纪-古近纪生物地层特征及其对古地理、古海洋演化的约束》文中认为特提斯造山带是地球上最复杂的构造域之一,其不仅记录多重古陆及其间陆壳碎块间的相互作用、汇聚拼合、隆升事件的发生;而且也记录了多重特提斯洋盆的演化及消亡过程。这些事件决定了它在全球构造和洋陆变迁等重大地质问题研究中占有重要的地位。约束中特提斯洋和新特提斯洋的闭合时限是特提斯-喜马拉雅造山系统演化的关键,它们的俯冲闭合与拉萨-羌塘地体的碰撞、印度-亚洲板块的碰撞、青藏高原的隆升及整个东亚大陆发生挤压等众多相关地质过程密切相关,并深刻影响了新生代全球气候变化。本论文选取特提斯构造域的主体青藏高原为研究区,聚焦于西藏地区白垩纪-古近纪海相沉积记录,分别就日土、江孜、吉隆和亚东地区选取典型剖面进行详细的生物地层学研究。同时运用沉积学、岩相学和地球化学的方法,对江孜北家剖面和吉隆桑单林剖面白垩纪-古近纪沉积进行物源分析,确定桑单林剖面中白垩系蹬岗组砂岩为印度板块物源,而古近系桑单林组中的碎屑锆石主要来源为亚洲板块;北家剖面下白垩统加不拉组为印度板块物源,而古近系甲查拉组为亚洲板块物源。在物源分析的基础上,对从北家和桑单林剖面中获取的放射虫化石进行详细鉴定和系统分析,并与全球低纬度放射虫组合进行对比。通过基于构建共生物种确定性离散序列的数学模型-单一关联法对放射虫进行生物年代学分析,建立了白垩纪放射虫带UAZ RK1-6,以及古近纪放射虫带UAZ RP1-4。进而约束印度-亚洲板块的初次碰撞时间发生在61.8 Ma（UAZRP1）之前;同时将该数学模型运用于班公湖-怒江缝合带（日土地区）获取的放射虫化石,建立共存延限带UAZ1-5。结果表明在早白垩世晚期阿尔布期（Albian）时（UAZ5,101 Ma）,中特提斯洋仍然存在。本论文还将由亚东古鲁浦剖面的古近纪海相沉积序列中新发现的15属29种介形虫,与喜马拉雅各地区沉积层序及全球特提斯域介形虫生物组合进行对比分析,划分出Gyrocythere grandilaevis、Loxoconcha mataiensis 和 Alocopocythere transversa 生物带。结果显示,在始新世中期,全球特提斯域介形虫动物群面貌极其相似,表明其很可能栖息于相似的海洋环境中。此外,藏南最高海相沉积地层遮普惹组中产出的丰富的浮游/底栖有孔虫、介形虫、翼足虫、钙质超微化石组合表明西藏南部地区乃至整个特提斯域在始新世晚期仍处于开放的浅海环境中,广阔的新特提斯洋海道仍然存在。
陈芳,苏新,周洋[5]（2013）在《南海神狐海域水合物钻探区钙质超微化石生物地层与沉积速率》文中研究指明2007年我国首次在南海北部陆坡神狐海域实施了天然气水合物钻探,并钻取水合物实物样品.为了解钻区地层、水合物产出带（the zone of gas hydrate occurrence）或水合物储层的地层时代以及沉积速率特征,对其中4口钻孔（SH1B、SH2B、SH5C和SH7B）岩心沉积物进行钙质超微化石年代地层学和沉积速率变化的研究.本次工作识别出17个新近纪钙质超微化石事件,确定了神狐钻探所钻达最老地层为新近系上中新统;水合物产出带的地层为上中新统-上新统.这4个钻井地层沉积速率的变化特征因站位和时期而异.中新世以来各地质时期沉积速率差异较大,全新世最高（20～34.16cm/ka之间）,其次为更新世和晚中新世（3.14～5.74cm/ka）,上新世最低（1.88～3.27cm/ka）.此外,水合物产出带地层的沉积速率在各钻孔也有差异,SH2B孔为4.18cm/ka,SH7B孔为1.88m/ka.表明南海水合物产出层位沉积速率差异较大,沉积速率与水合物成藏的关系可能比前期的认识更为复杂.
