一、川西松潘地区中三叠世拉丁期的瓣鳃类和牙形石（论文文献综述）
李洪奎[1]（2020）在《四川盆地地质结构及叠合特征研究》文中认为盆地与造山带研究是地质学家关注的热点问题,盆地的研究也是地球系统科学的重要组成部分。位于青藏高原东缘的四川盆地是环青藏高原盆山体系中的重要构造单元,也是经历了多旋回构造演化的克拉通内含油气叠合盆地。研究四川盆地的内部结构、不同时期的盆地类型与纵向上的叠置关系,对于四川盆地乃至扬子克拉通构造演化研究,加快四川盆地海相碳酸盐岩的勘探步伐,拓展四川盆地的勘探新领域,进一步扩大资源规模都具有重要意义。目前对四川盆地地质结构的认识已经有诸多成果,但仍然存在一些问题。对基底结构的研究主要依靠重磁电资料的解译,缺乏最新地震剖面的约束;盖层结构的刻画随着盆地资料精度的提高有待细化;不同地质历史时期的原型盆地性质需要深化研究;基底对盖层发展演化的影响研究比较薄弱,急需攻关,以提高对盆地的整体认识。因此,论文以四川盆地这一复杂含油气盆地为研究对象,在盆地动力学理论指导下,利用最新的地质、地球物理资料,对盆地内部不同时期的建造与改造进行详细剖析,揭示四川盆地的结构与不同时期发育的盆地原型,建立盆地演化序列及叠合模式,并对盆地叠合演化的动力机制、基底对盖层构造演化的控制作用进行探讨。取得的主要成果与认识如下:（1）在基底结构方面,厘定出17条呈“棋盘格式”展布的基底断裂,提出了四川盆地基底具有纵向上的三分性和横向上的三分性。纵向上由结晶基底、褶皱基底和沉积基底组成,横向上由峨眉-成都-三台、泸州-重庆-开江和广元-南江三个磁性不同的岩块组成。同时将四川盆地基底划分为3个二级构造单元（川中基底隆起带、川西基底拗陷带和川东基底拗陷带）、7个三级构造单元（川西南、川西北、川南、川中、川北、川东南和川东北基底构造带）。（2）在盖层结构方面,识别出五个明显的区域不整合面,将盖层在纵向上自下而上可划分为五个构造层:震旦系-志留系构造层（Z-S）、下二叠统-中三叠统构造层（P1l-T2l）、上三叠统须家河组一段-三段构造层（T3x1-T3x3）、上三叠统须家河组四段-侏罗系构造层（T3x4-J）、白垩系-第四系构造层（K-Q）。（3）在原型盆地叠合演化方面,提出处于地壳震荡环境下的四川盆地自下而上形成了海相克拉通裂陷盆地（Z-S）、海相克拉通拗陷盆地（D-T2l）、海陆交互相断陷盆地（T3x1-T3x3）、陆相拗陷盆地（T3x4-J）、前陆盆地（K-Q）等原型盆地的有序叠合。（4）在基底对盖层的控制作用方面:（1）认为基底结构及基底深大断裂控制了盆地现今的宏观构造格局。基底在横向上的三分性和“棋盘格式”的基底断裂系统致使现今盆地呈现出具有菱形边框、西部凹陷、中部隆起和东部强烈变形的特征。（2）厘定出基底断裂及基底活动控制了乐山-龙女寺古隆起的发育。北东向华蓥山断裂、龙泉-通江断层以及北西向厚坝-蓬安-丰都断裂控制了乐山-龙女寺古隆起构造形态、展布,基底堑垒式构造差异活动导致乐山-龙女寺古隆起进一步抬升剥蚀,古隆起范围扩大。（3）认为基底断裂的分期活动控制了活动时期的沉积格局。早寒武世晚期,华蓥山断裂、齐岳山断裂、厚坝-蓬安-丰都断裂、南江-通江-开江断裂及乐山-龙女寺古隆起控制了整个四川盆地龙王庙组沉积格局;晚二叠世长兴期,南江-通江-开江断裂与昭化-碧泉-达州断裂、厚坝-蓬安-丰都断裂与遂宁-合川断裂为两对倾向相对的正断层,由于基底断裂的差异性活动,在盖层形成北西向展布的开江-梁平海槽与篷溪-武胜台凹,以及相伴的地垒构造,由此形成晚二叠世四川盆地“三隆两凹”的古地理格局,控制了这一时期的沉积格局。
段雄[2]（2019）在《上扬子地区二叠纪末-三叠纪初地质事件：紊乱古海洋的沉积响应》文中研究指明二叠纪末发生了显生宙最为严重的生物集群灭绝事件,接踵而至的是早三叠世漫长的生物复苏期,从而导致古生代型生态系让位于中生代型生态系。关于这次生物大灭绝的机制以及生物复苏期的古海洋条件、古气候背景一直吸引着众多地质学家。鉴于此,本文以上扬子地区不同沉积环境下的广元上寺、重庆北风井、重庆北碚白庙子、南川东胜、江油鱼洞子和青川大沟里二叠系—三叠系界线地层剖面为研究载体,以沉积学为主要研究手段、古生物学和地球化学为辅助手段,对上扬子地区二叠纪末—三叠纪初的地质事件和沉积特征作详细分析和系统研究,并讨论该地区的海平面下降、火山活动对二叠纪末生物大灭绝的影响,以及早三叠世一些异常沉积所反映的古海洋物理化学条件对生物复苏的作用。上扬子地区在二叠纪末普遍发生了相对海平面下降事件,其对二叠纪末生物大灭绝事件的影响甚微。碳酸盐岩台地沉积环境下的重庆北风井剖面长兴组顶部可见两个古暴露面,具喀斯特化且被古土壤充填,分别代表了两次相对海平面下降事件。在相对深水沉积环境下的广元上寺剖面,由于指示海平面变化的沉积学标志较难识别,故采用基于自然伽马数据的小波分析方法进行高频层序划分,并在此基础上利于Fischer图解来判定海平面变化,结果亦显示二叠纪末有区域海平面下降事件,并一直延续到早三叠世初期。此外,从重庆北风井剖面中生物对两次相对海平面下降事件的响应结果可以发现,第一次海平面下降导致部分生物发生种属更替或者死亡,第二次海平面下降虽然与生物大灭绝在时间上较为吻合,但是本文认为海平面下降对生物大灭绝作用有限,造成二叠纪末生物灭绝的主要原因是发生在海退过程中的火山活动。上扬子地区在二叠系—三叠系之交经历了数次规模不一的火山活动,其可能是二叠纪末生物大灭绝的主要因素。研究区二叠系—三叠系界线地层均夹多套粘土层,根据界线地层的稀土元素分析结果显示,界线地层内的稀土元素配分特征与华南地区界线附近火山灰较为相似,表明上扬子地区在该时期持续受到火山作用的影响。大部分微量元素在界线粘土和非界线粘土层均表现出异常且垂向上变化特征比较一致,暗示粘土层是环境变化的标志。此外,由于界线粘土之下亦有多套粘土层,但是生物灭绝事件仅与界线粘土层耦合,故推测多脉冲式的火山喷发产生的累计效应与生物灭绝可能没有直接的相关性,且华南地区的火山活动影响范围有限,二叠纪末生物大灭绝的触发机制可能与全球范围内大规模、多源性火山在短时间内同时喷发有关。上扬子地区早三叠世广泛发育以微生物岩、砾屑灰岩和巨鲕灰岩等为代表的特殊碳酸盐沉积,表明该时期古海洋环境处于十分紊乱的状态。微生物岩种类繁多,有纹层状微生物岩、微小穹隆状微生物岩、凝块石状微生物岩等,微生物丘、巨鲕和微生物球状粒均为微生物成因,表明早三叠世是微生物勃发的时期。根据砾石的形态和结构可以将砾屑灰岩分为角砾状灰岩和扁平砾屑灰岩,露头上可见大型同沉积变形构造、液化岩脉、重力断层、“刺穿层理”和包卷构造等地震成因构造,以及风暴介壳层和形态各异的渠模构造,表明其形成机理可能与风暴和地震等事件有关。对“错时相”沉积的成因机理、微生物岩丘内腹足和介形虫所指示的有氧环境以及地震事件沉积标志的综合分析,显示研究区早三叠世海洋物理化学条件为整体缺氧、局部和间歇性海水含氧量增加,海水处于碳酸钙过饱和状态,且季风气候催生的频繁风暴作用和区域构造活动引发的多期地震作用进一步导致海洋动荡。综上推测,早三叠世极端恶劣的古气候条件、古海洋环境和强烈的区域构造活动是导致上扬子地区生物迟滞复苏的重要原因。本次论文较为系统的研究了上扬子地区二叠纪末—三叠纪初的一系列重大地质事件,如海平面下降事件、火山事件、微生物勃发事件、风暴事件和地震事件等,建立了该时期紊乱古海洋下的地质事件时间序列。二叠纪末火山喷发过程中伴随着相对海平面下降,但是海平面下降至三叠纪初停止,而火山活动在早三叠世并未停歇。微生物在三叠纪最早期开始繁盛,风暴、地震事件的启动事件略晚于微生物勃发事件,两者均贯穿整个早三叠世。
