一、黄土细颗粒多矿物多片、单片光释光测年对比（论文文献综述）
李冬雪[1]（2021）在《青藏高原东缘黄土光释光测年方法的比较研究》文中研究指明黄土、深海沉积和冰芯三者统称为研究全球气候变化的三大理想材料,是第四纪环境变化研究的重要内容。青藏高原东缘广泛分布着黄土堆积,很好地记录了高原地区古环境演化过程。目前,学者们主要围绕其成因、物质来源、沉积特征及环境意义,而年代学的研究比较薄弱。建立可靠的年代框架是研究高原黄土沉积过程和环境意义的重要前提。光释光技术的快速发展和应用,为高原黄土的年代学研究提供了良好的契机。本研究选择位于青藏高原东缘的典型黄土序列为对象,通过开展详细的黄土光释光测年工作,将石英单片再生剂量（SAR）法与石英标准生长曲线（SGC和LS-SGC）法、钾长石两步法（post-IRIR）测年进行比较研究,讨论释光测年在高原东缘黄土定年中的适用性和可靠性。研究结果有助于深入系统地理解高原黄土的沉积过程及其环境意义。基于以上研究工作主要获得以下认识:（1）青藏高原东缘黄土石英光释光分析表明:200～260℃之间出现一个温度坪,且各参数结果较理想;高原东缘黄土石英信号以快组分占主导,能用SAR法测试等效剂量;De值频率直方图、离散度和信号的离散度显示该区域样品埋藏前信号经历充分晒退;生长曲线形态和饱和剂量得出该区域石英样品信号在200～230 Gy（～5万年）达到饱和,石英年龄存在低估。通过SGC法获得的De仅在0～100 Gy与SAR法实测值一致;LS-SGC法拟合的生长曲线结果更佳,并且LS-SGC估算的De在100～200 Gy与实测De具有较好的一致性。（2）前置温度检验、剂量恢复、循环比和回授比等表明pIR200IR290能用于高原东缘钾长石等效剂量测试;分析钾长石IRSL200和pIRIR290信号衰减曲线,发现两个温度下的初始光子计数均可达n×104以上,释光信号足够强;对比两个温度下的信号得知pIRIR290信号较IRSL200更稳定,更能获得一个可靠的De值;钾长石De值分布和超离散度及残余剂量分析表明该地区钾长石pIRIR290信号晒退好且钾长石残余剂量低于8 Gy;生长曲线形态和钾长石饱和剂量显示本研究钾长石信号处于未饱和,年代结果测试可靠。（3）石英OSL测年和钾长石pIRIR测年的综合对比发现:石英测年上限内,钾长石pIRIR290年代与石英结果在误差范围内一致,验证了钾长石测年的可靠性,石英和钾长石的年代均可作为高原黄土定年。老于～5万年样品,石英年代存在低估,可选择钾长石pIRIR290年龄建立黄土年代框架。马厂黄土剖面的综合测年结果显示,高原东缘黄土沉积于16万年以来。黄土堆积速率低于黄土高原地区;末次冰期高原东缘黄土堆积速率大于末次间冰期古土壤的堆积速率,这一模式与黄土高原一致。
李娇[2]（2020）在《黄土高原西峰剖面末次间冰期以来石英光释光灵敏度变化研究》文中研究指明风成沉积序列的物源研究和古环境研究对了解黄土高原黄土-古土壤序列的粉尘来源、搬运过程及更大时空尺度上的古环境的重建都有重要意义。黄土中石英含量较多,性质稳定而不易被风化改造,可以保留原岩信息,在识别物源区上具有潜力。本文研究黄土高原西峰剖面末次间冰期以来黑垆土S0、马兰黄土L1、第一层古土壤S1、第二层黄土L2石英光释光灵敏度变化,并通过对比前人靖远剖面、洛川剖面相关层位的石英光释光灵敏度变化探讨该指标的环境意义,论文取得了以下认识:（1）在时间序列上,通过对比黄土-古土壤样品中光释光灵敏度信号快、中、慢组分组合变化,发现以下规律:古土壤快组分分布在90%以上,且各样品样片间的差异小,反映其光释光信号强且快、中、慢组分均匀;相比之下,黄土快组分占比变化大,反映其光释光信号弱且各组分不均匀。（2）空间上对比,西峰剖面同洛川剖面都存在着时间序列上古土壤层石英释光灵敏度远远大于黄土层的规律。横向上对比了黄土高原自西向东的靖远、西峰、洛川剖面同时期光释光灵敏度变化,发现以六盘山为界,六盘山以西靖远剖面石英光释光灵敏度低且冰期间冰期变化不明显;六盘山以东西峰、洛川剖面释光灵敏度在冰期间冰期变化显着。（3）冰期黄土可能直接来源于搬运历史简单、释光灵敏度低的西部冰碛物;进入间冰期,伴随冰蚀作用的减弱,其物源供应能力大大减弱,来自西北内陆的搬运沉积历史复杂的大面积风化残积物可能为黄土高原提供释光灵敏度高的物源。本文初步揭示黄土高原石英光释光灵敏度可能具有记录古气候变化和反映物源搬运过程差异的潜力。
丁召静[3]（2020）在《柴达木盆地雅丹释光年代学及其环境意义》文中指出雅丹是一种主要由风力侵蚀形成的地貌类型,它是区域气候与地貌演化的良好记录与体现者,也是类火星地貌之一。作为火星研究基地的柴达木盆地,其1/3面积为雅丹地貌所覆盖,雅丹的形成时间是地貌演化的关键问题,却受到了测年方法的限制。盆地内雅丹主要由湖相地层组成,湖泊沉积结束即为雅丹发育开始,因此可以通过古湖相物质的测年推测雅丹的形成年龄。本研究首先应用光释光测年方法建立年代框架;其次,在年代学基础上分析雅丹的演化规律和过程,揭示与黄土高原物源之间的关系;最后,综合全球雅丹的分布、年代、气候和地层概况,探索雅丹分布区地貌演化的驱动机制和模式,为火星雅丹地貌研究提供借鉴。柴达木盆地古湖相物质的长石光释光年代学研究目前仍是空白,本文通过实验性研究验证了长石光释光年代学方法对柴达木盆地古湖相物质测年的有效性。研究结果表明:（1）MET-p IRIR250信号晒褪情况良好,且不受异常衰退影响,粗颗粒钾长石和细颗粒混合矿物均可以用作测年材料,在<1200 Gy范围内提供可靠的年代结果。（2）p IR50IR250信号,即使在经过500秒的IRSL50之后,仍受到异常衰退的影响,但其较正方法,尤其是对于老样品（实测剂量>700-800 Gy时）的较正方法仍需要进一步研究。（3）p IR200IR250和MET-p IRIR250对比结果良好,且其古湖相物质的信号在沉积前已经晒褪。综合考虑信号强度和测年范围,最终选用MET-p IRIR250、pIR200IR250和石英OSL的结果建立年代框架。柴达木盆地的光释光年代学结果显示,盆地东部雅丹的湖相地层形成于～350-100 ka之间,雅丹之后的风沙堆积时间为～10-7 ka。结合雅丹形态的空间格局,柴达木盆地中晚更新世以来雅丹地貌演化特征和区域环境意义如下:（1）空间差异:盆地西部雅丹较东部发育早,但其体型高大、间距较小,表示仍处于青-壮年阶段;而东部雅丹起步晚却已经步入体型矮小、间距较大的壮年-消亡期。这是由于盆地西部强盛的风力提供了持续不断的下蚀动力,为雅丹长脊不断更新“基底”,形成高大且均匀分布的长垄;而盆地东部风力减弱,下蚀受限,以侧蚀（顶部剥蚀）为主的过程导致雅丹走向消亡。（2）时间规律:雅丹主要发育于冰期,间冰期则以湖泊发育为主。冰期时,气候干旱,湖泊萎缩,被加强的西风带南移至柴达木盆地上空,导致雅丹在干涸的湖床之上加速发育;间冰期时,增强的亚洲夏季风为盆地带来丰沛的降水,维持古湖发展。（3）盆地东部地貌演化:察尔汗地区雅丹于海洋同位素阶段（MIS）6,尤其是MIS 4时期发育,MIS 2时已具有成熟流线形态,MIS1时风积地貌发育。盆地MIS 5时期的湖泊将淹没部分MIS6时期形成的雅丹;在MIS 4时,当湖泊萎缩至极小规模甚至完全干涸时,盆地全面进入雅丹发育。稳定的单向风、高盐的环境、持续的侧蚀作用促使线形雅丹形成;MIS 1时,风沙堆积并继承雅丹的线形形态（一侧侵蚀,一侧堆积）,发育成线形沙丘。（4）对黄土高原物源探究的意义:“冰期雅丹发育,间冰期湖泊发育”的模式,为柴达木盆地成为黄土高原重要物源提供了新证据。雅丹发育过程中将释放大量粉尘,冰期时强大的西风为这些粉尘物质搬运出盆地提供了动力;而盆地内蓄积的丰富的湖相沉积为粉尘的释放提供了源源不断的物质供应。结合柴达木盆地的研究成果和全球雅丹统计,雅丹分布区地貌演化的驱动机制和模式得以被揭示。冰期时向赤道移动的干燥且强劲的西风带为雅丹形成提供动力条件;间冰期时,西风带或者带来了更为丰沛的降水或者让位于更加湿润的气候系统（如亚洲夏季风势力向中亚地区深入并挤占西风控制区）,雅丹发育被湖泊演化所中断。在此过程中,雅丹分布区存在如下地貌演化模式:冰期时,雅丹地貌发育释放大量粉尘物质进入全球粉尘传输,导致洼地形成（或者原有洼地扩大）;间冰期时,洼地汇水演变成湖泊,湖泊沉积又为下一期雅丹演化提供了物质基础,形成新的雅丹。该地貌演化模式及其基于形态的雅丹发育模式,有助于火星雅丹发育阶段的判断和地貌-气候过程的研究,这对于无法取得实地考察的火星地貌研究意义重大。
