一、牙形石的分离方法简介（论文文献综述）
杨润宇,袁志伟,彭展,韩淑朋,殷保安,沈冰,孙元林[1]（2021）在《桂东仁义剖面吉维特阶上部的牙形石及腕足动物》文中指出本文报道了在桂东仁义剖面中上泥盆统巴漆组中一段八十余米厚地层中发现的牙形石3属10种（包括亚种）和腕足动物16属17种（包括属种未定类型）。根据牙形石的组合分布,识别出Schmidtognathushermanni带、Polygnathuscristatus带和Klapperinadisparilis带上亚带,表明研究层段属于中泥盆统吉维特阶上部。该段地层顶底各有1层腕足化石富集层,代表了该剖面上2个不同的腕足动物化石组合。下化石层位于S.hermanni带内,主要由Leiorhynchuskwangsiensis组成,属种组成单一,其发现确认了Leiorhynchus在华南中泥盆统中的存在。上化石层位于K. disparilis带上亚带内,腕足动物属种组成众多,至少有15属,是目前已知在华南地区单个剖面上发现的吉维特阶上部腕足化石种类最多的化石层。在动物群组成上,以小嘴贝类分子占优,石燕贝类和无洞贝类次之,兼有其他类群,但缺乏无窗贝类。在标本数量上,以Gypidula、Coeloterorhynchus和Spinatrypina等分子占优。
张少文[2]（2021）在《藏北地区中—晚二叠世古生物和地层学研究及其地质意义》文中研究指明特提斯构造域的中—上二叠统蕴藏着丰富的油气资源,中—上二叠统是中东地区特大油气田的重要产油气层位。青藏高原位于特提斯域东段,属于特提斯构造域中亚段的一部分,具备形成大、中型油气田的基本地质特征。对于青藏高原来说,目前认为油气勘探有利层位主要集中在中生界,对于古生界油气资源勘探并未有足够的重视。为了能够科学地评价青藏高原藏北地区中—上二叠统油气前景,本次选取拉萨地块松哑来嘎剖面、南羌塘地块萨门雄剖面、雅鲁藏布江缝合带强公村剖面以及北羌塘地块热觉茶卡西南剖面中—上二叠统地层为研究对象,从生物地层、古地理、油气勘探评价三个方面分析,取得以下研究进展:地层学方面:（1）完善了拉萨地块中—上二叠统地层序列。在拉萨地块阿索乡松哑来嘎剖面新建了上二叠统阿索组,阿索组以灰岩为主,是一套含有生物碎屑灰岩和含燧石结核灰岩的地层。阿索组的发现表明了拉萨地块的上二叠统不但有碳酸盐岩台地斜坡相的文布当桑组和蒸发岩台地相的木纠错组,还有介于两者之间的正常浅海碳酸盐岩台地相沉积。（2）完善了南羌塘地块中—上二叠统地层序列。在萨门熊剖面的龙格组之上识别出一段大化石稀少的含燧石结核灰岩和白云岩。其中,含燧石结核灰岩的地层对比为文布当桑组,白云岩为主的地层对比为孜狮桑组,在白云岩下部发现有二叠纪Iranophyllum xainzaense Lin珊瑚化石,表明孜狮桑组时代下限下沿到晚二叠世。孜狮桑组与下伏文布当桑组整合接触。（3）修订了雅鲁藏布江地层区中二叠统浪错组时代上限。根据腕足类化石时代认为浪错组时代上限已经达到晚二叠世;浪错组与上覆下三叠统穷果群之间为整合接触,强公村剖面的发现完善了雅鲁藏布江地层区中二叠统—下三叠统连续海相沉积序列。生物古地理方面:根据底栖生物所指示的环境意义,认为拉萨地块和南羌塘地块中—晚二叠世处于南纬30°内的低纬度区域;拉萨地块和南羌塘地块中—上二叠统具有相同的地层序列,具有相似的底栖生物类型,根据生物组合的特征和地层序列,认为拉萨地块和南羌塘地块中—晚二叠世相互连在一起,可以作为一个整体考虑,共同位于南纬30°以内的低纬度区域,具有较高的海洋生产力。油气勘探评价方面:古格层系下组合是藏北地区中—晚二叠世重要的油气勘探层。在沉积环境上与中东、四川普光油气田等产油气地区相似,藏北地区中二叠统以下拉组、龙格组碳酸盐岩沉积为代表,在区域内广泛分布;上二叠统是以阿索组、文布当桑组、木纠错组为代表的浅海碳酸盐岩相、碳酸盐岩斜坡相、白云岩蒸发相为代表的交互相带沉积。拉萨地块的正常碳酸盐岩台地相和蒸发岩台地相的过渡地带,是具有生油层性质的阿索组生物碎屑灰岩和具有储油层性质的木纠错组白云岩形成的交互相带组合,在海平面升降作用的影响下,形成垂向的叠置和不同岩性横向上尖灭,有利于油气生成和就近储存,形成岩性油气藏。
郝少波,陈龑,黄攀,陈寒超,江海水[3]（2021）在《鄂东伍家冲剖面乐平世牙形石生物地层及大隆组的时代》文中研究说明大隆组是华南地区乐平世一种重要的较深水沉积.为进一步探讨大隆组沉积的时空分布,选择对鄂东伍家冲剖面吴家坪组和大隆组重点进行了牙形石生物地层研究,此次研究共鉴定出牙形石1属5种,均为Clarkina,并由老到新识别出4个牙形石带:C. guangyuanensis带、C. transcaucasica带、C. orientalis带及C. wangi带.根据牙形石C. wangi的首现,将伍家冲剖面的吴家坪阶-长兴阶界线（Wuchiapingian-Changhsingian boundary,简称WCB）置于第18层底部.根据菊石Ophiceras的首现将伍家冲剖面的二叠系-三叠系界线（Permian-Triassic boundary,简称PTB）置于第20层顶部,仅高于WCB界线0.72 m.牙形石生物地层指示伍家冲剖面大隆组的主体为吴家坪期沉积产物.数个长兴期牙形石带的缺失和极短的长兴阶表明,该剖面长兴阶中上部可能因沉积间断存在缺失.
李国帅[4]（2021）在《宁夏同心韦州镇芦草沟剖面早-中奥陶世牙形石及其古海洋学意义》文中提出对鄂尔多斯盆地西缘宁夏同心韦州镇芦草沟剖面的冶里组、三道坎组和桌子山组进行了系统的牙形石采集,共采得灰岩样品38件,总重超过100kg。样品经酸泡处理后共得到牙形石1420枚,经鉴定可归为32属46种,含有4个未定种。该牙形石动物群中的重要属种有:Aurilobodus leptosomatus,Cordylodus angulatus,Costiconus ethingtoni,Drepanoistodus basiovalis,Drepanoistodus costatus,Dzikodus tablepointensis,Eoplacognathus pseudoplanus,Eoplacognathus suecicus,Histiodella kristinae,Loxodus dissectus,Microzarkodina ozarkodella,Monocostodus severiensis,Periodon hankensis,Periodon macrodentatus,Periodon zgierzensis,Pygodus lunnensis。基于该动物群发现,可在芦草沟剖面识别出5个牙形石生物带和1个牙形石生物亚带,自下而上依次为下奥陶统特马豆克阶冶里组Cordylodus angulatus带、中奥陶统达瑞威尔阶三道坎组Aurilobodus leptosomatus-Loxodus dissectus带、中奥陶统达瑞威尔阶桌子山组Microzarkodina ozarkodella带、Dzikodus tablepointensis带和Eoplacognathus suecicus带,以及E.suecicus带的Pygodus lunnensis亚带。丰富的牙形石产出适宜运用多元统计的方法开展古生态分析,综合使用聚类分析（Cluster Analysis,CA）和去趋势分析（Detrended Correspondence Analysis,DCA）两种定量分析方法,对筛选出的16件样品进行生物相定量划分。识别出4个生物相,分别是Drepaniostodus生物相、Parapaltodus生物相、Periodon生物相和Protopanderodus生物相。生物相在纵向序列上的转变可用于海平面变化分析,在本文的研究层段共识别出3次海进和4次海退过程,认为研究区在达瑞威尔期中期存在交替的海平面上升下降过程,整体表现为一个缓慢的海进序列。研究区及华北地区达瑞威尔期牙形石动物群以暖水型牙形石为主,存在劳伦、西伯利亚、西澳大利亚等其他低纬古大陆牙形石属种显着的扩散交流。结合古洋流模式分析,认为鄂尔多斯盆地西缘在达瑞威尔期同时受到赤道逆流和南赤道暖流的影响。由于海侵过程的持续,在桌子山组上部暖水型牙形石生存的浅、暖水环境条件逐渐被深、冷水环境所取代,使得该区发育的牙形石动物群由北美中大陆型逐步转变为北大西洋型。