许光[3]（2019）在《四川盆地东北缘三叠纪构造体制转换与多种能源矿产成藏（矿）特征研究》文中提出四川盆地从新元古代至新生代经历多期构造运动,对盆地进行不同程度的构造改造,为多种能源的共生富集提供有利条件。三叠纪是四川盆地构造体制发生转换的重要时期,构造环境从被动大陆边缘转换为前陆盆地,海相沉积环境转变为陆相沉积。构造体制转换过程引起的沉积相变、构造改造和物源变化为油气、页岩气、钾盐、锂矿等多种能源矿产资源赋存创造了良好的时间和空间条件,孕育了元坝气田、普光气田、农乐钾盐矿、广旺煤田、华蓥山煤田等大型矿（气）田。川东北地区下三叠统嘉陵江组和中三叠统雷口坡组富集油气、钾盐、锂矿,上三叠统须家河组富集煤、油气、页岩气。嘉陵江组、雷口坡组时期,四川盆地东北缘处于从向北倾斜的陆架-斜坡转向北侧隆起的海相前陆的障壁岛沉积环境,主要沉积相为潮坪-泻湖-盐湖相等,盐类、锂矿主要富集在潮上带盐溶角砾岩以及白云岩中,油气主要富集在礁滩和粒屑滩的灰岩、生物碎屑灰岩和鲕粒灰岩等有利储层中。须家河组时期,研究区处于前陆盆地陆相沉积环境,沉积相主要为冲积扇-三角洲-湖泊相,煤炭主要富集在三角洲沼泽相煤层中,油气储集在河流-三角洲相的砂岩中。三叠系天然气主要赋存于三种类型的含油气系统中:下生上储型含油气系统的飞仙关组鲕粒滩白云岩、嘉陵江组缝隙型碳酸盐储层中,自生自储型的须家河组碎屑岩中和上生下储型的雷口坡组风化壳地层中。煤炭主要赋存于须家河组须一段、须三段陆相地层中。岩盐主要由固相岩盐和卤水型盐矿两种类型赋存于嘉陵江组和雷口坡组地层中。古构造分析表明,古凹陷为成盐的有利区域,而古凸起周缘发育的礁滩相成为油气有利区。后期构造运动使得嘉陵江组和雷口坡组发育滑脱层,为多种能源的共生提供条件。矿物学、岩石学和年代学等综合分析表明,研究区绿豆岩是钾盐中钾元素的重要来源,其物源主要来自北大巴山地区252Ma岩浆岩。嘉陵江组和雷口坡组油气主要来自晚二叠世、中三叠世和晚三叠世烃源岩。须家河组重矿物和电子探针表明,物源主要来自北大巴山。根据盆地周缘造山带流体的体系组成及内部的有机流体特征角度系统,研究区油气和钾盐、锂矿等多种能源矿产资源受控于同一造山带流体。四川盆地构造体制转换过程中构造流体分为两期,早期为主要的成矿（藏）流体,均一温度较高,晚期流体与成矿（藏）无关,均一温度较低。盐水-油气流体运移时限为晚三叠世,与印支期-燕山早期的逆冲推覆造山作用相一致,造山带流体作为载体及源区参与盆地内多种能源的物质来源、运移和储集过程。
黄涵宇[4]（2018）在《川东南地区古隆起形成演化及其控油气作用》文中研究表明对盆地内部大型古隆起地质结构认识的逐渐加深,往往伴随着重要的油气勘探发现,前期丰富的油气勘探成果表明,泸州古隆起是四川盆地重要的聚油气构造单元之一。同时,泸州古隆起的形成与演化又受到了多种地质因素的影响,它是扬子板块内部变形与周缘地块在印支期造山运动的联合响应,是研究盆-山耦合关系与盆地叠加改造过程的天然场所。借助于大量的地震反射剖面和钻井资料,结合野外勘查等资料,较为详细地刻画了泸州古隆起的时空分布特征及构造-沉积演化史。结合研究区大地构造背景,进一步分析了泸州古隆起形成、演化的动力学过程与特征,提出了泸州古隆起的成因机制模型。基于断层相关褶皱理论对研究区地震剖面进行精细的构造解释,详细分析了泸州古隆起的后期叠加变形样式,利用平衡剖面复原和地质模型正演模拟等方法还原了泸州古隆起的后期叠加变形过程。在充分认识泸州古隆起形成、演化与后期叠加改造过程的基础之上,通过对泸州古隆起核部及外围地区典型油气成藏模式的分析,详细地探讨了古隆起的动力学演化过程中对油气成藏的控制作用。本次研究取得了如下结论:（1）四川盆地东南部地区发育印支期的泸州古隆起,其长轴走向为北东-南西向,为典型的挤压叠加型古隆起,其形成演化具有明显的阶段性,几乎横跨了整个三叠纪时期。（2）泸州古隆起的形成与演化受控于周缘地块的印支期造山运动,是在扬子地块东南缘的雪峰山造山带自东向西递进性的挤压、迁移过程中,形成的前缘隆起带。（3）泸州古隆起核部地区被卷入了后期的构造变形带中,主要受控于基底浅变质岩、寒武系膏盐岩、志留系泥岩和三叠系膏盐岩等四套滑脱层控制,发育了对应的四套构造变形层,具有典型的分层变形特征。（4）后期的叠加构造变形使得古隆起原始形态被改造,其核部地区所遭受的叠加变形作用具有由南往北呈逐渐增强的趋势,原始的泸州古隆起核部形态更加接近于一个对称的椭圆形,其长轴平行盆地的东部边缘,呈北东-南西走向。（5）泸州古隆起的形成、演化过程对研究区生、储、盖组合发育特征具有重要的控制作用,早期的油气成藏与油气调整再分配过程受到了古隆起继承性发展的制约,后期的构造叠加改造对研究区内油气藏起到了改造与破坏的双重作用。
韩兆诣[5]（2018）在《甘孜—理塘结合带南段玄武岩特征及构造意义》文中认为甘孜-理塘结合带是中国大陆地壳中三江特提斯造山带与松潘-甘孜造山带的重要组成部分,是川西义敦古岛弧与扬子地块碰撞的缝合线,代表着在晚二叠世-早三叠世打开,于晚三叠世末期闭合的洋盆。玄武岩是甘孜-理塘结合带中蛇绿混杂岩的重要组成部分,其地质地球化学特征是探讨结合带以及松潘-甘孜造山带地质构造演化的重要对象之一。本文主要对甘孜-理塘结合带南段四川省木里、稻城、理塘县一带蛇绿混杂岩中的玄武岩进行了详细的野外地质调查和室内综合资料研究。从岩石学、地球化学、同位素年代学和大地构造背景等方面,详细的分析了该蛇绿混杂岩的组成成分、组合特征,对其中玄武岩的地质地球化学特征、构造环境、形成时代进行了较为深入的研究,探讨了甘孜-理塘结合带南段的地质构造演化。甘孜-理塘蛇绿混杂带的边界均为断裂,其内部也发育有与周围构造线相一致的大小断裂和韧性剪切带。该带具有十分复杂的物质组成,主要为一套“整体无序、局部有序”地质体组成。根据其物质组成、形成环境及时代,可划分为基底残片、外来岩片（斜坡-盆地边缘沉积）、洋岛-海山组合、洋内弧、洋盆系统等多个单元。超基性岩与基性火山岩建造、深海碎屑岩建造以及混杂其中的外来灰岩岩块共同构成甘孜-理塘蛇绿混杂岩带。甘孜-理塘蛇绿混杂岩带中玄武岩分布广泛,依据岩石学、岩石地球化学特征可划分为洋岛型玄武岩及大洋中脊玄武岩。洋岛型玄武岩与厚层状-块状颗粒灰岩共生,属于理塘蛇绿混杂岩带的洋岛-海山组合。具低K2O、Na2O,高MgO、FeO的特征,属钠碱性系列拉斑玄武岩;稀土元素含量较高,轻重稀土分馏程度较高,表明由地幔岩经低度部分熔融所产生的;微量元素方面,岩石中的大离子亲石元素变化较大,可能是由于后期蚀变及风化作用影响形成的,不代表原生岩石的特征。大洋中脊玄武岩属甘孜理塘蛇绿岩组成部分,具低TiO2、K2O、Na2O,高MgO、Fe O的特征;稀土元素配分型式既有与夏威夷等洋岛玄武岩类似的右倾斜的轻稀土富集型曲线,也有与大洋中脊玄武岩类似的平坦型曲线,反应了本区洋中脊玄武岩的复杂性。微量元素蛛网图曲线整体具有Ba、Th、Ta富集,K、Nb亏损的特征。综合分析认为洋底-洋脊玄武岩产于洋盆环境,属于大洋中脊低钾拉斑玄武岩系列。洋底-洋脊玄武岩初始岩浆的形成可能与尖晶石二辉橄榄岩部分熔融有关,而洋岛-海山玄武岩初始岩浆的形成可能与石榴石橄榄岩部分熔融有关。大洋中脊玄武岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果为219.73-222.17Ma,岛弧玄武岩为219.35±0.45Ma,表明其时代为三叠世晚期。在硅质岩中取得放射虫化石,为假桩球虫Pseudostylosphaera sp.及隐王冠虫Cryptostephanidium sp.,其时代为中三叠世拉丁期,可能为甘孜-理塘洋强烈扩张的时期。上述研究表明,本区理塘蛇绿混杂岩带在晚二叠世末期随澜沧江洋的关闭和金沙江洋壳向西俯冲,开始形成甘孜-理塘洋盆。早-中三叠世,甘孜-理塘大洋迅速扩张,中三叠世扩张至最大范围,晚三叠世甘孜-理塘洋壳由东向西俯冲消减,并于晚三叠世末期闭合,形成义敦岛弧火山岩带。在晚三叠世诺利晚期-瑞替期,义敦火山岛弧与其东侧的雅江北东大陆边缘发生碰撞,形成碰撞造山带,甘孜-理塘蛇绿混杂岩就是此次板块碰撞作用的产物。
李波[6]（2017）在《川西地区早-中三叠世古生物地理研究》文中研究说明四川西部三叠纪生物化石比较丰富,有腕足类、珊瑚、菊石、牙形石、双壳类和有孔虫等,这些生物的地理分布具有一定的规律性特征。对研究区早-中三叠世生物化石的地理分布特征的分析表明,研究区边缘区域的汶川-茂县-大邑大飞水地区以及广元-南江-通江地区生物属、种与松潘生态区生物属、种的相似率比较高。这种现象表明,此时,研究区边缘区,特别是广元-南江-通江地区为松潘甘孜深水海盆的一部分,说明了研究区的边缘区属于松潘甘孜海槽向扬子区内延伸的部分,反映了不同的板块对生物地理的分布特征具有一定的控制作用。晚二叠世-早三叠世早期在研究区西部、北部边缘地区存在的海槽自早三叠世晚期开始至中三叠世时期已经完全消失,研究区已经完全形成了统一陆表海型碳酸盐岩台地。因此,古生物地理特征的研究对于研究区古板块的恢复有一定的意义。
