一、青藏高原北部长虹湖地区走滑成因湖泊研究（论文文献综述）
易立[1]（2020）在《青藏高原隆升对柴达木盆地新生界油气成藏的控制作用》文中提出柴达木盆地是青藏高原唯一发现规模储量并建成大型油气田的陆相含油气盆地,但青藏高原隆升对柴达木盆地油气成藏的控制尚未开展深入分析。因此,研究青藏高原隆升与柴达木盆地油气成藏的关系具有重要的理论意义和勘探价值,不仅能够推动隆升控盆控藏新认识,丰富高原型盆地石油地质理论,而且有助于高原盆地的油气勘探。本文运用盆地分析、构造地质和石油地质方法,针对柴达木盆地形成和油气成藏方面的科学问题,总结成盆、成烃、成藏规律,从青藏高原隆升特征研究其对柴达木盆地形成的控制作用,探索青藏高原隆升对柴达木盆地油气成藏的控制作用。论文取得了以下成果认识。提出柴达木盆地形成演化具“双阶段性”、“三中心迁移性”及“差异挤压-差异沉降-差异剥蚀性”的“三性”特征。通过研究柴达木盆地中、新生代构造演化,建立了新生代早期局部分散小断陷-晚期统一开阔大拗陷的“双阶段”演化模式;通过对比不同拗陷沉积构造特征,提出盆地新生代沉降中心、沉积中心和咸化湖盆中心的差异演化和规律迁移特征;提出“差异挤压-差异沉降-差异剥蚀”是柴达木盆地形成演化的显着特点;指出柴达木盆地演化特征是受到青藏高原“多阶段-非均匀-不等速”的隆升机制的控制。指出青藏高原隆升是柴达木盆地油气晚期成藏的决定性因素。“晚生”:高原隆升导致盆地地壳缩短增厚,地幔烘烤减弱与冷却事件的发生引起地温梯度降低,拖缓了烃源岩的热演化,造成了生烃滞后;“晚圈”:高原隆升晚期强烈的特性,造成盆地众多大型晚期构造带的发育,而隆升的阶段性造成早期构造最终由晚期构造调整定型。新近纪以来发生了强烈的挤压变形,导致不同构造单元、不同区带、不同层系的不同类型构造圈闭形成或定型晚;“晚运”:高原晚期强烈隆升引起的构造运动,不仅有助于形成新的晚期断层,还可引起部分先成断层晚期活动,这些断层是有效的晚期运移通道,同时晚期强烈挤压产生的异常高压也为晚期高效运移提供了充足动力;正是青藏高原隆升控制下的“三晚”机制决定了柴达木盆地油气的晚期成藏特性。通过剖析昆北、英雄岭、东坪及涩北四个亿吨级大油气区的成藏条件和主控因素,构建了昆北地区“同生构造-晚期定型-断阶接力输导-晚期复式成藏”、英雄岭地区“构造多期叠加-断层接力输导-晚期复式成藏”、东坪-尖顶山地区“早晚构造叠加-断裂直通输导-晚期复式成藏”、台南-涩北地区“晚期构造-晚期生烃-自生自储-晚期成藏”四种晚期成藏模式。提出柴达木盆地潜山分类新方案并提出了潜山区带评价优选标准。将盆地潜山分为逆冲断控型、走滑断控型、古地貌型和复合型4大类,并根据控山断裂性质,按照先生、同生和后生进一步将潜山划分为11种亚类;将潜山构造带划分为逆冲断裂控制型（断控型）、古隆起控制型（隆控型）和逆冲断裂与古隆起复合控制型（断隆共控型）3种类型;建立了“断-隆-凹”潜山区带评价优选标准,指出冷湖和大风山地区是潜山领域下步勘探的有利方向。
赵睿[2]（2020）在《含油气盆地演化对板块运动的远程响应 ——以渤海湾盆地、柴达木盆地、琼东南盆地中的构造沉积现象为例》文中研究说明中国所在的东亚大陆及其相邻海域,被欧亚板块、太平洋板块和印度板块所环抱,在大陆板块与大洋板块、板缘与板内构造复杂交织的区域背景下,频繁遭受挤压、拉伸和剪切作用影响,拥有十分复杂的地貌特征、活跃的地壳变形活动、以及频繁的地震和火山活动。板块运动对我国大陆边缘含油气盆地如渤海湾、柴达木和琼东南盆地等的形成和演化具有重要影响。本文充分利用地震、测井、岩心和地球化学等资料,从盆地动力学角度,围绕中国大陆边缘含油气盆地新生代沉积和构造演化对板块运动的远程响应这一科学问题,以三个盆地作为三个切入点分别揭示了渤海湾盆地南堡凹陷渐新世东营组“双强作用”与太平洋板块西向俯冲运动、柴达木盆地冷湖地区渐新世上干柴沟组物源突变与印度—欧亚板块碰撞运动、琼东南盆地北部晚中新世以来陆架边缘不对称沉积与太平洋板块—印度板块运动叠加作用等之间的内在联系与响应关系。解释上述特征性构造沉积现象的深部动力成因机制,继而分析我国大陆周缘板块运动所产生的伸展、挤压和走滑等不同深部动力背景下,渤海湾盆地、柴达木盆地和琼东南盆地相应的构造和沉积充填演化、油气分布的差异性特征;进而阐明新生代我国大陆边缘含油气盆地的形成演化对大陆周缘板块运动的远程响应。位于中国东部渤海湾盆地西北部的南堡凹陷,近几年有可观的油气发现。在前人研究基础上,对南堡凹陷渐新世东营组时期（Ed,28.5-23.8Ma）强烈断陷和强烈拗陷引起的强烈沉降作用进行刻画。采集南堡凹陷地区钻井岩心,通过地球化学方法对新生代玄武岩样品主、微量元素进行分析。结果显示玄武岩母岩岩浆经历了可以忽略不计的地壳混染、轻度分离结晶过程,并且以强烈的U、Pb、Sr和Ti元素正异常,低Rb/Ba和Rb/Sr比值为特征。南堡凹陷东营组玄武岩还具有以下特征:亚碱性、E-MORB型（enriched mid-ocean ridge basalts）稀土配分模式,母岩岩浆来自部分熔融较高（30%-50%）的石榴二辉橄榄岩带和部分熔融程度较低（3%-15%）的石榴石+尖晶石二辉橄榄岩过渡带的混源岩浆房。而南堡凹陷沙河街组和馆陶组时期的岩浆或中国东部其它地区东营组时期的岩浆特征有所不同:碱性、轻稀土元素富集,配分模式呈OIB型（oceanic island basalts）,它们的岩浆来自于熔融程度低于5%的石榴石+尖晶石二辉橄榄岩过渡带岩浆房。结合前人对东北亚深部地幔转换带（mantle transition zone,MTZ）之上的形成于30Ma左右的地幔楔（mantle wedge）的研究,认为新生代太平洋滞留板片引起了软流圈扰动和上涌,并提高了幔源岩浆房部分熔融程度;而在此背景下,华北克拉通的薄弱区,如南堡凹陷所在的郯庐断裂带将会重新活跃并容易被改造破坏;所以,南堡凹陷东营组强烈拗陷和强烈断陷所造成的“双强作用”,以及活跃的火山作用都是对深部新生代太平洋滞留板片的复杂响应。此外,在印度—欧亚板块碰撞产生的挤压作用影响下,黄骅坳陷东营组时期的沉降中心转移至南堡凹陷,东西向断裂受南北拉张作用而活动强烈,也是“双强作用”的成因之一。位于青藏高原北端的柴达木盆地清晰记录了新生代印度—欧亚板块碰撞历史。本次研究报道了始新世末—渐新世初期柴达木盆地北缘冷湖构造带沉积和构造记录中的右旋现象,该现象被解释为阿尔金断裂左行走滑的结果,证据如下:首先,物源方面,重矿物组合特征指示方向从西南转向西,顺时针旋转约45°;其次,倾角测井和地震反射特征指示古水流方向,顺时针旋转了约25°;再次,冷湖构造带内东—西走向断层活动性减弱,北西—南东走向断层活动性显着增强。砂岩百分含量显示,冷湖构造带沉积物供给强度从始新世的持续减弱到渐新世突然增强,与断层活动性的变化同步。本次研究结果认为,青藏高原北部对印度—欧亚板块的碰撞,包括初始碰撞和完全碰撞都有着同步响应。渐新世末期,印度—欧亚板块完全碰撞引起的远程效应,使阿尔金断裂重新活化,开始左行走滑并在柴达木盆地产生北东向挤压应力分量,在祁连山前的冷湖地区发生顺时针旋转,控制构造应力场及物源发生相应右旋现象。位于中国南海西北部的琼东南盆地北部陆架边缘,晚中新世以来堆积了不对称陆架—陆坡斜坡体。本次研究通过二维地震资料对琼东南盆地北部陆架—陆坡斜坡体形成所需的古沉积物通量进行了计算,其结果与临近的海南岛所能提供的古沉积物通量相比,前者约为后者的3至17倍。