一、柴达木盆地现代沉积地球化学的研究（论文文献综述）
李思琪,谢远云,康春国,迟云平,孙磊,吴鹏[1]（2022）在《物源—河流过程—化学风化对松花江水系沉积物重矿物组成的影响》文中研究说明松花江水系作为我国七大水系之一,对其沉积物组成的深入探究对揭示源区控制因素和沉积物的搬运—沉积过程具有重要意义。重矿物蕴含着源岩母岩的重要信息,是解开由源到汇过程和物源示踪的重要工具。为了评估物源、河流过程和化学风化对重矿物组成的影响,我们从松花江水系干流和支流的边滩以及阶地共取32个样品,进行分粒级（<63μm、63～125μm和125～250μm）的重矿物分析。结果表明,松花江水系源区母岩信息在嫩江各支流（诺敏河最为典型）的重矿物组成中得到很好的反映,但在嫩江干流中没有得到反映,这表明物源对重矿物组成的控制受到河流过程的影响。松花江水系的重矿物组成以角闪石、绿帘石、钛铁矿和榍石为主。河流沉积物的重矿物组成主要富集在63～125μm组分,同一河流的不同河段的重矿物组成存在显着差异（巴兰河尤为典型）,表明了河流搬运—沉积过程对重矿物组成起到重要控制。哈尔滨松花江T2阶地沉积物（弱风化）的重矿物组成基本保留了现代河流砂特征,讷谟尔河T1阶地沉积物（中等风化）的重矿物受到一定程度的改造,而受到严重化学风化影响的通河松花江T3阶地的重矿物组成已遭受严重破坏,不稳定矿物（角闪石和辉石）以及蕴含的母岩信息已完全消失,表明了重矿物组成明显受到沉积物化学风化程度的影响。由于源—汇过程中重矿物的混合和由此导致的稀释作用,使得沉积物携带的物源信息经过长距离搬运之后逐渐变得模糊。因此,我们认为,在进行河流重矿物源—汇过程研究中,宽粒度分析窗口和足够多的样品数量需要考虑以充分获取源区完整的重矿物组成信息。同时,在利用河流阶地重矿物组成进行源—汇联系和古水系演化研究时,需要首先评估阶地沉积物的化学风化程度。
王君贤[2]（2021）在《新疆大长沟盆地下侏罗统八道湾组含油页岩系精细分析及古环境重建》文中提出大长沟盆地下侏罗统八道湾组发育有油页岩、烛藻煤和腐殖煤等多种富有机质沉积岩,是精细分析含油页岩系有机质富集机制和古环境重建的的良好载体。本论文基于沉积学、层序地层学、有机岩石学、元素地球化学、有机地球化学和同位素地球化学等理论与方法,对大长沟盆地含油页岩系古沉积环境、古气候、有机质来源与富集机制,及沉积有机质对环境变化的响应等进行了精细研究。根据岩心、露天矿剖面和测井数据,本区识别出主要沉积相类型为湖泊和三角洲相,并进一步划分为半深湖-深湖、浅湖、三角洲前缘和三角洲平原4种沉积亚相和8种沉积微相,油页岩和烛藻煤发育在半深湖-深湖环境中,腐殖煤形成于三角洲平原河道间的沼泽环境。根据岩心和测井资料将八道湾组划分为两个三级层序,通过沉积演化分析认为层序II沉积时期物源供给方向稳定,主要物源区为盆地东北方向。厚层油页岩主要在层序II高水位体系域（HST）时期的半深湖-深湖环境中发育,烛藻煤与之共生。岩心及剖面样品所揭露油页岩具有整体较高的有机碳含量（TOC）（平均为13.0 wt.%）和生烃潜力（平均为77mg/g）。腐殖煤和烛藻煤均具有高的TOC含量（平均为51.6 wt.%）,但烛藻煤的生烃潜力S1+S2（平均为242 mg/g）要高于腐殖煤（平均为178 mg/g）。油页岩与烛藻煤具有相似的氢指数（HI）（平均值分别为531和551 mg HC/g TOC）,腐殖煤HI明显低于前二者（平均为268 mg HC/g TOC）。油页岩有机质类型为I型和II1型,烛藻煤为II1型,腐殖煤为II2型。Tmax（平均439℃）和Ro（0.37～0.43%）测定结果显示八道湾组有机质成熟度较低,处于未熟-低熟阶段。工业分析表明,烛藻煤具有最高的含油率（最高达24.4%,平均为18.3%）,高于腐殖煤（最高为13.1%,平均为12.2%）和油页岩（最高达12.7%,平均为7.4%）。油页岩灰分（平均为75.8%）要高于两种煤（平均为36.9%）。应用生物标志化合物、有机显微组分和有机碳同位素对油页岩、烛藻煤和腐殖煤的有机质来源进行分析,结果显示油页岩中有机质来源以藻类体为主,其次为内源挺水植物和陆源高等植物。烛藻煤和腐殖煤皆以高等植物为主要有机质来源,但前者具有相对较高的藻类体含量。分析认为烛藻煤中的陆源有机质经历了搬运和分选作用,使富氢组分沉积于较深水体,从而导致了烛藻煤具有较高的生烃潜力,腐殖煤中有机质则为高等植物近源或原地沉积。通过微量元素富集系数EF、黄铁矿化度替代指标（DOPT）、生标参数植烷和姥鲛烷比值（Pr/Ph）以及重排甾烷相对含量对水体的氧化还原性进行分析,结合岩相学特征,认为八道湾组油页岩沉积环境为贫氧环境,烛藻煤沉积于贫氧-还原环境。结合Sr/Ba,Ca/Mg元素比值和伽马蜡烷指数（GI）对盐度特征进行分析,认为油页岩沉积时期水体为淡水环境,烛藻煤沉积时期水体为半咸水-咸水环境。利用元素比值C-value和Sr/Cu、有机碳同位素、孢粉和粘土矿物组成等多种古气候代用参数,认为油页岩和烛藻煤共同形成于温暖湿润的气候背景下,但烛藻煤是相对湿热气候背景下的产物,较高的蒸发量使沉积环境盐度增高,同时高等植物输入量增加,有利于烛藻煤的形成。层序I和层序II的HST时期气候最为温暖湿润,致使湖泊内源生产力提升,增加了藻类输入,促进了厚层油页岩的形成。由此表明,古气候是控制层序地层格架内不同沉积时期的沉积物类型和油页岩展布特征的首要因素。长链正构烷烃(nC27,29,31)单体碳同位素的的垂向变化趋势可以较好的反映沉积时期古大气CO2浓度变化。根据C3植物碳同位素构成对环境CO2浓度的协变关系,计算了油页岩主矿层沉积时期对应的大气CO2浓度为593-2546 ppm,平均为1172 ppm（+279,-135ppm）,整体较高并具有较大的波动范围。油页岩沉积初期伴随着相对较高的大气CO2浓度及温暖湿润的气候背景导致了大规模的湖侵,并诱发了生物生产力的提高。该阶段的大气CO2与较高的惰质体含量对应,是在高CO2浓度背景下火灾发生频率较高所致。烛藻煤与CO2高值点具有一定耦合性,即CO2浓度的升高有利于高等植物的发育,也提高了湖泊的生物生产力,促使了湖相烛藻煤的形成。
李克永,徐帅康,李文厚,马瑶[3]（2021）在《渭河盆地固市凹陷新近系沉积古环境恢复》文中研究表明针对渭河盆地新近系沉积古环境恢复问题,以渭河盆地固市凹陷荔参1井岩芯资料为例,结合周缘野外露头特征,利用孢粉、介形虫等古生物化石和古盐度、风化指数、B/Ga比、Sr/Ba比、Fe/Mn比、Th/U比、氧化还原条件指标及钴含量推算古水深等地球化学方法,恢复渭河盆地新近系沉积古环境。结果表明:渭河盆地新近系孢粉由中新统高陵群阔叶林、灞河组疏林草原向上新统游河组森林草原植被演变,含浪游土星介、显着真星介等古生物化石,为暖湿转为冷干的半干旱气候特征;微量元素分析显示,新近系古盐度平均值0.65‰、风化指数平均值64.51,B/Ga比值平均2.44、Sr/Ba比值平均0.65,Fe/Mn值平均56.3、Th/U值平均4.36,氧化还原条件指标平均值0.82,钴含量推算最大古水深范围4.16～19.42 m,平均最大古水深13.01 m,认为渭河盆地新近系为中等程度风化陆相淡水—半咸水沉积环境。研究为渭河盆地新近系沉积古环境恢复提供理论基础,也为渭河盆地其他层位及其他盆地沉积古环境恢复提供理论依据。
