一、Aspects of palaeosols in Australia（论文文献综述）
闫纪元[1]（2021）在《运城盆地及北侧孤山晚新生代构造-沉积与隆升-剥蚀过程研究》文中进行了进一步梳理新生代以来,受青藏高原的隆升以及太平洋向西俯冲的影响,中国地貌格局发生重大变化,由中生代时期东高西低的地貌态势逐步演化形成西高东低的三级阶梯地貌。华北西部鄂尔多斯周缘形成环鄂尔多斯地堑系,包括鄂尔多斯西缘银川-吉兰泰断陷盆地、北缘河套盆地、南缘渭河盆地及东缘山西地堑系。这些地堑的一个共同的特点是在很短的时间内沉积了巨厚的新生代地层,其中银川盆地新生代地层最厚处达7000 m,河套盆地最厚处达14800 m,渭河地堑最厚处达8000 m,山西地堑系最厚处达5000 m。鄂尔多斯盆地东缘的山西地堑系与其他几个边缘裂陷不同,它由一系列走向北北东方向排列的斜列断陷盆地组成,从北往南有大同盆地、忻定盆地、太原盆地、临汾盆地、运城盆地等组成。与此同时,随太行山的隆升,华北东部经历长期持续伸展作用,形成广阔的伸展裂陷与坳陷盆地,广泛接受沉积。尤其是黄河贯通以来,华北西部整体进入剥蚀状态,在华北东部形成了巨大的黄河冲积平原。研究和限定华北西部与东部之间的隆升-剥蚀-搬运-沉积过程,对认识我国华北地区晚新生代地表过程具有重要意义。运城盆地位于山西地堑系南部,盆内最深处新生界厚度超过5000 m。有意义的是,运城盆地北侧的孤山高于地表700余米,加上被新生代沉积所埋藏的300余米和本文获得的孤山岩体2.1-3.3 km的侵位深度,孤山隆升的高度至少达3.1-4.3 km。目前孤山完全由裸露的花岗闪长岩体组成,表明侵位时的前寒武纪及古生代、中生代围岩都已经剥蚀殆尽,这巨量的物质除了沉积在运城盆地本身之外,大部分应该被黄河搬运到华北平原沉积下来。我们需要思考的是,运城盆地什么时间开始发育?孤山的快速抬升发生在什么时间?巨大的侵蚀作用发生在什么时间?等等。因此,对运城盆地晚新生代构造-沉积以及北侧孤山剥蚀过程的研究,可以为探讨青藏高原构造域和太平洋构造域在华北地块中部的表现、山西地堑系的形成和发展,以及理解华北东、西部晚新生代的隆升-剥蚀-搬运-沉积过程具有重要意义。作者在博士论文工作期间参加中国地质调查局1∶50000《上郭幅（I49E005012）》和《运城县幅（I49E006012）》地质填图,对运城盆地及北侧峨眉台地地层、构造进行了系统的调查和研究。在此基础上,对运城盆地SG-1孔进行了地层序列划分研究,并进行了详细的沉积相分析和精细的磁性地层年代学研究,探讨了晚新生代盆地的沉积演化历史。进而通过多种环境代用指标,分析了构造和气候作用对盆地沉积过程的影响。并采用碎屑锆石物源示踪手段,讨论了盆地北缘地貌和水系演变过程。另一方面,通过磷灰石裂变径迹、（U-Th-Sm）/He测年等低温热年代学和宇宙成因核素年代学分析等手段对孤山的隆升剥蚀过程以及侵蚀速率进行了约束。主要取得以下的认识:1.SG-1孔磁性地层学研究表明,运城盆地最老时代为9.1 Ma,盆地很可能从这个时期开始发育,这恰恰是青藏运动序幕发生的时间,也即青藏高原隆升扩展的影响至少在9.1 Ma已经到达华北克拉通中部。另一方面,盆地沉积速率或沉积相在3.6 Ma、1.2 Ma和0.2 Ma发生显着变化,分别与青藏运动A幕、昆黄运动和共和运动发生的时间一致,显示青藏高原隆升和向北东向扩展一直控制盆地的发育演化过程,暗示着运城盆地、甚至山西地堑系及整个鄂尔多斯周缘地堑系的形成与青藏高原隆升和向北东方向的扩展有密切的成因关系。2.晚新生代盆地北部以河流沉积为主,构造活动和侵蚀基准面的变化对于盆地沉积环境演化起到了主导作用,SG-1孔岩心环境代用指标（粒度、色度、磁化率）表明气候作用对运城盆地的沉积有重要影响。碎屑锆石U-Pb年代学表明运城盆地北部沉积物主要来自于华北克拉通东部地块。由于伸展作用的持续进行,汾河在3.6 Ma左右形成,并在峨眉台地中部ND-1孔中揭露出相关沉积,0.72Ma汾河河道出现在峨眉台地东部,0.20 Ma左右汾河彻底退出运城盆地。3.孤山的隆升剥蚀过程是本文研究约束运城盆地形成与沉积演化发展过程的重要方面。本文采用幂函数关系角闪石全铝压力计,通过结晶压力计算出了孤山花岗闪长岩岩体的侵位深度在2.1-3.3km。现今孤山海拔高度1411 m,距离峨眉台地地表约700m,而峨眉台地新生界约300m,这意味着孤山花岗闪长岗岩体剥露抬升的最小高度在1000 m。加上侵位深度,中新生代运城地区地壳抬升幅度可能高达3.1-4.3 km。4.磷灰石的裂变径迹和（U-Th-Sm）/He揭示了孤山120-90 Ma和50-30 Ma两次快速隆升剥露事件,作者认为30 Ma左右孤山已经隆升到接近现在的高度。物源分析结果表明,孤山花岗闪长岩体可能在8.7 Ma之前就已经暴露出地表。ND-1孔在143.2 m深处（～3.6 Ma）发育富含孤山花岗闪长岩碎屑的沉积层,而在SG-1孔629.5m深处（～8.7 Ma）出现大量孤山花岗闪长岩的碎屑锆石年龄,表明孤山花岗闪长岩至少在8.7 Ma围岩已剥蚀殆尽,岩体直接暴露,考虑到这一时间与盆地形成时间接近,我们推测在运城盆地形成之前,孤山花岗闪长岩体便已经完全剥露出。5.运城盆地晚新生代沉积过程与孤山隆升剥蚀过程,也清楚地反映出鄂尔多斯盆地东缘运城盆地的形成与青藏高原的隆升及向东扩展有密切关系,而且盆地自形成之后的发展一直受制于青藏高原东北缘的构造作用。孤山花岗闪长岩体裸露于地表之上700 m,表明围岩及岩体在30～8.7 Ma期间,剥蚀厚度至少3.1-4.3 km,除运城盆地接收部分沉积外,大量的沉积物被搬运并沉积到华北黄河冲积平原,形成巨大的黄河冲积扇体。6.孤山岩体山顶至坡底剖面上的宇宙核素样品分析结果显示,孤山在39.5-26.5 ka以来经历了强烈的侵蚀过程,侵蚀速率（16.3-23.6 mm/ka）与青藏高原接近,这可能是由于晚更新世黄河贯通导致的区域侵蚀基准面的下降所致,区域地貌在该时期定型。
王亚萍[2]（2021）在《黄土塬区农田—果园镶嵌布局深剖面土壤水分时空分布及影响因素》文中进行了进一步梳理土壤水是陆地水资源的重要组成部分,也是旱作地区制约植物生长的关键因子。地处黄土高原南部的黄土塬区,近三十年来果园建设渐成规模,粮食作物与果树对土壤水分的利用各有特点,农田–果园镶嵌分布格局下的深层土壤水分消耗特征及土壤水资源协同利用模式引人关注,对该问题的深入研究有助于进一步阐明土壤水库功能,协调推进区域粮食生产与果业发展。本文在位于黄土塬区的庆阳、长武和洛川塬区分别选取不同树龄苹果园及邻近农田,从样点到区域尺度,通过野外采样、室内分析等手段,并结合数理统计、整合分析等方法,就黄土塬区农田-果园镶嵌布局深剖面土壤水分时空分布及影响因素进行了深入研究,取得的主要结果如下:（1）黄土塬区苹果园深层包气带土壤干燥化特征。庆阳、长武和洛川的土壤质地在0～23 m垂直剖面上呈现相似的变化趋势,且具有明显的分层特征。在0～3 m土层中,气候因素（降水量）与土壤水分显着相关,其影响SWC变异的相对贡献率达到46.9%。在3 m以下土层上,影响SWC变异的主导因子及对应土层分别为:树龄（3～13 m）和土壤质地（>13 m）。果园土壤干层起始深度为2～3 m,其受降水影响较大,而土壤干层厚度却随树龄的增加而显着增加。果树根系耗水深度和土壤水分亏缺量（与农田相比）则呈现“S”型变化,大体在20龄以后,果树根系吸水深度不再增加,年耗水量逐渐与年降水量持平。（2）区域尺度上农田转变为果园后深层土壤水分演变过程。农田转变为果园后,果树不断吸收利用深层土壤水分,导致深层SWC在幼龄期以后随着果树不断生长消耗而降低,直到20龄以后逐渐保持稳定;受降水量空间变异的影响,从年降水量500 mm地区到650 mm地区,果园深层SWC随之显着增加。栽植密度对果园土壤水分的影响则因树龄而异:在幼龄期,不同栽植密度苹果园深层SWC有显着差异（P<0.05）,而在衰老果园中栽植密度对SWC的影响减弱,但均显着低于对照（农田）。整体而论,黄土塬区农田变为果园会导致土壤水分出现过度消耗,这是树龄、栽植密度以及降水量水平等多个因素综合作用的结果。