一、Nd isotope as the tracer of seawater evolution of early Miocene in the eastern Pacific Ocean（论文文献综述）
王洋[1]（2020）在《中、西太平洋多金属结壳成矿元素的时空富集规律及其古海洋学意义》文中认为多金属结壳是一种在海底成层生长的水成成因矿产资源,其生长过程记录了构造尺度的古海洋学环境演化史,同时古海洋环境的变迁也控制着其生长条件。本文以区域性适用的Co经验公式结合Os同位素地层学法为基础,参考构造特征、磷酸盐化期次和超微化石年代学等证据,得到了中、西太平洋结壳样品的区域年代框架。综合板块回路模型、板块运移几何法、视极漂移法和热点追踪法的结果,恢复了结壳所在海山的古经纬度,应用板块热沉降曲线模型,恢复了结壳成矿过程中所处的古水深,得到中、西太平洋结壳的运移沉降史。利用年代框架和运移沉降史结果,研究记录在结壳中的主要成矿元素的地球化学时空变化特征,探讨其古海洋学意义,取得了如下几点认识。1)找到了分别适用于研究区各海山区结壳的经验公式,造成经验公式区域性适用的原因与Co元素入海通量的不均一性有关。总结了中、西太平洋多金属结壳普遍具有的生长期和间断期,其中生长期对应地质历史时期的强化学风化、高碳酸盐溶解率和高陆源风尘通量期,而间断期对应太平洋大规模磷酸盐化事件时代。2)发现了记录在结壳中的Os同位素组成演化的4个精细特征。他们可以作为Os同位素地层法定年工作中的时代锚点,从而可以提高该方法定年的精确程度。马尔库斯威克和莱恩海山区结壳的Os同位素组成曲线分别在7Ma以来和33Ma以前相对海水曲线偏高,这与结壳跟随太平洋板块漂移出入赤道信风带和盛行西风带的过程有关。3)结壳在历史上的高碳酸钙溶解率和高陆源风尘通量时期具有较高的生长速率,此时结壳可接受充分的成矿物质。莱恩海山区结壳具有相对较高的生长速率,这是由于该海区样品所处位置偏东从而可以直面太平洋东部洋流并接收美洲大陆的陆源成矿物质以及所处水深较深从而处于最低含氧带之下较好的成矿环境中。4)不同区域的结壳各层位的发育程度不同,其生长时间和厚度取决于其间亚层的数量。研究区西部的海山区以及研究区东部水深较大的样品构造层对应时代相对提前于研究区东北部的样品,说明该海区的结壳率先在经纬度和深度上达到发育对应层位的适宜条件。5)赋存于结壳中的主要成矿元素含量具一定的时代或区域性规律。受控于成矿时代的元素及其影响因素包括:P、Ca受控于磷酸盐化作用,Co等和Ba等分别与海水氧化性和累积吸附效应有关。受控于成矿区域的元素及其影响因素包括:K等和Cu等分别受控于结壳运移过程中接受陆源风尘通量的变化以及所处区域海水的古生产力变化。
武丽艳[2]（2019）在《稀有气体同位素地球化学在矿床学研究中的应用进展》文中提出稀有气体因其化学惰性以及在不同来源地质体中的同位素组成差异很大,在研究成矿流体来源、演化和壳-幔相互作用过程中具有非常重要的意义。另外,由于4He、40Ar是放射成因子体同位素,具有年代积累效应,因此,它们常被用于同位素测年。本文简要回顾了流体包裹体中稀有气体同位素的后生影响和样品、分析方法选择注意事项,以及近年来稀有气体同位素在成矿流体示踪,40K-40Ar、40Ar-39Ar定年及（U-Th）/He定年方面的研究进展。已有研究证实流体包裹体中的稀有气体可能受后期扩散丢失、后生叠加和同位素分馏的影响,要根据目的选择不同的分析方法;稀有气体同位素可以示踪不同类型矿床的流体来源、演化及壳-幔相互作用、稀有气体同位素与卤素联合运用可以用来指示流体和盐度来源、演化过程以及矿物沉淀机制等,3He/热的研究可以追溯流体的热源及其运移方式;流体包裹体40Ar-39Ar可以用于矿床直接定年,表生含钾矿物的40K-40Ar、40Ar-39Ar定年以及锆石、磷灰石和铁氧化物（U-Th）/He定年可为矿床及氧化带的形成时间、矿床形成后的抬升、剥露历史、古气候演化等重大地质问题讨论提供大量有意义的信息。
赵潭溪[3]（2015）在《洋底沉积物可培养真菌多样性及功能研究》文中认为深部沉积物生命的发现使人类研究地球的地理、地质、生命历史等方面均产生了极大的改变和发展,也为人类研究全球物质能量循环和生命起源提供了新思路。为此,2012年实施了国际大洋钻探计划（IODP）第337航次,该航次钻孔位于太平洋西北部日本下北半岛（Shimokita Peninsula）80km处取样点Site C0020A（41°10’35"N,142°12’01"E）,航次任务为探索洋底深部生命与碳循环系统（Exploration of the Deep Life and Carbon System beneath the Ocean）。本课题组获得了从1288mbsf到2457mbsf深的垂直分布的洋底沉积物岩芯样品48个,这也是目前科学钻探计划中获得的最深样品。该研究将通过培养基和培养条件筛选、菌种鉴定、菌种分布与环境的关系分析以及对重金属的耐受性、岩石的风化能力等方面进行研究,揭示洋底深部真菌多样性及其环境适应机理,主要结果如下:1、通过培养基、培养条件筛选实验,获得适合洋底真菌培养的混合培养基FM1及培养条件（厌氧,30℃）。在此条件下,从25个沉积物样品中分离获得真菌38株。根据形态学观察结合分子生物学分析结果,有32株真菌属于子囊菌（Ascomycota）的13个属,分别为支顶孢属（Acremonium）,荠假小尾孢属（Pseudocercosporella）,曲霉属（Aspergillus）,短梗霉属（Aureobasidium）,生赤壳属（Bionectria）,假丝酵母属（Candida）,毛壳菌属（Chaetowium）,枝孢菌属（Cladosporium）,散囊菌属（Eurotium）,外瓶霉属（Exophiala）,黑孢属（Nigrospora）,青霉属（Penicillium）和侧弯孢壳属（Eutypa）,占洋底可培养真菌的83%;6株属于担子菌（Basidiomycota）的3个属,分别为耙齿菌属（Irpex）,裂褶菌属（Schizophyllaceae）和烟管菌属（Bjerkandera）,占洋底可培养真菌的17%。2、比较了 ITS与部分28S rRNA基因序列在真菌系统进化分析中的差异,发现利用ITS序列能够更好地反映真菌的种属进化关系,系统进化树分支清晰,bootstrap值大于95%。而基于部分28S rRNA序列构建的系统发育进化树,虽然也能反映不同真菌之间的遗传进化关系,但bootstrap值较低。表明利用ITS构建系统发育进化树能够更有效地判断不同真菌的亲缘关系,尤其在属以上水平的分类比基于28S rRNA序列构建的系统发育进化树更准确。3、使用多种多样性指数来评定洋底真菌群落组成的多样性,物种多样性在3个地质单元中十分相似,从9到13,Margalef指数,Pielou’s丰富度指数和香农多样性指数变化范围为2.08-3.22,0.77-0.98和1.78-2.71。尽管数据显示物种丰富度在单元Ⅳ相比单元Ⅱ,单元Ⅲ明显减少,然而最低的物种密度却是在单元Ⅲ,而不是单元Ⅱ、单元Ⅳ。真菌数量的垂直分布与深度无显着关系,显示真菌可能为洋底沉积物中的重要组成部分。4、真菌在洋底沉积物中分布十分广泛,从1200mbsf的中新世到2400mbsf的晚渐新世-中新世早期均分离到可培养真菌,其中子囊菌门的曲霉属、青霉属、枝孢菌属和担子菌门的裂褶菌属真菌分布最广,几乎分布于所有的地质层,属于洋底深部环境优势真菌类群。此外,Penicilliumcitrinum和Schizophyllumcommune为洋底煤层的优势种,Cladosporium sphaerospermum 32R-1-F01和Aspergillus sydowii 32R-1-F02是目前报道分布最深（2.5km mbsf）的洋底真菌。5、通过对真菌分布与原位环境因子的主成分分析,发现总氮量、深度、盐浓度、有机碳含量、含水量、碱度、钙离子、硫酸根离子浓度、甲烷含量等9个原位地质因子与洋底真菌的分布有关,且可归纳为3组主成分（F1,F2,F3）,累计贡献率为85.44%,其中F1（主要因子:TN、深度、盐浓度、TOC、S042-和MC）、F2（主要因子:IWC和Ca2+）和F3（主要因子:IWC和碱度）。6、采用液体培养方法,探讨了真菌对原位沉积物的厌氧风化作用,发现洋底真菌具有一定的岩石风化功能,能够将原位岩石分化为可溶的无机钙离子。其中Penicillium citrinum 14R-2-F05在厌氧条件下对碳酸钙纯品（对照）的风化率为9.80%,而对原位岩石的风化率为38.84%,远高于好氧条件下的26.54%。预示着洋底真菌在元素的厌氧地球化学循环中发挥重要作用。7、评价了洋底真菌对重金属离子的耐受性,发现Penicillium funiculosum 14R-2-F01能够在1000ppm的Cu2+、Mn2+和Ba2+浓度下生长,表现出极高的重金属离子耐受性。此外,该菌还对Cu2+、Cd2+和Ba2+有很强的富集能力,这一特性增强了洋底真菌对环境的适应性。总之,真菌为洋底沉积物生态系统的重要组成部分,具有丰富的物种多样性和极强的环境适应性,在洋底沉积物元素生物地球化学循环中可能发挥重要作用。