李亚[5]（2021）在《华北克拉通西缘青龙山奥陶纪晚达瑞威尔期牙形石及其生物相》文中研究表明对华北克拉通西缘青龙山地区克里摩里组和乌拉力克组进行了系统的牙形石采样分析,共采集用于牙形石分析的碳酸盐岩样品22件,总计约60kg。所有样品经室内分析后获得879枚牙形石,经鉴定可分为23个属,42个种,2个未定种。其中,地层意义重要的属种有:Dzikodus tablepointensis,Eoplacognathus suecicus,Pygodus anitae,P.lunnensis,Yangtzeplacognathus foliaceus。在青龙山地区的克里摩里组和乌拉力克组可识别出2个牙形石带,自下而上依次为:Eoplacognathus suecicus带和Pygodus serra带。在E.suecicus带中可进一步识别出一个亚带,即Pygodus anitae亚带;在P.serra带可进一步识别出一个亚带,即Yangtzeplacognathus foliaceus亚带。该牙形石序列与波罗的斯堪的纳维亚、华南和塔里木等地区的北大西洋型牙形石生物地层序列基本一致,是典型的冷水型牙形石动物群,时代为中奥陶世晚达瑞威尔期。研究区克里摩里组和乌拉力克组牙形石动物群主要由数量丰富的Ansella,Cornuodus,Costiconus,Periodon,Protopanderodus,Pygodus和Spinodus属组成。大量牙形石的产出适合使用于使用多元统计方法开展古生态分析。本文综合使用聚类分析（Cluster Analysis）和去趋势分析（Detrended Correspondence Analysis）两种定量分析方法,对筛选出的9件样品进行生物相定量研究。经分析,在青龙山剖面的克里摩里组和乌拉力克组共识别出4个生物相类型,分别为Periodon生物相,Protopanderodus生物相,Costiconus生物相和Pygodus生物相。其中Periodon生物相代表最浅水的生态环境,Protopanderodus生物相的水体相对较深,Costiconus生物相更深,而Pygodus生物相代表离岸最远的生态环境。生物相的纵向更替直接受古海水深度的变化控制,利用生物相的更替重建的海平面变化过程,与前人使用沉积学方法恢复的海平面曲线可以进行直接对比。
杨志华[6]（2020）在《华北板块西北缘上奥陶统牙形石及古海洋学意义研究》文中研究表明华北奥陶系牙形石丰富,其中上奥陶统动物群特征表现为浅水-暖水型牙形石动物群。本文对华北西北缘内蒙古大佘太地区上奥陶统白彦花山剖面进行牙形石采集和研究,获得1215枚牙形石,共计17属43种,并建立了 1个新种Tasmanognathus coronatustus n.sp.。根据所产出的牙形石动物群延限,笔者共划分出三个牙形石带,自下而上分别为:Belodina confluens 带,Yaoxianognathus neimengguensis 带和 Yaoxianognathus yaoxianensis带,所划分的牙形石带均可以与国内外同时期的浅水相牙形石带对比,地层时代为晚奥陶世早-中凯迪期。此外,本文对华北及冈瓦纳周缘地区常见的两个属Tasmanognathus Burrett,1979和Yaoxianognathus An in An et al.,1985进行梳理,分析了两属的地区分布、地层延限及形态特征,对部分属种的分类位置进行重新厘定。通过两属在华北地区主要属种的各分子细齿变化,提出Tasmanognathus sishuiensis-Tasmanognathus shichuanheensis-Yaoxianognathus borealis-Yaoxianognathus neimengguensis-Yaoxianognathus yaoxianensis演化序列。本文对相关类群进行系统发育分析,进一步验证两属之间存在演化关系,其源头可能演化自Plectodina属,而Tasmanognathus shichuanheensis即为两属的过渡单元。最后,通过分析全球低纬度地区较繁盛的4个属Belodina,Phragmodus,Taoqupognathus和Yaoxianognathus在全球的时空分布及演化顺序,结合晚奥陶世古洋流模型,得出各属在全球范围内的迁移路线,进一步说明不同地区牙形石物种交流受到海水流向的制约,部分生活于较深水域的牙形石则通过洋流可实现长距离迁徙。本文通过对内蒙古大佘太地区牙形石动物群的研究,不仅丰富了华北地区上奥陶统牙形石动物群面貌,也精确了华北地区国内外的生物地层对比,并对主要属种的演化关系有了新的认识,而通过牙形石生物迁移模式的研究,为奥陶纪古洋流模式的建立及古海洋学研究提供了古生物学依据。
陈龑[7]（2020）在《华南古-中生代之交磁性地层时间格架及其全球对比》文中研究指明晚二叠世末期见证了地球历史上最大的一次生物大灭绝事件,紧随其后的早三叠世更是经历极其缓慢的生物复苏,复杂后生动物生物礁的重建以及有机质养分的上涌更是直到中三叠世安尼期才逐渐形成,与此同时完成古生代海洋结构转向中生代海洋结构的巨大海洋生态系统转变。在这一极端气候条件下,生物与环境的协同演化一直是国际上研究热点问题,华南板块上多条剖面的系统综合地层研究,主要包含以牙形石为主的生物地层研究,锆石定年研究,以及大量地球化学生态环境变化研究,均彰显了华南板块的良好研究基础,然而如何将华南板块研究中记录的全球事件与其它沉积区进行对比,仍存在较大问题。古地磁极性地层研究作为一种具有全球等时性的地层研究手段,通过结合牙形石生物地层格架,天文旋回的周期性震荡,以及碳、氧稳定同位素的趋势和快速偏转,可获得综合古地磁极性年代格架,基于此可与陆相地层以及不具有良好化石记录的海相地层间进行对比,同时可服务于研究不同沉积体系下全球环境的协同演化。为建立牙形石生物地层-碳同位素-古地磁极性地层综合地层格架,此次研究选定了华南板块上8条从上二叠统长兴阶至中三叠统安尼阶剖面,依次主要为长兴阶-煤山剖面,上寺剖面;印度阶以及奥伦尼克阶-谢家槽剖面,雪玉洞剖面,幼平剖面,拉仁剖面;奥伦尼克阶-安尼阶界线-幼平剖面,湾头剖面;安尼阶-四大寨剖面,以及1条华北板块上二叠统-下三叠统陆相沉积大雨淋剖面以作对比。1.煤山剖面（浙江湖州长兴县,长兴阶、印度阶底部金钉子剖面）,作为长兴阶以及印度阶底部全球层型剖面和点（Global Stratotype Section and Point,GSSP）剖面,其古地磁极性地层格架在前人研究中存在较大争议,此次研究主要对于长兴阶内进行验证性研究。通过分析此次研究数据以及前人研究结果,在煤山剖面划分由老至新MS0-MS4极性地层带,结合牙形石生物地层等综合研究,可见从吴家坪阶上部至印度阶底部的牙形石-古地磁极性地层时间格架。2.上寺剖面（四川广元,长兴阶下斜坡-深陆棚相、早三叠世潮坪相剖面）曾作为印度阶底界的备选GSSP剖面,同样具有良好的研究基础,且其前人研究中极性地层格架较为统一,此次研究对于前人研究的原始数据进行重新分析,基于牙形石生物地层格架研究,可见从老至新的SS1-SS3n极性地层带,该剖面上牙形石生物地层-古地磁地层格架研究以吴家坪阶上部为始,至印度阶底部而止。3.谢家槽剖面（四川广安市,下三叠统浅水碳酸盐岩台地相）上由老到新可见XJ1-XJ7极性地层带,结合全岩碳同位素偏转以及牙形石生物地层研究等,可见该剖面包含晚二叠世长兴阶顶部,至早三叠世斯帕斯亚阶（Spathian）近顶部,主要可见二叠系-三叠系界线（Permian-Triassic boundary,PTB）附近N1碳同位素负偏峰值于XJ1n底界;印度阶-奥伦尼克阶界线（Induan-Olenekian boundary,IOB）附近P1碳同位素正偏峰值于XJ3n附近;斯密斯亚阶-斯帕斯亚阶（Smithian-Spathian boundary,SSB）附近P2碳同位素峰值以及SSB标准化石牙形石Novispathodus pingdingshanensis的首现,于XJ5n中部;斯帕斯亚阶中上部的P3碳同位素正偏的开始于XJ7n中部。雪玉洞剖面（重庆丰都区,下三叠统浅水碳酸盐岩台地相）上由老到新可见XY0r-XY5n极性地层带,基于其与谢家槽剖面处于相同相区,可将XY3n-XY4n即位于夜郎组第四段至嘉陵江组第一段的正极性带,与XJ3n进行对比,余者类推。4.幼平剖面（广西百色市乐业县,上二叠统-中三叠统碳酸盐岩-碎屑岩盆地相）根据野外对比,区分为幼平I以及幼平II剖面。幼平I剖面上可见从老至新YPI0r至YPI4n极性带,结合前人研究牙形石/菊石生物地层-碳同位素地层等,主要可见PTB附近牙形石Hindeodus parvus的首现可对比至YPI1n底部;YPI2r.1n底部可与斯密斯亚阶底部菊石层（Flemingites）对比;SSB碳同位素正偏P2峰值与YPI3n顶部对比。幼平II剖面可见从老至新的YPII0r-YPII4r极性地层,同时此文针对奥伦尼克阶-安尼阶界线（Olenekian-Anisian boundary,OAB）附近牙形石生物地层的研究,划分了从老至新的牙形石带,Triassospathodus brochus-Gladigondolella carinata-Chiosella gondolelloides-Chiosella timorensis sensu stricto-Magnigondolella alexanderi,这牙形石一序列可与全球牙形石生物地层研究以及全球碳同位素曲线进行对比,而OAB标准化石Ch.timorensis s.s.的首现,则仅稍高于YPII1n.2n顶界,以及稍低于斯帕斯亚阶中上部碳同位素正偏P3的峰值。5.拉仁剖面（广西河池市凤山县,下三叠统斯密斯亚阶深水盆地相）上从老至新仅可见LR0r-LR1n,结合前人针对该剖面研究对比,可见SS界线标准分子Novispathodus pingdingshanensis的首现稍高于LR1n顶部,斯密斯亚阶近底部菊石层（Flemingites）以及全岩碳同位素负偏N2位于LR0r底部,因此拉仁剖面古地磁极性结果当包含绝大部分斯密斯亚阶地层磁性特征。