建议果园栽植规划中,应平衡果树生产力与土壤水分关系,根据当地气候条件合理配置栽植密度,推进区域果业可持续发展。（3）农田-果园镶嵌布局下土壤水分空间分布特征。在24龄果园-农田交界带中,随着距果园测定距离的增大,相邻农田样地下剖面土壤水分受果园的影响愈小。农田-果园交界带上的土壤水分分布存在明显的边缘效应:苹果树能够吸收邻近农田2 m以下的土壤水分来满足自身需求,24龄果园的水平吸收范围达到7 m,表现出对邻近农田的依赖,但10龄果园未影响到邻近农田的土壤水分。在塬区农业生产中,建议以粮食自给确定农田面积阈值,维持合适的农果面积比例,农田地块的宽度不小于14 m,以推进区域农业水资源的可持续利用,协调区域果业生产与粮食安全。（4）农田和不同树龄苹果园土壤有机碳分布及其与深层土壤水分的相互作用。受黄土-古土壤序列在剖面分布的影响,土壤有机碳含量在剖面呈现相似的变化规律,苹果树种植显着影响到0～40 cm剖面土壤有机碳含量。与农田相比,果园土壤剖面碳储量随树龄增加先减少后增加,并超过农田,但各树龄阶段无显着差异。降水、气温及树龄对浅层土壤有机碳影响较大,而深层土壤有机碳更多受到土壤质地的影响。此外,0～1 m土壤碳储量仅占整个剖面土壤碳储量的8.83%±1.88%,表明深层土壤累计碳储量较高,这对未来土地利用管理以及评估陆地碳循环具有重要意义。本项研究通过大量的野外测定以及文献整合分析,阐明了黄土塬区农果镶嵌格局下典型样地土壤水分的时空分布特征,描述了农田和果园深层土壤有机碳分布及其与土壤水分的关系,提出了有助于土壤水资源可持续利用、考虑粮食自给的粮果业可持续发展的管理建议。这对于合理调整黄土塬区土地利用结构,协调推进区域粮食安全、果业生产与经济发展具有重要意义。
王保亮[3]（2021）在《驿马关黄土—古土壤及Franciscan杂岩体变质橄榄岩硅同位素研究》文中进行了进一步梳理作为地壳和地幔中的主要元素,硅参与到大多数地质过程,因此硅同位素研究范围非常广泛,涵盖到岩石圈、水圈、生物圈等各个圈层,在高温和低温地球化学领域都取得有大量研究成果。本论文围绕硅同位素开展了两项工作,分别对驿马关黄土-古土壤剖面和Franciscan杂岩体变质橄榄岩进行了硅同位素相关研究。为了研究黄土-古土壤沉积过程,并对大陆上地壳的硅同位素组成进行制约,本研究对甘肃驿马关黄土-古土壤剖面样品进行硅同位素分析。随着剖面深度的增加,驿马关黄土-古土壤剖面的SiO2/TiO2、SiO2/Al2O3与χfd、CIA值呈现反相关的变化趋势。整个剖面都具有相对均一的硅同位素组成,δ30Si变化范围为-0.28‰～-0.16‰。这指示了驿马关黄土-古土壤剖面受到化学风化改造的程度有限。SiO2/TiO2、SiO2/Al2O3与χfd、CIA呈现相反变化趋势主要受控于冬季风强度变化所主导的粒度分选作用。同时,通过驿马关黄土-古土壤剖面样品的硅同位素分析结果,并结合全球其它区域黄土硅同位素数据,可以将大陆上地壳硅同位素组成限定在-0.22±0.06‰（2SD）,比下地壳略重。为了研究俯冲带流体-岩石反应过程硅同位素分馏行为,并对变质脱水后残余板片的硅同位素组成进行制约,我们选择加利福尼亚州Franciscan杂岩体中一套特征良好的变质橄榄岩样品进行硅同位素分析。由于受多阶段流体交代作用,这些地幔楔橄榄岩相继发生了蛇纹石化、滑石化、透闪石化等一系列流体-矿物反应,形成了部分和完全蛇纹石化的橄榄岩（第一组和第二组）,滑石化的变质橄榄岩（第三组）和透闪石化的变质橄榄岩（第四组）。四组样品的硅同位素组成比较均一,δ30Si变化范围为-0.39‰～-0.26‰,平均硅同位素组成为-0.32±0.08‰（2SD,n=15）。这一观察结果表明,地幔橄榄岩硅同位素组成在板片来源流体交代过程中可能不会发生明显改变。质量平衡计算表明,Franciscan杂岩体中板片来源流体的硅同位素组成接近地幔橄榄岩。在变质脱水过程中,残余俯冲板片的硅同位素组成也可能不会发生显着变化。
唐国乾[4]（2021）在《末次间冰期以来甘孜黄土微体炭屑粒度与形态特征及其古环境意义》文中提出微体碳屑指植物体不完全燃烧后产生的黑色无机碳化合物,是指示自然火事件的理想代用指标之一。通过微体炭屑分析研究火发生的频度、强度以及与气候、植被类型之间的关系,对认识不同时间尺度上火的发生过程与机制,探讨炭屑与地表植被之间的关系方面具有不可替代的作用。目前在微体炭屑统计方法和不同地区的环境指示意义的差异及其影响因素等研究方面还有待深入。本文针对川西高原甘孜黄土序列开展了详细的微体炭屑鉴定和粒径统计分析,探讨了末次间冰期以来甘孜黄土微体炭屑的浓度、粒度分布和形态变化特征,并结合多种环境代用指标讨论了微体炭屑记录的该地区的火演化历史及其古环境意义。主要获得如下认识:（1）通过在镜下逐粒统计炭屑的长轴长度,得到微体炭屑的粒度分布曲线和累积分布曲线,发现甘孜黄土炭屑粒度频率分布曲线基本呈对数正态分布,主要集中分布于10～30μm之间;累积曲线为比较平滑的“S”形,首尾段斜率较小,曲线中段斜率大;根据炭屑统计数量的逐步增加,发现当炭屑颗粒增加至大于1000粒时,炭屑的平均粒径、中位数以及炭屑粒径的分布范围基本趋于稳定。（2）对甘孜新市黄土剖面中微体炭屑的粒径数据统计分析表明:黄土炭屑的平均粒径变化范围是18.8～28.2μm,平均粒径为24μm左右,黄土中<50μm的炭屑含量超过了90%,即新市炭屑样品中炭屑以小颗粒炭屑为主,近圆形炭屑在每个样品中含量都远超长条形炭屑,能占到整个样品的80%左右;炭屑粒径的频率分布曲线峰度值在2.6～4.0之间,偏度为-0.54～-0.13,粒径总体为负偏（偏细）,标准偏差介于0.61～0.73之间,说明了微体炭屑分选性较好,指示炭屑的搬运介质和搬运动力较为稳定。（3）从整个剖面来看,炭屑浓度随地层深度变化波动较大,在古土壤发育时期（间冰期）出现峰值,且大于50μm的长条形炭屑含量较多,而在黄土堆积时期（冰期）浓度较低,大于50μm的长条形炭屑含量较少。按照炭屑长宽比值（Lo/Ro）将炭屑分为长条形（>2.5）和近圆形（<2.5）两类,分别用于指示炭屑是由草本、木本植被燃烧的产物;>50μm与<50μm的炭屑比值（即大小比,La/Sm）可指示地方性与区域性自然火的比例。分析表明微体炭屑能够有效的指示轨道尺度的火事件的历史,冰期-间冰期环境与植被的变化对甘孜地区火演化历史具有重要影响。本研究通过炭屑记录重建了青藏高原东部地区末次间冰期以来的自然火演化历史,对于深入理解青藏高原东部地区环境变化过程具有重要意义。
时伟[5]（2020）在《构造和气候作用下的末次冰消期四川叠溪湖相沉积记录研究》文中研究指明青藏高原东缘是我国大陆地壳构造变形最强烈、地震活动最频繁的区域。自2008年汶川Ms 8.0强震以来,一系列7级中强地震吸引了全球的关注。岷江上游地区绝大多数人口居住在河谷和山间盆地中,导致局部人口密度较大。当地震、滑坡、泥石流等地质灾害发生时,更容易造成严重人员伤亡和经济损失。这使得岷江流域范围内的构造和气候研究成为当前的热点。岷江上游地区广泛出露的湖相沉积为揭示区域气候演化和构造活动提供了良好的载体。目前的研究主要集中在利用湖相沉积中粒度、磁化率、软沉积物变形等指标揭示构造信息,然而气候信号研究较少。末次冰消期以来,湖相沉积高频波动的粒度、磁化率指标所揭示的气候或构造信息以及背后的主控机制还不清楚。此外,湖相沉积多分布于岷江河流两侧,那么湖相沉积的物源供给是否受到河流过程影响?如果有河流贡献,贡献量是多少?这一点颇受研究者关注。本次研究（1）通过对岷江河流沉积物的粒度、磁化率分析,一方面分析构造和气候因素对河流物源供给的影响,探讨河流沉积物对断层活动性的响应;另一方面定量估算河流过程对湖相沉积的贡献量。（2）通过对新磨村湖相沉积剖面的孢粉记录进行深度解读,揭示末次冰消期区域气候变化特征,并分离出指示区域气候变化的敏感指标。（3）通过叠溪博物馆湖相沉积的粒度、磁化率、TIC、TOC、亮度（L*）、p H、粘土矿物详细分析,揭示湖相沉积记录的古地震事件,探讨高频波动的主控机制;基于14C和OSL年代标尺,计算湖相沉积记录的古地震周期。