一、Paleosols and climates in the quaternary of south America（论文文献综述）
贺陆胜[1]（2021）在《兰州盆地新生代古土壤元素地球化学特征与气候演化》文中进行了进一步梳理新生代是地球表层系统发生深刻变化的重要时期,兰州盆地是连接我国东部季风区、西北干旱区和青藏高寒区的重要枢纽,对气候变化十分敏感。本文以兰州盆地对亭沟剖面西柳沟组、野狐城组和咸水河组红层沉积为研究对象,根据根迹、土壤层次和土壤结构等特征识别出红层沉积为古土壤,其类型为饱和冲积土、钙质干旱土、漠境土、石膏始成土、饱和始成土和典型淋溶土,并用R型因子分析验证了野外识别古土壤类型的正确性。在此基础上,应用Rb/Sr比值和Si O2/（Al2O3+Fe2O3）比值等元素地球化学指标分析了兰州盆地始新世早期至中新世中期的气候事件,并与该时期全球气候事件进行对比,得出结论如下:（1）早始新世初期（～55-54 Ma）,古土壤Si O2/（Al2O3+Fe2O3）比值逐渐降低,Rb/Sr比值逐渐升高,风化成壤作用增强,古温度（MAT）维持在较高水平（～11.0℃）,古降雨量（MAP）达到786-602 mm,为气候适宜期（EECO）,在早始新世初期温暖的气候条件下,研究区形成了饱和冲积土和钙质干旱土。（2）始新世中期至渐新世初期（～46-33 Ma）,Si O2/（Al2O3+Fe2O3）比值升高,Rb/Sr比值显着降低,MAP降低至412-401 mm,MAT达到最低值（8.8-8.4℃）,在渐新世冰期（Oi-1 Glaciation）形成了石膏始成土和漠境土。（3）晚渐新世末期（～29-26 Ma）,Si O2/（Al2O3+Fe2O3）比值降低,Rb/Sr比值升高,MAP和MAT升高（720-643 mm,10.5-9.9℃）,为暖期（LOW）气候,形成了饱和冲积土。（4）早中新世初期（～24-23 Ma）,Si O2/（Al2O3+Fe2O3）比值升高,Rb/Sr比值显着降低,对应于中新世冰期（Mi-1 Glaciation）;早中新世中期（～20 Ma）,Si O2/（Al2O3+Fe2O3）比值降低,Rb/Sr比值升高,MAP略有增加（697-530 mm）,MAT增加至11.4-11.1℃,气候温暖干旱。（5）中新世中期（～16-15 Ma）,Si O2/（Al2O3+Fe2O3）和Rb/Sr比值最高,MAT和MAP也达到最高值（13.0℃,961 mm）,为气候适宜期（MMCO）,形成了典型淋溶土,此后气候变干,形成了钙质干旱土。最后,探讨了青藏高原隆起、南极冰盖扩张和我国行星风系的变化对兰州盆地古气候的影响。本文为揭示始新世早期至中新世中期气候事件和青藏高原东北缘隆升对兰州盆地古气候的影响提供了新思路。
卢佳仪[2]（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》文中研究指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。
李德晖[3]（2020）在《中国温带草原植硅体-植被关系及晚冰期以来草甸草原古植被定量重建》文中研究说明草原生态系统对全球变化的响应十分敏感,重建我国温带草原古植被动态对了解欧亚草原带的古植被面貌及其对古气候变化的响应具有重要意义。本文利用植硅体作为植被代用指标,在对中国温带草原三种不同草原类型的7种针茅属建群种植物、157个典型群落及154个表土样品进行了详细的植硅体形态特征、植硅体组合特征研究后,通过构建转换函数得到我国温带草原植硅体-植被定量关系,并将该关系应用于草甸草原傲根山（AGS）风沙–古土壤序列的植硅体组合（68个）中,以期实现晚冰期以来草甸草原的古植被定量重建。此外,本文还分析了傲根山剖面的理化指标（粒度,69个;有机质含量,69个;碳酸盐含量,69个）以获得晚冰期以来草甸草原的气候变化过程。最后,本文结合晚冰期以来草甸草原植被动态与气候变化趋势,验证了所得植硅体–植被定量关系（转换函数）及其重建结果的可靠性。本文得到的主要结论如下:（1）7种针茅属植物共产生13种植硅体类型,且短细胞植硅体均为C3植硅体类型,除沙生针茅以刺棒型为优势类型外,其余6种针茅属植物的优势类型均为平顶帽型。适应于干旱气候的小针茅、短花针茅、沙生针茅以及戈壁针茅产生了较多刺状纹饰植硅体。157个典型群落及154个表土样品产生的植硅体类型差别不大,植硅体组合均以平顶帽型为优势,变化范围分别为3042%和2741%。不同草原类型群落植硅体组合有差别,草甸草原含有更多的鞍型和硅质突起,荒漠草原含有更多的刺帽型和刺棒型。由于典型草原处于生态过渡位置,群落植硅体组合中各植硅体类型含量基本介于两者之间。表土植硅体组合中,弱齿型、简单哑铃型、针茅哑铃型、刺帽型以及刺棒型适应于较干旱的环境,且在典型草原和荒漠草原含量相对较高。植硅体组合的差异性是进一步使用半定量方法进行判别分析及构建植硅体指数的重要依据。（2）群落与表土样品提取的植硅体共鉴定出35种共有型和1种非共有型——拼图状,且该形态只出现于表土。利用判别分析,群落植硅体组合与表土植硅体组合均能较好地判别不同草原类型,总判别正确率分别为82.2%和89.0%。此外,群落植硅体组合与表土植硅体组合还能进一步识别群落类型:草甸草原中的灌丛群落、非禾草群落、C3禾草群落以及C4禾草群落能够以较高的正确率被识别,判别总正确率分别为96.4%和89.3%;典型草原不同C3禾草群落类型的判别总正确率分别为90%和91.7%。在我国温带草原植硅体-植被关系研究中,判别分析是有效的半定量方法,这对开展植硅体–植被定量关系研究具有参考意义。（3）在我国温带草原区,Ic指数（气候指数）的高值和Iw指数（温暖指数）的低值均指示相对寒冷的气候条件,且两者呈显着负相关关系,这表明两者适用于我国温带草原区。Iph指数（干旱指数）和Fs指数（水分胁迫指数）由于缺少与计算过程相关的植硅体类型而在我国温带草原区不具有适用性。因此,本文结合我国温带草原区植硅体组合特征和具有生态意义的植硅体类型,提出了能够指示干旱程度的Id指数。Id指数的高值指示相对干旱的环境,反之则趋向于湿润环境。三种植硅体指数相互配合使用时,对气候条件具有指示作用,从而为我国温带草原植硅体–植被关系的确定提供辅助性证据。（4）本文在对比群落和表土植硅体的数量关系之后,通过联合指数、超代表性指数、低代表性指数、相似系数、相关系数以及R值确定了我国温带草原表土植硅体的四种代表性类型:超代表性植硅体类型、适中代表性植硅体类型、低代表性植硅体类型以及特殊类型。对比校正前与校正后所得的表土植硅体-群落特征变量转换函数的预测误差,可以认为R值对表土植硅体代表性偏差能够起到一定程度的校正作用。通过WA-PLS方法构建的我国温带草原表土植硅体–总盖度、表土植硅体–总生物量、表土植硅体–C3禾草盖度、表土植硅体–C4禾草盖度转换函数结果较可信(RMSEP总盖度=13.82,R2boot=0.76;RMSEP总生物量=187.24,R2boot=0.48;RMSEPC3禾草盖度=19.60,R2boot=0.24;RMSEPC4禾草盖度=12.25,R2boot=0.42)。我国温带草原区植硅体–植被定量关系的建立对重建高精度的温带草原古植被面貌具有重要意义,同时也为植硅体–古植被定量重建研究提供了新思路。（5）基于已获得的植硅体–植被关系,本文定量重建了我国温带草甸草原晚冰期以来的植被面貌。本文首先确定晚冰期以来AGS剖面所反映的植被类型为草甸草原,群落类型以C3禾草群落与C4禾草群落为主,且发生过若干次C3/C4的更替。晚冰期以来,我国温带草甸草原总盖度在5482%的范围内波动,平均值为69.18%;总生物量平均值为412g,变化范围为314469g;C3禾草盖度均值为25.15%,变化区间为1139%;C4禾草盖度均值27.07%,范围介于1151%。植被面貌的动态变化过程为:较稀疏的C4禾草群落–稀疏的C3禾草群落–繁茂的C4禾草群落–较繁茂的C3禾草群落。与此同时,同一剖面的粒度特征、有机质含量、碳酸盐含量反演的气候变化过程吻合于上述植被演替序列。此外,草甸草原古植被面貌对地质历史时期的气候突变事件也有所反映。多指标之间的一致性证明本文所得的转换函数应用于我国温带草原古植被重建是可行的,且重建结果较可信,本文研究结果为草原古植被研究提供了基础资料。