这一巨大的差别指示琼东南盆地陆架边缘上的沉积物不仅仅来自于海南岛,反而更像是来自于一个更大的物源体系。琼东南盆地北部陆架边缘西段与东段相比,有着更为强烈（数十千米）的西南向迁移特征,东段则仅有1到2千米,指示一个集中于西段的强大物源体系的注入造成了琼东南陆架斜坡体高度不对称生长。结合琼东南陆架之上尤其是中新世末期以来沉积物的细粒岩性特征,推测其主要来自红河物源并以沿岸流的形式由北部湾陆架向东南搬运。本研究建立了一个富泥质环境下陆架—陆坡不对称斜坡体的堆积模式,即高水位时期绝大部分斜坡沉积体在同沉积下降的陆架上以浮泥形式斜向扩散。这一长期的（约107年）横向不对称堆积机制与世界其它地区源—汇沉积体系中的沉积物斜向搬运方式有所差别。本研究是目前世界范围内,对受新生代及现代海平面升降影响的富泥质陆架环境中沉积物斜向搬运和扩散现象的首次报道。此外,琼东南盆地北部陆架不对称斜坡体的堆积,与印度—欧亚板块碰撞和太平洋板块俯冲活动的叠加作用有关。约10.5Ma红河断裂带开始右行走滑并在5.5Ma左右进入高潮,导致红河物源沉积物供给增大,同时产生的构造应力叠加在琼东南盆地西北部已有的东西向断裂之上发育走滑拉分活动,引起西部基底加速沉降产生巨大可容纳空间,沉积了巨厚黄流组、莺歌海组和乐东组地层。总体上,印度—欧亚板块陆—陆碰撞过程的持续进行,造成青藏高原的隆升及其周围块体向四周挤出,该过程产生侧向推挤作用迫使中国大陆整体向东运动。自此中国大陆形成了一个以青藏高原隆升运动为动力源头,沿构造应力场呈扇状向东缘发散的统一体。中国西部、中部和东部地块具有连续的地壳运动特征。该整体过程产生的挤压应力作用和太平洋等板块的运动作用产生复合效应,在早期拉张、挤压和走滑应力场上叠加,控制已形成的渤海湾、柴达木和琼东南盆地的演化,在各自盆地构造变形和沉积充填过程中形成特征性构造沉积现象作为响应。
丁召静[3]（2020）在《柴达木盆地雅丹释光年代学及其环境意义》文中研究指明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。
周波[4]（2019）在《东昆仑造山带中新生代热演化史及隆升-剥露过程研究》文中提出东昆仑造山带位于青藏高原东北缘,其不仅经历了前新生代与特提斯洋盆演化相关的长期复杂造山过程,而且记录了新生代以来与印度-欧亚大陆碰撞有关的强烈构造变形及隆升剥露过程,长期以来一直是中外学者研究的热点地区之一。但对于造山带新生代以来大规模隆升剥露的起始时间,中生代早期昆仑洋盆闭合及中生代中晚期陆内演化过程对造山带隆升的影响,以及中新生代以来是否经历了差异隆升剥露过程等系列科学问题,目前尚缺乏明确的认识。热年代学体系可以记录岩石在剥露至地表过程中的时间-温度-深度信息,是研究造山带隆升剥露过程的重要手段之一。本次论文针对上述问题,以东昆仑造山带内不同地区的基岩以及碎屑岩类作为研究对象,主要采用40Ar/39Ar以及磷灰石裂变径迹热年代学方法,并综合东昆仑及其邻区沉积、构造变形等其他地质证据,对东昆仑中新生代长期的热演化史、隆升剥露过程进行了研究,并取得了如下初步的成果与认识:（1）祁曼塔格、开木其以及香日德地区基岩白云母、黑云母及钾长石40Ar/39Ar热年代学结果表明,东昆北、东昆中构造带均经历了二叠纪末至三叠纪的快速冷却过程;塔妥地区下三叠统洪水川组、不冻泉地区上三叠统巴颜喀拉群碎屑锆石U-Pb及白云母40Ar/39Ar双重定年结果表明,其主要的物质来源为北侧的东昆仑造山带。加之东昆仑南部松潘甘孜巨厚三叠纪沉积已有的大量物源研究均表明东昆仑造山带是其重要的物源区,因此认为东昆北构造带以及东昆中构造带在二叠纪末至三叠纪经历了快速隆升剥露,使基底岩系及花岗岩类剥露至地表。东昆南构造带在早-中三叠世仍在接受海相沉积,构造带内智玉岩体经历了中生代早期与埋藏相关的升温过程,其显着的隆升主要发生于晚三叠世以来。上述中生代早期的快速隆升剥露过程与东昆仑洋盆的持续俯冲及最终关闭有关。（2）祁曼塔格、开木其、香日德地区基岩均经历了中生代中晚期至新生代早期长期的缓慢冷却剥露过程,并长期停留于磷灰石裂变径迹部分退火带内;本次论文以及前人热年代学研究结果显示,东昆仑造山带内不同地区基岩样品记录了一系列十分离散的中生代中晚期至新生代早期的锆石和磷灰石裂变径迹以及锆石（U-Th）/He年龄;塔妥地区下侏罗统羊曲组基于碎屑锆石U-Pb及碎屑白云母40Ar/39Ar年代学的物源分析表明,其为北侧东昆仑造山带近源沉积的产物。综合上述证据以及前人对东昆仑邻区中生代至新生代早期地层大量的物源研究成果,认为东昆仑地区在中生代中晚期至新生代早期遭受了长期缓慢的剥蚀去顶过程,并为青藏高原中北部不同地区提供物源,反映了这一时期长期稳定的构造环境。此外,本次论文及已发表40Ar/39Ar年代学数据的统计分析表明,昆仑断裂晚侏罗世-早白垩世与拉萨地块拼贴、碰撞有关的韧性剪切活动规模或温度有限,其主要影响范围限于造山带南缘地区。（3）祁曼塔格、开木其和香日德地区基岩均记录了渐新世晚期-中新世早期（约3020 Ma）以来的快速冷却剥露过程;花条山地区新生界碎屑磷灰石裂变径迹年龄结果揭示了东昆仑中新世-上新世期间持续的快速剥露过程。结合库木库里、柴达木及可可西里盆地沉积学及碎屑矿物热年代学等研究结果与认识,认为东昆仑造山带在晚渐新世前尚未发生整体隆升,前期持续的剥蚀去顶使得东昆仑在新生代早期已不具有明显的正地形,甚至夷平,大规模的整体隆升始于渐新世晚期-中新世早期,导致了上述新生代盆地沉积范围、沉积中心、古流向、重矿物特征及组合、盆地演化等方面显着的变化。造山带内基岩钾长石40Ar/39Ar年龄特征及相应热历史的差异,以及开木其、香日德地区基岩样品热年代学年龄空间变化规律,均表明存在南北向的差异隆升剥露,并明显地受控于区域内的逆冲断裂活动。时间上,东昆仑新生代的快速隆升剥露与区域内逆冲断裂系（如祁曼塔格、东昆北、东昆南及柴东逆冲断裂带）活动时间相一致。因此,认为东昆仑渐新世晚期至中新世早期的快速隆升剥露是印度与欧亚大陆碰撞后持续挤压的背景下,区域内大规模的逆冲断裂活动致使地壳缩短增厚的结果。
申通[5]（2019）在《峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡形成机制研究》文中提出中国西南地区峨眉山玄武岩广泛分布,多形成深切峡谷地貌,往往被选为大型水电工程大坝坝位的理想场所。历史上峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡造成了大量人员伤亡、财产损失以及深远的环境效应。而对于这类滑坡的孕育过程,目前在国内外缺乏较为深入系统的总结与研究,难以满足中国西南地区高位大型滑坡危险性的客观评价。因此,对于峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡形成机制的研究,具有重要的科学和现实意义。论文以峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡为研究对象,运用遥感解译、现场大比例尺调查、室内试验以及数值模拟等研究手段,对滑坡分布特征、发育特征、地质类型、启动条件、运动演化过程等方面展开深入研究,在此基础上结合西南地区独特的地质环境条件、峨眉山玄武岩体的工程地质特性以及滑坡运动学的研究成果,对峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡的形成机制进行了系统分析,取得了以下主要认识与进展:（1）峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡在西南地区高烈度高山峡谷区最为发育。