6.湾头剖面（广西河池市凤山县,下-中三叠统界线附近碳酸盐岩-碎屑岩盆地相）上从老到新可见WT1-WT2极性地层带,同时结合牙形石生物地层和全岩碳同位素的研究作为补充,均可见湾头剖面为斯帕斯亚阶近顶部至安尼阶底部沉积,可见主要对比锚点为斯帕斯亚阶中上部碳同位素正偏P3始于WT1n内等。结合前人湾头剖面的牙形石生物研究中,划分了Tr.brochus-Gl.carinata-Ch.timorensis s.s.-Gl.tethydis牙形石带,可与幼平II剖面以及全球其它地区进行对比,且碳同位素的偏转间同样可对比,从而可见OAB界线标准化石Ch.timorensis s.s.的首现,仅稍高于WT1r.4n顶界,以及稍低于碳同位素正偏P3的峰值以及随后的平台期。7.四大寨剖面（贵州省安顺市紫云苗族布依族自治县,深水盆地相）上可见从老至新SDJ1-SDJ5极性带,结合前人研究中牙形石生物地层格架,可见剖面始于安尼阶底部,终于近安尼阶顶部,可见主要对比锚点为:OAB界线标准化石Ch.timorensis s.s.的首现稍低于SDJ1n,佩尔松亚阶（Pelsonian）底界标准化石Paragondolella bulgarica的首现接近SDJ3n底界。8.华北板块河湖相的大雨淋剖面（河南洛阳市宜阳县）,其由老至新可见DY1n-DY5n极性带,结合前人研究中下孙家沟组内有机碳同位素负偏研究,可见剖面始于晚二叠世长兴阶上部,终于斯密斯亚阶上部,而此次研究将为华北板块陆相地层与华南板块海相地层间的对比研究提供年龄格架。以上研究为古-中生代之交（长兴阶-安尼阶）综合地层格架的建立提供了研究基础,这些研究中新获取的古地磁极性地层格架和其它研究区古地磁极性地层格架研究结果更加具有类比性,且对于主要极性带年代提供了基于天文旋回年龄和放射性定年的验证和改进。1.上二叠统长兴阶:以煤山和上寺剖面为主,结合前人其它研究剖面可对长兴阶天文旋回年龄调谐古地磁极性地层-牙形石生物地层综合时间格架进行组建可见,长兴阶的下部Clarkina wangi以及C.subcarinata带以正极性为主（LP2n,LP=Lopingian,乐平统,定名方式见Hounslow,2016）,其内具有两个主要反极性带（LP2n.1r/2r）;LP2r始于C.changxingensis带底部往上约25%。煤山和上寺剖面的牙形石生物地层研究中指出长兴阶中的LP3n正极性带位于接近C.changxingensis带顶部,然而长兴阶中部的极性地层格架仍待更多具有良好牙形石生物地层格架以及古地磁极性信号的剖面以进行验证。C.yini带内具有一较短正极性带（LP3r.1n）,LT1n（印度阶底部正极性带,LT=lower Triassic）的底界与C.meishanensis的首现,即与晚二叠世生物大灭绝的开端是等时的。基于煤山D（GSSPs）剖面上二叠系-三叠系界线上下的火山灰层的放射性年龄研究,可见LT1n的底界仅老于PTB约50kyr;这一结果与修订后的上寺剖面于德国盆地研究中天文旋回-古地磁极性地层研究上推测PTB界线与LT1n底界的相对位置结果一致,而PTB与LT1n底界间的相对位置同样可与其它相区的研究剖面上进行对比。2.下三叠统印度阶:由于前人在巢湖剖面具有较好的研究基础,此次研究中印度阶主体磁性地层序列等进行较大更改,根据此次研究中补充剖面以及全球其它相区间的对比,于LT1n上部和下部均可见较短反极性带（LT1n.1r,LT1n.2r）,LT2n同上,以及重新厘定Nv.waageni eowaageni（IOB界线标准牙形石化石）与LT3n底界间年龄间隔。3.下三叠统奥伦尼克阶:前人斯密斯亚阶古地磁极性地层格架研究以华南关刀碳酸盐岩相剖面-挪威Vikinghogda碎屑岩相剖面为主要参考剖面,组建的斯密斯亚阶综合GPTS（Global geomagnetic polarity timescale全球古地磁极性地层时间格架）以LT3nLT6n为主要极性地层特征。与此次研究中反极性为主的斯密斯亚阶极性地层特征（谢家槽-拉仁-雪玉洞）存在一定差异,如LT4n的未发现,较短的LT5n,然可见LT3n/CG6n与碳同位素正偏P1的峰值近等时,与LT6n/CG8n近顶部可见碳同位素正偏P2以及典型斯帕斯亚阶牙形石Nv.pingdingshanensis的首现。前人研究中较长的LT5n/CG7n可能受到斜率旋回（火星与地球倾斜度交角旋回）主导的影响,如前人研究的德国盆地中可能将s3.10-s3.11-s3.12-s4.1（3.5个沉积物向上变细的序列）将实为32.8kyr斜率旋回,误判为100kyr短偏心率旋回,故而此次研究中LT5n极性带的延限约为0.12myr。基于与巢湖剖面古地磁极-天文旋回年龄格架对比,可见德国盆地的印度阶内CG3n+CG4n（LT1n）,CG5n（LT5n）的延限研究中亦可见这一斜率旋回主导的约束。斯帕斯亚阶的古地磁极性地层格架则在验证对比中,幼平剖面链接了巢湖马家山剖面以及德国盆地的天文旋回年龄格架下的古地磁极性地层格架,并和全球其它地区同样保持相对较好的可对比性,主要验证斯帕斯亚阶下部LT6-LT9的正极性为主的极性地层格架,以及斯帕斯亚阶上部的反极性带（LT9r）。4.湾头和幼平II剖面上岩石地层学、牙形石生物地层、菊石生物地层、古地磁极性地层、全岩碳同位素、牙形石磷灰石氧同位素以及其估算的古海水表层水温度,ID-TIMS U-Pb锆石定年的综合研究,提供了详细的下-中三叠统界线附近高分辨率综合地层研究。斯帕斯亚阶的上部的古地磁极性地层格架为正极性（极性带LT9n）,其内包含有典型斯帕斯期牙形石分子（Triassospathodus homeri和Gladigondolella carinata）的首现,斯帕斯亚阶顶部的菊石带Neopopanoceras haugi,和斯帕斯亚阶中上部全岩碳同位素正偏P3的开始。其上覆的反极性带（LT9r）内包含有两个较短的正极性带（MT1n和MT2n）,这一特征可在其它数个海相和陆相剖面进行对比。牙形石Chiosella timorensis sensu stricto,这一被视作安尼阶底部界线的全球标志化石,位于MT1n上方,且稍低于全岩碳同位素正偏P3的峰值。湾头和幼平II剖面中安尼阶底部的古地磁极性地层格架以正极性带为主（MT3n,其内包含一个主要反极性带MT3n.1r）,其内包含有典型安尼阶牙形石分子（Gladigondolella tethydis/Magnigondolella alexanderi）的首现,以及全岩碳同位素正偏P3峰值的平台（稳定于+4‰）。牙形石Ch.timorensis s.s.的首现,短暂正极性带（MT1n）,以及碳同位素的正偏P3的峰值,以上特征均可视作下-中三叠统界线全球对比的标志。5.中三叠统安尼阶:基于牙形石生物地层和与关刀剖面古地磁极性地层的对比,可见幼平剖面上具有安尼阶底部艾格亚阶（Aegean）-毕塞妮亚阶（Bithynian）磁极性地层格架（MT1n-MT4r）,而四大寨剖面则可见几乎具有完整的安尼阶地层,其中佩尔松亚阶（Pelsonian）底部标准分子牙形石Pa.bulgarica的首现位于四大寨剖面上SDJ3n底部,SDJ3n可与MT4n（Hounslow and Muttoni（2010））进行对比,完善了安尼阶内以关刀剖面研究为主的牙形石生物地层-古地磁极性地层综合时间格架对比。基于此次研究中所总结的古生代-中生代综合地层年龄格架的研究,以早三叠世为例,对比研究在晚二叠世生物大灭绝后,气候变化风云诡谲的早三叠世,如温室气候等全球事件,在不同相区的影响,以及天文旋回对于全球气候的影响,主要可见:1.陆相剖面-大雨淋剖面,其碎屑类型与华南等记录的古海水温度存在一定耦合,高温期以红色泥岩粉砂岩等细粒碎屑沉积物为主,而低温期则以砂岩等较粗碎屑物为主。2.全球海相地层中,中低纬度的华南-喜马拉雅地区-意大利Dolomites地区,与高纬度的挪威北极Svalbard盆地和加拿大北极Sverdrup盆地,根据牙形石生物地层-碳同位素-古地磁极性地层综合地层格架可完成对比,验证全球海平面的变化跨纬度的多相区对比,以及验证火星与地球倾斜度交角（斜率）的旋回主导会导致热量、湿度和降水量的变化,从而在其影响的峰值上驱动古海洋表层水温度下降、海平面的下降、大洋环流的逐渐恢复而导致的大洋氧化。