阿衣登古丽·托汗[4]（2021）在《塔西南叶城凹陷石炭纪岩相特征及沉积模式研究》文中指出
赵芸,张昌民,朱锐,冯文杰,赵康[5]（2021）在《分支河流体系（DFS）研究进展》文中进行了进一步梳理分支河流体系（DFS）是基于对全球700余个现代沉积盆地中冲积河流沉积体系进行统计分析基础上提出的新术语,它是指河流从某一顶点开始进入盆地并呈放射状展布的沉积体系。通过梳理10 a来相关学者对全球范围内现代及岩石记录中DFS的研究成果,介绍了分支河流体系的概念、规模、特征等方面的研究现状。结果表明DFS的形态和分布是构造和气候共同作用的产物,其中构造活动是DFS发育的前提和决定性因素;DFS研究应注重其近端、中段、远端在时间和空间上的连接关系,以建立DFS沉积模式;最后总结了DFS的研究技术和方法。分支河流体系概念的提出及沉积模式研究,拓展了认识大型河流沉积体系的思路,使冲积扇沉积学、河流沉积学和沉积体系研究不断得以深入,对进一步认识中国陆相盆地的沉积体系及指导油气资源勘探开发等具有重要的意义。
陈敏[6]（2021）在《基于湖区差异的磷形态特征》文中认为湖泊沉积物磷属于水生生态系统磷循环的重要组成部分,其地球化学形态是判别沉积物中磷迁移能力的重要参数。本文以蒙新高原湖区的乌梁素海、呼伦湖、岱海、博斯腾湖、大龙池以及东部平原湖区的鄱阳湖、太湖、武汉城市湖泊为研究对象,以磷形态及铁、铝、钙的分布关系为基础,系统开展了湖泊沉积物磷在空间和时间尺度上的分布特征研究,总结归纳了不同湖泊沉积物磷形态分布的差异性机制;利用古环境代用指标,尝试性地探讨了磷与湖泊流域环境变化的响应关系,为进一步解释湖泊沉积物中磷的地球化学循环的主要控制因子及差异性机制,以及不同湖泊富营养化发生机制积累了基础资料。主要结果如下:1.不同湖区沉积物磷呈现出显着的空间差异,总磷排序为武汉城市湖泊>蒙新高原湖区（呼伦湖>岱海>大龙池>乌梁素海>博斯腾湖）>东部平原湖区（太湖>鄱阳湖）;依据沉积物质量评估标准,东部平原湖区属于安全水平,武汉城市湖泊、蒙新高原湖区属于中度污染水平。2.对比结果表明,蒙新高原湖区磷的主要赋存形态为Ca-IP,各形态磷含量序列为Ca-IP>OP、Re-IP>Fe-IP、Al-IP>Ex-IP;东部平原湖区磷的主要赋存形态为Fe-IP和Al-IP,各形态磷含量序列为Fe-IP、Al-IP>Ca-IP、Re-IP>OP>Ex-IP;两湖区活性磷平均占比分别为18.7%、61.3%。3.相关性研究表明,沉积物中磷迁移转化的方向和程度与沉积环境密切相关,存在着有机磷向无机磷的转化,以及各形态无机磷间的相互转化。4.蒙新高原与东部平原湖区沉积磷主导形态的差异反映了湖泊沉积物异质性及流域环境条件对磷形态的再分配的差异性影响。Fe-IP与富营养化指数的对比结果表明,Fe-IP作为沉积物中最敏感的磷源,可反映湖泊沉积物的释磷能力。5.据沉积物中NaOH-Al/BD-Fe值及活性磷含量水平,综合判断呼伦湖沉积物释磷风险较低,其他湖泊释磷潜力序列为:武汉城市湖泊>太湖>鄱阳湖>博斯腾湖>岱海>大龙池>乌梁素海。6.湖泊流域气候变化过程与磷的剖面分布发现,磷在湖泊中的赋存量受湖泊流域气候变化及人类活动的共同影响,且不同湖泊对气候演化响应的磷形态有所差异。
赵拓飞[7]（2021）在《青海东昆仑西段卡尔却卡-阿克楚克赛地区镍、铜成矿作用研究》文中提出青海省卡尔却卡-阿克楚克赛地区位于青海与新疆交界处,大地构造位置属柴达木地块南缘,东昆仑造山带西段。研究区经历了始太古代-古元古代结晶基底的形成,中-新元古代板块汇聚、前原特提斯洋盆演化和玄武岩高原的拼贴,加里东期-海西早期原特提斯洋构造域和海西晚期-印支早期古特提斯洋构造域的演化,印支晚期-燕山早期陆内造山作用和燕山晚期-喜马拉雅期区域的隆升作用。同时漫长而复杂的构造演化过程导致区内发育多期多类型矿产资源,但近几年受客观条件所限,一些科学问题制约着找矿突破,如地质研究程度较低,部分基础地质信息模糊,区内构造演化存在争议,矿床类型和成矿作用有待深入研究。本文通过对区内各类岩体和典型矿床进行研究,完善基础地质信息,探讨成矿动力学模式,总结成矿规律,从而进一步总结区域成矿理论,辅助区内矿产勘探工作。通过对研究区内黑云二长片麻岩、石英闪长岩、花岗闪长岩和二长花岗斑岩的年代学和地球化学等研究认为:厘定阿克楚克赛地区“古元古界金水口群片麻岩”实为新元古代早期（～946Ma）片麻状黑云二长花岗岩,岩体具同碰撞S型花岗岩特征。对比发现区域上该时期岩浆活动广泛发育,认为东昆仑地区在中-新元古代发育强烈的构造-岩浆事件,其可能响应全球性Rodinia超大陆的聚合。厘定阿克楚克赛高Mg闪长岩成岩时代为加里东晚期（～426Ma）,岩石具赞岐岩类地球化学特征。加里东晚期受原特提斯洋演化的影响,万宝沟大洋玄武岩高原拼贴至北部柴达木地块南缘之上,深部洋壳板片继续俯冲发生断离,软流圈沿板片断离形成的板片窗上涌至地壳浅部形成镁铁质-超镁铁质侵入岩,上涌过程中与富Mg的断离板片熔融,形成本区高Mg闪长岩类。卡尔却卡花岗闪长岩形成于印支早期（～242Ma）。岩石为新生玄武质地壳和古老的硅铝质地壳物质混合形成,与俯冲带岩浆岩特征一致。表明印支早期与古特提斯洋俯冲有关的岩浆侵入活动强烈。阿克楚克赛二长花岗斑岩形成于印支晚期（～221Ma）。岩石为高分异I型花岗岩,岩浆主要来源于下地壳的部分熔融,并有幔源物质的加入,形成于强烈伸展的构造背景下。东昆仑地区古特提斯洋在海西晚期向北俯冲,中三叠世洋盆闭合,形成与俯冲有关的壳源岩浆。晚三叠世东昆仑地区进入后碰撞伸展阶段,岩石圈拆沉减薄导致大规模伸展作用发生,幔源岩浆上涌,直接侵位形成基性-超基性岩石。上侵过程中或与地壳物质混合形成壳幔混源岩浆,或加热地壳形成壳源岩浆。印支期岩浆活动最为强烈,是东昆仑地区最重要的岩浆-热液矿床成矿作用期。对研究区内四个典型矿床（点）进行研究,阿克楚克赛地区原被划分为泥盆纪闪长岩岩体实为辉石岩和辉长岩经自变质作用形成的杂岩体,形成时代包括加里东晚期和印支晚期。厘定含矿辉石岩锆石U-Pb年龄为416±3Ma,变质辉长岩锆石U-Pb年龄为424±3Ma。矿床类型为岩浆铜镍硫化物矿床,含矿岩浆起源于亏损地幔的部分熔融并受到俯冲组分的加入,同时侵位过程中奥陶-志留纪滩间山群大理岩地层为幔源岩浆的成矿作用提供了外源硫,Ca2+、Mg2+等离子的加入导致岩浆结晶温度降低,使岩浆中硫化物发生过饱和,从岩浆中熔离成矿。