滑坡在空间上主要沿大型河流的干流及其支流呈条带状密集成群分布,在研究区内主要形成4个分布区:金沙江上游及各级支流分布区（滑坡数量占比为35%）、金沙江中下游及各级支流分布区（滑坡占比为51%）、大渡河中游及各级支流分布区（滑坡占比为9%）、大渡河下游及各级支流分布区（滑坡占比为5%）。多孕育于顺层中倾、中缓倾斜坡结构的坡体中。（2）西南地区峨眉山玄武岩由多个溢流旋回组成,如溪洛渡地区发育14个溢流层,具有巨厚层构造、岩体强度高、软硬相间的特点。强烈的构造改造致使峨眉山玄武岩多期褶皱叠加,切层节理及层间剪切错动发育;新构造期强烈内、外动力耦合,在玄武岩分布区形成地形反差极大的峡谷地貌,谷坡岩体强烈卸荷,河谷区凝灰岩水岩相互作用强烈,顺倾斜坡层间结合力大幅度降低。（3）峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡主要分为3种地质类型:隔挡式背斜翼部顺层滑坡、单斜中缓倾高位顺层滑坡和断层上盘顺层滑坡。隔挡式背斜翼部顺层滑坡发育于隔挡式褶皱的背斜侧翼。由于峨眉山玄武岩属于脆硬性岩,褶皱作用在埋深数千米深度的脆韧性环境中完成,在背斜与向斜过渡带因产状突变形成折断带,平面及剖面X长大节理发育,将玄武岩切割成板状结构体。该带岩体破碎,溪流、沟谷沿该带发育,玄武岩顺层谷坡坡脚临空,岩体因坡脚蠕变发生顺层滑移,削弱层间结合力,强震事件最终造成岩体拉裂失稳。单斜中缓倾高位顺层斜坡因层面倾角小于坡角,致使高位斜坡凝灰岩出露位置（潜在剪出口）与坡脚之间的高差达数百米,上部坡体在重力作用下沿凝灰岩向临空面顺层滑移,后缘拉裂,并受到卸荷风化、流水侵蚀等其他不利因素的耦合作用,最终在强震触发下发生大规模顺层高位滑坡。断层上盘顺层斜坡坡脚有断层通过,坡脚临空后断层带受压塑性挤出,牵动斜坡岩体顺层滑移,大幅度削弱层间结合力,当与两侧长大结构面耦合形成侧裂面时,形成巨型顺倾板状结构体;在强震等外力作用下断层附近的岩体能够发生拉破坏,以压致-滑移-拉裂模式而形成大型高位滑坡。（4）峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡的形成机理:硬岩夹软岩的岩性组合,强烈的构造改造致岩体断层、节理及层间错动发育;活跃的新构造运动使变形、破裂的峨眉山玄武岩形成峡谷地貌,河谷应力场背景下岩体强烈卸荷及水-岩的反复作用,斜坡岩体顺层滑移、顺侧裂面剪切,层间联结力及斜坡岩体整体性遭到彻底破坏,分割的顺倾板状结构体在地震惯性力作用下突然失稳形成大型高位滑坡。因此,滑坡孕育经历了长期的“变形累积”和“触发失稳”两个阶段。变形破坏模式主要有折断-滑移-拉裂,滑移-拉裂,压致-滑移-拉裂三种类型,典型代表分别为马湖滑坡、矮子沟滑坡及脚盆坝滑坡。玄武岩滑坡能够发生远程滑动,需要满足4个要素:滑坡体处于高位,具有较高的势能;滑源区存在原生结构面及构造结构面分割的结构体,岩体的碎裂化程度较高;解体后的颗粒近乎等轴状（球度好）,缺乏细颗粒物质;滑坡体启程剧动后,颗粒间摩擦耗能偏弱,能够长时间保持高速运动。（5）通过室内滑槽模型试验对高位滑坡碎屑流运动学特性进行研究:破碎程度较高的玄武岩碎屑颗粒具备较好的颗粒球度（研究区内颗粒球度值在0.6以上的碎屑颗粒占比约为60%）,球度良好的颗粒在运动过程中易发生弹跳和滚动现象,这种运动方式下颗粒与滑面的有效摩擦系数更低,并且在运动过程中具有动量传递作用,使玄武岩碎屑颗粒表现出更强的运动性,进而能够滑动更远的距离,滑坡的治灾范围也会更大。（6）运用三维离散元数值模拟软件3DEC对滑坡运动堵江全过程进行分析,可划分为四个连续的运动阶段:启程活动阶段,近程活动阶段,高速远程碎屑流阶段,堆积堵江阶段。研究结果表明,随着滑源区坡体高程的增加,斜坡水平及竖直向加速度均存在显着的放大效应,结构面附近地震加速度产生倍增效应（放大约6～7倍）,地震加速度的显着放大是地震诱发高位滑坡的主要原因。
乔军伟[6]（2019）在《青藏高原聚煤作用》文中认为青藏高原是我国最后一片神秘而神奇的大地,对于煤炭地质也是如此。高原上煤矿（点）众多,含煤地层广布,但是煤炭资源地质调查研究广度和深度十分有限,大部分地区属于煤田地质工作的空白。为此,本文运用板块构造、大陆动力学及盆地分析的理论与方法,就青藏高原聚煤作用基本特点开展研究,取得如下创新成果。地质调查结果显示,青藏高原早石炭世以来有8个主要聚煤期,形成的14套含煤地层残留在3个构造区10个赋煤带,赋存在东昆仑、昌都、土门格拉、冈底斯北缘、拉萨、冈底斯南缘6个聚煤盆地。其中,昌都、土门格拉、冈底斯北缘、拉萨4个聚煤盆地发育海陆过渡相含煤地层,煤层层数较多,部分煤层较稳定;东昆仑聚煤盆地为主要为陆相沉积,煤层层数少,煤层不稳定;冈底斯南缘聚煤盆地具有由海陆过渡相沉积至陆相沉积演变的特征,始新世海陆过渡相含煤地层煤层层数较多,部分煤层较稳定,中新世-上新世演变为陆相沉积,含煤层数较少,煤层不稳定。晚古生代石炭–二叠纪聚煤作用主要受东特提斯洋弧盆演化的控制,含煤沉积主要发育在大陆边缘海岸带的弧后盆地及弧背前陆盆地;中生代–新生代聚煤作用主要受古地理和沉积环境的控制,含煤沉积发育在昌都地块弧背前陆盆、甜水海–北羌塘前陆盆地、东昆仑山间盆地、冈底斯地区弧间盆地及走滑拉分盆地。在板块构造运动控制下,青藏高原聚煤作用具体特定的时空迁移规律,早石炭世–晚二叠世聚煤作用位于昌都地块南缘,晚三叠世迁移至昌都地块内部及南、北羌塘地块过渡区域,晚侏罗世–早白垩世迁移至冈底斯地块北缘,在始新世迁移至冈底斯地块南缘。根据板块构造及其控制之下的岩相古地理特点,提炼出弧后伸展盆地、弧背前陆盆地、弧间坳陷盆地、弧前盆地、陆内前陆盆地、山前坳陷盆地、山间断陷盆地7种聚煤盆地类型。分析青藏高原隆起历史和剥蚀速率,认为昌都盆地隆起高度的近一半被剥蚀,造成石炭纪、二叠纪、三叠纪地层呈块状大面积出露;冈底斯北缘主要受盆内断层和北侧怒江深大断裂影响,含煤地层支零破碎;拉萨盆地剥蚀作用相对较弱,但含煤地层强烈褶皱和错断;东昆仑盆地含煤地层仅分布在逆冲构造的下盘,冈底斯南缘盆地含煤地层分布在雅鲁藏布江两岸断层的下盘。由此构造变形特点,预测了冈底斯北缘、拉萨和冈底斯南缘主要赋煤区煤炭资源潜力,认为冈底斯北缘盆地找煤前景较好。本论文包括插图77幅,表格43个,参考文献235篇。