通过上述研究,获得的初步认识如下:1.岷江上游不同河段的粒度分布呈明显的分段性。其中,岷江源-松潘-叠溪段河流沉积物以细颗粒背景粉尘（2-20μm,52.9%-57.3%）和近源粉尘（20-63μm,23.3%）为主;叠溪-汶川-都江堰河段粗颗粒当地物源（125-500μm,55.1%-63.3%）的显着增加可能响应了茂县-汶川断裂强烈的构造活动。基于粒度分布特征,CM图和端元模拟结果得到,河流过程对湖相沉积的贡献量远小于19.7%。2.末次冰消期（18.7-10.6 ka）,新磨村湖相沉的孢粉记录表现为以灌木和草本植物为主的疏林草原植被景观。其中喜湿花粉含量变化,如莎草科（Cyperaceae）、禾本科（Poaceae）、蓼属（Polygonum）、香蒲属（Typha）和狐尾藻属（Myriophyllum）,可作为反映区域气候变化的敏感指标。根据喜湿花粉含量变化,将末次冰消期区域气候演化划分为5个阶段,18.7-16.8 ka,气候逐渐变湿;16.8-14.6 ka,气候维持湿润状态;14.6-12.9 ka,最湿润期;12.9-11.6 ka,气候显着变干;11.6-10.6 ka,气候再次变湿,过渡到全新世。此外,通过喜湿花粉百分含量与全球氧同位素记录对比发现,在B/A暖期（14.6-12.9 ka）,北半球纵向温度梯度增加驱使印度季风向南退缩,导致区域喜湿花粉含量呈逐渐降低的趋势。3.14C、OSL年龄结果显示叠溪博物馆湖相沉积形成于末次冰消期（17.62-14.55 ka,持续时间为3070年,平均沉积速率为6.5 mm/a,样品分辨率为1.54年）。叠溪湖相沉积物的粒度、CM图、端元模拟等指标显示以风成物源为特征。根据粒度突然升高、缓慢降低古地震识别标志,在该剖面中识别出20次可能与古地震有关的环境事件。此外,3层软沉积物变形可能对应了3次古地震事件。4.叠溪博物馆剖面的碳含量、亮度、粘土矿物、p H值多指标分析显示,高频波动的粒度特征可能记录了频繁的地震活动引起物源变化,气候影响占次要地位。此外,20-63μm组分记录了26年、53年两个中强震周期和161年大震周期。
卢佳仪[6]（2020）在《中国东部晚中新世以来干湿古气候与古植被演化及其驱动机制》文中进行了进一步梳理亚洲季风是全球气候系统的重要组成部分,解密它的时空演变规律对人们全面理解不同时间尺度下的全球气候变化具有重要意义。尤其是晚新生代东亚季风的形成与演化无论对区域性还是全球性气候均产生了重要影响。长期以来,对东亚季风轨道尺度上的演化研究众多,而对构造尺度上季风的演化相对较少,且多聚焦于黄土高原、青藏高原和中国南海等区域。中国东部地区因地表覆盖而缺乏长时间尺度的沉积露头剖面,新近纪以来的古气候演化研究一直是个薄弱环节。虽然晚新生代以来东亚季风在构造时间尺度上的演化被认为与青藏高原隆升有关,但有关季风演化的机制目前仍存在很多争议。特别是,与季风相关的干湿古气候在中国东部地区的空间变化规律还不清楚,它是否与现代干湿气候一样存在巨大的空间差异（如,中国东部降雨两极或三极模态）?如是,那么驱动机制又如何?这些问题都有待于深入探讨。同时,伴随着新近纪气候变化,陆地生态系统也出现了重大的转变,尤其是新生代晚期C4草原的出现使C3植物被C4植物大规模取代,草原生境在全球范围内得到了极大的扩张。有关C4植物在中新世的第一次扩展事件已经有了大量的深入研究,人们对这次事件从低纬度向中高纬度的扩张过程的基本框架已经建立。但是,有关东亚地区晚中新世以来的C4植物是否存在第二次扩张事件还不清楚。如有,具体机制又是如何?它与第一次扩展事件有哪些不同点?这些问题都有待于深入探讨。近年来,基于区域地质调查工作的不断发展,在中国东部第四纪强烈覆盖区也获得了晚中新世（ca.8 Ma）以来连续沉积的钻孔岩芯,这为研究中国东部晚中新世以来干湿古气候的变化创造了很好的条件,使得我们能更全面地揭示东亚季风区干湿古气候的演化规律,并为深入探究其驱动机制提供了关键素材。同时,分子古气候代用指标的不断突破也为建立干湿古气候的时间演化序列创造了条件。尤其是来源于微生物细胞膜的甘油二烷基链甘油四醚化合物（Glycerol Dialkyl Glycerol Tetraethers,简称GDGTs）,因其在各个环境中分布广泛,且对环境变化响应灵敏,被广泛应用于古环境古气候重建的研究中。所以利用微生物脂类GDGTs的指标重建东亚季风演化具有积极的意义。中国东部长时间尺度钻孔沉积多为河湖相沉积,基于GDGTs化合物的众多指标中,能用于长尺度河湖相干湿古气候重建中的指标须在现代河湖相沉积环境中进行验证其可靠性。本研究从现代河流-湖泊沉积环境入手,选择青海湖等对干湿古气候比较敏感的地区为现代过程研究对象,分析基于GDGTs构建的各指标在现代河流和湖相中的变化及控制因子,选出可靠的干湿古气候指标,再用于中国东部华北平原和苏北平原晚中新世以来的河湖相钻孔中以重建干湿古气候演化。同时,利用有机碳同位素检测方法重建了晚中新世以来中国东部的植被演化。论文取得的主要创新性认识概况如下（部分研究成果已经发表在国际刊物上）:1.依据微生物GDGTs现代过程调查,提出了河湖相的干湿古气候代用新指标。通过对干湿气候极其敏感的青海湖地区湖泊沉积物、河流沉积物以及周围土壤中GDGTs化合物的检测,分析了古菌isoGDGTs化合物和细菌br GDGTs化合物在不同沉积环境中的变化规律,讨论了基于GDGTs构建的各古气候重建指标与环境因子间的关系。古菌isoGDGTs在河流和湖泊中的变化较细菌br GDGTs的变化更有规律,且基于isoGDGTs建立的指标GDGT-0/Cren与湖泊水深之间存在显着相关性,可作为可靠的干湿古气候重建指标。而细菌br GDGTs化合物构建的指标在河湖相环境中变化复杂,且受控因子众多。例如,能反映p H的CBT指标在河流沉积物中被发现与盐度有关;能用于重建温度的MBT’指标在湖泊环境中显示出与水深有关等。这使得基于br GDGTs构建的古环境指标在长尺度河湖相沉积中的应用受到很大限制,而GDGT-0/Cren指标原理更清晰,受控因子单一,在河湖相干湿古气候重建中显示出明显优势。在此基础上,综合全球已经报道的湖泊沉积物（包括部分中国东部地区的湖泊沉积物）和泥炭地的GDGT数据,进一步支持了GDGT-0/Cren指标可以作为陆地水体环境的干湿古气候代用指标。2.发现了中国东部晚中新世以来构造时间尺度的干湿古气候呈现出三极模态的空间变化,提出了赤道太平洋海温梯度的驱动机制。通过对华北平原天津G3钻孔（8 Ma至今）和苏北平原盐城ZKA4钻孔（～7.6 Ma）河湖相沉积物中GDGTs化合物的测试分析,利用新发现的古气候指标GDGT-0/Cren和以前建立的Ri/b指标重建了晚中新世以来中国东部北方的干湿古气候变化。华北平原以及苏北平原的分子记录显示,晚中新世至早上新世气候干旱,降雨量少;自上新世早期（约4.2～4.5 Ma）起东亚夏季风（EASM）显着增强,季风降水突然增加,气候变湿润,直至现在。这种以早上新世为界的干湿古气候变化规律与黄土高原及中国南海的记录一致,而与中部长江中下游的记录相反,即晚中新世到早上新世华北及南海中南部气候干旱（-）,而长江中下游和南海北部气候湿润（+）;早上新世4.2 Ma之后这种模式发生反转。因此本研究认为自晚中新世起,中国东部的降雨模式呈现出南北一致而中部相反的“类三极模态”,且这种降雨模式在早上新世4.2 Ma左右发生反转,即从“-,+,-”变成“+,-,+”模式。根据中国东部现代年际和年代际降雨分布模式以及结合早上新世全球古气候记录,本研究认为早上新世4.2 Ma左右中国东部降雨的“三极模态”发生的原因主要由赤道太平洋纬向和经向海温梯度自早上新世开始显着增加,导致西太平洋菲律宾上空对流活动增强所导致。此外,增强的Hadley环流以及Walker环流从赤道热带通过极地向的运输使得向北传播的水汽增多对早上新世以来东亚夏季风的增强也有所贡献。