一、黄土高原地质、历史时期古植被研究状况（论文文献综述）
徐向春,周斌,周雪航,王者[1]（2021）在《中国黄土高原沉积物稳定碳同位素指标在古植被环境研究中的进展》文中指出重建古植被、古气候演化历史一直是地质学领域的研究热点,恢复晚新生代以来古植被环境变化不仅可以加深气候驱动机制的理解,而且可以更准确地预测未来气候变化趋势。黄土沉积中不同载体（如土壤总有机碳、次生碳酸盐、正构烷烃和黑碳等）的稳定碳同位素组成响应植被和气候变化,被广泛应用于古植被环境研究。然而,黄土沉积中不同碳同位素组成的影响因素复杂等又在一定程度上限制了指标的准确性及不同指标间的相互印证。分析中国黄土高原22个典型沉积剖面约2500个样品的总有机碳稳定碳同位素(δ13CTOC)与磁化率数据表明,二者具有复杂的时间、空间特征。约100 ka以来,绝大部分剖面δ13CTOC与磁化率的相关性较好,指示夏季风强盛时C4植物增多。但在更长时间尺度上,要充分考虑δ13CTOC分馏和区域气候差异的影响。空间演化上,现代季风-非季风区分界线附近的剖面δ13CTOC与磁化率的相关性极高（R2>0.7,p<0.001）,可能指示该区域植被对季风强弱变化十分敏感。综合对比灵台、蓝田、白水等6个剖面的次生碳酸盐碳同位素记录(δ13CPC),将该指标用于黄土高原地区古植被比例重建时,首先要修正大气CO2的影响,也可利用黄土序列δ13CPC记录来进行重建古大气p CO2等新的研究。目前,正构烷烃单体碳同位素(δ13Cn-alkanes)相关记录较少,研究发现该指标可较好地指示植被演化,渭南剖面的δ13Cn-alkanes记录呈现出与古温度、古降水等气候指标较好的一致性,但样品提取困难也阻碍了δ13Cn-alkanes的深入研究。黑碳稳定碳同位素(δ13CBC)更多反映的是燃烧植被信息,在以草本和灌木植被类型为主的区域与δ13CTOC记录更为一致,可以较为准确地指示生长植被类型的变化。
张月馨[2]（2021）在《中更新世以来哈尔滨黄土有机碳同位素组成及其古植被意义》文中提出黄土是第四纪期间以风力搬运堆积的黄色粉土沉积物。黄土具有分布范围广、沉积连续,时间跨度大的特点,是第四纪时期地质环境演化最有价值的信息。研究黄土-古土壤序列有机碳同位素组成对于重建古植被演化、古气候变化具有重要的意义。然而,对于我国东北地区,特别是位于欧亚黄土带最东端的哈尔滨地区却尚未开展,这阻碍了我们基于碳同位素组成来理解该地区植被变化及其与古气候的动力联系。因此本文对哈尔滨荒山岩芯黄土-古土壤序列进行了有机碳同位素组成、光释光（OSL）和电子自旋共振（ESR）年代、磁化率研究,揭示哈尔滨地区在中更新世以来的古环境和古植被演变及其驱动机制,主要得出以下结论:（1）根据OSL和ESR测年数据和深海氧同位素堆栈对比的模式建立了荒山岩芯的年代框架,黄土底界年龄约为0.46 Ma。（2）依据磁化率测试表明,哈尔滨地区磁化率的变化模式异于黄土高原地区,黄土层和古土壤层的磁化率平均值分别为33.7×10–8m3·kg–1和22.9×10–8m3·kg–1,黄土层磁化率高于古土壤层,并呈现冰期-间冰期周期性波动,因此哈尔滨地区磁化率可以有效的指示夏季风变化。（3）哈尔滨荒山岩芯中更新世以来黄土-古土壤有机碳同位素组成范围为–26.6‰～–21.3‰,平均值为–25.0‰。黄土层和古土壤层有机碳同位素的平均值分别为–25.1‰和–24.8‰,黄土层较古土壤层偏负0.3‰,但S0和S2古土壤层明显偏负。（4）利用二元混合模式估算过去C3/C4植物的相对丰度,揭示出哈尔滨地区的植被类型为C3植物占绝对优势。（5）综合对比海平面温度、深海氧同位素、赤峰黄土有机碳同位素组成发现,冰期黄土有机碳同位素偏负以及间冰期古土壤（如S1、S3和S4）有机碳同位素偏正,表明了温度是哈尔滨地区植物碳同位素组成变化的主要控制因素。然而,在某些时期,例如S0、S2和S3古土壤层的中部,其有机碳同位素组成相对于相邻黄土层明显偏负,表明降水对有机碳同位素组成的变化产生影响。间冰期温度和降水的协同变化控制了哈尔滨黄土-古土壤有机碳同位素组成的变化,反映了哈尔滨地区植物生长对气候响应具有复杂性。
焦洁钰[3]（2021）在《东辽河中下游流域中全新世以来植硅体古植被古气候过程》文中提出全球变化是当前人类主要面临的生存挑战之一,探究过去气候变化,可预测未来气候变化模式,为人类社会的可持续发展提供科学指导。中国东北地区是重建古环境、开展全球变化研究的理想区域。本文以东辽河中下游流域五棵村和大夫岭沉积剖面为研究对象,运用AMS14C、OSL测年方法建立剖面年龄框架,进行沉积物的植硅体提取鉴定和组合特征分析,采用古植被指数等重建该区域中全新世以来的古植被过程,并结合磁化率、粒度指标对样品沉积环境的指示性,烧失量、色度指标对样品物质组成及形成条件的指示性,反演出古气候过程。主要得到以下结果:1.根据植硅体组合特征和古植被指数分析,得到中全新世以来,研究区域为草原群落,（1）约7300～6600 a B.P.,木本植物覆盖度升高,画眉草亚科、C3植物数量中等;（2）约6600～5600 a B.P.,木本植物覆盖度波动增大,画眉草亚科植物增多、C3植物总体较少;约5600～4100 a B.P.,五棵村剖面木本植物覆盖度波动增大,该剖面画眉草亚科植物、C3植物较大夫岭剖面更多;约4100～3100 a B.P.,木本植物覆盖度总体增大,大夫岭剖面画眉草亚科植物、C3植物较五棵村剖面数量水平高;（3）约3100～1100 a B.P.,木本植物覆盖度降低,画眉草亚科、C3植物增多;约1100～300 a B.P.,木本植物无明显变化趋势,画眉草亚科、C3植物减少。2.