王飞[4]（2015）在《巴丹吉林沙漠形成演化的地质历史与亚洲内陆干旱化研究》文中进行了进一步梳理亚洲内陆干旱化的历史与新生代青藏高原隆升、全球降温、特提斯海的消亡以及亚洲风尘沉积的演化历史等科学问题密切相关,一直以来是古环境研究的热点问题。作为干旱化的直接产物,亚洲内陆沙漠的形成和演化较之其它记录,能够更为直接、客观地反映内陆干旱化的历史和过程,因此是干旱化研究的重要载体。这其中黄土高原的近源沙漠作为是黄土沉积的重要源区,对其形成演化历史的认识更为重要。巴丹吉林沙漠是黄土高原最大的近源沙漠,同时也是亚洲内陆第二大流动沙漠,本研究通过对沙漠腹地的钻探取芯首次揭示了沙漠腹地完整的地层序列。在岩性判识、扫描电镜分析和粒度组分分离的基础之上,分析了钻孔的沉积相,并运用光释光测年（OSL）、电子自旋共振测年（ESR）、区域地层对比和轨道调谐法综合建立了钻孔的年代标尺,确定了巴丹吉林盆地和沙漠的形成年代。在此基础上,通过粒度、磁化率、色度、碳酸盐以及地球化学环境代用指标的测量,重建了巴丹吉林沙漠腹地的古环境演化历史。进一步地,结合区域的野外考察和已有的地质、地貌以及地层资料,重建了巴丹吉林沙漠所在的阿拉善高原的演化历史。最后,通过对黄土高原近源沙漠时空演化过程的重建,探讨了全球降温和青藏高原隆升对于内陆干旱化的驱动作用并归纳了近源沙漠的发育模式。得出了以下结论：1.巴丹吉林沙漠腹地WEDP02钻孔,孔深310m,沉积相可划分为：0-8.6 m沙漠湖泊相沉积,湖泊中沉积物来源主要为风成砂；8.6-121.6 m为典型风成砂沉积,其中43-51 m为沙漠湖泊相沉积,风成砂是湖相物质的主要来源；121.6-156.1 m沙漠湖泊沉积,湖泊中沉积物主要是风成砂,在湖相沉积中夹有两个风成砂层。156.1-231.36 m风成砂沉积；231.36-247.54 m戈壁相,风成砂与冲洪积沉积物混杂伴生； 247.54-310.55 m红色冲洪积相沉积,其中含有少量的风成组分。2.钻孔的ESR绝对测年表明钻孔红层与上部地层之间为不整合接触。根据钻孔OSL和ESR绝对年代,并结合钻孔标志层（三个湖相层和不整合面）的区域地层对比,初步确定了四个标志层的绝对年代。基于以上四个年代控制点,对钻孔风成砂含量曲线进行了轨道年龄调谐,最终建立了钻孔的年代序列。结果表明,钻孔风成砂大规模开始出现的时间为1100 ka,标志着巴丹吉林沙漠至少此时形成。钻孔地层平均沉积速率0.2 m/ka,其中0-9 ka地层沉积速率为0.6 m/ka,9-20 ka之间最大为2.4 m/ka。按照钻孔平均沉积速率推算钻孔底部沉积间断结束的年代约为1200 1ka。另外,三个湖相层年代分别为0-1.1 ka（MIS1）,80-123 ka（MIS5）和LL-3湖相层为486-622 ka（MIS13-15）。3.区域地层对比表明WEDP02钻孔底部红层的年代为晚白垩世,其广泛地展布于流动沙丘之下,形成了沙漠的基底。地貌和地层证据进一步表明,在巴丹吉林地区广泛地发育保存了一级夷平面,该级夷平面切过钻孔底部红层以及周边中生代的地层,自东南、南向西北、北方向缓慢倾斜,海拔介于900-1300 m。夷平面上第四纪沉积在巴丹吉林地区超覆发育,表明这一地区长期存在沉积间断。WEDP02钻孔年代学证实,沉积间断终止于1200 ka,表明巴丹吉林盆地就此形成。4.古环境重建结果表明：1200 ka之前,即红层形成之时,沉积环境温暖湿润（14-22-C）；1200-1100 ka,沉积环境较前变的冷干（10-C以下）,气候波动频繁,地表风力加强,发育戈壁沉积；1100-620 ka,气候干冷化进一步加剧,沙漠形成并不断扩张；620-470 ka,沉积环境转为暖湿,沙漠收缩并发育了中更新世以来最大的湖泊,但地表景观依然以沙漠为主：470-120 ka,沙漠再次扩张,并在后期逐步收缩；120-78 ka,气候转为暖湿,沙漠腹地湖泊再次发育,78-9 ka,沙漠显着扩张,并在约20 ka以来风成砂沉积加快,可能指示了沙漠中高大沙山的出现；9-0 ka,气候转为暖湿,沙漠腹地湖泊再次发育,现代自然地理景观就此形成。5.黄土高原近源巴丹吉林沙漠、腾格里沙漠以及毛鸟苏沙地的形成演化历史表明：在1200-800 ka三个沙漠同步形成或扩张,表明亚洲内陆显着的干旱化。沙漠形成之后,其规模呈现波动变化,从500 ka开始,沙漠经历了500-600 ka期间的收缩后重新激活扩张。到150 ka各沙漠范围进一步扩大,与此同时黄土高原以及北太平粉尘沉积通量显着增加。最后进入末次冰期以来各近源沙漠范围再次扩大,马兰黄土开始在黄土高原普遍发育,巴丹吉林沙漠高大沙山也可能在末次冰盛期开始出现。6.巴丹吉林沙漠环境记录表明：巴丹吉林沙漠腹地在MIS 13-15、MIS5和MIS1阶段湖泊发育,气候湿润。其中在MIS13-15阶段全球的气候环境在南北半球呈现出相反的特征即：北半球气候温暖湿润,北极冰盖减小；而南半球冰盖增加、海表温度、盐度显着降低。南北半球这种相反的气候格局,使得热带辐合带（ITCZ）的北移,导致了北半球夏季风的增强。这种南北半球的气候不对称同样也发生在MIS5和MIS1阶段,这说明巴丹吉林沙漠地区的湖泊发育对南北半球气候这种不对称变化有着敏感的响应。7.青藏高原显着隆升和全球降温是导致黄土高原近源沙漠形成和扩张的主要因素,其中高原隆升起着更为重要的作用。高原的隆升增强了东亚冬季风、加剧了高原北部的干旱、增加了前麓盆地和周围山体的高差、导致河流发育、产生了大量的碎屑物质,从而为沙漠形成提供了必要的物质、地形和动力条件。黄土高原近源沙漠的发育模式可以归纳为：高原隆升-河流发育、盆地形成-沙漠形成并扩张。
王文洁[5]（2014）在《晚中新世南海南部底栖有孔虫记录对北极冰盖初现及南海海盆演化的响应》文中提出本论文以大洋钻探计划（ODP; Ocean Drilling Program,1983-2013）184航次南沙1143站的有孔虫稳定氧、碳同位素（8180和813C）分析为基础,研究了13-5Ma间南海南部的古海洋学特征。同位素分析的测试工作在同济大学海洋地质国家重点实验室进行。样品取自1143站下部191.25-432.29m,采样间距15cm（时间分辨率为5ka）,共计1615个样品。用作同位素测试的有孔虫包括底栖有孔虫Cibicidoides wuellerstorfi和Uvigerina peregerina以及浮游有孔虫Globigerinoides obuliquus结果显示：①底栖有孔虫的氧、碳同位素对于以北极冰盖的初次显现有非常良好的呼应；②浮游有孔虫的氧、碳同位素对于北极冰盖的初次显现反应平淡,但是却很好的展现出了0.02Ma的岁差周期,这可能是因为浮游有孔虫受当地因素的影响较大；③不论是底栖有孔虫还是浮游有孔虫,碳同位素的变化总是先于氧同位素,这可能是由于大气中CO2首先发生变化,从而引起了全球温度的变化,进一步影响到全球冰量的变化。同样利用该段样品,以2.5m（时间分辨率为0.83Ma）为采样间距共104个样品,用于底栖有孔虫种群分析。共统计得到136个属种,其中在3个及以上样品中百分含量超过3%的优势种有30个。根据底栖有孔虫的种群结构特征分为了5个组合,分别是：组合1.以O. umbonatus为最主要组成,并伴有C. mundulus,C.wuellerstorfi, E. bradyi以及G. subglobosa中的一种或多种；组合2.以C. wuellerstorfi为最主要组成,并伴有O. umbonatus,C. mundulus以及G. subglobosa中的一种或几种；组合3.以G. subglobosa为最主要组成,并伴有O. umbonatus,C. wuellerstorfi以及C. mundulus中的一种或几种；组合4.以G. praegeri为最主要组成,并伴有G. subglobosa, C. wuellerstorfi以及Cmundulus中的一种或几种；组合5.以及C. mundulus为最主要组成,并伴有C. wuellerstorfi, G. subglobosa以及O. umbonatus中的一种或几种的组合；这5种组合占据全部样品的82.69%（86个样品）,其随时间的变化规律体现出北极冰盖的初次显现对南海地底水的影响,但对于在6.5Ma时巴士海峡隆起的响应不是很明显。