林杰[4]（2020）在《叶蜡烷烃单体同位素对青藏高原中-晚新生代古地形和古环境的约束》文中认为青藏高原隆升和生长是新生代以来最重要的地质事件之一,对区域和全球气候产生了深远影响。重建青藏高原古高程及古地形演化可以有效约束高原隆升历史,而高原内部新生代地层则可以记录区域和全球环境变化。因此,在青藏高原相关新生代沉积盆地开展古高程和古环境的研究具有重要的意义。然而,青藏高原的古高程和古环境研究仍存在不足:（1）定量古高程研究在高原南部开展较为深入,而高原腹地的中北部研究较少且存在较大分歧;（2）古环境研究大多数集中在高原东北部边缘,而高原南部较少且缺乏有力的环境指示的指标。针对上述问题,本文通过叶蜡烷烃单体同位素,在青藏高原腹地和南部分别开展了古高程和古环境演化的研究。与以往传统的碳酸盐岩碳氧同位素相比,叶蜡烷烃来源相对单一,在沉积物中广泛分布,受成岩作用影响较小。本文首先将物源分析与叶蜡烷烃氢同位素相结合,对青藏高原中北部可可西里盆地晚始新世-渐新世古地形特征进行约束。沉积学和碎屑锆石U-Pb年龄对比分析表明,雅西错群的主要物源区为北羌塘地体。利用从雅西错群中提取的叶蜡烷烃氢同位素信号,重建古大气降水同位素特征,并计算得到～3800m的古高程。现代恒河、亚马逊河和刚果河的研究表明,河流沉积物的有机氢同位素代表的是流域的同位素特征,因此,雅西错群叶蜡烷烃氢同位素代表了源区的高程特征,即北羌塘地体的高海拔。孢粉化石研究表明,晚始新世可可西里盆地本身古高程小于2 km,说明原西藏高原北部边界存在大的地形高差。其次,将叶蜡烷烃单体同位素与碳酸盐岩和总有机碳同位素应用于青藏高原西南部札达盆地的古环境研究。札达盆地充填了一套厚约800m的晚新生代陆相沉积,记录了盆地晚中新世以来的环境变化。总有机碳和碳酸盐岩同位素的变化与该盆地沉积环境的转变一致,即在～5.5 Ma出现明显正偏,但是烷烃氢同位素没有出现相似的变化趋势。叶蜡烷烃氢同位素出现明显的波动,且与叶蜡烷烃单体碳同位素协同变化,共同指示了盆地降水量的变化。由于札达盆地位于南亚季风的北部边界,盆地降水量的变化指示了南亚季风的强弱变化。札达盆地叶蜡烷烃同位素可与全球底栖有孔虫氧同位素对比,且盆地沉积具有明显的100 kyr周期,表明全球冰量变化是晚中新世-早上新世南亚季风演化的主要驱动力。
杜楠[5]（2020）在《云南禄丰石灰坝地点古猿生活环境重建》文中指出全球气候变化、以及人类及其他生物对气候变化的响应研究,已经成为世界性的热点问题。评估当今人类发展与地球生态系统的现状和所面临的挑战,需要对生命与环境之间的相互影响、尤其是地质历史中重大环境变化产生的原因和过程等问题进行探究。云南高原地处青藏高原东南缘,对青藏高原的隆升以及气候变化的响应十分敏感,是研究古地貌和古气候的理想区域,同时云南还因产出丰富的古猿及古人类化石成为探讨人类起源地的热点地区。生存于距今约8 Ma的人科早期成员——禄丰古猿（Lufengpithecus lufengensis Xu et al.,1978）,发现于滇中地区的禄丰石灰坝,是研究早期人类起源与演化的关键材料。探索禄丰古猿与环境演变的关系,有利于进一步了解人类起源与演化的环境影响因素,为重大地史转折期生物与环境的耦合过程和机制研究提供基础数据。基于此,本论文选取滇中禄丰地区为研究区,在石灰坝禄丰古猿化石遗址点进行科学钻探,获取一系列沉积连续稳定的钻孔岩芯。针对典型钻孔LF1805和LF1807沉积物进行沉积相分析及粒度、元素地球化学和黏土矿物等古环境替代指标的综合分析,重建禄丰古猿生活前、生活时和生活后的环境演化过程,探讨了环境变化对禄丰古猿演化的可能影响,得出以下结论:（1）禄丰古猿生活以前:禄丰地区是一个滇中山间洼地,附近有湖泊,地势低矮,气候以温暖少雨为主,后期出现短暂的暖湿时期,末期趋于干冷。湖泊面积、水位和沉积动力条件均随着气候的干湿变化而变化,前期、后期为深水弱动力条件,中期为浅水强动力条件,末期气候变得十分干冷,湖泊退缩,水位下降,沉积环境转变为湖滨亚相。（2）禄丰古猿生活时期:禄丰地区沉积环境由强动力作用的浅水湖泊沉积向弱动力作用的沼泽转变,最后保持在较稳定的静水环境。总体气候由温暖湿润向寒冷干旱转变。前期,寒冷干旱与相对温暖湿润气候交替出现,此时,禄丰古猿在此繁盛发展。后期趋于寒冷干旱,这样的气候条件可能使禄丰古猿的食物来源减少,为获取更丰富的食物资源,禄丰古猿开始营地栖生活,地栖生活可能为禄丰古猿的直立行走提供了条件。（3）禄丰古猿生活之后:受青藏高原隆升和全球性气候变化的影响,禄丰地区气候进一步变冷变干。湖泊退缩,陆地开始出现。食物和水源的减少,可能导致了禄丰古猿的灭绝或迁移。
达佳伟[6]（2020）在《基于黄土高原成壤碳酸盐的古大气二氧化碳浓度定量重建研究》文中研究指明大气CO2是全球气候变化的重要驱动因子。工业革命以来,人类活动导致以大气CO2为代表的温室气体浓度持续攀升,远超过去80万年大气CO2浓度（p CO2）的变化范围（180-280 ppm）。相比于器测记录,古气候记录可以提供更长时间尺度上地球系统对各个驱动因子的响应信息,帮助改善气候模型,使其更好地预测未来全球气候变化。晚新生代板块构造等边界条件与现今类似,同时已有的p CO2重建记录与现今水平相似,被视作理想的气候类比期。然而,该时期的p CO2重建记录主要基于海洋沉积物指标,且不同指标的重建结果存在明显差异,影响到大气CO2含量变化机制及其古气候效应的理解。古土壤CO2气压计基于成壤过程中形成的次生碳酸盐（成壤碳酸盐）,被广泛应用于各个地质历史时期的p CO2重建工作中。然而,由于土壤呼吸作用产生的CO2浓度（S（z））这一关键参数一直缺乏有效的限定方法,气压计方法存在着较大误差。我国黄土高原风尘堆积序列中广泛分布有成壤碳酸盐。黄土高原成壤碳酸盐δ13C记录在过去主要被用来重建C4植被及东亚夏季风演化历史。然而已有的成壤碳酸盐与有机质δ13C记录显示,二者时空分布存在差异,暗示了大气CO2对研究区成壤碳酸盐δ13C值的潜在影响。本研究通过对黄土高原现代土壤观测和古土壤δ13C记录的系统调查,结合多种矿物学地球化学手段,定量评估了成壤碳酸盐δ13C值受控因素。在此基础上,本研究通过建立古土壤S（z）定量模型降低了气压计方法误差,并开展了古大气CO2浓度定量重建工作。本次研究得到以下主要成果与结论:1)传统气压计方法采用钙结核作为研究对象。然而,由于黄土中钙结核形成深度大,且在古土壤序列中不连续分布,无法进行高精度古气候重建。本文首次选取不含白云石的古土壤全岩碳酸盐样品作为研究对象。这类全岩样品中的细颗粒碳酸盐以针簇状方解石为主要形态,属于典型成壤碳酸盐。其形成深度浅,在古土壤序列中连续分布,是重建连续古大气CO2记录的理想材料。2)黄土高原古土壤成壤碳酸盐与有机质δ13C值的时空分布差异广泛存在,暗示了成壤碳酸盐δ13C值并不仅仅受控于区域植被类型。现代土壤CO2观测数据与古土壤δ13C记录的结果表明,在黄土高原干旱-半干旱气候条件下,较低的土壤生产力（低S（z）水平）导致大气CO2在土壤中的相对占比升高,对成壤碳酸盐δ13C值产生重要影响。基于土壤CO2两端元混合模型的计算结果显示,大气CO2在成壤碳酸盐形成时期的土壤CO2系统中占据重要比例（10-50%）。3)黄土高原地区现代土壤CO2通量数据与降水量呈现显着相关性,暗示了研究区S（z）主要受控于夏季风降水强度。过去80万年间冰期古土壤全岩磁化率值与土壤S（z）水平也存在显着相关性。运用磁化率-S（z）模型可以有效限定古土壤S（z）值,降低古土壤CO2气压计方法误差。4)基于磁化率-S（z）模型与早更新世古土壤样品,本研究进一步使用古土壤CO2气压计方程估算了早更新世间冰期大气CO2浓度。结果显示早更新世p CO2整体处于180-300 ppm之间,与最近发表的南极早更新世“蓝冰”冰芯p CO2记录相近,表明更新世以来全球气候系统一直在低大气CO2水平下运行。