结合磁化率、烧失量、色度、粒度指标对沉积物磁性物质、有机质含量、形成条件、沉积环境的指示性,验证研究区域植硅体古气候指数所反演的气候过程,（1）约7300～6600 a B.P.,气候较凉,湿度适中;（2）约6600～5600 a B.P.,气候温和,总体略湿;约5600～4100 a B.P.,气候温凉,湿度略低,五棵村剖面气候偏凉;约4100～3100 a B.P,气候温和略湿;（3）约3100～1100 a B.P.,气候温和略干;约1100～300 a B.P.,气候温暖,湿度增大。3.将研究区域古气候过程与太阳活动指数、辽宁暖和洞石笋δ18O、东北地区主要火山事件进行对比,发现区域干湿程度对季风活动有较好的响应,据此推测研究区域古植被古气候过程主要受到东亚夏季风强弱的影响,区域气温总体上升,对应太阳辐射增强,据此推测太阳活动对区域气温变化也具有一定影响。以上结果运用植硅体指标初步探究了中全新世以来松嫩平原与辽河平原交界地带的古植被古气候过程,并得到较好的区域响应性,对完善该区域古气候过程研究资料具有一定意义。
贺陆胜[4]（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》文中提出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。
程柳菱[5]（2021）在《广西中西部地区早更新世以来气候演化及其对早期人类活动的影响》文中提出全球变暖已经成为气候变暖的趋势,关于这样的趋势会持续多长时间的问题,无论是科研人员还是普通大众对此都非常关注。通过研究过去气候变化的规律是一种有效的预测未来的途径。第四纪是我们人类出现的时期,对早更新世以来东亚季风变化规律的研究有利于我们更好的理解现今的气候变化以及对未来气候演变趋势的预测。已有大量的研究通过寻找黄土–古土壤等沉积载体中的多种古气候代用指标,进行了第四纪气候变化及古季风演变历史的重建,但这些研究主要集中于中国北方地区。主要是由于中国南方地区沉积载体强烈风化作用,使其气候信息的保存相对困难,从而限制了我们对东亚季风的深入理解。本论文拟选取广西西部地区布兵盆地更新世三个洞穴遗址和中部地区南宁盆地全新世贝丘遗址作为研究对象,分别对布兵盆地早更新世么会洞、中更新世感仙洞和晚更新世陆那洞的进行了粘土矿物、地球化学和生物化合标志物的分析;利用AMS14C测年方法确定全新世贝丘遗址的年龄框架、利用沉积物中粘土矿物、铁矿物、化学主量元素和微量元素、生物化合标志物等作为指示化学风化强度变化,开展多种古气候代用指标的综合对比分析,进而探讨早更新世以来东亚夏季风的变化规律。取得的主要结果及新认识主要如下:（1）早更新世奥杜威时期么会洞经历了炎热—相对寒冷—湿热的三个阶段的气候变化;中更新世贾拉米洛时期感仙洞沉积剖面气候变化经历了两个风化强度由强变弱的循环;晚更新世陆那洞则是经历了由炎热潮湿向相对干冷的气候变化转变的过程。（2）南宁盆地全新世贝丘遗址沉积物中多种古气候代用指标都显示,植被分布随气候变化呈现三个阶段:第Ⅰ阶段（～10482±82 cal yr BP—7902±57 cal yr BP）,土壤沉积物代表风化强度的指标CIA、CPA、CIW、PIA,以及易融溶流失元素K、微量元素Rb、Ba和不易融溶流失元素Na、稳定元素Sr含量对比的比值呈增长趋势,指示化学风化作用和成壤作用变强,草本植被占最大比例,水生植被也较为发育;第Ⅱ阶段（7902±57 cal yr BP—3295±80 cal yr BP）,水生植被迅速减少而转变为木本植物为主导的植被分布特征,气温下降转为干冷,伊利石和针铁矿相对含量增加,化学风化作用和微生物风化作用减弱;第Ⅲ阶段（3295±80 cal yr BP—952±27 cal yr BP）,高岭石和赤铁矿在这样干湿交替的气候中生成,分别在粘土矿物和铁矿物的相对含量中增多。在这样气候多变的环境下,木本植被所占比例较为稳定,水生植物发育茂盛,草本植被与水生植被的生长呈反比。这与东亚季风区其他地质载体（如贵州董哥洞石笋沉积物）高分辨率的研究结果一致,发现全新世石船头沉积剖面很好地记录了2次弱季风事件,说明在轨道尺度上东亚夏季风总体上呈现同步的变化趋势。（3）对比出土化石在剖面中的详细位置,发现禄丰古猿化石（Lufengpithecus）在气候降温时缺失的同时出现了硕豪猪（Hystrix magra）化石。猕猴属（Macaca）和大熊猫小种（Ailuropoda microta）化石基本贯穿于整个沉积剖面,却缺失在以木本植被为主导的地层。可以推断受到植被分布和气候影响变化较大的物种如禄丰古猿在随后的动物演化过程中逐渐灭绝,而现今存在的物种都是适应能力较强的动物种群。（4）从早更新世么会洞发现了直立人化石到晚更新世陆那洞挖掘的智人化石,可以判断布兵盆地的洞穴是最早期古人类生活的主要场所,随后在南宁盆地邕江一带发现了大量全新世贝丘遗址,可以推测广西区域有最初更新世古人类居住场所由洞穴逐渐转变为沿岸而生的过程。通过重建南宁盆地石船头贝丘遗址的气候和植被变化,结合所挖掘出土的石器和动物骨骼,粗略的探讨全新世气候变化对早期人类生存方式的影响。推断早期人类更多的依靠自然界的植物和动物资源,三种获取生活资源的方式（狩猎、渔猎和捕捞）的使用比例也随之改变,说明气候环境是早期人类生活方式的主要影响因素。（5）更新世洞穴遗址和贝丘遗址广西区域动物和早期人类活动方式从更新世的洞穴遗址到全新世贝丘遗址的转变,原因有以下几点:一是洞穴环境所能提供的食物来源有限,相对比河岸周边环境所能提供的资源更为丰富;二是全新世气候整体较更新世气候更为适宜早期人类居住,特别是新仙女木事件结束后迎来了全新世大暖期,对植被分布、动物繁殖也更为有利,从而为早期人类提供了更为丰富的食物来源;三是随着早期人类生活技能的提升,由简单捕杀猎物的石器到相对精细的获取水资源和水产动物的器具,以及掌握了使用火的方法。