陶刚[6]（2014）在《西藏改则东地区唢呐湖组湖相喷流岩研究》文中提出作为当今地质学科前沿研究领域热点之一的喷流岩（热水沉积岩）已得到越来越多的研究和重视,但是涉及湖相喷流岩的研究成果较少,西藏改则东新近系唢呐湖组发育的湖相喷流岩已得到区域地质调查专家的认可,可作为新颖研究素材。本论文受中国地质调查局地质调查项目“西藏1:5万改则东地区（I45E021002,I45E021003,I45E021004,I45E022002）4幅区调”的资助,在总结对比国内外喷流岩（包括海相和陆相）最新研究理论和成果、结合唢呐湖组沉积相和沉积环境,采用岩石学、矿物学鉴定技术结合地球化学分析,包括碳氧同位素、微量元素、稀土元素等测试数据,对唢呐湖组湖相喷流岩进行系统研究,获得以下结论和成果:1)根据岩石组合特征将唢呐湖组分为三段:一段为砖红色砾岩。成份以灰岩为主;二段以钙质泥岩、泥灰岩夹砂质细砾岩。泥灰岩中常见有石英颗粒,层面见有植物叶片,叶片经鉴定为光叶山栎Quercus pseudosemicarpifolia。三段为褐红色含砾泥质砂岩与砾岩,砾石以灰岩为主,偶有硅质岩砾石。总体来看该地层单位的岩石胶结程度较差,多为弱固结。其岩石特征表明唢呐湖组主要为一套湖相沉积。通过搜索和对比前人资料认为唢呐湖组的时代为早中新世—早更新世。唢呐湖组岩石序列为粗碎屑岩—碳酸盐岩—粗碎屑岩,粒度由粗—细—粗的变化,气候以干旱炎热—温暖湿润—干旱炎热变化为主。代表了沉积环境以河流相—湖泊相—河流相的演化过程。其中伴随着唢呐湖组二段的热液成岩作用。2)对唢呐湖湖相喷流岩矿物学分析中识别出蛋白石、玉髓、石英、白云石及少量金属矿物等4种不同热水矿物组合类型。其中蛋白石均质胶体,呈不规则状、椭圆状;玉髓呈梳状、纤维状结合体分布于石英、蛋白石周围;石英显微晶质状,呈不规则网脉状充填在喷流岩裂缝中,皮壳状构造分布在重结晶石英周围,由多期沉淀形成,代表着中低温热液环境。喷流岩野外露头可见热液通道、硅化脉穿插泥灰岩、硅质胶结角砾状等热液沉积构造,唢呐湖组喷流岩组合为硅质岩、泥灰岩、石英岩、白云岩等以硅质岩—碳酸盐岩组合为特征。3)唢呐湖组喷流岩碳、氧同位素研究结果:δ18O平均值为-15.2‰,δ13C平均值为-3.79‰,通过分析结果得出唢呐湖组沉积时期处于相对开放湖泊环境,并利用δ18O数值和经验公式得出热水矿物形成时温度相对较高,属于热水沉积成因,成岩温度为92.10℃,属于中低温热液—“白烟型”喷流岩。4)微量元素分析结果可见Li、Sc、Rb、Hf、Cd、In、Cs、Pb、Bi等元素含量较低。由微量元素蛛网图可见,样品保持良好一致性,呈平行分布,样品均具有明显的Ba、U、Sr、Zr、Sm富集及Th和Nb的亏损,喷流岩中Ba、U、Sr、Zr、Sm的富集表现出热水沉积成因特征,同时证明本区有深源物质参与了成岩作用,本区喷流岩的U/Th比值平均为19.35,表现出热水沉积岩的地球化学特征,U/Th、V/Cr和V/Sr比值三者整体上反映了成岩环境为缺氧的沉积环境。样品Co/Ni比值为0.23,进一步证实热水沉积建造。样品中Sr含量较高,推断湖底热液活动影响Sr的含量。5)稀土元素分析研究结果可见ΣREE平均值为11.11×10-6,具备ΣLREE>ΣHREE的热水沉积建造特点,稀土元素配分图表现出弱负Ce异常和正Eu异常,Y/Ho和负Ce异常反映热液流体的还原性,Ba与δEu的正相关性表明二者同步富集,正Eu异常直接代表热液沉积建造,同时指示湖底热液具备较强还原性。6)唢呐湖组湖相“白烟型”喷流岩可划分为产于喷流岩口内的角砾型喷流岩、脉状充填型喷流岩、发育于主喷流口及分支喷流口附近相对封闭的热卤水池的碎屑状热水沉积岩、远离喷流口的区域扩散型热水沉积岩4种类型。7)研究区唢呐湖组“白烟型”喷流岩样品Ba元素与δEu之间有明显正的相关性,Ba和Eu的同步富集,Ba元素是来自深源的元素,结合石坪顶组火山岩中成矿物质属于地幔和地壳混合来源的结论,总体上说明研究区的热液属于外源流体中盆外幔壳混合来源。8)建立了唢呐湖组湖相“白烟型”喷流岩沉积模式:研究区唢呐湖组喷流岩形成过程为:唢呐湖组湖相碳酸盐岩沉积形成后,在青藏高原隆升大背景下,受到区域上新生代断裂构造的影响,湖底发生热液溢出,这些中低温热液喷流活动对碳酸盐岩的影响和改造,形成唢呐湖组一套硅质岩-碳酸盐岩组合特征的喷流岩。硅化泥灰岩形成与热液“侵位”对围岩的交代改造以及沿通道运移过程中对围岩的交代改造相关;硅质胶结角砾状泥灰岩的形成为热液上侵对围岩破坏改造的结果,形成于主要热液通道中;弱硅化泥灰岩脉体形成于分支热液通道,与主通道相比对围岩的破坏和改造相对较弱,硅化现象在区域上不稳定分布说明岩石的硅化非区域性的硅化成因,属于“点状”发生的硅化事件。
李娜[7]（2013）在《琼东南盆地深水区渐新世以来沉积古环境及物源分析》文中研究指明琼东南盆地深水区凹陷多、沉积厚度大、凸起发育，从烃源岩、油气储盖组合、圈闭及油气运聚成藏条件等方面综合分析，具备形成大中型油气田的基本地质条件和良好的油气勘探前景，是南海北部深水油气勘探的主要目标之一。本文依托国家科技重大专项——“南海北部深水区潜在富生烃凹陷评价”中的课题三“南海北部深水区古气候与古环境研究”（2011ZX05025-002-03），以琼东南盆地深水区油气探井LS22-1-1和LS33-1-1岩芯为研究对象，通过对钻井岩芯沉积物的粒度组成、微量及稀土元素地球化学特征分析，结合地震与古生物地层标定、测井及沉积相分析等，探讨了琼东南深水盆地渐新世以来的沉积古环境和物源，旨在为恢复南海北部深水区古气候和古环境、进一步寻找油气勘探目标地层提供科学依据。本文的主要研究成果如下：（1）LS22-1-1钻井梅山组（13.4Ma-11.6Ma）及莺歌海组（5.5Ma-4.2Ma）沉积物粒度组成变化不大，沉积环境相对稳定。黄流组（8.2Ma-5.5Ma）发育中央峡谷，粒度组成变化剧烈，反映了滑塌、重力流（浊流及块体流）等多种沉积方式的共同作用。LS33-1-1钻井从崖城组至乐东组地层沉积物粒度总体上由粗变细，反映了水动力条件由强变弱、水深不断加深、沉积环境趋于稳定的过程。（2）钻井岩芯沉积物的粒度组成、微量及稀土元素地球化学特征均在距今31.5Ma、28.4Ma、25.5Ma、23Ma、16Ma、8.2Ma、5.5Ma、2.7Ma发生明显突变，反映了构造运动对沉积环境及物源变化的控制。在崖三段底部4207m左右对应的地质历史时期，琼东南盆地发生了较大规模的构造运动，造成了沉积物源由以基性火山碎屑为主转变为以陆源碎屑为主。在渐新世-中新世界线（23Ma）附近发生的白云运动也影响到了琼东南盆地深水区。（3）琼东南盆地深水区LS33-1-1钻井自渐新世以来沉积环境多变，物源存在多源性，物源区不断扩大，显示原地-近源-远源的演变特征。在崖三段沉积早期，物源主要为当地或附近的基性玄武质火山碎屑，可能来自南海扩张引起的岩浆喷发活动；自崖三段沉积晚期以来，物源以陆源和海洋自生沉积为主，早期物源主要来自南部隆起及神狐隆起，之后物源区不断扩大且向中国大陆扩张。（4）LS22-1-1钻井岩芯沉积物具有半深海沉积的地球化学特征，沉积物源主要是来自中国大陆的风化及剥蚀产物。梅山组沉积环境及物源较为稳定，为半深海环境，物源供给相对不足，深水中的局部高凸起生物礁比较发育；黄流组发育中央峡谷，沉积环境多变，物源复杂；莺歌海组构造与沉积环境趋于稳定，沉积速率高；梅山组的生物礁或碳酸盐岩与黄流组中央峡谷发育的砂体可以作为良好的油气储集体，上覆莺歌海组巨厚泥岩作盖层，形成了良好的油气储盖组合。