解浩[4]（2020）在《宁夏水洞沟遗址第2地点光释光年代学与沉积环境研究》文中研究说明水洞沟遗址第2地点是水洞沟旧石器遗址群包含文化层最多、出露地层最厚的点位,前人对该点进行了大规模的发掘和研究,并发表了众多的科研成果,但目前对于各文化层的年代以及古环境演化等问题仍然不甚明确。本文对SDG2地点沉积地层进行了重新划分,并根据粒度特征和野外观察对地层的沉积相进行进一步厘定。本研究对该遗址进行了系统的光释光（Optically stimulated luminescence,OSL）年代学研究,完成35个样品的OSL年代的测定。首先,本文对样品进行了测试条件实验,利用单片再生剂量法（singal-aliquot regenerative dose,SAR）对样品进行了等效剂量（Equivalent Dose,De）的测试。然后对OSL样品中U、Th和K的含量、粒径、饱和含水率等参数进行了测量实验,计算出样品的剂量率（Dose Rate）,获得了样品的OSL年龄。结合已有研究结果对其古环境演化进行了初步的探讨,获得如下初步结论:1.根据沉积物的粒径、层理、颜色等参数将SDG2地层从上到下划分为18层,第17～18层（14.9～15.3 m）为河流相沉积,第16层（13.6～14.3m）为沼泽相沉积,第12～15层（9.5～13.6m）为湖泊相沉积,第2～12层（0.2～9.5m）为风成堆积,第1层（0～0.2m）为近现代风沙堆积。2.对测年样品进行了预热坪实验和剂量恢复实验,结果显示260℃、220℃的预热温度组合是最合适的,利用SAR法可以准确测出石英颗粒的De值。计算De值时利用早期背景扣除法,拟合方式为指数拟合,计算De值利用平均值法,这样得出的年代是可靠的。剂量率值是影响测年结果的一个重要条件,对于埋深小于12m的样品给定含水率,埋深大于12m的样品使用实测含水率,计算获得OSL年代数据。结果表明,利用该年代结果和粒度数据建立古环境变化序列与与前人所测年代、高分辨率的葫芦洞石笋年代具有较好的可对比性,表明其年龄具有较好的准确度和精度。同时研究还发现,对于晒退完全的样品,不同粒径范围得出的年代结果是一致的。利用SAR法对粗颗粒石英测年与利用SMAR法对细颗粒石英测年的结果也是相同的。3.由此我们获得了SDG2地点各个文化层的年代为:CL1,20.3±1～21.95±1.73 ka BP;CL2,25.39±2.23～25.74±1.85 ka BP;CL3,25.09±1.88～27.8±1.4ka BP;CL4,28.02±2.5 ka BP;CL5,27.16±2.11～29.2±2.1 ka BP;CL6,31.22±2.56～44.09±3.45 ka BP;CL7,44.09±3.45～51.3±5.55 ka BP。结合文化遗物的埋藏特点,古人类在此是阶段性活动的。4.本研究结果显示深海氧同位素第3阶段（Marine Oxygen-isotope stage3,MIS3,58～25 ka BP）之前该地区为河流相沉积;MIS3b（54～44 ka BP）时期,该地区为沼泽环境;MIS3a（44～25 ka BP）时期研究区发育古湖泊,并一直持续到MIS2（30～11 ka BP）。40～30 ka BP的青藏高原及邻区的暖湿气候造成的降水显着增加可能是导致水洞沟遗址区域古湖泊发育的原因。
李富强[5]（2019）在《晚第四纪河套平原沉积速率和河道变迁研究》文中认为黄河在地势平坦的河套盆地内往复迁徙,泛滥淤积,地表古河道交叉重叠星罗棋布。同时黄河在此途经乌兰布和与库布齐两大沙漠,水沙风沙交互作用,河床演变极其复杂。近50年来,该段河流水沙关系发生明显变化,泥沙淤积严重,形成“地上悬河”,潜在的洪凌灾害严重威胁着区域人民的生命财产安全。针对该区河道淤积的物质组成、沉积特征以及河道的变迁历史开展研究,可以为集成研究沙漠宽谷河道的冲淤变化与调控对策提供数据支持和历史背景,为区域河势规划、河道整治及水资源的开发和利用提供理论基础和科学依据。本文以黄河内蒙段磴口地区横断面的14个钻孔与沿河道纵向布设的12个深达20 m的钻孔为研究载体,对岩芯沉积物的理化特征进行了详细分析,并依据粒度指标、沉积结构和沉积构造等对岩芯进行了沉积相的划分。在光释光和碳十四测年技术的支撑下,建立了钻孔的年代学框架,进而重建了晚第四纪河套盆地沉积速率的时空变化特征以及黄河河道的变迁过程。结合区域构造、气候与人类活动资料,探讨了河流系统对于外部环境因素变化的响应机制。初步结果如下:（1）26个钻孔岩芯的物质组成以结构较为松散的灰绿色和灰褐色细砂和中粗砂层为主,其中部分砂层中夹有粘土块和磨圆好的砾石;棕黄色和红褐色的粘土和粉砂质粘土层仅分布在盆地北缘、靠近狼山的6个（DKZ01-06）钻孔中,且每层的沉积厚度不超过7 m。钻孔沉积物的分布特征指示了该区以河流沉积环境为主。（2）对现代地表不同沉积环境的物质组成研究发现,沙漠砂和河床沉积物都以砂组分为主,前者砂组分占95%以上,由明显的粗粒跳跃组分构成,分选较好到好;后者砂占70%以上,粉砂占30%,以递变悬浮搬运为主,分选中等。河漫滩沉积物以粉砂为主,粉砂占50%以上,悬浮组分占50%,以均匀悬浮搬运为主,分选较差。湖泊沉积物以粉砂和粘土为主,粉砂约占5075%,粘土占2550%;悬浮组分占80%以上,分选差,偏度以负偏为主。不同沉积环境物质的特征虽有重叠,但是点群的界限差异明显,可以建立起不同沉积相的判别标志。根据现代沉积相的判别标志对钻孔岩芯沉积物进行相划分,发现所有钻孔中以河床亚相组成为主,巨厚的河床相代表了多次沉积旋回,指示该段河道摆动频繁,且河床加积是该区冲积平原发育的主要过程。（3）通过对14个现代河流沉积物不同粒径光释光信号特征的分析研究,发现石英中颗粒（3863μm）的等效剂量主要集中在0.160.49 Gy之间,而粗颗粒（>63μm）的等效剂量在0.353.72 Gy之间,其残留剂量小于或者等于全球其他区域的现代河流沉积物的残留剂量,说明河流沉积物在沉积之前经过了很好的晒退过程;相比于粗颗粒而言,中颗粒石英经历了更好的晒退,适用于区域内河流沉积物的测年。利用OSL和14C测年技术对钻孔沉积物沉积时代进行了研究,共计获取了75个OSL以及11个14C年代结果,年代分布在0.6156 ka之间。依据沉积速率推断的钻孔底界年代相差较大,分布范围在2.1160 ka之间,反映了该区复杂的河道变迁过程和频繁的冲淤变化特征。（4）磴口断面14个沉积钻孔获得的分时段沉积速率变化结果表明,早期沉积速率较小趋于稳定,自18 ka以来快速增大,在1412 ka左右达到峰值1.35mm/yr,随后变小,趋于稳定。