一、Reconstructing sea surface temperature, sea surface salinity and partial pressure of carbon dioxide in atmosphere in the Okinawa Trough during the Holocene and their paleoclimatic implications（论文文献综述）
梁七丹[1]（2021）在《亚洲季风区MIS7/6阶段高分辨率石笋记录的多指标研究》文中提出
陈杰[2]（2021）在《中国潮间带滩涂沉积物碳氮磷的埋藏特征》文中提出碳氮磷是地球生态系统最为重要的生源要素。自然植被覆盖的滨海湿地,如滨海淡水湿地、盐沼、红树林和海草,总面积约占全球海洋面积的2%,但贡献了全球约50%的海洋或海陆间的有机碳埋藏量,其中红树林地带0.5 m至3 m沉积物的有机碳含量最丰富,这些碳主要来自植物或其他生物的光合作用。通常植被密布的盐沼湿地沉积物的有机碳含量丰富,这些植被区域也成为溶解性有机碳的重要输出地。在潮间带,氮涉及的反应包含硝化、反硝化、少量的厌氧氨氧化和硝氮还原氨氮,反应物质的主要来源为有机氮,其受制于植被的光合作用或根部微生物的固氮作用。潮间带湿地磷通常来自于本地岩石风化或上游河流悬浮颗粒物的搬运沉积,潮间带湿地沉积物和动植物残体中磷的储量最大,远超过生物活体或孔隙水中磷酸盐的含量。不同于碳氮有气态化合物参与元素循环反应,磷几乎无气态产物,从而也导致其在不同类型的潮间带湿地中的含量趋于稳定。目前,对于植被覆盖区潮间带碳氮磷的静态和动态的沉积、迁移、转化的研究较多,而对于我国广布的无植被中低滩涂的研究关注较少。我国潮间带滩涂长期受水沙输入、季风气候等自然因素和建国以来大范围开发等人为扰动的影响。自1940年代以来,我国大陆自然岸线从82%下降至2014年的33%。岸线的人工化造成了潮间带大多数潮上带濒临消失,堤防外围的潮间带植被稀少且单一,碳氮磷的循环过程明显不同于自然演替的植被群落地区。由于多数滩涂湿地的不易到达,对于低潮滩和中潮滩沉积物碳氮磷的研究较少。本研究受科技部科技基础性工作专项“我国典型潮间带沉积物本底及质量调查（2014FY210600）”和国家自然科学基金面上项目“河口湿地植被对甲烷和氧化亚氮产生与排放的影响及其控制机制（41473049）”的支持,通过有效的准备和特定工具的制作,采集到了我国海岸带（从辽河口到广西英罗湾）十二个典型沉积型潮间带区域低潮滩和中潮滩的沉积物样品,对其中生源要素碳氮磷的埋藏进行了调查和分析。通过测定沉积物柱样（100 cm长）210Pb和137Cs的比活度,分析了我国潮间带滩涂的沉积历史和特点,得到了沉积物中碳氮的年均扣留率（sequestration rate）,并由此横向对比全球其他滨海湿地生源要素的沉积状况。此外,本研究通过实验模拟涨落潮的方法,探究了潮间带沉积物碳氮磷营养元素的迁移、转化和释放过程,取得的主要研究结果如下:（1）潮间带碳的埋藏特征可划分为南北两部分,杭州湾慈溪（CX）及其以北的滩涂有机碳表层含量最高值出现在渤海湾西侧的汉沽（HG）样点（9.61±1.23 g C kg-1）,低值区域位于黄河口（DY）和盐城（YC）沿岸（3.37±2.73 g Ckg-1）,最低值为DY样点,为1.92±0.87 g C kg-1,其他北部样点含量为5.1-6.6 g C kg-1。本研究表层有机碳含量的最高值位于九龙江口（JL）,其在干季含量为13.02±4.22 g C kg-1,湿季为12.78±2.08 g C kg-1,两季节样品无显着差别（P>0.05）,而濒临红树林的广西英罗湾（YL）和海南东寨港（DZ）的表层样有机碳含量较低,两者均值在2.32-5.10 g Ckg-1,但这并不表明红树林滩涂的碳埋藏量低,在所有柱样表层至100 cm的埋藏量中,YL和DZ（除DZ02）的埋藏量（188-226 Mg C ha-1）远高于其他样点,其他埋藏量大于100 Mg C ha-1的为JL（116-134 Mg C ha-1）。DY（22-23 Mg C ha-1）和闽江口（FZ）（22-27 Mg C ha-1）是埋藏量最低的样点,后者的低值与闽江口水下三角洲广布的粗砂沉积有关。其他样点的值为50-100 Mg C ha-1。总体上我国北方样点的有机碳埋藏量较低,但北部样点的无机碳含量在HG、DY、YC、崇明东滩（DT）和CX较高,在黄河口几乎一半的含量为无机碳。从粘土矿物蒙皂石与伊利石的比值接近度上,可分析得到渤海湾西侧和南侧,江苏沿岸的高无机碳含量是黄河河流悬浮沉积物输送的结果,DT和CX则来自长江的泥沙沉积。与世界其他潮间带湿地比较,除了 HG和JL,潮间带其他样点的碳密度（均值:0.0087 g cm-3）都小于0.01 g C cm-3,低于全球多数滨海湿地的碳密度。本研究发现通常意义上的蓝碳植被生态系统（红树林、盐沼和海草）在我国大陆沿海范围内的碳埋藏（1m深）只占约20%左右,而潮间带滩涂的碳埋藏占了约80%,后者碳的埋藏总量为78 Tg。（2）潮间带总氮的含量总体较低,以柱样为例,崇明东滩（DY）最低（0.049-0.068 g Nkg-1）,汉沽（HG,0.457-0.762 g N kg-1）和九龙江口（JL,0.455-0.679 gN kg-1）的表层样品较高。总氮低值的原因主要是本采样点皆为光滩,采样地相当一段时间内没有植被或其他藻类等生物聚集的影响,故其低值反映河流悬浮颗粒物或海水中氮素对沉积物的贡献。潮间带磷的含量在稳定的范围之内,不同样点之间差别不大,以柱样为例,均值分布在0.051%至0.064%之间,其中近红树林的东寨港（DZ）和英罗湾（YL）柱样平均值较低,分别为0.025±0.034%和0.022±0.006%。本研究对P的形态进行了分析,发现北部潮间带以黄河和长江泥沙来源的沉积物钙结合态磷含量高,而北部非长江和黄河泥沙来源的辽河口（LH）和青岛胶州湾（QD）的钙磷含量则较低,铁磷的高值点都分布在淤泥质滩涂,如HG、QD、慈溪（CX）和JL。（3）分析测定210Pb和137Cs 比活度后发现,盐城（YC）、闽江口（FZ）、英罗湾（YL）的所有柱样的比活度无规律变化,判断是沉积物受扰动造成的。恒定初始浓度模型（CIC）表明沉积速率最高值出现在渤海湾西侧的汉沽（HG）潮间带（2.07-2.82 cm yr-1）,最低在九龙江口（JL）,其值为 0.84-0.89 cm yr-1,其他样点值在每年1-2 cm之间,其中崇明东滩（DT）为1.41 cm yr-1,胶州湾（QD）为1.28-1.72 cm yr-1。基于恒定通量模型（CF）的结果显示,大多数样点1990-2014年的沉积通量高于1950-1990年,沉积通量最高的为QD,慈溪（CX）,DT 和 HG,为 18-20 kg m-2 yr-1,最低值出现在 JL,其 1950-1990 年沉积量和1990-2014年的差异小,为5-11 kg m-2 yr-1。我国潮间带的沉积率高于世界其他潮间带湿地,尽管我国潮间带湿地有机碳含量较低,但基于沉积率得到的有机碳的年扣留率与北美沿海湿地相当,扣留率最高的为HG,为177-278 g C m-2 yr-1,最低值为黄河口（DY）,为36-46 g C m-2 yr-1。我国潮间带氮的含量低,但氮的沉积通量上接近于全球其他区域（2-6 gN cm-2 yr-1）,去除个别极值点,其值在3-6gNcm-2 yr-1,比有植被覆盖且呈自然岸线的大西洋西岸的9-15 g N cm-2 yr-1 低。（4）我国中低潮滩涂沉积物的呼吸作用释放的CO2,随着模拟潮汐循环次数的增加,呈有规律地阶梯式下降,最终趋于稳定,呼吸率最低为黄河口（DY）,为7.9-10.6 mmol CO2 m-2 d-1（注:d-1以12小时计,排除了滩地淹水时间,下同）,高值位于汉沽（HG）样点（38.8-49.0 mmol CO2 m-2d-1）和九龙江口（JL,35.7-57.5 mmol CO2 m-2 d-1）,其余样点介于两者之间。本研究对提取的遥感影像,以十二个潮间带采样区域为中心进行划分,获得了各自潮间带滩涂的光滩面积,结合测定的沉积物呼吸率,得到了各自区域潮间带光滩的排放总量。本研究分析得到我国潮间带滩涂呼吸产生的CO2总量为7.08× 104-7.23 × 104 Mmol CO2 yr-1,其中以盐城所在的江苏沿岸的排放量最大,为1.168× 104-13 64× 104 Mmol CO2 yr-1。本研究发现两次模拟前后沉积物的有机碳在DY和盐城（YC）大幅下降,而在HG和JL几乎无差异。