胡镕[8]（2012）在《中北太平洋铁锰结壳化学成分与Nd同位素演化对古海洋环境的指示意义》文中认为大洋铁锰结壳是生长于大洋高地硬质基岩上的“壳状”沉积物。水成型铁锰结壳被认为是从海水中直接沉淀出来的,并且在形成以后,其中主要元素（Fe、Mn）和一些微量元素（如稀土元素等）的活动迁移程度很小。因此,铁锰结壳的元素（如Fe、Mn）分布反映了其生长沉积时的海水化学特征；同位素组成（如Nd、Pb、Hf）可以示踪海水环流和物质来源。所以对铁锰结壳剖面进行元素和同位素的分析,可以揭示和恢复古海洋环流、古风化剥蚀物源以及古气候条件等的演化历史。为了进一步了解中北太平洋洋流的变化情况和铁锰结壳化学成分与气候变化的关系,本研究对中北太平洋2块生长致密、纹层发育较好的样品（MP3D07、CXD55）的表层剖面,进行了高分辨率主成分电子探针分析,并对2块位于马里亚纳岛弧附近不同水深的两块结壳样品（MKD13：1530m,MDD53：2700m）剖面进行了主成分电子探针分析和Nd同位素组成分析,同时采用Co含量经验公式法计算结壳的年龄。高分辨率的电子探针分析结果表明,结壳的Fe/Mn可以和～1Ma以来的深海底栖有孔虫氧同位素曲线很好地对应起来,且冰期结壳的Fe/Mn比间冰期高。铁锰结壳中所显示的元素浓度比值在冰期-间冰期的显着变化信号,反映了至少1Ma以来,铁锰结壳中Fe-Mn的含量变化与全球气候变化紧密相关。我们的研究认为冰期结壳的Fe/Mn较高,是由于冰期风沙输入量增大,带来大量的Fe和其它营养元素,加之亚北极水流的影响,均使得太平洋表层的生物生产力增大,进而导致由生物颗粒向深水释放的Fe通量增高造成的。根据Nd同位素的分析结果,获得了对中新世以来北太平洋西部古洋流演化的初步认识：在中新世,结壳MDD53的Nd同位素组成保持稳定（εNd：-4.0～-5.0）,且比北太平洋同时期类似水深的结壳贫放射成因Nd,反映了该时间段北太平洋西部深水主要受控于来自南太平洋贫放射成因Nd的深部西边界流；而浅水结壳MKD13的εNd值在中新世持续升高,是由于印尼海道陆续关闭,贫放射成因Nd的印度洋水体通过该海道流入太平洋浅部的水量陆续减少所致。在上新世,结壳MKD13的εNd值保持不变,说明该时间段岛弧来源Nd的量没有发生变化,并且在早上新世时印尼海道对印度洋-太平洋间浅层海水的流通已经关闭；所以结壳MDD53的CNd值迅速升高,不是由水体从浅层到深层的垂直输入的变化造成的,而是贫放射成因Nd的南大洋深水流入研究区深度范围（～2700m）的流通量从早上新世开始减弱的结果。
黄杰[9]（2011）在《南海北部陆坡区沉积矿物学记录及其构造和古环境意义》文中进行了进一步梳理本论文通过对南海北部陆坡ODP1148站和ODP1144站两个钻孔岩芯及KNG7站和KNG5站两个重力活塞短柱状沉积物的陆源矿物组成和堆积速率、粘土矿物组成、结晶学特征、微形貌和化学成分、陆源物质粒度、石英氧同位素和微形貌、AMS14C测年和稀土元素的综合研究,分析了ODP1148站34Ma以来的陆源物质来源的演变及南海的演化历史,利用ODP1144站的1.1Ma以来的沉积矿物学记录探讨了其古环境意义,以KNG5和KNG7孔岩芯记录为依据分析了南海北部陆坡18 ka BP以来的海平面升降、东亚夏季风演化、海流形成历史以及蕴含的古气候信息,重建了东亚夏季风自全新世以来的演化历史,并探讨了其可能的驱动机制。南海海盆的演化可以划分为5个大的阶段:即34～28.5,28.5～23,23～16.5,16.5～5和5Ma至今。高陆源组分含量及堆积速率和高石英氧同位素值显示在渐新世南海扩张初期,ODP1148站以近源沉积为主,沉积物主要来源于礼乐-东北巴拉望地块;30Ma以来随着南海扩张,礼乐-东北巴拉望地块不断向南运动,使得ODP1148站陆源组分含量及堆积速率呈现减小趋势,强烈的构造运动使得物理剥蚀作用增强,从而石英氧同位素值偏低;随着礼乐-东北巴拉望地块的向南运动,印澳板块与欧亚板块碰撞加剧导致青藏高原隆升加剧,中国西高东低的古地理格局逐步形成,石英氧同位素数据显示25.4-23.3Ma是ODP1148站物源转换阶段,华南地块开始成为ODP1148站主要的物源区;之后随着珠江溯源侵蚀的加剧,华南地块古老的沉积岩区逐渐成为ODP1148站的主要源区,石英氧同位素值偏高,南海北部转为以远源沉积为主。冰期时,南海北部大陆架大面积出露,珠江口向陆架区延伸,陆源物质搬运至ODP1144站的距离大为缩短,从而有利于大量陆源物质向研究站位的输运,石英含量、长石含量及平均粒径值均升高,各陆源组分堆积速率也均很高;间冰期时则反之。在0.9和0.47 Ma以后,整个钻孔剖面的石英和长石含量、平均粒径值及各陆源组分堆积速率在冰期呈现高值,间冰期为低值,冰期和间冰期差异明显增强,表明此时季风系统强化引起气候发生明显变化,这种变化可能与青藏高原的阶段性隆起有关。1.1 Ma以来石英含量变化存在明显的92 ka轨道周期以及20 ka的岁差周期。岁差周期的存在也反应了热带低纬过程对气候变化的影响。KNG5孔高岭石主要来自于珠江,蒙脱石主要由吕宋岛提供,伊利石和绿泥石分别由珠江和台湾提供。我们的分析表明KNG5孔17.5 kaBP～12.5 kaBP的沉积物主要来源于珠江,南海的现代环流系统自12.5 kaBP开始形成,西行的广东沿岸流导致向外扩散的珠江物质减少,由于北太平洋深层水（NPDW）的作用,自12.5 kaBP以来台湾成为研究站位沉积物的主要贡献者。KNG5孔末次冰期晚期的粘土矿物、粒度和稀土元素变化主要受控于海平面的变化。全新世早期（11.0 kaBP～8 kaBP）1～2.2μm粒级含量和稀土元素浓度达到极大值可能是强盛的夏季风作用的结果。全新世中晚期（8 kaBP～0 kaBP）1～2.2μm组分含量和稀土元素浓度的减少是8 kaBP以来东亚夏季风减弱的具体体现,其能和北半球其它季风指标能很好地对应起来,展现了全新世以来季风变化的全球性。晚全新世（4-2 kaBP）1～2.2μm组分含量及稀土元素含量的增加可能是对晚全新世ENSO活动增强的响应。
陈松永[10]（2010）在《西藏拉萨地块中古特提斯缝合带的厘定》文中研究说明青藏高原是一个由诸多地体／多岛弧拼合汇聚的复合陆块。拉萨地体位于青藏高原南部,印度河—雅鲁藏布缝合带之北,班公湖—怒江缝合带以南。2006年在拉萨地体中部的松多地区发现了可能与古特提斯洋盆关闭有关的二叠纪（超）高压榴辉岩,引发了以下重要科学问题：该榴辉岩带的规模、产出特征、原岩类型和形成时代?除了榴辉岩带,是否还保留了代表古特提斯洋盆的蛇绿岩残留和有关的板块构造体制?该缝合带的形成演化历史及其大地构造意义?为了探讨这些问题,本论文通过三年的野外地质调查和大量的室内测试分析,在松多地区厘定出一条与榴辉岩带相伴的蛇绿岩带,初步建立了一条由松多榴辉岩带,蛇绿岩残块,印支期后碰撞花岗岩等组成的古特提斯缝合带,认为拉萨地块中曾经有一条古特提斯洋的分支,将拉萨地块一分为二。论文研究将松多榴辉岩带的规模由最初发现的十余km扩大至百余km,榴辉岩在松多群的三个岩组中均有出露,主要有金红石榴辉岩,石英榴辉岩和普通榴辉岩三种类型,还出露上述各类榴辉岩退变产物：榴闪岩和斜长角闪岩等。认为榴辉岩的原岩为MORB型和OIB型玄武岩类,普通榴辉岩主要来自洋脊环境,金红石榴辉岩则主要来自洋岛环境。证实榴辉岩的变质时代为二叠纪（260±16Ma）；通过榴辉岩锆石核部的SHRIMP U-Pb同位素测年,发现榴辉岩原岩年龄为303±4.8 Ma,其Th/U比值为1.05-1.30,具有岩浆结晶锆石特征。