吴奎[8]（2020）在《华南中二叠世—早三叠世牙形石生物地层及其形体演变》文中研究指明自从晚古生代冰期在早二叠世结束后,直到早三叠世全球极端高温事件结束,地球上曾发生了两次大规模的火山岩省喷发事件,地球环境也经历了从冰室转变成温室最后又回到正常状态的重大变化过程。而这些重大、异常的环境变化,也促成了海洋生态系统由古生代类型向中、新生代类型的重大转变。因此,生物在此关键地质历史转折与突变期的具体演化模式,是近几十年来国、内外古生物学家研究的热点问题。而作为生物的基本属性之一,其形体（包括大小和形态）往往受到了多方面因素的影响,因此其变化也反映了生态及环境的变化。本文选择该时期最重要的年代地层标志化石—牙形石为研究对象,探索该类群的形体特征在中二叠世-早三叠世期间随环境的演变过程和表现形式,进而探讨牙形石在不同气候条件、不同海洋环境期间的演化模式。另一方面,由于牙形石是二叠纪-早三叠世最重要的建带标志化石,依赖于该类化石的首现点建立的间隔带,是传统地建立年代地层界线层型（即“金钉子”）和进行生物地层对比的基本方法。然而由于化石记录的不完备性以及生物对环境的选择性等原因,同一化石在不同剖面上的首（出）现层位可能会存在不等时的情况,其在实际工作中也常出现争议。因此近年来,有学者提出“Unitary Association Method（整体相关法）”来代替这种建带和地层对比方法。整体相关法的基础是,根据单条剖面所产出化石的“最大水平层”,即可代表某段地层的最大化石集合所占据的最小延限,来建立区域上多条剖面间的“Unitary Association Zone（整体相关带）”,这样就减少了对某一特定化石首现点的依赖,进而具有离散型的特征以及更高的对比分辨率。这种方法近来得到了一些学者的关注与应用,对依赖于间隔带的传统牙形石生物地层划分方法提出了挑战,有时甚至会得出一些不同的结果,因而给实际工作造成重要影响。因此,整体相关带与间隔带两者之间的优劣性对比到底如何,也是本研究的探索目的之一。为了解决上述问题,笔者选择了华南地区三个不同沉积相、不同时间跨度的剖面,进行系统的连续采样以及关键层位加密采样分析工作,总计采集样品737件（总重量逾3吨）进行牙形石处理。在出露有上二叠统合山组以及下三叠统罗楼组的摩天岭剖面上,共获得牙形石近4000枚,其中保存完好的P1分子2244枚,包括15属54种,据此建立了11个牙形石带,自下而上分别为:Hindeodus parvus带、Isarcicella lobata带、Isarcicella isarcica带、Hindeodus postparvus带、Hindeodus sosioensis带、Clarkina carinata-Clarkina planata带、Neospathodus dieneri带、Novispathodus ex.gr.waageni带、Novispathodus pingdingshanensis带、Icriospathodus collinsoni带和Triassospathodus homeri带。由于在摩天岭剖面微生物岩底部未获得牙形石,因此补充研究了与之相邻且出露有上二叠统合山组和下三叠统马脚岭组的太平剖面,共发现1属5种,包括2个牙形石带,自下而上分别为:Hindeodus changxingensis带和Hindeodus parvus带。在出露有栖霞组、茅口组、吴家坪组、大隆组、大冶组、嘉陵江组以及巴东组的沿渡河剖面共发现牙形石分子近8000枚,其中保存完好的P1分子3140枚,包括9属46种,据此可以建立22个牙形石带,自下而上分别为:Sweetognathus subsymmetricus带、Jinogondolella nankingensis带、Jinogondolella aserrata带、Jinogondolella errata带、Jinogondolella postserrata带、Jinogondolella postserrata带、Jinogondolella shannoni带、Jinogondolella altudaensis带、Jinogondolella prexuanhanensis带、Jinogondolella xuanhanensis带、Jinogondolella granti带、Clarkina postbitteri hongshuiensis带、Clarkina postbitteri postbitteri带、Clarkina dukouensis带、Clarkina asymmetrica带、Clarkina liangshanensis带、Clarkina guangyuanensis带、Clarkina transcaucasica带、Clarkina longicuspidata带、Clarkina wangi带、Clarkina subcarinata带、Clarkina changxingensis和Clarkina yini带。有关牙形石生物地层的基础研究结果主要有以下两点新的认识。其一为在摩天岭剖面,Hindeodus parvus（二叠系-三叠系界线标志化石）的首现点虽然不在罗楼组底部微生物岩与合山组顶部生物碎屑灰岩界面处,但与摩天岭剖面毗邻的太平剖面此牙形石带的底界位于上述两种不同岩性界面处,而这一结果也正好与最近有关二叠纪-三叠纪之交微生物岩界线已进入三叠系的新认识相吻合;其二为沿渡河剖面中-晚二叠世之交发育了完整的牙形石生物地层序列,可以与位于广西的蓬莱滩以及铁桥剖面进行完整的对比,表明该剖面沉积有较完整的中-上二叠统,而这也说明,中二叠世末期的大海退造成的地层缺失现象虽然广泛存在于华南地区,但是除南盘江地区的蓬莱滩、铁桥剖面外,该次大海退事件也并未影响到沿渡河剖面地层记录的完整性。对包括摩天岭剖面在内的华南28条有良好牙形石记录的早三叠世剖面进行系统的牙形石厘定之后,进行了整体相关法分析。根据这些剖面中共有的72个牙形石属种,得到26个牙形石整体相关带,其中下三叠统共有21个牙形石整体相关带,明显比根据牙形石首现点建立的间隔带的分辨率要高。通过这些牙形石整体相关带的对比分析表明,Hindeodus parvus这一“金钉子”标志种在华南地区的首现点极有可能位于南盘江地区较深水相区的边阳剖面,而并非前人研究认为的浅水相中寨、戴家沟等剖面。根据前人研究成果,明塘剖面Neospathodus dieneri带内部有Hindeodus的存在,更是表明南盘江地区的明塘-边阳剖面可能在二叠纪-三叠纪之交属于“避难所”,为Hindeodus类型的牙形石提供了更早出现以及更晚消失的有利环境条件。但是,由于这种定量分析方法依托的是“点”状数据,即要求样品所代表的时间间隔尽可能短,导致此种具有统计（定量）特性的分析方法具有明显的局限性。同时,结合本研究得到的牙形石整体相关带所代表地层中的无机碳同位素信息来看,不同剖面之间的变化规律（包括幅度和趋势）并不一致。因此,虽然整体相关带可以帮助我们在不同剖面之间进行更系统、全面的牙形石带对比,但是以其取代间隔带来定义“金钉子”并不具有可行性。通过对摩天岭剖面获得的2244枚早三叠世牙形石分子进行系统的形貌观察和特征测量分析后发现,牙形石分子个体在格里斯巴赫亚阶底部和顶部以及史密斯-史帕斯亚阶界线附近明显变小;而在格里斯巴赫亚阶中部、印度-奥伦尼克阶界线附近以及史帕斯亚阶中、上部,牙形石个体则呈现出明显变大的趋势,与之同时还伴随着舟形分子的出现。这种牙形石大小周期性的变化规律,与前人通过牙形石氧同位素以及草莓状黄铁矿粒径变化揭示的早三叠世海洋环境条件（主要为温度和氧化还原条件）的变化具有显着一致性,其中个体大小增加现象均出现在环境和气候改善期（变冷、充氧）,这表明,海洋环境条件对牙形石的生存和发展具有显着的控制作用。因此,二叠纪末生物大灭绝之后海洋生态系统的复苏过程是极其复杂,并且呈现出一定的周期性的,而地球表层系统的不稳定性是影响二叠纪末生物大灭绝之后海洋生态系统的迟缓复苏的最重要原因。通过对沿渡河剖面牙形石分子进行形体分析后也发现,牙形石分子在早二叠世末期-晚二叠世末期也具有周期性变化规律。其中,在早二叠世晚期冰川作用减弱时,以及卡匹敦期中期发生的灭绝事件过程中牙形石均呈现出大型个体分子消失因而小型个体分子比例增加的现象,最终以“Lilliput effect”（小型化）呈现在统计结果中。而在生态危机事件之后的中二叠世早期和卡匹敦期晚期的生态系统修复期间,牙形石又出现了短暂的大型个体增加的趋势,即大型个体分子重新出现,小型个体分子比例较少（被称为“Brobdingnag effect”,大型化）。虽然牙形石分子在二叠纪其他时段也经历过明显的大个体增加或者减少现象,如吴家坪晚期、长兴早-中期有两次增加,吴家坪早-中期、吴家坪期-长兴期之交以及长兴晚期有三次减少,但是这些变化的主要原因是小型个体分子比例增多,而大个体分子并未减少或消失。同时,当以Sweetognathus和Iranognaghus为代表的具有特殊形态类型的暖水型牙形石在罗德期、文德期和卡匹敦期早期出现时,牙形石分子个体有明显变大的趋势;而在这之后,整体气候较冷的长兴早期,牙形石分子个体也相对应的呈现出大小增加的现象。值得注意的是,在气候较冷的早二叠世空谷期,牙形石分子个体大小明显大于中二叠世罗德期和沃德期,即当气候在早二叠世向中二叠世早期逐渐回暖期间,牙形石分子个体又出现变大的现象。因此,结合摩天岭剖面及沿渡河剖面的结果可以看出,牙形石这一类群在中二叠世-早三叠世期间虽然成功穿越了中二叠世末和晚二叠世末两次大灭绝事件,但是这一类群的生存和发展仍明显受到了的外界因素的影响,不仅表现在类别更替演变上,而且也表现在个体大小等形体演变上,其中影响最为显着的是海水温度。但是,并非升温就会导致牙形石个体变小或者降温就会导致其个体变大,而是海水物理化学条件的不稳定变化明显会抑制其个体发育,尤其是生物大灭绝期间出现的外界条件变化会对具有大型个体的牙形石分子产生最为明显的影响。