其中8030 ka之间为0.11 mm/yr,3020 ka期间为0.16 mm/yr,2018 ka为0.32 mm/yr。18 ka以来存在较大的变化幅度,其中188 ka期间沉积速率分布在0.671.35 mm/yr内,8 ka以来沉积速率较为稳定,为0.520.68 mm/yr。结合区域气候资料,发现20 ka以来沉积速率的变化,受气候变化影响下上游来水来沙多寡的控制。在冷干气候条件下,流量较小,河流搬运能力较弱,上游山区河段的物质无法搬运至下游平原区,因此,受流量和泥沙汇入较小的影响,沉积速率较低。而相对暖湿的气候条件下,河流径流量增大,上游山区堆积在河道中的风化物质大量的搬运到下游平原区接受沉积,由此沉积速率较大。依据全部26个钻孔的年代-深度获得的河套平原平均沉积速率,随年代的减小呈指数增长的趋势,反映了平原沉积的加速过程。而在近2 ka以来沉积速率的显着增大,可能更多地受控于人类活动导致的土地荒漠化、沙漠的扩展,引起区域内输沙量的变大。（5）依据钻孔岩芯的沉积相时空分布,重建了晚更新世以来磴口段的河道演变过程。发现在16080 ka期间,河流以多河道形式游荡堆积,河道迁移摆动频繁,河流活动性较强;8018 ka期间,河流活动性减弱,河道相对稳定,堆积速率缓慢。188 ka期间,河道向地势相对较低的狼山山前迁徙,并且在靠近狼山的平原西部以多河道的形式迁移摆动接受沉积,沉积速率增大,河流活动性较强。8 ka以来,主河道由平原西北部迁移到现今河道的位置,可能与狼山山前断裂带活动重心向盆地内部迁移以及乌兰布和沙漠扩张的胁迫有关。由于河道的迁移废弃逐渐形成河迹洼地湖,约2 ka以后乌兰布和北部沙漠景观出现。
崔伟迪[6]（2019）在《金沙江上游雪隆囊古堰塞湖沉积物的光释光年代研究》文中认为青藏高原东南缘有着丰富的地貌环境,是构造运动的活跃地区,金沙江上游就位于该地区,这里分布着许多高山和峡谷,内外动力地质作用强烈,古、今堰塞湖均较发育。堰塞湖是地质历史发展时期内形成的一种特殊的地表过程,它蕴含了丰富的环境信息,对古堰堰塞湖沉积物的年代学开展研究,对于探讨古堰塞湖的成因和形成演化过程具有重要的学术价值。雪隆囊古滑坡堰塞湖位于青藏高原东南部的金沙江上游,本文对采自雪隆囊大型古滑坡堰塞湖及其附近区域的湖湘沉积物中采集的20个光释光（Optically stimulated luminescence,OSL）年代样品,采用单片再生剂量法（Single Aliquot Regeneration dose method,SAR）测得了每个样品各测片的等效剂量（equivalent dose,De）值。在光释光（OSL）测试之前,通过条件实验,我们选择了合适的实验测试条件,以保证光释光（OSL）测年方法及测试条件对本文金沙江上游流域湖相沉积物测年具有可行性及可靠性。通过对等效剂量（De）值的分布规律进行分析以及对年代模型的计算统计,筛选晒退情况好的样品测片,得出用光释光测年法得到的等效剂量的可靠性。结合前人对金沙江上游雪隆囊古滑坡堰塞湖溃坝堆积体及湖相沉积物的研究以及本实验测得的沉积物光释光年龄,然后讨论古堰塞湖的形成和消亡年代、该地区的地貌演化以对研究地质灾害及环境演化的意义。本文研究的主要结论如下:（1）由样品的预热坪实验、循环比数据统计和光释光特性的分析结果得出:光释光（OSL）测年技术的石英单片再生剂量法（SAR）适用于古堰塞湖沉积物的年代测量。（2）通过对沉积物样品的等效剂量（De）值分布特征的分析得出:20个光释光（OSL）样品中有14个样品的晒退情况比较好,其余6个样品晒退的情况相对较差,使用均值法计算得到的样品的等效剂量（De）值是可靠的。（3）基于光释光测年结果和地层接触关系的分析,得到雪隆囊古堰塞湖的形成年代大约为2.1ka,消亡年代大约为于1.2ka。该堰塞湖存在了大约900年,表明滑坡型堰塞湖在百年尺度上可以持续存在,具有较长的稳定性。
孙晓巍[7]（2019）在《浑善达克沙地中更新世以来的光释光年代学研究》文中指出第四纪全球气候经历了多次冰期—间冰期旋回,气候演变的规律已被越来越多的学者所关注。浑善达克沙地是我国东部沙漠/沙地之一,位于东部季风区的尾闾地带,生态环境脆弱,对气候变化十分敏感,作为沙尘物源区之一,影响我国北方甚至北半球气候环境。近年来关于浑善达克沙地的研究成果中,沙地风成砂的光释光年龄最老为20 ka,气候变化研究主要集中于末次冰盛期以来,因为缺少合适的地质载体和可靠的测年数据的支撑,尚未建立中更新世时期可靠的年代框架,缺乏对中更新世时期的气候变化研究。另外,浑善达克沙地内分布有大量火山,根据野外考察结果,在沙地内部及边缘地区,玄武岩与下伏的砂层之间夹有火山烘烤层,火山烘烤层不易被风力搬运、侵蚀,其下伏的砂层年代与烘烤层年代既可以提供火山活动的时间,也可以完善沙地年代数据框架;砂质古土壤、风成砂、湖相砂与砂黄土等沉积物,其年代的测定不仅反映了沙地的固定与扩张时期,也表征了不同时期沙地的气候环境状况。因此,选择了 6个代表性剖面（类型分为砂质古土壤—砂黄土—风成砂的风成沉积剖面和玄武岩—砂层的沉积剖面两种）,采用石英和钾长石两种矿物颗粒作为测年矿物,分别对石英采用常规SAR法、TT-OSL法测试,对钾长石采用pIRIR（200,290）法和MET-pIRIR法测试,获得样品的等效剂量,对比多种实验方法结果,结合样品的环境剂量率,最终确定沙地沉积物的光释光年龄。将沙地的年代结果与气候替代性指标相结合,对比临近地区同一时期的气候载体记录,建立浑善达克沙地中更新世以来的光释光年代序列,分析风沙活动和气候演变规律。对浑善达克沙地的代表性沉积剖面进行研究,对延伸浑善达克沙地的风沙活动历史和古气候演化时间尺度,完善东亚内陆干旱区古气候研究工作具有重要的科学价值。主要结论如下:（1）利用石英进行光释光测年时采用了常规SAR法和TT-OSL法,两种方法测得的最大年龄是320.4 ka、384.2 ka。选取常规SAR法测试时,通过预热坪区、剂量恢复和循环比实验确定等效剂量的测试条件,最终浑善达克沙地北缘的样品选取Pre-heat 240℃和Cut-heat 200℃的条件进行测试,沙地南缘的样品选取Pre-heat 260℃和Cut-heat 220℃的条件进行测试,之后取有效测片的等效剂量值的算术平均值作为最终的等效剂量值。常规SAR法测得的最大等效剂量为383.5 Gy,对应年龄为320.4 ka,年龄误差在10%以内,该年龄突破了石英常规SAR法测年上限的原因是该样品的环境剂量率低。对于常规SAR法测试释光信号饱和的样品再采用TT-OSL法进行测试,TT-OSL法测试获得的等效剂量是985.4 Gy,De<2D0（D0=765.5 Gy）,释光生长曲线的斜率随再生剂量的增加而增加,生长曲线未达到饱和状态,并且生长曲线几乎经过原点,表明内插得到的等效剂量值是可信的,采用该方法测试老样品的年龄是可行的,最终得到的年龄是384.2 ka。（2）对常规SAR法测试释光信号饱和的样品再采用钾长石pIRIR（200,290）法和MET-pIRIR法两种方法进行光释光对比测年,两种方法测得的年龄是321.2 ka、299.2 ka。在利用pIRIR（200,290）法测试前进行了首次激发温度坪区实验来降低长石异常衰退的影响,最终选取200℃作为首次激发温度,pIRIR（200,290）法测试的样品是火山烘烤层下伏的风成砂,获得的等效剂量值是945.1 Gy,对应年龄是321.2士11.5 ka。