白国典,吕际根,翟文芳,李瑞强,李兰兰,郭晓燕[7]（2018）在《青藏高原北部晚第四纪应力场在遥感影像上的响应》文中提出青藏高原北部发育一系列北西向大型左行走滑断裂带,目前普遍认为这些左行走滑断裂至今仍在活动,在左行走滑作用下,青藏高原东部向东挤出并伴随强烈的地块旋转运动。本文以介于东昆仑左行走滑断裂带与玉树左行走滑断裂带之间的巴颜喀拉山中央断裂（及其周缘的构造形迹）为主要研究对象,根据断层构造的直接解译标志——清晰的线性形迹和构造地貌标志如断层陡坎、断层谷地、挤压脊、地裂缝、断层走滑造成的水系错动、新老洪积扇的侧向叠加等,在高分辨率的SPOT5及中等分辨率ETM遥感影像上对研究区内北西向活动断层与北东向活动断层的空间分布、规模、活动性质、相对活动时代及活动幅度等进行了遥感分析和野外验证,并结合对断层周缘沿共轭张裂隙展布的水系与地裂缝的规模、展布方向等的统计分析,对晚第四纪应力场进行了恢复。研究表明:北西向活动断层具右行走滑兼有逆冲运动特征,北东向活动断层具左行走滑兼有正滑运动特征,二者为晚第四纪NNE向（2°）挤压应力条件下产生的北西向与北东向走滑作用的产物。北西向右行走滑作用的发现,预示着青藏高原北部第四纪以来普遍存在的北西向左行走滑作用可能在晚更新世就已终止。在此基础上,探讨了处于不同展布方向上的湖盆在同一应力条件下表现出的不同演化趋势:即在NNE向挤压应力作用下,呈北东向展布的错坎巴昂日东湖处于近东西向拉张状态,呈北西向展布的卡巴纽尔多湖变化不明显。
王躲[8]（2018）在《青藏高原中部格仁错断裂带构造地貌研究》文中研究表明始于50–65 Ma的印度板块与亚欧板块的持续碰撞,导致青藏高原发生快速隆升并逐步向外扩展。在青藏高原东北缘和东南缘高原物质分别主要通过挤压缩短和走滑逃逸变形来实现高原物质的向外扩展,调整和传递印度板块与亚欧板块的汇聚。而在青藏高原中部,遥感影像解译和地质调查工作均揭示晚新生代以来只发育一系列走滑断裂和正断裂,这意味着在大陆持续碰撞挤压的构造背景下,高原中部晚新生代以来并没有出现挤压构造。GPS速度场也揭示青藏高原内部存在20 mm/yr东西向伸展拉张和10 mm/yr近南北向的缩短的现今变形,并且在高原中部发生0–3 mm/yr的沉降。因此,青藏高原中部广泛发育的走滑断裂和正断裂,在调整和传递印度板块与亚欧板块碰撞所产生的应力应变中起着至关重要的作用。那么青藏高原中部晚新生代的张性走滑构造格局是在什么样的变形模式下产生的呢?关于其变形机制依旧存在根本性的分歧:1)大型右旋剪切模式认为,分布在班公湖-怒江缝合带南侧的雁列右旋走滑断裂系构成喀喇昆仑-嘉黎断裂带（KJFZ）,并作为高原物质向东快速运动的南部边界,滑动速率高达10–20 mm/yr,和北侧的阿尔金断裂、昆仑断裂一起构成刚性块体逃逸构造,至少调整30%来自印度板块与亚欧板块的汇聚量;2)V型共轭走滑模式认为,北侧左旋走滑断裂系与南侧右旋走滑断裂系交汇于班公湖-怒江缝合带,构成V型共轭走滑断裂系统,其整体滑动速率低缓（5–6 mm/yr）,以连续变形来调整和传递来自印度板块的汇聚量。然而,无论是哪一种构造变形模式,都离不开丰富的地质构造、形变观测、地震活动等方面基础研究的论证。由于自然条件艰苦,缺乏详实的地质地貌研究和可靠的年代数据约束,这些走滑断裂和正断裂的活动定量参数仍缺乏或可靠性不高,这使得如何认识走滑断裂与近南北向的正断裂之间的关系仍很困难。它们之间是在上地壳存在解耦?还是在区域运动学和动力学上存在关联?这也是关于青藏高原中部构造变形模式的认识一直存在着分歧的主要原因。青藏高原中部的格仁错右旋走滑断裂是喀喇昆仑-嘉黎断裂带东向挤出运动南部边界的中东段,断裂迹线清晰,断错的晚第四纪水系、洪积扇及湖岸阶地保存较为完好。前人在断裂南东段及中段的局部地点开展了一些断裂活动性研究工作。断裂长期地质时期的活动性与滑动速率尚未得到统一的认识。为了构建和完善高原中部活动构造几何图像,讨论青藏高原中部变形区域动力学模式。论文选取格仁错断裂作为研究对象,以断裂主体段及周边区域为重点研究区,系统地质地貌调研和构造地貌参数分析工作。主要取得了如下认识:（1）通过对格仁错断裂带盆地内的洪积扇、河流阶地、湖岸阶地貌开展系统遥感解译,并依据各地貌面的几何特征、沉积特征,以及各地貌面之间的交切关系,对各地貌面系统分期和光释光（OSL）年代学测定,建立研究区晚第四纪地貌演化时代框架。其中格仁错断裂晚第四纪以来湖泊总体以收缩为主,晚第四纪早期存在高湖面,在末次冰盛期（LGM）末期和全新世早期分别存在一次较小的扩张。已废弃的洪积扇分别在60–130 ka、16–19 ka、2–3 ka完成堆积;河流阶地主要在70–80 ka、50 ka、40 ka、17 ka完成下切和废弃。格仁错湖面晚第四纪以来的快速下降是区域河流阶地下切重要控制因素。此外,格仁错断裂带南北两侧洪积扇展布和对应阶地拔河高度（下切深度）存在显着差异,指示格仁错断裂区晚第四纪以来可能存在持续的南盘整体抬升活动。（2）在前人资料的基础上,通过对不同尺度的断裂带构造与地貌调查,在曲巴村-控错、阿儿青桑村、沙弄村、阿若村、拿叉村的精细构造地貌研究,确定格仁错断裂带几何展布与运动性质、滑动速率等运动学特征。断裂主段陡坎地貌、探槽剖面、小型盆地、大型断层三角面与非对称谷地地貌等构造与地貌指示,格仁错断裂在区域上长期存在张性走滑的运动学特征;而且格仁错断裂中北段曲巴探槽揭示,60 ka以来至少发生过3次古地震事件,其最新一次地震事件发生的时间在2–3 ka。格仁错断裂晚第四纪以来平均水平滑动速率较为低缓（0.5–3 mm/yr）,其垂向滑动速率非常小（<0.15 mm/yr）。从空间分布,断裂滑动速率由阿儿青桑向南东和北西略有递减,这指示格仁错断裂阿儿青桑段可能为现今断裂活动的中心,但这种空间的变化十分有限;在断裂中段晚第四纪以来滑动速率基本稳定在2–3 mm/yr,南段滑动速率稳定在0.5–1.0 mm/yr。虽然已有的InSAR数据揭示现今滑动速率远远大于地质学滑动速率,但通过与最新的地震事件对比,推测现今滑动速率存在高估;格仁错断裂可能和其东侧的崩错断裂类似,其现今滑动速率和地质学滑动速率是一致的。这需要更多的大地测量学数据来证实。（3）通过谷歌地球影像（Landsat和GeoEye）和野外工作,在ArcGIS平台上利用ASTER GDEM数据系统提取格仁错断裂带湖泊几何形态和流域基本参数（如数量、分级、高程、坡度、面积）,对所获取的153个亚流域盆地的基本参数和面积-高程积分（HI）及积分曲线的综合分析,得到断裂南北两盘流域盆地的地貌特征具有较大差异,沿格仁错断裂走向上湖泊和地貌参数具备系统变化。并且流域岩性与降雨分析,岩性对地形和坡度具有一定的影响,降水对现今流域相关构造地貌参数影响有限。南盘流域盆地起伏、坡度、面积-高程积分在不同程度上均要大于北盘,面积-高程积分曲线总体呈“南凸北凹”的形态特征。这些特征参数反映并验证了格仁错断裂晚新生代以来存在差异抬升运动,断裂南盘相对于北盘整体抬升,显示拉张伸展的构造运动性质。在沿格仁错断裂走向上,盆地西大东小,湖泊高程、流域盆地起伏、平均坡度与HI值在南北两盘皆略有呈“东南高、北西低”的趋势,面积-高程积分曲线由西向东曲线总体上为变凸的趋势。这些特征指示,格仁错断裂由北西向南东抬升速率可能略有增加,其差异抬升运动和盆地西大东小与东南申扎-定结裂谷作用有关。（4）结合张性走滑盆地基本理论、断裂带及邻区活动构造图像确定张性走滑是格仁错非对称盆地形成的运动学机制,而格仁错断裂和申扎裂谷在运动学上存在关联,并共同塑造了格仁错断裂带盆地呈现出东西极为不对称的几何特征。此外,综合区域晚新生代构造运动历史,盆地南北的不对称指示冈底斯-念青唐古拉山晚新生代早期隆升为流域盆地提供向北掀斜的先存地貌面,后期的快速隆升进一步促成南北两盘流域不对称的发育。（5）通过梳理青藏高原中部活动构造图像,揭示走滑断裂系和正断裂系长期以来滑动速率低缓,从而支持青藏高原中部构造变形以连续变形为主。高原中部走滑断裂开始活动与裂谷的加速拉张事件在上新世耦合,水平方向上其滑动速率相当,在运动学上关联起来,以伸展拉张的方式共同调整和传递高原中部印度板块与亚欧板块汇聚量。