陆浩[7]（2020）在《中纬度亚洲黄土记录的MIS-13古气候空间差异及其影响机制研究》文中研究说明第四纪大冰期以来全球经历了两次重要的气候转型。第一次是主要发生在0.9 Ma BP左右的中更新世转型（MPT）或者中更新世革命（MPR）,以全球冰量增加,气候变化的主导周期由41 ka转变为100 ka为特点;第二次是发生在深海氧同位素阶段（MIS）12和MIS-11之间,大约430 ka BP的中布容事件（MBE）。这次事件以全球冰量进一步增加,大幅度的冰期-间冰期波动,全球范围内碳酸盐加剧溶解为特点。然而,与MBE之后的间冰期相比,有着低幅度冰量变化的MPT和MBE之间的时段,全球气候演化状况还并不清楚。中纬度亚洲内陆广泛分布着第四纪黄土-古土壤序列,这些序列记录着丰富的古气候信息,并使之能与深海氧同位素和极地冰芯记录相对比。在中国黄土高原,S5古土壤层（俗称红三条）发育着三层亚古土壤层（S5-1、S5-2、S5-3）,异常高的磁化率显示S5-1古土壤层（对应着深海氧同位素（MIS）13,大约发生在500 ka BP左右,是古气候演化的特殊时期）经历了过去800 ka以来最强烈的风化成壤,有可能指示着异常强盛的东亚夏季风。这似乎与深海氧同位素和南极冰芯记录的较冷的间冰期相矛盾。虽然,已有研究者提出异常强盛的东亚夏季风可以发生在相对冷的间冰期的观点,但仍需更多的证据支持。与此同时,S5-1古土壤发育强度的区域差异也可能存在。有研究发现,黄土高原西部S5-1的土壤发育相对较弱,而S4（对应MIS-11）则发育强烈;明显区别于黄土高原中部和东部的黄土序列。这种差异是由大气环流格局导致还是由土壤长时间成壤导致?依然存在争论。相对于黄土高原,中亚黄土古气候的研究相对较少,该地区气候状况常年受西风环流控制很可能与季风区表现出不一样的土壤发育状况。因此,我们会产生疑问,MIS-13古气候状况是否存在空间差异?如果存在,那么产生这种差异的影响机制又是什么?为了理解这些问题,本研究采集受东亚季风影响的黄土高原中部西峰剖面和受西风影响的中亚塔吉克斯坦Darai Kalon（DK）两个剖面,并在全球收集已发表文献中涉及MIS-13或S5-1古土壤的多种类的指标记录为研究材料。利用轨道调谐方法获取年代序列,以磁学参数、粒度和色度等为古气候代用指标,并结合LOVECLIM气候模型去解释驱动机制,获得的主要结论如下:（1）通过调查黄土高原中部西峰剖面S5-1古土壤含铁矿物的属性,结果展示S5-1古土壤的磁性增强是强于其它古土壤层,这种增强主要由于成壤产生的细粒亚铁磁性矿物所导致的。长时间的成壤并不是导致S5-1古土壤磁化率增加或者MIS-13土壤强烈发育的主要因素。成壤赤铁矿和针铁矿变化以及随磁性增强的比例,指示着S5-1古土壤发育在异常湿润的环境。（2）黄土高原收集的指标记录显示在黄土高原中东部和西部S5-1古土壤的发育强度是不同的。在黄土高原中部,与以前的研究结果一致,S5-1发育为最强的古土壤层。然而在黄土高原西部,S5-1发育较弱,而古土壤S4却发育最强。黄土记录的这种局地空间差异主要受控当时的大气环流控制。与MIS-11相比较,MIS-13期的东亚夏季风雨带并没有向黄土高原西部深入,而是更加偏北靠东。基于热带太平洋海表面温度（SST）记录,我们认为MIS-13东亚夏季风时间和空间的异常变化可能与一个强烈的拉尼娜（La Ni?a）或者类拉尼娜（La Ni?a-like）气候态有关。在如此的气候状况下,西太平洋副热带高压（WPSH）变弱并向东北撤退,导致了中国北方中东部获得更多的降水,而西北内陆获得较少的降水量。（3）本研究使用了磁学指标、粒度和亮度等多个代用指标,研究中亚塔吉克斯坦黄土-古土壤序列中的土壤发育状况,并探讨MIS-13古气候状况及其影响机制。磁学结果支持了气候是引起土壤磁化率增强的主要因素,粗粒径（>25?m）含量可以被用来指示低空大气环流强度。磁学参数、亮度和粒度记录了弱发育的S5-1古土壤,指示当时气候以相对温暖、干旱的环境和弱的表面风状态为特征;以及强烈发育的S3（对应着MIS-9）古土壤,指示当时气候以相对温暖、湿润的环境和不稳定的表面风状态为特征。通过对比印度夏季指数,我们认为MIS-13较低大气温室气体浓度也许造成了较低的南半球高纬度温度,并最终通过大气循环过程导致印度夏季风增强、扩展,相应的副热带高压和西风环流也向北扩展,而中亚塔吉克斯坦地区正好受到靠北的副热带高压的控制,气候长期炎热、干燥,才使得古土壤S5-1发育较弱。（4）结合模拟结果对比MIS-13与MIS-9中纬度中东亚的古环境状况发现,在太阳辐射和温室气体的联合影响下,黄土高原与中亚塔吉克斯坦湿度状况与我们指标记录较为一致。进一步对比全球其它区域陆地的地质记录发现,MIS-13相比其以后的间冰期:在北半球,除了亚洲季风区以外,以40?N为界限,40?N到20?N之间的亚热带和暖温带地区大部分指标记录指示着干旱的环境,而40?N以北的区域几乎所有的地质记录指示着温暖、湿润的环境,20?N以南的热带地区又显示出温暖、湿润的环境。而南半球从中纬度副热带（40?S-20?S）和低纬度热带地区（20?S-0?）均显示MIS-13与以后的间冰期相比是相对干的时期。通过对比MIS-13和MIS-9两个时期不同海洋钻孔记录的SST最大值,却发现MIS-13相比MIS-9在不同区域SST状况也存在着差异。本文将气候模拟结果与全球地质记录相联系去解释产生MIS-13古气候空间差异可能的驱动与反馈机制。MIS-13古气候空间差异是由外部驱动因素和气候系统内部反馈共同造成的。具体来说:一方面,由于MIS-13北半球高纬度夏季能够获得比南半球高纬度夏季更多的太阳辐射,再加上较低的温室气体浓度容易造成冷的南半球和相对偏暖的北半球,即南北半球气候的不对称,这种不对称可能会造成不同气候带的向北移动。由此而造成南半球陆地不同的地质记录指示了MIS-13较为干旱的环境。而在北半球由于赤道热带辐合带（ITCZ）的北移使得热带季风区普遍发育着强盛的夏季风。这种北移也会增强北大西洋经向翻转流（AMOC）,使得南半球更多的热量输送到北半球高纬度,进一步加剧了半球间的气候不对称。与此同时,也会引起热带东西太平洋海表温度（SST）产生异常,并产生一个强盛的类拉尼娜（La-Ni?a-like）气候态。这种强盛的La-Ni?a-like气候态会造成西太平洋副高（WPSH）位置和强度的异常。另一方面,这种外部驱动因素的配置,会引起北半球高低纬之间的径向温度梯度增大,由此造成中纬度西风环流增强、偏北,在北大西洋形成类似于正相位北大西洋涛动（NAO）的气候态。与此同时,正向相位的NAO可能会促进大西洋表层海水流的向北输送,从而进一步增强AMOC,增强的AMOC会进一步增强热带太平洋La-Ni?a-like的气候态。反过来,这种La-Ni?a-like的气候态通过大气遥相关又进一步促进正相位的NAO。正是这样一种正反馈机制造成了MIS-13中纬度亚洲古气候的空间差异。