MET-pIRIR法中根据剂量响应曲线和年龄—温度坪区的结果,选取300℃时的等效剂量的算术平均值（872.2 Gy）计算最终的年龄,年龄是299.2±11.3 ka。将该样品的两个长石年龄与石英年龄（384.2±68.0 ka）进行对比后发现三个年龄在误差范围内具有一致性,但因为石英年龄误差超过了 1 0%,最终决定将321.2士11.5 ka作为火山烘烤层下伏风成砂的沉积年龄。（3）以浑善达克沙地剖面的光释光测年数据为依据,建立了沙地中更新世晚期（321.2 ka、160.3 ka）、晚更新世（88.6ka、21.9～12.2ka）和全新世（10.7～1.0 ka）的年代框架。浑善达克沙地在321.2 ka发育风成砂层,在320.4 ka发育湖相粗砂层,沙地在中更新世晚期（321.2 ka）左右冬季风强盛,风沙物质供应量大,风沙活动强烈;160.3 ka时期,东亚夏季风弱化,浑善达克沙地风沙活动较强烈,风力搬运的粗砂在湖盆中沉积,沙地发育湖相粗砂层。晚更新世时期（21.9～12.2 ka）沙地处于末次冰盛期,又经历了新仙女木事件,沙地风沙快速堆积,风沙活动强烈,寒冷干燥的气候环境加速了沙丘的活化,沙地边界扩张。全新世期间,浑善达克沙地气候波动频繁,响应全球气候变化,沙地多次处于活化与固定阶段。（4）浑善达克沙地位于兴蒙造山带南缘、大兴安岭—太行山重力梯度带以西,在印度板块向北俯冲与太平洋板块正向俯冲的背景下,华北克拉通北缘和中亚造山带北东和北西向基底断裂活动加强,表现为伸展构造性质。华北西部北缘与兴蒙造山带岩石圈减薄,可能经历共同的上地幔演化,断裂带附近地幔上升,于中更新世晚期（321.2 ka）和晚更新世（155.0 ka、88.6 ka）深部岩浆上侵,发生火山活动。
陈杰[8]（2018）在《俄罗斯亚速海地区黄土光释光测年及其晚第四纪地层划分》文中提出地处北半球中纬度、受西风环流影响的欧洲大陆是对气候变化响应最为敏感的关键地区之一,其广泛分布、连续沉积的第四纪黄土是反映过去全球变化和古气候演变过程的最佳陆相载体。开展该地区黄土年代学和地层学的相关研究有助于了解在西风环流背景下欧洲地区不同地质历史时期环境演化的过程。然而,借助于像古动物化石、孢粉以及磁化率等这些气候代用指标,东欧平原南部亚速海地区的黄土年代框架和地层结构在很大程度上是依赖于这些相对年代的获取而建立起来的。绝对测年技术在该地区的鲜有应用,大大降低了这些年代框架和地层结构的准确度、可信度,同时也限制了对亚速海地区黄土所蕴含的古气候变化信息的进一步解释。光释光测年作为少有的独立实测定年技术,因其较高的准确性和可靠性,而被广泛应用于第四纪黄土研究领域中,在欧洲地区黄土轨道和亚轨道尺度古气候研究中发挥着越来越重要的作用。本研究选择东欧平原亚速海地区的Beglitsa和Chumbur-Kosa剖面为研究对象,主要采用光释光测年技术,并结合一些常规气候代用指标对其进行相关年代学和地层学的研究。在建立了Beglitsa和Chumbur-Kosa两个剖面年代框架的基础上,对研究区晚第四纪以来的地层结构进行划分。同时将研究结果与周边其它典型剖面进行对比,分析其空间差异,以期为亚速海地区提供更多可靠的剖面地层结构。本研究主要得到以下几点认识:中颗粒石英光释光单片再生SAR-SGC法适合用于亚速海地区黄土剖面年代的测定。方法内部检测各项实验表现良好,满足单片再生SAR-SGC法测试条件,不同样品的中颗粒石英OSL信号生长曲线相似,可建立起每个样品的标准生长曲线SGC。应用SAR-SGC法测得的等效剂量值与单独使用SAR法结果相近,表明其测量值能代表样品真实的自然生长剂量。但同时也应注意到,本研究中的一些样品由于年龄较“老”而超出传统石英光释光测年方法的上限,其获得的年龄可能存在低估的现象,因此在进一步的地层划分和古气候研究中应谨慎使用,至少也应该把它们当做测得的最小年龄来对待。从获得的光释光年龄来看,Beglitsa剖面黄土至少在倒数第二次冰期开始沉积,而Chumbur-Kosa剖面顶部至上部3 m处属于末次冰期以来沉积的黄土,两剖面的各种气候代用指标（磁化率、粒度、色度、碳酸盐和总有机碳）变化特征明显,可以很好的辅助光释光年龄对其进行晚第四纪黄土-古土壤地层的划分,尤其是在轨道-亚轨道尺度上一些地层界限的确定。借助于光释光年龄和多种气候代用指标,本文分析探讨了Beglitsa剖面地层划分的多种可能性,并认为基于多种气候代用指标综合对比分析划分的地层相比于单一的以磁化率为基础建立起来的地层结构可能更加合理、可靠。亚速海地区晚第四纪以来Beglitsa和Chumbur-Kosa两个黄土剖面的地层结构如下:末次间冰期古土壤S1在Beglitsa剖面的位置深度是95.5 m,在Chumbur-Kosa剖面是4.82.8 m;Beglitsa剖面5.51.2 m、Chumbur-Kosa剖面2.81.4 m均属于末次冰期黄土L1;全新世古土壤S0在Beglitsa剖面深度为1.2 m,在Chumbur-Kosa剖面是1.4 m。通过与周边其它黄土剖面地层的对比研究后发现,地形和剖面位置的差异可能是造成亚速海南北两岸黄土剖面末次冰期-间冰期阶段沉积厚度不一致的主要原因。综合分析光释光年龄和多种气候代用指标的变化特征后认为亚速海地区晚第四纪以来气候在轨道尺度上存在着冷暖交替的变化特征,且整体变化趋势是由暖湿逐渐变的冷干。
成婷[9]（2018）在《川西高原黄土石英光释光测年研究》文中进行了进一步梳理川西高原一带黄土沉积广泛分布,它们是高原隆升、气候变迁与环境演化最直接、最敏感的记录之一。年代学作为地学环境变化分析的前提,对于理解黄土的沉积过程和探讨区域的环境演化具有重要意义。本研究在对川西高原进行详细野外考察的基础之上,选择甘孜、金川和小金三个地区典型黄土剖面,进行系统的光释光测年研究,从条件实验、内部检测、生长曲线、衰减曲线、等效剂量的分布和自然释光信号离散度分析多种方法对该区黄土沉积的石英光释光特征进行分析;并结合AMS 14C测年,建立了各个剖面的地层年代序列。在可靠的年代框架之下,结合其它环境记录,分析了末次冰期以来川西高原黄土的沉积过程及其环境变化信息。主要结论如下:（1）川西高原典型剖面黄土样品的石英矿物在240280℃之间存在明显坪区,剂量恢复结果理想。石英的光释光信号较好、灵敏度较高,所有样品的循环比介于0.91.1之间,回授率均在5%以下。根据我们的研究,发现该区年代较老的黄土样品存在生长曲线饱和到达测年上限的情况,石英光释光信号在约180260 Gy时接近饱和,与黄土高原黄土的石英光释光测年上限相差不大。（2）光释光SAR-SGC法可以对川西黄土进行有效测年,XS剖面的光释光年龄在14.8±1.170.2±5.2 ka之间,MC剖面的光释光年龄在23.8±2.079.6±6.5 ka之间,XJ剖面的光释光年龄在0.2±0.061.8±4.8 ka之间。对于年代较老的样品,由于其生长曲线的斜率在低剂量部分较大、高剂量部分较小,Ln/Tn一旦稍微偏小或偏大,则会导致内插后得到的等效剂量值异常减小或增加,产生较大误差,对于此类年代较老的样品在SGC法的应用过程中需要格外注意。（3）通过石英光释光测年重建的年代序列显示,川西高原黄土记录了末次冰期以来青藏高原东部地区的环境变化。该区黄土的土壤容重可以作为西风和高原冬季风变化的替代性指标。末次冰期以来川西高原黄土的沉积速率和沉积通量总体逐步减小,同时在总体背景下存在轨道尺度的阶段性气候波动。在MIS4阶段,该区粉尘沉积较多,气温较低,降水较少,西风和高原冬季风强盛;在MIS3阶段,该区粉尘沉积有所降低,气温回升,降水增加,西南季风较为强盛;在MIS2阶段,该区粉尘沉积较少,气候寒冷,环境干旱,西风和高原冬季风强盛。川西高原与黄土高原和中亚地区在气候机制和黄土沉积过程上存在差异,深入研究川西高原黄土有助于进一步理解青藏高原东部环境的演化历史与过程。