杨博[9]（2019）在《鄂西地区上二叠统大隆组及二叠系-三叠系界线牙形石动物群研究》文中认为在二叠纪-三叠纪之交发生了地球生物史上最严重的一次生物大灭绝事件,大约有75%的陆生生物和95%海洋生物种类灭绝。因此作为当今国际地质学研究的热点和前沿方向,深入地研究二叠纪末期生物与环境的协同演化、生物大灭绝形成的机制以及影响早三叠世生物大复苏的主要原因,对理解当今整个地球生物系统都具有极其重要的指导意义。牙形石因其快速的演化和广泛的分布,在二叠纪-三叠纪之交重大转折期生物与环境的协同演化研究中起着至关重要的作用。华南扬子台地从晚二叠世到早三叠世具有众多完整的海相层序,牙形石生物地层得到了广泛的研究。然而,近几十年来,华南虽说已有大量有关二叠-三叠纪之交牙形石生物地层的报道,但这些研究主要都集中在扬子地区浅水碳酸盐岩台地相剖面,以深水成因硅质岩为主的盆地相剖面研究相对较少,这主要是因为深水盆地相相硅质岩中相对难以建立较为系统的牙形石生物地层。但深水相剖面往往在二叠纪-三叠纪之交记录了更全面的信息,因此加强深水盆地相剖面牙形石及其它门类生物地层研究显得尤为重要。鄂西地区晚二叠世时期为中扬子地区东北部边缘的台内裂陷盆地,广泛发育以硅质岩为主的深水沉积的大隆组地层,是研究二叠纪-三叠纪之交深水相生物与环境的协同演化的理想场所。本文通过系统研究二叠纪-三叠纪之交鄂西地区湖北宜昌五峰竹桥剖面、重庆奉节十里沟剖面和湖北建始奇羊坝剖面深水盆地相上二叠统大隆组及二叠-三叠系界线牙形石生物地层以及竹桥剖面和十里沟剖面无机碳同位素地球化学特征,取得以下主要结论:（1）根据竹桥剖面、十里沟剖面和奇羊坝剖面的主要岩性和沉积特征,认为研究区大隆组下部硅质岩段,为缺氧的深水盆地沉积环境;大隆组上部灰岩段,为盆地边缘相;大冶组灰岩段为碳酸盐台地斜坡相。（2）从竹桥剖面识别出3属10种牙形石P1分子,包括Clarkina orientalis、C.guangyuanensis、C.transcaucasica、C.liangshanensis、C.wangi、C.meishanensis、C.orchardi、Hindeodus parvus、H.pisai、Isarcicella isarcica。在该剖面共建立5个牙形石带,自下而上分别为:C.orientalis带、C.wangi带、C.meishanensis带、H.parvus带和I.isarcica带;（3）从十里沟剖面识别出3属7种牙形石P1分子,包括C.orientalis、C.wangi、C.subcarinata、C.changxingensis、C.yini、C.deflecta、H.aff.parvus。在该剖面共建立5个牙形石带,自下而上分别为:C.orientalis带、C.wangi带、C.subcarinata带、C.changxingensis带和C.yini带。（4）在奇羊坝剖面识别出1属4种牙形石P1分子,包括C.wangi、C.subcarinata、C.changxingensis和C.yini。在该剖面共建立3个牙形石带,自下而上分别为:C.wangi带、C.subcarinata带和C.yini带。（5）基于竹桥剖面牙形石生物地层,我们把竹桥剖面吴家坪阶-长兴阶界线放在25a层10.85m处,把十里沟剖面吴家坪阶-长兴阶界线放在第6层底部7.24m处。同时,将竹桥剖面二叠系-三叠系界线定义在27层底部11.74m处,将十里沟剖面二叠系三叠系界线限定在17层底部35.39m处。（6）依据竹桥剖面大隆组建立的C.orientalis带、C.wangi带和C.meishanensis带,十里沟剖面大隆组建立的C.orientalis带、C.wangi带、C.subcarinata带、C.yini带和奇羊坝剖面大隆组建立的C.wangi带、C.subcarinata带和C.yini带,我们认为鄂西地区大隆组的时代为晚二叠世吴家坪晚期到长兴期。（7）竹桥剖面大隆组25a层C.wangi带,25b-26层为C.meishanensis,相对于浙江煤山剖面和华南其它剖面缺失了C.subcarinata、C.changxingensis和C.yini这3个牙形石带。这可能是由于竹桥剖面大隆组以硅质岩为主,较难获得牙形石。也可能是因为在24和25a层之间存在沉积间断。（8）竹桥剖面和十里沟剖面无机碳同位素(δ13Ccarb)在吴家坪阶-长兴阶界线和二叠系-三叠系界线附近都存在一次负偏。竹桥剖面吴家坪阶-长兴阶界线无机碳同位素(δ13Ccarb)的负偏发生在C.orientalis带内,平均值为-1.08‰,紧接着在界线处存在短暂的正峰值期（+0.51‰-+0.84‰）。在十里沟剖面,吴家坪阶-长兴阶界线无机碳同位素(δ13Ccarb)的负偏发生在C.orientalis带和C.wangi带内,然后从C.subcarinata带快速恢复到稳定期,并一直延伸到C.yini带底界,平均值为0.64‰。二叠系-三叠系界线附近无机碳同位素(δ13Ccarb)的负偏在竹桥剖面从C.meishanensis带延伸到了I.isarcica带。在十里沟剖面,二叠系-三叠系界线附近无机碳同位素(δ13Ccarb)值从C.yini底界开始逐步降低,在C.yini带顶部有一次约为3.62‰快速的负偏移,紧接着在早三叠世处于稳定的负值期,平均值为-0.80‰。研究区无机碳同位素的负偏是生物与环境共同作用的结果。（9）通过本文的研究,对鄂西地区以硅质岩为主的大隆组及二叠-三叠系界线牙形石生物地层和无机碳同位素(δ13Ccarb)变化特征有了系统的认识,可以与华南浙江煤山、四川上寺等经典剖面进行很好的对比。为研究鄂西地区大隆组的时空分布、鄂西盆地的演化和吴家坪阶-长兴阶及二叠系-三叠系界线提供了有力的牙形石生物地层证据,为研究二叠纪末期生物大灭绝进程提供了新的无机碳同位素证据。进而为二叠-三叠纪重大转折期深水相生物与环境的协同演化提供了新的材料。
李杨[10]（2017）在《生物化石综合地球化学研究 ——以我国新疆晚泥盆世和澳大利亚早二叠世腕足类及江西沿沟P-Tr之交牙形石为例》文中指出海相碳酸盐岩通常是地球化学分析恢复古气候、古环境的理想介质,它们的同位素和元素地球化学信息对理解古海洋长周期变化、海洋缺氧事件等方面具有重要指示意义。然而,碳酸盐岩通常受到成岩作用影响较大,其中保存的原始海水信息大量丢失或发生改变。相反,一些生物介壳、骨骼化石对成岩作用具有一定的抗蚀变性,成岩作用之后仍然记录大量的真实或近似真实的原始古海水信息,因而成为使用地球化学手段来恢复古气候、古环境的重要介质。其中,腕足类介壳和牙形石骨骼是用来研究古生代以及三叠纪古海洋环境与气候的最常用材料之一。前者是古生代海洋中最常见、最丰富的动物,广布于所有岩相的海相地层中,是重要的生物地层标准化石之一;牙形石广布于寒武纪至三叠纪碳酸盐岩地层中,是最重要的生物年代地层标准化石类群。腕足动物有饺类群的钙质介壳通常分为内、外两层。其中,外层是颗粒状结构,容易受成岩作用的影响,并且不容易被保存下来;而内层为纤维状或棱柱状结构,不易被成岩交代,是地球化学分析的良好材料。其氧同位素值可用来恢复古海水温度;锶同位素值则用来反映全球性构造活动、海平面变化或陆地风化作用等有关的壳幔物质循环平衡的指标。牙形石骨骼的化学成分为磷酸钙,它不是某种动物整体的残骸,而是代表海洋动物的一部分器官,故而化石分类位置不明确。由于磷酸盐中,硫酸根基键通常很保守而不易被成岩作用所破坏,牙形石备受推崇,其微量元素（包括稀土元素REE）的含量能反映当时原始海水的地球化学信息,例如,稀土元素指标Ce/Ce*、Eu/Eu*等可以指示沉积来源、海水氧化-还原条件或火山作用影响;其氧同位素值也可用来恢复古海水温度。然而,并不是每种介壳或骨骼以及它们的每个部位都不受成岩作用的影响。对于地质历史时期的腕足介壳而言,常用扫描电镜法、阴极发光法、微量元素法来进行成岩蚀变判别,但每种方法都有局限性,其中,扫描电镜判别法是对介壳显微结构的表面特征以及晶体组构模式的初步评判,受到壳体成分不均一性的影响。阴极发光判别法主要依赖于Fe2+发光猝灭剂与Mn2+发光激活剂的相对含量。壳体不发光也可能是受到成岩过程中吸收的Fe元素的影响,而保存较好的介壳也可能表现明亮的光。微量元素判别法是根据现代腕足壳体的微量元素组成对比得出的,而现代海水与古海水的差异,尚未可知,并受到化石类型、成岩背景、化石种属等多方面的影响。牙形石骨骼的稀土元素（REE）信号也可能受到陆源碎屑输入或火山物质以及水下热液的影响。对牙形石骨骼成岩蚀变程度的判别,主要是用到色变指数（CAI）,各种REE指标及其之间的关系,包括:总稀土含量ΣREE、Th含量、中稀土富集度MREE/MREE*等等,以及各个指标与Y/Ho的共变关系。但牙形石的CAI色变分级,可能受到不同种属的影响,并且在观察对比过程中的色差可能因人而异。本论文运用上述实验方法对腕足介壳和牙形石骨骼进行多重检测,最终选出合适的材料通过不同的地球化学分析揭示晚泥盆世、早二叠世、二叠纪-三叠纪之交三个关键时期的极端环境以及气候变化特征。