确立了蛇绿岩及有关岩石组合的存在,包括超镁铁质岩、洋脊玄武岩、洋岛玄武岩、岛弧玄武安山岩和后碰撞花岗岩。超镁铁质岩块呈构造岩块产于松多群中。本研究的贡布爬拉超镁铁岩已经完全蛇纹岩化,恢复其原岩为方辉橄榄岩,来自亏损地幔。MORB型火山岩和OIB型火山岩主要出露在松多群岔萨冈岩组中,玄武岩安山岩则出露在松多群的雷龙库岩组中。获得洋壳的形成年龄306Ma（95%）,表明拉萨地块中部的古特提斯洋盆的时代为石炭纪。玄武安山岩（岛弧火山岩）年龄265±3.1Ma,与松多榴辉岩的变质时代（260-270Ma）相当,代表洋壳俯冲的时代；后碰撞花岗岩的年龄194±Ma。松多带榴辉岩与蛇绿岩玄武岩类不仅化学成分上表现出对应,并在形成时间上吻合,表明洋壳和洋岛玄武岩可能为松多榴辉岩的原岩。确认拉萨地块中存在一条古特提斯缝合带,提出松多缝合带古生代—中生代的构造演化模式：在奥陶纪—泥盆纪时期,为拉萨地块上发育古冈瓦纳大陆北缘陆表海台沉积阶段；早石炭世-晚石炭世阶段,拉萨地块中大陆裂开到初始小洋盆—古特提斯洋到成熟大洋发展阶段；二叠纪—早三叠世期间,古特提斯洋俯冲闭合阶段；中晚三叠世—早侏罗世阶段,碰撞造山—晚造山或后造山阶段。尽管缝合带的各岩性单元在空间展布上几乎都是以构造岩块混杂在一块,但总体上地幔橄榄岩、MORB和OIB玄武岩主要出露在榴辉岩带的南边,岛弧火山岩和碰撞后花岗岩则主要出露在缝合带的北部,由此初步判定该洋盆闭合时洋壳由南往北俯冲。总的来看,本论文的研究在拉萨地块中确立了一条新的板块边界,其结果导致拉萨地块被解体,分为南、北拉萨地块。研究对完善青藏高原多地体—多岛弧的结构,在拉萨地块中建立新的古特提斯板块俯冲体制,重塑古特提斯洋盆的空间展布及探讨其形成演化历史具有重要意义。
二、Nd isotope as the tracer of seawater evolution of early Miocene in the eastern Pacific Ocean（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、Nd isotope as the tracer of seawater evolution of early Miocene in the eastern Pacific Ocean（论文提纲范文）
（1）中、西太平洋多金属结壳成矿元素的时空富集规律及其古海洋学意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 区域地质背景 |
| 1.1.1 构造背景 |
| 1.1.1.1 板块运动 |
| 1.1.1.2 构造沉降 |
| 1.1.1.3 火山活动 |
| 1.1.2 沉积背景 |
| 1.1.2.1 区域沉积格架 |
| 1.1.2.2 陆源物质输入 |
| 1.1.3 古海洋学背景 |
| 1.1.3.1 大洋环流演化与气候变化 |
| 1.1.3.2 最低含氧带 |
| 1.1.3.3 碳酸盐补偿深度 |
| 1.2 国内外研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 构造分层 |
| 1.2.2 年代学 |
| 1.2.3 水平漂移过程对结壳成矿演化的影响及结壳古经纬度恢复 |
| 1.2.4 垂向沉降过程对结壳成矿演化的影响及结壳古水深恢复 |
| 1.2.5 成矿元素分组和物源 |
| 1.2.6 地球化学与古海洋学 |
| 1.2.6.1 水成组 |
| 1.2.6.2 陆源碎屑组 |
| 1.2.6.3 磷酸盐化组 |
| 1.2.6.4 生物作用组 |
| 1.2.6.5 元素富集规律的时代效应 |
| 1.2.6.6 结壳成矿与古海洋学条件 |
| 1.3 研究内容与意义 |
| 1.4 采样位置与样品信息 |
| 1.5 技术路线 |
| 1.5.1 总体技术路线 |
| 1.5.2 年代学研究 |
| 1.5.3 古经纬度和水深恢复 |
| 1.5.4 元素相关性研究 |
| 1.5.5 元素富集规律及其古海洋学意义研究 |
| 1.6 完成的工作量 |
| 2 研究与工作方法 |
| 2.1 分层取样和预处理 |
| 2.2 测试分析 |
| 2.3 方法体系 |
| 2.3.1 Co-Os法定年体系 |
| 2.3.1.1 Co法 |
| 2.3.1.2 Os法 |
| 2.3.1.3 Co-Os法定年体系 |
| 2.3.1.4 综合佐证 |
| 2.3.2 古经纬度恢复 |
| 2.3.2.1 Gplates软件 |
| 2.3.2.2 板块运移几何法 |
| 2.3.2.3 视极漂移法 |
| 2.3.2.4 热点追踪法 |
| 2.3.3 古水深恢复 |
| 2.3.3.1 PSM和 SSM模型 |
| 2.3.3.2 对古水深恢复结果的校正 |
| 2.3.4 元素分组与时空富集规律研究 |
| 2.3.4.1 元素分组 |
| 2.3.4.2 元素时空富集规律研究 |
| 3 Co-Os法综合定年体系和结壳年代学研究 |
| 3.1 Co法定年 |
| 3.1.1 Co含量对比 |
| 3.1.2 生长速率差异 |
| 3.1.3 最小年龄结果差异及分析 |
| 3.1.4 Co法区域适用性 |
| 3.1.5 结果差异原因初探 |
| 3.1.6 Co法评价与思考 |
| 3.2 Co-Os法定年 |
| 3.2.1 不同Co法结果在Co-Os曲线比对中的差异 |
| 3.2.2 Co-Os法定年策略 |
| 3.2.3 海水Os同位素曲线对Co-Os曲线的筛选 |
| 3.2.3.1 MS1样 |
| 3.2.3.2 MHD79样 |
| 3.2.3.3 CLD34-2样 |
| 3.2.3.4 CLD50样 |
| 3.2.3.5 MP3D10样 |
| 3.2.3.6 MP3D22样 |
| 3.2.3.7 57样 |
| 3.2.4 优选方法 |
| 3.2.5 记录在结壳中的海水Os同位素组成精细特征 |
| 3.2.6 记录在结壳中的海水Os同位素组成曲线的区域性、阶段性偏高异常 |
| 3.3 对年代框架的综合佐证 |
| 3.3.1 基岩年代 |
| 3.3.2 Co最小年龄 |
| 3.3.3 Os同位素法年代框架 |
| 3.3.4 超微化石年代框架 |
| 3.3.5 构造分层对应时代 |
| 3.3.5.1 构造类型划分 |
| 3.3.5.2 构造分层特征 |
| 3.3.5.3 构造层年代学规律 |
| 3.3.6 磷酸盐化事件期次 |
| 3.4 生长速率变化规律 |
| 3.5 生长-间断的制约因素 |
| 3.6 区域年代框架 |
| 4 古经、纬、深度恢复 |
| 4.1 古经、纬度恢复 |
| 4.1.1 板块运移几何法 |
| 4.1.2 视极漂移法 |
| 4.1.3 Gplates软件法 |
| 4.1.4 热点追踪法和对经纬度恢复结果的综合分析 |
| 4.2 古水深恢复 |
| 4.2.1 PSM恢复结果 |
| 4.2.2 SSM恢复结果 |
| 4.2.3 对结果的校正 |
| 4.2.4 两种模型结果的差异分析 |
| 4.2.5 古水深恢复结果的综合分析 |
| 4.3 运移沉降与生长间断 |
| 5 元素时空富集规律与古海洋学意义 |
| 5.1 元素相关性及元素分组 |
| 5.1.1 Fe组 |
| 5.1.2 Mn组 |
| 5.1.3 陆源碎屑组 |
| 5.1.4 磷酸盐化组 |
| 5.1.5 小结:Fe、Mn水成-吸附机制控制下的元素分组 |
| 5.2 元素剖面变化特征及其时空富集规律 |
| 5.2.1 时代剖面 |
| 5.2.2 经度剖面 |
| 5.2.3 纬度剖面 |
| 5.2.4 水深剖面 |
| 5.2.5 小结:元素富集与亏损的时空区域 |
| 5.3 成矿演化与古海洋学意义 |
| 5.3.1 构造分层特征 |
| 5.3.2 陆源风尘效应 |
| 5.3.3 磷酸盐化效应 |
| 5.3.4 氧化还原条件效应 |
| 5.3.5 累积吸附效应 |
| 5.3.6 生产力效应 |
| 5.3.7 小结:多金属结壳的时空成矿演化模式初探 |