柳山[7]（2017）在《贵州织金北部三叠系含水层中浅层高烃地下水成因及其环境意义》文中认为高烃地下水是指地下水中总石油类浓度超过0.05mg/L（地表水环境质量标准（GB3838-2002）Ⅲ类水质标准）的地下水。按成因分为次生及原生高烃地下水。不同于次生高烃地下水,原生高烃地下水是在天然环境中形成,会极大的消减地下水受纳有机烃类的能力并引发一系列环境问题。在历时五年对贵州织金北部地区三叠系浅层含水层水质监测过程中,发现区内大部分作为饮用水源的地下水中石油类浓度长期超过0.05mg/L,而痕量的次生有机物,不能形成长期大范围高烃地下水现象,指示原生浅层高烃地下水的存在。本文运用室内外实验相结合的方法,主要开展两方面进行研究:1、贵州三叠系地层生烃潜力探究;2、地层中有机质向浅层地下水环境中迁移转换途径探究。具体研究内容及成果主要体现在以下四个方面:A.“补”——三叠系浅层原生高烃地下水的来源研究区三叠系地层具备一定程度释烃能力。通过对区内三叠系下统永宁镇组（T1yn）至上统须家河组（T3x）地层的沉积环境、古生物类型、化学组分、生烃潜力及生物标志物特征分析,发现区内三叠系地层沉积过程整体呈现海相逐渐向陆相转变的特点,存在多个海进与海退旋回。不同时期地层生烃潜力不一。永宁镇组四段（T1yn4）及关岭组三段（T1g3）地层具备相对较高的生烃潜力,岩性均以白云岩或灰质白云岩为主,有机质母源以海相低等生物为主,存在陆源碎屑输入,大部分形成于还原性环境。其次为关岭组二段（T2g2）地层,岩性以灰岩为主,有机质母源主要受海相藻类输入,偶见陆源碎屑输入,形成于还原性环境。永宁镇组三段（T1yn3）、关岭组一段（T2g1）及法郎组（T2f）地层的生烃潜力较低。须家河（T3x）地层为陆相沉积,生石油烃潜力极小。B.“径”——水岩烃相互作用释烃理论水岩中有机质同源。有机质进入地下水的可能途径包括溶蚀释烃及抽提释烃。根据研究区各地层生烃潜力差异及水文地质条件特征,针对不同含水层、深度及补径排区进行地下水质监测,分析地下水中元素组分、氢氧同位素、锶同位素、次生有机物及对比水岩中生物标志物特征。结果显示研究区内地下水矿物元素改造基本来自背景地层,存在较强的水岩相互作用。岩石及地下水中正构烷烃在重碳区分布规律极为相似,指示有机质同源,而轻饱和烃难以在地下水中检出,主要由其理化性质决定,饱和烃碳数越小,越不易进入浅层地下水环境。C.“排”——生烃潜力层释烃能力及主驱动力岩层溶蚀程度是释烃作用的主要驱动力,抽提释烃在溶蚀释烃基础上进行,对释烃有一定的促进作用。野外溶蚀试验及室内物理模型结果发现地层释烃量与溶蚀量呈正比,且永宁镇组四段（T1yn4）地层呈现“陡变”规律,指示其为有机质“储层”,而关岭组三段（T2g3）地层呈现“缓变”规律,指示其为有机质“生油层”。虽然抽提释烃模型中,释烃量远高于溶蚀释烃模型,但在天然环境中,地下水中有机质浓度低,抽提释烃作用微弱。在假设条件:（1）以地下水系统为单位;（2）系统内富水性均一;（3）系统内不存在大型集中式管道;（4）地下水中矿物元素来源于背景地层;（5）不考虑地下水流动对总石油类浓度稀释富集作用;（6）岩层释烃全部进入地下水中,且在地下水中均匀分布的情景中,估算大龙井-以冲沟岩溶地下水系统总石油类浓度。结果显示,基于地下水中矿物组成估算浅层地下水中总石油类浓度约为0.050.50mg/L,接近野外实测值。基于野外溶蚀试验数据估算浅层地下水中总石油类浓度约为4.60mg/L大于实测最大值,此方法仅适用于岩石溶解受裂隙溶解控制,且溶蚀试验切块的裂隙发育具有代表性时,具有一定可靠性。D.“应用”——金沙小区三叠系含水层原生高烃地下水预评价金沙小区主要出露三叠系地层,总出露面积占36.92%,主要生烃潜力层为永宁镇组四段（T1yn4）及关岭组三段（T2g3）。在假设条件:（1）以地下水系统作为一个单元;（2）排泄区地下水中钙镁离子全部来源于水岩交换作用;（3）仅考虑水岩交换程度同水岩接触时间有关;（4）不存在集中式径流管道;（5）当地下水中总石油类浓度达到0.04mg/L时,认为系统内可能出现浅层原生高烃地下水现象的前提下,结合金沙小区地形坡度及地貌特征,对其三叠系含水层进行原生高烃地下水战略评价,认为浅层原生高烃地下水可能在小区南部,中部,西北及东北部,特别在地形坡度较缓的灰岩分布区和岩层较为破碎的白云岩分布区,当水中Ca2+、Mg2+浓度分别达9.15mg/L和5.45mg/L时,有可能出现原生高烃地下水现象。
姬国锋[8]（2016）在《川西北绵竹汉旺地区卡尼期气候事件关键沉积层响应》文中提出晚三叠世的卡尼期气候事件是继晚二叠世末地质事件之后又一全球显着的气候事件之一,在中国的川西北绵竹汉旺地区、贵州、云南等地被等时的识别出来。卡尼阶在川西北青岩沟和观音崖剖面上沉积序列自下到上表现为鲕粒灰岩—生屑灰岩—海绵礁灰岩—凝灰岩—黑色页岩—粉砂岩的变化,展现出从碳酸盐岩到碎屑岩的岩性变化,这一变化是卡尼期气候事件碳酸盐岩生产力下降,陆源碎屑物质增多的证据,凝灰岩薄层也展现了该时期火山活动的迹象。通过对川西北绵竹汉旺地区的观音崖、青岩沟剖面实地野外勘察、采样、室内薄片和古生物化石鉴定以及地球化学分析测试,对观音岩和青岩沟剖面的关键沉积层分别进行了标定,观音崖剖面从海绵礁灰岩到黑色页岩为关键沉积层,青岩沟剖面从古喀斯特面开始到凝灰岩之上的黑色页岩沉积为关键沉积层。根据岩石学特征、古生物学沉积特征等资料,并且将卡尼期气候事件分为卡尼期气候事件发生前、卡尼期气候事件发生时、卡尼期气候事件发生后三个阶段,通过分析发现卡尼期气候事件沉积环境展现出从早期的内缓坡鲕粒滩—中缓坡生屑滩—外缓坡浅滩到中期浅水陆棚环境到晚期的滨海—潮坪环境的变化,这一时期沉积环境不断变化,与海平面不断变化、板块构造运动等方面有着必然的联系。通过对卡尼期岩性突变转面上的黄褐色凝灰岩进行锆石U-Pb同位素测试,计算出黄褐色凝灰岩中锆石的加权平均年龄为233.2±4.9Ma,并根据2012年全球地层年代表中划分卡尼阶的年龄为228.4237Ma,表明该凝灰岩层处于中晚卡尼期,并结合在两个实测剖面中发现和鉴定的菊石和牙形石资料,表明样品发现的地层处于卡尼期中到晚期,由此笔者推出卡尼期气候事件在233.2±4.9Ma附近的中晚卡尼期发生。通过结合前人对全球性卡尼期气候事件成因的分析和总结,笔者针对川西北地区的卡尼期气候事件的成因进行了研究,其中海绵礁的灭绝以及黑色页岩的大套沉积是对卡尼期气候中缺氧海水以及潮湿环境的具体响应,海绵礁的灭绝、凝灰岩层的出现、黑色页岩的大套沉积展现出在板块构造运动、Wrangellia大火成岩省喷发、全球气候环境变化甚至海平面的动荡等一系列因素共同作用下,引发导致卡尼期气候事件在东特提斯地区爆发。
金鑫[9]（2015）在《川西北地区晚三叠世卡尼期气候事件沉积的微相及环境演化》文中研究说明晚三叠世卡尼期气候事件是三叠纪最显着的全球气候变化事件之一,在川西北绵竹汉旺、绵竹观音崖、安县雎水等地马鞍塘组中也被等时识别,主要反映了从碳酸盐岩到碎屑岩的岩性变化。在晚三叠世末期的印支运动效应下,加之晚三叠世极为动荡的古气候特征,使得川西北马鞍塘组沉积环境极为复杂,沉积相划分存在争议。本次研究的目标是厘定川西北卡尼期气候事件沉积的微相特征,探究卡尼期气候事件前后的沉积环境演化过程和规律,及其在古生物学、地球化学等方面的响应。通过野外剖面勘察、采样及室内薄片分析,古生物化石鉴定,地化测试手段,结合国内外卡尼期事件的研究资料及采取岩石沉积微相恢复古环境的方法,对卡尼期地层剖面中碳酸盐岩至陆源碎屑岩段的岩相学、古生物学、地球化学特征进行分析。发现川西北马鞍塘组沉积序列从早卡尼期的生屑—鲕粒灰岩和早卡尼期末发育的硅质海绵礁灰岩,突变为中卡尼期黑色书页状页岩,最后至晚卡尼期钙质粉砂质泥岩、钙质泥质粉砂岩。将马鞍塘组碳酸盐段划分为6个微相类型和17个次级微相微相类型,将碎屑岩段划分为5个微相类型,认为研究区晚三叠世卡尼期环境演化过程从内缓坡鲕粒—生屑滩亚相→中缓坡鲕粒-生屑滩亚相→中缓坡硅质海绵礁亚相→浅海泥亚相→滨海潮坪亚相,最后到小塘子组三角洲前缘亚相的变化。浅海泥亚相的灰黑色钙质泥页岩中生物多见,植物叶片和茎杆化石、黄铁矿丰富,显示着低能贫氧的环境又伴随着淡水输入的过程,这一明显的岩相变化与卡尼期气候事件过程中淡水和陆源碎屑物质大量输入有重要的关系。推测地层序列中碳酸盐补偿深度（CCD）上升,同时依据C、O同位素偏移以及卡尼期菊石标志性分子等特征认为研究区卡尼期事件沉积与西特提斯洋地区卡尼期气候事件具有等时对比性,马鞍塘组中部硅质海绵礁的死亡则可能受海平面升降速率、大火山岩省集中爆发、板块构造运动和季风性气候等因素的影响。这一系列地质现象与晚三叠世古气候复杂多变、海平面升降变化频繁、构造活跃有重大关系。