微生物脂类指标所揭示的中国东部构造时间尺度干湿古气候的这种三极模态空间变化及其驱动机制进一步得到了古气候模型模拟结果（由国外合作者完成）的支持,但这一驱动机制与本课题组之前报道的中国东部千年时间尺度三极模态干湿古气候的驱动机制（Zhang et al.,2018,Science）有较大差异。3.依据分子地球生物学记录,发现了C4植物在早上新世出现晚新生代以来的第二次扩张事件,提出了大气CO2浓度的驱动机制。通过对华北平原G3钻孔以及苏北平原ZAK4钻孔中全岩有机碳同位素进行分析,重建了中国东部晚中新世以来C3/C4植物演化历史,并与东亚其它地区以及全球各大陆同时期植被记录进行对比,深入探讨了影响C4草本扩张的机制。天津G3钻孔的有机碳同位素显示出在4.1 Ma左右出现明显正偏且波动剧烈,盐城ZKA4钻孔的有机碳同位素显示在4.5 Ma左右出现明显正偏。两根钻孔的数据较为一致的指示了早上新世中国东部有一次明显C4草本扩张事件。这次C4草本扩张事件同样在黄土高原土壤碳酸盐碳同位素研究中也有记录,说明具有区域性特征。进一步综合全球数据发现,早上新世的这次C4草本扩展事件在非洲、西亚、澳大利亚、北美和南美同时期碳同位素记录均有显示。由此提出了早上新世的C4草本扩张是一次全球性事件,且与晚中新世的第一次全球C4扩张事件是相互独立的。虽然晚中新世的C4扩张被认为可能与干旱化增强和火灾变多有关,但这并不能解释早上新世的C4草本扩张。本研究结合早上新世全球古气候记录,推测这次全球C4扩张事件主要由大气CO2分压的长期降低所引起的。这一推论得到了光量子产率模型的支持,该模型显示,在早上新世,随着大气CO2分压以及温度的降低,很多地区的气候条件越过了有利于C4草本生长的阈值,特别是在如华北平原、苏北平原这样的中纬度地区,因此C4草本出现了再一次大规模的扩张。
李娇[7]（2020）在《黄土高原西峰剖面末次间冰期以来石英光释光灵敏度变化研究》文中研究说明风成沉积序列的物源研究和古环境研究对了解黄土高原黄土-古土壤序列的粉尘来源、搬运过程及更大时空尺度上的古环境的重建都有重要意义。黄土中石英含量较多,性质稳定而不易被风化改造,可以保留原岩信息,在识别物源区上具有潜力。本文研究黄土高原西峰剖面末次间冰期以来黑垆土S0、马兰黄土L1、第一层古土壤S1、第二层黄土L2石英光释光灵敏度变化,并通过对比前人靖远剖面、洛川剖面相关层位的石英光释光灵敏度变化探讨该指标的环境意义,论文取得了以下认识:（1）在时间序列上,通过对比黄土-古土壤样品中光释光灵敏度信号快、中、慢组分组合变化,发现以下规律:古土壤快组分分布在90%以上,且各样品样片间的差异小,反映其光释光信号强且快、中、慢组分均匀;相比之下,黄土快组分占比变化大,反映其光释光信号弱且各组分不均匀。（2）空间上对比,西峰剖面同洛川剖面都存在着时间序列上古土壤层石英释光灵敏度远远大于黄土层的规律。横向上对比了黄土高原自西向东的靖远、西峰、洛川剖面同时期光释光灵敏度变化,发现以六盘山为界,六盘山以西靖远剖面石英光释光灵敏度低且冰期间冰期变化不明显;六盘山以东西峰、洛川剖面释光灵敏度在冰期间冰期变化显着。（3）冰期黄土可能直接来源于搬运历史简单、释光灵敏度低的西部冰碛物;进入间冰期,伴随冰蚀作用的减弱,其物源供应能力大大减弱,来自西北内陆的搬运沉积历史复杂的大面积风化残积物可能为黄土高原提供释光灵敏度高的物源。本文初步揭示黄土高原石英光释光灵敏度可能具有记录古气候变化和反映物源搬运过程差异的潜力。
王清雅[8]（2020）在《中国黄土研究简史》文中提出回顾了我国黄土研究的发展历程,划分了我国黄土研究阶段,重点论述了我国不同时期黄土研究的特色及成就,探讨了中国黄土研究存在的主要问题和未来的发展方向。将我国黄土研究历史分为五个阶段,包括孕育期（19世纪中叶以前）、萌芽期（19世纪中叶–20世纪中叶）、成长期（20世纪50年代–20世纪60年代）、繁荣期（20世纪70年代–20世纪90年代）及成熟期（21世纪初期–至今）。孕育期我国限于有关黄土的记录,尚未在地质学思想启蒙下开展研究。萌芽期我国黄土研究主要以国外学者为主,国内从事的人员较少,主要集中于黄土成因探讨和宏观特征观察。成长期我国成立了专门的黄土研究机构,逐步开始进行系统性地研究,主要集中在黄土调查,研究区域以黄土高原为主,积累了大量的黄土资料,研究内容主要为黄土地层划分以及黄土地质工程问题。繁荣期我国黄土研究进入了比较研究阶段,开始注重进行室内分析和研究,14C年代学、古地磁地层学和热释光年代学等研究方法应用,大大促进我国黄土古气候学的研究,使黄土-古土壤气候指标成为研究全球变化的重要标尺之一。成熟期我国黄土研究逐步达到世界领先水平,得到了世界的积极认可,并获得了一系列国家级奖励,尤其在研究地球季风-干旱系统等方面成绩显着,为全球气候变化方面提供有力支撑。中国黄土研究还面临着基础研究相对薄弱、欠缺新技术新方法应用和对支撑社会经济发展的力度还不够等问题。将中国黄土研究未来发展方向归纳为四个方面:1、坚持多学科渗透交叉,加强“黄土-地球季风-大陆演化”相互作用研究;2、探索新技术和新方法应用;3、加强大数据和人工智能的使用;4、加大中国黄土研究的国际合作与交流。
陈金牛[9]（2020）在《闽西晚白垩世红层的古环境指示意义》文中研究指明中国东南地区沉积了一套中生代白垩纪广阔而深厚的陆相红色地层,是由偏红色调的碎屑岩沉积物构成,也称“红层”,而位于福建省西部的晚白垩世红层分布面积广,沉积典型,是研究古气候古环境变化的良好材料。目前,陆相白垩纪红层通常被认为是河湖相沉积,其古环境存在争论。本文以闽西晚白垩世红层为主要研究对象,通过野外采样分析,以及对采取的连城剖面（LC）和冠豸山剖面（GZS）的红层179个样品进行系统的粒度分析、环境磁学、漫反射光谱、地球化学和古土壤分析等方法进行研究,探究闽西晚白垩世红层的古环境指示意义,获得以下主要认识:（1）野外勘察和粒度结果显示,闽西晚白垩世红层的粒度组成主要以细的粉砂颗粒为主,黏土和砂含量较少,岩层为粉砂和砂互层,夹有薄层细粒砂砾层。粒度参数和粒度曲线表明沉积物搬运动力复杂。（2）闽西晚白垩世红层的磁性较低,主要载磁矿物为硬磁性矿物赤铁矿。地球化学参数显示闽西红层有较高的风化程度;稀土分配模式与上地壳（UCC）相似,表明颗粒经历了充分混合,物质为近源的混合沉积产物。（3）闽西晚白垩世红层虽然在沙县组上部发育了一定的古土壤特征,但是成壤程度不强,没有明显的古土壤粘化层（Bt）和钙积层（Bk）,与地球化学反映的较强的风化不协调。由此推断红层沉积物在沉积前已在源区经过相当程度的风化过程,之后经过混合动力搬运沉积在盆地,沉积后风化成壤弱。可见,红层本身并不能直接反映沉积区环境,需结合古土壤发育特征判断沉积环境特征和变化,从而为白垩纪红层古环境研究提供新的思路。（4）闽西晚白垩世红层表现为相对干旱半干旱的古环境,红层中主要的着色矿物赤铁矿主要形成于源区,反映了地表透水性良好的干燥氧化条件。
刘扬[10]（2020）在《白鹿塬黄土-古土壤中钙积石的组构及其古地下水文意义》文中提出黄土—古土壤中广泛存在硬磐状钙积石是松散岩中少有的、经历了一定成岩作用的坚硬地质体。对其成因展开研究对恢复区域内古气候和古地下水文有重要的科学意义。本文通过野外调查、放大镜下观察、偏光显微镜下观察和X射线衍射分析等方法对西安白鹿塬早更新世古土壤S10和S11底部硬磐状钙积石的野外产状、标本的宏观及微观组构、钙积石的矿物相特征及其古地下水文意义进行了研究。论文得到了以下成果:（1）西安白鹿塬早更新世黄土—古土壤中硬磐状钙积石一般存在于古土壤层位的底部,其厚度通常为0.3m-1m,出露长度在几十米至上百米。硬磐状钙积石与上下古土壤宏观上表现为突变接触,其上部界面通常是舒缓的波浪起伏状,较为平整,而下部界面是瘤状界面。硬磐状钙积石上下部存在明显的钙质胶结强度的差异,胶结强度的一般特征是上部高,下部低。硬磐状钙积石中的空隙除孔隙和裂隙外,还残留黄土或古土壤中的针状小孔,具有明显的残余结构。（2）偏光显微镜观测表明,黄土—古土壤中硬磐状钙积石的基底表现为强钙化和弱钙化二种基底,二者相对含量多少是决定钙积石硬度的主要因素之一。