| 6 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（2）稀有气体同位素地球化学在矿床学研究中的应用进展（论文提纲范文）
| 1 样品选择及注意事项 |
| 1.1 扩散丢失的影响 |
| 1.2 原位放射成因和宇宙成因He的影响 |
| 1.3 同位素分馏及其他因素的影响 |
| 1.4 分析方法的选择 |
| 2 稀有气体同位素在成矿流体示踪中的应用进展 |
| 2.1 示踪成矿流体来源及演化 |
| 2.1.1 洋中脊热液硫化物 |
| 2.1.2 W-Sn矿床 |
| 2.1.3 U矿床 |
| 2.1.4 沉积岩容矿矿床 |
| 2.1.5 斑岩及其浅成热液矿床 |
| 2.1.6 华北克拉通内部金矿 |
| 2.2 稀有气体同位素与卤素示踪成矿流体 |
| 2.3 3He/热的应用 |
| 3 年代学研究 |
| 3.1 流体包裹体Ar-Ar定年技术在矿床成矿年龄中的应用 |
| 3.2 表生环境中含K矿物K-Ar和激光40Ar/39Ar定年 |
| 3.3 (U-Th) /He热年代学 |
| 3.3.1 锆石、磷灰石 (U-Th) /He定年 |
| 3.3.2 铁氧化物的 (U-Th) /He定年 |
| 4 结语与展望 |
（3）洋底沉积物可培养真菌多样性及功能研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 综述 |
| 1 洋底沉积物微生物研究现状 |
| 1.1 洋底沉积物简介 |
| 1.2 深部生物圈微生物数量分布 |
| 1.3 深部生物圈细菌、古菌类群分布 |
| 1.4 深部生物圈真菌分布 |
| 2 IODP Expedition 337研究背景 |
| 2.1 Expedition 337简介 |
| 2.2 取样点地理环境 |
| 2.3 取样点地质特点 |
| 2.4 地球化学研究 |
| 2.5 微生物研究 |
| 2.6 污染物评价 |
| 3 洋底深部真菌的研究方法 |
| 3.1 形态学研究 |
| 3.2 分子多样性研究 |
| 3.3 物种多样性研究 |
| 4 洋底深部真菌与环境的相互作用 |
| 4.1 硫酸盐还原 |
| 4.2 生物地球化学作用 |
| 5 真菌对岩石的风化作用 |
| 5.1 真菌与岩石的相互作用研究 |
| 5.2 真菌分解岩石的机理 |
| 5.2.1 机械作用 |
| 5.2.2 酸溶和螯合作用 |
| 5.2.4 综合效应 |
| 6 真菌的重金属富集作用 |
| 6.1 酵母富集重金属的机理 |
| 6.2 丝状真菌富集重金属机理 |
| 6.3 真菌富集重金属的应用现状 |
| 7 本研究的目的及意义 |
| 第二章 洋底深部真菌的分离鉴定以及其多样性分析 |
| 1 实验材料、仪器及试剂 |
| 1.1 实验材料 |
| 1.2 实验仪器 |
| 1.3 培养基 |
| 2 实验方法 |
| 2.1 岩芯样品的处理 |
| 2.2 培养基的筛选 |
| 2.3 样品真菌的分离 |
| 2.4 分离真菌的鉴定 |
| 2.5 深部真菌的多样性分析 |
| 3 结果与分析 |
| 3.1 培养基筛选结果 |
| 3.2 真菌的分离与形态学鉴定 |
| 3.3 分离真菌的分子生物学鉴定 |
| 3.4 真菌基于ITS和28S序列的进化关系比较 |
| 4 样品真菌的环境多样性分析 |
| 5 小结 |
| 6 讨论 |
| 第三章 洋底真菌对原位岩石的风化 |
| 1 实验材料、仪器及方法 |
| 1.1 实验材料 |
| 1.2 实验仪器 |
| 1.3 实验试剂 |
| 2 实验方法 |
| 2.1 菌种的活化 |
| 2.2 菌种的接种 |
| 2.3 风化过程中pH和风化率的测定 |
| 2.4 青霉14R-2-F05风化能力条件优化 |
| 3 结果与讨论 |
| 3.1 不同真菌对原位碳酸盐岩石风化的分析 |
| 3.2 菌株14R-2-F05的风化条件优化 |
| 小结与讨论 |
| 第四章 洋底真菌14R-2-F01的重金属耐受性研究 |
| 1. 实验材料、仪器及方法 |
| 1.1 实验材料 |
| 1.2 实验仪器 |
| 1.3 实验试剂 |
| 2. 实验方法 |
| 2.1 菌株14R-2-F01的耐受性分析 |
| 2.2 菌株14R-2-F01的重金属富集能力研究 |
| 2.3 正交试验法确定青霉14R-2-F01生长的最优条件 |
| 3. 结果与讨论 |
| 3.1 菌株14R-2-F01的重金属耐受性 |
| 3.2 菌株14R-2-F01的重金属富集特性 |
| 3.3 正交试验下菌株14R-2-F01培养的优化 |
| 4 小结 |
| 全文结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 附件 |
（4）巴丹吉林沙漠形成演化的地质历史与亚洲内陆干旱化研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| 第一章 亚洲内陆干旱化的研究现状与田丹吉林沙漠的研究意义 |
| 本章摘要 |
| 1.1亚洲内陆干旱化的研究现状 |
| 1.2 本研究的意义、内容和方法 |
| 第二章 研究区概况与田丹吉里沙漠腹地钻孔地层 |
| 本章摘要 |
| 2.1 研究区地理地貌特征 |
| 2.2 巴丹吉林盆地区域地层与古环境 |
| 2.3 区域地质构造特征 |
| 2.4 巴丹吉林沙漠WEDP02钻孔野外选点和地质钻探取芯 |
| 2.5 WEDP02钻孔岩性描述 |
| 第三章 WEDP02钻孔年代测定 |
| 本章摘要 |
| 3.1 光释光（OSL）测年的原理、方法及结果 |
| 3.2 电子自旋共振(ESR)测年的原理、方法及结果 |
| 3.3 区域地层对比 |
| 3.4 年代的可靠性和绝对年代控制点的确定 |
| 3.5 基于钻孔风成砂含量序列的轨道调谐年龄 |
| 第四章 沉积相分析与古环境重建 |
| 本章摘要 |
| 4.1 沉积相分析 |
| 4.2 古环境重建 |
| 第五章 基于区域地层对比的阿拉善高原演化讨论 |
| 本章摘要 |
| 5.1 WEDP02钻孔底部红层的时代 |
| 5.2 巴丹吉林地区夷平面 |
| 5.3 巴丹吉林地区中生代-第四纪沉积间断 |
| 5.4 巴丹吉林盆地的形成 |
| 5.5 巴丹吉林盆地的古环境演化 |
| 5.6 沙漠腹地地层连续性的讨论 |
| 第六章 黄土高原近源沙漠的形成演化讨论 |
| 本章摘要 |
| 6.1 黄土高原近源沙漠的形成演化 |
| 6.2 黄土高原近源沙漠记录的东亚大气环流演化 |
| 6.3 近源沙漠的形成演化的驱动机制 |
| 6.4 黄土高原近源沙漠的形成模式 |
| 第七章 结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（5）晚中新世南海南部底栖有孔虫记录对北极冰盖初现及南海海盆演化的响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 目录 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 研究目标和内容 |
| 1.2.1 研究目标 |
| 1.2.2 研究内容 |
| 第二章 南海概况及两极冰盖生长 |
| 2.1 地形特征 |
| 2.2 海盆演化 |
| 2.3 冰盖演化概况 |
| 2.3.1 新生代冰盖生长和气候演变的基本趋势 |
| 2.3.2 两极冰盖生长重要阶段与南海海盆演化关键时期的对应关系 |
| 第三章 材料与方法 |
| 3.1 研究站位及材料 |
| 3.2 相关站位和大洋的研究现状 |
| 3.3 研究方法 |
| 3.4 研究站位的年代框架 |
| 3.4.1 古生物地层 |
| 3.4.2 天文调谐年代标尺 |
| 第四章 有孔虫稳定同位素及其古海洋学意义 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 分析结果 |