曹文心[6]（2018）在《塔里木盆地西部古近纪钙质超微浮游生物及其对古新世—始新世极热事件（PETM）的响应》文中提出古新世-始新世极热事件（PETM）是迄今为止地质历史上最剧烈的全球升温事件之一,具有重大的研究意义。目前PETM事件的基础资料多来源于高纬度地区及北美大陆,由于我国古近纪地层出露有限,化石资料匮乏,加上研究手段的局限,PETM事件在我国并未得到深入研究。塔里木盆地西部古近纪沉积地层连续发育,出露完整,钙质超微化石含量丰富,是开展PETM事件研究的理想地区。本次研究着手于钙质超微浮游生物地层,结合稳定同位素和粘土矿物分析等研究手段,以新疆塔里木盆地西南缘新生代的海相沉积作为研究对象,恢复该地区古近纪环境演化,重点讨论齐姆根组的生物地层及其间发生的PETM事件。本次研究在巴什布拉克剖面齐姆根组中发现了数量较为丰富的钙质超微化石,共识别出化石28属57种,保存程度中等。根据地层分布的特点,将其划分为NP9a,NP9b和NP10三个化石带。其中NP9a化石带的标志性分子为Discoaster multiradiatus,Calciosolenia aperta,Sphenolithus primus,Ericsonia subpertusa和Fasciculithus,本带中大部分为古新世的标志种,并以Fasciculithus的大规模绝灭为特点;NP9b-NP10带主要包含Pontosphaera pulcher,Rhomboaster-Discoaster组合,Micrantholithus和Braarusosphaera。该带以Rhomboaster-Discoaster组合的首现为界划分。本次研究对盖吉塔格组也进行了钙质超微化石的处理分析,但未发现化石存在。通过对巴什布拉克剖面关键层位进行的稳定同位素和粘土矿物成分分析,发现δ13Ccarb,δ13Corg和δ18O在齐姆根组的黑灰色泥岩沉积区间（即样品12BB4-M24至样品12BB6-M27）均发生了明显的负偏（偏移量分别为-3‰,-4.5‰和-3‰）,同时粘土矿物的组分也在该区间发生了相应的变化:方解石与石英的含量急剧下降,绿泥石,伊利石和石膏的含量迅速增高,同时陆源碎屑指数DI在整个CIE期间也保持相对高值;结合该区间钙质超微化石组合Rhomboaster-Discoaster组合的出现和r-选择和K-选择化石组合的反转,识别出了PETM发生的层位应当位于样品12BB4-M25至样品12BB6-M27之间。结合前人成果及剖面产出的浮游有孔虫化石,本次研究将塔里木盆地西部古新统-始新统的界线置于齐姆根组内部的黑色泥岩层位中,齐姆根组的时代应当归属于古新世晚期至始新世早期。
曹奇原[7]（2002）在《冲绳海槽晚更新世以来古海洋环境演化的若干特征》文中认为本文采用取自冲绳海槽59个站位的表层沉积物样品和4个柱状岩芯，通过微体古生物化石-钙质超微化石和底栖有孔虫的统计分析结果，结合氧δ18O同位素测试和AMS14C测年数据，探讨了冲绳海槽区域晚更新世近4万年来的表层海水古环境和深层水体演化的主要特征。现代颗石藻类的分布经证明与海洋环境温度、盐度和表层海水结构性质等特征存在极为密切的关系，为了有效地提取对应化石门类—钙质超微化石蕴含的古海洋环境信息，选取位于冲绳海槽北部和中南部的表层沉积物样品进行了相应的分析和研究。钙质超微化石优势种类型以及主要属种百分含量变化都表明，海槽区钙质超微化石组合面貌与东海外陆架相似，属于北太平洋中央水团组合。但暖水分子Umbellosphaera irregularis、U. tenuis等的含量较高而冷水分子G. caribbeanica等的含量较低，反映受黑潮暖流的强烈影响。北部和中南部两个研究区属种百分含量的差异主要表现在Florisphaera profunda上，这一方面是水深及相应碳酸盐溶解作用强弱变化的结果，黑潮暖流影响的区域性差异也是不容忽视的因素。