孙亚东[10]（2013）在《华南古—中生代之交火山作用的古气候影响和生物多样性响应》文中进行了进一步梳理从大地构造旋回角度来看,东特提斯地区从晚古生代到古-中生代之交大致代表了一个洋盆拉张到闭合的过程。其中,晚古生代,特别是中二叠世茅口期,在扬子西南缘峨眉山地区及其以西的金沙江、松潘-甘孜和阿尼玛卿地区大量海底玄武岩的存在,说明此时的东特提斯洋盆很可能处于拉张阶段。晚二叠世末东昆仑等地区放射虫硅质岩的消失和全球泛大陆的形成则可能代表洋盆闭合期。在洋盆闭合期,洋壳板块俯冲导致的岛弧中-酸性火山岩喷发,并在华南二叠纪-三叠纪界线附近形成广泛分布的界线火山粘土。在上述这一拉张到闭合的旋回中,发生了两次大规模的火山活动。这两次火山活动均造成了显着的环境变迁、海洋碳酸盐碳同位素负偏和生物集群灭绝。因此,将这两次大规模的火山活动及其环境和生物效应联系起来进行对比研究,不但可以相互参照和印证,而且可以从地球圈层构造旋回角度来探索岩石圈、大气圈、水圈和生物圈之间的协同演化规律,符合当今地球系统科学所提倡的全球观和系统性的新思想。中-晚二叠世之交,峨眉山及其以西的金沙江,松潘-甘孜和阿尼玛卿地区均大量的玄武岩喷发。其中具有重要影响的为峨眉山火成岩省大规模的玄武岩活动。峨眉山玄武岩主要分布于中国西南的云南、贵州和四川,大多覆盖在中二叠世浅海台地相茅口组灰岩之上。峨眉山玄武岩火山序列中的海相灰岩夹层中保存有瓜达鲁普统生物灭绝的丰富信息。峨眉山火山活动在中国西南瞬间释放了约25万平方公里、50万立方公里的熔岩,引起了巨大的环境灾难并造成大量海生生物的灭绝和陆地生物面貌的改变。分布在中国西南地区的众多剖面因此提供了在同一地区同时研究生物大灭绝和火山爆发的机会。本研究通过详细的牙形石生物地层工作显示了峨眉山火山作用开始于中二叠世Capitanian中期的Jinogondolella altudaensis牙形石带（-263Ma）,以大规模的水-岩浆爆发式喷发为主并伴随以新希瓦格蜓（Neoschwagerinidae）为代表的大型蜂巢（?）类有孔虫和钙藻的大灭绝,这一时间早于传统观点所认为的中-晚二叠世之交；而华南大部分地区的玄武岩活动发生在稍后的J. xuanhanensis带,表现为玄武岩大规模覆盖在茅口组顶部J. xuanhanensis带灰岩之上。这种初始阶段喷发规模小,而随后伴随玄武岩活动在范围和规模上急速扩张的模式,在其它大火成岩省也很常见,如南美洲-纳米比亚的Parana-Etendeka火成岩省。峨眉山玄武岩的喷发和中二叠世的生物灭绝在时间关联支持两者存在因果联系。生物大灭绝早于大幅度碳同位素的负偏,该负偏表现出大火成岩省活动期间海洋-大气碳循环的剧烈波动。沉积学证据也不支持峨眉山火成岩省导致的公里级隆升学说,因为峨眉山喷发于中二叠世的茅口组台地灰岩之上,喷发期间的枕状熔岩等水下喷发证据遍布整个火成岩省,而喷发结束后大火成岩省主要被海陆交互相的龙潭组所覆盖。西伯利亚暗色岩系喷发于二叠纪-三叠纪之交,而火山作用引起的一系列环境效应可能导致了二叠纪末生物的大灭绝。生物大灭绝之后早三叠世的一些独有的现象也一直引起学术界的关注：如极低的生物多样性,大幅度的碳同位素波动,缓慢的生物复苏,早三叠世全球缺煤,缺生物礁和缺硅质岩等现象。海洋生态系统直到中三叠世才得到全面恢复。生物的宏观演化、生态系统的变化往往与环境变化息息相关。因此,研究从古-中生代之交由火山活动引起的环境气候变化和生物响应显得尤为重要。论文以20000多枚牙形石化石为核心材料,在建立详细的生物地层框架的基础上,通过牙形石碳氧同位素的测试分析,首次构建起了华南地区晚二叠世末到中三叠世早期的高精度古海水温度曲线。分析认为二叠纪与三叠纪之交急剧升高的地球温度是生物大灭绝的主要原因,创新性地提出了整个早三叠世是一个海水温度持续波动上升的超级温室期。这一研究结果为认识大灭绝后几百万年时间内生物复苏滞后的原因提供了崭新的思路。赤道海平面温度是衡量地质历史时期环境温度的重要参数,在本文用来作为量化西伯利亚大火成岩省喷发的环境效应的指标。中国华南地区在古-中生代之交是位于古赤道附近的浅海台地,具有世界上该时期最好的海相地层沉积,为本文的研究提供了良好的客观条件。深时古气温恢复需要良好的氧同位素指标,因为很多钙质壳体化石在成岩和石化过程中会发生改变,难以提供可靠的研究材料。本文的研究数据表明古-中生代之交的牙形石氧同位素数据表现出与碳同位素类似的大幅波动,总体在17.5‰到22.5‰之间震荡（NBS-120c=22.6‰）,反应出整个早三叠世气温一直高位震荡到中三叠世（247Ma）。计算氧同位素数据可得出对应的古海水温度：二叠纪长兴期末的海水温度与现在的温度类似,约25℃（现代海洋赤道海平面年平均温度范围为25-31℃）。温度在二叠系-三叠系界线附近迅速上升,穿过现代海洋赤道海平面年平均温度范围,在早三叠世早期达到32℃；温度随后持续上升,在格里斯巴赫中-晚期达到第一个峰值35-38℃。格里斯巴赫期的极热事件造成了很多二叠纪的残存种的灭绝,如牙形石Hindeodus和菊石Otoceras。随后的迪奈尔期气温有所变冷,一直持续到斯密斯期最早期;斯密斯早-中期的温度相对平稳,在随后的斯密斯期-斯帕斯期之交的短暂时间内,海平面温度迅速上升了4℃,峰值可能达到了41℃,是早三叠世的第二个极热事件。在早斯帕斯期海水温度迅速降低,斯帕斯中-晚期海水温度缓慢升高,并保持在高位,斯帕斯期最末期气温有4-6℃的降低,直到中三叠世最早期气温趋于稳定,恢复到与晚二叠长兴期末相似的温度；整个早三叠世的5个百万年中,赤道海平面温度比现代海洋平均高约5-8℃。二叠-三叠纪之交海水温度的急剧升高与二叠纪末的生物大灭绝相吻合,从而证实了二叠纪末快速温室效应是导致这次生物大灭绝的重要原因之一。全球变暖对海洋生物有重要影响,这在晚二叠世生物灭绝后的海洋中表现得十分显着。一般动物的热耐受温度上限为47℃,大部分生物的上限只有40-45℃。随着温度的升高,新陈代谢速率会大幅加强,有氧运动需氧量迅速提升。这一过程一直持续到线粒体不能提供足够的三磷酸腺苷（ATP）,随后动物体即开始进行线粒体的厌氧氧化,但厌氧氧化是不能长期持续的。这一过程随后导致低血氧症（hypoxaemia）,生物体只能通过生成热休克蛋白（heat-shock protein）来短期缓解。而对于海洋生物而言,热耐受温度上限更低,这是因为随着温度的上升,需氧量也随之上升而海水中的氧气溶解度迅速降低,而体液的携氧能力也更低。因此,大部分海洋动物,特别是具有高运动能力和高需氧量的门类（如头足类）,不能在常年超过35℃的水温中生存。这一自然规律可能是导致早三叠世的海洋,特别是赤道地区,低生物量的重要原因之一。这一客观规律在早三叠世的两次极热事件中表现得极为明显：几乎所有的门类在格里斯巴赫中-晚期和斯密斯晚期的极热事件中都受到了很大的打击。许多二叠纪的残存类型在格里斯巴赫中-晚期灭绝；牙形石和菊石在Smithian末期的极热事件中几乎灭绝,双壳和腹足等门类也经历了多样性的显着降低。二叠纪末生物大灭绝后各海洋生物门类长达5个百万年的不均匀复苏一直困扰地质学界。本文对古-中生代之交主要化石门类的分析表明,具有游泳能力和高起源率的门类（如菊石、牙形石）的复苏的更快,且多样性变化与温度变化有吻合关系：高温伴随生物多样性降低,较低的温度伴随生物多样性增高。而固着类型的海洋生物（如腕足,腹足类）也基本遵守这一规律,但总体多样性低于游泳类。而早三叠世的高温对低纬度海洋植物和无脊椎动物施加了重要的抑制作用。如钙藻在华南的早三叠世十分稀少,直到早三叠世晚期（Spathian）才逐步恢复；而同时期北部高纬度地区（如格陵兰岛、英属哥伦比亚、斯皮斯伯根岛）的钙藻则十分繁盛。固着生存的门类,如腕足类、腹足类,由于缺少游泳动物所具有的主动捕食和趋利避害的能力,它们在早三叠世的多样性明显低于游泳类,且在大灭绝后的复苏更为缓慢。高温可以导致动植物向高纬度地区迁移。早三叠世的鱼类主要集中在高纬度地区：世界上许多着名的鱼类化石埋藏点,如马达加斯加岛,格陵兰岛和加拿大英属哥伦比亚等,均产极为丰富的鱼类化石,但都属于南北中-高纬度地区。而中国华南（赤道地区）早三叠世的鱼类化石相对很少；最为着名的江苏句容早三叠世鱼类属于相对偏冷的迪奈尔期,其它时间段的鱼类化石更少,这种现象一直持续到早三叠晚期（Spathian中-晚期）。与海生动物类似,大量的陆地四足兽发现于南非Karoo盆地和俄罗斯等地。南极洲有森林和相当丰富的爬行和两栖动物。因为冷血动物具有很弱的体温能力,不能生活在过冷或过热的气候条件下。这些化石门类集中于高纬度的现象是由于全球变暖导致的生物迁移；而脊椎动物的高迁移力和低依氧热耐受性,使它们在温室时期能够首先离开赤道炎热地区。离片椎类两栖动物在二叠纪末生物大灭绝后的迅速复苏-辐射是早三叠世显着的特点之一。这种早期的两栖动物在三叠纪迅速占领了淡水生态系统的主要生态位。而早三叠世的离椎类两栖动物主要分布于南北纬40°以上;这与现代两栖动物的分布形成鲜明的对比：现代两栖动物主要分布于北纬400和南纬450之间。这是因为冷血动物,特别是两栖动物,体温调节能力极弱,不能适应过高和过低的温度；而早三叠世离椎类两栖动物的高纬度分布暗示了早三叠世的两极地区可能异常温暖。本文的古气温恢复还提供了困扰地质学界古植物灭绝和早三叠世缺煤和动物小型化等原因的最新解释。一般而言,赤道海平面温度在陆地上会被折射得更高,如现代赤道海平面温度为25-31℃,而赤道陆地地区的温度常常达到40-55℃。在早三叠世,这一温度在陆地上可能比现在的陆地最高气温更高。对于C3植物而言,超过30℃时光合作用逐渐减弱,而光合呼吸作用逐渐增强;在超过35℃时光合呼吸作用超过光合作用,大部分植物无法生存（C4植物,如现在的玉米、仙人掌等,在新生代才出现）。