马振华[8]（2020）在《晚中新世以来祁连山东段层状地貌及水系演化》文中研究说明青藏高原的形成是地球历史上最重大的地质事件之一。印度板块与欧亚板块的碰撞以及印度板块向北的持续楔入作用对整个亚洲大陆的地貌、水系格局产生了重大影响。青藏高原的形成与隆起过程中形成了一系列以夷平面、河流阶地为代表的层状地貌面,这些层状地貌面不仅记录了丰富的区域地貌演化信息（是重建地貌发育、演化过程的良好载体）,而且层状地貌面具有分布面积广、高度相对稳定等特点,能为确定高原的隆升时间和幅度提供证据。同时河流系统是层状地貌面形成的主要外营力,且河流系统是对构造-气候变化响应非常敏感的地貌单元,因此水系演化研究是地表过程-构造-气候之间的耦合研究的理想切入点。祁连山作为青藏高原北部边界,是高原隆升扩展研究的关键区域,祁连山东段夷平面、河流阶地等层状地貌面序列完整、分布广泛、保存较好,是重建区域地貌演化与隆升历史、探讨水系演化与构造-气候耦合的理想材料。尽管该区域的层状地貌及水系演化研究历史悠久,成果丰富,但是缺乏对完整层状地貌序列的年代学约束,对于水系格局演化过程缺乏系统研究。因此,本文选择祁连山东段达坂山夷平面及区域内大通河和湟水阶地为研究对象,在详尽的野外调查基础上,通过对达坂山夷平面上覆新生代沉积物两个平行钻探岩芯的沉积学和年代学研究,以及区域内大通河和湟水阶地序列、年代学及物源等综合分析,建立了祁连山东段多级层状地貌面的年代框架,重建了区内大通河、湟水的物源变化,探讨了祁连山东段晚新生代以来构造-地貌-水系演化过程以及水系演化对构造-气候的耦合响应。获得以下主要结论和成果:（1）祁连山东端达坂山夷平面厚层风化壳上覆沉积物于8.1–7.5 Ma开始接受河流环境沉积,6.7–6.4 Ma开始堆积风成红粘土,表明8 Ma以前祁连山东端达坂山地区经历了较长时间构造相对稳定的夷平时期,达坂山夷平面于8 Ma停止发育,6.5 Ma加速隆升。根据由夷平面、河流阶地构成的完整层状地貌面序列的高程及年代框架,重建了6.5 Ma以来的区域下切速率历史,揭示祁连山东端达坂山地区晚中新世以来经历了阶段性加速隆升过程。而祁连山东端隆起时间晚于祁连山西段及中段,指示新近纪祁连山构造活动存在向东扩展过程。（2）大通河在下游八宝川盆地河桥段发育有8级阶地,其中最高阶地形成年代为1081 ka;大通河在中游门源盆地发育有5级阶地,其形成年代分别为424 ka（T5）、243 ka（T4）、130 ka（T3）、14 ka（T2）,T1形成于全新世;湟水在民和段发育有10级阶地,其形成年代分别为1405 ka（T10）、1081 ka（T9）、866 ka（T8）、621 ka（T7）、424 ka（T6）、337 ka（T5）、243 ka（T4）、130 ka（T3）、14 ka（T2）,T1形成于全新世。大通河河桥段阶地序列物源在T6与T5以及T3与T2之间发生了两次显着变化,指示1100 ka大通河主要流经下游白垩系及新生代红层区域,此后大通河不断溯源侵蚀,于620–420 ka贯通门源盆地,并在130–60 ka袭夺现今门源盆地以上流域。大通河流域数字地貌形态分析显示黑河与大通河分水岭一直向大通河一侧迁移,具有未来黑河袭夺大通河上游流域的趋势。湟水民和段T10以来阶地物源未发生明显变化,指示1400 ka之前湟水已切穿老鸦峡、溯源至湟水中上游地区,使古湟水东流。（3）湟水、大通河阶地的形成是构造-气候耦合作用的结果,气候变化决定了河流阶地的形成时间,而构造隆升为河流的长期下切提供了驱动力与空间,合适的地表隆升速率是阶地形成的必要条件。大通河及祁连山内其他河流的演化过程证明,更新世以来祁连山的不断隆升控制了大通河1100 ka以来纵向河不断发育的过程,当山体隆升速率大于横向河侵蚀速率时,将迫使河流偏转,纵向河发育;随着山体进一步隆升,由于与周边地形高差不断增大,增强了横向河的侵蚀能力,使得横向河切穿山体,袭夺纵向河。而气候变化决定了水系重组发生的时间,在暖湿的间冰期,降水的增多和大量冰雪融水加大了河流的侵蚀能力,促进了水系重组。
严怀玉[9]（2020）在《苟池孢粉记录的季风边缘区中全新世以来植被演替和气候变化特征》文中研究指明中全新世是全球气候变化研究特别关注的一个时期,这个时期内气候整体较现在温暖,是进行未来气候变暖情景预测研究的一个地质相似型,同时中全新世在温暖的气候背景下存在不稳定性,经历了若干次特征明显的气候突变事件,并对社会发展产生重要影响。本文选取位于季风边缘区的苟池盐湖GC15B钻孔湖泊沉积物为研究对象,利用AMS14C测年建立了年代-深度关系,对湖泊沉积物259个样品开展孢粉分析,并结合主成分分析等手段,重建了中全新世（8130 cal a BP）以来的植被演替过程和气候变化序列;另外通过与相关记录进行对比,探讨了我国东亚季风边缘区中全新世以来的气候变化历史及气候突变事件的响应,并对其驱动机制进行初步讨论。结果显示,苟池研究区沉积物中全新世来孢粉组合以草本花粉含量为主,其含量多高于90%,乔木花粉含量多低于10%,指示研究区植被类型以草原为主,气候总体偏干,但个别时段湿生草本花粉含量相对较高,存在明显湿润期。根据孢粉组合变化,可将区域总体环境特征分为三个时段:（1）中全新世早中期（8130-5320 cal a BP）:该段孢粉浓度为研究段最高,孢粉组合中以蒿属花粉为主,其含量多高于60%,湿生植物草本花粉和蕨类孢子含量均为研究段最大值,乔木花粉浓度达研究段最高,这表明研究区植被是以蒿为主的草原景观,湖泊周边多伴生蓼、莎草等湿生植物;A/C平均值为研究段最高,主成分分析中第一主成分轴得分值明显偏负,气候最为湿润,东亚夏季风（East Asian summer monsoon,EASM）处于强盛期。（2）中全新世末期-晚全新世早中期（5320-1490 cal a BP）:该段孢粉浓度有所降低,孢粉组合中除蒿属花粉为主以外,湿生植物花粉含量明显减少,藜科植物花粉含量有所增加,表明研究区植被仍是以蒿为主的草原环境,湿生草本植物面积减少,耐旱的藜科植物面积有所增加;A/C平均比值降低,第一主成分轴得分值逐渐偏正,EASM逐渐减弱,气候趋向干旱化;尤其2800 cal a BP之后耐旱藜科花粉含量骤升,第一主成分轴得分值明显偏正,干旱趋势明显加剧,EASM快速减弱。（3）晚全新世末期（1490 cal a BP-至今）:孢粉组合中藜科花粉含量升至研究段最高,表明研究区旱生草原面积明显扩张;该时段孢粉浓度达研究段最低,A/C比平均值继续下降,气候达研究段最为干旱期,EASM最弱。中全新世以来,区域气候和EASM的演化响应于北半球太阳辐射（Northern Hemisphere Solar Insation,NHSI）变化,苟池总体上的湿润期（8130-5320 cal a BP）对应NHSI的高值时期,当时EASM处于强盛期,其后太阳辐射有一个持续减弱过程,尤其是晚全新世2800 cal a BP以来,叠加ENSO的影响,EASM快速衰退,气候逐渐干旱化。此外,中全新世以来的气候突变冷事件在苟池地区同样具有明显记录,孢粉反映的环境信息表明:中全新世以来在中国北方季风边缘区存在7200 cal a BP、5500 cal a BP、4200 cal a BP、2800 cal a BP、1400 cal a BP和500 cal a BP前后6次气候（冷干）干旱事件,且与北大西洋浮冰碎屑（IRD）和格陵兰冰芯记录的冷事件等国内外研究结果较为一致。
郭本泓[10]（2018）在《兰州盆地五泉砾岩的时代、成因与晚上新世以来地貌演化》文中进行了进一步梳理流域地貌系统的形成演化与构造活动、气候变化息息相关。地貌面及其相关沉积物是解密层状地貌序列、气候变化、构造活动之间耦合过程的重要地质载体。印度板块与欧亚板块的碰撞挤压导致青藏高原快速强烈隆升是新生代以来最重要的地质构造事件之一。青藏高原的形成对亚洲大陆的构造-地貌分布格局产生了巨大的影响,而且高原隆升引起的地势演变与亚洲河流系统和黄土地貌的发育演化密不可分。作为中华民族摇篮的黄河水系,其形成发育也是青藏高原隆升的结果。因此,黄河的形成历史研究及其对高原隆升-地貌演化的指示作用,历来都是国内外地学工作者最为关注的重大科学问题之一。兰州盆地位于青藏高原东北缘,该区构造活跃、地震频发,又地处西北内陆干旱荒漠区、东部亚洲季风区及青藏高原高寒区三大自然地理和气候带的交汇地区。同时,盆地内保存有相对完整的新生代地层,详细记录着晚新生代以来区域构造活动和气候变化信息,是研究构造、地貌、气候及其相互作用的理想载体。前人对其新生代地层进行了生物地层学、年代学、古环境和地貌演化等大量研究,取得许多重要进展,但对盆地内重要的五泉砾岩以及盆地南侧皋兰山黄土形成年代缺乏研究。在前人工作的基础上,本文以兰州盆地皋兰山红粘土-黄土钻孔岩芯,以及范家坪和五泉山剖面五泉砾岩为研究对象,通过系统的磁性地层年代学（热磁曲线、磁滞回线和古地磁）、黄土地层学（碳酸钙和粒度）和宇生核素(26Al/10Be)埋藏年代学研究,结合西津黄土钻孔和五泉山黄土剖面的区域地层对比,确定了五泉砾岩和皋兰山红粘土-黄土地层的年代。