在水体营养物质输送方面,第一次实验发现溶解性有机碳（DOC）的最高输出为青岛（QD）样点（131.15±27.4 mg kg-1d-1）,最低值为DY样点（65.38±19.82 mgkg-1d-1）,其他样点多在100 mgkg-1d-1左右。第二次模拟期DOC输出总体均值为130 mg kg-1 d-1,高于第一次模拟期（100 mg kg-1 d-1）。（5）模拟发现,潮间带沉积物的无机氮输出以氨氮为主,随潮汐频率的增加,无机氮的输出逐步降低,如在第二次模拟中,氨氮后期输出多数已低于0.5 mg NH4+kg-1 d-1。沉积物的硝氮输出较低,这和其他研究者的结果相似,即沉积物孔隙水中以氨氮为主,涨潮时由于压力差,会将孔隙水中的氨氮带出。潮间带N2O的排放在两次模拟和单次模拟周期内的规律不明显,第一次模拟所有样点通量值为 5.15-17.22 μmol N2O m-2 d-1。第二次全部样点值为 0-13.77 μmolN2O m-2d-1,两次模拟高值点都位于汉沽（HG）和慈溪（CX）。本研究中潮间带磷的排放在两次模拟中平均值范围为0.233-1.437 μmol P kg-1 h-1,HG、青岛（QD）和九龙江口（JL）样点的P释放率较高,与其表层样品Fe-P含量较高有关。因Fe2+/Fe3+在潮滩淹水退水中转化,对P的吸附解吸影响较大。
蒋诗威[3]（2021）在《江淮地区高分辨率湖泊沉积记录的过去1800年环境演变》文中研究说明过去千年（或者2000年）气候变化作为国际科学计划IGBP中PAGES古气候领域关注的重点,一直以来都是国内外学术界重点关注的研究时段。过去千年气候变化及其与人类活动关系的研究是我们认识气候变化机制及人地关系的重要途径。中国南方地区由于人口密度大、经济产业多而成为研究过去千年季风降水重建与人类活动响应的重点区域。随着该地区重建记录的增加和研究的深入,不同学者对于中国南方地区过去千年两个典型气候时期的干湿演变规律产生了不同观点,由于优质重建材料的稀缺、沉积序列的年代误差以及代用指标气候指示意义的不明确使得中国南方地区过去千年降水演变规律至今不明。因此,亟需在中国南方地区寻求年代精准、分辨率高的地质记录和具有明确降水指示意义的代用指标,以突破目前中国南方地区过去千年降水重建研究的瓶颈。本文以位于中国南方江淮地区的女山湖沉积物为研究对象,挑选多种定年材料对比分析构建较为可靠的年代学框架,测试多种降水代用指标进行相互验证,在结合现代气象观测数据充分论证降水代用指标准确性的基础上,重建了江淮地区过去1800年以来高分辨率季风降水演变历史;综合对比了中国东部地区的其他的降水重建记录,探讨了中国东部地区过去千年降水变化的空间格局;通过对东亚季风区现代大气环流过程的资料分析,探讨了江淮地区过去千年降水变化的驱动机制;进而基于江淮地区降水与热带太平洋海温的紧密联系,重建了过去1800年ENSO记录;最后通过对历史资料中气候变化与经济发展的资料分析,识别出沉积记录中的极端旱涝事件,讨论了不同时空分布中降水变化与社会经济发展的关系。主要获得以下几点认识:（1）过去1800年江淮地区季风降水演变历史通过对女山湖NSH2016钻孔中陆生植物残体、碳屑和全岩有机碳三种材料测年结果的对比分析,明确了女山湖的沉积物中的“老碳效应”,构建了准确可靠的年代学框架,年代跨度为232-2016 AD。在此基础上,选取沉积物色度作为降水代用指标,综合粒度和元素等气候代用指标的测试结果和现代气象观测数据验证了色度指标重建降水的可靠性（红度偏低指示降水增加,红度偏高指示降水减少）,重建了江淮地区过去1800年高分辨率季风降水演变历史,明确了江淮地区在中世纪暖期和小冰期呈“暖干冷湿”降水模式。（2）江淮地区与华北地区降水变化的时空差异华北地区过去千年的降水重建结果较为一致,故本文将江淮地区过去1800年的降水记录与华北地区的降水记录进行比较,发现江淮地区与华北地区的降水在中世纪暖期和小冰期的变化模式相反,江淮为“暖干-冷湿”模式,华北则是“暖湿-冷干”模式;在空间上,中世纪暖期表现为“南旱北涝”模式,小冰期则是“南涝北旱”模式。（3）江淮地区过去1800年降水变化的驱动机制基于ENSO变化与江淮地区降水密切的同步变化关系,结合对东亚季风区和热带太平洋现代大气环流资料的分析,明确了夏季风强度变化与西太副高纬向位置变化和中国东部地区的降水的密切关系,进而通过赤道东太平洋海温变化对西太副高强度和纬向位置的影响,推测江淮地区过去千年的干湿变化主要是受ENSO模态的驱动。（4）江淮地区降水变化重建的过去1800年ENSO记录基于江淮地区降水与热带太平洋海温的紧密联系,在充分分析江淮的降水变化重建ENSO可靠性的基础上,重建了过去1800年ENSO记录,该记录显示过去千年里中世纪暖期是类拉尼娜态,小冰期是厄尔尼诺态。该结果获得了热带太平洋海温重建的ENSO记录的支持。通过对比发现太阳活动的变化可能是过去千年两个典型气候时期中ENSO模态转变的重要原因。（5）江淮地区降水变化与人类活动响应根据江淮地区女山湖沉积序列中色度和粒度指标对极端旱涝事件的指示,结合历史文献记载,发现过去500年的极端旱涝事件对人类活动产生巨大影响。在充分考虑历史时期国家经济重心区位迁移的前提下,将华北、江淮和江南地区对应时段的降水变化与经济指数分别比较并进行相关性分析,发现降水变化在中国社会经济发展历史中发挥着重要作用。
杨义[4]（2021）在《现代海洋沉积脂类对高温环境与高纬粉尘输入的指示意义》文中研究表明海洋是地表最大的碳库,其对于全球碳循环的调控具有重要作用。传统观点认为全球海洋碳汇主要集中在中高纬度海洋,而低纬度海洋则主要是碳源。近期通过对现代观测和数值模拟等研究表明低纬度海洋可能也是潜在的碳汇区域,并且冰期风尘输入是低纬度海洋碳汇增强的主要原因,但目前对于低纬度海洋碳库的研究十分有限。一方面由于低纬度海洋受到全球变暖的热辐射效应更加明显,但其对海洋生物群落变化尚不清晰,导致基于海洋生物构建的温度代用指标在地质温室期古温度重建结果存在争议,因此亟待构建可靠的高温区海洋温度代用指标。另一方面风尘输入对低纬度海洋碳库变化以及风尘驱动的生物地球化学过程等尚不清晰,并且如何捕捉现代海洋环境中的风尘信号等问题均值得深入研究。因此本文将针对于中低纬度海洋来进行研究,首先来评估目前高温区类脂物温度代用指标的可靠性和建立新的高温区温度指标,其次利用类脂物分布特征及其单体同位素与微量元素分析示踪风尘输入海洋过程,探究其对于低纬度海洋碳库的影响。目前基于脂类温度代用指标（长链烯酮U37 K’,四醚膜脂GDGTs的TEX86,RI-OH以及黄绿藻LDI）等已经用于晚白垩纪以来海洋古温度重建。但是已经发现在地质温室期长链烯酮U37K’指标由于达到阈值,从而失去对高温的指示能力。因此探究现有温度指标在高温区对温度指示可靠性以及是否存在新的高温区温度代用指标是本文研究重点之一。首先本文通过采集于中国南海温度跨度为24～29℃的65个样品以及已发表的isoGDGTs的TEX86指标进行探究。结果表明南海TEX86记录温度与年均温之间仅存在中等强度相关,并且在南海北部和南海深海盆区域其重建温度显着均低于年均温,其中南海北部区域重建温度与实测温度的差值显着超过其误差范围。结合已发表数据分析表明南海北部和深海盆重建温度的低值可能是受到不同因素的影响,其中南海北部isoGDGTs可能受到河流输入贡献影响,而南海深海盆区域isoGDGTs可能记录着冬季生长温度。同样本文探究了另一类古菌OH-GDGTs的RI-OH温度指标,结果发现RI-OH温度指标重建温度明显低于其实测温度数据,表明其在高温海域使用受限。通过深入研究OH-GDGTs化合物分布特征,发现当温度高于25℃时,OH-GDGT-0和OH-GDGT-2化合物分布特征呈现出完全相反的分布,指示着OH-GDGTs生物源对温度的适应性差异。因此基于现有研究结果本文提出新的基于OH-GDGTs温度代用指标OH-2/OHs,其在海表温度>25℃时可作为高温区温度指标的潜力。同样,前人的研究表明黄绿藻LDI温度指标在温度>27℃时,可能无法准确指示真实的环境温度变化。针对该温度指标在高温区存在的问题,本文通过对来自南海的58个站位来探究黄绿藻LDI温度指标的高温指示意义。研究结果表明LDI温度指标确实在高温区指示温度存在问题,当温度>27.4℃时,其失去对于高温的指示能力。但是深入分析LDI指标与温度之间的关系,发现LDI温度与实测温度之间的差值随着温度的升高呈现出线性关系。并且通过整合已发表的长时间序列的沉积物捕获器和高温区LDI数据发现同样具有很强的相关性,表明这种机制可能是黄绿藻对于温度的适应关系。