另外1700米左右钙质超微化石组合优势种和各种分异度指数的变化，也为海槽区碳酸盐溶跃面较浅提供了可靠的证据。现代海洋学的进展推动了古海洋学对于上层海水垂向结构演变历史的研究。冲绳海槽南北3个沉积物柱状岩芯的记录一致表明，钙质超微化石深层水种F. profunda的相对含量是研究历史时期中上层海水营养跃层和透光带等垂向结构变化的可靠标志。在海槽中南部该种含量全新世以来明显升高，与浮游有孔虫黑潮标志种P. obliquiloculata的变化相似，表明晚第四纪冰期旋回中伴随着黑潮的盛衰，海槽上层海水结构发生过重大变化。在10.9 ka.BP前后，钙质超微化石抗溶耐寒种类Calcidiscus leptoporus出现岩芯中的最高值，与之对应暖水种Umbellosphaera spp.、Helicosphaera spp.等则相应降低，与浮游有孔虫推断的表层古水温变化记录相对应，该事件发生的时间与与中国边缘海区广泛记录的Younger Dryas降温事件一致。另外，在5.7和3.4 ka.BP前后喜养种G. oceanica的含量记录了两个明显的高峰，而F. profunda相应减少，表明陆源碎屑、营养物质供应量的增加和上层海水浊度的升高，因此可能反映两次冲淡水事件；在2 ka.BP附近冷水种G. caribbeanica出现了较高的含量，并与P. obliquiloculata的最低值相对应，冬季海水古温度也记录了大约3℃的一次降温现象，表明一次区域性降温事件的发生。海槽北部保存的钙质超微化石组合中以G. oceanica与E. huxleyi两个种的变化更具规律性，F. profunda的含量相对较低。DOC-24孔中G. oceanica与E. huxleyi的变化呈现明显的负相关性；23ka.BP、56ka.BP均出现G. oceanica的高值和E. huxleyi低值，其间冷水种G. caribbeanica含量升高，F. profunda则不同程度减少，表明全新世中晚期可能有降温事件的发<WP=7>生，同时冲淡水影响明显加剧。DOC-42孔的分辨率相对较低，但在不同时期也存在F. profunda和G. oceanica的相反变化，与黑潮暖流以及冲淡水影响的强弱变化相对应。总的说来，钙质超微化石作为重要的微体化石门类，可以提供有关表层海水结构、黑潮变迁、冲淡水影响以及不同时间尺度气候变化等多方面的环境、气候演化信息。海槽中部DGKS96-03孔的研究结果表明，可以用底栖有孔虫追溯深层水团演化的历史。该孔的记录表明晚更新世约44 ka.BP以来底层水团的性质发生过较大变化：末次间冰期—末次盛冰期约41.415.6 ka.BP期间底栖有孔虫群落以Uvigerina spp.和Bulimina spp.组合为代表，表明底栖有孔虫群落主要受高有机质通量的控制，与该时期内陆源碎屑物质输入和营养物质供应增强相对应；冰消期末期以来和41.7 ka.BP之前则以Cassidulina spp.组合为代表，反映了不同的深层水生态环境；Globocassidulina、Bolivina、Trifarina、Pullenia和Cibicidoides等特征属种的变化表明，伴随冰消期陆源营养物质的减少和表层生产力的下降，底层水体也可具有相对较高的有机质含量，进一步证实了前人的研究结果—即冰消期海槽区海水流通状况曾发生改变。末次间冰期末期-末次盛冰期约27.914.1 ka.BP期间，出现较多胶结质有孔虫的异地埋藏种类，35.3 ka.BP27.3 ka.BP之间还出现了一个典型的异地埋藏群落反映了后期搬运等沉积过程影响的增强。末次间冰期约35.3 ka.BP27.3 ka.BP之间以Florilus spp.