通过五泉砾岩的沉积特征、物源示踪（碎屑锆石U-Pb年龄谱）和古水流研究,结合前人研究成果,探讨了五泉砾岩的成因意义,重建晚上新世以来兰州盆地地貌发育演化过程,为青藏高原东北缘山地隆升、黄河水系形成及其与黄土地貌的耦合过程研究提供依据。通过研究得到以下主要结论:1、通过高分辨率的磁性地层学（热退磁和交变退磁）、黄土地层学（碳酸钙和粒度）和区域地层对比研究表明,皋兰山265.7 m连续红粘土-黄土钻孔中红粘土底部年龄约为3 Ma,黄土底界年龄为2.8 Ma,为兰州盆地最老黄土。2、通过磁性地层年代学、宇生核素埋藏年代、化石记录和区域地层的对比研究表明,兰州盆地五泉砾岩的沉积年龄约为3.6-2.2 Ma,其中上、下五泉砾岩的分界年龄约为3 Ma。3、通过碎屑锆石U-Pb年龄谱、沉积相、砾石组成和古流向的对比发现,五泉砾岩所代表的河流沉积序列和现代黄河阶地砾石层所指示的河流源区和古水流方向基本一致,推测兰州盆地古黄河水系建立的时间为3.6 Ma左右。结合前人的研究成果,推测兰州盆地水系地貌的发育演化可能受到高原隆升和亚洲季风的共同影响和驱动。4、综合已有的研究成果表明,晚新生代以来兰州地区至少经历了3.6、3、2.2、1.8-1.7、1.2-1.1和0.9-0.8 Ma六次重大构造活动事件。其中3.6 Ma左右高原强烈的构造隆升（青藏运动A幕）造就了巨大的地形差异和夏季风的加强,导致高原东北缘古黄河水系开始发育,形成了与下覆地层呈不整合接触的下五泉砾岩沉积;3 Ma左右,构造活动导致七里河拗陷带和五泉山地区下五泉砾岩沉积结束,上五泉砾岩开始发育。同时,皋兰山地区的红层之上开始发育红粘土,二者呈角度不整合接触;2.2-1.8 Ma左右,青藏运动C幕的构造隆升导致甘肃期准平原发育结束,现代黄河开始形成;此后在昆黄运动、共和运动和第四纪冰期间冰期气候变化的共同作用下,塑造了9级兰州式黄河阶地和典型的兰州黄土地貌格局。
二、Paleosols and climates in the quaternary of south America（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、Paleosols and climates in the quaternary of south America（论文提纲范文）
（1）兰州盆地新生代古土壤元素地球化学特征与气候演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 古土壤研究进展 |
| 1.1.1 古土壤元素地球化学研究进展 |
| 1.1.2 古土壤磁学研究进展 |
| 1.2 新生代气候研究进展 |
| 1.2.1 新生代气候变化趋势 |
| 1.2.2 兰州盆地新生代气候研究进展 |
| 1.3 中亚内陆古地理演化研究进展 |
| 1.3.1 特提斯海演化研究进展 |
| 1.3.2 青藏高原和塔里木地区特提斯海的演化 |
| 1.4 拟解决的科学问题和研究思路 |
| 1.4.1 拟解决的科学问题 |
| 1.4.2 研究思路 |
| 第二章 研究区概况及样品采集 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 采样和元素地球化学分析 |
| 2.2.1 样品采集 |
| 2.2.2 元素地球化学分析 |
| 第三章 兰州盆地对亭沟剖面古土壤特征 |
| 3.1 对亭沟剖面土壤野外观察 |
| 3.2 古土壤元素R型因子分析 |
| 第四章 兰州盆地对亭沟剖面古土壤元素地球化学特征 |
| 4.1 研究区古土壤元素地球化学分布特征 |
| 4.2 古降水量和古温度估测 |
| 4.3 沉积物源区分析 |
| 第五章 兰州盆地新生代气候事件 |
| 5.1 新生代兰州盆地古环境与古生物群落 |
| 5.2 古气候转型及其影响因素 |
| 5.2.1 西柳沟组气候转型及其驱动机制 |
| 5.2.2 野狐城组气候转型及其驱动机制 |
| 5.2.3 咸水河组气候转型及其驱动机制 |
| 5.2.4 小结 |
| 第六章 结论及展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 不足及展望 |
| 6.2.1 不足 |
| 6.2.2 展望 |
| 参考文献 |
| 学术成果 |
| 致谢 |
（2）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 |
（3）中国温带草原植硅体-植被关系及晚冰期以来草甸草原古植被定量重建（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 草原的定义及分类系统综述 |
| 1.3 植硅体-植物分类研究综述 |
| 1.3.1 禾本科植物植硅体-植物分类研究综述 |
| 1.3.2 非禾草草本植物植硅体-植物分类研究综述 |
| 1.3.3 木本植物植硅体-植物分类研究综述 |
| 1.4 植硅体-植被关系研究综述 |
| 1.4.1 植硅体-植被定性关系研究综述 |
| 1.4.2 植硅体-植被半定量关系研究综述 |
| 1.4.3 植硅体-植被定量关系研究综述 |
| 1.5 草原古植被面貌重建研究综述 |
| 1.6 研究目标与内容 |
| 1.6.1 研究目标 |
| 1.6.2 研究内容 |
| 1.7 创新点及技术路线 |
| 1.7.1 创新点 |
| 1.7.2 技术路线 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 地质与地貌特征 |
| 2.2 气候与水文特征 |
| 2.3 植被与土壤特征 |
| 第三章 材料与方法 |
| 3.1 野外调查与样品采集 |
| 3.2 实验室处理及分析 |
| 3.2.1 测年样品预处理的步骤 |
| 3.2.2 植物群落样品植硅体的提取 |
| 3.2.3 表土及沉积物样品植硅体的提取 |
| 3.2.4 沉积物样品粒度测试 |
| 3.2.5 沉积物样品有机质与碳酸盐含量测试 |
| 3.3 年代框架的建立 |
| 3.4 数据处理和研究方法 |
| 第四章中国温带草原植物植硅体特征 |
| 4.1 中国温带草原主要针茅属植物植硅体特征 |
| 4.2 中国温带草原群落植硅体组合-草原类型判别 |
| 4.2.1 中国温带草原群落植硅体组合特征 |
| 4.2.2 中国温带草原群落植硅体组合对草原类型的判别 |
| 4.3 中国温带草原群落植硅体组合-群落类型判别 |
| 4.3.1 草甸草原典型群落植硅体组合特征及群落类型判别 |
| 4.3.2 典型草原典型群落植硅体组合特征及群落类型判别 |
| 4.3.3 荒漠草原典型群落植硅体组合特征 |
| 4.4 中国温带草原典型群落植硅体指数特征 |
| 4.5 中国温带草原典型群落植硅体浓度特征 |
| 4.6 讨论 |
| 4.6.1 中国温带草原主要针茅属植物植硅体组合特征探讨 |
| 4.6.2 中国温带草原不同草原类型植硅体组合特征探讨 |
| 4.6.3 中国温带草原不同草原类型下典型群落植硅体组合特征探讨 |
| 4.7 小结 |
| 第五章 中国温带草原表土植硅体特征 |
| 5.1 中国温带草原表土植硅体组合-草原类型判别 |
| 5.1.1 中国温带草原表土植硅体组合特征 |
| 5.1.2 中国温带草原表土植硅体组合对草原类型的判别 |
| 5.2 中国温带草原表土植硅体组合-群落类型判别 |
| 5.2.1 草甸草原表土植硅体组合特征及群落类型判别 |
| 5.2.2 典型草原表土植硅体组合特征及群落类型判别 |
| 5.2.3 荒漠草原表土植硅体组合特征 |
| 5.3 中国温带草原典型群落对应表土植硅体指数特征 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 中国温带草原不同草原类型表土植硅体特征探讨 |