因此基于该线性关系,本文重新构建了原始LDI温度校正公式LDIM,适用于实测环境温度>27℃或者其它指标如U37K’达到阈值等高温海域。另外,基于来自于革兰氏阴性细菌3-羟基脂肪酸已经在陆地环境中表现出作为温度和pH指标的潜力,但是在海洋环境中其来源和分布特征,以及其温度指标是否可以用于高温重建均值得进一步探究。因此本文通过采集来自于西太边缘海不同纬度的表层沉积物样品来分析海洋环境中3-羟基脂肪酸的分布特征。通过统计分析和微生物群落结构分析来对比土壤样品和海洋样品中3-羟基脂肪酸的分布特征,均发现土壤环境中3-羟基脂肪酸与海洋环境中差异明显,指示着海洋环境中3-羟基脂肪酸主要来源于海洋自生贡献。随后通过分析现有土壤温度指标发现其均在海洋环境中并不适用。因此通过深入分析海洋3-羟基脂肪酸与温度之间的关系,发现基于反异构C13和异构C13 3-羟基脂肪酸的指标RAN13与温度之间呈现强的指数关系,并且在高温海域其误差较小。因此本文构建了新的基于细菌3-羟基脂肪酸的温度校正公式,其具有作为高温区温度重建的潜力。最后本文以南海为例来研究现代低纬海域风尘输入信号,用高等植物类脂物正构烷烃及其碳/氢同位素结合微量元素Sr-Nd同位素来分析海洋沉积物中的风尘输入信号。通过结合前人发表的Sr-Nd同位素数据,发现南海深海盆的Sr-Nd同位素信号与亚洲内陆沙漠源区信号一致,与南海周边河流、岛弧等输入均存在明显差异,表明Sr-Nd同位素可能指示南海深海盆存在着强的风尘输入信号。同样通过对不同站位正构烷烃信号进行解析,发现南海深海盆正构烷烃碳优势指数CPI值呈现出异常高值,并且与周边土壤分布呈现出明显差异,表明其可能不是来源于周边土壤输入或者河流输入信号。并且其氢同位素信号表现出类似的趋势,即在南海深海盆异常偏负。结合前人对于中国不同纬度正构烷烃CPI和氢同位素的数据分析,发现其二者均与纬度之间存在较好的线性关系,表明其可以用来示踪南海深海盆正构烷烃的来源。通过对比发现南海深海盆正构烷烃CPI值和氢同位素信号均指示着其可能来自于亚洲中纬度（40°N）。结合Sr-Nd同位素和脂类数据均表明南海深海盆存在明显的风尘输入信号,其可能来自于亚洲内陆沙漠源区。通过对其机制进行探究,发现在东亚冬季风背景下,大量的陆源风尘物质输入到南海深海盆区域,并且造成了南海深海盆的浮游植物繁盛。结合已发表数据分析表明,东亚冬季风驱动下东亚风尘输入和表层次表层水体扰动是造成寡营养南海深海盆冬季浮游植物繁盛的主要原因。综上所述,本文通过对现有温度指标在高温海域的进行分析,提出了新的温度校正公式OH-2/OHs适用于高温海域温度>25℃和LDIM适用于温度>27℃时的温度重建,并且建立了新的基于细菌3-羟基脂肪酸的温度指标RAN13,其具有高温重建的潜力。最后本文通过结合Sr-Nd同位素和类脂物正构烷烃来研究南海沉积物中的粉尘信号,并且成功示踪其风尘源区。通过结合已发表数据对风尘输入与南海浮游植物繁盛之间的原因进行分析,发现风尘输入和风致上升流可能是导致冬季浮游植物繁盛的主要原因。
崔超[5]（2021）在《MIS 3期以来南极罗斯海生产力和深海通风演变的沉积记录》文中研究指明南大洋因其面积广阔等优势,能够存储更多的热量和二氧化碳（CO2）,对全球气候的变化较为敏感,因此在研究全球碳循环及气候变化中的地位十分重要。罗斯海是南大洋第二大边缘海和深层水的来源之一,通过对该海域的古海洋与碳循环的研究,有利于更有效地推测未来大气CO2浓度和全球气候变化。本研究对象为罗斯海陆坡和海盆区的3个插管沉积物岩芯（BC008、BC010和BC006）和1个柱状沉积物岩芯（GC16）。通过测试AMS14C年龄、浮游有孔虫氧碳同位素比值(Nps-δ18O、Nps-δ13C)、粒度、冰筏碎屑（Ice-Rafted debris,IRD）、总有机碳氮（TOC、TN）及其同位素(δ13Corg、δ15Norg)、生物硅含量等指标,并对GC16岩芯进行X射线荧光光谱（X-Ray Fluorescence,XRF）地球化学扫描,分析海洋同位素3阶段（Marine isotope stages 3,MIS 3）以来罗斯海海域的沉积动力环境、有机质来源及古生产力变化、深海通风状况和氧化还原状态演变,验证其对大气CO2的影响和对全球气候变化的响应。研究结果显示:罗斯海外陆架区的底流和海冰活动均较为活跃,尤其在29 ka BP左右和14.0ka BP以来,有机质来源受陆源输入影响较大。22.3 ka BP至冰消期,海源有机质贡献略高,全新世以来,随着全球温度升高,冰架崩解,海冰活动增强,有机质来源以陆源为主。古生产力特征表现为:MIS 3期由于沉积动力相对较弱,生源组分被较好地保存下来,生产力较高;LGM时期生产力显着降低;进入冰消期生产力有所提升;全新世以来,受到较强海冰与底流的作用,生产力较低。此外,在冰消期,该海域深海通风增强,在约16 ka BP最为剧烈,对该时期大气CO2浓度的上升起到一定贡献作用。其主要触发机制可能为两极跷跷板效应,导致南北两极热量分布不均,进而导致大西洋经向翻转流（Atlantic Meridional Overturning Circulation,AMOC）强度和南半球西风带（Southern hemisphere Westerly Winds belt,SWW）位置及强度的变化,进而驱动南大洋深层水上涌。LGM时期罗斯海底层水含氧量相对较低,深层水中再矿化碳的储存增加;MIS 3期、海因里希1期（Heinrich-Stadial 1,HS 1）和新仙女木时期（Younger Dryas,YD）底层水氧化条件增强,可能与深层水上涌有关。
陈洁[6]（2021）在《北太平洋皇帝海岭表层沉积物地球化学特征及其环境意义》文中研究说明海洋沉积物的地球化学特征反映了陆源、生源、自生源和火山源等多种自然过程的贡献,蕴含了丰富的环境和气候变化信息。认识和理解海洋沉积物的组成和分布规律是海洋地质学研究的一项基础性内容。由于样品缺乏,目前对北太平洋皇帝海岭表层沉积物的组成、空间分布规律及物质来源的认识还存在明显不足。该研究通过对皇帝海岭50个表层全样沉积物的粒度、主量元素、稀土元素和CaCO3含量,30个表层沉积物细粒硅酸盐组分（<63μm）表层沉积物的主微量元素、稀土元素和Pb-Nd同位素及14个铁锰相的主微量元素、稀土元素和Nd-Pb同位素进行了分析,研究了研究区沉积物地球化学组成的空间分布特征,查明了碎屑沉积物来源,探讨了影响铁锰相Nd-Pb同位素变化的主要因素,为理解北太平洋皇帝海岭现代沉积物环境变化规律提供科学支撑。本研究发现皇帝海岭全岩沉积物陆源组分的组成在33°N～44°N（带Ⅰ）、44°N～49.8°N（带Ⅱ）和49.8°N～53°N（带Ⅲ）三个纬度带之间存在显着差异。在带Ⅰ和带Ⅲ,沉积物陆源组分以粘土质粉砂为主,带II则以砂和粉砂质砂占优。可分选粉砂平均粒径分析表明海山区水动力强度显着高于深海平原,在1000-2500 m水深,水动力较强。位于4000 m以深水体的沉积物中CaCO3含量显着减小（<1.5%）,在4000m以浅,则呈数量级增加（>20%～84%）,确认4000m水深是北太平洋皇帝海岭区域的碳酸盐补偿深度。全岩沉积物主量元素Al与Fe、Ti、Mg、K之间强正相关性（R>0.9）,表明研究区沉积物存在显着的陆源碎屑贡献。稀土元素示踪进一步证实沉积物中存在风尘碎屑贡献。沉积物粒度与主量元素不存在显着的相关性,显示沉积物粒径不是控制陆源碎屑含量的主要因素。全岩沉积物普遍发育Ce负异常和Eu正异常。Ce负异常出现在碳酸盐富集的沉积物中,主要继承海水的信号。显着的Eu正异常发育表明源自环太平洋火山岛弧的火山碎屑物质对北太平洋沉积物组成存在显着贡献。研究区陆源、火山源和生源的相对贡献随区域和水深而变化。表层沉积物的硅酸盐组分（<63μm）元素和Nd-Pb同位素分析结果表明研究区表层沉积物主要由风尘物质和火山物质混合而成。其中风尘物质主要源自亚洲内陆中亚沙漠,火山物质主要源自周边岛弧,包括千岛群岛、阿留申群岛、勘察加半岛、阿拉斯加和日本火山弧等。在33°N～44°N区域,沉积物存在相对较多的风尘物质及少量的火山物质;在44°N～53°N区域,火山贡献相对较多。采用“快速+柔和还原试剂”方法提取了表层沉积物铁锰相中的Pb和Nd同位素,发现大多数样品铁锰相萃取液的Al/Nd和Al/Pb比值均小于100,证实了该方法在提取沉积物铁锰相Pb、Nd同位素信号的可靠性。皇帝海岭表层沉积物铁锰相εNd值介于-1.79～-3.80,与对应现代调查海水实测εNd值相比更具放射性,这可能与所分析的表层沉积物年龄、早期成岩孔隙水及底层绕极深层水的上涌有关。