组合为代表，主要成分Florilus atlanticus、F. decorus和B. exilis在东海主要出现于内陆架，代表一个异地埋藏群落，与高沉积速率相对应，表明岩芯所在位置可能有较大规模的浊流发生；根据Corliss的双因子模型对DGKS96-03孔的底层水体盐度等环境指标变化进行了相应的分析，根据得出的两个主因子CF1和CF2的变化，推断海槽中部底层水的盐度自末次间冰期近44 ka.BP以来逐步降低，一直持续到冰盛期约18 ka.BP前后，至全新世中期约6.8 ka.BP左右达到最高点，可能与黑潮深层水影响的加剧相关。火山活动以及气候波动事件的影响可以造成深部水体盐度、含氧量的异常变化，而陆源物质入海量增加带来的大量有机物质，则可能是影响深层水生态环境的一种
刘振尤[8]（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》文中提出中印度洋海盆（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。
高莲凤[9]（2006）在《西藏南部海相侏罗纪—白垩纪界线地层》文中认为国际上侏罗/白垩系界线是显生宙所有系级界线中存在问题和争议最多的一个。西藏南部出露有良好的侏罗纪-白垩纪地层,本次工作在喜马拉雅地层区的康马-隆子地层分区开展了海相侏罗系/白垩系的界线研究。在江孜-浪卡子地区实测了五条剖面,其中林西剖面为本次工作首次测制。野外采集了大量的样品,进行了岩石地层、生物地层、层序地层、同位素年代地层等方面的深入研究。本文研究工作的重点集中在地层古生物学、沉积岩石学研究两大方面。前者把侏罗-白垩系界线地层中的钙质超微、菊石、双壳等生物作为重点研究对象,后者着重分析了岩性特征及所反映的沉积环境。主要取得了如下研究成果:1.首次在西藏南部海相侏罗—白垩纪界线地层中发现了较多的钙质超微化石,含化石地层时代属早白垩世Berriasian至Valanginian期。通过生物地层对比,浪卡子地区桑秀组与江孜地区甲不拉组下部层位相当。2.根据钙质超微、菊石及双壳类生物地层特征,结合研究区岩石地层特征,厘定了侏罗—白垩系界线。江孜-浪卡子地区的维美组时代为晚侏罗世Tithonian期,江孜地区甲不拉组下部和浪卡子地区的桑秀组均属于下白垩统。浪卡子地区侏罗/白垩系界线位于桑秀组和维美组之间,江孜地区界线位于甲不拉组和维美组之间,以Nannoconus steinmannii minor和Spiticeras的出现,Virgatosphinctes和Aulacosphinctes的消失为标志。3.对卡东剖面桑秀组上部的安山岩进行锆石SHRIMP年代学研究,得出火山岩年龄为136±3.0Ma,该年龄值限于Hauterivian早期。另外,日莫瓦剖面同组火山岩年龄为133±3.0Ma,该年龄值限于Hauterivian中期。确定桑秀组上部火山岩时代为Hauterivian早-中期。结合生物地层对比,桑秀组下部的页岩段时代应限于Berriasian至Valanginian期。桑秀组的年代则为Berriasian至Hauterivian期。侏罗/白垩系的界线位于桑秀组之底部,根据桑秀组上部133-136Ma的同位素年龄,以及其下厚达200余米地层沉积所需时间估算,桑秀组底部年龄可能与国际地质年代表中的侏罗/白垩系界线年龄145.5Ma相当。4.运用层序地层理论,在卡东剖面晚侏罗世—早白垩世划分出4个三级层序。层序地层学分析表明,该区晚侏罗世至早白垩世,经历了低水位期到高水位期的变化,对应海平面由低到高,可以作为本区侏罗-白垩纪的界线识别辅助标志。5.对西藏南部晚侏罗世—早白垩世沉积相和沉积环境进行了分析,大体上可识辨出滨海碎屑岩相区、浅海碎屑岩相区和次深海三个沉积相区,细分为9个沉积相带。界线位于维美组砂岩顶部,反映晚侏罗世研究区处于海退环境,与同期全球海平面变化基本一致。