| 5.4.2 中国温带草原不同草原类型下不同群落类型表土植硅体特征探讨 |
| 5.4.3 中国温带草原表土植硅体对不同草原类型的识别 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 国温带草原表土植硅体-群落定量关系的建立 |
| 6.1 中国温带草原表土植硅体与植物群落植硅体对应关系 |
| 6.2 中国温带草原表土植硅体对群落的代表性及偏差校正 |
| 6.2.1 中国温带草原表土植硅体对群落植硅体的代表性 |
| 6.2.2 中国温带草原表土植硅体代表性偏差的校正 |
| 6.3 中国温带草原表土植硅体与对应植物群落数量特征定量关系 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 中国温带草原表土植硅体与群落植硅体数量关系的探讨 |
| 6.4.2 中国温带草原表土植硅体与群落数量特征定量关系的探讨 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 中国温带草甸草原晚冰期以来植硅体-古植被面貌重建 |
| 7.1 中国温带草甸草原晚冰期以来典型剖面的植硅体记录 |
| 7.2 中国温带草甸草原晚冰期以来典型剖面粒度及碳含量变化特征 |
| 7.2.1 中国温带草甸草原典型剖面晚冰期以来的粒度特征 |
| 7.2.2 中国温带草甸草原典型剖面晚冰期典型剖面的碳含量变化特征 |
| 7.3 中国温带草甸草原晚冰期以来的古植被动态 |
| 7.3.1 中国温带草甸草原晚冰期以来古植被面貌的定量重建 |
| 7.3.2 中国温带草甸草原晚冰期以来植被面貌对气候事件的响应 |
| 7.4 讨论 |
| 7.5 小结 |
| 第八章 讨论与结论 |
| 8.1 讨论 |
| 8.1.1 植硅体形态分类等级的探讨 |
| 8.1.2 应用于古植被重建的植硅体类型筛选方法探讨 |
| 8.2 结论 |
| 8.3 研究不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 后记 |
| 在学期间公开发表论文和着作情况 |
（4）叶蜡烷烃单体同位素对青藏高原中-晚新生代古地形和古环境的约束（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 青藏高原古高程研究进展 |
| 1.1.2 青藏高原深时古环境研究 |
| 1.1.3 叶蜡烷烃单体同位素研究进展 |
| 1.2 研究内容及意义 |
| 1.3 工作量小结 |
| 1.4 论文创新点 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 可可西里盆地地质背景 |
| 2.1.1 可可西里盆地构造特征 |
| 2.1.2 可可西里盆地地层特征和时代约束 |
| 2.1.3 可可西里盆地沉积演化历史 |
| 2.2 扎达盆地地质背景 |
| 2.2.1 扎达盆地构造特征 |
| 2.2.2 扎达盆地地层特征和年龄约束 |
| 2.2.3 扎达盆地古高程与古环境 |
| 3 实验方法 |
| 3.1 叶蜡烷烃单体同位素测定 |
| 3.1.1 测定仪器和原理 |
| 3.1.2 实验流程 |
| 3.2 碳酸盐岩碳氧同位素分析 |
| 3.3 TOC、TN含量及碳氮稳定同位素分析 |
| 3.4 砂岩颗粒成分统计 |
| 3.5 锆石U-Pb年代学分析 |
| 4 可可西里盆地演化和隆升历史 |
| 4.1 雅西错群沉积环境分析 |
| 4.2 雅西错群物源分析 |
| 4.2.1 砂岩颗粒成分统计 |
| 4.2.2 雅西错群碎屑锆石及沉积年龄约束 |
| 4.2.3 雅西错群碎屑锆石物源分析 |
| 4.3 可可西里盆地演化 |
| 4.4 叶蜡烷烃单体氢同位素古高程 |
| 4.4.1 单体氢同位素结果 |
| 4.4.2 成岩作用对叶蜡烷烃同位素的影响 |
| 4.4.3 晚始新世-渐新世大气降水同位素重建 |
| 4.4.4 古高程计算 |
| 4.4.5 误差分析 |
| 4.5 青藏高原中北部晚始新世-渐新世古地形 |
| 4.6 可可西里盆地隆升历史 |
| 4.7 小结 |
| 5 扎达盆地古环境演化与南亚季风 |
| 5.1 实测剖面和年龄约束 |
| 5.2 碳酸盐岩碳氧同位素及古环境意义 |
| 5.3 总有机碳含量和碳同位素 |
| 5.4 叶蜡烷烃单体同位素及其古环境意义 |
| 5.4.1 烷烃分布特征和分子指标 |
| 5.4.2 叶蜡烷烃单体碳同位素 |
| 5.4.3 叶蜡烷烃单体氢同位素 |
| 5.4.4 叶蜡烷烃单体同位素的古环境意义 |
| 5.5 札达盆地古环境演化与南亚季风 |
| 5.5.1 晚中新世-早上新世札达盆地古环境演化 |
| 5.5.2 晚中新世-早上新世南亚季风演化 |
| 5.6 小结 |
| 6 结论 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 研究工作展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（5）云南禄丰石灰坝地点古猿生活环境重建（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 中新世气候特征研究 |
| 1.2.2 中新世生物演化研究 |
| 1.2.3 中新世气候变化与生物演化的耦合关系研究 |
| 1.2.4 人类演化进程与气候变化的关系研究 |
| 1.3 研究目标与技术路线 |
| 1.3.1 论文选题及意义 |
| 1.3.2 研究目标 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.4 论文工作量 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 区域地理概况 |
| 2.2 区域地质概况 |
| 2.3 禄丰古猿地层介绍 |
| 第三章 研究材料与方法 |
| 3.1 样品采集 |
| 3.1.1 野外科学钻探 |
| 3.1.2 岩芯分样及保存 |
| 3.2 地层对比分析 |
| 3.3 地球化学元素分析 |
| 3.3.1 地球化学元素在古环境方面的应用 |
| 3.3.2 XRF岩芯扫描 |
| 3.4 粒度分析 |
| 3.4.1 粒度在古环境方面的应用 |
| 3.4.2 粒度参数分析 |
| 3.4.3 粒度实验过程 |
| 3.5 黏土矿物分析 |
| 3.5.1 黏土矿物在古环境方面的应用 |
| 3.5.2 黏土矿物XRD分析方法简介 |
| 3.5.3 黏土矿物实验过程 |
| 第四章 研究结果 |
| 4.1 岩性描述及沉积相分析 |
| 4.2 地层年代分析 |
| 4.3 地球化学元素结果 |
| 4.4 粒度结果 |
| 4.4.1 粒度特征 |
| 4.4.2 粒度频谱分析 |
| 4.5 黏土矿物结果 |
| 4.5.1 定性分析 |
| 4.5.2 半定量分析 |
| 第五章 分析与讨论 |
| 5.1 地球化学元素的环境指示意义 |
| 5.1.1 元素指标选取 |
| 5.1.2 地球化学元素指示的环境意义 |
| 5.2 粒度指标的环境指示意义 |
| 5.3 黏土矿物的环境指示意义 |
| 第六章 禄丰古猿生活时期的古环境演化 |
| 6.1 禄丰古猿生活时期的古环境演化 |
| 6.2 与云南其他古猿遗址古环境研究的对比 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间参与项目 |
| 致谢 |
（6）基于黄土高原成壤碳酸盐的古大气二氧化碳浓度定量重建研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 新生代大气CO_2浓度重建的研究背景 |
| 1.2 成壤碳酸盐碳同位素在古气候研究中的应用 |