张钰莹[7]（2021）在《西北太平洋40万年来有机碳埋藏保存及古生产力演化》文中指出本论文以西北太平洋黑潮流区九州海脊北部的重力活塞柱样KPR12岩芯为研究对象,基于有孔虫放射性碳同位素测年、有孔虫稳定氧同位素记录建立了岩芯的年代框架,恢复岩芯底部年龄约40万年;重点研究了有机碳埋藏和海洋古生产力的轨道尺度变化规律及其对陆源输入和海洋环境变化的响应,探讨了该区古生产力的影响因素及其作用机制,初步建立了研究区冰期-间冰期有机碳埋藏保存及其环境响应的演化模式。研究结果表明,KPR12岩芯沉积物中总有机碳（TOC）百分含量整体偏低（0.062%～0.443%,平均0.216%）,碳埋藏通量介于0.82～11.74 mg/cm2/ka,与开放大洋的埋藏量相当;相对边缘海区低1～2个数量级,推测这与研究区缺乏大河直接输入巨量的陆源物质以及海区生产力相对较低有关。岩芯TOC含量与埋藏通量整体呈冰期高-间冰期低的显着旋回特征。此外,有机碳的C/N比、δ13C指示了该区有机质主要受海洋生源和陆源输入的混合贡献,以海洋生源（平均～66%）为主。研究区的陆源物质主要通过风尘和日本九州岛河流输入,同时受到黑潮强度、海平面升降等因素共同影响,冰期陆源有机质埋藏通量更高。研究区硅质生产力较低（生物硅Opal含量～1%）,无明显的冰期旋回变化特征;碳酸钙（Ca CO3）和生源钡（Bio-Ba）含量指示古生产力变化明显呈间冰期高-冰期低的旋回特征,与有机碳埋藏通量以及亚洲风尘的变化规律相反,说明TOC作为海洋古生产力替代指标具有局限性,同时风尘可能对该区海洋生产力的促进作用有限。根据Bio-Ba含量重建,显示研究区40万年来的初级生产力整体较低（冰期105mg/m2/ka,间冰期128 mg/m2/ka）,这可能是由于表层营养盐浓度较低所致。同时,冰期时北太平洋中层水（NPIW）形成加强致使水体层化显着,阻碍了底部营养物质向表层输送,进而抑制了初级生产力。沉积氧化还原敏感元素（RSEs）的富集特征指示研究区底层沉积物-水界面处于相对氧化状态;但其含氧条件及陆源细颗粒物质含量具有冰期-间冰期的差异。具体表现为冰期时RSEs（V、Th、Tl、Ga等）富集程度较高,指示水界面相对偏还原,更有利于有机质的埋藏和保存。同时岩芯细粒组分与TOC呈一定的负相关,且冰期时细粒物质输入增加,可吸附更多有机质并加速其向海底沉降。反之,间冰期时水界面的溶解氧含量相对较高、细颗粒物输入减少,有机碳的埋藏通量降低。综上,研究区的TOC埋藏对气候变化具有显着的轨道尺度敏感响应,其演化规律与古生产力记录并不耦合,说明古生产力可能不是影响该岩芯TOC埋藏特征的主控因素;另外,在沉积物-水界面氧化还原条件以及细粒物质吸附和沉降等因素的共同驱动下,研究区的有机碳埋藏整体呈现“冰期碳埋藏量更高、间冰期降解作用更显着”的演化模式。
石勇[8]（2020）在《北黄海西部细颗粒物质的跨锋面输运及其沉积环境效应》文中研究表明锋面是重要的中尺度海洋现象,广泛分布于大洋边界流区域,它是性质（温度、盐度和密度等）差异显着的毗邻水体间的界面,对两侧物质的交换起着抑制作用,从而导致大量陆源物质被限制在近岸地区,形成了众多沿岸泥质沉积体。受潮汐、季风、洋流等因素影响,锋面并非稳定存在,尤其在天气尺度上,锋面的快速波动可为近岸物质的向外扩散创造时机;而气候态或更长尺度的气候变化,可能对近岸物质的向外扩散通量产生影响,因而物质的跨锋面物质及锋面外泥区的沉积记录是进行气候变化研究的理想场所。本研究对细颗粒物质由山东半岛近岸扩散至辽东半岛东岸的“源-汇”过程及其对于气候变化响应开展研究。研究步骤如下:（1）通过地球物理方法（浅地层剖面）揭示北黄海两个泥质沉积的空间特征;（2）通过钻孔的沉积相、地球化学特征及年代框架,定量评估各阶段不同来源物质的含量;（3）通过现代过程的环流结构、风场特征等信息,揭示细颗粒物质由山东半岛沿岸扩散至辽东半岛东岸的输运机制。由于陆架地区锋面的广泛分布,近岸物质如何突破锋面的屏障便成为物质扩散过程的关键。本研究的关键点包括以下三个方面:（1）山东半岛近岸物质向外的跨锋面输运。冬季风暴驱动的陆架沉积物再悬浮,使得冬季成为陆架物质扩散的关键时期;但此时,山东半岛周围的沿岸流与外侧的黄海暖流间存在着显着的锋面,抑制着近岸物质的向外扩散。通过对风场、海表高度及海表悬沙浓度分析发现,冬季风暴可促使黄海暖流与鲁北沿岸流显着增强,两者间锋面随之摆动并诱发了锋面波;风力持续作用下,锋面波的形变加剧直至破碎,进而促使两侧物质发生交换,这是引起山东半岛近岸高悬沙水体向外扩散的动力机制。由于东亚冬季风在北黄海地区强盛且持续时间长（以2017年成山头气象站为例,7级以上西北风的累积时长达56天）,大量山东半岛物质可通过跨锋面输运的方式向外扩散,并在风力减弱后的正压作用下向北扩散,这是北黄海西部泥质沉积的重要物质来源。（2）北黄海西部泥质区物质扩散至辽东半岛东岸泥区的跨锋面输运。冬季风暴触发的黄海暖流在地形变浅的约束下,具有上升流性质。对辽东半岛沿岸海表温度分析发现,该上升流可影响到近岸浅水区域,即其可能将北黄海西部泥质区的沉积物输运至此的动力机制。地球化学示踪手段验证了以上推论,且沿岸向西,黄河来源物质的含量逐渐增高,该输运通道在浅地层剖面上得到了反映。通过地球化学指标对辽东半岛东岸泥区的物质来源进一步估算,发现黄河来源物质在辽东半岛东岸泥区的比例介于15.3%–31.2%,即通量为0.55–1.13 Mt/yr,占到由渤海海峡进入北黄海的黄海物质通量的1.38–2.82%,其在黄河入海物质中占比很小,但却能极大地影响辽东半岛沿岸泥区的物质组成。由此来看,冬季风对陆架细颗粒物质的扩散发挥着重要作用;冬季风触发的上升流应广泛分布于宽浅的中国东部陆架,只是该上升流信号容易被水体的垂向混合掩盖,而冬季风触发的上升流为细颗粒物质的向岸输运及泥质沉积的物质多源性提供了可能的动力解释。（3）陆架环流演化对细颗粒物质跨锋面扩散的影响。沉积记录揭示,最大海平面以来,黄海暖流出现的显着的强弱变化,而这些变化与扩散至辽东半岛的黄河物质通量变化具有同步性。结合现代过程中陆架环流演化对锋面位置及强度的影响,本研究提出了陆架环流演化对北黄海物质跨锋面输运强度影响的模式。对于山东半岛东北侧地区,沿岸流与黄海暖流反向,黄海暖流的增强将挤压沿岸水体,流幅的缩减将增强沿岸流,从而有利于冬季风暴触发近岸物质的向外扩散;辽东半岛一侧的沿岸流与黄海暖流近于同向,黄海暖流的增强将抑制沿岸流的流幅和流速,进而有利于该区的物质沉降。除了长时间尺度的沉积学意义外,近岸物质的向外扩散可为外部海域的生态系统提供营养物质,因而物质跨锋面输运还具有重要的生态学意义。
卢佳仪[9]（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》文中研究说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。
陈立雷[10]（2018）在《东海闽浙沿岸全新世古气候和古环境演变的生物标志物记录》文中进行了进一步梳理中国东部陆架边缘海是西太平洋与亚欧大陆的主要海陆交界区域,堆积了巨量的陆源碎屑物质和海洋自生物质,在全球物质循环过程中扮演着重要角色。东海作为典型的开放型中国东部陆架边缘海之一,主要受东亚季风、长江和近岸环流体系影响。东海全新世以来经历复杂的相对海平面上升、近岸环流体系和现代泥质区形成过程。近代又经受泥沙输入减少,洪水、赤潮、长江口外低氧事件频发和海水升温等生态环境问题。东海内陆架的闽浙泥质区形成于末次冰期后的高水位时期,具有较高的沉积速率、连续的沉积记录和复杂的有机质来源,记载了自然气候环境演变和人类活动的大量信息,其沉积物是开展古气候环境演变研究的理想载体。本文通过对闽浙泥质区获取的沉积柱状样DZ-28和DZ-41以及钻孔ECS-1302的沉积物进行有机质整体指标和生物标志物等地球化学分析,研究了闽浙泥质区全新世以来有机质沉积的源-汇过程,揭示了古气候环境变化对该区域沉积演化历史的影响,并重点讨论了近代气候环境变化以及人类活动影响在闽浙泥质区沉积物中的生物标志物记录。岩芯DZ-28和DZ-41近160年来的有机质整体指标(TOC、TN和δ13CTOC)和生物标志物（正构烷烃、醇类和甘油双烷基甘油四醚GDGTs）研究结果表明,早期成岩作用和扩散作用致使利用生物标志物多参数估算的海洋沉积物中陆源有机质输入的相对百分比(%OM陆源)较利用δ13CTOC估算的%OM陆源结果偏高。陆源高等植物源有机质的含量和%OM陆源呈离岸减少趋势,而海源有机质的含量呈离岸增加趋势,离长江口越近土壤源有机质含量则越高。