段威武[10]（1985）在《珠江口盆地上第三系钙质超微化石》文中认为 数量丰富,分布广泛,演化迅速的钙质超微化石,近年来随着我国海洋地质调查工作的发展,尤其随着我国陆架区油气勘探工作的扩大,已越来越为国内古生物学界所重视。本文首次较系统地研究了我国南海北部珠江口盆地北坡上第三系的钙质超微化石。通过对区内五口近海钻井钙质超微化石资料的研究和分析,从而为划分和对比本区上第三系提供了直接的化石依据,对进一步研究盆地地质发展史提供了有用信息（图1）。
二、扫描电镜鉴定和研究钙质超微化石（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、扫描电镜鉴定和研究钙质超微化石（论文提纲范文）
（1）南海东北部陆坡天然气水合物钻探区生物地层与沉积速率（论文提纲范文）
| 1 取样与方法 |
| 1.1 钻孔位置和取样 |
| 1.2 样品制作和分析方法 |
| 1.3 年代地层学划分依据 |
| 2 生物地层学 |
| 2.1 钙质超微化石地层学 |
| 2.2 有孔虫生物地层学 |
| 2.3 地层划分和对比 |
| 3 天然气水合物储层的地层年代与沉积速率 |
| 3.1 天然气水合物储层地层年代 |
| 3.2 沉积速率 |
| 3.3 沉积速率对天然气水合物成藏的影响 |
| 4 结论 |
（2）藏南江孜地区早白垩世甲不拉组钙质超微化石的特征及其地层意义（论文提纲范文）
| 1 地层概述 |
| 2 研究材料和研究方法 |
| 3 钙质超微化石属种和地层时代 |
| 4 超微化石讨论及其地层意义 |
| 5 结论 |
（3）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 |
（4）西藏白垩纪-古近纪生物地层特征及其对古地理、古海洋演化的约束（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究历史及现状 |
| 1.2.1 中特提斯洋演化过程 |
| 1.2.2 新特提斯洋演化过程 |
| 1.2.3 印度-亚洲板块碰撞过程/时间 |
| 1.3 研究内容及目标 |
| 1.4 研究思路及方法 |
| 1.4.1 研究思路 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.2.1 锆石分选与制靶 |
| 1.4.2.2 锆石U-Pb同位素测年 |
| 1.4.2.3 放射虫处理方法 |
| 1.4.2.4 介形虫处理方法 |
| 1.4.2.5 砂岩碎屑颗粒统计 |
| 1.5 完成主要工作量 |
| 2 研究区区域地质背景 |
| 2.1 青藏高原地质格架 |
| 2.1.1 羌塘地体 |
| 2.1.2 拉萨地体 |
| 2.1.3 特提斯喜马拉雅造山带 |
| 2.2 班公湖-怒江缝合带 |
| 2.3 雅鲁藏布江缝合带 |
| 3 研究区沉积地层格架 |
| 3.1 藏南白垩纪-古近纪地层划分 |
| 3.1.1 江孜地区白垩纪-古近纪地层 |
| 3.1.2 吉隆地区白垩纪-古近纪地层 |
| 3.1.3 亚东地区古近纪地层 |
| 3.2 藏北日土县白垩纪地层单位划分 |
| 3.3 地层实测剖面 |
| 3.3.1 吉隆桑单林白垩纪-古近纪地层实测剖面 |
| 3.3.2 江孜北家白垩纪-古近纪地层实测剖面 |
| 3.3.3 亚东古鲁浦古近纪实测剖面 |
| 3.3.4 日土约拉山白垩纪地层实测剖面 |
| 4 研究区生物地层与全球对比 |
| 4.1 新特提斯洋白垩纪-古近纪放射虫组合特征与全球对比 |
| 4.1.1 白垩纪放射虫生物地层格架 |
| 4.1.2 古近纪放射生物地层格架 |
| 4.1.2.1 北家剖面古近纪放射虫组合 |
| 4.1.2.2 桑单林剖面古近纪放射虫组合 |
| 4.2 中特提斯洋白垩纪放射虫组合特征与全球对比 |
| 4.3 新特提斯洋古近纪介形虫组合特征与全球对比 |
| 5 研究区物源分析 |
| 6 讨论 |
| 6.1 印度-亚洲板块碰撞时限和过程 |