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》文中研究表明亚洲季风是全球气候系统的重要组成部分,解密它的时空演变规律对人们全面理解不同时间尺度下的全球气候变化具有重要意义。尤其是晚新生代东亚季风的形成与演化无论对区域性还是全球性气候均产生了重要影响。长期以来,对东亚季风轨道尺度上的演化研究众多,而对构造尺度上季风的演化相对较少,且多聚焦于黄土高原、青藏高原和中国南海等区域。中国东部地区因地表覆盖而缺乏长时间尺度的沉积露头剖面,新近纪以来的古气候演化研究一直是个薄弱环节。虽然晚新生代以来东亚季风在构造时间尺度上的演化被认为与青藏高原隆升有关,但有关季风演化的机制目前仍存在很多争议。特别是,与季风相关的干湿古气候在中国东部地区的空间变化规律还不清楚,它是否与现代干湿气候一样存在巨大的空间差异（如,中国东部降雨两极或三极模态）?如是,那么驱动机制又如何?这些问题都有待于深入探讨。同时,伴随着新近纪气候变化,陆地生态系统也出现了重大的转变,尤其是新生代晚期C4草原的出现使C3植物被C4植物大规模取代,草原生境在全球范围内得到了极大的扩张。有关C4植物在中新世的第一次扩展事件已经有了大量的深入研究,人们对这次事件从低纬度向中高纬度的扩张过程的基本框架已经建立。但是,有关东亚地区晚中新世以来的C4植物是否存在第二次扩张事件还不清楚。如有,具体机制又是如何?它与第一次扩展事件有哪些不同点?这些问题都有待于深入探讨。近年来,基于区域地质调查工作的不断发展,在中国东部第四纪强烈覆盖区也获得了晚中新世（ca.8 Ma）以来连续沉积的钻孔岩芯,这为研究中国东部晚中新世以来干湿古气候的变化创造了很好的条件,使得我们能更全面地揭示东亚季风区干湿古气候的演化规律,并为深入探究其驱动机制提供了关键素材。同时,分子古气候代用指标的不断突破也为建立干湿古气候的时间演化序列创造了条件。尤其是来源于微生物细胞膜的甘油二烷基链甘油四醚化合物（Glycerol Dialkyl Glycerol Tetraethers,简称GDGTs）,因其在各个环境中分布广泛,且对环境变化响应灵敏,被广泛应用于古环境古气候重建的研究中。所以利用微生物脂类GDGTs的指标重建东亚季风演化具有积极的意义。中国东部长时间尺度钻孔沉积多为河湖相沉积,基于GDGTs化合物的众多指标中,能用于长尺度河湖相干湿古气候重建中的指标须在现代河湖相沉积环境中进行验证其可靠性。本研究从现代河流-湖泊沉积环境入手,选择青海湖等对干湿古气候比较敏感的地区为现代过程研究对象,分析基于GDGTs构建的各指标在现代河流和湖相中的变化及控制因子,选出可靠的干湿古气候指标,再用于中国东部华北平原和苏北平原晚中新世以来的河湖相钻孔中以重建干湿古气候演化。同时,利用有机碳同位素检测方法重建了晚中新世以来中国东部的植被演化。论文取得的主要创新性认识概况如下（部分研究成果已经发表在国际刊物上）:1.依据微生物GDGTs现代过程调查,提出了河湖相的干湿古气候代用新指标。通过对干湿气候极其敏感的青海湖地区湖泊沉积物、河流沉积物以及周围土壤中GDGTs化合物的检测,分析了古菌isoGDGTs化合物和细菌br GDGTs化合物在不同沉积环境中的变化规律,讨论了基于GDGTs构建的各古气候重建指标与环境因子间的关系。古菌isoGDGTs在河流和湖泊中的变化较细菌br GDGTs的变化更有规律,且基于isoGDGTs建立的指标GDGT-0/Cren与湖泊水深之间存在显着相关性,可作为可靠的干湿古气候重建指标。而细菌br GDGTs化合物构建的指标在河湖相环境中变化复杂,且受控因子众多。例如,能反映p H的CBT指标在河流沉积物中被发现与盐度有关;能用于重建温度的MBT’指标在湖泊环境中显示出与水深有关等。这使得基于br GDGTs构建的古环境指标在长尺度河湖相沉积中的应用受到很大限制,而GDGT-0/Cren指标原理更清晰,受控因子单一,在河湖相干湿古气候重建中显示出明显优势。在此基础上,综合全球已经报道的湖泊沉积物（包括部分中国东部地区的湖泊沉积物）和泥炭地的GDGT数据,进一步支持了GDGT-0/Cren指标可以作为陆地水体环境的干湿古气候代用指标。2.发现了中国东部晚中新世以来构造时间尺度的干湿古气候呈现出三极模态的空间变化,提出了赤道太平洋海温梯度的驱动机制。通过对华北平原天津G3钻孔（8 Ma至今）和苏北平原盐城ZKA4钻孔（～7.6 Ma）河湖相沉积物中GDGTs化合物的测试分析,利用新发现的古气候指标GDGT-0/Cren和以前建立的Ri/b指标重建了晚中新世以来中国东部北方的干湿古气候变化。华北平原以及苏北平原的分子记录显示,晚中新世至早上新世气候干旱,降雨量少;自上新世早期（约4.2～4.5 Ma）起东亚夏季风（EASM）显着增强,季风降水突然增加,气候变湿润,直至现在。这种以早上新世为界的干湿古气候变化规律与黄土高原及中国南海的记录一致,而与中部长江中下游的记录相反,即晚中新世到早上新世华北及南海中南部气候干旱（-）,而长江中下游和南海北部气候湿润（+）;早上新世4.2 Ma之后这种模式发生反转。因此本研究认为自晚中新世起,中国东部的降雨模式呈现出南北一致而中部相反的“类三极模态”,且这种降雨模式在早上新世4.2 Ma左右发生反转,即从“-,+,-”变成“+,-,+”模式。根据中国东部现代年际和年代际降雨分布模式以及结合早上新世全球古气候记录,本研究认为早上新世4.2 Ma左右中国东部降雨的“三极模态”发生的原因主要由赤道太平洋纬向和经向海温梯度自早上新世开始显着增加,导致西太平洋菲律宾上空对流活动增强所导致。此外,增强的Hadley环流以及Walker环流从赤道热带通过极地向的运输使得向北传播的水汽增多对早上新世以来东亚夏季风的增强也有所贡献。微生物脂类指标所揭示的中国东部构造时间尺度干湿古气候的这种三极模态空间变化及其驱动机制进一步得到了古气候模型模拟结果（由国外合作者完成）的支持,但这一驱动机制与本课题组之前报道的中国东部千年时间尺度三极模态干湿古气候的驱动机制（Zhang et al.,2018,Science）有较大差异。