而且TOC、植物源和海源生物标志物含量在近几十年来随时间呈增加趋势,但土壤源生物标志物含量和%OM陆源值则呈减少趋势。研究认为,陆架海洋沉积物中有机质的空间分布特征主要是受水动力输送筛选和营养盐浓度控制;时间分布特征变化则受地质时期的大坝建设、水土保持、农耕垦荒、营养盐人为引入、沙尘暴和富营养化频发等人为诱因,以及年代际气候跃迁和洪水事件等气候因素控制。另外,对两站位岩芯中游离态脂肪酸近160年来的分布特征进行对比分析,发现其沉积物样品游离态脂肪酸均以微藻类和细菌等海洋自生生物源为主,陆源高等植物贡献较少。结果进一步表明,东亚季风、黑潮和太平洋十年涛动（PDO）等自然气候环境因素变化主导了海源游离态脂肪酸总量:20世纪明显高于19世纪,20世纪70年代末至90年代初异常发育;长江全流域洪水事件（1998年、1954年、1931年）致使该泥质区陆源游离态脂肪酸异常增加,海源则减少。人类活动则主导了20世纪60年代之后游离态脂肪酸的持续增加,尤以海源增加最为显着;长江三峡大坝建设影响了硅藻的生长。i-C15:0%指标反演该泥质区的低氧程度20世纪50年代后呈显着增加趋势,80年代中期后进一步加剧。两站位岩芯中类异戊二烯GDGTs（isoGDGTs）主要源于奇古菌Thaumarchaeota,只有极少含量的原位产甲烷菌和外来源产生的isoGDGTs出现在近长江口的上升流区域;支链GDGTs（brGDGTs）源自于陆源细菌和原位生物。分析认为,少量的产甲烷菌和外来源isoGDGTs并不会对该区域利用isoGDGTs参数重建海水表层温度（SST）值产生影响。虽然,原位brGDGTs的存在会干扰甲基化指数（MBT）以及环化指数（CBT）与大气年平均温度（MAAT）以及pH值之间的相关性,尤其是在低氧区域更为显着,但是基于四甲基br GDGTs的环戊烷基团提出的#ringstetra指标表明,本研究岩芯沉积物中brGDGTs仍主要源自于长江流域土壤侵蚀。另外,岩芯中GDGTs指标在时间尺度上的变化记录也受到东亚季风、PDO或黑潮强度以及洪水等气候变化及事件和大坝建设、土壤保持、化肥使用、工业及生活排放等人为因素影响。基于isoGDGTs重建的SST结果显示:闽浙泥质区20世纪SST明显高于19世纪;基于brGDGTs重建的MAAT和经降水或土壤含水率与pH值的相关性推演的湿度结果显示:长江中下游流域在过去约160年间气候条件以干热或干冷和湿热或湿冷几种状态规律性波动。重建的气候条件变化与文献记载和观测数据具有很好的吻合性。与此同时,研究结果指示了PDO或黑潮强度是控制区域温度变化的主要因素,并且它们对邻近陆地生态系统的影响较海洋生态系统的影响更为显着。富营养化在过去几十年一直是困扰东海内陆架海洋生态系统的一个严峻问题。为了阐明气候变化和人类活动对于海洋初级生产力的影响,在岩芯样品的基础上增加了研究区部分表层样分析。研究结果表明,闽浙泥质区生态系统中近160年来海洋初级生产力水平总体呈增加趋势,浮游植物群落结构由以硅藻占主导向以甲藻占主导过渡。根据海洋浮游植物生产力及其群落结构随时间的变化将该区域的沉积演化历史划分为自然因素主导（1852-1960s）和人类活动主导（1960s-2013）两阶段。在自然因素主导阶段,长江全流域性洪水事件（如1998、1954和1931年洪水）、东亚季风强度、黑潮入侵强弱或PDO在正相与负相位间切换等自然因素对海洋浮游植物生产力及其群落结构产生重要影响;在人为因素主导阶段,长江流域的化肥使用、工业生活污水排放、大型水利工程建设（如丹江口水库和三峡大坝）等人为因素改变了入海营养盐浓度,诱发了该时期更为复杂的海洋浮游植物生产力及其群落结构变化。岩芯ECS-1302站位海域在全新世早中期（约12.0-7.7 cal kyr BP）为潮坪至受潮汐影响的滨岸沉积和内陆架潮流沙脊/沙席的远端以及全新世中期最大海泛面期间形成的缩聚层,生态环境主要受到相对海平面变化的控制,黑潮在此期间发生多次入侵,沿岸流作用较弱。该孔有机质整体指标和生物标志物指标记录了该时期:MWP-1B（约11.5-11.0 cal kyr BP）和MWP-1C（约9.5 cal kyr BP之后）诱发海平面的快速升迁;长江口于约10.5 cal kyr BP前后北移至了南黄海;最大海侵发生于约8.0 cal kyr BP,东海进入高海平面时期。高海平面时期,海平面变化幅度相对较小,黑潮入侵强盛,约7.7 cal kyr BP,在长江三角洲加积完成后,沿岸流搬运大量陆源物质沉降在闽浙沿岸,闽浙泥质区开始发育。直至约3.0 cal kyr BP高海平面才逐渐消退至现代海平面高度。同时,该孔有机质整体指标和生物标志物信息还记录了全新世后期约3.54.0、2.0、1.4、1.0 cal kyr BP等时期的多次黑潮强度减弱和1.4、8.2 ka BP以及疑似9.4 ka BP冷事件。近1.5 ka来东海内陆架沉积演化和海洋初级生产力受人类活动影响巨大。
二、Reconstructing sea surface temperature, sea surface salinity and partial pressure of carbon dioxide in atmosphere in the Okinawa Trough during the Holocene and their paleoclimatic implications（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、Reconstructing sea surface temperature, sea surface salinity and partial pressure of carbon dioxide in atmosphere in the Okinawa Trough during the Holocene and their paleoclimatic implications（论文提纲范文）
（2）中国潮间带滩涂沉积物碳氮磷的埋藏特征（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义和问题的提出 |
| 1.1.1 研究意义 |
| 1.1.2 问题的提出 |
| 1.2 国内外潮间带湿地碳氮磷相关研究综述 |
| 1.2.1 潮间带湿地碳的输入输出和埋藏 |
| 1.2.2 潮间带湿地氮的输入输出和埋藏 |
| 1.2.3 潮间带湿地磷的输入输出和埋藏 |
| 1.2.4 我国潮间带湿地碳氮磷的研究和滩涂沉积状况 |
| 1.3 研究的总体思路和框架 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 研究方法与技术路线 |
| 1.3.4 本研究的特色或创新之处 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 我国潮间带的气候、水文及沉积地貌特征 |
| 2.2 建国以来我国潮间带湿地的开发利用及其生态影响 |
| 第三章 研究方法 |
| 3.1 样品的采集、保存及分析前处理 |
| 3.2 样品碳氮磷的分析 |
| 3.2.1 沉积物碳氮磷的分析 |
| 3.2.2 水体碳氮磷的分析 |
| 3.2.3 CO_2和N_2O的分析 |
| 3.3 沉积物比活度的测定 |
| 3.4 潮汐循环模拟 |
| 3.4.1 循环模拟n1 |
| 3.4.2 循环模拟n2 |
| 3.5 计算和统计 |
| 3.5.1 基于~(210)Pb 比活度的CF和CIC模型计算过程 |
| 3.5.2 我国潮间带滩涂面积的分类提取和计算 |
| 3.5.3 数据的统计检验 |
| 第四章 我国潮间带的沉积状况 |
| 4.1 我国潮间带沉积物质的来源 |
| 4.2 我国潮间带的沉积速率(沉积通量) |
| 4.3 地面沉降、泥沙剧减及海平面上升对沉积的影响 |
| 第五章 我国潮间带滩涂沉积物碳的埋藏和转化 |
| 5.1 我国潮间带滩涂沉积物碳的埋藏特征 |
| 5.1.1 潮间带滩涂沉积物的粒级和粒径 |
| 5.1.2 黄河和长江来源沉积物表层和柱样碳的埋藏 |
| 5.1.3 北部河口区潮间带碳的埋藏 |
| 5.1.4 南部河口区潮间带碳的埋藏 |
| 5.1.5 红树林滩涂碳的埋藏特征 |
| 5.1.6 我国潮间带滩涂沉积物的碳密度、埋藏量和年扣留率 |
| 5.2 潮汐循环模拟过程中滩涂沉积物碳的转化 |
| 5.2.1 滩涂沉积物溶解性有机碳的输出 |