| 6.1.1 印度-亚洲板块碰撞模型 |
| 6.1.2 印度板块-洋内岛弧碰撞模型 |
| 6.2 新特提斯洋消亡时限、生物古地理与古海洋环境 |
| 6.3 中特提斯洋消亡时限与古海洋环境 |
| 7 结论与展望 |
| 7.1 主要结论及认识 |
| 7.2 后续工作展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 |
| 作者简介及在学期间发表的学术论文与研究成果 |
（5）南海神狐海域水合物钻探区钙质超微化石生物地层与沉积速率（论文提纲范文）
| 1 取样与方法 |
| 1.1 钻孔位置和取样 |
| 1.2 样品制作和分析方法 |
| 1.3 年代地层学划分依据 |
| 2 钙质超微化石年代地层学结果 |
| 2.1 钙质超微化石事件记录及说明 |
| 2.2 地层划分和对比 |
| 上中新统 (Late Miocene) |
| 上新统 (Pliocene) |
| 更新统 (Pleistocene) |
| 3 水合物储层的地层年代与沉积速率 |
| 3.1 水合物储层地层年代 |
| 3.2 沉积速率变化及特征 |
| 3.3 沉积速率对比及其与水合物成藏关系 |
| 4 结论 |
（6）塔里木盆地西部古近纪钙质超微浮游生物及其对古新世—始新世极热事件（PETM）的响应（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题背景和项目依托 |
| 1.2 研究思路 |
| 1.3 研究方法 |
| 1.3.1 微体古生物学研究方法 |
| 1.3.1.1 钙质超微化石研究方法 |
| 1.3.1.2 有孔虫化石研究方法 |
| 1.3.2 碳、氧稳定同位素和沉积学研究方法 |
| 1.4 完成工作量 |
| 第二章 研究现状 |
| 2.1 钙质超微化石的研究现状 |
| 研究历史 |
| 颗石藻的结构 |
| 颗石藻的生态分布 |
| 光强度和光周期对颗石藻的影响 |
| 营养 |
| 温度 |
| 盐度 |
| 颗石藻的生命周期 |
| 颗石藻对生态系统的影响 |
| 2.2 钙质超微生物地层学的发展 |
| 2.3 古新世—始新世全球极热事件(PETM) |
| 2.3.1 PETM事件的研究进展 |
| 2.3.2 PETM事件的沉积学反映 |
| 2.3.3 PETM事件的生物学反映 |
| 2.4 古新世—始新世界线 |
| 第三章 区域地质概况 |
| 3.1 塔里木盆地区域地质背景 |
| 3.2 塔里木盆地古近纪地层特征 |
| 3.3 研究剖面 |
| 第四章 研究结果 |
| 4.1 碳、氧稳定同位素分析 |
| 4.2 钙质超微生物地层组合及特征 |
| 4.3 浮游有孔虫化石组合及特征 |
| 4.4 粘土矿物分析 |
| 第五章 讨论 |
| 5.1 钙质超微化石种群的反转 |
| 5.2 粘土矿物组成及其对古气候的响应 |
| 5.3 齐姆根组时代归属及古新统—始新统界线 |
| 5.4 与全球其他地区PETM记录的对比 |
| 5.5 PETM期间的塔里木盆地古气候 |
| 第六章 结语 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 存在问题 |
| 第七章 化石属种描述 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 图版说明 |
| 图版 |
| 附录 |
（7）冲绳海槽晚更新世以来古海洋环境演化的若干特征（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| 英文摘要 |
| 第一章 绪言 |
| 1.1 古海洋学研究历史与现状 |
| 1.2中国古海洋学的发展史 |
| 1.3钙质超微化石的研究与进展 |
| 1.3.1 钙质超微化石研究简史 |