区内新发现一期晚三叠世（～220Ma）辉长岩岩体,岩体形成于造山后岩石圈拆沉减薄,幔源物质底侵的构造背景下。岩浆源区为富集岩石圈地幔,岩浆结晶分异程度差,岩相单一,硫化物熔离程度低,蚀变和矿化弱。综上,青海东昆仑西段加里东晚期铜镍硫化物矿床找矿潜力巨大,印支晚期找矿潜力一般。通过野外调研,在阿克楚克赛地区新发现一处铅、锌矿化点。早三叠世花岗斑岩（～244Ma）发生强蚀变,钻孔浅部可见青磐岩化带,西侧钻孔深部出现泥化带,并发育浸染状黄铁矿、方铅矿、闪锌矿等。铅、锌品位低且连续性好,符合斑岩型矿床的面型蚀变和分带特征。限于矿化点发现时间晚,工作程度低,目前研究仍处于蚀变带外围。但该矿化点热液蚀变强烈,蚀变带规模大,剥蚀程度小,深部有进一步勘查的潜力。该矿化点的发现表明昆中带在总体抬升大的背景下其北部存在差异性的下降,具有斑岩型矿床的找矿潜力。卡尔却卡A区分南北两矿段,南矿段成矿与硅化关系密切,矿体严格受断裂构造控制,矿石发育团块状构造,铜矿石品位高且变化大。厘定含矿石英脉Ar-Ar等时线年龄为241±2Ma,代表成矿年龄。S-Pb同位素显示成矿物质具壳幔混合特点,H-O同位素显示成矿流体以岩浆水为主并存在大气水参与。流体包裹体发育富液相、含子矿物三相和含CO2包裹体,主成矿阶段均一温度为293℃～360℃,含矿物质主要以液相形式迁移,成矿早阶段流体发生了不混溶,流体不混溶和温度降低是矿质沉淀的主导因素。综合研究认为卡尔却卡A区南矿段为受断裂构造控制的中-高温热液脉型铜矿床,而非前人认为的斑岩型矿床。北矿段矿体产于隐爆角砾岩体内,矿化厚度小,平面延长远大于垂向延伸,角砾无磨圆且未发生较大位移,隐爆作用仅发生于岩体表壳,与典型的隐爆角砾岩筒矿床不同,本文将其定为产于岩体顶部的隐爆角砾岩壳矿床。S同位素显示成矿流体主要来自岩浆;H-O同位素显示成矿流体为大气降水与岩浆水混合。流体富CO2和N2,说明可能有幔源流体参与成矿。断裂构造不发育并且未形成热液向上运移通道导致岩浆难以达到二次沸腾的条件发生持续隐爆作用。因此矿床主要为岩体顶部和裂隙中汇聚的有限气水热液发生小规模隐爆作用形成,虽能构成矿化但不具备形成大矿的潜力。卡尔却卡B区为典型的矽卡岩型铜钼矿床,围岩为滩间山群大理岩,矿床形成于花岗闪长岩与地层接触带形成的矽卡岩内。与成矿有关的花岗闪长岩年龄（～242Ma）与辉钼矿矿石Re-Os同位素年龄（～242Ma）一致,代表成矿时代为早三叠世。早期石英-硫化物阶段流体主要形成富液相和纯气相包裹体,表现为高温（253℃～390℃）中低盐度（4.0～16.1%Na Cl eq.）特征,H-O同位素显示成矿流体主体以岩浆水为主,大气水混入对成矿的影响有限。因此温度降低是矿质沉淀的主要原因。S-Pb同位素和Re含量显示成矿物质具有壳幔混合的特点。综合研究认为,花岗闪长岩侵入滩间山群地层中发生接触交代作用产生矽卡岩,岩体演化形成的含矿热液以及不断萃取地层中有用组分共同组成成矿流体,受大气降水或其他浅部地体水的混合冷却,矿质进一步在构造薄弱部位沉淀和富集,形成本区具有规模的矽卡岩型铜钼矿床。青海东昆仑西段主要有三期成矿:加里东晚期、印支早期和印支晚期。加里东晚期主要形成与板片断离有关的岩浆铜镍硫化物矿床,幔源岩浆主要来源于亏损地幔;印支早期受古特提斯洋北向俯冲的影响,主要形成与俯冲背景有关的矽卡岩型-中高温热液脉型铜钼矿床,铜主要来源于幔源岩浆;印支晚期进入后碰撞伸展环境,岩石圈拆沉,幔源岩浆底侵,导致从基性到酸性岩石均发育,主要形成与伸展背景有关的斑岩型-矽卡岩型铜、铁、铅、锌等金属矿床。青海东昆仑地区整体西段抬升剥蚀大于东段,而西段以昆中带剥蚀程度最大,以黑山-那陵格勒河断裂为界,昆中带内北部抬升剥蚀弱于南部,南部浅成矿床几乎剥蚀殆尽,找矿方向以岩浆矿床和中深成高温热液脉型矿床为主。北部抬升及剥蚀较弱,印支期斑岩型、矽卡岩型及中低温热液脉型矿床成矿和保存条件良好,但该时期岩浆铜镍硫化物矿床找矿潜力有限,应主攻斑岩型、矽卡岩型及中低温热液脉型矿床。
何杰[8]（2021）在《珠江及华南河流现代沉积物特征、风化及物源示踪研究》文中进行了进一步梳理河流作为陆地和海洋的媒介,将陆源碎屑物质搬运到海洋中,对全球范围内的地球化学循环起到了至关重要的作用。现代珠江发源于青藏高原东南部,最终流入中国南海。珠江的演化与中国南部的大陆边缘的构造演化以及由于印度板块和欧亚板块碰撞导致的青藏高原的隆升所造成的地形的变化息息相关。同时,作为华南地区最大的河流,珠江记录了亚洲季风系统的演化历史。作为连接亚洲季风气候系统和青藏高原隆升的纽带,珠江沉积物记录了其流域内的构造单元和地貌体系的演化信息。此外,作为南海北部盆地重要的沉积物来源,珠江的演化对于南海北部盆地中的优质储层的预测也有着重要的意义。珠江的演化与过程,一直以来是地貌学家和地质学家关注的热点。珠江沉积物矿物学和地球化学组成以及物源示踪研究对于分析河流沉积物的剥蚀和搬运机制,恢复珠江地质历史演化等相关问题,厘清现代整个亚洲地貌格局的演化,以及揭示河流的演变对季风气候演化的响应与构造地貌变化具有重要的意义。尽管目前已经有部分学者对珠江沉积物进行了物源分析,且得到了一些重要的认识。但是前人的物源研究方法较为单一,包括传统几种重矿物分析和主要干流的锆石年代学分析,并没有结合沉积物全岩组成以及全面的重矿物分析,前人的取样点多集中在干流,缺乏整个珠江,包括主要干流和支流沉积物的物源信息的研究。目前还没有学者利用河流沉积物的矿物学和地球化学组成对华南地区的风化作用进行研究。鉴于珠江流域沉积物的组成和源汇过程比较复杂,本论文结合多种研究方法,包括对河流沉积物的全岩、重矿物、黏土矿物、碎屑锆石U-Pb定年以及地球化学分析,结合华南东南部沿岸小河流、长江南部支流以及台湾河流沉积物的矿物学、碎屑锆石U-Pb锆石定年和地球化学分析,对珠江流域的沉积物进行了全面系统的物源研究,揭示了珠江沉积物物源和风化的控制因素,并结合南海北部盆地中的岩心样品的碎屑锆石U-Pb年代学数据,进一步对珠江的演化进行分析,在此基础上建立珠江沉积物物源示踪体系,厘清物源和风化作用对于沉积物组成的控制作用,为研究其他河流的演化和重塑全球气候变化提供参考的依据。结果表明,伴随着南海的运动和青藏高原的隆升造成的华南地貌的变化,珠江的发育主要经历了六个阶段:（a）在白垩世早期,此时古太平洋板块向华南板块俯冲,华南沿岸地区在俯冲作用下形成了安第斯型岩浆带,此时华南东部的地势高于西部的地势。在此时期华南地区的与岛弧相关的花岗岩向珠江口盆地输送物源主要通过一条小型的沿岸河流,这条小河流被认为可能是古东江;（b）到了白垩纪晚期,此时南海地区的弧后伸展作用开始,南海北部的裂谷盆地开始形成,此时华南东部的地貌继续增加。