3.依据分子地球生物学记录,发现了C4植物在早上新世出现晚新生代以来的第二次扩张事件,提出了大气CO2浓度的驱动机制。通过对华北平原G3钻孔以及苏北平原ZAK4钻孔中全岩有机碳同位素进行分析,重建了中国东部晚中新世以来C3/C4植物演化历史,并与东亚其它地区以及全球各大陆同时期植被记录进行对比,深入探讨了影响C4草本扩张的机制。天津G3钻孔的有机碳同位素显示出在4.1 Ma左右出现明显正偏且波动剧烈,盐城ZKA4钻孔的有机碳同位素显示在4.5 Ma左右出现明显正偏。两根钻孔的数据较为一致的指示了早上新世中国东部有一次明显C4草本扩张事件。这次C4草本扩张事件同样在黄土高原土壤碳酸盐碳同位素研究中也有记录,说明具有区域性特征。进一步综合全球数据发现,早上新世的这次C4草本扩展事件在非洲、西亚、澳大利亚、北美和南美同时期碳同位素记录均有显示。由此提出了早上新世的C4草本扩张是一次全球性事件,且与晚中新世的第一次全球C4扩张事件是相互独立的。虽然晚中新世的C4扩张被认为可能与干旱化增强和火灾变多有关,但这并不能解释早上新世的C4草本扩张。本研究结合早上新世全球古气候记录,推测这次全球C4扩张事件主要由大气CO2分压的长期降低所引起的。这一推论得到了光量子产率模型的支持,该模型显示,在早上新世,随着大气CO2分压以及温度的降低,很多地区的气候条件越过了有利于C4草本生长的阈值,特别是在如华北平原、苏北平原这样的中纬度地区,因此C4草本出现了再一次大规模的扩张。
李德晖[7]（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。
达佳伟[8]（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》文中指出大气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。
刘德新[9]（2018）在《基于开封黄泛地层孢粉记录的全新世中晚期古环境重建》文中研究说明大洪水及其气候背景研究是第四纪环境变迁和全球变化科学领域的前沿课题。黄河在中华五千年文明演进中扮演着重要角色,尤其是其中下游地区,在相当长历史时期内一直是我国的政治、经济和文化中心。但在孕育中华文明的同时,黄河水患曾对沿岸文明的发展带来严重灾难。因此,黄河流域洪水事件及其沉积记录一直是研究的热点。然而,目前已有的相关研究主要集中在黄河上中游及其支流河段;黄河中下游河道虽频繁摆动和变迁,对其研究却相对薄弱。开封位于黄河下游,深受黄河泛滥的影响,虽拥有丰富的文献记载和考古资料,但黄泛地层研究却十分薄弱,针对中原地区的古气候与古植被研究也鲜见报道。黄土高原位于黄河中游,其全新世植被变化一直是环境演变学界研究的焦点,然而关于黄土高原全新世中期是否存在大面积的森林植被至今尚未达成共识。全新世以来,多次黄泛沉积在开封地区上下垂直叠压,形成了比较理想的沉积序列,为我们研究黄河中下游地区的大洪水事件及其沉积记录提供了良好的载体。本研究以开封地层为例,采集岩芯（金明钻孔和师专钻孔）样品,在沉积旋回划分（确定洪水事件）及其定年的基础上,根据洪泛间歇期的孢粉,运用现代类比法（MAT）和加权平均偏最小二乘法（WAPLS）定量重建开封当地的古气候,采用生物群区划法（BIOME）反演开封地区的古植被演化;通过在黄河上中游地区布设控制性剖面,剔除开封洪泛期地层样品中来自黄河上游地区的孢粉,运用BIOME法反演黄土高原全新世中晚期部分时段的宏观植被变化。主要结论如下:（1）应用黄泛地层孢粉组合和浓度划分的沉积旋回与已有的综合旋回划分结果基本一致,且大部分孢粉旋回与综合旋回上下界限差别较小,吻合度很高。因此,孢粉可以作为开封黄泛地层沉积旋回划分的另外一种代用指标。孢粉旋回个数（15个）多于粒度旋回（12个）、黑碳旋回（12个）及元素旋回个数（12个）,可见应用孢粉指标划分旋回的精度高于粒度、黑碳和元素指标,且更加适用于划分深受人类扰动地层的沉积旋回。（2）金明钻孔记录了9次洪水事件,其中7次可确定其发生年代,分别是4000 a BP、225 BC、1387 AD、1399 AD、1461 AD、1642 AD和1841 AD,对应14.720.3 m、13.214.7 m、11.813.2 m、10.011.8 m、7.810.0 m、4.07.8 m和0.84.0 m深度的黄泛地层,20.322.1 m的地层是全新世中期的湖沼相沉积。师专钻孔记录了8次洪水事件,可以确定年代的与金明钻孔相同,分别对应11.920.6 m、10.211.9 m、8.810.2 m、6.98.8 m、5.96.9 m、2.85.9 m和02.8 m深度的黄泛沉积,20.623.0 m的地层是全新世中期的湖沼相沉积。（3）开封地区古气候和古植被重建结果显示,全新世中期的气候最为暖湿,降水充沛,最高接近800 mm,研究区周边为伴有常绿树种的温带落叶阔叶林植被景观。春秋战国时期气候波动较为明显,前期气候暖湿,年均降水量较充沛（约660 mm）,温度也处于较高水平,植被以森林为主,对应春秋暖期;后期的温度和降水均有所下降,反映温凉较湿的气候条件,植被以森林草原为主,对应战国温凉期。唐宋时期的温度较春秋战国时期稍有增加,降水量有所降低,大致指示温暖较湿或稍偏干的气候特点,植被以草原或森林草原为主。明朝时期的气候经历了早期的较为暖湿（约650 mm）、中期温凉偏干（约480 mm）、后期温凉干燥（约390 mm）三个阶段,清朝晚期气候寒冷偏湿,分别对应疏林草原、草原、干草原-旱生灌丛、森林-草原植被景观。（4）根据开封黄泛间歇期地层孢粉重建的古气候,在宏观上识别出了全新世大暖期及北半球广泛认可的4200 a BP事件、中世纪暖期和小冰期事件,且各阶段气候状况与北半球中低纬度其他生物地理区域之间的古气候具有良好的一致性。