| 1.3.2 中国钙质超微化石研究的兴起和进展 |
| 1.4论文选题目的、意义及工作情况 |
| 第二章 区域地质概况、水文特征及研究背景 |
| 2.1 区域地质概况 |
| 2.2 区域水文特征 |
| 2.3 区域研究背景 |
| 第三章 研究材料与方法 |
| 3.1 研究材料 |
| 3.2 研究方法 |
| 3.2.1 钙质超微化石分析 |
| 3.2.2 底栖有孔虫分析 |
| 3.2.3 氧碳同位素分析 |
| 3.2.4 AMS14C测年和年代校正 |
| 3.2.5 研究中使用的生物统计学概念 |
| 3.3钙质超微化石定量研究方法 |
| 3.3.1 研究方法概述 |
| 3.3.2 主要方法评述 |
| 3.3.3 本研究使用的方法及可行性 |
| 3.3.4 Gephyrocapsa属的形态划分 |
| 第四章 氧碳同位素分析在古海洋学中的应用 |
| 4.1 氧同位素研究简史 |
| 4.2 浮游有孔虫氧碳同位素研究若干问题的探讨 |
| 4.3 问题与展望 |
| 第五章 表层沉积物中钙质超微化石的分布 |
| 5.1 北部区 |
| 5.2 南部区 |
| 5.3 钙质超微化石组合 |
| 5.4 多样性和分异度 |
| 5.5 环境控制因素初探 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 冲绳海槽古环境演化的若干特征 |
| 6.1 年代模型的建立 |
| 6.2 冲绳海槽的沉积速率 |
| 6.3 晚第四纪微体化石群落分布特征 |
| 6.3.1 钙质超微化石的分布特征 |
| 6.3.2 底栖有孔虫的分布特征 |
| 6.3.3 碳酸盐溶解作用对微体化石分布的影响 |
| 6.4 表层海水古环境和古气候事件 |
| 6.5 深层水团变迁 |
| 6.6 小结 |
| 第七章 结论 |
| 参考文献 |
| 附录1钙质超微化石属种描述 |
| 附录2图表名录 |
| 附录3发表文章 |
| 附录4图版及说明 |
（8）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 |
（9）西藏南部海相侏罗纪—白垩纪界线地层（论文提纲范文）
| 1 绪论 |
| 1.1 研究意义及选题依据 |
| 1.1.1 研究意义 |
| 1.1.2 选题的依据 |
| 1.2 国内外研究现状及存在主要问题 |
| 1.2.1 国外研究现状 |
| 1.2.2 国内研究现状 |
| 1.2.3 存在主要问题 |
| 1.3 研究思路 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.3.3 实验室工作方案和技术路线 |
| 1.3.4 预期研究成果 |
| 1.4 本次研究工作概况 |
| 2 区域地质概况 |
| 2.1 研究区交通位置及自然地理概况 |
| 2.2 区域地质构造背景 |
| 2.3 研究区地层分区概况 |
| 2.3.1 北喜马拉雅地层分区 |
| 2.3.2 康马—隆子地层分区 |
| 2.4 西藏特提斯晚侏罗世—早白垩世古海洋演化 |
| 2.4.1 边缘快速热沉降阶段 |
| 2.4.2 衰减式成熟被动大陆边缘阶段 |
| 3 岩石地层学研究 |
| 3.1 主要剖面描述 |
| 3.1.1 江孜县甲不拉剖面 |
| 3.1.2 江孜县甲不拉沟口剖面 |
| 3.1.3 浪卡子县卡东剖面 |
| 3.1.4 浪卡子县林西剖面 |
| 3.2 岩石地层 |
| 3.2.1 北喜马拉雅地层分区 |
| 3.2.2 康马-隆子地层分区 |
| 4 生物地层学研究 |
| 4.1 钙质超微生物地层 |
| 4.1.1 钙质超微化石的特征 |
| 4.1.2 钙质超微化石的地层意义 |
| 4.1.3 侏罗系—白垩系界线时期钙质超微生物地层特征 |