袁冶[9]（2015）在《柴达木盆地冷湖地区晚更新世晚期以来气候特征及对全球气候变化与高原隆升响应》文中研究表明青藏高原的形成与全球气候的格局关系紧密相连,这一直是国内外地学界研究的热点。柴达木盆地由于其特殊地理位置,可以直接受到由高原抬升作用中引发的气候环境变更效应,是研究隆升与气候格局转变的理想场所。化学沉积作用形成的矿物与其气候背景条件有着密切的联系；不同的气候形成植物的孢粉被用来推断沉积时期的古气候环境是一个有效的研究手段。粘土矿物作为盆地主要沉积物,取样简单,近些年来被广泛用于第四纪的气候重建。笔者通过对柴达木盆地冷湖地区1405钻孔第四纪沉积物的年代学、矿物组合、孢粉、磁化率及粘土矿物特征研究,综合研究区域已存在的研究资料,获得成果如下：1、野外和室内工作建立了45175 cal.a BP以来研究区湖相沉积的基本地层层序。通过14C测年,利用差分法计算建立了1405钻孔2.5-44m年龄柱。X射线衍射半定量分析确定了研究区1405钻孔沉积物中主要矿物组合及含量。首次于第四纪沉积物内发现有叶腊石、透闪石矿物。确定了石膏矿床层位：0-4m、20-23m、25-27m、30-35m 及 42-44m。CONISS聚类程序将1405钻孔分成三个矿物组合带：I带（38585～45175 cal.a BP）, Ⅱ带（18739～38585 cal.a BP）, Ⅲ带（15283～18739 cal.a BP）。这三个带代表研究区45175～15283 cal.a BP间经历了干冷--干冷湿润交替--千冷等三个气候阶段。聚类分析显示本地区孢粉分成了三个带：I带45175～37199 cal. a BP,强干旱环境为主；Ⅱ带37199～36224 cal. a BP,为少量时间段干旱,大部分为湿润气候；Ⅲ带35983～18373 cal.a BP,为干湿润气候交替环境。频率磁化率按<1,1-2,2-3,>3等范围,将本已经对象分成六个阶段,显示45269～13789 cal. a BP经历了干冷-干冷为主-干冷湿润交替-干冷为主（偏湿）-干冷为主-干冷气候等六个阶段。粘土矿物Ⅴ（Ch+Ⅰ）/Ⅴ（Kao+S）比值显示研究区有三个阶段气候干化事件：1)45000-40000 cal a BP; 2) 32000-30000 cal.a BP; 3) 25000-22000 cal a BP。2、本地区气候事件显示了与全球气候变化D-O、哈因里奇（H）事件良好的响应关系：45175-44339 cal. a BP,强干冷气候（H5）。41552-38904 cal. a BP,强干冷气候（H4）。32859-31412 cal. a BP,干冷气候（H3）。27885-23007 cal. a BP,干冷气候（H2、D-O）。 18739-15283 cal. a BP,强干冷气候（H1）。3、38735-38609cal.a BP时间段,孢粉、石膏、磁化率以及粘土矿物均发现异常,排除全球气候的影响外,该阶段极有可能是一次规模较大的高原隆升的结果。4、结合前人资料建立了柴达木盆地370 ka B.P以来的古气候环境,共分十六个阶段：1)370.2-354.9ka.B.P,气候开始向寒冷转变,与古乡冰期前的间冰期晚期相对应。2)354.9-325.8ka.B.P,气候迅速向寒冷转变。进入古乡冰期I阶段。3)325.8-247.7ka.B.P,温暖湿润间冰期随后进入古乡冰期Ⅱ阶段。4)247.7-218.1ka.B.P,气候温干,对应古乡冰期Ⅱ阶段与Ⅲ阶段间的间冰期。5) 218.1-209.4ka.B.P,气温突降。与古乡冰期Ⅲ阶段相对应。6)209.4-164.9ka.B.P,为半湿润—半干旱的气候,古乡冰期Ⅲ阶段结束进入末次间冰期。7)45-40 ka B.P,所显示的干冷气候,与末次冰期中间段相匹配,基本和哈因里奇事件的H4,H5阶段相符。8)38-32 ka BP,出现气候温暖。9) 32-30 ka B.P,大环境为寒冷状态,对应末次冰期的中期,和哈因里奇事件H3阶段相符。10) 25-22 ka BP,也为寒冷性环境,对应末次冰期的中期,和哈因里奇事件H2阶段相符。11) 21-20.3ka B.P,气候湿润。12)20-13kaB.P,气候寒冷干燥。对应末次冰期的晚期,和哈因里奇事件H1阶段、以及D-O事件一致。13)13.0-8.6kaB.P,气候温湿。对应新仙女木事件（11.7a BP）. 14) 8.6-8.1kaB.P,气候偏干冷。15) 8.1-2.1kaB.P,气候温湿。16)2.1～0.0kaB.P,气候干冷。1.5 ka B.P,有一次湿润事件。建立了冷湖地区4.5-1.5万年之间高精度古气候环境柱（见图7-1）。
黄蝶芳[10]（2010）在《柴达木三湖坳陷台南9井区新生代沉积和构造特征》文中进行了进一步梳理柴达木盆地三湖坳陷台南9井区新生代以来经历了喜山运动以及第四纪末期新构造运动的影响,同时也受到了盆地基底构造分布格局的控制,才形成了现今的构造样式,其构造特征主要为同沉积背斜构造特点。本文通过测井资料,古生物资料,岩石物理资料,岩芯资料等进行了详细的沉积相研究;同时,进行了高分辨率地震测线的地震解释,并完成了研究工区的精细构造建模,建立了研究工区精细构造模型。通过本次研究认识了台南9井区构造和沉积在新生代时期的特点,认识如下:湖盆形成阶段(E1+2-N23):古新世到上新世,三湖坳陷还未形成;上新世末期（N22）柴达木盆地受早期喜山运动的影响,盆地西北部开始抬升,沉积中心由一里坪地区向三湖地区迁移,湖盆开始形成。湖盆鼎盛阶段（N23-Q4）:在上新世末期至第四纪更新世早期,由于印度板块向北俯冲以及青藏高原大幅度上升,致使柴达木盆地沉积中心迅速向东迁移至三湖地区,该区地层受到挤压走滑作用发生下坳,扩大了湖盆的范围,更新世中期湖盆达到鼎盛时期,接受了巨厚的湖相沉积,为湖盆鼎盛阶段。湖盆消亡阶段（Q4-现今）:全新世末期的新构造运动,造成柴达木盆地整体抬升,湖盆水体变浅,只残留盐湖,沼泽,随着时间的推移,湖盆将消失。
二、青藏高原北部长虹湖地区走滑成因湖泊研究（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、青藏高原北部长虹湖地区走滑成因湖泊研究（论文提纲范文）
（1）青藏高原隆升对柴达木盆地新生界油气成藏的控制作用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 创新点 |
| 第1章 引言 |
| 1.1 课题来源及选题意义 |
| 1.2 国内外研究现状与存在问题 |
| 1.2.1 盆地中新生代类型及演化研究 |
| 1.2.2 盆地构造样式研究 |
| 1.2.3 盆地油气成藏研究 |
| 1.2.4 存在问题 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路及技术路线 |
| 1.4 完成工作量 |
| 第2章 区域及盆地地质概况 |
| 2.1 区域地质概况 |
| 2.1.1 印度-欧亚板块碰撞 |
| 2.1.2 青藏高原隆升 |
| 2.1.3 青藏高原北缘新生代地质概况 |
| 2.1.4 青藏高原油气勘探概况 |
| 2.2 盆地地质概况 |