二种基底的接触线不规则,呈现港湾状、凹凸起伏等蚕蚀结构,这表明从弱钙化到强钙化过程中可能发生了交代作用。颗粒物含量很低,主要为石英、长石、粘土矿物和少量重矿物（金红石、锆石和辉石）等。在强、弱钙化的二类基底中,矿物颗粒含量的差异很大,强钙化基底中石英含量普遍低于5%,而弱钙化基底中石英含量普遍在10%-15%,这可能表明从弱钙化到强钙化的过程中有部分石英发生了溶解。胶结物以钙质胶结物为主,包括微晶和亮晶方解石,亮晶方解石具有交错栉壳结构或镶嵌式结构,一般可见到一至二个世代。孔隙主要为矿物粒间孔隙、方解石晶间孔隙和石英的溶孔。裂隙为古土壤残余的风化裂隙。此外在偏光显微镜下很少见到生物特征。（3）X射线衍射分析结果表明,钙积石粉末样品中的矿物主要为方解石、石英和粘土矿物,三种矿物占全矿物总量的85.5%-94.5%,其中方解石占36.1%-70.2%,石英占14.3%-27.8%,粘土矿物占9.1%-26.2%。粘土矿物以伊/蒙混层（占总粘土矿物的53%-75%）和伊利石（占总粘土矿物的19%-41%）为主,其次还有少量高岭石（占总粘土矿物的6%-8%）。强钙化的钙积石样品与弱钙化样品相比,方解石含量明显升高。由一种基于图像处理的孔隙统计方法得出的结果表明,S10底部钙积石中增加的方解石中平均有49%与胶结作用有关,而51%与交代作用有关,S11底部钙积石中增加的方解石中平均有30.9%是由胶结作用产生,而69.1%与交代作用有关。通过对比粘土矿物和方解石含量的变化推测硬磐状钙积石形成过程中可能存在粘土矿物被方解石间接交代,但交代机理有待深入研究。初步的研究表明,本文研究区内的硬磐状钙积石在其形成过程中没有发生蒙脱石向伊利石的转化。（4）论文提出了硬磐状钙积石形成于地下水环境中的观点,证据包括:（1）硬磐状钙积石的野外整体产状与古土壤含水层相近,其出露的地点很可能是地下水的渗出带;（2）在偏光显微镜下观察到硬磐状钙积石薄片中有完全充填空隙的、粒径可达数百微米的亮晶方解石,很少见到生物特征;（3）硬磐状钙积石形成时,其上部Ca CO3含量较低且厚度较薄的黄土或古土壤不足以为沉积硬磐状钙积石提供充足的物源;（4）黄土—古土壤中硬磐状钙积石缺乏成土碳酸盐和沼泽相碳酸盐的典型特征（如层理、豆石、悬挂式胶结物、普遍的角砾化特征和典型成土型钙积石剖面等）。在此基础上提出了硬磐状钙积石的形成模式。另外,根据古土壤层S10、S11的厚度和S9、S12的年龄推算出二层硬磐状钙积石的形成时间约为0.78Ma和0.83Ma。
二、Aspects of palaeosols in Australia（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、Aspects of palaeosols in Australia（论文提纲范文）
（1）运城盆地及北侧孤山晚新生代构造-沉积与隆升-剥蚀过程研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景和项目依托 |
| 1.2 山西地堑系的研究现状 |
| 1.3 关键科学问题 |
| 1.4 论文选题、研究内容及研究方法 |
| 1.5 论文实际工作量 |
| 1.6 主要创新点 |
| 第二章 区域地质特征与运城盆地地质特征 |
| 2.1 鄂尔多斯周缘地堑系 |
| 2.2 山西地堑系 |
| 2.3 运城盆地 |
| 第三章 运城盆地北侧孤山隆升剥露历史与侵蚀速率研究 |
| 3.1 孤山岩体岩石学特征 |
| 3.2 孤山岩体侵位深度 |
| 3.3 孤山岩体低温热年代学研究 |
| 3.4 孤山岩体侵蚀速率研究 |
| 第四章 运城盆地晚新生代磁性地层学与沉积相分析 |
| 4.1 运城盆地SG-1 孔沉积序列和沉积相分析 |
| 4.2 运城盆地晚新生代磁性地层学 |
| 4.3 运城盆地SG-1 孔环境代用指标记录 |
| 第五章 运城盆地晚新生代沉积物源分析 |
| 5.1 碎屑锆石样品采集及测试方法 |
| 5.2 碎屑锆石U-Pb年代学结果 |
| 5.3 运城盆地晚新生代沉积物源分析讨论 |
| 第六章 运城盆地构造-沉积及北侧孤山隆升剥蚀过程讨论 |
| 6.1 孤山晚新生代地貌的形成 |
| 6.2 运城盆地北部晚新生代沉积环境演化 |
| 6.3 运城盆地晚新生代构造-沉积及北侧孤山隆升剥蚀过程讨论 |
| 结论 |
| 存在的问题和展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历、攻读学位期间的研究成果及公开发表的学术论文 |
（2）黄土塬区农田—果园镶嵌布局深剖面土壤水分时空分布及影响因素（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 土壤水分时空动态 |
| 1.2.2 土壤干层与植被生长 |
| 1.2.3 农林复合系统土壤水分空间分布 |
| 1.2.4 植树造林对土壤碳库的影响 |
| 1.3 存在问题 |
| 第二章 研究内容与研究方法 |
| 2.1 研究目标与研究内容 |
| 2.2.1 研究目标 |
| 2.2.2 研究内容 |
| 2.2 技术路线 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 研究区概况 |
| 2.3.2 样地选择 |
| 2.3.3 样品采集 |
| 2.3.4 室内分析 |
| 2.3.5 整合分析法 |
| 2.4 数据分析 |
| 2.4.1 相关指标计算 |
| 2.4.2 统计分析 |
| 第三章 黄土塬区农田和苹果园土壤水分垂直分布特征 |
| 3.1 前言 |
| 3.2 材料与方法 |
| 3.2.1 研究区概况 |
| 3.2.2 试验设计与数据测定 |
| 3.2.3 数据处理 |
| 3.3 结果分析 |
| 3.3.1 土壤水分的垂直分布特征 |
| 3.3.2 土壤水分的时间稳定性特征 |
| 3.3.3 不同地块农田及果园土壤水分的垂直分布 |
| 3.3.4 相同地块不同年份土壤水分垂直分布差异 |
| 3.4 讨论 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 黄土塬区苹果园深层包气带土壤干燥化特征及影响因素 |
| 4.1 前言 |
| 4.2 材料与方法 |
| 4.2.1 研究区概况 |
| 4.2.2 样品采集与测定 |
| 4.2.3 数据处理 |
| 4.3 结果分析 |
| 4.3.1 土壤质地分布特征 |
| 4.3.2 土壤水分的空间分布特征 |
| 4.3.3 苹果园土壤干燥化特征 |
| 4.3.4 土壤水分分布的影响因素 |
| 4.4 讨论 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 区域尺度上农田转变为苹果园后土壤水分变化过程 |
| 5.1 前言 |
| 5.2 研究方法 |
| 5.2.1 数据收集 |
| 5.2.2 数据分析 |
| 5.3 结果分析 |
| 5.3.1 深剖面土壤水分变化过程 |
| 5.3.2 栽植年限对果园土壤水分的影响 |
| 5.3.3 不同栽植密度果园土壤水分差异 |
| 5.3.4 不同降水量地区果园土壤水分变化特征 |
| 5.4 讨论 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 黄土塬区农田-果园镶嵌布局下土壤水分空间分布特征 |
| 6.1 前言 |
| 6.2 材料与方法 |
| 6.2.1 研究区概况 |
| 6.2.2 样品采集与测定 |
| 6.2.4 数据分析 |
| 6.3 结果分析 |
| 6.3.1 农田-果园交界带土壤水分空间分布 |
| 6.3.2 距果园相同距离上的土壤储水量差异 |
| 6.3.3 农田果园交界带不同位置土壤储水量及土壤水势分布 |
| 6.4 讨论 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 黄土塬区农田变为果园后深层土壤水分消耗与有机碳的关系 |