该结论表明,在缺少湖泊、石笋等其他高分辨率古气候载体的黄河下游泛滥冲积平原上,根据黄泛间歇期的孢粉反演当地的古气候是切实可行的。（5）基于开封黄泛冲积物孢粉反演的黄土高原植被变化显示,全新世中期黄土高原总体上以草原植被为主,南部、东南部稍湿润的地区为草甸草原或森林草原,沟谷、基岩山地发育有森林植被;晚期仍以草原植被为主,部分地区存在森林-草原植被景观,沟谷、基岩山地发育有森林或以松为主针阔叶混交林;秦汉至宋元时期以草原为主,个别地区可能也有森林-草原及草甸发育;明清时期主要为草原植被,清朝时期在在沟谷、山坡等地可能发育有以针叶林为主的森林植被。（6）由于风蚀、雨水冲刷及淋滤作用,致使在黄土高原地区很难获取保存完好的全新世以来高分辨率的沉积记录,现有的沉积物孢粉并不能准确的反映其周边较大区域的植被信息。而开封黄泛地层记录的孢粉信息在一定程度上可弥补这一不足。与文献记载及黄土高原地区已有的剖面反演植被变化的结果相比,本研究更能在宏观上全面反映黄土高原整体植被变化状况。该结论也进一步证实了基于河流下游冲积物孢粉反演中上游孢粉源区植被变化的可行性。
张文超[10]（2017）在《孢粉揭示的秦岭地区更新世环境变化及其对古人类活动的影响》文中研究说明研究发现,环境变化可影响非洲和欧洲的早期人类演化、迁移和适应,人类进入东亚地区后,如何选择环境、环境变化是否同样显着影响古人类的行为?这些问题尚需要更多的研究来回答。秦岭地区处于东亚季风影响区,是我国南北自然地理的过渡地带,环境分异明显;同时,这一地区,尤其是厚层黄土中发现了～1.2Ma以来多期的古人类化石和旧石器文化层,使其成为研究古人类与环境变化关系的理想区域。孢粉是重建古植被、古气候的重要替代性指标,然而黄土中花粉保存较差,花粉的差异性保存可能影响着植被和气候的重建。本文在研究花粉保存的基础上,利用秦岭地区多个剖面的孢粉数据重建了早更新世以来的植被和季风气候变化,结合考古资料,探讨了古人类在东亚秦岭地区对环境变化的适应过程。利用东北、黄土高原、秦岭腹地和长江下游等区域典型时段（L1、S1、S5）的黄土沉积,本文开展了大时空尺度上花粉保存的研究。结果显示,同一时段黄土沉积花粉浓度从北向南迅速降低,且随化学风化指数（CIA）的增加而呈指数性下降,指示花粉浓度受保存条件影响显着,气候可能是导致花粉保存差异的关键因素。氧化作用和微生物分解是花粉降解的两个主要途径,而温度和湿度的增加,会使黄土的氧化性和微生物活动增强,从而加剧花粉的降解。另外,我们发现气候差异明显的不同区域黄土沉积中,蒿属（Artemisia）、紫菀属（Aster）、蒲公英属（Taraxacum）、松属（Pinus）、藜科（Chenopodiaceae）和禾本科（Poaceae）均占主导地位,这可能源于不同花粉类型的差异性保存。这些花粉均具有较厚的外壁和较高的孢粉素含量,从而具有较强的保存能力;而黄土沉积中较常见的阔叶树树种,如栎属（Quercus）、榆属（Ulmus）、桦属（Betula）、榛属（Corylus）和胡桃属（Juglans）等,孢粉素含量相对较低,更容易遭受破坏。阔叶树花粉在花粉谱中的比例低于初始沉积时的含量,且气候越暖湿,低估越明显。根据已有的资料,我们初步提出了对花粉谱校正的方案。本文选取秦岭北麓的大荔人遗址、段家坡剖面,秦岭腹地的刘湾、张豁口、槐树坪、郭塬、乔家窑,以及秦岭南麓的胡家湾、滴水岩等剖面进行孢粉分析,基于花粉保存和表土孢粉的研究结果,并结合已有的研究资料,重建了秦岭地区～1.2 Ma以来的植被和气候变化。结果显示,秦岭地区黄土沉积中花粉虽遭受严重降解,造成阔叶树花粉含量在不同程度上被低估,但其在轨道时间尺度上并没有改变花粉组成的变化趋势,对古植被和季风气候变化具有较好的指示。更新世期间,秦岭地区乔木和阔叶树花粉含量高于其北的黄土高原地区,显示这一地区夏季风更为强盛。具体来看,秦岭北麓以森林草原为主,在阔叶树森林和草原间变化,气候在北亚热带湿润和暖温带半干旱间变化;秦岭腹地植被基本以较开阔的阔叶树森林和森林草原为主,在森林到稀疏森林草原间变化,气候在亚热带湿润和暖温带半湿润、半干旱间波动;花粉保存状况、动物化石资料、地球化学指标和土壤发育等显示秦岭南麓比秦岭腹地和北麓更为温暖湿润,可能发育亚热带性质的森林或森林草原;秦岭东缘有限的孢粉资料显示,可能以森林草原为主,平原地区具有一定规模的草地。在轨道时间尺度上,秦岭地区的植被和气候变化与黄土记录的东亚夏季风变化、深海氧同位素记录的全球温度和冰量变化较为一致,间冰期时乔木和阔叶树花粉含量相对较高,冰期时则较低,显示这一地区的季风气候受太阳辐射和全球冰量的控制。叠加在冰期、间冰期的变化之上,早更新世晚期以来秦岭地区的植被和气候还经历了3个大的演化阶段,主要表现为,早更新世晚期,秦岭南麓和北麓均出现较多的东洋界动物和森林型动物,气候可能相当于亚热带湿润气候,植被可能为森林草原,末期存在干冷化事件;～0.8-0.3 Ma,与黄土沉积和深海氧同位素记录相似,植被和气候呈～10万年周期性变化,但整体上乔木覆盖度较高,气候也较暖湿;～0.3 Ma以来,气候波动的幅度显着增加,尤其是冰期时乔木和阔叶树都明显退缩、气候偏冷偏干,这在～0.07 Ma以来表现更为明显。在较为强盛的季风气候环境背景下,秦岭地区至少在～1.2 Ma年来就存在着持续的古人类活动,成为早期人类“走出非洲”后在东亚地区生存和繁衍的重要栖息地。古人类偏爱温暖湿润的开阔森林或森林草原环境,这一地区较为温暖湿润的气候、丰富的森林资源、众多的山间河流以及多样化的地貌类型为其提供了食物、水源和良好的生活场所。但更新世期间,古人类活动明显受到气候环境的制约,季风气候的阶段性变化和轨道时间尺度的周期性变化都显着影响着古人类的生存、迁移、演化和适应方式。