而高温也会增加细菌和真菌等分解者的分解能力,如现代亚马逊热带雨林的土壤即非常贫瘠,而前人的研究在早三叠世的南极发现了如今热带气候才有的低腐殖质土壤。低植物量和高分解率导致了早三叠世低纬度地区的陆相碳固定率很低,难以成煤。大体型动物的热耐受性通常更低,与高温下的高幼体死亡率相结合将产生一个小个体占主导地位的化石记录。动物的小型化是早三叠世的一个显着特色,被称为“小人国效应”（Lilliput effect）。多种门类,包括牙形石、腕足和腹足,在早三叠世都有变小的现象。本文将这种现象解释为高温度条件下一种自然现象。动物的小型化现象在地质历史时期的其它温室区间也有发现,如古新世-始新世极热事件（PETM）中哺乳动物发生了明显的变小。大型火山作用,特别是玄武岩大火成岩省的活动,在古-中生代之交的环境变化中起到了至关重要的作用,是影响全球碳循环的重要因素。峨眉山玄武岩的喷发是导致中二叠生物灭绝的重要原因。而西伯利亚大火成岩省诱发的超级温室是导致早三叠世缺煤、生物不均匀复苏、生物向高纬度迁移和小型化的原因。但也要认识到,气候变化是由地球各圈层多种因素共同主导的。短时的极热事件往往显示出正反馈作用,在其它负反馈将碳循环恢复到一种平衡态前,放大和加速初始碳释放的温室效应。这是极热事件通常滞后于初始碳释放（在本文为峨眉山和西伯利亚的火山作用）的一个重要原因。而负反馈作用--如硅酸盐的风化--则可以直接或间接的消耗二氧化碳。在强温室条件下,大陆风化和大气对流作用得到加强；随之而来的中-高纬度强降雨条件会将大量的营养物质带入海洋,从而激发中高纬度地区的海洋生产力,进一步增加海洋碳埋藏,间接消耗二氧化碳温室气体。综上,本文：1.首次构建了从晚二叠世末期到中三叠世早期的华南地区高精度的古海水温度曲线,并指出二叠纪-三叠纪之交古海水温度随着西伯利亚火山作用的喷发迅速升高,而随后的早三叠世则是由火山作用诱发的长达5个百万年的超级温室期;2.研究认为高温是控制早三叠世生物灭绝／复苏的主要因素,也是导致动物发生小型化和向高纬度地区迁移的原因；3.提出超级温室是导致早三叠世缺煤、缺后生生物礁的重要原因之一：4.建立了含峨眉山大火成岩省的高分辨率牙形石生物地层框架,指出峨眉山火山活动主要发生在中二叠世Capitanian中-晚期：5.建立了峨眉山火山活动与中二叠生物危机的时间对应关系——峨眉山的喷发与含蜂巢层的大型（?）类的灭绝和钙藻的转换相耦合；6.通过对茅口组／峨眉山玄武岩接触的野外观察和沉积学研究提出了与峨眉山“地幔柱公里级隆升”学说不同的看法。
二、川西松潘地区中三叠世拉丁期的瓣鳃类和牙形石（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、川西松潘地区中三叠世拉丁期的瓣鳃类和牙形石（论文提纲范文）
（1）四川盆地地质结构及叠合特征研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 叠合盆地研究现状 |
| 1.2.2 盆地动力学研究现状 |
| 1.2.3 四川盆地地质结构研究进展 |
| 1.3 主要研究内容与研究思路 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路与研究方法 |
| 1.4 完成的主要工作量 |
| 1.5 主要创新点 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 区域地层概况 |
| 2.2.1 前震旦系 |
| 2.2.2 震旦系 |
| 2.2.3 古生界 |
| 2.2.4 中生界 |
| 2.2.5 新生界 |
| 2.3 区域构造演化 |
| 2.3.1 扬子克拉通 |
| 2.3.2 秦岭造山带 |
| 2.3.3 龙门山构造带 |
| 2.3.4 松潘-甘孜褶皱带 |
| 第3章 四川盆地基底结构特征 |
| 3.1 盆地深部结构 |
| 3.1.1 航磁异常反映的深部结构 |
| 3.1.2 重力异常反映的深部结构 |
| 3.1.3 岩石圈结构 |
| 3.2 基底断裂分布 |
| 3.2.1 一级基底断裂 |
| 3.2.2 二级、三级基底断裂 |
| 3.3 盆地基底结构特征 |
| 3.3.1 基底的纵向分层结构 |
| 3.3.2 基底的横向分块结构 |
| 3.3.3 基底构造单元划分 |
| 3.4 基底结构形成的动力学背景 |
| 第4章 四川盆地盖层结构及其叠合特征 |
| 4.1 地震剖面基本地质特征 |
| 4.2 不整合面识别与盖层结构 |
| 4.2.1 关键不整合面识别及其特征 |
| 4.2.2 构造层划分 |
| 4.3 不同地质时期盆地原型 |
| 4.3.1 震旦纪-志留纪(Z-S)盆地原型-克拉通裂陷盆地 |
| 4.3.2 泥盆纪-中三叠世(D-T2~l)盆地原型-克拉通拗陷盆地 |
| 4.3.3 晚三叠世早期(T_3x~1-T_3x~3)盆地原型-断陷盆地 |
| 4.3.4 晚三叠世晚期-侏罗纪(T_3x~4-J)盆地原型-拗陷盆地 |
| 4.3.5 白垩纪-第四纪(K-Q)盆地原型-前陆型盆地 |
| 4.4 盆地叠合模式 |
| 第5章 四川盆地基底对盖层的控制作用 |
| 5.1 基底控制盆地后期构造格局 |
| 5.1.1 基底结构控制现今盆地宏观格局 |
| 5.1.2 基底断裂活动控制盆内凹陷与隆起的发育 |
| 5.2 基底控制上覆地层的古构造演化 |
| 5.3 基底断裂对盖层沉积的控制作用 |
| 5.3.1 基底断裂对龙王庙组沉积的控制作用 |
| 5.3.2 基底断裂对长兴组沉积的控制作用 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（2）上扬子地区二叠纪末-三叠纪初地质事件：紊乱古海洋的沉积响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据和来源 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 二叠纪—三叠纪之交海平面变化 |
| 1.2.2 二叠纪—三叠纪之交火山事件 |
| 1.2.3 早三叠世的异常海洋环境 |
| 1.3 研究内容和研究思路 |
| 1.4 论文主要工作量 |
| 1.5 论文创新性研究成果 |
| 第2章 研究区地质概况 |
| 2.1 全球古地理格局 |
| 2.2 研究区构造背景 |
| 2.3 研究区沉积背景 |
| 2.4 地层特征 |
| 2.4.1 上二叠统长兴组/大隆组 |
| 2.4.2 下三叠统飞仙关组 |
| 第3章 典型剖面描述 |
| 3.1 四川广元上寺二叠系—三叠系界线地层剖面 |
| 3.1.1 沉积构造 |
| 3.1.2 岩相划分 |
| 3.1.3 古生物学特征 |
| 3.1.4 沉积环境 |
| 3.2 重庆北风井二叠系—三叠系界线地层剖面 |
| 3.2.1 沉积构造 |
| 3.2.2 岩相划分 |
| 3.2.3 古生物学特征 |
| 3.2.4 沉积环境 |
| 3.3 重庆北碚白庙子下三叠统格里斯巴赫亚阶地层剖面 |
| 3.3.1 沉积构造 |
| 3.3.2 岩相类型 |
| 3.3.3 古生物学特征 |
| 3.3.4 沉积环境 |
| 3.4 重庆南川东胜二叠系—三叠系界线地层剖面 |
| 3.4.1 沉积构造 |
| 3.4.2 岩相类型 |
| 3.4.3 古生物学特征 |
| 3.4.4 沉积环境 |
| 3.4.5 碳同位素 |
| 3.5 四川江油鱼洞子二叠系—三叠系界线地层剖面 |
| 3.6 四川青川大沟里二叠系—三叠系界线地层剖面 |
| 3.7 本章小结 |
| 第4章 二叠纪—三叠纪之交地质事件的沉积响应 |
| 4.1 二叠纪末相对海平面下降 |
| 4.1.1 重庆北风井地区 |
| 4.1.2 广元上寺地区 |
| 4.2 火山事件与界线粘土 |
| 4.2.1 稀土元素分析 |
| 4.2.2 微量元素分析 |
| 4.3 微生物勃发事件与微生物岩 |
| 4.3.1 格里斯巴赫期微生物岩及微生物成因结构 |
| 4.3.2 格里斯巴赫期微生物丘 |
| 4.3.3 巨鲕和球状粒 |
| 4.4 风暴、地震事件与砾屑灰岩 |
| 4.4.1 角砾状灰岩 |
| 4.4.2 扁平砾屑灰岩 |
| 4.4.3 其它相关沉积及构造 |
| 4.5 本章小结 |
| 第5章 讨论 |
| 5.1 海平面变化及其对生物灭绝事件的影响 |
| 5.1.1 全球海平面下降与生物灭绝的关系 |
| 5.1.2 上扬子地区相对海平面下降与生物灭绝的关系 |