| 7.1 前言 |
| 7.2 材料与方法 |
| 7.2.1 研究区概况 |
| 7.2.2 样品采集与测定 |
| 7.2.3 数据计算与分析 |
| 7.3 结果分析 |
| 7.3.1 土壤有机碳在垂直剖面上的分布 |
| 7.3.2 剖面土壤碳储量的分布特征 |
| 7.3.3 土壤有机碳分布的影响因素 |
| 7.3.4 深层土壤水分消耗与有机碳储量的关系 |
| 7.4 讨论 |
| 7.5 小结 |
| 第八章 主要结论与研究展望 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 创新点 |
| 8.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（3）驿马关黄土—古土壤及Franciscan杂岩体变质橄榄岩硅同位素研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 硅元素地球化学 |
| 1.2 硅同位素地球化学 |
| 1.3 选题依据与意义 |
| 1.4 研究内容与工作量小结 |
| 第2章 硅同位素分析方法 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 样品溶解和化学纯化 |
| 2.3 硅同位素质谱测试 |
| 第3章 驿马关黄土-古土壤硅同位素研究 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 地质背景及样品描述 |
| 3.2.1 地质背景 |
| 3.2.2 样品描述 |
| 3.3 分析结果 |
| 3.4 结果讨论 |
| 3.4.1 SiO_2/TiO_2、SiO_2/Al_2O_3变化原因 |
| 3.4.2 制约大陆上地壳硅同位素组成 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 Franciscan杂岩体变质橄榄岩硅同位素研究 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 地质背景及样品描述 |
| 4.2.1 地质背景 |
| 4.2.2 样品描述 |
| 4.3 分析结果 |
| 4.4 结果讨论 |
| 4.4.1 俯冲带富硅流体交代过程中硅同位素分馏行为 |
| 4.4.2 对残余俯冲板片硅同位素组成的制约 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 总结与展望 |
| 5.1 结论 |
| 5.2 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 在读期间发表的学术论文与取得的其它研究成果 |
（4）末次间冰期以来甘孜黄土微体炭屑粒度与形态特征及其古环境意义（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.1.1 黄土微体炭屑与环境变化 |
| 1.1.2 川西高原黄土研究 |
| 1.1.3 炭屑鉴定方法研究进展 |
| 1.2 研究的目的、内容和技术路线 |
| 1.2.1 研究目的和内容 |
| 1.2.2 技术路线 |
| 第二章 研究区和研究方法 |
| 2.1 川西高原地理概况 |
| 2.1.1 地貌与气候概况 |
| 2.1.2 植被概况 |
| 2.1.3 剖面概况 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 炭屑提取方法 |
| 2.2.2 炭屑的鉴定和统计 |
| 2.2.3 有机质、磁化率和有机碳同位素分析 |
| 第三章 研究结果 |
| 3.1 微炭屑粒径统计结果 |
| 3.1.1 微炭屑颗粒统计结果 |
| 3.1.2 炭屑粒径分布和粒度参数 |
| 3.2 黄土微体炭屑沿剖面变化特征 |
| 3.2.1 不同粒级的炭屑在剖面上的变化特征 |
| 3.2.2 新市剖面炭屑的浓度和形态变化特征 |
| 3.3 其它环境指标结果 |
| 3.3.1 新市剖面磁化率变化特征 |
| 3.3.2 黄土有机质与有机碳同位素 |
| 第四章 末次间冰期以来甘孜黄土微体炭屑记录与环境变化 |
| 4.1 微体炭屑与环境意义 |
| 4.2 甘孜地区末次间冰期以来的野火历史和植被状况 |
| 4.3 与其它环境记录的对比 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（5）构造和气候作用下的末次冰消期四川叠溪湖相沉积记录研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.3 目前存在的科学问题及拟开展的工作 |
| 1.4 论文主要内容和完成工作量 |
| 第二章 区域概况 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 区域自然地理概况 |
| 第三章 材料与方法 |
| 3.1 叠溪博物馆剖面样品采集 |
| 3.2 试验方法 |
| 3.3 数据处理方法 |
| 第四章 岷江河流沉积物特征及其构造响应 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 样品采集 |
| 4.3 岷江河流沉积物特征与分析 |
| 4.4 岷江河流沉积物物源及搬运动力讨论 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 湖相沉积孢粉记录的区域气候演化 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 样品采集与实验分析 |
| 5.3 新磨村剖面的孢粉记录 |
| 5.4 末次冰消期气候演化 |
| 5.5 .本章结论 |
| 第六章 叠溪博物馆湖相沉积的年代序列 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 样品采集和实验处理 |
| 6.3 测试结果及分析 |
| 6.4 叠溪剖面年龄深度序列建立 |
| 6.5 叠溪剖面沉积速率讨论 |
| 第七章 叠溪博物馆湖相沉积古地震记录 |
| 7.1 湖相沉积的成因分析 |
| 7.2 端元模拟结果及物源分析 |
| 7.3 湖相沉积的古地震记录 |
| 7.4 本章小结 |
| 第八章 叠溪博物馆湖相沉积高频波动的构造控制 |
| 8.1 .引言 |
| 8.2 .湖相沉积物高频波动的指标分析 |
| 8.3 .湖相沉积物高频波动的构造响应 |
| 8.4 .本章小结 |
| 第九章 磁化率与粒度组分相关性对比 |
| 9.1 引言 |
| 9.2 剖面介绍和样品选择 |
| 9.3 粒度组分和磁化率特征 |
| 9.4 磁化率与粒度组分相关性分析 |
| 9.5 湖相沉积中磁化率受控机制探讨 |
| 9.6 本章小结 |
| 第十章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介及攻读博士期间发表文章 |
（6）中国东部晚中新世以来干湿古气候与古植被演化及其驱动机制（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景和意义 |
| 1.2 国内外研究进展及存在问题 |
| 1.2.1 晚新生代东亚季风的演化 |
| 1.2.2 微生物四醚膜脂化合物GDGTs的研究现状 |
| 1.2.3 新生代晚期全球植被演化 |
| 1.2.4 目前存在的问题 |
| 1.3 主要研究内容和研究思路 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 论文思路 |
| 1.4 论文工作量统计 |