～0.3 Ma之前,处于直立人阶段的古人类也许不能适应秦岭北麓冰期时的寒冷环境,他们选择向南迁移的方式来应对冰期环境,而间冰期时重新向北扩散;～0.3 Ma以来,气候波动幅度的增加、冰期时显着变冷变干,迫使他们改变石器技术和行为模式,并逐渐适应了秦岭腹地和北麓寒冷的冰期气候;～0.07 Ma以来,季风气候可能进一步减弱,草原进一步扩张,古人类活动的区域则逐渐向周边低海拔的开阔平原地区扩展;末次冰盛期以来,石叶、细石器和陶器等先进技术逐渐被发展和应用,古人类完全适应了开阔的平原环境。早更新世晚期以来秦岭地区的植被和气候响应东亚季风气候变化,时空变化明显,这种环境变化促使古人类在秦岭南、北间迁移,也促使其应用和发展新的石器技术,从而不断适应减弱的夏季风气候环境。与欧洲相似,环境变化对东亚地区的古人类行为、演化和适应有重要的影响,且古人类的适应能力基本保持同步变化。结合人类化石、石器工业技术和基因学等方面的研究,我们认为由于具有长距离迁移的能力,更新世不同大陆上的古人类群体之间可能存在着基因、文化等交流和融合,从而促使其不断适应多变的环境,并最终成为唯一的全球性物种。
二、黄土高原地质、历史时期古植被研究状况（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、黄土高原地质、历史时期古植被研究状况（论文提纲范文）
（1）中国黄土高原沉积物稳定碳同位素指标在古植被环境研究中的进展（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 土壤有机碳同位素 |
| 2 次生碳酸盐的稳定碳同位素 |
| 3 正构烷烃单体碳同位素 |
| 4 黑碳稳定碳同位素 |
| 5 综合对比 |
| 6 结论与展望 |
（2）中更新世以来哈尔滨黄土有机碳同位素组成及其古植被意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.3 研究技术路线 |
| 1.4 研究内容与方法 |
| 第2章 研究区概况与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 气候特征 |
| 2.1.3 植被与土壤 |
| 2.2 材料与方法 |
| 2.2.1 有机碳同位素测试 |
| 2.2.2 光释光与电子自旋共振测年 |
| 2.2.3 磁化率测试 |
| 2.2.4 二元混合模型 |
| 第3章 岩芯岩性与年代框架 |
| 3.1 岩芯岩性 |
| 3.2 岩芯年代框架 |
| 第4章 哈尔滨黄土有机碳同位素组成变化特征 |
| 4.1 哈尔滨黄土磁化率变化特征 |
| 4.2 哈尔滨黄土有机碳同位素组成变化特征 |
| 4.3 哈尔滨黄土有机碳同位素组成变化与邻区对比 |
| 第5章 中更新世以来哈尔滨地区古植被演化及控制因素分析 |
| 5.1 中更新世以来哈尔滨地区古植被演化 |
| 5.2 中更新世以来古植被演化的控制因素 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士期间发表的论文 |
| 致谢 |
（3）东辽河中下游流域中全新世以来植硅体古植被古气候过程（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 古植被古气候研究现状 |
| 1.2.1 中全新世以来古植被古气候研究进展 |
| 1.2.2 植硅体在古植被古气候研究中的应用 |
| 1.3 研究内容与方案 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究方案及技术路线 |
| 第2章 研究区域概况 |
| 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3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 植硅体提取及鉴定 |
| 3.2.2 磁化率、色度、烧失量测定 |
| 3.2.3 粒度分析 |
| 3.3 数据处理和研究方法 |
| 第4章 结果与分析 |
| 4.1 年代框架的建立 |
| 4.2 植硅体组合特征 |
| 4.2.1 植硅体形态分类 |
| 4.2.2 五棵村剖面植硅体组合特征 |
| 4.2.3 大夫岭剖面植硅体组合特征 |
| 4.3 磁化率变化特征 |
| 4.4 烧失量、色度分析 |
| 4.5 粒度分析 |
| 第5章 研究区域古植被古气候过程重建分析 |
| 5.1 古植被过程重建 |
| 5.1.1 植硅体古植被指数分析 |
| 5.1.2 草本群落演替分析 |
| 5.2 古气候过程重建 |
| 5.2.1 植硅体古气候指数分析 |
| 5.2.2 其他指标古气候分析 |
| 5.2.3 古气候重建综合分析 |
| 5.3 区域对比 |
| 5.4 影响因素浅析 |
| 第6章 结论 |
| 参考文献 |
| 图版及说明 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（4）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 |
（5）广西中西部地区早更新世以来气候演化及其对早期人类活动的影响（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 早更新世以来古气候环境研究综述 |
| 1.1.1 全球早更新世以来气候演化 |
| 1.1.2 中国南方早更新世以来古气候演化 |
| 1.2 中国南方土壤沉积物古气候重建的研究方法及进展 |
| 1.2.1 粘土矿物 |
| 1.2.2 铁矿物 |
| 1.2.3 地球化学 |
| 1.2.4 生物标志化合物 |
| 1.3 广西中西部地区考古遗址研究现状 |
| 1.4 存在问题及选题依据 |