| 5.2 火山事件与生物灭绝事件的耦合关系 |
| 5.2.1 火山活动造成的生物灭绝机制 |
| 5.2.2 上扬子地区火山活动与生物灭绝的关系 |
| 5.3 早三叠世极端古海洋、古气候条件及对生物复苏的影响 |
| 5.3.1 全球早三叠世生物复苏期的海洋环境和沉积体系 |
| 5.3.2 上扬子地区三叠纪初沉积记录对生物复苏期古海洋的启示 |
| 5.4 二叠-三叠系界线附近重大地质事件时间序列及其成因联系 |
| 5.5 本章小结 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 附录 |
（3）四川盆地东北缘三叠纪构造体制转换与多种能源矿产成藏（矿）特征研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题背景与项目依托 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.3 存在问题及研究意义 |
| 1.4 研究方法、技术思路 |
| 1.5 主要研究成果 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 区域构造演化概况 |
| 2.2 区域地层特征 |
| 2.3 断裂特征 |
| 2.4 古地理环境 |
| 2.5 古气候环境 |
| 2.6 多种能源矿产分布及特征 |
| 第3章 样品采集、处理及测试方法 |
| 3.1 样品采集与处理 |
| 3.2 测试分析与处理方法 |
| 第4章 构造体制转换过程的沉积响应 |
| 4.1 下三叠统飞仙关组 |
| 4.2 下三叠统嘉陵江组 |
| 4.3 中三叠统雷口坡组 |
| 4.4 上三叠统须家河组 |
| 4.5 沉积演化 |
| 第5章 构造体制转变中成矿物质来源变化 |
| 5.1 碎屑组分特征 |
| 5.2 砾岩沉积特征 |
| 5.3 古水流方向 |
| 5.4 重矿物变化特征 |
| 5.5 绿豆岩 |
| 第6章 川东北地区三叠系多种能源和矿产成矿特征 |
| 6.1 川东北地区三叠系天然气藏成藏特征 |
| 6.2 川东北地区三叠系煤系成藏特征与聚煤规律 |
| 6.3 川东北地区三叠系盐类矿产成矿规律 |
| 6.4 沉积环境对多种能源矿产的制约 |
| 6.5 油气、煤炭和卤水等成矿物质来源 |
| 6.6 小结 |
| 第7章 构造体制转换对多种能源矿产制约 |
| 7.1 构造环境转变控制矿产资源纵向分布 |
| 7.2 构造体制转换过程中的地质流体作用 |
| 7.3 构造流体对多种能源矿产成矿控制 |
| 7.4 小结 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（4）川东南地区古隆起形成演化及其控油气作用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 选题背景与项目依托 |
| 1.2 研究目的与意义 |
| 1.3 研究现状与存在问题 |
| 1.3.1 陆内构造变形动力学研究 |
| 1.3.2 古隆起定义与研究方法浅析 |
| 1.3.3 川东南地区古隆起研究进展 |
| 1.3.4 存在的问题 |
| 1.4 研究内容与科学问题 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 科学问题 |
| 1.5 技术路线与方法 |
| 1.6 完成的工作量 |
| 1.7 主要成果与认识 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 研究区大地构造位置 |
| 2.2 地球物理场与深部结构特征 |
| 2.2.1 重力场特征 |
| 2.2.2 航磁异常及电性结构特征 |
| 2.2.3 深部速度结构特征 |
| 2.2.4 岩石圈厚度 |
| 2.3 研究区地层概况 |
| 2.3.1 元古界 |
| 2.3.2 古生界 |
| 2.3.3 中生界 |
| 2.3.4 新生界 |
| 2.4 研究区基本地质结构 |
| 2.5 研究区构造-沉积演化简史 |
| 3 泸州古隆起的地质结构 |
| 3.1 泸州古隆起的厘定 |
| 3.1.1 钻井地层上的响应 |
| 3.1.2 地震剖面上的证据 |
| 3.1.3 沉积环境特征响应 |
| 3.2 古隆起的分布范围 |
| 4 泸州古隆起的时空演化与沉降特征 |
| 4.1 研究区年代地层格架特征 |
| 4.2 研究区中生代以来的沉降史 |
| 5 泸州古隆起的成因机制探讨 |
| 5.1 华南印支期的陆内造山 |
| 5.1.1 华南板块与周缘板块的碰撞拼贴 |
| 5.1.2 上扬子克拉通-雪峰山地区的地层不整合特征 |
| 5.2 印支期上扬子板块西缘的盆山转换 |
| 5.2.1 特提斯构造域演化与被动大陆边缘沉积特征 |
| 5.2.2 印支期上扬子西缘的地层时空格架 |
| 5.2.3 上扬子西缘的盆-山转换过程 |
| 5.3 泸州古隆起的成因机制与构造-沉积演化过程 |
| 5.3.1 泸州古隆起的成因机制 |
| 5.3.2 泸州古隆起的构造-沉积演化史 |
| 6 古隆起的后期叠加变形 |
| 6.1 古隆起的现今构造格局 |
| 6.2 区域性滑脱层特征 |
| 6.3 古隆起核部地区的构造几何学特征 |
| 6.3.1 北段 |
| 6.3.2 中段 |
| 6.3.3 南段 |
| 6.4 古隆起核部地区的构造运动学特征 |
| 6.4.1 北段 |
| 6.4.2 中段 |
| 6.4.3 南段 |
| 6.5 小结 |
| 7 古隆起的控油气作用 |
| 7.1 研究区生、储、盖基本特征 |
| 7.1.1 烃源岩特征 |
| 7.1.2 储集层特征 |
| 7.1.3 盖层特征 |
| 7.2 研究区烃源岩热演化史 |
| 7.3 隆起动力学对油气成藏的控制作用 |
| 7.3.1 沉积期古隆起与生储盖组合发育 |
| 7.3.2 成藏期古隆起与油气运聚 |
| 7.3.3 调整期古隆起与油气再分配 |
| 7.3.4 定位期古隆起与油气富集 |
| 7.4 古隆起区典型油气藏成藏模式 |
| 7.4.1 古隆起核部地区油气成藏模式 |
| 7.4.2 古隆起核部边缘地区成藏模式 |
| 7.4.3 古隆起外围地区成藏模式 |
| 7.5 小结 |
| 8 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（5）甘孜—理塘结合带南段玄武岩特征及构造意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 自然地理概况 |
| 1.3 国内外研究现状和发展趋势 |
| 1.3.1 玄武岩研究现状 |
| 1.3.2 甘孜理塘结合带研究现状 |
| 1.3.3 洋板块地层学研究现状 |
| 1.4 研究思路、内容和技术路线 |
| 1.5 论文创新点 |
| 1.6 论文项目依托及工作量 |
| 2 区域地质概况 |
| 2.1 构造单元划分 |
| 2.2 各单元地质构造特征 |
| 2.2.1 义敦－沙鲁里岛弧 |
| 2.2.2 歇武-甘孜-理塘-三江口结合带 |
| 2.2.3 雅江三叠纪残余盆地 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.3.1 泥盆纪陆缘裂谷火山岩 |
| 2.3.2 晚二叠纪-中三叠纪岩浆作用 |
| 2.3.3 板块汇聚-印支晚期岩浆活动 |
| 2.4 变质岩 |
| 2.4.1 华力西期区域变质岩 |
| 2.4.2 印支期区域变质岩 |
| 3 甘孜理塘结合带的物质组成 |
| 3.1 基底残片 |
| 3.1.1 震旦纪水晶组 |
| 3.1.2 奥陶纪地层 |
| 3.1.3 泥盆纪依吉组 |
| 3.1.4 石炭纪邛依组 |
| 3.2 外来岩片(斜坡-盆地边缘沉积) |
| 3.3 洋岛-海山组合 |
| 3.4 洋内弧 |
| 3.5 洋盆系统 |
| 3.5.1 变质橄榄岩+堆晶橄榄岩(超镁铁质岩岩片) |
| 3.5.2 块状辉长岩 |
| 3.5.3 辉绿岩岩墙群 |
| 3.5.4 浅色岩系 |
| 3.5.5 洋底-洋脊低钾拉斑玄武岩(玄武岩岩片) |
| 3.5.6 远洋硅-灰-泥沉积(硅-灰-泥质岩岩片) |
| 4 甘孜理塘结合带南段玄武岩特征 |
| 4.1 岩石学特征 |
| 4.1.1 洋岛-海山型玄武岩 |
| 4.1.2 洋底-洋脊拉斑玄武岩 |
| 4.2 岩石地球化学特征 |