| 第二章 研究区域与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 青海湖区域概况 |
| 2.1.2 天津G3钻孔区域研究概况与钻孔岩性特征 |
| 2.1.3 盐城ZKA4钻孔区域研究概况与钻孔岩性特征 |
| 2.2 样品采集 |
| 2.3 实验方法 |
| 2.3.1 GDGTs化合物的提取和分离 |
| 2.3.2 GDGTs化合物的检测 |
| 2.3.3 有机碳同位素前处理及测试 |
| 2.3.4 其它测试 |
| 第三章 现代河湖沉积物GDGTs化合物的分布特征及对古环境重建的指示意义 |
| 3.1 序言 |
| 3.2 古菌isoGDGTs及相关指标在现代河湖相沉积环境中的变化 |
| 3.2.1 古菌isoGDGTs在湖泊及河流沉积物中的分布特征 |
| 3.2.2 古菌isoGDGTs化合物及相关指标在土壤-河流-湖泊动态过程中的变化 |
| 3.3 干湿古气候指标GDGT-0/Cren在河湖相沉积环境中的适用性 |
| 3.3.1 现代湖泊沉积物中GDGT-0/Cren与水深的关系 |
| 3.3.2 GDGT-0/Cren在现代湖泊中与季节性降雨的关系 |
| 3.3.3 GDGT-0/Cren在现代湖沼环境中的变化 |
| 3.4 细菌br GDGTs及相关指标在现代河湖相沉积环境中的变化 |
| 3.4.1 细菌brGDGTs化合物在不同沉积环境中的分布特征 |
| 3.4.2 brGDGTs相关指标在土壤-河流-湖泊动态过程中的变化及其影响因素 |
| 3.4.3 不同环境下影响brGDGTs指标的因素讨论 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 中国东部晚中新世以来干湿古气候时空变化规律及其驱动机制 |
| 4.1 序言 |
| 4.2 GDGTs指标重建中国东部晚中新世以来干湿古气候变化 |
| 4.2.1 GDGTs化合物在G3和ZKA4钻孔中的分布 |
| 4.2.2 中国东部晚中新世以来干湿古气候变化 |
| 4.3 8Ma以来东亚季风区干湿古气候空间变化模式 |
| 4.4 晚中新世以来东亚季风区干湿古气候变化的驱动机制 |
| 4.4.1 现代中国东部降雨“三极模式”及机制简介 |
| 4.4.2 早上新世中国东部干湿古气候变化的机制初探 |
| 4.5 晚中新世以来西风区与季风区干湿古气候变化的对比 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 植被演化反映的中国东部晚中新世以来气候环境演变 |
| 5.1 序言 |
| 5.2 8Ma以来C_3/C_4植物在中国东部的演化 |
| 5.2.1 有机碳同位素在天津G3钻孔以及ZKA4钻孔中的变化特征 |
| 5.2.2 中国东部晚中新世以来C_3/C_4植物演化 |
| 5.3 上新世全球C_4植物扩张及其驱动机制 |
| 5.3.1 上新世全球C_4扩张记录 |
| 5.3.2 pCO_2的降低引起上新世C_4植物的全球扩张 |
| 5.4 上新世之后东亚季风区草本的演化 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 问题与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（7）黄土高原西峰剖面末次间冰期以来石英光释光灵敏度变化研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.1.1 中国黄土与水系、构造带、沙漠的空间耦合关系 |
| 1.1.2 中国黄土的研究焦点和方法 |
| 1.1.3 石英光释光灵敏度方法 |
| 1.2 黄土国内外研究现状 |
| 1.2.1 黄土物源研究 |
| 1.2.2 时-空序列上石英光释光灵敏度研究 |
| 1.2.3 热史和沉积史对石英光释光灵敏度影响 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 研究意义 |
| 1.5 研究方法及技术路线 |
| 1.6 特色和创新点 |
| 1.7 工作量 |
| 第二章 研究区概况、样品采集和实验方法 |
| 2.1 黄土概述 |
| 2.1.1 黄土的分布 |
| 2.1.2 黄土的组成 |
| 2.1.3 黄土的连续性 |
| 2.1.4 黄土成因 |
| 2.2 研究区概况 |
| 2.2.1 黄土高原西峰剖面 |
| 2.2.2 剖面地层划分及描述 |
| 2.3 样品采集 |
| 2.4 实验方法 |
| 2.4.1 磁化率 |
| 2.4.2 粒度 |
| 2.4.3 石英光释光灵敏度 |
| 第三章 石英光释光灵敏度 |
| 3.1 原理 |
| 3.1.1 释光原理及机制 |
| 3.1.2 仪器介绍 |
| 3.2 实验过程 |
| 3.2.1 辐照系统的标定 |
| 3.2.2 前处理和测样制备 |
| 3.3 上机测试 |
| 3.3.1 石英光释光灵敏度测试程序描述 |
| 3.3.2 数据处理过程描述 |
| 3.3.3 判断是否为纯石英的方法 |
| 3.3.4 预热条件的选择 |
| 3.3.5 不同仪器对比 |
| 3.3.6 特征饱和剂量(D0)的测量 |
| 第四章 石英光释光灵敏度变化的物源指示意义 |
| 4.1 结合磁化率、粒度确定地层 |
| 4.1.1 黄土磁化率 |
| 4.1.2 黄土粒度 |
| 4.1.3 结合磁化率、粒度确定西峰剖面地层 |
| 4.2 石英光释光灵敏度变化讨论 |
| 4.2.1 实验结果 |
| 4.2.2 前人在时间-空间序列上石英光释光灵敏度的相关研究 |
| 4.2.3 讨论 |
| 4.2.4 不同仪器之间光释光灵敏度可靠性评估 |
| 第五章 结论和展望 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 不足和展望 |
| 参考文献 |
| 研究成果 |
| 致谢 |
（8）中国黄土研究简史（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 选题依据与研究意义 |
| 1.2.1 社会文化意义 |
| 1.2.2 经济建设意义 |
| 1.2.3 生态环境意义 |
| 1.3 研究内容与现状 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究现状 |
| 1.4 存在问题 |
| 1.5 研究思路及技术路线 |
| 1.6 研究方法 |
| 1.6.1 文献检索 |
| 1.6.2 数据处理 |
| 1.6.3 专家访谈 |
| 1.7 完成工作量 |
| 第2章 研究文献数据分析 |
| 2.1 中文文献统计分析 |
| 2.1.1 论文主题数 |
| 2.1.2 研究机构发表论文数 |
| 2.1.3 论文发表期刊数 |
| 2.2 SCI英文论文分析 |
| 2.2.1 SCI英文论文的国家分布 |
| 2.2.2 SCI英文论文研究机构分布 |
| 2.2.3 英文SCI论文的发表期刊分析 |
| 2.2.4 SCI英文论文被引情况 |
| 2.3 发表论文统计综述 |
| 第3章 孕育期和萌芽期(20世纪中叶前) |
| 3.1 孕育期(19 世纪中叶以前) |
| 3.2 萌芽期(19 世纪中叶—20 世纪中叶) |
| 3.2.1 黄土成因 |
| 3.2.2 黄土地层学 |
| 第4章 成长期(20 世纪50 年代—60 年代) |
| 4.1 黄土地层学 |
| 4.2 黄土地貌学 |
| 4.3 黄土成因学与新风成学说 |
| 4.4 黄土地质工程学 |
| 第5章 繁荣期(20 世纪70 年代—90 年代) |
| 5.1 新技术广泛应用和黄土地层学 |
| 5.2 黄土与古气候 |
| 5.3 黄土研究与全球气候变化 |
| 5.4 黄土地质工程学 |