研究发现,大部分晚泥盆世以及早二叠世腕足壳体的纤维层排列规整、晶体形态清晰并且表面光滑,在阴极发光下,表现不发光或弱发光,说明可能受到成岩蚀变影响较弱。而与腕足共生的珊瑚化石均强烈发光,说明它们可能受到成岩蚀变影响较严重。晚泥盆世的腕足介壳符合Mn/Ca<0.5 mmol/mol并且Sr/Ca>1.2 mmol/mol视为保存良好样品;采自研究剖面早二叠世Callytharra组下部12米地层中的腕足介壳中Mn/Ca<0.2mmol/mol;该组12米处之上层位产出的腕足介壳中Sr/Ca>1.4 mmol/mol,均可视为通过筛选的样品。通过对我国新疆和什拖洛盖地区晚泥盆世弗拉斯期-法门期（F-F）之交腕足介壳氧、锶同位素的分析,发现在F-F界线处氧同位素稍有减小的趋势,随后反复显着波动,波动范围为-9.7‰至-5.2‰。通过修正δ18Ow取值之后,平均海水温度为35±6℃,该温度较前人用相同方法测出同期低纬度地区海水温度相近。尽管研究区当时位于中-高纬度带,但其洋盆中岛弧型火山频繁喷发,因而使得岛弧附近水域的温度较高。锶同位素值从F-F之交呈微弱减小的趋势,指示海平面上升,随后在法门早期出现明显上升的变化,指示当时海平面下降、发生海退;之后锶同位素值保持相对稳定,说明当时海平面保持平稳,变化不大。有意思的是,尽管F-F大灭绝对大多数地区的生物类群打击非常大,然而,许多底栖生物如腕足类、棘皮类却能在该地区异常繁盛,说明当时较高的古海水温度和火山活动带来丰富的营养物质对底栖动物在F-F大灭绝之后迅速繁盛提供了有利条件。同时,通过对西澳大利亚北部坎纳温盆地的Callytharra Spring剖面早二叠世冰期-间冰期沉积序列中的腕足介壳氧、锶同位素的分析,发现早二叠世的腕足壳体各类指标均在冰川快速消融期（即,研究剖面Callytharra组底部约12米的地层）的波动幅度较大,随后保持相对稳定。特别是氧同位素值在Callytharra组下部12米地层的波动范围为-0.13‰至1.11‰,而其上覆地层的变化幅度为-0.13‰至0.5‰。氧同位素在整个剖面的平均温度为10.1±1.3℃。因此,在大冰期末期-大冰盖消融初期,海水温度从5.5℃上升至10℃左右,然后经历了一次降低-升高的过程之后又回到冰融期海水的温度（5.5℃左右）。在Callytharra组下部12米处海水温度突然跃升至11℃左右,之后,海水温度保持相对稳定,在10℃左右小幅波动。相似的变化模式在87Sr/86Sr值变化曲线中也表现得非常明显。87Sr/86Sr值经历了两次升高-下降过程之后保持相对稳定的低值,说明冰川开始消融之后的初期,频繁、极端的温度变化大大地增强了当时陆地风化作用,使得河流对同期海水的高放射成因Sr元素输入增强。之后,随着海水温度的升高并处于稳定的状态,说明当时的气候也相对稳定下来,此时,陆地风化作用减弱,海平面平稳升高,同时幔源低锶成份可能更多地汇入海水中,最终海水87Sr/86Sr值降低并保持稳定。此外,通过对江西省景德镇市沿沟剖面二叠纪-三叠纪之交牙形石骨骼的微量元素测试,发现牙形石表现出海水信号与陆源碎屑信号混合来源的REE模式,大灭绝前的牙形石分子主要是海水信号（Y/Ho>50）,而大灭绝后的牙形石主要记录了陆源碎屑信号（Y/Ho<50）。大灭绝前牙形石Ce/Ce*比值和U含量局部升高,说明当时海洋水体分层明显,贫氧至缺氧海水常常侵入至浅水碳酸盐台地中。大灭绝界线处的化学风化指数（CIA）陡增,表明由于当时海水明显升温而引起的陆地侵蚀速率明显增加,当时的化学风化相对于物理风化也明显增强了。总之,江西沿沟剖面因其独特的地理位置（处于孤立浅水碳酸盐台地）,受陆源碎屑物质的影响较小,在这种近乎无黏土（Al<0.5%）的碳酸盐相中的牙形石能够保留原始海水REE信号。
二、牙形石的分离方法简介（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、牙形石的分离方法简介（论文提纲范文）
（1）桂东仁义剖面吉维特阶上部的牙形石及腕足动物（论文提纲范文）
| 1引言 |
| 2地质背景与剖面概况 |
| 3样品分析处理方法 |
| 4牙形石生物地层 |
| 5吉维特阶上部的腕足动物群 |
| 6系统古生物学 |
| 6.1牙形石 |
| 6.2腕足动物 |
（2）藏北地区中—晚二叠世古生物和地层学研究及其地质意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 研究内容和技术路线 |
| 1.3 论文完成工作量 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 区域构造概况 |
| 2.2 研究区二叠系地层研究概况 |
| 2.3 西藏二叠纪海相地层化石带的划分 |
| 第三章 研究剖面描述 |
| 3.1 热萨乡强公村剖面 |
| 3.2 松垭来嘎剖面 |
| 3.3 萨门雄剖面 |
| 3.4 热觉茶卡西南剖面 |
| 第四章 生物化石组成和时代 |
| 4.1 强公村剖面生物化石组成和时代 |
| 4.2 松垭来嘎剖面生物化石组成和时代 |
| 4.3 萨门雄剖面生物化石组成和时代 |
| 4.4 热觉茶卡西南剖面生物化石组成和时代 |
| 4.5 藏北地区中—上二叠统地层研究新进展 |
| 第五章 拉萨地块和南羌塘地块中—晚二叠世古地理位置和相对位置关系研究 |
| 5.1 前人的认识 |
| 5.2 拉萨地块和南羌塘地块中—晚二叠世古地理位置分析 |
| 5.3 拉萨地块和南羌塘地块中—晚二叠世相对位置远近分析 |
| 第六章 藏北地区中—上二叠统油气前景浅析 |
| 6.1 藏北地区晚二叠世处于全球烃源岩有利相区 |
| 6.2 拉萨地块上二叠统具有形成岩性油气藏的有利条件 |
| 第七章 结论与建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
（3）鄂东伍家冲剖面乐平世牙形石生物地层及大隆组的时代（论文提纲范文）
| 0引言 |
| 1区域地理位置及地质背景 |
| 2方法与实验 |
| 3结果 |
| 4讨论 |
| 4.1 伍家冲剖面吴家坪阶?长兴阶界线 |
| 4.2 伍家冲剖面二叠系?三叠系界线 |
| 4.3 鄂东地区大隆组的时代 |
| 5结论 |
（4）宁夏同心韦州镇芦草沟剖面早-中奥陶世牙形石及其古海洋学意义（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.3 研究意义 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.4.1 主要研究内容 |
| 1.4.2 主要工作量 |
| 2 区域地质概况 |
| 2.1 区域地质背景 |
| 2.2 研究区地层发育简况 |
| 3 研究方法和材料 |
| 3.1 牙形石样品的采集和处理方法 |
| 3.1.1 牙形石样品的野外采集 |
| 3.1.2 牙形石样品的室内处理 |
| 3.2 化石产地及地理位置 |
| 3.3 化石产出情况 |
| 3.4 剖面描述和采样 |
| 4 牙形石带的划分 |
| 4.1 牙形石带的划分 |
| 4.2 牙形石带的描述 |
| 4.2.1 Cordylodus angulatus带 |
| 4.2.2 Aurilobodus leptosomatus-Loxodus dissectus带 |
| 4.2.3 Microzarkodina ozarkodella带 |
| 4.2.4 Dzikodus tablepointensis带 |
| 4.2.5 Eoplacognathus suecicus带 |
| 4.2.6 Pygodus lunnensis亚带 |
| 5 牙形石带的对比 |
| 5.1 Cordylodus angulatus带 |
| 5.2 Aurilobodus leptosomatus-Loxodus dissectus带 |
| 5.3 Microzarkodina ozarkodella带 |
| 5.4 Dzikodus tablepointensis带 |
| 5.5 Eoplacognathus suecicus带 |
| 5.6 Pygodus lunnensis亚带 |
| 6 古生态及古海洋学意义 |
| 6.1 古生态 |
| 6.1.1 生物相分析 |
| 6.1.2 海平面变化 |
| 6.2 古海洋学 |
| 7 系统描述 |
| 8 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 图版及图版说明 |
| 附录 |
（5）华北克拉通西缘青龙山奥陶纪晚达瑞威尔期牙形石及其生物相（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 牙形石简介 |
| 1.2 选题依据及项目依托 |
| 1.3 研究现状 |
| 1.3.1 国际奥陶系划分现状 |
| 1.3.2 牙形石生物地层 |
| 1.3.3 鄂尔多斯盆地周缘研究现状 |