| 1.3 黄土高原碳酸盐稳定碳同位素研究进展 |
| 1.4 论文选题、研究构想与技术路线 |
| 1.5 论文工作量 |
| 第二章 区域地质背景及研究方法 |
| 2.1 区域地质背景介绍 |
| 2.2 研究样品选取 |
| 2.3 样品测试方法介绍 |
| 第三章 成壤碳酸盐碳同位素控制因素研究 |
| 3.1 成壤碳酸盐矿物微形态及微量元素组成 |
| 3.2 成壤碳酸盐碳同位素组成 |
| 3.3 古土壤有机质碳同位素组成 |
| 3.4 成壤碳酸盐碳同位素受控因素定量分析 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 古土壤呼吸作用强度定量重建 |
| 4.1 黄土高原现代土壤剖面CO_2浓度监测 |
| 4.2 黄土高原现代表层土壤CO_2通量 |
| 4.3 古土壤成壤碳酸盐S(z)值计算 |
| 4.4 磁化率-S(z)定量模型 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 早更新世古大气CO_2浓度重建 |
| 5.1 碳酸盐矿物微形态及微量元素组成 |
| 5.2 成壤碳酸盐碳同位素时空分布 |
| 5.3 古土壤有机质碳同位素时空分布 |
| 5.4 大气CO_2对早更新世成壤碳酸盐碳同位素影响 |
| 5.5 早更新世成壤碳酸盐S(z)与古大气CO_2浓度重建 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 3.6-2.6Ma红粘土碳同位素应用研究 |
| 6.1 上新世红粘土序列碳酸盐矿物时空分布及形态特征 |
| 6.2 蓝田红粘土钙结核微量元素同位素 |
| 6.3 红粘土成壤碳酸盐碳同位素时空分布 |
| 6.4 红粘土有机质碳同位素时空分布及C_4植被演化 |
| 6.5 成壤碳酸盐碳同位素受控因子定量评估 |
| 6.6 晚上新世S(z)值及磁化率定量模型 |
| 6.7 本章小结 |
| 第七章 主要结论、不足之处与研究展望 |
| 7.1 主要结论与创新点 |
| 7.2 不足之处与研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间发表文章目录与参会情况 |
| 期刊论文 |
| 会议摘要 |
（7）中纬度亚洲黄土记录的MIS-13古气候空间差异及其影响机制研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 黄土与第四纪古气候研究简介 |
| 1.1.1 中国典型黄土沉积与古气候研究进展 |
| 1.1.2 中亚干旱区黄土与古气候研究进展 |
| 1.2 间冰期MIS-13研究进展 |
| 1.2.1 MIS-13轨道参数配置及温室气体浓度 |
| 1.2.2 MIS-13海洋沉积物的研究 |
| 1.2.3 MIS-13陆地沉积物的研究 |
| 1.2.4 MIS-13两极冰盖的研究 |
| 1.3 选题依据和研究思路 |
| 1.3.1 选题依据和拟解决的科学问题 |
| 1.3.2 研究思路 |
| 第二章 研究区概况、研究材料与方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 黄土高原 |
| 2.1.2 塔吉克斯坦 |
| 2.2 研究剖面 |
| 2.2.1 西峰剖面 |
| 2.2.2 Darai Kalon剖面 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 环境磁学原理 |
| 2.3.2 土壤发育强度指标的测量 |
| 2.3.3 代用指标的环境意义解释 |
| 2.3.4 气候模拟 |
| 第三章 年代框架的建立与分析 |
| 3.1 轨道调谐原理 |
| 3.2 轨道调谐方法与年代序列的建立 |
| 3.2.1 目标曲线和初始年代标尺 |
| 3.2.2 靶曲线 |
| 3.2.3 轨道调谐与年代序列的建立 |
| 第四章 黄土高原MIS-13古气候空间格局及其影响机制 |
| 4.1 黄土高原中部MIS-13土壤强烈发育的原因 |
| 4.1.1 结果 |
| 4.1.2 讨论 |
| 4.2 黄土高原MIS-13古气候的空间差异及其影响机制 |
| 4.2.1 代用指标记录的选取 |
| 4.2.2 结果 |
| 4.2.3 讨论 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 塔吉克斯坦MIS-13古气候状况及其影响机制 |
| 5.1 塔吉克斯坦MIS-13古气候状况 |
| 5.1.1 结果 |
| 5.1.2 讨论 |
| 5.2 塔吉克斯坦MIS-13古气候状况的影响机制 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 MIS-13古气候状况区域对比 |
| 6.1 全球地质记录的选取 |
| 6.2 亚洲季风区与西风区对比 |
| 6.2.1 对比研究 |
| 6.2.2 模拟结果 |
| 6.3 与其它区域的对比 |
| 6.3.1 陆地其它区域对比 |
| 6.3.2 海洋区域对比 |
| 6.4 驱动与反馈机制 |
| 6.5 本章小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 附录Ⅰ:西峰和 Darai Kalon 剖面远眺及采样照片 |
| 附录Ⅱ:中文图表目录 |
| AppendixⅢ:A list of Figures and Tables |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（8）晚中新世以来祁连山东段层状地貌及水系演化（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 研究历史与现状 |
| 1.2.1 层状地貌面成因 |
| 1.2.1.1 夷平面 |
| 1.2.1.2 河流阶地 |
| 1.2.2 层状地貌面年代学研究 |
| 1.2.3 水系格局演化研究方法 |
| 1.2.3.1 地质地貌学方法 |
| 1.2.3.2 物源示踪方法 |
| 1.2.3.3 历史记录与现代观测 |
| 1.2.3.4 数字地貌参数与模拟研究 |
| 1.2.4 祁连山东段层状地貌与水系演化研究现状 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 论文工作量与创新点 |
| 1.4.1 论文工作量 |
| 1.4.2 论文创新点 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 地质概况 |
| 2.1.1 构造 |
| 2.1.2 研究区地层 |
| 2.2 自然地理概况 |
| 2.2.1 地貌特征 |
| 2.2.2 气候植被 |
| 第三章 研究方法与实验分析 |
| 3.1 层状地貌面年代学研究方法 |
| 3.1.1 磁性地层学 |
| 3.1.1.1 基本原理 |
| 3.1.1.2 样品采集与测试 |
| 3.1.2 生物地层学 |
| 3.1.3 电子自旋共振(ESR)测年 |
| 3.2 环境代用指标研究方法 |
| 3.2.1 粒度 |
| 3.2.2 元素地球化学 |
| 3.3 水系演化研究方法 |
| 3.3.1 物源分析方法 |
| 3.3.2 数字地貌参数 |
| 第四章 达坂山夷平面与年代学研究 |
| 4.1 达坂山夷平面特征 |
| 4.2 夷平面上沉积物特征与沉积演化 |
| 4.2.1 岩性特征 |
| 4.2.2 沉积演化阶段划分 |
| 4.3 生物地层学 |
| 4.4 磁性地层学 |
| 4.4.1 岩石磁学测试结果与分析 |
| 4.4.2 古地磁测试结果与分析 |
| 4.4.3 磁性地层划分与地层年代 |
| 第五章 大通河、湟水阶地序列与年代学研究 |