| 5.2.2 滩涂沉积物气态无机碳的释放 |
| 5.2.3 滩涂沉积物碳转化的讨论分析 |
| 5.2.4 潮间带滩涂呼吸作用的气体产生总量 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 我国潮间带滩涂沉积物氮的埋藏和迁移变化 |
| 6.1 我国潮间带滩涂沉积物氮的埋藏特征 |
| 6.1.1 潮间带滩涂沉积物垂直断面氮的埋藏特征 |
| 6.1.2 潮间带滩涂沉积物表层氮的含量及其空间分布 |
| 6.1.3 潮间带滩涂沉积物氮埋藏的对比分析 |
| 6.2 潮汐循环模拟中潮滩沉积物氮的迁移变化 |
| 6.2.1 滩涂沉积物无机氮的输出 |
| 6.2.2 滩涂沉积物N_20的释放 |
| 6.2.3 滩涂沉积物氮迁移变化的讨论和分析 |
| 6.3 本章小结 |
| 第七章 我国潮间带滩涂沉积物磷的埋藏和释放 |
| 7.1 我国潮间带滩涂沉积物磷的埋藏特征 |
| 7.1.1 潮间带滩涂沉积物垂直断面磷的埋藏特征 |
| 7.1.2 潮间带滩涂沉积物表层磷的分布 |
| 7.1.3 潮间带滩涂沉积物磷的形态 |
| 7.1.4 潮间带滩涂沉积物磷的埋藏量 |
| 7.1.5 潮间带滩涂沉积物磷埋藏的对比分析 |
| 7.2 潮汐循环模拟中滩涂沉积物磷的释放 |
| 7.2.1 滩涂沉积物总磷的输出 |
| 7.2.2 滩涂沉积物磷输出的讨论分析 |
| 7.3 本章小结 |
| 第八章 研究结论和后续研究建议 |
| 8.1 潮间带的沉积速率 |
| 8.2 潮间带沉积物碳氮磷埋藏的总体特点 |
| 8.3 滩涂沉积物碳氮磷的转化特征和温室气体的排放 |
| 8.4 趋势展望、后续研究建议及研究不足 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 本研究已发表的成果 |
（3）江淮地区高分辨率湖泊沉积记录的过去1800年环境演变（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 过去2000年气候变化的研究进展 |
| 1.1.1 过去千年温度研究 |
| 1.1.2 过去千年降水研究 |
| 1.2 中国南方地区过去千年季风降水研究进展 |
| 1.2.1 中国南方地区过去千年季风降水重建结果的争论 |
| 1.2.2 中国南方地区过去千年季风降水重建结果差异的原因 |
| 1.3 选题依据与研究目标 |
| 1.4 主要工作思路和工作量 |
| 第2章 研究区域概况和样品采集 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.1.1 地理概况 |
| 2.1.2 地质地貌 |
| 2.2 样品采集与岩性描述 |
| 2.2.1 短岩心钻取 |
| 2.2.2 长岩心钻取 |
| 2.2.3 沉积柱分样与预处理 |
| 2.2.4 沉积柱岩性描述 |
| 第3章 实验方法 |
| 3.1 年代测定方法 |
| 3.2 磁学分析方法 |
| 3.3 色度分析方法 |
| 3.4 粒度分析方法 |
| 3.5 元素分析方法 |
| 第4章 沉积物年代学框架的建立 |
| 4.1 ~(210)Pb-~(137)Cs年代结果 |
| 4.2 AMS~(14)C年代结果 |
| 4.2.1 AMS~(14)C年代数据深度校正 |
| 4.2.2 AMS~(14)C年代测定结果 |
| 4.2.3 AMS~(14)C年代结果对比分析 |
| 4.3 女山湖沉积物年代学框架建立 |
| 第5章 江淮地区过去1800年水文变化及其驱动机制 |
| 5.1 气候代用指标分析结果及气候指示意义 |
| 5.1.1 色度分析结果及气候指示意义 |
| 5.1.2 粒度分析结果及气候指示意义 |
| 5.1.3 元素分析结果及气候指示意义 |
| 5.2 江淮地区过去1800年水文重建及区域对比 |
| 5.2.1 江淮地区过去1800年水文变化重建 |
| 5.2.2 中国东部地区过去千年降水区域对比 |
| 5.3 江淮地区降水变化的驱动机制探讨 |
| 第6章 基于江淮地区降水变化重建过去1800年ENSO变化 |
| 6.1 过去千年ENSO重建存在的争议与原因分析 |
| 6.2 江淮地区降水变化重建ENSO的可靠性分析 |
| 6.3 过去1800年ENSO变化记录的重建 |
| 6.4 过去千年ENSO变化的驱动机制探讨 |
| 第7章 江淮地区过去1800年降水变化与人类活动响应 |
| 7.1 降水重建记录年代学框架精细校准 |
| 7.2 江淮地区过去500年极端旱涝灾害与人类活动响应 |
| 7.2.1 过去500年极端干旱与人类活动响应 |
| 7.2.2 过去500年极端洪涝与人类活动响应 |
| 7.3 过去1800年降水变化与社会经济发展的关系 |
| 7.3.1 区域降水与经济指数的紧密联系 |
| 7.3.2 降水变化对历史时期经济发展的影响 |
| 第8章 主要认识及结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 在读期间发表的学术论文与取得的其他研究成果 |
（4）现代海洋沉积脂类对高温环境与高纬粉尘输入的指示意义（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 低纬度海洋在全球变化的重要性 |
| 1.2 低纬度高温环境重建的局限性 |
| 1.2.1 颗石藻U_(37)~K'温度指标 |
| 1.2.2 古菌iso GDGTs温度指标 |
| 1.2.3 黄绿藻长链二醇温度指标 |
| 1.2.4 革兰氏阴性菌 3-OH-FAs 温度指标 |
| 1.3 风尘输入与海洋古气候研究进展与问题 |
| 1.4 研究目标 |
| 第二章 研究区域和研究方法 |
| 2.1 研究区域 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 常规脂类的萃取 |
| 2.2.2 3-羟基脂肪酸的提取 |
| 2.3 仪器测试条件 |
| 2.3.1 GC-MS测试条件 |
| 2.3.2 HPLC/APCI-MS仪器测试条件 |
| 2.3.3 单体碳/氢同位素测试条件 |
| 2.4 16S rRNA扩增子测序以及分析 |
| 2.4.1 核酸DNA提取和 16S rRNA序列扩增 |
| 2.4.2 生物信息学和统计分析 |
| 2.5 无机元素的分析测试 |
| 2.6 指标与计算公式 |
| 第三章 古菌GDGTs对海洋高温环境的适应性与环境代用指标的构建 |
| 3.1 南海iso GDGTs温度指标TEX_(86)的适用性 |
| 3.2 OH-GDGTs高温区温度指标的建立 |
| 第四章 藻类长链二醇对海洋高温环境的适应性与环境代用指标的构建 |
| 4.1 藻类LCDs的研究简介 |
| 4.2 LCDs对于高温环境的适应关系及其新指标的建立 |
| 4.3 高温区温度指标的对比分析 |
| 第五章 细菌 3-羟基脂肪酸对海洋环境的适应与环境代用指标的构建 |
| 5.1 海洋 3-羟基脂肪酸的来源 |
| 5.2 基于 3-羟基脂肪酸的新的海洋表层温度指标 |
| 5.3 基于海洋 3-羟基脂肪酸的温度重建 |
| 第六章 海洋沉积脂类对粉尘输入的指示意义 |
| 6.1 南海Sr-Nd同位素和脂类分布特征 |
| 6.2 南海深海盆表层沉积物来源 |
| 6.3 粉尘输入对南海深海盆的影响和启示 |
| 第七章 总结与下一步展望 |
| 7.1 高温对海洋生物的影响 |
| 7.2 南海粉尘输入新证据 |
| 7.3 下一步展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（5）MIS 3期以来南极罗斯海生产力和深海通风演变的沉积记录（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 研究现状与不足 |
| 1.2.1 南大洋深部流通性与大气pCO_2的关系研究 |
| 1.2.2 罗斯冰架的消融历史与撤退路径研究 |
| 1.2.3 南大洋古生产力变化及物源贡献研究 |
| 1.3 研究内容与创新点 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 地理概况 |
| 2.2 区域洋流特征 |
| 2.3 区域冰架环境 |