当时古北江也开始发育,并与古东江贯通;（c）古新世至始新世时期,由于南海裂谷的演化,华南东部的地势增长的速度减慢,此时东部的地势仍然高于西部,华南东部的隆起区为珠江口盆地供源,此时珠江的流域范围仍然局限在古东江和古北江流域,此时古东江和古北江的流域范围也在变大;（d）到了渐新世,南海海底扩张开始,与此同时,青藏高原的东南部开始快速隆升,华南东部地区的地势逐渐降低,珠江的规模较古新世至始新世时期没有太大的改变,珠江口盆地的物源仍然来自于华南东部地区的古北江和古东江;（e）渐新世晚期,南海北部地区进入裂陷后期,青藏高原板块的东南部加速隆升,此时华南板块的东部和西部的地势较先前发生反转,西部的地势高于东部,地势的调整使得古珠江迅速向西扩展,与上游的主要支流相贯通;（f）中新世早期至中期,此时珠江已经发育到与现今相近的规模,源源不断的为珠江口盆地供源。气候风化和母岩岩性对珠江沉积物的矿物学和地球化学具有明显的控制作用。从珠江流域的西部到东部,气候从干燥逐渐变得湿润,可移动碱金属和碱土金属元素也在不断亏损。珠江河流沉积物中亏损最为严重的元素为Na和Ca,中国东南部沿岸小河流砂中的低的Ca和Mg含量指示了源于华夏板块的长英质的母岩。在珠江流域风化作用向东逐渐增强,越往东高岭石的含量越高,由于富石英硅质碎屑岩源岩的广泛再旋回,石英的加入使河流砂的风化作用变得模糊。通过研究发现,从沉积物和沉积岩的地球化学组成推断气候条件时应该注意,沉积物和沉积岩的地球化学组成受多种地质因素的控制,包括母岩的长英质与镁铁质特征以及源区广泛的碳酸盐或硅质碎屑岩覆盖层。在本研究中,最能反应气候条件的参数为高岭石/（伊利石+绿泥石）的比值以及Na、Ca、Mg和Sr元素的αAl值,这些参数随着沿海地区向东的季风降水的增加而增加。在珠江和长江南部支流流域,河流沉积物的主要岩性为源于扬子板块的沉积岩和基性岩母岩形成的石英岩屑沉积碎屑砂和源于华夏板块的花岗岩和沉积岩母岩的长石石英河流砂。流经东南海岸岩浆带的福建和浙江省的沿岸小河流河流砂的成分为长石岩屑石英火山岩碎屑河流砂。经计算,珠江流域的河流沉积物中的35—40%来自于扬子板块,60-65%的河流沉积物来自于华夏板块。在中国南方广泛发育喀斯特地貌,主要分为峰丛和峰林喀斯特地貌,在峰丛喀斯特地貌中,被碳酸和硫酸侵蚀的碳酸盐碎屑部分保存下来,而在东边更湿润地区发育的峰林喀斯特地貌中,碳酸盐颗粒几乎被全部溶解。从西部干燥的青藏高原到季风肆虐的沿海地区的强烈气候梯度明显的反映在富含伊利石和富含高岭石的矿物组合中,但在河流砂中,风化作用较难与源岩岩性和再循环的主导作用分离开来。构造硅酸盐的不同耐久性（石英>微斜长石>正长石>斜长石）和重矿物表面的侵蚀程度可以作为风化强度的补充信息,并不能作为风化强度的有效参数。砂生成指数SGI被证明是对华南地区不同的风化状态追踪最有效的参数。通过矿物学和锆石的年代学数据对比,发现暴露于台湾西部的新近系砂岩主要来自于古长江的沉积物。“构造-风化-沉积”三者之间是相互联系和作用的。构造和风化作用控制了沉积物的产生和组成,通过对沉积物开展研究可以追溯源区的构造历史以及搬运过程中所经历风化作用的强弱。基于“将今论古”原则,对现代沉积物开展研究既可以为过去沉积环境演化提供有力依据,又能对沉积物未来演化进行趋势预测。
刘甜甜[9]（2021）在《晚全新世以来星云湖沉积物的环境演变记录及碳埋藏研究》文中研究指明晚全新世是距今最近的一个时段,是与人类关系最为密切、受人类影响程度最大的历史时期。这个时期地球轨道参数、全球冰量等没有发生显着的变化,并且处于人类社会快速发展的阶段,因此有助于辨别人类社会对气候环境的影响。尤其是工业革命以来,人类的生产、生活加剧了全球范围内温度的升高,进而引发了一系列生态环境问题。湖泊作为记录气候环境变化和人类活动强度的信息承载体以及有机碳埋藏的场所,受到了诸多学者的广泛关注。了解和重建历史时期人类活动影响下的气候环境以及有机碳埋藏的变化体系,可作为评估未来气候环境变化和“碳汇”潜力的重要手段,并可为未来区域乃至全球碳循环的估算提供自然背景和数据支撑。星云湖位于云南高原的中部,对气候变化响应极为敏感。近年来由于人类活动的强烈影响,导致水土流失和人为营养物质输入加剧,湖泊呈现出了一系列的生态环境问题,严重制约了当地经济的发展以及人们的生产生活。因此,本研究以星云湖为对象,重建了2690 cal.a BP以来的年代序列,通过对沉积物的粒度、磁化率、色度、碳酸盐含量、总有机碳（TOC）、总氮（TN）、总磷（TP）以及有机碳埋藏速率（OCBR）等多代用指标变化特征的分析,结合Morlet小波分析以及因子分析等探讨了晚全新世以来星云湖流域气候环境的变化特征,及OCBR的影响因素。在此基础上,进一步研究了气候环境变化的驱动机制。研究结果如下:1.星云湖沉积物晚全新世以来的环境变化及人类活动影响:在2690～1890cal.a BP期间,星云湖各环境代用指标的变化较为平稳,流域内生产力较低,内源有机质占比较大,整体气候较为温干。该阶段后期受人类活动的影响,TP以及中值粒径等值增大;在1890～1270 cal.a BP期间,流域气候整体较为温干,后期朝着温湿的方向发展。TP含量的变化说明此时流域环境受到了人类活动的扰动;在1270～610 cal.a BP期间,流域内温度降低,降水增多,气候由温湿转变成冷湿,但830～680 cal.a BP期间显示为冷干的气候特征。多项环境代用指标的突变,表明此时人类活动的影响极为显着;610 cal.a BP至今,流域内的气候相对比较冷湿,而在小冰期期间,湿度反而略有增大。沉积岩芯顶部有机质含量等的突升,主要是农牧业发展以及化肥使用等人类活动造成的。2.星云湖流域晚全新世以来OCBR的变化趋势及影响因素:在2690～1890cal.a BP期间,总OCBR受到外源OCBR的影响较大,表现为先减小后增大,平均埋藏速率22 g/（m2·a）;在1890～1270 cal.a BP期间,总的OCBR较前一阶段明显变大,最大值可达到116 g/（cm2·a）。这两个阶段人类活动相对较弱,温度变化对星云湖沉积物OCBR的影响较为显着。在1270～610 cal.a BP期间,流域内有机质的来源依然以外源为主,总OCBR由高值逐渐减小,可能是人类活动造成流域内植被覆盖率减小,流域侵蚀强度增大,裸露表土中的有机物被氧化分解所致;610 cal.a BP至今,总OCBR变化趋势较为平稳。而表层OCBR的高值,除了与气候和人类活动有关之外,还受到顶部沉积速率较快,TOC的埋藏时间较短,仍有部分TOC未完全矿化等因素的影响。3.星云湖流域晚全新世以来的气候变化周期:在2400～1200 cal.a BP之间,星云湖气候变化的周期信号以500 a为主,250 a的周期信号也较为明显。800 cal.a BP以来星云湖流域的环境变化出现了百年、十年尺度的短周期信号。4.星云湖流域晚全新世以来环境变化的驱动机制:将星云湖晚全新世以来的气候环境变化与董哥洞的气候变化进行对比,发现星云湖多代用指标与董哥洞石笋的氧同位素随着太阳辐射强度减弱,均表现出较为冷干的气候特征;反之,气候较为暖湿。由此可知,太阳辐射的强弱变化对于季风区域的气候环境变化具有重要的意义。星云湖流域500 a的气候变化周期,进一步说明太阳辐射的强弱变化是导致星云湖流域气候环境发生变化的主要因素。而近千年来的短周期信号则揭示了人类活动对星云湖流域的环境变化具有一定的影响作用。