| 4.2.1 有孔虫的氧同位素结果 |
| 4.3 讨论 |
| 4.3.1 稳定同位素 |
| 第五章 底栖有孔虫群落结构分析 |
| 5.1 底栖有孔虫在古海洋学中的研究现状 |
| 5.2 分析结果 |
| 5.2.1 底栖有孔虫的绝对丰度 |
| 5.2.2 底栖有孔虫堆积速率 |
| 5.2.3 种群结构 |
| 5.2.4 壳类分析 |
| 5.2.5 有孔虫的粗组分 |
| 5.3 讨论 |
| 5.3.1 古生产力 |
| 5.3.2 种群结构 |
| 5.3.3 溶解率 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 附表1 |
| 附录2 |
| 1. 属种编号对照 |
| 2. 底栖有孔虫属种分析详单 |
| 附录3 |
| 附图 |
| 致谢 |
（6）西藏改则东地区唢呐湖组湖相喷流岩研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 题目来源 |
| 1.2 研究历史及现状 |
| 1.2.1 基础地质研究现状 |
| 1.2.2 羌塘盆地唢呐湖组研究现状 |
| 1.2.3 喷流岩的定义 |
| 1.2.4 国内外喷流岩研究现状 |
| 1.3 选题依据及研究意义 |
| 1.4 研究方法及研究内容 |
| 1.4.1 研究方法 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.5 论文完成工作量 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.2.1 日土-改则地层区 |
| 2.2.2 南羌塘地层区 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.3.1 构造单元 |
| 2.3.2 新构造特征 |
| 第3章 地层及沉积相分析 |
| 3.1 唢呐湖组划分沿革和分布 |
| 3.2 唢呐湖组剖面 |
| 3.2.1 分布与剖面列述 |
| 3.2.2 岩石地层综述 |
| 3.2.3 唢呐湖组生物地层与时代讨论 |
| 3.3 唢呐湖组沉积相 |
| 第4章 喷流岩岩石学和矿物学特征 |
| 4.1 喷流岩岩石学特征 |
| 4.1.1 野外露头 |
| 4.1.2 岩石学特征 |
| 4.1.3 热液沉积构造 |
| 4.2 喷流岩矿物学特征 |
| 4.3 小结 |
| 第5章 喷流岩地球化学特征 |
| 5.1 碳、氧同位素地球化学特征 |
| 5.1.1 研究进展 |
| 5.1.2 测试与分析结果 |
| 5.1.3 分析结果讨论 |
| 5.2 微量元素地球化学特征 |
| 5.2.1 基本化学特征及研究进展 |
| 5.2.2 采样及分析方法 |
| 5.2.3 分析结果及讨论 |
| 5.3 稀土元素地球化学特征 |
| 5.3.1 基本化学特征及研究进展 |
| 5.3.2 测试与分析结果 |
| 5.3.3 稀土元素总量与配分模式 |
| 5.3.4 Eu异常和Ce异常 |
| 5.3.5 小结 |
| 第6章 唢呐湖组湖相喷流岩成因探讨 |
| 6.1 唢呐湖组湖相喷流岩类型划分 |
| 6.2 湖底热液流体来源 |
| 6.3 湖相热水沉积岩的成因机理 |
| 6.4 喷流岩沉积模式 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士期间取得的学术成果 |
| 图版说明 |
| 图版 |
（7）琼东南盆地深水区渐新世以来沉积古环境及物源分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 0 引言 |
| 0.1 琼东南盆地深水区的调查研究 |
| 0.1.1 油气勘探现状 |
| 0.1.2 物源研究现状 |
| 0.2 沉积物源判别分析方法 |
| 0.2.1 粒度组成分析法 |
| 0.2.2 元素地球化学方法 |
| 0.2.3 物源分析发展趋势 |
| 0.3 存在的主要问题及不足 |
| 0.4 选题依据、主要研究内容及本文工作 |
| 1 区域地质概况 |
| 1.1 自然地理 |
| 1.2 构造地质概况 |
| 1.2.1 构造单元划分 |
| 1.2.2 构造与沉积演化 |
| 1.3 油气地质概况 |
| 2 样品及分析方法 |
| 2.1 样品描述 |
| 2.1.1 LS33-1-1 钻井岩芯 |
| 2.1.2 LS22-1-1 钻井岩芯 |
| 2.2 样品洗油处理 |
| 2.3 分析方法 |
| 2.3.1 粒度分析 |
| 2.3.2 元素地球化学分析 |
| 3 琼东南盆地深水区钻井岩芯的粒度组成及水动力环境 |
| 3.1 LS22-1-1 钻井岩芯的粒度组成及其所反映的水动力环境 |
| 3.1.1 粒度组成特征 |
| 3.1.2 水动力环境及物源分析 |
| 3.2 LS33-1-1 钻井岩芯的粒度组成及其所反映的水动力环境 |
| 3.2.1 崖城组（T80-T70） |
| 3.2.2 陵水组（T70-T60） |
| 3.2.3 三亚组（T60-T50）与梅山组（T50-T40） |
| 3.2.4 黄流组（T40-T30）、莺歌海组（T30-T20）及乐东组 |
| 3.3 小结 |
| 4 LS33-1-1 钻井岩芯元素地球化学特征及物源指示 |
| 4.1 微量元素 |
| 4.1.1 丰度及其变化 |
| 4.1.2 元素相关性分析 |
| 4.1.3 因子分析 |
| 4.1.4 元素比值变化 |
| 4.1.5 北美页岩（NASC）标准化 |
| 4.1.6 物源判别 |
| 4.2 稀土元素 |
| 4.2.1 REE丰度及其变化 |
| 4.2.2 REE与粒度的关系 |
| 4.2.3 REE特征参数的纵向变化 |
| 4.2.4 REE配分模式及物源分析 |
| 4.2.5 物源判别 |
| 4.3 小结 |
| 5 LS22-1-1 钻井岩芯元素地球化学特征及物源指示 |
| 5.1 微量元素 |
| 5.1.1 丰度及其变化 |
| 5.1.2 相关性分析 |
| 5.1.3 因子分析 |
| 5.1.4 元素比值变化 |
| 5.1.5 NASC标准化 |
| 5.1.6 物源判别 |
| 5.2 稀土元素 |
| 5.2.1 REE丰度及其变化 |
| 5.2.2 REE特征参数的纵向变化 |
| 5.2.3 REE配分模式及物源分析 |
| 5.2.4 物源判别 |
| 5.3 小结 |
| 6 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历及攻读硕士学位期间发表的论文 |
（8）中北太平洋铁锰结壳化学成分与Nd同位素演化对古海洋环境的指示意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 铁锰结壳概述 |
| 1.2 本研究的选题依据、主要目的和研究意义 |
| 1.2.1 选题依据 |
| 1.2.2 研究的目的和意义 |
| 1.2.2.1 结壳元素变化的指示意义 |
| 1.2.2.2 结壳Nd同位素演化的指示意义 |
| 1.2.3 研究内容和工作量 |
| 1.2.3.1 主要研究内容和方法 |
| 1.2.3.2 论文期间完成的工作量 |
| 第二章 样品及分析方法 |
| 2.1 样品概况 |
| 2.2 样品处理及分析方法 |
| 2.2.1 样品预处理 |
| 2.2.2 结壳化学成分分析 |
| 2.2.3 结壳Nd同位素分析 |
| 第三章 铁锰结壳的定年 |
| 3.1 铁锰结壳定年的研究现状 |
| 3.2 铁锰结壳的年龄结果 |
| 第四章 铁锰结壳的化学成分分析结果与指示意义 |
| 4.1 铁锰结壳的矿物组成 |
| 4.1.1 铁锰结壳的矿物组成研究现状 |
| 4.1.2 铁锰结壳的显微特征 |
| 4.2 铁锰结壳的元素地球化学 |
| 4.2.1 铁锰结壳的元素地球化学研究现状 |