马振[10]（2017）在《雅鲁藏布江中下游古堰塞湖沉积的年代及其意义》文中提出雅鲁藏布江发源于喜马拉雅山,自西向东流经青藏高原南部地区,穿越喜马拉雅山脉东端时围绕海拔7782 m的南迦巴瓦峰呈向北凸出的大拐弯,形成世界上第一大峡谷。在雅鲁藏布江及其支流的河谷中,因为冰川活动、崩塌、泥石流以及横向构造活动等多方面的影响,河道发生过多次堵江事件,形成了一系列古堰塞湖,并以湖积阶地的形式保留于河流两岸。有关雅鲁藏布江流域的古堰塞湖,许多学者开展了大量的研究,但迄今为止,对于流域古堰塞湖的分布、年代、期次等仍存在争议,对制约古堰塞湖发育的构造、气候因素尚未有系统的研究。本论文围绕雅鲁藏布江中、下游流域的古堰塞湖沉积开展工作,重点对中游的仁布县、加查县、米林县、林芝县,以及支流—帕隆臧布的古乡等地的数个典型的河湖相沉积剖面进行观测。通过对古堰塞湖相关沉积的光释光（OSL）、碳十四(14C)测年,初步获得古堰塞湖沉积剖面的大致年龄,结合古堰塞湖沉积的空间展布,识别出3个古堰塞湖群的多期发育特征。取得的主要认识如下:（1）仁布古堰塞湖群形成于晚更新世中期（76～48 ka B.P.）,推测是由雅鲁藏布江构造带近南北向的当雄-羊八井构造活动作用引起的崩塌、滑坡、泥石流等活动堵江堰塞形成,分布范围是日喀则到仁布地区,并包括该段雅鲁藏布江的部分支流区域。（2）格嘎古堰塞湖群形成于末次冰期早冰阶（186 ka B.P.、75～40 ka B.P.）,与末次冰期以来的冰川活动导致的堵江堰塞事件相关,分布范围是仲达地区到达林附近,同时包括该段雅鲁藏布江的部分支流区域;现在还保存有末次冰盛期（35ka B.P.、27～8 ka B.P.）的二次沉积,并形成两级湖积阶地,T1阶地形成时间为7～4 ka B.P.,T2阶地形成时间为33～19 ka B.P.。（3）帕隆臧布古堰塞湖群形成于晚更新世末次冰期（75～10 ka B.P.）,由则隆弄冰川堵江而造成的,分布范围是古乡至帕隆臧布与易贡臧布交汇处;现还保存有末次冰期中期和全新世中期的两次沉积,形成时间分别是42 ka B.P.、7 ka B.P.。（4）古堰塞湖的沉积年龄与末次冰期、全新世早冰阶年代吻合,古堰塞湖的发育与冰期（或冰阶）的冰川活动引发的堵江相关联。
二、黄土细颗粒多矿物多片、单片光释光测年对比（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、黄土细颗粒多矿物多片、单片光释光测年对比（论文提纲范文）
（1）青藏高原东缘黄土光释光测年方法的比较研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景与研究意义 |
| 1.2 黄土光释光测年研究 |
| 1.3 高原东缘黄土光释光测年研究 |
| 1.4 拟解决的科学问题与技术路线 |
| 第二章 研究区概况与样品采集 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 剖面与样品采集 |
| 第三章 光释光测年技术与研究方法 |
| 3.1 光释光测年基本原理 |
| 3.2 光释光样品预处理 |
| 3.3 环境剂量率测试 |
| 3.4 等效剂量(De)测定 |
| 3.4.1 石英(SAR)OSL法 |
| 3.4.2 钾长石两步(pIR200IR290)法 |
| 第四章 石英OSL测年和最小二乘标准生长曲线法 |
| 4.1 石英条件实验和OSL信号特征 |
| 4.2 石英OSL测试结果 |
| 4.3 最小二乘标准生长曲线法 |
| 4.3.1 SGC和 LS-SGC的建立 |
| 4.3.2 生长曲线特征 |
| 4.3.3 SGC、LS-SGC估算的De与 SAR De对比 |
| 4.3.4 LS-SGC的适用性 |
| 第五章 钾长石pIR_(200)IR_(290)测年结果 |
| 5.1 前置温度与剂量恢复实验 |
| 5.2 钾长石释光信号特征 |
| 5.3 钾长石测年结果 |
| 5.4 钾长石残余剂量分析 |
| 第六章 石英和钾长石测年可靠性分析 |
| 6.1 石英OSL测年结果可靠性分析 |
| 6.2 钾长石pIR200IR290 测年可靠性分析 |
| 6.3 石英与钾长石测年结果比较 |
| 6.4 高原东缘黄土年代框架建立 |
| 第七章 主要结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（2）黄土高原西峰剖面末次间冰期以来石英光释光灵敏度变化研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.1.1 中国黄土与水系、构造带、沙漠的空间耦合关系 |
| 1.1.2 中国黄土的研究焦点和方法 |
| 1.1.3 石英光释光灵敏度方法 |
| 1.2 黄土国内外研究现状 |
| 1.2.1 黄土物源研究 |
| 1.2.2 时-空序列上石英光释光灵敏度研究 |
| 1.2.3 热史和沉积史对石英光释光灵敏度影响 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 研究意义 |
| 1.5 研究方法及技术路线 |
| 1.6 特色和创新点 |
| 1.7 工作量 |
| 第二章 研究区概况、样品采集和实验方法 |
| 2.1 黄土概述 |
| 2.1.1 黄土的分布 |
| 2.1.2 黄土的组成 |
| 2.1.3 黄土的连续性 |
| 2.1.4 黄土成因 |
| 2.2 研究区概况 |
| 2.2.1 黄土高原西峰剖面 |
| 2.2.2 剖面地层划分及描述 |
| 2.3 样品采集 |
| 2.4 实验方法 |
| 2.4.1 磁化率 |
| 2.4.2 粒度 |
| 2.4.3 石英光释光灵敏度 |
| 第三章 石英光释光灵敏度 |
| 3.1 原理 |
| 3.1.1 释光原理及机制 |
| 3.1.2 仪器介绍 |
| 3.2 实验过程 |
| 3.2.1 辐照系统的标定 |
| 3.2.2 前处理和测样制备 |
| 3.3 上机测试 |
| 3.3.1 石英光释光灵敏度测试程序描述 |
| 3.3.2 数据处理过程描述 |
| 3.3.3 判断是否为纯石英的方法 |
| 3.3.4 预热条件的选择 |
| 3.3.5 不同仪器对比 |
| 3.3.6 特征饱和剂量(D0)的测量 |
| 第四章 石英光释光灵敏度变化的物源指示意义 |
| 4.1 结合磁化率、粒度确定地层 |
| 4.1.1 黄土磁化率 |
| 4.1.2 黄土粒度 |
| 4.1.3 结合磁化率、粒度确定西峰剖面地层 |
| 4.2 石英光释光灵敏度变化讨论 |
| 4.2.1 实验结果 |
| 4.2.2 前人在时间-空间序列上石英光释光灵敏度的相关研究 |
| 4.2.3 讨论 |
| 4.2.4 不同仪器之间光释光灵敏度可靠性评估 |
| 第五章 结论和展望 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 不足和展望 |
| 参考文献 |
| 研究成果 |
| 致谢 |