| 1.4 存在问题 |
| 1.5 研究意义 |
| 1.6 研究内容 |
| 2 区域地质概况 |
| 2.1 研究区地质特征 |
| 2.2 鄂尔多斯盆地及其周缘地层区划方案 |
| 2.3 青龙山地区的地层发育概况 |
| 2.4 青龙山地区奥陶系生物地层研究现状 |
| 3 材料与方法 |
| 3.1 化石产地及地理位置 |
| 3.2 牙形石处理方法 |
| 3.3 实测描述及采样位置 |
| 4 牙形石生物地层 |
| 4.1 牙形石产出情况 |
| 4.2 牙形石带的划分 |
| 4.3 牙形石带的对比及时代 |
| 5 牙形石生物相 |
| 5.1 多元统计分析方法 |
| 5.2 生物相分析 |
| 5.3 生物相的替代和海平面变化 |
| 6 系统古生物学 |
| 7 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 图版及图版说明 |
| 附录 |
（6）华北板块西北缘上奥陶统牙形石及古海洋学意义研究（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 华北地区晚奥陶世牙形石研究现状 |
| 1.3 存在问题 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.4.1 主要研究内容 |
| 1.4.2 主要工作量 |
| 1.5 研究方法 |
| 1.5.1 岩石样品处理 |
| 1.5.2 牙形石样品分离 |
| 1.6 主要创新点 |
| 2 区域地质概况 |
| 2.1 地质背景 |
| 2.2 研究区剖面概况 |
| 2.2.1 剖面概况 |
| 2.2.2 剖面描述 |
| 3 牙形石动物群及生物地层 |
| 3.1 划分沿革 |
| 3.2 生物地层划分 |
| 3.2.1 Belodina confluens带 |
| 3.2.2 Yaoxianognathus neimengguensis带 |
| 3.2.3 Yaoxianognathus yaoxianensis带 |
| 3.3 生物地层对比 |
| 3.3.1 国内对比 |
| 3.3.2 国际对比 |
| 4 Tasmanognathus属和Yaoxianognathus属的分类及演化探讨 |
| 4.1 两属的分类学研究概况 |
| 4.1.1 Tasmanognathus属 |
| 4.1.2 Yaoxianognathus属 |
| 4.2 两属的分布与延限 |
| 4.3 两属的演化特征探讨 |
| 4.4 系统发育分析 |
| 4.4.1 系统发育特征矩阵的建立 |
| 4.4.2 系统发育分析方法和讨论 |
| 5 古海洋学意义研究 |
| 5.1 牙形石古生态研究现状 |
| 5.2 主要属种迁移与海水表层环流关系探讨 |
| 5.2.1 Belodina的迁移模式 |
| 5.2.2 Phragmodus的迁移模式 |
| 5.2.3 Taoqupognathus的迁移模式 |
| 5.2.4 Yaoxianognathus的迁移模式 |
| 5.3 牙形石物种迁移的古海洋学启示 |
| 6 系统描述 |
| 7 结论及不足之处 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 不足之处 |
| 7.3 下一步工作计划 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 图版及图版说明 |
| 附录一 牙形石产出情况统计表 |
| 附录二 Plectodina属、Tasmanognathus属和Yaoxianognathus属特征矩阵 |
| 附录三 个人情况 |
（7）华南古-中生代之交磁性地层时间格架及其全球对比（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 国内外研究现状 |
| 1.1.1 古-中生代之交古地磁极性地层研究现状 |
| 1.1.2 古-中生代之交牙形石生物地层研究现状 |
| 1.1.3 中国华南海相的二叠纪-三叠纪事件地层研究 |
| 1.2 当前研究存在的问题 |
| 1.3 完成工作量统计 |
| 第二章 研究区域地质背景和研究方法 |
| 2.1 研究区古地理背景 |
| 2.2 实验研究方法 |
| 2.2.1 牙形石生物地层样品处理方法和步骤 |
| 2.2.2 古地磁极性地层样品处理方法和步骤 |
| 第三章 华南板块古-中生代之交古地磁极性地层格架研究 |
| 3.1 浙江煤山剖面 |
| 3.1.1 煤山C剖面样品磁性特征 |
| 3.1.2 煤山C剖面古地磁极性地层研究 |
| 3.1.3 煤山剖面磁极性地层研究对比 |
| 3.2 四川上寺长兴阶剖面 |
| 3.2.1 上寺剖面磁极性地层研究对比 |
| 3.3 川渝谢家槽-雪玉洞剖面 |
| 3.3.1 谢家槽-雪玉洞剖面样品磁性特征 |
| 3.3.2 谢家槽-雪玉洞剖面古地磁极性地层研究 |
| 3.3.3 谢家槽-雪玉洞剖面综合地层研究对比 |
| 3.4 广西乐业幼平剖面 |
| 3.4.1 幼平剖面样品磁性特征 |
| 3.4.2 幼平剖面古地磁极性地层研究 |
| 3.4.3 幼平II剖面综合地层研究 |
| 3.4.4 幼平剖面综合地层研究 |
| 3.5 广西凤山湾头剖面 |
| 3.5.1 湾头剖面样品磁性特征 |
| 3.5.2 湾头剖面古地磁极性地层研究 |
| 3.5.3 湾头剖面综合地层研究 |
| 3.6 广西凤山拉仁剖面 |
| 3.6.1 拉仁剖面样品磁性特征 |
| 3.6.2 拉仁剖面古地磁极性地层研究 |
| 3.6.3 拉仁剖面综合地层研究结果 |
| 3.7 贵州紫云四大寨剖面 |
| 3.7.1 四大寨剖面样品磁性特征 |
| 3.7.2 四大寨剖面古地磁极性地层研究 |
| 3.7.3 四大寨剖面综合地层研究 |
| 3.8 华北板块陆相剖面-河南宜阳大雨淋剖面 |
| 3.8.1 大雨淋剖面样品磁性特征 |
| 3.8.2 大雨淋剖面古地磁极性地层研究 |
| 3.8.3 大雨淋剖面综合地层研究 |
| 第四章 古-中生代之交牙形石-古地磁-碳同位素综合地层格架研究 |
| 4.1 长兴阶 |
| 4.2 二叠系-三叠系界线 |
| 4.3 印度阶和印度阶/奥伦尼克阶界线 |
| 4.4 奥伦尼克阶 |
| 4.5 下-中三叠统界线 |
| 4.6 中三叠统安尼阶 |
| 第五章 全球古-中生代之交多相区综合地层格架对比研究 |
| 5.1 陆相剖面-华北大雨淋-与华南综合地层格架的对比和讨论 |
| 5.2 早三叠世全球海相经典研究区域综合地层格架对比和讨论 |
| 第六章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（8）华南中二叠世—早三叠世牙形石生物地层及其形体演变（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 中二叠世-早三叠世牙形石生物地层研究现状 |
| 1.2.1 传统牙形石生物地层研究现状 |
| 1.2.2 中二叠世-早三叠世牙形石定量生物地层研究现状 |
| 1.3 中二叠世-早三叠世牙形石形体演变研究现状 |
| 1.4 存在的问题和研究思路 |
| 1.5 论文创新点 |
| 第二章 研究剖面和方法 |
| 2.1 研究剖面 |
| 2.1.1 湖北巴东沿渡河剖面 |
| 2.1.2 广西平果太平剖面 |
| 2.1.3 广西田东摩天岭剖面 |
| 2.2 研究方法及工作量 |
| 2.2.1 野外工作 |
| 2.2.2 室内工作 |
| 第三章 中二叠世-早三叠世牙形石生物地层划分及对比 |
| 3.1 湖北巴东沿渡河剖面牙形石带划分及对比 |
| 3.1.1 牙形石带划分 |
| 3.1.2 年代地层界线讨论 |
| 3.2 广西平果太平剖面牙形石带划分及对比 |
| 3.2.1 牙形石带划分 |
| 3.2.2 年代地层界线讨论 |
| 3.3 广西田东摩天岭剖面牙形石带划分及对比 |
| 3.3.1 牙形石带划分 |
| 3.3.2 年代地层界线讨论 |
| 第四章 华南早三叠世牙形石整体相关带 |
| 4.1 研究区域 |
| 4.1.1 扬子台地北部边缘盆地 |
| 4.1.2 扬子碳酸盐岩台地 |
| 4.1.3 南盘江盆地 |
| 4.2 材料与方法 |
| 4.2.1 华南下三叠统牙形石记录 |
| 4.2.2 整体相关带分析 |
| 4.3 结果 |
| 4.3.1 首轮分析 |
| 4.3.2 末轮分析 |
| 4.3.3 侧向连续率及UAs的合并 |
| 4.3.4 UAZs描述 |
| 4.4 UAZs的相关讨论 |
| 4.4.1 大文剖面牙形石记录与UAZs的应用 |
| 4.4.2 早三叠世各亚阶界线 |
| 4.4.3 Hindeodus parvus在华南的“首现点” |
| 4.4.4 UAZs与无机碳同位素对比 |
| 4.4.5 整体相关带的局限性 |