| 第三章 材料与方法 |
| 3.1 实验材料 |
| 3.2 测试方法 |
| 3.2.1 AMS~(14)C测年 |
| 3.2.2 有孔虫氧、碳同位素测试 |
| 3.2.3 粒度测试 |
| 3.2.4 粗组分含量分析 |
| 3.2.5 有机碳、氮及其同位素测试 |
| 3.2.6 生物硅测试 |
| 3.2.7 XRF岩芯无损扫描 |
| 3.2.8 磁化率与含水率测试 |
| 3.3 计算方法 |
| 3.3.1 粒度端元分析方法 |
| 3.3.2 可分选粉砂平均粒径和百分比的计算方法 |
| 3.3.3 不同有机碳来源含量及贡献比的计算方法 |
| 第四章 插管沉积物岩芯的沉积地层学与生源组分特征 |
| 4.1 沉积物岩性特征 |
| 4.2 年龄框架与沉积速率 |
| 4.3 有孔虫氧、碳同位素变化特征 |
| 4.4 沉积物粒度变化特征 |
| 4.4.1 沉积物粒度组成与分类 |
| 4.4.2 冰筏碎屑含量分析 |
| 4.4.3 粒度端元的时间序列 |
| 4.4.4 可分选粉砂变化特征分析 |
| 4.5 有机碳、氮及其同位素含量变化特征 |
| 4.6 生物硅含量分析 |
| 第五章 MIS3 期以来南极罗斯海生产力和深海通风演变的沉积记录 |
| 5.1 MIS3 期以来的年代框架与沉积速率 |
| 5.2 沉积动力环境 |
| 5.3 有机质来源及古生产力变化 |
| 5.3.1 TOC与TN的相关性分析 |
| 5.3.2 有机质来源计算与分析 |
| 5.3.3 古生产力变化分析 |
| 5.4 冰消期深层水上涌状况 |
| 5.4.1 冰消期生物硅和碳同位素记录的深层水上涌增强 |
| 5.4.2 冰消期南大洋深层水上涌的触发机制及其与大气CO_2升高的联系 |
| 5.5 MIS3 期以来罗斯海生产力、深海通风和氧化还原状态的协同变化 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历、在读期间发表的学术论文与研究成果 |
（6）北太平洋皇帝海岭表层沉积物地球化学特征及其环境意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.3 Pb-Nd同位素海洋地球化学 |
| 1.3.1 Pb同位素 |
| 1.3.2 Nd同位素 |
| 1.3.3 反演古水团Pb-Nd同位素组成的载体 |
| 1.4 主要研究内容 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 地质背景 |
| 2.2 海洋学背景 |
| 2.3 沉积物分布特征 |
| 第三章 材料与方法 |
| 3.1 样品材料 |
| 3.2 分析方法 |
| 3.2.1 沉积物粒度 |
| 3.2.2 有机碳、氮和CaCO_3 |
| 3.2.4 Pb、Nd同位素分析 |
| 3.2.5 主微量元素分析 |
| 第四章 皇帝海岭表层沉积物空间分布特征 |
| 4.1 沉积物组成空间分布特征 |
| 4.1.1 沉积物陆源组分粒度 |
| 4.1.2 CaCO_3和TOC |
| 4.1.3 主量元素 |
| 4.1.4 稀土元素 |
| 4.2 讨论 |
| 4.2.1 水动力条件 |
| 4.2.2 母岩性质及物质来源 |
| 4.2.3 Ce负异常 |
| 4.3 研究意义 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 皇帝海岭表层沉积物细粒硅酸盐组分物源示踪 |
| 5.1 元素及同位素分布特征 |
| 5.1.1 主微量元素 |
| 5.1.2 稀土元素 |
| 5.1.3 Pb-Nd同位素 |
| 5.2 碎屑物质源区识别 |
| 5.2.1 主微量元素 |
| 5.2.2 稀土元素 |
| 5.2.3 Pb-Nd同位素 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 表层沉积物铁锰相Pb-Nd同位素分布特征 |
| 6.1 Fe-Mn相稀土元素分布特征 |
| 6.2 Fe-Mn相Pb-Nd同位素分布特征 |
| 6.3 讨论 |
| 6.3.1 萃取方法可靠性 |
| 6.3.2 铁锰相Pb元素的人为影响 |
| 6.3.3 铁锰相Nd同位素与现代海水对比 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 主要结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介及科研情况 |
| 作者简介 |
| 论文发表情况 |
| 学术会议和实践经历 |
（7）西北太平洋40万年来有机碳埋藏保存及古生产力演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 0.引言 |
| 0.1 研究背景及意义 |
| 0.2 国内外研究进展 |
| 0.2.1 海洋沉积有机碳埋藏记录 |
| 0.2.2 海洋沉积有机碳的来源 |
| 0.2.3 海洋沉积物中的风尘物质 |
| 0.2.4 海洋古生产力演化 |
| 0.2.5 海洋沉积有机碳埋藏保存的影响因素 |
| 0.3 研究内容及工作量 |
| 0.3.1 拟解决的科学问题 |
| 0.3.2 研究内容 |
| 0.3.3 研究工作量 |
| 1.研究区域概况 |
| 1.1 地质背景 |
| 1.2 水文特征 |
| 1.2.1 温盐特征 |
| 1.2.2 河流输入特征 |
| 1.2.3 洋流分布特征 |
| 1.2.3.1 表层洋流 |
| 1.2.3.2 深层洋流 |
| 1.3 气候背景 |
| 2.研究材料与方法 |
| 2.1 研究材料 |
| 2.2 分析方法 |
| 2.2.1 浮游有孔虫氧碳同位素值测定 |
| 2.2.2 AMS~(14)C测年 |
| 2.2.3 沉积物粒度分析 |
| 2.2.4 总碳、总有机碳分析 |
| 2.2.5 有机碳稳定同位素分析 |
| 2.2.6 常、微量元素测试 |
| 2.2.7 生物硅分析测试 |
| 2.2.8 数据处理方法 |
| 3.沉积年代地层学框架 |
| 3.1 沉积物岩性特征 |
| 3.2 岩芯年代框架 |
| 3.2.1 AMS~(14)C年龄 |
| 3.2.2 氧同位素地层 |
| 3.3 沉积速率与质量累积速率 |
| 4.有机碳沉积特征及其影响因素 |
| 4.1 有机碳含量及其埋藏通量的旋回特征 |
| 4.1.1 沉积有机碳、氮及其稳定同位素变化特征 |
| 4.1.2 沉积有机碳埋藏通量变化特征 |
| 4.2 岩芯沉积有机碳来源分析 |
| 4.2.1 沉积有机碳来源 |
| 4.2.2 岩芯海源、陆源有机碳的变化特征 |
| 4.2.3 冰期旋回中有机碳来源变化的影响因素 |
| 4.3 小结 |
| 5.冰期旋回中古生产力记录及其影响因素 |
| 5.1 古生产力指标的轨道尺度记录 |
| 5.2 地质历史时期古生产力演化的影响因素 |
| 5.2.1 风尘输入 |
| 5.2.2 营养盐供应 |
| 5.2.3 水文环境 |
| 5.3 小结 |
| 6.西北太平洋40 万年来有机碳埋藏保存及环境指示意义 |
| 6.1 有机碳埋藏保存的影响因素 |
| 6.1.1 水体氧化还原环境对有机碳保存的制约 |
| 6.1.1.1 水柱溶解氧 |
| 6.1.1.2 沉积物-水界面氧化还原条件 |
| 6.1.2 粘土颗粒对有机碳的吸附与沉降 |
| 6.2 冰期旋回中有机碳埋藏保存的变化模式及其环境指示意义 |
| 6.3 小结 |
| 7.总结与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历及攻读学位期间论文发表情况 |
（8）北黄海西部细颗粒物质的跨锋面输运及其沉积环境效应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 中国东部陆架区泥质沉积的形成与演化 |
| 1.2.2 中国东部陆架区东亚季风的反演 |
| 1.2.3 中国东部陆架锋面及其沉积和生态效应 |
| 1.2.4 中国东部陆架物质的跨锋面输运 |
| 1.3 待解决的问题 |
| 1.4 本文的工作 |
| 2 研究区概况 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 风场 |
| 2.3 潮汐 |
| 2.4 环流 |