| 4.1.4 藏南侏罗纪-白垩纪界线时期钙质超微生物 |
| 4.2 菊石生物地层 |
| 4.2.1 侏罗系—白垩系界线时期菊石生物地层特征 |
| 4.2.2 西藏特提斯菊石生物地层特征 |
| 4.2.3 研究区菊石生物地层 |
| 4.3 双壳类生物地层 |
| 4.3.1 侏罗系-白垩系双壳类生物地层特征 |
| 4.3.2 研究区界线时期双壳类生物地层特征 |
| 5 层序地层学研究 |
| 5.1 藏南特提斯早白垩世层序地层 |
| 5.1.1 北喜马拉雅地层分区 |
| 5.1.2 康马—隆子地层分区 |
| 5.2 研究区晚侏罗世-早白垩世层序地层分析 |
| 5.2.1 江孜县甲不拉剖面层序地层 |
| 5.2.2 浪卡子县卡东剖面层序地层 |
| 6 西藏南部侏罗—白垩纪界线的确定 |
| 6.1 侏罗—白垩纪界线的讨论 |
| 6.1.1 地层界线划分的原则和方法 |
| 6.1.2 国际侏罗系—白垩系界线的划分 |
| 6.1.3 西藏南部侏罗系-白垩系界线的划分 |
| 6.2 桑秀组英安岩锆石 SHRIMP 年龄 |
| 6.2.1 日莫瓦剖面桑秀组英安岩锆石 SHRIMP 年龄 |
| 6.2.2 卡东剖面桑秀组安山岩锆石 SHRIMP 年龄 |
| 6.3 与全球标准界线的对比 |
| 6.4 与中国陆相侏罗系—白垩系界线地层的对比 |
| 6.4.1 松辽盆地 |
| 6.4.2 冀北滦平盆地 |
| 6.4.3 辽西地区系列盆地 |
| 7 西藏南部侏罗-白垩纪过渡时期的沉积相与沉积环境 |
| 7.1 岩石学特征 |
| 7.1.1 卡东剖面岩石学特征 |
| 7.1.2 卡东达拉剖面岩石学特征 |
| 7.2 沉积相标志与相序组合特征 |
| 7.2.1 界线附近沉积构造特征 |
| 7.2.2 沉积相与沉积环境 |
| 8 化石属种描述 |
| 9 结束语 |
| 9.1 主要结论 |
| 9.2 存在和有待解决的问题 |
| 9.2.1 存在的问题 |
| 9.2.2 进一步要做的工作 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 图版说明 |
| 图版 |
| 个人简历、在学期间发表的论文及完成的科研项目 |
四、扫描电镜鉴定和研究钙质超微化石（论文参考文献）
- [1]南海东北部陆坡天然气水合物钻探区生物地层与沉积速率[J]. 陈芳,庄畅,周洋,苏新,段虓,刘广虎,吴聪,荆夏. 地球科学, 2016(03)
- [2]藏南江孜地区早白垩世甲不拉组钙质超微化石的特征及其地层意义[J]. 高莲凤,张振国,姚纪明,左文喆,马亚杰,张鹏,万晓樵. 地质通报, 2012(06)
- [3]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)
- [4]西藏白垩纪-古近纪生物地层特征及其对古地理、古海洋演化的约束[D]. 王天洋. 中国地质大学(北京), 2020(01)
- [5]南海神狐海域水合物钻探区钙质超微化石生物地层与沉积速率[J]. 陈芳,苏新,周洋. 地球科学(中国地质大学学报), 2013(01)
- [6]塔里木盆地西部古近纪钙质超微浮游生物及其对古新世—始新世极热事件（PETM）的响应[D]. 曹文心. 中国地质大学(北京), 2018(08)
- [7]冲绳海槽晚更新世以来古海洋环境演化的若干特征[D]. 曹奇原. 中国科学院研究生院（海洋研究所）, 2002(01)
- [8]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
- [9]西藏南部海相侏罗纪—白垩纪界线地层[D]. 高莲凤. 中国地质大学（北京）, 2006(08)
- [10]珠江口盆地上第三系钙质超微化石[J]. 段威武. 古生物学报, 1985(01)