| 1.5 研究内容及技术路线 |
| 1.6 实际工作量 |
| 第二章 研究区自然地理和区域地质概况 |
| 2.1 研究区自然地理概况 |
| 2.2 区域地质概况 |
| 2.2.1 南宁盆地构造概况 |
| 2.2.2 布兵盆地区域概况 |
| 第三章 样品制备与测试方法 |
| 3.1 样品采集 |
| 3.2 X射线粉晶衍射(XRD) |
| 3.2.1 非定向片 |
| 3.2.2 粘土矿物的提纯 |
| 3.2.3 定向片的制备 |
| 3.2.4 测试方法 |
| 3.2.5 粘土矿物相对含量计算方法 |
| 3.3 漫反射光谱测试(DRS) |
| 3.3.1 样品制备与测试条件 |
| 3.3.2 铁矿物含量计算方法 |
| 3.4 生物标志化合物 |
| 3.4.1 有机质的萃取 |
| 3.4.2 GC-MS测试 |
| 3.4.3 正构烷烃单体碳同位素测试 |
| 3.4.4 LC-MS测试 |
| 3.5 地球化学元素 |
| 3.5.1 主量元素分析 |
| 3.5.2 微量元素分析 |
| 第四章 广西西部地区布兵盆地更新世洞穴遗址土壤沉积物的环境记录 |
| 4.1 早更新世布兵盆地么会洞沉积物的古环境变化分析 |
| 4.1.1 布兵盆地么会洞遗址概况 |
| 4.1.2 么会洞沉积物气候指标记录 |
| 4.2 中更新世布兵盆地感仙洞沉积物的古环境变化分析 |
| 4.2.1 布兵盆地感仙洞遗址概况 |
| 4.2.2 感仙洞沉积物气候指标记录 |
| 4.3 晚更新世布兵盆地陆那洞沉积物的古环境变化分析 |
| 4.3.1 布兵盆地陆那洞遗址概况 |
| 4.3.2 感仙洞沉积物气候指标记录 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 广西中部地区南宁盆地全新世石船头剖面气候指标特征 |
| 5.1 南宁盆地石船头贝丘遗址概况 |
| 5.2 非粘土矿物组合特征 |
| 5.3 粘土矿物组合特征 |
| 5.3.1 粘土矿物组合特征 |
| 5.3.2 粘土矿物相对含量变化特征 |
| 5.4 铁矿物组合特征 |
| 5.4.1 赤铁矿与针铁矿的一阶导数特征 |
| 5.4.2 针铁矿与赤铁矿的二阶导数曲线特征 |
| 5.5 地球化学特征 |
| 5.5.1 主量元素组成特征 |
| 5.5.2 化学风化及元素活动性特征 |
| 5.5.3 微量及稀土元素特征 |
| 5.6 正构烷烃组成分布特征 |
| 5.7 正构烷烃单体碳同位素组成分布特征 |
| 5.8 GDGTs组成分布特征 |
| 5.9 小结 |
| 第六章 广西中部地区南宁盆地全新世石船头贝丘遗址沉积物的环境记录 |
| 6.1 全新世南宁盆地古植被变化分析 |
| 6.2 全新世南宁盆地元素记录的环境意义 |
| 6.3 多指标记录的气候事件及全新世气候适宜期 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 广西中西部地区动物群和早期人类与气候环境变化的关系 |
| 7.1 环境变化对动物群活动的影响 |
| 7.2 环境对早期人类生活方式的影响 |
| 7.3 小结 |
| 第八章 结论与展望 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 创新点 |
| 8.3 问题与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（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）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 |
（8）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 |
（9）基于开封黄泛地层孢粉记录的全新世中晚期古环境重建（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.1.1 黄河中下游地区大洪水研究的必要性 |
| 1.1.2 黄土高原全新世植被宏观研究的必要性 |
| 1.1.3 开封地区古环境研究的必要性 |
| 1.2 国内外相关研究述评 |
| 1.2.1 冲积物沉积旋回代用指标研究 |
| 1.2.2 冲积物孢粉与植被的关系研究 |
| 1.2.3 全新世以来河南省境古环境研究 |
| 1.2.4 全新世以来黄土高原植被变化研究 |
| 1.2.5 开封古城黄泛地层研究 |
| 1.2.6 存在问题 |
| 1.3 主要研究内容 |
| 2 研究区概况 |
| 2.1 开封地区自然地理概况 |
| 2.2 开封地区黄河泛滥概况 |
| 3 研究方法 |
| 3.1 技术路线 |
| 3.2 研究方法 |
| 3.2.1 冲积物样品采集方法 |
| 3.2.2 地层定年方法 |
| 3.2.3 沉积物粒度、磁化率及总有机碳分析方法 |
| 3.2.4 孢粉分析方法 |
| 3.2.5 开封黄泛地层中黄土高原源孢粉的判别方法 |
| 3.2.6 基于地层孢粉的古气候重建方法 |
| 3.2.7 基于地层孢粉的古植被重建方法 |
| 4 开封黄泛地层及控制剖面孢粉组合特征 |
| 4.1 开封黄泛地层孢粉分析 |
| 4.1.1 黄泛地层主要孢粉类型 |
| 4.1.2 黄泛地层孢粉组合特征 |
| 4.2 黄土高原控制剖面的孢粉组合特征 |
| 4.2.1 河曲剖面孢粉组合特征 |
| 4.2.2 杨官寨剖面孢粉组合特征 |
| 4.2.3 黄土高原控制剖面孢粉组合的对比分析 |
| 5 基于开封黄泛地层孢粉特征的沉积旋回划分及其年代确定 |
| 5.1 基于孢粉特征的沉积旋回划分 |