韩琴[10]（2021）在《内流河流域古湖泊无机碳来源与沉积过程研究 ——以河西走廊为例》文中提出IPCC第五次评估报告指出,以二氧化碳为主的人为温室气体排放极有可能是现代全球变暖的主要原因,为了达到本世纪末将全球升温控制在1.5°C以内从而保证人类社会可持续发展的目标,理解并查明全球碳循环过程与机制至关重要。内流河流域约占全球陆地面积的五分之一,绝大部分位于干旱半干旱区,是全球陆地碳循环系统的重要组成部分。近年来,在全球干旱区内流河流域相继发现二氧化碳负通量,且在内流区尾闾地区湖相沉积地层存在碳酸盐富集现象,二者之间是否存在联系尚不明确。本文以河西走廊内流河流域猪野泽、盐池、花海全新世古湖泊及其流域为研究对象,将传统古环境研究方法与无机碳汇研究相结合,采集流域表土、地下水和河湖水,结合此前研究组在终端湖的研究,进行无机碳相关指标分析,探讨区域古湖泊无机碳来源与沉积过程及其与环境变化的关系,以期拓展区域碳汇研究深度,为过去全球变化研究提供新的视角,为内流河流域碳汇和环境变化评估提供科学支撑。本文主要结果及结论如下:（1）河西走廊内流河流域0～20 cm表土平均无机碳含量为11.2 g·kg-1,受流域自然地理空间格局分异影响,表土无机碳含量随流域海拔降低而降低。河西走廊内流河流域水体可溶性无机碳（Dissolved Inorganic Carbon,DIC）含量范围为14.53-2463 mg/l,地表水和浅层地下水DIC含量上游至下游有所增加。猪野泽、盐池和花海全新世总无机碳含量分别为0.318 Pg、0.003 Pg和0.160 Pg,沉积速率分别为41.15 g C m-2 yr-1、2.40 g C m-2 yr-1和29.92 g C m-2 yr-1,远高于同期有机碳沉积速率。（2）河西走廊内流河流域地下水主要受祁连山区大气降水和冰雪融水的补给,中下游浅层地下水同时也受到河流渗漏补给和农业灌溉影响。河西走廊内流河流域地下水DIC的14C年龄总体上自上游到下游逐渐增大,其中大部分浅层地下水DIC年龄较轻,一般为千百年尺度。深层地下水和下游部分浅层地下水DIC年龄大部分接近末次冰盛期和中全新世,其补给来源和更新速度可能与古气候变化关系密切。土壤包气带CO2对研究区浅层地下水DIC的贡献率甚至达70%左右,浅层地下水输入碳源可能主要为土壤包气带CO2。结果进一步证实,研究区内盐碱土从大气中吸收CO2进入地下水,同时随着地下水水流方向,缓慢输送到下游,直至在流域终端区域沉积。（3）河西走廊内流河流域表土粒度在上游地区,主要受到河流水动力的影响,而在下游地区,主要表现为近源风成沉积。研究区河流和风共同影响流域内沉积物的搬运方式和沉积环境。河西走廊内流河流域气候较为干旱,碎屑类矿物含量远远高于其他类型矿物。受温度和降水影响,河西走廊内流河流域的风化强度自西向东增加,而流域内上下游化学风化风化强度差异较小。河西走廊古湖泊沉积物主要为风成沉积、浅湖相和湖相沉积。古湖泊无机碳主要在湖泊水位较高、水动力较弱的静水环境下沉积。（4）早中全新世,河西走廊内流河流域降水增加,导致湖泊水位上升,无机碳含量增加,表现为无机碳汇;晚全新世以来,气候干旱导致湖泊萎缩,剖面顶层无机碳含量减少。河西走廊古湖泊无机碳沉积主要与东亚夏季风和西风协同作用影响下的湖泊水位变化有关。
二、柴达木盆地现代沉积地球化学的研究（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、柴达木盆地现代沉积地球化学的研究（论文提纲范文）
（1）物源—河流过程—化学风化对松花江水系沉积物重矿物组成的影响（论文提纲范文）
| 1 研究区概况 |
| 2 材料与方法 |
| 3 结果 |
| 3.1 依兰方向河流样品重矿物特征 |
| 3.2 松原方向河流样品重矿物特征 |
| 3.3 巴兰河样品重矿物特征 |
| 4 讨论 |
| 4.1 物源对重矿物组成的影响 |
| 4.2 河流过程对重矿物组成的影响 |
| 4.3 化学风化对重矿物组成的影响 |
| 5 结论 |
（2）新疆大长沟盆地下侏罗统八道湾组含油页岩系精细分析及古环境重建（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.3 研究内容和技术路线 |
| 1.4 主要完成工作量 |
| 1.5 论文主要创新点 |
| 第2章 地质概况 |
| 2.1 构造特征 |
| 2.2 地层特征及对比 |
| 第3章 沉积及层序地层特征 |
| 3.1 沉积相分析 |
| 3.2 层序地层分析 |
| 3.3 层序地层格架内沉积相的展布 |
| 3.4 本章小结 |
| 第4章 含油页岩系富有机质岩特征分析 |
| 4.1 样品选取 |
| 4.2 研究手段与实验方法 |
| 4.3 富有机质岩特征 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 含油页岩系古环境重建及有机质富集机制 |
| 5.1 层序地层格架内的古环境演化 |
| 5.2 含油页岩系有机质富集环境要素 |
| 5.3 油页岩与湖相烛藻煤成因机制 |
| 5.4 本章小节 |
| 第6章 古大气CO_2浓度重建及古环境意义 |
| 6.1 有机碳同位素对大气CO_2浓度变化的响应机理 |
| 6.2 有机碳同位素重建古大气CO_2可行性分析 |
| 6.3 C_3植物碳同位素计算古大气CO_2浓度 |
| 6.4 碳同位素偏移的古环境意义 |
| 6.5 本章小结 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 作者简介及攻读博士期间发表的论文 |
| 致谢 |
（3）渭河盆地固市凹陷新近系沉积古环境恢复（论文提纲范文）
| 1 地质背景 |
| 2 古生物与古环境 |
| 2.1 孢粉 |
| 2.2 介形虫 |
| 3 地球化学特征与古环境 |
| 3.1 微量元素与古盐度 |
| 3.2 微量元素含量与沉积相 |
| 3.3 微量元素含量与古水深 |
| 4 渭河盆地新近系岩相古地理 |
| 5 结论 |
（5）分支河流体系（DFS）研究进展（论文提纲范文）
| 0 引 言 |
| 1 DFS的概念及特征 |
| 2 DFS成因 |
| 2.1 构造活动 |
| 2.2 气候条件 |
| 2.3 成因总结 |
| 3 DFS沉积模式 |
| 4 DFS研究技术与方法 |
| 4.1 卫星图像解释 |