| 4.2.1 洋岛-海山玄武岩岩石地球化学特征 |
| 4.2.2 洋底-洋脊玄武岩岩石地球化学特征 |
| 4.3 玄武岩地质年代学 |
| 4.4 玄武岩成因探讨 |
| 4.4.1 源区分析 |
| 4.4.2 构造环境分析 |
| 4.5 甘孜-理塘结合带构造演化 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 攻读硕士学位期间发表的学术论文及研究成果 |
（6）川西地区早-中三叠世古生物地理研究（论文提纲范文）
| 1 背景阐述 |
| 2 生物古地理特征 |
| 2.1 早三叠世生物古地理特征 |
| 2.2 中三叠世生物古地理特征 |
| 3 结论与认识 |
（7）贵州织金北部三叠系含水层中浅层高烃地下水成因及其环境意义（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题来源 |
| 1.1.1 概述 |
| 1.1.2 问题来源 |
| 1.2 选题目的及意义 |
| 1.2.1 选题目的 |
| 1.2.2 选题意义 |
| 1.3 国内外研究现状 |
| 1.3.1 高烃地下水地球化学特征研究现状 |
| 1.3.2 烃源岩地球化学特征 |
| 1.3.3 储层水-岩-烃相互作用 |
| 1.3.4 地层中烃类的运聚 |
| 1.3.5“指纹标志”在油气研究中的应用 |
| 1.3.6 贵州三叠系油气研究现状 |
| 1.3.7 研究发展趋势 |
| 1.3.8 现存问题 |
| 1.4 研究目标、内容及方法 |
| 1.4.1 研究目标 |
| 1.4.2 主要研究内容 |
| 1.4.3 研究方法及技术路线 |
| 1.4.4 拟解决的关键问题 |
| 1.5 创新点 |
| 第二章 贵州织金北部三叠系地层演化及生烃地球化学特征 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地形地貌 |
| 2.1.3 气象水文 |
| 2.1.4 区域油气资源 |
| 2.2 区域地质概况 |
| 2.2.1 地层 |
| 2.2.2 构造 |
| 2.3 地层岩相古地理 |
| 2.3.1 贵州省古地理演变 |
| 2.3.2 贵州沉积相分类 |
| 2.3.3 研究区地层沉积环境及生物群 |
| 2.4 研究区地层有机地球化学特征 |
| 2.4.1 研究区以往地层岩石成分分析 |
| 2.4.2 研究区三叠系地质调查及地层样品采集 |
| 2.4.3 各地层化学组分分析 |
| 2.4.4 各地层生油岩热解分析 |
| 2.4.5 各地层生物标志化合物分析 |
| 2.5 研究区地层生烃潜力判别 |
| 2.6 本章小结 |
| 第三章 贵州织金北部三叠系浅层水岩烃相互作用 |
| 3.1 研究区水文地质概况 |
| 3.1.1 岩溶发育特征 |
| 3.1.2 含水岩组划分及地下水类型 |
| 3.1.3 构造导水影响 |
| 3.1.4 地下水系统划分及补径排特征 |
| 3.2 研究区浅层地下水地球化学特征 |
| 3.2.1 监测点分布 |
| 3.2.2 无机地球化学特征分析 |
| 3.2.3 有机地球化学特征分析 |
| 3.2.4 同位素特征分析 |
| 3.3 大龙井-以冲沟岩溶地下水系统中水岩相互作用 |
| 3.3.1 常量元素分布特征 |
| 3.3.2 微量元素分布特征 |
| 3.3.3 离子比例系数特征 |
| 3.3.4 矿物溶解饱和指数 |
| 3.4 原生高烃地下水溯源分析 |
| 3.4.1 浅层地下水-岩层生物标志化合物对比 |
| 3.4.2 深层地下水-岩层生物标志化合物对比 |
| 3.4.3 浅层原生高烃地下水有机烃类来源分析 |
| 3.5 水岩相互作用释烃理论 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 浅层原生高烃地下水室内外实验分析 |
| 4.1 野外原位溶蚀实验 |
| 4.1.1 实验目的及原理 |
| 4.1.2 前人研究 |
| 4.1.3 方案设计 |
| 4.1.4 实验步骤 |
| 4.1.5 试验结果与分析 |
| 4.2 溶蚀释烃物理模型 |
| 4.2.1 概述 |
| 4.2.2 水岩作用物理模型 |
| 4.2.3 岩石溶解物理模型 |
| 4.3 理想溶蚀释烃能力 |
| 4.3.1 理论释烃能力 |
| 4.3.2 研究区理想释烃能力 |
| 4.4 抽提释烃物理模型 |
| 4.4.1 实验目的及原理 |
| 4.4.2 方案设计 |
| 4.4.3 试验步骤 |
| 4.4.4 实验结果与分析 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 贵州织金北部三叠系浅层地下水含烃量估算 |
| 5.1 研究区生烃潜力地层分布特征 |
| 5.2 大龙井-以冲沟岩溶地下水系统补径排特征 |
| 5.3 大龙井-以冲沟岩溶地下水系统浅层原生高烃地下水分布特征 |
| 5.4 浅层地下水含烃量估算 |
| 5.4.1 情景设定 |
| 5.4.2 地下水含烃量估算 |
| 5.4.3 含烃量估算适用性分析 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 贵州上扬子地层金沙小区三叠系浅层地下水含烃评价及资源环境意义 |
| 6.1 金沙小区自然地理概况 |
| 6.2 金沙小区的三叠系地层 |
| 6.2.1 金沙小区区域地质概况 |
| 6.2.2 金沙小区三叠系地层分布特征 |
| 6.3 金沙小区三叠系碳酸盐岩生烃潜力划分 |
| 6.4 金沙小区三叠系浅层原生高烃地下水潜在区划分 |
| 6.4.1 情景设定 |
| 6.4.2 金沙小区地貌及地形坡度 |
| 6.4.3 浅层原生高烃地下水潜在区划分 |
| 6.5 金沙小区三叠系浅层原生高烃地下水的资源环境意义 |
| 6.5.1 环境意义 |
| 6.5.2 资源意义 |
| 6.6 本章小结 |
| 第七章 结论及建议 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（8）川西北绵竹汉旺地区卡尼期气候事件关键沉积层响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 国内外研究概况 |
| 1.2.1 国外研究现状 |
| 1.2.2 研究区最新进展 |
| 1.3 研究思路及研究内容 |
| 1.3.1 研究思路及技术路线 |
| 1.3.2 主要研究内容 |
| 1.4 工作安排及工作量 |
| 1.4.1 设计工作量及完成情况 |
| 1.4.2 工作量安排 |
| 第2章 地质背景 |
| 2.1 构造地质演化 |
| 2.1.1 板块构造演化 |
| 2.1.2 区域演化 |
| 2.2 古气候背景 |
| 2.3 沉积环境特征 |
| 第3章 研究区域典型剖面 |
| 3.1 汉旺观音崖剖面 |
| 3.2 汉旺青岩沟剖面 |
| 3.3 川西北卡尼阶综述 |
| 第4章 卡尼期气候事件关键沉积层沉积环境演化 |
| 4.1 研究区关键沉积层 |
| 4.1.1 观音岩剖面 |
| 4.1.2 青岩沟剖面 |
| 4.2 卡尼期气候事件发生时沉积特征 |
| 4.2.1 鲕粒灰岩 |
| 4.2.2 生屑灰岩 |
| 4.2.3 海绵礁灰岩 |
| 4.3 卡尼期气候事件发生时沉积特征 |
| 4.3.1 凝灰岩层 |
| 4.3.2 黑色钙质页岩 |
| 4.4 卡尼期气候事件后沉积特征 |
| 第5章 卡尼期气候事件发生时间分析 |
| 5.1 凝灰岩U-Pb同位素测年 |
| 5.1.1 样品及分析方法 |
| 5.1.2 分析结果 |
| 5.1.3 锆石U-Pb同位素测年 |
| 5.2 事件发生时间探讨 |
| 5.2.1 菊石、双壳等化石鉴定 |
| 5.2.2 牙形石 |
| 5.2.3 事件发生时间探讨 |
| 第6章 卡尼期气候事件成因探讨 |
| 6.1 卡尼期气候事件成因 |
| 6.1.1 季风引发卡尼期气候事件 |
| 6.1.2 构造运动间接促成卡尼期气候事件 |
| 6.1.3 多因素结合共同导致卡尼期气候事件发生 |
| 6.2 多因素共同作用过程 |
| 6.2.1 板块运动作用 |
| 6.2.2 气候作用 |
| 6.2.3 多因素共同作用 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（9）川西北地区晚三叠世卡尼期气候事件沉积的微相及环境演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 国内外研究概况 |