| 2.2.1 构造特征 |
| 2.2.2 地层及沉积特征 |
| 2.2.3 石油地质条件 |
| 2.2.4 勘探概况 |
| 第3章 柴达木盆地形成演化与青藏高原隆升 |
| 3.1 柴达木盆地地质结构的特殊性 |
| 3.2 中新生代盆地形成和演化模式 |
| 3.2.1 中生代盆地形成演化 |
| 3.2.2 新生代盆地形成演化 |
| 3.2.3 中新生代盆地演化模式 |
| 3.3 柴达木盆地构造的“阶段性-转移性-不均衡性”特征 |
| 3.3.1 柴达木盆地构造运动的阶段性 |
| 3.3.2 柴达木盆地构造运动的转移性 |
| 3.3.3 柴达木盆地构造运动的不均衡性 |
| 3.4 柴达木盆地“三中心”的迁移特征 |
| 3.4.1 沉降中心迁移特征 |
| 3.4.2 咸化湖盆中心迁移特征 |
| 3.4.3 沉积中心迁移特征 |
| 3.5 柴达木盆地形成演化的“差异挤压-差异沉降-差异剥蚀”特征 |
| 3.6 小结 |
| 第4章 柴达木盆地构造样式及潜山构造特征 |
| 4.1 盆地构造样式 |
| 4.1.1 构造样式类型 |
| 4.1.2 构造样式分布特征 |
| 4.1.3 构造样式与高原隆升 |
| 4.2 盆地潜山构造特征 |
| 4.2.1 潜山形成条件 |
| 4.2.2 潜山构造带类型 |
| 4.2.3 潜山成因分类 |
| 4.2.4 “断-隆-凹”潜山区带控藏模式 |
| 4.3 小结 |
| 第5章 典型油气藏特征及成藏模式划分 |
| 5.1 昆北油藏解剖 |
| 5.1.1 烃源条件 |
| 5.1.2 储集条件 |
| 5.1.3 圈闭特征 |
| 5.1.4 油气来源 |
| 5.1.5 成藏期次 |
| 5.2 英雄岭油藏解剖 |
| 5.2.1 烃源条件 |
| 5.2.2 储集条件 |
| 5.2.3 圈闭特征 |
| 5.2.4 油气来源 |
| 5.2.5 成藏期次 |
| 5.3 东坪气藏解剖 |
| 5.3.1 烃源条件 |
| 5.3.2 储集条件 |
| 5.3.3 圈闭特征 |
| 5.3.4 油气来源 |
| 5.3.5 成藏期次 |
| 5.4 三湖气藏解剖 |
| 5.4.1 烃源条件 |
| 5.4.2 储集条件 |
| 5.4.3 圈闭特征 |
| 5.4.4 油气来源 |
| 5.4.5 成藏期次 |
| 5.5 成藏模式划分 |
| 5.5.1 昆北晚期成藏模式 |
| 5.5.2 东坪-尖顶晚期成藏模式 |
| 5.5.3 英雄岭晚期成藏模式 |
| 5.5.4 涩北-台南晚期成藏模式 |
| 5.6 小结 |
| 第6章 柴达木盆地晚期成藏与青藏高原隆升关系 |
| 6.1 晚期生烃与青藏高原隆升 |
| 6.1.1 盆地晚期生烃特征明显 |
| 6.1.2 高原隆升控制盆地地壳增厚 |
| 6.1.3 地温梯度下降引起滞后生烃 |
| 6.2 构造圈闭晚期形成与青藏高原隆升 |
| 6.2.1 盆地构造圈闭晚期形成特征明显 |
| 6.2.2 高原隆升控制盆地构造的晚期活动 |
| 6.2.3 晚期构造活动控制圈闭的晚期形成 |
| 6.3 断层运移通道晚期形成与青藏高原隆升 |
| 6.3.1 盆地断裂晚期形成及活动特征明显 |
| 6.3.2 晚期断裂系统是晚期输导的通道 |
| 6.4 地层超压晚期形成与青藏高原隆升 |
| 6.4.1 高原隆升控制盆地异常高压的晚期形成 |
| 6.4.2 晚期超压为油气输导提供动力 |
| 6.5 青藏高原隆升控制的“三晚”机制决定了油气晚期成藏特性 |
| 6.5.1 青藏高原隆升控制“晚期生烃、晚期成圈和晚期运移” |
| 6.5.2 “三晚”机制决定了晚期成藏特征 |
| 6.6 小结 |
| 第7章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历、在学期间发表的学术论文及研究成果 |
| 学位论文数据集 |
（2）含油气盆地演化对板块运动的远程响应 ——以渤海湾盆地、柴达木盆地、琼东南盆地中的构造沉积现象为例（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 论文的选题 |
| 1.1.1 选题的来源 |
| 1.1.2 选题的目的 |
| 1.1.3 选题的科学意义 |
| 1.2 选题的研究现状、发展趋势及存在问题 |
| 1.2.1 盆地动力学研究现状及发展趋势 |
| 1.2.2 我国大陆边缘含油气盆地动力学研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 主要研究内容和拟解决的关键问题 |
| 1.3.2 研究的技术路线 |
| 1.4 资料使用情况和主要工作量 |
| 1.4.1 资料使用情况 |
| 1.4.2 完成工作量 |
| 1.5 主要创新点 |
| 第二章 中、新生代板块构造与中国含油气盆地 |
| 2.1 中国大陆板块构造格局及周缘板块运动 |
| 2.1.1 中国大陆板块构造格局 |
| 2.1.2 太平洋板块运动特征 |
| 2.1.3 印度板块运动特征 |
| 2.2 中国中、新生代含油气盆地 |
| 2.2.1 东部拉张型(裂谷)盆地 |
| 2.2.2 西部挤压型(前陆)盆地 |
| 2.2.3 过渡派生型(走滑)盆地 |
| 第三章 渤海湾盆地南堡凹陷“双强作用”——对太平洋板块运动的响应 |
| 3.1 南堡凹陷区域地质概况 |
| 3.2 南堡凹陷东营组强断陷、强拗陷复合作用——“双强作用” |
| 3.2.1 强断陷活动特征 |
| 3.2.2 强拗陷活动特征 |
| 3.2.3 南堡凹陷东营组“双强作用”的独特性 |
| 3.3 “双强作用”与新生代西太平洋板块俯冲 |
| 3.3.1 南堡凹陷新生代玄武岩样品采集、处理 |
| 3.3.2 玄武岩样品主、微量元素分析 |
| 3.3.3 南堡凹陷新生代玄武岩源区及岩浆演化讨论 |
| 3.3.4 中国东部新生代玄武岩的地球化学特征 |
| 3.3.5 “双强作用”成因分析 |
| 第四章 柴达木盆地冷湖地区物源方向变化——对印度板块运动的响应 |
| 4.1 冷湖地区区域地质概况 |
| 4.2 冷湖地区渐新世物源方向变化 |
| 4.2.1 重矿物组合指示古物源方向变化 |
| 4.2.2 倾角测井特征指示古水流方向变化 |
| 4.2.3 砂岩百分含量指示古沉积物供给强度、方向变化 |
| 4.3 冷湖地区古近纪构造演化特征 |
| 4.3.1 地震数据解释和构造几何学分析 |
| 4.3.2 主干断层识别 |
| 4.3.3 断层活动性特征 |
| 4.3.4 基于地震反射特征的古水流方向恢复 |
| 4.3.5 构造应力场变化 |
| 4.4 柴达木盆地对印度—欧亚板块碰撞响应 |
| 4.4.1 对印度—欧亚板块初始碰撞的响应 |
| 4.4.2 对印度—欧亚板块完全碰撞的响应 |
| 第五章 琼东南盆地新近系巨厚陆架边缘沉积体——对太平洋板块、印度板块运动叠加作用的响应 |
| 5.1 琼东南盆地区域地质概况 |
| 5.2 琼东南盆地新近纪陆架边缘斜坡体 |
| 5.2.1 数据和方法 |
| 5.2.2 海南岛河流沉积物携载量 |
| 5.2.3 琼东南盆地北部陆架边缘斜坡体沉积物供应量 |