| 4.2 数字露头建立 |
| 4.3 沉积构型分析 |
| 4.4 测年法应用 |
| 4.5 古土壤分析 |
| 4.6 三维地震沉积学应用 |
| 5 结 论 |
（6）基于湖区差异的磷形态特征（论文提纲范文）
| 基金资助情况 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 沉积物中磷的研究 |
| 1.2.2 沉积物磷形态连续提取方法研究 |
| 1.3 研究目的及意义 |
| 第二章 研究区概况及研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 实验材料及方法 |
| 2.2.1 样品采集 |
| 2.2.2 分析测试方法 |
| 2.2.3 主要仪器设备 |
| 2.3 数据处理方法 |
| 第三章 沉积物中磷素时空分布特征 |
| 3.1 磷、铁、铝总量分布特征 |
| 3.1.1 蒙新高原湖区 |
| 3.1.2 东部平原湖区 |
| 3.2 形态分布特征 |
| 3.2.1 蒙新高原湖区 |
| 3.2.2 东部平原湖区 |
| 3.3 铁结合态磷与同步提取铁的分布特征 |
| 3.3.1 蒙新高原湖区 |
| 3.3.2 东部平原湖区 |
| 3.4 铝结合态磷与同步提取铝的分布特征 |
| 3.4.1 蒙新高原湖区 |
| 3.4.2 东部平原湖区 |
| 3.5 相关性研究 |
| 3.5.1 蒙新高原湖区 |
| 3.5.2 东部平原湖区 |
| 第四章 不同湖泊磷的形态差异性研究 |
| 4.1 总磷 |
| 4.2 铁磷 |
| 4.3 铝磷 |
| 4.4 钙磷 |
| 4.5 铁磷、铝磷、钙磷分布特征 |
| 第五章 磷对流域环境演变的沉积记录 |
| 5.1 乌梁素海 |
| 5.2 呼伦湖 |
| 5.3 岱海 |
| 5.4 博斯腾湖 |
| 5.5 大龙池 |
| 第六章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
（7）青海东昆仑西段卡尔却卡-阿克楚克赛地区镍、铜成矿作用研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题意义及依托项目 |
| 1.2 研究区位置及概况 |
| 1.3 研究现状及存在问题 |
| 1.3.1 青海东昆仑西段研究现状 |
| 1.3.2 卡尔却卡-阿克楚克赛地区研究现状 |
| 1.3.3 主要成矿类型研究现状 |
| 1.3.4 存在主要问题 |
| 1.4 研究思路与方法 |
| 1.4.1 研究思路 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.3 分析测试方法 |
| 1.5 完成的主要实物工作量 |
| 1.6 取得主要认识 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置及构造分区 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 古-中元古界 |
| 2.2.2 新元古界 |
| 2.2.3 下古生界 |
| 2.2.4 上古生界 |
| 2.2.5 中生界 |
| 2.2.6 新生界 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 昆南断裂 |
| 2.3.2 昆中断裂 |
| 2.3.3 昆北断裂 |
| 2.3.4 柴达木南缘断裂 |
| 2.3.5 阿尔金断裂 |
| 2.3.6 哇洪山-温泉断裂 |
| 2.3.7 黑山-那陵格勒河断裂 |
| 2.4 区域岩浆岩 |
| 2.4.1 前晋宁期 |
| 2.4.2 晋宁期 |
| 2.4.3 加里东期 |
| 2.4.4 海西-印支早期 |
| 2.4.5 印支期晚 |
| 2.5 区域矿产 |
| 第3章 东昆仑造山带构造演化研究 |
| 3.1 始太古代-古元古代古陆核的证据 |
| 3.2 中-新元古代岩浆-构造事件 |
| 3.2.1 柴达木南缘岩浆-构造事件——“金水口岩群”时代与构造属性 |
| 3.2.2 昆南岩浆-构造事件——万宝沟大洋玄武岩高原形成 |
| 3.3 加里东早期构造体系的形成 |
| 3.3.1 柴达木南缘沟-弧-盆体系(西太平洋型活动陆缘) |
| 3.3.2 万宝沟玄武岩高原沟-弧体系 |
| 3.4 加里东晚期-海西早期万宝沟玄武岩拼贴-洋壳板片断离 |
| 3.4.1 洋壳深俯冲-板片断离-软流圈上涌作用 |
| 3.4.2 万宝沟玄武岩的拼贴 |
| 3.5 海西晚期-印支早期安第斯型造山活动 |
| 3.6 印支晚期-燕山期岩石圈拆沉和底侵作用 |
| 3.7 燕山末期-喜马拉雅期区域隆升作用 |
| 第4章 典型矿床研究 |
| 4.1 阿克楚克赛岩浆铜镍硫化物矿床 |
| 4.1.1 矿区地质特征 |
| 4.1.2 矿床地质特征 |
| 4.1.3 成岩成矿时代与地球化学特征 |
| 4.1.4 同位素特征 |
| 4.1.5 岩浆源区与演化 |
| 4.1.6 成矿作用研究 |
| 4.2 阿克楚克赛斑岩型矿化(点) |
| 4.2.1 矿床地质特征 |
| 4.2.2 岩石年代学及与地球化学特征 |
| 4.2.3 成矿作用研究 |
| 4.3 卡尔却卡A区中高温热液脉-隐爆角砾岩壳型矿床 |
| 4.3.1 矿区地质特征 |
| 4.3.2 矿床地质特征 |
| 4.3.3 岩石年代学及地球化学研究 |
| 4.3.4 矿床地球化学特征 |
| 4.3.5 成矿年代学研究 |
| 4.3.6 成矿作用研究 |
| 4.4 卡尔却卡B区矽卡岩型矿床 |
| 4.4.1 矿区地质特征 |
| 4.4.2 矿床地质特征 |
| 4.4.3 侵入岩年代学及地球化学特征 |
| 4.4.4 矿床地球化学特征 |
| 4.4.5 成矿年代学研究 |
| 4.4.6 成矿作用研究 |
| 第5章 区域成矿规律 |
| 5.1 成矿地质条件 |
| 5.1.1 地层条件 |
| 5.1.2 构造条件 |
| 5.1.3 岩浆岩条件 |
| 5.2 矿床类型与空间分布 |
| 5.2.1 岩浆铜镍硫化物矿床 |
| 5.2.2 斑岩型矿床 |
| 5.2.3 矽卡岩型-中高温热液脉型矿床 |
| 5.3 成矿时代、构造背景与成矿模式 |
| 5.3.1 成矿时代划分 |
| 5.3.2 构造背景与动力学模型 |
| 5.4 矿床区域保存条件及矿床空间分布 |
| 5.4.1 昆中南带保存条件 |
| 5.4.2 昆中北带保存条件 |
| 5.5 找矿潜力及找矿方向 |
| 5.5.1 岩浆铜镍硫化物矿床 |