| 1.2.1 国外研究现状 |
| 1.2.2 研究区最新进展 |
| 1.3 研究思路及研究内容 |
| 1.3.1 研究思路及技术路线 |
| 1.3.2 主要研究内容 |
| 1.4 工作安排及工作量 |
| 1.4.1 设计工作量及完成情况 |
| 1.4.2 工作量安排 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 区域构造演化 |
| 2.2 古气候背景 |
| 2.3 沉积环境特征 |
| 第3章 卡尼阶典型剖面及地层划分对比 |
| 3.1 川西北卡尼阶剖面 |
| 3.1.1 绵竹汉旺观音崖剖面 |
| 3.1.2 绵竹汉旺青岩沟剖面 |
| 3.1.3 安县雎水剖面 |
| 3.2 卡尼阶综述 |
| 第4章 卡尼期气候事件前后沉积的特征及微相 |
| 4.1 卡尼期气候事件前碳酸盐岩沉积特征 |
| 4.1.1 岩石类型 |
| 4.1.2 碳酸盐岩颗粒组分特征 |
| 4.1.3 碳酸盐岩其他组成特征 |
| 4.2 卡尼期气候事件后碎屑岩沉积特征 |
| 4.2.1 岩石类型 |
| 4.2.2 碎屑组分特征 |
| 4.2.3 填隙物组分特征 |
| 4.3 沉积（微）相划分及对比 |
| 4.4 碳酸盐岩段沉积（微）相类型及特征 |
| 4.4.1 局限台地潮间带亚相 |
| 4.4.2 内缓坡潮缘带亚相 |
| 4.4.3 内缓坡鲕粒滩亚相 |
| 4.4.4 内缓坡生屑滩亚相 |
| 4.4.5 内缓坡—中缓坡鲕粒滩亚相 |
| 4.4.6 中缓坡生屑滩亚相 |
| 4.4.7 中缓坡外缘浅滩亚相 |
| 4.5 碎屑岩段沉积（微）相类型及特征 |
| 4.5.1 浅海泥亚相 |
| 4.5.2 三角洲前缘亚相 |
| 4.5.3 滨海泥砂潮坪亚相 |
| 第5章 川西北地区卡尼期气候事件沉积的环境演化 |
| 5.1 拉丁期晚期 |
| 5.2 早卡尼期 |
| 5.3 中—晚卡尼期 |
| 5.4 诺利期早期 |
| 第6章 讨论 |
| 6.1 全球性卡尼期气候事件的等时对比 |
| 6.1.1 生物化石 |
| 6.1.2 C、O同位素特征 |
| 6.1.3 碳酸盐补偿深度（CCD）上升 |
| 6.2 海绵礁灭绝的原因 |
| 6.2.1 川西北卡尼期海绵礁特征 |
| 6.2.2 卡尼期海绵礁群灭绝的原因 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 图版及说明 |
（10）华南古—中生代之交火山作用的古气候影响和生物多样性响应（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 前言 |
| §1.1 引言 |
| §1.2 前人研究综述 |
| 1.2.1 古-中生代之交的生物环境概况 |
| 1.2.2 中国的二叠纪-三叠纪生物地层和事件地层研究 |
| 1.2.3 牙形石的演化、生物地层和地球化学 |
| §1.3 当前研究存在的问题 |
| §1.4 完成工作量统计 |
| 第二章 研究区地质背景和区域概况 |
| §2.1 联合古大陆和特提斯洋 |
| §2.2 华南板块的古地理 |
| §2.3 华南的二叠系 |
| §2.4 华南的三叠系 |
| 2.4.1 下三叠统 |
| 2.4.2 中三叠统 |
| 2.4.3 上三叠统 |
| 第三章 实验方法 |
| §3.1 牙形石提取方法 |
| 3.1.1 样品分解 |
| 3.1.2 重液分选 |
| 3.1.3 晾干挑样 |
| §3.2 碳酸盐岩无机碳同位素方法 |
| 3.2.1 样品前处理 |
| 3.2.2 测试原理及上机 |
| §3.3 碳酸盐岩有机碳同位素方法 |
| 3.3.1 样品前处理 |
| 3.3.2 测试原理及上机 |
| §3.4 牙形石磷灰石氧同位素测试方法 |
| 3.4.1 测试原理 |
| 3.4.2 磷灰石氧同位素的标样系统和绝对温度计算 |
| 3.4.3 样品前处理 |
| 3.4.4 测试原理及上机 |
| 第四章 峨眉山玄武岩与中-晚二叠世之交的环境巨变 |
| §4.1 峨眉山大火成岩省 |
| 4.1.1 峨眉山大火成岩省的主要岩石单元和喷发环境 |
| 4.1.2 峨眉山玄武岩的绝对年龄 |
| 4.1.3 峨眉山玄武岩的化石年龄 |
| §4.2 含峨眉山玄武岩地层的牙形石生物地层 |
| 4.2.1 峨眉山大火成岩省-内区 |
| 4.2.2 峨眉山大火成岩省-中区 |
| 4.2.3 峨眉山大火成岩省-外区 |
| 4.2.4 峨眉山大火成岩省-外围 |
| §4.3 峨眉山玄武岩的区域对比及意义 |
| §4.4 峨眉山火山作用的环境和生物效应 |
| 第五章 古-中生代之交的火山作用、碳循环与古海水温度变化 |
| §5.1 华南二叠纪-三叠纪之交以及早三叠世的火山作用 |
| 5.1.1 西伯利亚大火成岩省 |
| 5.1.2 二叠纪-三叠纪之交华南的中-酸性火山活动 |
| 5.1.3 早三叠世和早-中三叠世之交的火山活动 |
| §5.2 研究剖面及其碳、氧同位素特征 |
| 5.2.1 碳、氧同位素原始数据 |
| 5.2.2 贵州-惠水甲戎 |
| 5.2.3 贵州-罗甸边阳 |
| 5.2.4 贵州-罗甸关刀Ⅱ |
| 5.2.5 广西-凤山金牙 |
| 5.2.6 广西-田东作登 |
| §5.3 牙形石氧同位素的古气温恢复 |
| 5.3.1 数据投点 |
| 5.3.2 古温度计算假设 |
| 5.3.3 早三叠世牙形石的生态 |
| 5.3.4 牙形石CAI对氧同位素的影响 |
| 5.3.5 碳同位素曲线和古气温变化曲线 |
| 第六章 讨论：古-中生代之交环境变化的生物响应和火山作用的气候驱动 |
| §6.1 后生生物的热耐受性和气候变化对生物多样性的影响 |
| 6.1.1 温度对光合作用的影响以及植物的热耐受性 |
| 6.1.2 后生动物的热耐受性 |
| 6.1.3 气候变化对生物多样性的影响 |
| §6.2 气候变化对生物分布的影响 |
| §6.3 温度对生物个体大小的影响 |
| §6.4 火山活动对气候变化的驱动作用 |
| 6.4.1 大火成岩省的活动与环境巨变 |
| 6.4.2 火山温室与火山冬天 |
| 6.4.3 火成岩省的其它环境效应 |
| 6.4.4 风化作用对二氧化碳的消耗 |
| 6.4.5 古-中生代之交火山作用的环境驱动 |
| 第七章 牙形石系统古生物学 |
| §7.1 属Jinogondolella Mei,Jin et Wardlaw,1998 |
| §7.2 属Clarkina Kozur, 1990 |
| §7.3 属Neospathodus Mosher,1968 |
| §7.4 属Icriospathodus Krahl et al.,1983 |
| 第八章 结论 |
| §8.1 主要结论 |
| §8.2 存在的问题和未来工作的展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
四、川西松潘地区中三叠世拉丁期的瓣鳃类和牙形石（论文参考文献）
- [1]四川盆地地质结构及叠合特征研究[D]. 李洪奎. 成都理工大学, 2020
- [2]上扬子地区二叠纪末-三叠纪初地质事件：紊乱古海洋的沉积响应[D]. 段雄. 成都理工大学, 2019(06)
- [3]四川盆地东北缘三叠纪构造体制转换与多种能源矿产成藏（矿）特征研究[D]. 许光. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [4]川东南地区古隆起形成演化及其控油气作用[D]. 黄涵宇. 中国地质大学(北京), 2018(07)
- [5]甘孜—理塘结合带南段玄武岩特征及构造意义[D]. 韩兆诣. 西南科技大学, 2018(08)
- [6]川西地区早-中三叠世古生物地理研究[J]. 李波. 科技与创新, 2017(24)
- [7]贵州织金北部三叠系含水层中浅层高烃地下水成因及其环境意义[D]. 柳山. 中国地质大学, 2017(01)
- [8]川西北绵竹汉旺地区卡尼期气候事件关键沉积层响应[D]. 姬国锋. 成都理工大学, 2016(03)
- [9]川西北地区晚三叠世卡尼期气候事件沉积的微相及环境演化[D]. 金鑫. 成都理工大学, 2015(04)
- [10]华南古—中生代之交火山作用的古气候影响和生物多样性响应[D]. 孙亚东. 中国地质大学, 2013(07)