（3）柴达木盆地雅丹释光年代学及其环境意义（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 本文使用的名词简称 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 雅丹地貌定义 |
| 1.2 国内外雅丹研究现状 |
| 1.2.1 雅丹形态特征 |
| 1.2.2 雅丹影响因素 |
| 1.2.3 雅丹演化过程 |
| 1.2.4 雅丹年代学 |
| 1.2.5 存在问题 |
| 1.3 柴达木盆地雅丹研究现状 |
| 1.3.1 雅丹形态与演化过程 |
| 1.3.2 雅丹风蚀与区域演化 |
| 1.4 选题依据和拟解决的科学问题 |
| 1.4.1 选题依据 |
| 1.4.2 拟解决的科学问题 |
| 1.5 研究方案 |
| 1.5.1 研究方法和内容 |
| 1.5.2 技术路线图 |
| 第二章 研究区概述 |
| 2.1 地质背景 |
| 2.2 地层概况 |
| 2.3 气候特征 |
| 2.4 地貌分布 |
| 第三章 样品采集和光释光年代学方法 |
| 3.1 光释光样品采集 |
| 3.2 光释光年代学方法 |
| 3.2.1 释光测年基本原理和计算 |
| 3.2.2 石英光释光测年 |
| 3.2.3 长石光释光测年 |
| 第四章 长石光释光测年可行性及光释光年代学结果 |
| 4.1 样品前处理与测试 |
| 4.2 两步法 |
| 4.2.1 pIR_(50)IR2_(50) |
| 4.2.2pIR_(200)IR_(250) |
| 4.3 多步法 |
| 4.3.1 剂量恢复实验和光释光特性 |
| 4.3.2 晒褪特性和残余剂量 |
| 4.4 讨论:方法对比 |
| 4.4.1 多步法 |
| 4.4.2 两步法 |
| 4.5 光释光年代学结果 |
| 第五章 柴达木盆地雅丹演化 |
| 5.1 基于形态的雅丹演化概念模型 |
| 5.1.1 影响因子评估 |
| 5.1.2 雅丹发育过程 |
| 5.1.3 雅丹高度演化 |
| 5.2 柴达木盆地雅丹演化时空规律 |
| 5.2.1 空间:东部与西部 |
| 5.2.2 时间:雅丹与湖泊 |
| 5.3 柴达木盆地东部中更新世以来地貌演化 |
| 5.3.1 湖泊演化 |
| 5.3.2 沙丘演化 |
| 5.3.3 雅丹演化 |
| 5.4 柴达木盆地东部线形雅丹演化 |
| 5.4.1 线形雅丹成因 |
| 5.4.2 线形雅丹对线形沙丘发育的影响 |
| 5.5 柴达木盆地与黄土高原物源的联系 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 雅丹地貌演化机制及其对火星雅丹研究意义 |
| 6.1 西风带的影响 |
| 6.2 轨道尺度气候变化控制 |
| 6.2.1 雅丹地层和古湖年代 |
| 6.2.2 冰期/间冰期气候波动 |
| 6.2.3 大气环流变化 |
| 6.3 雅丹分布区的地貌演化模型 |
| 6.3.1 雅丹发育与洼地形成 |
| 6.3.2 地貌模型 |
| 6.4 地球雅丹演化对火星雅丹研究意义 |
| 6.4.1 演化模式 |
| 6.4.2 地貌演化 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 结论和展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（4）宁夏水洞沟遗址第2地点光释光年代学与沉积环境研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据与项目来源 |
| 1.2 研究目的与意义 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 技术路线及工作量 |
| 1.5 论文完成工作量 |
| 第二章 综述:水洞沟遗址第2地点地理概况、年代学研究现状与进展 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 SDG2的发掘历史 |
| 2.3 SDG2的年代学研究回顾 |
| 2.4 SDG2年代学的研究与讨论 |
| 2.5 SDG2与其他点位文化层年代的对比 |
| 2.6 SDG2的年代学存在的问题以及工作计划 |
| 第三章 光释光测年技术原理、方法以及样品的采集和提取 |
| 3.1 释光的概念、测年原理与仪器设备 |
| 3.1.1 释光的概念 |
| 3.1.2 光释光测年的基本原理 |
| 3.1.3 测年设备 |
| 3.1.4 放射源的辐照剂量率和标定 |
| 3.2 光释光测年方法 |
| 3.2.1 单片再生剂量法(SAR法)的原理 |
| 3.2.2 单片再生剂量法的发展 |
| 3.3 样品的采集 |
| 3.4 OSL样品前处理 |
| 3.4.1 拆分样品 |
| 3.4.2 测定含水量和饱和含水量 |
| 3.4.3 磨样及测试U、Th和K的含量 |
| 3.4.4 粗颗粒石英和钾长石的提取 |
| 3.4.5 细颗粒石英矿物和混合矿物的提取 |
| 3.5 制备测片 |
| 3.5.1 制备粗颗粒样品测片 |
| 3.5.2 制备细颗粒样品测片 |
| 3.6 石英纯度的检测 |
| 第四章 光释光测年结果及分析 |
| 4.1 测试样品的选择 |
| 4.2 预热坪实验和剂量恢复实验 |
| 4.2.1 循环比率实验及结果 |
| 4.2.2 回授率实验及结果 |
| 4.2.3 剂量恢复实验及结果 |
| 4.3 不同粒径石英等效剂量的测试 |
| 4.3.1 不同通道的等效剂量对比 |
| 4.3.2 不同预热过程对测试结果的影响 |
| 4.3.3 石英颗粒等效剂量的测试 |
| 4.4 光释光测试结果与分析 |
| 4.4.1 等效剂量数据的选取标准 |
| 4.4.2 石英OSL信号特征 |
| 4.4.3 数据计算模型的选择 |
| 4.4.4 平均值法与中值模型统计结果分析与对比 |
| 4.5 样品的剂量率 |
| 4.6 年代结果与分析 |
| 4.6.1 不同样品相同粒径范围的石英OSL年龄差异与原因 |
| 4.6.2 同一样品不同粒径之间的差异与原因 |
| 4.7 小结 |
| 第五章 沉积地层划分、沉积环境和沉积过程研究 |
| 5.1 岩性描述与沉积地层划分 |
| 5.2 粒度特征 |
| 5.2.1 散样的采集 |
| 5.2.2 粒度样品前处理及测量 |
| 5.2.3 粒度参数与频率曲线特征 |
| 5.3 孢粉分析 |
| 5.4 沉积环境讨论 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 讨论与结论 |
| 6.1 讨论 |
| 6.1.1 水洞沟遗址第2地点测年结果与石笋年代对比 |
| 6.1.2 水洞沟遗址第2地点OSL年龄与前人测年结果对比与讨论 |
| 6.1.3 SDG2古环境的变化过程 |
| 6.2 结论 |
| 6.3 论文的不足与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（5）晚第四纪河套平原沉积速率和河道变迁研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 盆地与冲积平原沉积速率研究进展 |
| 1.2 河道变迁研究进展 |
| 1.3 晚第四纪黄河内蒙段演化研究进展 |
| 1.4 选题依据和研究内容 |