| 5.2.4 琼东南盆地北部陆架边缘斜坡体形成所需沉积物通量与海南岛沉积物供给量不匹配现象 |
| 5.2.5 琼东南盆地北部陆架边缘斜坡体沉积物来源 |
| 5.3 陆架—陆坡斜坡体的“斜向”堆积模式 |
| 5.4 陆架边缘巨厚沉积体构造控制因素 |
| 第六章 板块运动对中国含油气盆地新生代沉积与构造演化的影响 |
| 6.1 中国大陆构造变形及地壳运动特征 |
| 6.2 中国大陆新生代构造运动深部动力机制 |
| 6.3 含油气盆地演化对板块运动的远程响应 |
| 6.4 盆地构造与沉积对板块运动响应的方式与识别标志 |
| 第七章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（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）东昆仑造山带中新生代热演化史及隆升-剥露过程研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 东昆仑热年代学研究现状及存在问题 |
| 1.3 研究内容及思路 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路 |
| 1.4 完成的工作量 |
| 第二章 东昆仑及其邻区区域地质概况 |
| 2.1 东昆仑构造单元划分及地质概况 |
| 2.1.1 东昆仑蛇绿混杂岩带 |
| 2.1.2 东昆北构造带 |
| 2.1.3 东昆中构造带 |
| 2.1.4 东昆南构造带 |
| 2.1.5 松潘甘孜地块 |
| 2.2 东昆仑地区及其邻区新生代盆地 |
| 2.2.1 东昆仑新生代盆地 |
| 2.2.2 柴达木盆地 |
| 2.2.3 可可西里盆地 |
| 2.3 主要区域性活动断裂 |
| 2.3.1 昆仑断裂 |
| 2.3.2 阿尔金断裂 |
| 2.3.3 鄂拉山断裂 |
| 第三章 热年代学方法原理及实验方法 |
| 3.1 热年代学方法基本原理及其在造山带剥露过程研究中的应用 |
| 3.1.1 基本概念及原理 |
| 3.1.2 热年代方法在造山带剥露过程研究中的应用 |
| 3.2 ~(40)Ar/~(39)Ar测年方法基本原理以及实验测试方法 |
| 3.2.1 ~(40)Ar/~(39)Ar测年方法基本原理 |
| 3.2.2 ~(40)Ar/~(39)Ar年代学实验测试方法 |
| 3.2.3 空气氩同位素及标样FCs和 YBCs的测试结果 |
| 3.3 裂变径迹基本原理以及实验测试方法 |
| 3.3.1 裂变径迹定年基本原理 |
| 3.3.2 裂变径迹定年测试方法 |
| 3.3.3 裂变径迹的退火行为及热史模拟 |
| 第四章 东昆仑西段热年代学研究 |
| 4.1 祁曼塔格地区基岩的冷却剥露过程研究 |
| 4.1.1 样品的野外及岩石学特征 |
| 4.1.2 ~(40)Ar/~(39)Ar年代学结果 |
| 4.1.3 磷灰石裂变径迹年代学结果 |
| 4.1.4 年龄解释及热演化史恢复 |
| 4.2 库木库里盆地新生界碎屑磷灰石裂变径迹研究 |
| 4.2.1 样品的野外特征 |
| 4.2.2 碎屑磷灰石裂变径迹结果 |
| 4.2.3 物源分析及源区剥蚀速率估算 |
| 4.3 小结 |
| 第五章 东昆仑中段热年代学研究 |
| 5.1 开木其陡里格地区基岩热年代学研究 |
| 5.1.1 地质背景及样品的野外及岩石学特征 |
| 5.1.2 ~(40)Ar/~(39)Ar年代学结果 |
| 5.1.3 磷灰石裂变径迹年代学结果 |
| 5.1.4 年龄解释及冷却-剥露过程讨论 |
| 5.2 不冻泉地区上三叠统巴颜喀拉群碎屑矿物年代学研究 |
| 5.2.1 碎屑白云母~(40)Ar/~(39)Ar测年结果 |
| 5.2.2 碎屑锆石特征及U-Pb年龄结果 |
| 5.2.3 物源分析 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 东昆仑东段热年代学研究 |
| 6.1 香日德-智玉路线剖面热年代学研究 |
| 6.1.1 地质背景及样品的野外及岩石学特征 |
| 6.1.2 ~(40)Ar/~(39)Ar年代学结果 |
| 6.1.3 磷灰石裂变径迹年代学结果 |
| 6.1.4 年龄解释及冷却-剥露过程讨论 |
| 6.2 塔妥地区下三叠统洪水川组、下侏罗统羊曲组碎屑矿物年代学研究 |
| 6.2.1 碎屑白云母~(40)Ar/~(39)Ar测年结果 |
| 6.2.2 碎屑锆石特征及U-Pb年龄结果 |
| 6.2.3 物源分析 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 讨论 |
| 7.1 古生代造山作用晚期热松弛过程 |
| 7.2 中生代早期的快隆升剥露过程及其动力学背景 |
| 7.3 中生代中晚期至始新世的剥蚀去顶过程及其动力学背景 |
| 7.4 晚渐新世-早中新世大规模快速隆升剥露过程及其动力学机制 |
| 7.4.1 晚渐新世-早中新世大规模快速隆升剥露过程及其沉积响应 |
| 7.4.2 南北差异隆升剥露 |
| 7.4.3 动力学机制 |
| 7.5 东昆仑中新生代热演化史及隆升剥露过程 |
| 第八章 主要进展与结论 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 攻读博士/硕士学位期间取得的科研成果 |
| 作者简介 |
（5）峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡形成机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 高速远程滑坡的概念及运动特征研究 |
| 1.2.2 高速远程滑坡的研究手段 |
| 1.2.3 滑坡动力学机理的研究 |
| 1.2.4 峨眉山玄武岩滑坡实例研究 |
| 1.3 待解决的科学问题 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究方法及技术路线 |
| 1.5 论文主要创新点 |
| 第2章 区域地质背景 |
| 2.1 研究区大地构造背景及构造演化史 |
| 2.1.1 大地构造背景 |
| 2.1.2 区域构造及应力场演化史 |
| 2.1.3 新构造运动及地震 |
| 2.2 峨眉山玄武岩的时空分布及构造分区 |
| 2.3 峨眉山玄武岩的物理力学特性 |
| 2.4 本章小结 |
| 第3章 峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡的发育规律 |
| 3.1 峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡分布 |
| 3.2 峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡发育特征 |
| 3.2.1 发育于构造强变形区 |
| 3.2.2 发育于强烈地貌切割区 |
| 3.2.3 发育于干流以及一、二级支流的高陡岸坡 |
| 3.2.4 发育于中倾、中缓倾顺向高陡岸坡 |