| 2.5 底质类型 |
| 2.6 泥质沉积的物质来源 |
| 3 材料与方法 |
| 3.1 野外工作 |
| 3.2 室内工作 |
| 3.2.1 粒度测试 |
| 3.2.2 AMS~(14)C测年 |
| 3.2.3 地球化学特征分析 |
| 3.3 端元含量计算 |
| 3.4 遥感数据分析 |
| 3.4.1 海平面高度 |
| 3.4.2 海表温度及锋面计算 |
| 3.4.3 海表悬沙浓度 |
| 4 北黄海西部泥区与辽东半岛东岸泥区泥区地层结构的空间特征及联系 |
| 4.1 沉积相及地层年代 |
| 4.2 柱状样粒度组成的垂向变化 |
| 4.3 浅地层剖面的空间结构 |
| 4.3.1 北黄海西部泥质沉积 |
| 4.3.2 辽东半岛东岸泥质沉积 |
| 4.4 北黄海泥质沉积间的联系 |
| 4.5 本章小结 |
| 5 北黄海西部与辽东半岛东岸泥区的物源辨析 |
| 5.1 泥质沉积的粒度特征 |
| 5.2 泥质区沉积物的元素地球化学特征 |
| 5.2.1 平面分布特征 |
| 5.2.2 垂向分布特征 |
| 5.3 讨论 |
| 5.3.1 泥质区的物源辨析 |
| 5.3.2 泥质区不同来源沉积物的分布 |
| 5.4 本章小结 |
| 6 细颗粒沉积物由山东半岛北岸扩散至辽东半岛东岸的关键过程:跨锋面输运 |
| 6.1 冬季风暴在北黄海的特征 |
| 6.2 海平面异常对冬季风暴的响应 |
| 6.3 水体特征参数分布对水团流动的响应 |
| 6.3.1 水体特征参数的空间分布 |
| 6.3.2 海表温度的季节变化 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 山东半岛北岸沉积物跨锋面离岸输运 |
| 6.4.2 辽东半岛东岸沉积物跨锋面向岸输运 |
| 6.4.3 辽东半岛东岸泥区沉积物跨锋面输运通量估算 |
| 6.5 本章小结 |
| 7 跨锋面强度变化的沉积环境效应 |
| 7.1 泥质区沉积环境演化及其沉积记录 |
| 7.1.1 泥质区沉积速率的变化 |
| 7.1.2 物质来源的阶段性变化 |
| 7.1.3 沉积环境演化记录 |
| 7.2 全新世以来黄海暖流及东亚冬季风的演化 |
| 7.3 物质跨锋面输运的沉积环境效应 |
| 7.4 本章小结 |
| 8 结论、创新点和展望 |
| 参考文献 |
| 个人简历及博士期间完成论文情况 |
| 致谢 |
| 附录 |
（9）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 |
（10）东海闽浙沿岸全新世古气候和古环境演变的生物标志物记录（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 生物标志物用于指示古气候环境变化 |
| 1.3 典型脂类生物标志物 |
| 1.3.1 正构烷烃 |
| 1.3.2 醇酮类 |
| 1.3.3 游离态脂肪酸 |
| 1.3.4 GDGTs |
| 1.4 有机地球化学在东海全新世古气候和古海洋研究中的应用进展 |
| 1.4.1 有机质整体指标和脂类生物标志物应用于东海古气候和古海洋研究的机理 |
| 1.4.2 东海沉积物有机质来源研究 |
| 1.4.3 东海全新世古气候和古海洋研究 |
| 1.4.4 存在的问题与认识 |
| 1.5 本文拟解决的关键科学问题 |
| 1.6 论文技术路线 |
| 第二章 研究区概况及样品信息 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 闽浙沿岸泥质区地质地理概况 |
| 2.1.2 闽浙沿岸泥质区气候条件概况 |
| 2.1.3 中国东部边缘海末次冰期以来海平面变化 |
| 2.2 样品采集和处理 |
| 2.2.1 表层样和柱状样样品采集和处理 |
| 2.2.2 全新世钻孔样品采集和处理 |
| 2.3 样品分析方法 |
| 2.3.1 粒度分析和微体古生物鉴定 |
| 2.3.2 放射性核素测定 |
| 2.3.3 AMS~(14)C和光释光测年 |
| 2.3.4 TOC、TN及δ~(13)CTOC分析 |
| 2.3.5 生物标志物分析 |
| 第三章 近160年闽浙泥质区沉积物有机质来源及其气候环境指示意义 |
| 3.1 沉积物粒度 |
| 3.2 沉积物年龄 |
| 3.3 TOC和TN及其同位素的组成特征及来源 |
| 3.4 正构烷烃和醇类的组成特征及来源 |
| 3.5 脂肪酸的组成特征及来源 |
| 3.6 GDGTs的组成特征及来源 |
| 3.6.1 GDGTs的组成特征 |
| 3.6.2 IsoGDGTs的来源 |
| 3.6.3 BrGDGTs的来源 |
| 3.6.4 总GDGTs的来源 |
| 3.7 不同来源有机质的定量计算 |
| 3.8 不同来源有机质变化的影响因素 |
| 3.9 脂肪酸指标对气候环境变化的指示意义 |
| 3.9.1 脂肪酸指标对微生物群落的指示意义 |
| 3.9.2 游离态脂肪酸的环境指示意义 |
| 3.10 微生物对古气候环境变化的指示作用 |
| 3.10.1 GDGTs“源-汇”的影响因素 |
| 3.10.2 海水表层温度重建 |
| 3.10.3 长江中下游年平均大气温度和土壤pH的重建 |
| 3.10.4 气候环境因素对海水表层温度和大气温度的差异性影响 |
| 3.11 本章小结 |
| 第四章 近160年闽浙泥质区浮游植物生产力及群落结构变化 |
| 4.1 浮游植物生物标志物结果 |
| 4.2 讨论 |
| 4.2.1 浮游植物生产力及群落结构变化的主要因素 |
| 4.2.2 浮游植物生产力及其群落结构对自然气候环境变化的响应 |
| 4.2.3 浮游植物生产力及其群落结构对人类活动影响的响应 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 闽浙泥质区全新世古气候和古环境重建 |
| 5.1 ECS-1302钻孔信息 |
| 5.1.1 年代格架、沉积序列划分和沉积相分析 |
| 5.1.2 全新世有机质来源变化 |
| 5.1.3 浮游植物生产力及其群落结构变化 |
| 5.2 古气候环境变化 |
| 5.2.1 海平面变化和冰融水事件记录 |
| 5.2.2 黑潮强度变化 |
| 5.2.3 沿岸流变化 |
| 5.2.4 “8.2kaBP”事件记录 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 主要结论与认识 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
四、Reconstructing sea surface temperature, sea surface salinity and partial pressure of carbon dioxide in atmosphere in the Okinawa Trough during the Holocene and their paleoclimatic implications（论文参考文献）
- [1]亚洲季风区MIS7/6阶段高分辨率石笋记录的多指标研究[D]. 梁七丹. 南京师范大学, 2021
- [2]中国潮间带滩涂沉积物碳氮磷的埋藏特征[D]. 陈杰. 华东师范大学, 2021
- [3]江淮地区高分辨率湖泊沉积记录的过去1800年环境演变[D]. 蒋诗威. 中国科学技术大学, 2021(09)
- [4]现代海洋沉积脂类对高温环境与高纬粉尘输入的指示意义[D]. 杨义. 中国地质大学, 2021
- [5]MIS 3期以来南极罗斯海生产力和深海通风演变的沉积记录[D]. 崔超. 自然资源部第一海洋研究所, 2021(01)
- [6]北太平洋皇帝海岭表层沉积物地球化学特征及其环境意义[D]. 陈洁. 自然资源部第一海洋研究所, 2021
- [7]西北太平洋40万年来有机碳埋藏保存及古生产力演化[D]. 张钰莹. 自然资源部第一海洋研究所, 2021
- [8]北黄海西部细颗粒物质的跨锋面输运及其沉积环境效应[D]. 石勇. 南京大学, 2020
- [9]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)
- [10]东海闽浙沿岸全新世古气候和古环境演变的生物标志物记录[D]. 陈立雷. 中国地质大学, 2018(07)