| 1.4.1 选题依据 |
| 1.4.2 研究内容和技术路线 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 地质与地貌概况 |
| 2.1.1 地质概况 |
| 2.1.2 区域地层概述 |
| 2.1.3 地貌概况 |
| 2.2 河套平原自然地理概况 |
| 2.2.1 现代气候特征 |
| 2.2.2 黄河内蒙段河道特征 |
| 2.2.3 黄河内蒙段水沙特征 |
| 2.3 晚第四纪古环境与古气候特征 |
| 第三章 钻孔岩芯的物质组成与沉积相分析 |
| 3.1 钻孔岩芯的岩性特征 |
| 3.2 现代地表沉积环境沉积物粒度特征的分析和对比 |
| 3.2.1 粒度组成、粒度频率曲线和概率累积曲线特征 |
| 3.2.2 粒度参数特征、C-M图和粒度指数特征 |
| 3.2.3 粒度指标对环境的指示意义 |
| 3.3 钻孔岩芯粒度参数特征与沉积相划分 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 岩芯年代学框架的建立 |
| 4.1 光释光测年原理与方法 |
| 4.1.1 测年简史 |
| 4.1.2 测年原理 |
| 4.2 样品采集和预处理 |
| 4.3 等效剂量和剂量率的测定 |
| 4.4 实验条件的测试 |
| 4.5 黄河内蒙段河流沉积物的光晒退程度研究 |
| 4.5.1 黄河内蒙段现代河流沉积物的光释光测年 |
| 4.5.2 黄河内蒙段岩芯沉积物中OSL和14C测年对比 |
| 4.6 岩芯沉积物标准生长曲线方法的适宜性研究 |
| 4.7 小结 |
| 第五章 晚第四纪河套平原沉积速率及其影响因素分析 |
| 5.1 磴口横断面沉积速率的分布特征 |
| 5.2 河套平原平均沉积速率的分布特征 |
| 5.3 河套平原沉积速率变化的影响因素分析 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 晚第四纪河套平原河道变迁过程 |
| 6.1 磴口横断面沉积相的纵向分布与横向联系 |
| 6.2 晚第四纪河套平原河道变迁过程 |
| 6.3 晚第四纪河套平原河道变迁的影响因素 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 图索引 |
| 表索引 |
| 在校期间的研究成果 |
| 致谢 |
（6）金沙江上游雪隆囊古堰塞湖沉积物的光释光年代研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 光释光(OSL)测年技术的发展现状 |
| 1.2.2 古滑坡堰塞湖的研究现状 |
| 1.2.3 雪隆囊古滑坡堰塞湖的研究现状 |
| 1.3 拟解决的科学问题 |
| 1.4 研究内容与技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究技术路线 |
| 第2章 研究区概况和样品采集 |
| 2.1 区域地理地质背景 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地形地貌 |
| 2.1.3 地层岩性和沉积物构成 |
| 2.1.4 地质构造 |
| 2.1.5 气象水文条件 |
| 2.2 样品采集 |
| 2.2.1 样品要求 |
| 2.2.2 样品采集 |
| 第3章 光释光测年原理和实验方法简介 |
| 3.1 光释光测年基本原理 |
| 3.2 实验方法 |
| 3.2.1 样品的前处理 |
| 3.2.2 等效剂量(De)的测试方法和步骤 |
| 3.3 环境剂量率的测试方法 |
| 3.3.1 间接测量方法 |
| 3.3.2 直接测量方法 |
| 第4章 样品光释光(OSL)测年准确性与可靠性分析 |
| 4.1 光释光(OSL)测年实验条件选择 |
| 4.1.1预热坪实验 |
| 4.1.2剂量复原实验 |
| 4.2 样品光释光(OSL)特征分析 |
| 4.3 等效剂量(De)的分布特征 |
| 4.3.1 等效剂量(De)值的频率分布特征 |
| 4.3.2 等效剂量(De)值的射线分布特征 |
| 4.3.3 等效剂量(De)值的相对标准偏差分析法 |
| 4.4 等效剂量(De)数据年代模型统计分析 |
| 4.4.1 最小年代统计模型 |
| 4.4.2 中值年代统计模型 |
| 4.4.3 均值年代统计模型 |
| 4.5 等效剂量(De)值的选取与计算 |
| 4.6 样品环境剂量率的计算 |
| 第5章 雪隆囊古堰塞湖沉积物光释光测年结果及讨论 |
| 5.1 样品的光释光(OSL)测年结果 |
| 5.2 雪隆囊古滑坡堰塞湖的形成和消亡年代讨论 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（7）浑善达克沙地中更新世以来的光释光年代学研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究进展 |
| 1.2.1 国内外研究进展 |
| 1.2.2 浑善达克沙地研究进展 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 技术路线与工作量 |
| 1.4.1 技术路线 |
| 1.4.2 工作量 |
| 第2章 研究区概况和剖面特征 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 剖面特征 |
| 第3章 研究方法 |
| 3.1 野外样品采集 |
| 3.2 气候替代性指标的测试 |
| 3.2.1 地球化学元素测试方法 |
| 3.2.2 粒度测试方法 |
| 3.2.3 磁化率测试方法 |
| 第4章 光释光测年方法简介 |
| 4.1 基本原理 |
| 4.2 光释光测年的发展历史及发展现状 |
| 第5章 光释光年龄的测试 |
| 5.1 光释光测年样品前处理 |
| 5.2 环境剂量率的测试 |
| 5.2.1 ~(238)U、~(230)Th、~(40)K含量 |
| 5.2.2 宇宙射线含量 |
| 5.2.3 含水量 |
| 5.3 等效剂量测试 |
| 5.3.1 测试仪器和测试矿物介绍 |
| 5.3.2 等效剂量测试方法 |
| 5.4 石英等效剂量的测定 |
| 5.4.1 石英常规SAR法测试 |
| 5.4.2 石英TT-OSL法测试 |
| 5.5 钾长石等效剂量的测定 |
| 5.5.1 钾长石pIRIR法测年 |
| 5.5.2 钾长石MET-pIRIR法测年 |
| 5.6 光释光年龄结果 |
| 第6章 浑善达克沙地年代框架 |
| 6.1 年代数据的可靠性 |
| 6.2 中更新世以来的年代框架 |
| 第7章 气候替代性指标的测试结果 |
| 7.1 粒度参数特征 |
| 7.2 磁化率特征 |
| 7.3 地球化学元素含量特征 |
| 第8章 浑善达克沙地中更新世以来的气候变化和火山事件 |
| 8.1 浑善达克沙地中晚更新世以来的气候变化 |
| 8.1.1 倒数第二次冰期 |
| 8.1.2 末次冰期 |
| 8.1.3 全新世 |
| 8.2 浑善达克沙地的火山活动事件 |
| 第9章 结论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读硕士学位期间的研究成果 |