| 4.2.1.1 铁锰结壳中元素的分类 |
| 4.2.1.2 铁锰结壳的元素相关性研究 |
| 4.2.1.3 铁锰结壳的主量和微量元素海洋地球化学 |
| 4.2.2 铁锰结壳的元素分析结果 |
| 4.2.3 铁锰结壳形成机制的探讨 |
| 4.2.4 铁锰结壳Fe/Mn的指示意义 |
| 第五章 铁锰结壳的Nd同位素分析结果及演化意义 |
| 5.1 海水Nd同位素的研究现状 |
| 5.2 铁锰结壳的Nd同位素分析结果 |
| 5.3 铁锰结壳Nd同位素演化对中太平洋古洋流变化的启示 |
| 5.3.1 印尼海道的关闭过程 |
| 5.3.2 中新世以来印尼海道浅层-中层水流通受限以及南大洋成分水对西北太平洋深水的控制 |
| 5.3.3 上新世以来现代太平洋西部深水循环的演化 |
| 第六章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 硕士期间发表文章 |
（9）南海北部陆坡区沉积矿物学记录及其构造和古环境意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 渐新世以来南海北部沉积环境和物源演化 |
| 1.1.1 南海北部渐新世末沉积物源的演化过程 |
| 1.1.2 南海地区新生代的构造演化史 |
| 1.2 中更新世气候转型和中布容事件 |
| 1.2.1 中更新世气候转型 |
| 1.2.2 中布容事件 |
| 1.3 末次冰消期以来南海北部陆坡古环境和物源演化 |
| 1.3.1 全新世适宜期的穿时性 |
| 1.3.2 南海北部的洋流系统及其搬运机制 |
| 1.3.3 末次盛冰期以来南海北部海平面演化 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 南海海域地形地貌基本特征 |
| 2.1.1 南海北部地形地貌 |
| 2.1.2 南海西部地形地貌 |
| 2.1.3 南海南部地形地貌 |
| 2.1.4 南海东部地形地貌 |
| 2.1.5 深海盆地地形地貌 |
| 2.2 南海流场 |
| 2.3 南海的地质构造 |
| 2.4 南海沉积环境演化 |
| 第三章 研究材料和方法 |
| 3.1 研究材料 |
| 3.1.1 ODP1148 站 |
| 3.1.2 ODP1144 站 |
| 3.2 分析方法 |
| 3.2.1 石英单矿物化学分离 |
| 3.2.2 粘土矿物衍射分析 |
| 3.2.3 物质堆积速率分析 |
| 3.2.4 粒度分析 |
| 3.2.5 石英氧同位素分析 |
| 3.2.6 石英扫描电镜分析 |
| 3.2.7 粘土矿物透射电镜分析 |
| 3.2.8 稀土元素分析 |
| 3.2.9 年代测试 |
| 第四章 渐新世以来南海北部的沉积演化及其对构造的响应 |
| 4.1 年代框架 |
| 4.2 矿物和沉积学记录 |
| 4.2.1 陆源物质组成 |
| 4.2.2 陆源物质堆积速率 |
| 4.2.3 石英氧同位素 |
| 4.2.4 粒度 |
| 4.2.5 石英扫描电镜 |
| 4.2.6 粘土矿物 |
| 4.3 石英氧同位素及陆源矿物组分所指示的物源变化 |
| 4.4 南海演化历史的矿物学记录 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 近1Ma 以来南海北部陆坡沉积矿物学记录及其古环境意义 |
| 5.1 年代框架 |
| 5.2 矿物和沉积学记录 |
| 5.2.1 陆源组分 |
| 5.2.2 粘土矿物 |
| 5.2.3 物质堆积速率 |
| 5.3 冰期间冰期差别 |
| 5.4 0.9 Ma BP 前后陆源组分含量及其沉积速率变化 |
| 5.5 0.47 Ma 前后(MIS13/12)陆源组分含量及其堆积速率变化 |
| 5.6 陆源组分含量变化的周期性 |
| 5.7 小结 |
| 第六章 18 ka BP 以来南海北部陆坡的陆源物质输入及其控制因素 |
| 6.1 KNG5 和KNG7 孔的年代框架 |
| 6.2 岩性和沉积通量 |
| 6.3 粘土矿物 |
| 6.4 粒度 |
| 6.5 稀土元素 |
| 6.5.1 稀土元素含量的垂向变化 |
| 6.5.2 REEs 典型参数的变化特征 |
| 6.5.3 REEs 配分形式 |
| 6.6 物源区分析 |
| 6.6.1 粘土矿物指示的物源变化 |
| 6.6.2 稀土元素指示的物源变化 |
| 6.7 KNG5 孔敏感粒度组分的古环境意义 |
| 6.8 沉积环境探讨 |
| 6.9 小结 |
| 第七章 结论 |
| 参考文献 |
| 在攻读博士学位期间发表的论文（包括已被录用待发表的） |
| 致谢 |
（10）西藏拉萨地块中古特提斯缝合带的厘定（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 第一节 青藏高原的地体格架和板块构造边界 |
| 第二节 论文选题和研究意义 |
| 第三节 论文研究思路和内容 |
| 第二章 研究区地质背景 |
| 第一节 自然地理概况 |
| 第二节 区内主要地层单元 |
| 第三节 区内主要构造单元划分 |
| 第四节 松多群构造变形及变形序列 |
| 第三章 松多缝合带中榴辉岩的研究 |
| 第一节 榴辉岩带产出特征 |
| 第二节 榴辉岩岩石学特征 |
| 第三节 榴辉岩的岩石化学特征 |
| 第四节 榴辉岩的Lu-Hf、Sm-Nd同位素研究 |
| 第五节 榴辉岩的U-Pb定年 |
| 第六节 松多榴辉岩带小结 |
| 第四章 松多蛇绿岩带的建立 |
| 第一节 蛇绿岩带的组成和产出特征 |
| 第二节 蛇绿岩单元的岩石化学特征 |
| 第三节 蛇绿岩的Sm-Nd同位素研究 |
| 第四节 蛇绿岩的U-Pb定年 |
| 第五节 松多蛇绿岩小结 |
| 第五章 缝合带中的三叠纪花岗岩——古特提斯洋闭合后岩浆活动阶段 |
| 第一节 缝合带中三叠纪花岗岩的地质特征 |
| 第二节 花岗岩岩石化学特征 |
| 第三节 花岗岩的LA-ICPMAS锆石U-Pb定年 |
| 第四节 花岗岩研究小结 |
| 第六章 松多古特提斯缝合带的初步建立 |
| 第一节 松多古特提斯缝合带的存在 |
| 第二节 缝合带时代确定 |
| 第三节 缝合带俯冲极性的初步判断 |
| 第四节 松多古特提斯缝合带的构造意义 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 个人简历 |
四、Nd isotope as the tracer of seawater evolution of early Miocene in the eastern Pacific Ocean（论文参考文献）
- [1]中、西太平洋多金属结壳成矿元素的时空富集规律及其古海洋学意义[D]. 王洋. 中国地质大学(北京), 2020(04)
- [2]稀有气体同位素地球化学在矿床学研究中的应用进展[J]. 武丽艳. 岩石学报, 2019(01)
- [3]洋底沉积物可培养真菌多样性及功能研究[D]. 赵潭溪. 南京大学, 2015(05)
- [4]巴丹吉林沙漠形成演化的地质历史与亚洲内陆干旱化研究[D]. 王飞. 兰州大学, 2015(01)
- [5]晚中新世南海南部底栖有孔虫记录对北极冰盖初现及南海海盆演化的响应[D]. 王文洁. 西北大学, 2014(10)
- [6]西藏改则东地区唢呐湖组湖相喷流岩研究[D]. 陶刚. 成都理工大学, 2014(06)
- [7]琼东南盆地深水区渐新世以来沉积古环境及物源分析[D]. 李娜. 中国海洋大学, 2013(03)
- [8]中北太平洋铁锰结壳化学成分与Nd同位素演化对古海洋环境的指示意义[D]. 胡镕. 南京大学, 2012(10)
- [9]南海北部陆坡区沉积矿物学记录及其构造和古环境意义[D]. 黄杰. 中国科学院研究生院（海洋研究所）, 2011(08)
- [10]西藏拉萨地块中古特提斯缝合带的厘定[D]. 陈松永. 中国地质科学院, 2010(06)