| 5.5.2 岩浆热液型铜铅锌多金属矿床 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 取得的科研成果 |
| 致谢 |
（8）珠江及华南河流现代沉积物特征、风化及物源示踪研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 论文的选题 |
| 1.1.1 选题来源 |
| 1.1.2 选题目的 |
| 1.1.3 选题意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 珠江研究现状 |
| 1.2.2 矿物学示踪方法研究 |
| 1.2.3 碎屑锆石U-Pb定年 |
| 1.2.4 地球化学元素示踪研究 |
| 1.2.5 沉积物化学风化作用研究 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 选题的研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 资料使用情况和主要工作量 |
| 1.4.1 资料使用情况 |
| 1.4.2 野外考察与样品采集 |
| 1.5 主要创新点 |
| 第二章 研究区概况及研究方法 |
| 2.1 珠江 |
| 2.2 中国东南部沿岸河流 |
| 2.3 长江南部支流 |
| 2.4 台湾西部河流 |
| 2.5 研究方法 |
| 2.5.1 取样点 |
| 2.5.2 实验方法与分析 |
| 第三章 珠江流域现代河流沉积物及南海北部盆地古老沉积物碎屑锆石U-Pb定年 |
| 3.1 珠江流域现代河流砂U-Pb锆石定年 |
| 3.1.1 红水河河流砂U-Pb锆石定年 |
| 3.1.2 柳江河流砂U-Pb锆石定年 |
| 3.1.3 郁江河流砂U-Pb锆石定年 |
| 3.1.4 桂江、贺江、北江和东江河流砂U-Pb锆石定年 |
| 3.1.5 西江河流砂U-Pb锆石定年 |
| 3.2 盆地岩心沉积物U-Pb锆石定年 |
| 3.3 U-Pb锆石定年数据的物源指示意义 |
| 3.3.1 珠江河流砂 |
| 3.3.2 珠江口盆地 |
| 3.3.3 北部湾盆地 |
| 3.4 基于U-Pb锆石定年数据推断古珠江演化 |
| 3.4.1 早白垩世——古东江发育 |
| 3.4.2 晚白垩世——古北江发育 |
| 3.4.3 古新世—始新世——古东江和古北江继承性发育 |
| 3.4.4 早渐新世——古东江和古北江向西扩展 |
| 3.4.5 晚渐新世——古珠江向西侵蚀到西部上游支流 |
| 3.4.6 早—中中新世——古珠江发育到现今规模 |
| 3.5 主要认识 |
| 第四章 珠江流域及华南现代河流沉积物黏土矿物及地球化学元素研究 |
| 4.1 粉砂和黏土矿物组成 |
| 4.2 河流泥地球化学元素分析 |
| 4.3 河流砂地球化学元素分析 |
| 4.4 从地球化学数据中提取风化信号 |
| 4.4.1 水力分选作用的影响 |
| 4.4.2 物源的影响 |
| 4.5 风化作用对沉积物组成的控制作用 |
| 4.5.1 风化作用对黏土矿物组合特征的影响 |
| 4.5.2 风化作用对河流泥地球化学组成的控制 |
| 4.5.3 风化作用对河流砂地球化学元素组成的控制 |
| 4.6 主要认识 |
| 第五章 珠江流域及华南现代河流沉积物全岩和重矿物研究 |
| 5.1 珠江流域及华南河流沉积物全岩和重矿物特征 |
| 5.1.1 珠江源头支流河流砂全岩和重矿物特征 |
| 5.1.2 珠江下游支流河流砂全岩和重矿物特征 |
| 5.1.3 珠江干流河流砂全岩和重矿物特征 |
| 5.1.4 中国东南部沿岸河流河流砂全岩和重矿物特征 |
| 5.1.5 长江南部支流河流砂全岩和重矿物特征 |
| 5.1.6 台湾现代河流砂及新近纪砂岩全岩和重矿物特征 |
| 5.2 物源对河流砂全岩和重矿物组成的控制 |
| 5.2.1 扬子板块对河流砂物源的贡献 |
| 5.2.2 华夏板块对河流砂物源的贡献 |
| 5.2.3 珠江流域沉积物通量及侵蚀速率 |
| 5.2.4 河流沉积物的再旋回作用 |
| 5.2.5 台湾砂岩的物源 |
| 5.3 风化作用对河流砂全岩和重矿物组成的控制 |
| 5.3.1 扬子地块风化:碳酸盐岩颗粒风化示踪 |
| 5.3.2 中国南方喀斯特地貌 |
| 5.3.3 不同喀斯特地貌中碳酸盐颗粒的化学分解 |
| 5.3.4 砂生成指数作为风化指标 |
| 5.3.5 华夏板块的风化:硅酸盐颗粒作为风化指标 |
| 5.3.6 重矿物来示踪风化作用 |
| 5.4 主要认识 |
| 第六章 华南及南海北部地区演化历史—构造、沉积、风化剥蚀综合研究 |
| 6.1 早—晚白垩纪边界时期(~100Ma)的构造转换时期 |
| 6.1.1 华南板块东南部的构造运动 |
| 6.1.2 大型左行超压剪切带 |
| 6.1.3 早晚白垩世边界板块挤压事件的地球动力学成因 |
| 6.2 晚白垩世早期弧后伸展:古太平洋板块的高角度俯冲(~100Ma到~72Ma) |
| 6.3 白垩世晚期俯冲后挤压事件(~72Ma到~66Ma) |
| 6.3.1 俯冲后挤压事件的一种可能的地球动力学解释:古南海海底扩张产生的脊推力 |
| 6.3.2 脊推挤压:是晚白垩世伸展期和新生代裂陷期之间的明显分隔 |
| 6.4 早期季风作用的重建 |
| 6.5 “构造—风化—沉积”三者之间的相互联系和作用 |
| 6.5.1 构造与沉积之间的关系 |
| 6.5.2 沉积与风化之间的关系 |
| 6.5.3 构造与风化之间的关系 |
| 结论与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（9）晚全新世以来星云湖沉积物的环境演变记录及碳埋藏研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 晚全新世以来气候变化研究进展 |
| 1.2.2 湖泊有机碳埋藏研究进展 |
| 1.3 研究内容与创新 |
| 1.3.1 研究内容与研究方法 |
| 1.3.2 研究特色与创新点 |
| 1.4 技术路线 |
| 第2章 研究区概况 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 地质地貌 |
| 2.3 气候水文 |
| 2.4 土壤植被 |
| 第3章 材料与方法 |
| 3.1 样品采集与处理 |
| 3.2 样品测试 |
| 3.2.1 粒度、磁化率及色度的测定 |
| 3.2.2 碳酸钙的测定 |
| 3.2.3 TOC、TN及 TP的测定 |
| 3.3 数据分析与处理 |
| 3.3.1 有机碳埋藏速率的估算方法 |
| 3.3.2 分维值的计算方法 |