（8）俄罗斯亚速海地区黄土光释光测年及其晚第四纪地层划分（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 研究进展 |
| 1.2.1 晚第四纪气候变化综述 |
| 1.2.2 黄土沉积物光释光测年研究进展 |
| 1.2.3 (晚)第四纪欧洲黄土地层学研究进展 |
| 1.2.4 (晚)第四纪亚速海地区黄土地层学研究进展 |
| 1.3 本文拟解决的科学问题和研究方案 |
| 1.3.1 拟解决的科学问题 |
| 1.3.2 研究方案 |
| 1.4 本文创新点 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 区域概况 |
| 2.2 剖面概况 |
| 2.3 样品采集 |
| 第三章 光释光测年方法及测年结果 |
| 3.1 光释光测年原理 |
| 3.2 光释光测试矿物 |
| 3.3 光释光测年方法 |
| 3.3.1 样品前处理 |
| 3.3.2 等效剂量的测定 |
| 3.3.3 样品剂量率的测定 |
| 3.4 光释光测年结果 |
| 3.5 光释光年龄可靠性分析 |
| 3.5.1 预热温度坪实验和剂量恢复实验 |
| 3.5.2 热转移效应和循环比实验 |
| 3.5.3 等效剂量De值分布 |
| 3.5.4 释光特征 |
| 3.5.5 讨论与结论 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 气候代用指标分析 |
| 4.1 磁化率 |
| 4.2 粒度 |
| 4.3 色度 |
| 4.4 碳酸盐(CaCO3) |
| 4.5 总有机碳(TOC) |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 亚速海晚第四纪以来黄土地层划分与环境演变 |
| 5.1 Beglitsa剖面地层划分 |
| 5.1.1 以磁化率为基础建立的地层结构(方案一) |
| 5.1.2 以综合气候代用指标为基础建立的地层结构(方案二) |
| 5.1.3 两种方案对比分析 |
| 5.2 Chumbur-Kosa剖面地层划分 |
| 5.3 与周边其它剖面地层的对比 |
| 5.4 亚速海地区晚第四纪以来气候变化过程 |
| 5.4.1 末次间冰期S1古土壤记录的气候变化 |
| 5.4.2 末次冰期L1黄土记录的气候变化 |
| 5.4.3 全新世S0古土壤记录的气候变化 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 存在问题及研究展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
| 图表目录 |
（9）川西高原黄土石英光释光测年研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景和意义 |
| 1.2 川西高原黄土的研究现状和存在问题 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 技术路线 |
| 第二章 研究区概况、样品采集和实验方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 剖面地层与样品采集 |
| 2.3 实验方法 |
| 第三章 光释光测年 |
| 3.1 光释光测年技术发展简史 |
| 3.2 光释光测年原理和条件 |
| 3.3 光释光测年的实验方法 |
| 第四章 川西高原黄土石英光释光测年特征和可靠性分析 |
| 4.1 石英光释光特征分析 |
| 4.2 等效剂量(De)分析 |
| 4.3 自然释光信号离散度分析 |
| 4.4 关于年轻样品和年老样品 |
| 第五章 川西高原黄土石英光释光测年结果及环境意义 |
| 5.1 黄土石英光释光测年结果 |
| 5.2 年龄-深度模型 |
| 5.3 黄土容重、沉积速率和沉积通量 |
| 5.4 川西高原末次冰期阶段的环境变化 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
（10）雅鲁藏布江中下游古堰塞湖沉积的年代及其意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 选题依据和科学意义 |
| 1.2 研究内容和研究方法 |
| 1.3 国内外研究现状 |
| 1.3.1 雅鲁藏布江的形成问题 |
| 1.3.2 古堰塞湖的成因及期次 |
| 1.4 工作内容 |
| 1.4.1 工作流程 |
| 1.4.2 工作量 |
| 2 区域地质构造及相关情况 |
| 2.1 雅鲁藏布江区域地质构造概况 |
| 2.2 地形地貌的特征 |
| 2.3 河流的特征 |
| 2.4 气候特点 |
| 2.5 黄土-古土壤 |
| 3 雅鲁藏布江中下游古堰塞湖沉积 |
| 3.1 基本概况 |
| 3.2 古堰塞湖沉积 |
| 3.2.1 古堰塞湖基本特征 |
| 3.2.2 古堰塞湖发育机制 |
| 3.2.3 前人对古堰塞湖的认识 |
| 3.3 研究区典型古堰塞湖沉积 |
| 3.3.1 仁布湖相沉积阶地 |
| 3.3.2 卧龙河流相沉积阶地 |
| 3.3.3 比日神山湖相沉积阶地 |
| 3.3.4 林芝军营湖相沉积阶地 |
| 3.3.5 米瑞湖相沉积阶地 |
| 3.3.6 其它湖相沉积观察点 |
| 3.4 古堰塞湖群空间展布与沉积特征 |
| 3.5 本章小结 |
| 4 古堰塞湖沉积定年 |
| 4.1 碳十四测年方法 |
| 4.2 光释光测年方法 |
| 4.2.1 光释光测年简介 |
| 4.2.2 光释光测年基本流程 |
| 4.2.3 石英光释光测年 |
| 4.3 古堰塞湖群时间序列特征 |
| 4.4 本章小结 |
| 5 结论 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 存在问题 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 个人简历 |
四、黄土细颗粒多矿物多片、单片光释光测年对比（论文参考文献）
- [1]青藏高原东缘黄土光释光测年方法的比较研究[D]. 李冬雪. 兰州大学, 2021(09)
- [2]黄土高原西峰剖面末次间冰期以来石英光释光灵敏度变化研究[D]. 李娇. 西北大学, 2020(02)
- [3]柴达木盆地雅丹释光年代学及其环境意义[D]. 丁召静. 中国地质大学, 2020(03)
- [4]宁夏水洞沟遗址第2地点光释光年代学与沉积环境研究[D]. 解浩. 中国地质大学(北京), 2020(04)
- [5]晚第四纪河套平原沉积速率和河道变迁研究[D]. 李富强. 兰州大学, 2019(08)
- [6]金沙江上游雪隆囊古堰塞湖沉积物的光释光年代研究[D]. 崔伟迪. 中国地质大学(北京), 2019(02)
- [7]浑善达克沙地中更新世以来的光释光年代学研究[D]. 孙晓巍. 陕西师范大学, 2019(06)
- [8]俄罗斯亚速海地区黄土光释光测年及其晚第四纪地层划分[D]. 陈杰. 兰州大学, 2018(11)
- [9]川西高原黄土石英光释光测年研究[D]. 成婷. 兰州大学, 2018(11)
- [10]雅鲁藏布江中下游古堰塞湖沉积的年代及其意义[D]. 马振. 中国地质大学(北京), 2017(06)