| 第五章 摩天岭剖面早三叠世牙形石形体演变 |
| 5.1 材料与方法 |
| 5.2 结果 |
| 5.3 分析与讨论 |
| 5.3.1 早三叠世牙形石形体变化 |
| 5.3.2 早三叠世牙形石形体特征对环境变化的响应 |
| 5.3.3 早三叠世生态系统复苏过程中牙形石的快速响应 |
| 第六章 沿渡河剖面中-晚二叠世牙形石形体演变 |
| 6.1 材料和方法 |
| 6.2 结果 |
| 6.3 分析和讨论 |
| 6.3.1 中-晚二叠世牙形石形体变化 |
| 6.3.2 中-晚二叠世牙形石形体特征对环境变化的响应 |
| 6.3.3 中-晚二叠世生态系统演化过程中牙形石的长期响应 |
| 第七章 系统古生物学 |
| Systematic paleontology |
| 第八章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 图版说明 |
（9）鄂西地区上二叠统大隆组及二叠系-三叠系界线牙形石动物群研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究的目的和意义 |
| 1.2 研究现状和存在的问题 |
| 1.2.1 二叠纪-三叠纪之交牙形石生物地层研究现状 |
| 1.2.2 二叠纪-三叠纪之交无机碳同位素研究现状 |
| 1.2.3 存在的问题 |
| 1.3 研究目标和内容 |
| 1.4 工作量及研究方法 |
| 1.4.1 工作量 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 第二章 研究区概况和剖面介绍 |
| 2.1 交通概况 |
| 2.2 区域地层概况 |
| 2.3 古地理概况 |
| 2.4 剖面介绍 |
| 2.4.1 竹桥剖面 |
| 2.4.2 十里沟剖面 |
| 2.4.3 奇羊坝剖面 |
| 2.5 沉积相特征 |
| 第三章 牙形石生物地层 |
| 3.1 竹桥剖面牙形石生物地层 |
| 3.2 十里沟剖面牙形石生物地层 |
| 3.3 奇羊坝剖面牙形石生物地层 |
| 3.4 鄂西地区大隆组牙形石动物群特征 |
| 第四章 地层划分和对比 |
| 4.1 吴家坪阶-长兴阶界线及对比 |
| 4.1.1 竹桥剖面吴家坪-长兴阶界线 |
| 4.1.2 十里沟剖面吴家坪-长兴阶界线 |
| 4.1.3 奇羊坝剖面吴家坪-长兴阶界线 |
| 4.2 二叠系-三叠系界线界线及对比 |
| 4.2.1 竹桥剖面二叠系-三叠系界线 |
| 4.2.2 十里沟剖面二叠系-三叠系界线 |
| 4.3 鄂西地区大隆组时空分布 |
| 第五章 无机碳同位素演化特征 |
| 5.1 样品分析结果评价 |
| 5.2 竹桥剖面无机碳同位素演化特征 |
| 5.2.1 竹桥剖面吴家坪阶-长兴阶界线无机碳同位素演化特征 |
| 5.2.2 竹桥剖面二叠系-三叠系界线无机碳同位素演化特征 |
| 5.3 十里沟剖面无机碳同位素演化特征 |
| 5.3.1 十里沟吴家坪阶-长兴阶界线无机碳同位素演化特征 |
| 5.3.2 十里沟二叠系-三叠系界线无机碳同位素演化特征 |
| 5.4 无机碳同位素演化趋势对比 |
| 5.4.1 竹桥剖面无机碳同位素(δ13Ccarb)演化趋势对比 |
| 5.4.2 十里沟剖面无机碳同位素(δ13Ccarb)演化趋势对比 |
| 5.4.3 本节小结 |
| 第六章 系统描述 |
| 第七章 结束语 |
| 7.1 取得的主要结论 |
| 7.2 存在的不足 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 图版说明 |
| 图版 |
（10）生物化石综合地球化学研究 ——以我国新疆晚泥盆世和澳大利亚早二叠世腕足类及江西沿沟P-Tr之交牙形石为例（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| §1.1 研究目的及意义 |
| §1.2 生物化石地球化学研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 主要生物门类地球化学研究现状 |
| 1.2.2 腕足化石和牙形石地球化学研究的现状 |
| 1.2.3 存在问题 |
| §1.3 创新点 |
| §1.4 工作量 |
| 第二章 样品处理与分析测试以及成岩蚀变判别方法 |
| §2.1 腕足介壳化石样品的前处理和测试方法 |
| 2.1.1 样品前处理 |
| 2.1.2 分析测试方法 |
| §2.2 腕足介壳化石成岩蚀变程度的评价 |
| 2.2.1 扫描电镜判别法 |
| 2.2.2 阴极发光判别法 |
| 2.2.3 微量元素判别法 |
| §2.3 牙形石骨骼和全岩样品的处理与测试 |
| 2.3.1 牙形石 |
| 2.3.2 全岩样品 |
| §2.4 牙形石骨骼样品成岩蚀变判别方法 |
| 2.4.1 REE的元素分布与变化趋势比较 |
| 2.4.2 REE的原始海水信号与成岩作用信号的识别 |
| 第三章 新疆北部和什托洛盖地区晚泥盆世弗拉斯期-法门期之交古海水温度变化 |
| §3.1 引言 |
| §3.2 研究区域地质概况及剖面介绍 |
| §3.3 氧同位素恢复古海水温度的原理及计算公式 |
| §3.4 结果：腕足介壳碳、氧、锶同位素变化趋势 |
| §3.5 讨论 |
| 3.5.1 F-F大绝灭前后的古海水温度变化以及与同期其他地区的温度比较 |
| 3.5.2 F-F之交海平面变化及陆地风化作用 |
| 3.5.3 大绝灭之后生物迅速复苏、繁盛的可能原因 |
| 第四章 西澳大利亚坎纳温盆地早二叠世冰期-间冰期之交古海水温度变化 |
| §4.1 引言 |
| §4.2 研究区域地质背景以及剖面地层介绍 |
| §4.3 结果：早二叠世腕足介壳碳、氧、锶同位素变化趋势 |
| §4.4 讨论 |
| 4.4.1 早二叠世冰期-间冰期之交海水温度变化趋势 |
| 4.4.2 早二叠世冰期-间冰期转折时期海平面变化与陆地风化作用 |
| 4.4.3 腕足介壳族类（Clumped）氧同位素与常规氧同位素测试方法的比较 |
| 第五章 牙形石稀土元素在江西沿沟地区二叠纪-三叠纪之交古海洋学研究上的应用 |
| §5.1 引言 |
| §5.2 江西景德镇市沿沟地区二叠纪-三叠纪界线剖面介绍 |
| §5.3 结果 |
| 5.3.1 P-Tr之交总稀土元素变化趋势 |
| 5.3.2 P-Tr之交典型异常值变化趋势 |
| 5.3.3 P-Tr之交稀土元素比值变化趋势 |
| 5.3.4 P-Tr之交化学风化指数（CIA）变化趋势 |
| §5.4 讨论 |
| 5.4.1 二叠纪末大绝灭前夕古海洋环境条件 |
| 5.4.2 大灭绝之后陆地风化作用增强 |
| 第六章 结论、存在问题及展望 |
| §6.1 结论 |
| §6.2 存在问题及展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录一 我国新疆晚泥盆世布龙果尔剖面腕足测试结果 |
| 附录二 西澳大利亚早二叠世坎纳温盆地Calytharra Spring剖面腕足测试结果 |
| 附录三 我国江西二叠纪-三叠纪之交沿沟剖面牙形石测试结果 |
| 附录四 我国江西二叠纪-三叠纪之交沿沟剖面全岩微量测试结果 |
| 附录五 我国江西二叠纪-三叠纪之交沿沟剖面全岩主量测试结果 |
| 附录六 国际标准物质（BCR-2G）LA-ICP-MS多次测量结果 |
四、牙形石的分离方法简介（论文参考文献）
- [1]桂东仁义剖面吉维特阶上部的牙形石及腕足动物[J]. 杨润宇,袁志伟,彭展,韩淑朋,殷保安,沈冰,孙元林. 古生物学报, 2021(03)
- [2]藏北地区中—晚二叠世古生物和地层学研究及其地质意义[D]. 张少文. 中国地质科学院, 2021(01)
- [3]鄂东伍家冲剖面乐平世牙形石生物地层及大隆组的时代[J]. 郝少波,陈龑,黄攀,陈寒超,江海水. 地球科学, 2021(11)
- [4]宁夏同心韦州镇芦草沟剖面早-中奥陶世牙形石及其古海洋学意义[D]. 李国帅. 中国地质大学(北京), 2021
- [5]华北克拉通西缘青龙山奥陶纪晚达瑞威尔期牙形石及其生物相[D]. 李亚. 中国地质大学(北京), 2021
- [6]华北板块西北缘上奥陶统牙形石及古海洋学意义研究[D]. 杨志华. 中国地质大学(北京), 2020(01)
- [7]华南古-中生代之交磁性地层时间格架及其全球对比[D]. 陈龑. 中国地质大学, 2020(03)
- [8]华南中二叠世—早三叠世牙形石生物地层及其形体演变[D]. 吴奎. 中国地质大学, 2020(03)
- [9]鄂西地区上二叠统大隆组及二叠系-三叠系界线牙形石动物群研究[D]. 杨博. 中国地质大学, 2019(02)
- [10]生物化石综合地球化学研究 ——以我国新疆晚泥盆世和澳大利亚早二叠世腕足类及江西沿沟P-Tr之交牙形石为例[D]. 李杨. 中国地质大学, 2017(01)