| 5.1 大通河八宝川盆地阶地序列与年代 |
| 5.1.1 阶地序列与阶地分布 |
| 5.1.2 最高级阶地(T8)年代 |
| 5.1.2.1 古地磁样品采样与测试 |
| 5.1.2.2 磁性地层年代与T8阶地年代 |
| 5.1.3 东岸T3阶地年代 |
| 5.2 大通河门源盆地阶地序列与年代 |
| 5.2.1 阶地序列与阶地分布 |
| 5.2.2 阶地年代学研究 |
| 5.3 湟水民和段阶地序列与年代 |
| 5.3.1 阶地序列 |
| 5.3.2 阶地年代学研究 |
| 第六章 大通河、湟水水系演化 |
| 6.1 大通河、湟水流域概况 |
| 6.2 大通河水系演化历史重建 |
| 6.2.1 碎屑锆石U-Pb年龄 |
| 6.2.1.1 潜在源区碎屑锆石U-Pb年龄分布特征 |
| 6.2.1.2 河桥阶地序列碎屑锆石U-Pb年龄分布特征 |
| 6.2.2 重矿物组合 |
| 6.2.3 砾石岩性成分 |
| 6.2.4 现代大通河水系演化历史 |
| 6.3 大通河水系未来演化趋势分析 |
| 6.4 湟水水系演化 |
| 第七章 讨论 |
| 7.1 晚新生代祁连山东段地貌演化 |
| 7.2 晚新生代祁连山东段的隆升 |
| 7.2.1 祁连山的向东扩展 |
| 7.2.2 祁连山东段的加速隆升 |
| 7.3 祁连山东段河流演化对构造-气候的耦合响应 |
| 7.3.1 河流阶地的形成与构造-气候的耦合 |
| 7.3.2 造山带水系演化与构造-气候的耦合 |
| 7.3.2.1 构造对水系演化趋势的控制 |
| 7.3.2.2 气候变化对水系重组时间的控制 |
| 第八章 结论与展望 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 研究展望 |
| 参考文献 |
| 附录一 图索引 |
| 附录二 表索引 |
| 在学期间研究成果 |
| 致谢 |
（9）苟池孢粉记录的季风边缘区中全新世以来植被演替和气候变化特征（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 研究目的和意义 |
| 1.2 研究进展 |
| 1.2.1 全球中全新世以来环境变化研究进展 |
| 1.2.2 中国中全新世以来环境变化研究进展 |
| 1.3 本研究的技术路线 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 地质地貌 |
| 2.3 植被类型 |
| 2.4 气候特征 |
| 第三章 材料与方法 |
| 3.1 样品采集与岩性描述 |
| 3.2 年代测定 |
| 3.3 实验方法 |
| 3.3.1 孢粉提取方法 |
| 3.3.2 孢粉鉴定、数据处理及制图 |
| 3.4 主成分分析(PCA) |
| 第四章 结果分析 |
| 4.1 年代结果 |
| 4.2 孢粉分析结果 |
| 4.2.1 主要孢粉的类型、指标及对其生态学的重要意义 |
| 4.2.2 孢粉谱分析 |
| 4.3 PCA分析结果 |
| 第五章 讨论 |
| 5.1 苟池中全新世以来植被演替和气候变化特征 |
| 5.2 苟池中全新世以来气候突变事件响应 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（10）兰州盆地五泉砾岩的时代、成因与晚上新世以来地貌演化（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 河流演化研究现状 |
| 1.1.1 世界主要河流研究现状 |
| 1.1.2 黄河水系演化研究现状 |
| 1.2 晚上新世青藏高原周边砾岩研究现状 |
| 1.3 兰州盆地研究现状 |
| 1.3.1 兰州盆地黄土和黄河阶地的研究进展 |
| 1.3.2 兰州盆地第三系地层的研究进展 |
| 1.4 选题意义及拟解决的科学问题 |
| 1.4.1 选题意义 |
| 1.4.2 拟解决问题 |
| 1.4.3 论文工作量 |
| 1.4.4 论文创新点 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 区域自然地理地貌概况 |
| 2.2 区域地质概况 |
| 2.3 区域地层概述 |
| 第三章 剖面特征及样品采集 |
| 3.1 五泉山和范家坪剖面岩性描述及样品采集 |
| 3.2 皋兰山钻孔概述及样品采集 |
| 第四章 年代学和代用指标的基本原理及研究方法 |
| 4.1 磁性地层年代学 |
| 4.1.1 物质的磁性 |
| 4.1.2 磁性矿物的剩磁类型 |
| 4.1.3 地球磁场 |
| 4.1.4 岩石磁学 |
| 4.1.4.1 常见磁性矿物 |
| 4.1.4.2 热磁曲线和磁滞回线 |
| 4.2 磁性地层年代学的研究方法 |
| 4.2.1 样品的采集与制备 |
| 4.2.2 退磁原则与方法 |
| 4.2.3 古地磁研究的数据检验方法 |
| 4.3 宇生核素~(26)Al/~(10)Be埋藏测年原理 |
| 4.4 碎屑锆石U-Pb测年原理 |
| 4.5 黄土碳酸盐形成原理及其应用 |
| 第五章 皋兰山钻孔年代和五泉砾岩的时代、沉积相与物源 |
| 5.1 皋兰山钻孔地层年代 |
| 5.1.1 黄土-古土壤地层学 |
| 5.1.2 典型样品的岩石磁学结果 |
| 5.1.3 磁性地层年代的建立 |
| 5.1.3.1 样品的退磁结果 |
| 5.1.3.2 磁性地层年代的建立 |
| 5.2 五泉砾岩年代 |
| 5.2.1 五泉山剖面宇生核素埋藏测年 |
| 5.2.2 范家坪剖面磁性地层年代学 |
| 5.2.2.1 五泉砾岩地层对比 |
| 5.2.2.2 岩石磁学 |
| 5.2.2.3 样品的退磁结果 |
| 5.2.2.4 范家坪剖面古地磁结果检验 |
| 5.2.2.5 五泉砾岩年代的建立 |
| 5.3 五泉砾岩的沉积相分析 |
| 5.4 碎屑锆石U-Pb年龄 |
| 第六章 晚上新世以来兰州盆地古黄河的形成和地貌演化 |
| 6.1 兰州盆地古黄河的形成 |
| 6.2 晚上新世以来兰州盆地地貌演化 |
| 6.3 兰州盆地黄土地貌的发育演化 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 研究展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
四、Paleosols and climates in the quaternary of south America（论文参考文献）
- [1]兰州盆地新生代古土壤元素地球化学特征与气候演化[D]. 贺陆胜. 兰州大学, 2021(09)
- [2]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)
- [3]中国温带草原植硅体-植被关系及晚冰期以来草甸草原古植被定量重建[D]. 李德晖. 东北师范大学, 2020(01)
- [4]叶蜡烷烃单体同位素对青藏高原中-晚新生代古地形和古环境的约束[D]. 林杰. 中国地质大学(北京), 2020(01)
- [5]云南禄丰石灰坝地点古猿生活环境重建[D]. 杜楠. 云南大学, 2020(08)
- [6]基于黄土高原成壤碳酸盐的古大气二氧化碳浓度定量重建研究[D]. 达佳伟. 南京大学, 2020
- [7]中纬度亚洲黄土记录的MIS-13古气候空间差异及其影响机制研究[D]. 陆浩. 兰州大学, 2020(01)
- [8]晚中新世以来祁连山东段层状地貌及水系演化[D]. 马振华. 兰州大学, 2020(01)
- [9]苟池孢粉记录的季风边缘区中全新世以来植被演替和气候变化特征[D]. 严怀玉. 兰州大学, 2020(01)
- [10]兰州盆地五泉砾岩的时代、成因与晚上新世以来地貌演化[D]. 郭本泓. 兰州大学, 2018