| 5.1.1 沉积旋回划分依据——孢粉代用指标 |
| 5.1.2 基于开封黄泛地层孢粉特征的沉积旋回划分 |
| 5.1.3 开封黄泛地层孢粉旋回和其他旋回的比较 |
| 5.2 沉积旋回年代断定的依据 |
| 5.2.1 AMS14C与 OSL年龄 |
| 5.2.2 考古资料与历史文献 |
| 5.3 沉积旋回年代框架及其对应的洪水事件 |
| 5.3.1 战国以来沉积旋回年代框架及其对应的洪水事件 |
| 5.3.2 战国以前沉积旋回年代框架及其对应的洪水事件 |
| 6 基于黄泛地层孢粉记录的开封地区古环境定量重建 |
| 6.1 古气候定量重建 |
| 6.1.1 表土孢粉数据库及其筛选 |
| 6.1.2 表土孢粉样点的气象数据获取 |
| 6.1.3 古气候定量重建模型 |
| 6.1.4 开封全新世古气候定量重建结果 |
| 6.2 古植被定量重建 |
| 6.3 开封与其他区域古环境记录的对比 |
| 7 基于开封黄泛地层孢粉的全新世中晚期黄土高原宏观植被重建 |
| 7.1 开封冲积地层黄土高原源孢粉的识别 |
| 7.2 基于开封黄泛地层孢粉的黄土高原古植被重建 |
| 7.3 黄土高原古植被重建结果的可信度分析 |
| 7.3.1 开封黄泛地层黄河上游源孢粉剔除前后对黄土高原植被重建的影响 |
| 7.3.2 开封黄泛地层与泾河流域古植被重建结果的比较 |
| 7.3.3 本研究古植被重建与已有研究的对比 |
| 7.4 基于河流下游冲积物孢粉反演黄土高原植被变化的可行性分析 |
| 8 结论与展望 |
| 8.1 主要结论 |
| 8.2 主要创新 |
| 8.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间主要科研工作 |
（10）孢粉揭示的秦岭地区更新世环境变化及其对古人类活动的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 研究进展和存在的问题 |
| 1.2.1 古人类演化、迁移、适应与环境变化关系研究进展 |
| 1.2.2 秦岭地区旧石器时代考古学与古环境学研究进展 |
| 1.2.3 花粉保存研究进展 |
| 1.3 科学问题和研究思路 |
| 1.4 工作量统计 |
| 第二章 研究区概况和研究方法 |
| 2.1 研究区自然地理概况 |
| 2.1.1 秦岭 |
| 2.1.2 其它地区 |
| 2.2 剖面与样品采集 |
| 2.3 实验测试方法 |
| 2.3.1 孢粉 |
| 2.3.2 常量元素和碳酸盐含量测量 |
| 第三章 黄土沉积孢粉提取方法探索 |
| 3.1 孢粉损失率 |
| 3.2 富集物杂质度 |
| 3.3 可操作性、安全性 |
| 3.4 前处理中的注意事项和改进措施 |
| 第四章 中国黄土花粉浓度与保存 |
| 4.1 黄土花粉浓度和沉积通量时空变化规律 |
| 4.2 花粉沉积通量与碳酸盐含量、化学风化指数的关系 |
| 4.3 黄土花粉浓度对花粉保存的指示意义 |
| 4.4 影响黄土沉积花粉保存的因素 |
| 4.5 花粉保存对古植被重建的影响 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 孢粉揭示的秦岭地区更新世环境变化 |
| 5.1 秦岭北麓 |
| 5.1.1 大荔人遗址 |
| 5.1.2 蓝田段家坡剖面 |
| 5.1.3 其他地区 |
| 5.2 秦岭腹地 |
| 5.2.1 洛南盆地 |
| 5.2.2 卢氏盆地乔家窑地点 |
| 5.2.3 商州盆地 |
| 5.3 秦岭南麓 |
| 5.4 秦岭东缘 |
| 5.5 秦岭地区植被、气候的时空变化 |
| 第六章 秦岭地区古人类活动与环境变迁的关系 |
| 6.1 秦岭地区旧石器时代人类活动的时空格局 |
| 6.1.1 遗址的时空分布 |
| 6.1.2 石制品类型的时空分布 |
| 6.2 古人类生存、迁移、适应与环境变迁 |
| 6.2.1 古人类生存的环境背景 |
| 6.2.2 古人类迁移、适应与环境演变 |
| 6.2.3 古人类对环境的适应过程 |
| 6.3 秦岭地区在人类演化研究中的意义 |
| 第七章 结论和展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 博士生期间发表论文目录 |
四、黄土高原地质、历史时期古植被研究状况（论文参考文献）
- [1]中国黄土高原沉积物稳定碳同位素指标在古植被环境研究中的进展[J]. 徐向春,周斌,周雪航,王者. 第四纪研究, 2021(04)
- [2]中更新世以来哈尔滨黄土有机碳同位素组成及其古植被意义[D]. 张月馨. 哈尔滨师范大学, 2021
- [3]东辽河中下游流域中全新世以来植硅体古植被古气候过程[D]. 焦洁钰. 吉林大学, 2021(01)
- [4]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)
- [5]广西中西部地区早更新世以来气候演化及其对早期人类活动的影响[D]. 程柳菱. 中国地质大学, 2021(02)
- [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]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)
- [8]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
- [9]基于开封黄泛地层孢粉记录的全新世中晚期古环境重建[D]. 刘德新. 河南大学, 2018(12)
- [10]孢粉揭示的秦岭地区更新世环境变化及其对古人类活动的影响[D]. 张文超. 南京大学, 2017