| 3.3.3 内外源有机碳的估算方法 |
| 3.3.4 小波分析方法 |
| 第4章 星云湖沉积物各环境代用指标的变化特征 |
| 4.1 星云湖沉积岩芯年代序列的建立 |
| 4.2 湖泊沉积物各代用指标的环境指示意义 |
| 4.2.1 粒度的环境指示意义 |
| 4.2.2 磁化率的环境指示意义 |
| 4.2.3 色度的环境指示意义 |
| 4.2.4 碳酸盐的环境指示意义 |
| 4.2.5 TOC、TN、TP含量及其比值的环境指示意义 |
| 4.3 星云湖沉积物各环境代用指标的结果分析 |
| 4.3.1 粒度参数的结果分析 |
| 4.3.2 磁化率、色度以及碳酸盐的结果分析 |
| 4.3.3 TOC、TN、TP及其比值的结果分析 |
| 4.3.4 内外源有机碳及OCBR的结果分析 |
| 4.4 晚全新世以来星云湖沉积物多环境代用指标的因子分析 |
| 4.5 晚全新世以来星云湖环境演变周期特征分析 |
| 第5章 结果与分析 |
| 5.1 星云湖流域晚全新世以来的环境变化及区域对比 |
| 5.1.1 星云湖流域晚全新世以来的环境变化及人类活动 |
| 5.1.2 区域湖泊环境演化对比 |
| 5.2 星云湖流域晚全新世以来OCBR的区域对比及影响因素 |
| 5.2.1 星云湖流域晚全新世以来OCBR的变化趋势及区域对比 |
| 5.2.2 星云湖流域晚全新世以来OCBR的影响因素 |
| 5.3 星云湖流域晚全新世以来环境变化的驱动机制 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附录:图表清单 |
| 攻读学位期间发表的学术论文和研究成果 |
| 致谢 |
（10）内流河流域古湖泊无机碳来源与沉积过程研究 ——以河西走廊为例（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| 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 干旱区无机碳研究进展 |
| 1.2.2 河西走廊全新世古湖泊及无机碳研究现状 |
| 1.2.3 河西走廊全新世古湖泊及无机碳研究存在的问题 |
| 1.3 研究内容与目标 |
| 1.3.1 研究内容与目标 |
| 1.3.2 技术路线图 |
| 1.4 论文可能的创新之处 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 内流河流域 |
| 2.2 河西走廊 |
| 2.2.1 地质地貌 |
| 2.2.2 现代气候特征 |
| 2.2.3 水文与水资源 |
| 2.2.4 土壤与植被 |
| 2.3 猪野泽、盐池和花海自然地理概况 |
| 第三章 实验方法与数据 |
| 3.1 样品采集与数据收集 |
| 3.2 实验方法 |
| 3.2.1 粒度 |
| 3.2.2 矿物 |
| 3.2.3 有机地化指标 |
| 3.2.4 碳酸盐中δ~(13)C同位素 |
| 3.2.5 水样氢氧同位素 |
| 3.2.6 地下水溶解性无机碳AMS~(14)C测年和同位素 |
| 3.3 数据分析方法 |
| 3.3.1 粒度参数分析方法 |
| 3.3.2 地下水年代校正 |
| 第四章 河西走廊内流河流域无机碳分布 |
| 4.1 河西走廊内流河流域表土和不同水体无机碳分布 |
| 4.1.1 河西走廊内流河流域表土无机碳分布 |
| 4.1.2 河西走廊内流河流域不同水体无机碳分布 |
| 4.2 河西走廊内流河流域古湖泊无机碳含量 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 河西走廊内流河流域古湖泊无机碳来源 |
| 5.1 河西走廊内流河流域地表水与地下水演化补给特征 |
| 5.1.1 降水水化学特征与同位素组成 |
| 5.1.2 地表水与地下水水化学特征与同位素组成 |
| 5.1.3 河西走廊地下水与地表水相互转化 |
| 5.2 河西走廊内流河流域地下水可溶性无机碳年龄 |
| 5.3 河西走廊内流河流域地下水可溶解性无机碳同位素分析 |
| 5.4 河西走廊内流河流域古湖泊无机碳来源分析 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 河西走廊内流河流域古湖泊无机碳沉积过程与沉积环境 |
| 6.1 河西走廊内流河流域表土粒度分布特征 |
| 6.1.1 河西走廊内流河流域表土粒度分析结果 |
| 6.1.2 河西走廊内流河流域表土粒度指示意义 |
| 6.2 河西走廊内流河流域表土矿物分布特征 |
| 6.3 河西走廊古湖泊无机碳沉积过程 |
| 6.3.1 猪野泽无机碳沉积过程 |
| 6.3.2 盐池无机碳沉积过程 |
| 6.3.3 花海无机碳沉积过程 |
| 6.4 河西走廊内流河流域古湖泊无机碳沉积过程与环境演变 |
| 6.4.1 古湖泊无机碳含量与湖泊其他代用指标对比 |
| 6.4.2 古湖泊无机碳沉积与大气环流变化 |
| 6.5 本章小结 |
| 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 |
| 附录 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
四、柴达木盆地现代沉积地球化学的研究（论文参考文献）
- [1]物源—河流过程—化学风化对松花江水系沉积物重矿物组成的影响[J]. 李思琪,谢远云,康春国,迟云平,孙磊,吴鹏. 地质科学, 2022(01)
- [2]新疆大长沟盆地下侏罗统八道湾组含油页岩系精细分析及古环境重建[D]. 王君贤. 吉林大学, 2021(01)
- [3]渭河盆地固市凹陷新近系沉积古环境恢复[J]. 李克永,徐帅康,李文厚,马瑶. 地质科学, 2021(04)
- [4]塔西南叶城凹陷石炭纪岩相特征及沉积模式研究[D]. 阿衣登古丽·托汗. 新疆大学, 2021
- [5]分支河流体系（DFS）研究进展[J]. 赵芸,张昌民,朱锐,冯文杰,赵康. 大庆石油地质与开发, 2021(06)
- [6]基于湖区差异的磷形态特征[D]. 陈敏. 内蒙古大学, 2021
- [7]青海东昆仑西段卡尔却卡-阿克楚克赛地区镍、铜成矿作用研究[D]. 赵拓飞. 吉林大学, 2021(01)
- [8]珠江及华南河流现代沉积物特征、风化及物源示踪研究[D]. 何杰. 中国地质大学, 2021
- [9]晚全新世以来星云湖沉积物的环境演变记录及碳埋藏研究[D]. 刘甜甜. 云南师范大学, 2021(08)
- [10]内流河流域古湖泊无机碳来源与沉积过程研究 ——以河西走廊为例[D]. 韩琴. 兰州大学, 2021(09)