| 第6章 成熟期(21世纪初—至今) |
| 6.1 黄土地层学 |
| 6.2 黄土古气候学 |
| 6.3 黄土高原生态修复 |
| 6.4 工程地质学 |
| 6.5 黄土考古学 |
| 第7章 存在主要问题与未来发展方向 |
| 7.1 主要问题 |
| 7.1.1 基础研究仍需进一步加强 |
| 7.1.2 研究技术和手段还显不足 |
| 7.1.3 支撑服务社会经济发展力度还不够 |
| 7.2 未来发展方向 |
| 7.2.1 多学科渗透和交叉研究 |
| 7.2.2 使用新技术和新手段 |
| 7.2.3 大数据与人工智能的使用 |
| 7.2.4 国际合作和交流 |
| 第8章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（9）闽西晚白垩世红层的古环境指示意义（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景和国内外研究现状 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 国内外白垩纪地层研究 |
| 1.1.3 红层的古气候古环境研究 |
| 1.2 选题依据和拟解决的问题 |
| 1.2.1 选题依据 |
| 1.2.2 研究内容和拟解决的问题 |
| 1.3 工作量表 |
| 1.4 研究技术路线图 |
| 第二章 研究区概况和实验方法 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.2 剖面信息及样品采集 |
| 2.3 实验方法 |
| 2.3.1 粒度参数测量 |
| 2.3.2 环境磁学参数测量 |
| 2.3.3 漫反射光谱测量 |
| 2.3.4 地球化学元素测量 |
| 2.3.5 古土壤薄片制备与观察 |
| 2.4 粒度方法及参数意义 |
| 2.5 环境磁学的原理、应用及参数意义 |
| 2.5.1 环境磁学的原理 |
| 2.5.2 环境磁学的应用 |
| 2.5.3 环境磁学的参数意义 |
| 2.6 漫反射光谱方法 |
| 2.7 地球化学方法及参数意义 |
| 2.8 古土壤辨别和微观方法 |
| 第三章 闽西晚白垩世红层的粒度特征 |
| 3.1 粒度特征 |
| 3.2 小结 |
| 第四章 闽西晚白垩世红层的磁学和漫反射光谱特征 |
| 4.1 磁学特征 |
| 4.1.1 高温磁学特征 |
| 4.1.2 磁滞回线特征 |
| 4.1.3 常温磁学特征 |
| 4.2 漫反射光谱特征 |
| 4.3 小结 |
| 第五章 闽西晚白垩世红层元素地球化学特征 |
| 5.1 常量元素 |
| 5.2 稀土元素 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 闽西晚白垩世红层的古土壤特征 |
| 6.1 古土壤识别方法 |
| 6.2 样品古土壤特征 |
| 6.3 小结 |
| 第七章 讨论 |
| 7.1 红层风化沉积和磁学特征以及成壤分析 |
| 7.2 古土壤的认识和红层成壤探讨 |
| 7.3 古环境分析与探究 |
| 第八章 结论与展望 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 不足与展望 |
| 附录1 常量元素含量以及地球化学参数表 |
| 附录2 REE含量以及分馏特征参数 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间承担的科研任务与主要成果 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
（10）白鹿塬黄土-古土壤中钙积石的组构及其古地下水文意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 钙积石 |
| 1.2.2 成土型钙积石 |
| 1.2.3 地下水型钙积石 |
| 1.2.4 沼泽型钙积石 |
| 1.2.5 成土型钙积石与地下水型钙积石的区别 |
| 1.2.6 黄土—古土壤中的钙积石 |
| 1.3 黄土—古土壤中钙积石研究存在的问题 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.5 技术路线 |
| 第二章 黄土—古土壤中硬磐状钙积石的宏观特征 |
| 2.1 研究剖面概述 |
| 2.1.1 剖面简介 |
| 2.1.2 岩性描述 |
| 2.1.3 硬磐状钙积石的产状 |
| 2.2 标本采集 |
| 2.3 硬磐状钙积石的宏观组构 |
| 2.3.1 基底 |
| 2.3.2 钙质胶结物 |
| 2.3.3 颗粒物 |
| 2.3.4 空隙 |
| 2.3.5 其它 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 黄土—古土壤中硬磐状钙积石的微观组构 |
| 3.1 研究方法 |
| 3.2 硬磐状钙积石的微观组构 |
| 3.2.1 基底 |
| 3.2.2 颗粒物 |
| 3.2.3 胶结物 |
| 3.2.4 孔隙和裂隙 |
| 3.3 成岩作用 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 黄土—古土壤中硬磐状钙积石的矿物相 |
| 4.1 全岩矿物含量 |
| 4.1.1 样品 |
| 4.1.2 实验方法 |
| 4.1.3 分析结果 |
| 4.2 区分胶结作用和交代作用形成的方解石 |
| 4.2.1 胶结作用形成的方解石 |
| 4.2.2 交代作用形成的方解石 |
| 4.3 矿物的转化过程 |
| 4.3.1 粘土矿物向方解石转化 |
| 4.3.2 蒙脱石向伊/蒙混层和伊利石转化 |
| 4.3.3 长石的风化 |
| 4.4 粘土矿物含量变化的古气候意义 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 黄土—古土壤中硬磐状钙积石的古地下水文和古气候意义 |
| 5.1 硬磐状钙积石的形成时间 |
| 5.2 硬磐状钙积石形成时的古地下水文环境和古气候 |
| 5.2.1 古地下水文 |
| 5.2.2 古气候 |
| 5.3 硬磐状钙积石的成因 |
| 5.4 硬磐状钙积石的形成模式 |
| 结论与建议 |
| 1 结论 |
| 2 建议 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
四、Aspects of palaeosols in Australia（论文参考文献）
- [1]运城盆地及北侧孤山晚新生代构造-沉积与隆升-剥蚀过程研究[D]. 闫纪元. 中国地质科学院, 2021
- [2]黄土塬区农田—果园镶嵌布局深剖面土壤水分时空分布及影响因素[D]. 王亚萍. 西北农林科技大学, 2021
- [3]驿马关黄土—古土壤及Franciscan杂岩体变质橄榄岩硅同位素研究[D]. 王保亮. 中国科学技术大学, 2021(08)
- [4]末次间冰期以来甘孜黄土微体炭屑粒度与形态特征及其古环境意义[D]. 唐国乾. 兰州大学, 2021(11)
- [5]构造和气候作用下的末次冰消期四川叠溪湖相沉积记录研究[D]. 时伟. 中国地震局地质研究所, 2020
- [6]中国东部晚中新世以来干湿古气候与古植被演化及其驱动机制[D]. 卢佳仪. 中国地质大学, 2020(03)
- [7]黄土高原西峰剖面末次间冰期以来石英光释光灵敏度变化研究[D]. 李娇. 西北大学, 2020(02)
- [8]中国黄土研究简史[D]. 王清雅. 中国地质大学(北京), 2020(09)
- [9]闽西晚白垩世红层的古环境指示意义[D]. 陈金牛. 福建师范大学, 2020(12)
- [10]白鹿塬黄土-古土壤中钙积石的组构及其古地下水文意义[D]. 刘扬. 长安大学, 2020