| 3.3 峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡的类型 |
| 3.4 本章小结 |
| 第4章 隔挡式背斜翼部顺层滑坡的孕育机制-以马湖滑坡为例 |
| 4.1 滑坡区的地质环境 |
| 4.1.1 滑坡区地形地貌 |
| 4.1.2 滑坡区气象水文 |
| 4.1.3 滑坡区地质构造环境 |
| 4.1.3.1 马湖滑坡区断层发育特征 |
| 4.1.3.2 马湖滑坡区的褶皱发育特征 |
| 4.1.4 滑坡区地层岩性 |
| 4.1.4.1 下二叠统阳新灰岩(P_1y) |
| 4.1.4.2 上二叠统峨眉山玄武岩(P_2β) |
| 4.2 马湖滑坡群的发育特征 |
| 4.2.1 滑坡整体的形态特征 |
| 4.2.2 滑坡源区特征 |
| 4.2.3 滑坡堆积区形态及结构特征 |
| 4.2.3.1 滑坡Ⅰ期堆积体特征 |
| 4.2.3.2 滑坡Ⅱ期堆积体特征 |
| 4.2.3.3 滑坡Ⅲ期堆积体特征 |
| 4.2.3.4 滑坡Ⅳ期堆积体特征 |
| 4.2.3.5 滑坡Ⅴ期堆积体特征 |
| 4.3 马湖滑坡形成的控制因素分析 |
| 4.4 马湖滑坡孕育机制分析 |
| 4.4.1 累积损伤阶段 |
| 4.4.2 变形发展阶段 |
| 4.4.3 失稳剧动阶段 |
| 4.5 马湖滑坡的远程滑动机理分析 |
| 4.5.1 滑坡源区岩体结构的碎裂化 |
| 4.5.2 锁固段岩体的聚能效应 |
| 4.5.3 滑体具有高位势能 |
| 4.5.4 滑坡碎屑流在运动过程中的碰撞加速效应 |
| 4.6 本章小结 |
| 第5章 断层上盘顺层滑坡孕育机制-以脚盆坝滑坡为例 |
| 5.1 滑坡区的地质环境 |
| 5.1.1 滑坡区地形地貌 |
| 5.1.2 滑坡区地质构造环境 |
| 5.1.3 滑坡区地层岩性 |
| 5.1.4 滑坡区水文气象 |
| 5.2 滑坡分区及形态特征 |
| 5.2.1 汇流区特征 |
| 5.2.2 滑源区特征 |
| 5.2.3 碎屑流流通区特征 |
| 5.2.4 主堆积区特征 |
| 5.3 滑坡发生的主控因素分析 |
| 5.4 滑坡变形破坏机理分析 |
| 5.4.1 峨眉山玄武岩体的变形累积过程 |
| 5.4.2 峨眉山玄武岩体的触发失稳过程 |
| 5.5 滑坡碎屑流远程滑动机理分析 |
| 5.5.1 滑源区坡体的碎裂化程度对滑坡远程滑动的影响 |
| 5.5.2 滑坡体的持速效应 |
| 5.6 本章小结 |
| 第6章 单斜中缓倾高位顺层滑坡孕育机制-以矮子沟滑坡为例 |
| 6.1 滑坡区的地质环境概况 |
| 6.1.1 滑坡区地形地貌 |
| 6.1.2 滑坡区地层岩性 |
| 6.1.3 滑坡区地质构造及岸坡结构 |
| 6.2 滑坡基本特征 |
| 6.2.1 滑源区和高位高速下滑区特征 |
| 6.2.2 撞击碎裂区特征 |
| 6.2.3 高速碎屑流流通区特征 |
| 6.2.3.1 主流通区特征 |
| 6.2.3.2 铲刮区特征 |
| 6.2.3.3 碰撞爬高区特征 |
| 6.2.4 主堆积区、堰塞坝残体特征 |
| 6.3 古堰塞湖沉积物特征 |
| 6.4 矮子沟滑坡形成条件 |
| 6.4.1 滑坡剪出口与坡脚之间存在巨大的高差 |
| 6.4.2 有利于滑坡产生的坡体结构 |
| 6.4.3 软弱夹层的影响 |
| 6.4.4 强震作用是诱发岩体失稳滑动的关键因素 |
| 6.5 滑坡运动过程数值模拟 |
| 6.5.1 模型建立 |
| 6.5.2 最大不平衡力 |
| 6.5.3 加速度放大效应研究 |
| 6.5.4 高速远程滑坡-碎屑流全过程分析 |
| 6.5.4.1 启程活动阶段 |
| 6.5.4.2 近程滑动阶段 |
| 6.5.4.3 高速远程碎屑流阶段 |
| 6.5.4.4 堆积堵江阶段 |
| 6.6 本章小结 |
| 第7章 峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡危险性分析 |
| 7.1 峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡的规模 |
| 7.2 峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡的运动性 |
| 7.2.1 峨眉山玄武岩碎屑颗粒运动特性的试验研究 |
| 7.2.2 物理模拟的相似分析以及试验材料的选择 |
| 7.2.3 试验装置设计 |
| 7.2.4 试验结果描述 |
| 7.2.5 分析与讨论 |
| 7.3 峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡的灾害链效应 |
| 7.4 本章小结 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（6）青藏高原聚煤作用（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| abstract |
| 变量注释表 |
| 1 绪论 |
| 1.1 概述 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.3 待解决的问题 |
| 1.4 研究方案 |
| 1.5 主要工作量 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造格局 |
| 2.2 区域构造演化 |
| 2.3 区域聚煤背景 |
| 2.4 赋煤构造单元 |
| 2.5 小结 |
| 3 主要盆地含煤沉积发育特征 |
| 3.1 聚煤盆地划分 |
| 3.2 东昆仑构造区 |
| 3.3 羌塘-三江构造区 |
| 3.4 冈底斯–喜马拉雅构造区 |
| 3.5 小结 |
| 4 聚煤作用及其时空迁移规律 |
| 4.1 晚古生代聚煤作用 |
| 4.2 中生代聚煤作用 |
| 4.3 新生代聚煤作用 |
| 4.4 聚煤作用时空迁移规律 |
| 4.5 聚煤盆地类型分析 |
| 4.6 小结 |
| 5 聚煤盆地改造与煤炭资源潜力 |
| 5.1 新生代构造演化 |
| 5.2 聚煤盆地的改造 |
| 5.3 冈底斯煤炭资源潜力 |
| 5.4 小结 |
| 6 结论与创新点 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 主要创新认识 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 学位论文数据集 |
（7）青藏高原北部晚第四纪应力场在遥感影像上的响应（论文提纲范文）
| 1地质概况 |
| 2右行走滑断层 (F1断层) |
| 2.1左阶雁列排列 |
| 2.2线性地貌体的错动 |
| 2.3新、老洪积扇的侧向叠加 |
| 3左行走滑断层 (F2断层) |
| 4伸展构造 |
| 4.1之字形水系 |
| 4.2之字形地裂缝 |
| 4.3伸展构造形成机理浅析 |
| 5讨论 |
| 5.1断错地貌的年龄 |
| 5.2晚第四纪应力场特征 |
| 5.3晚第四纪应力场对湖盆演化的制约 |
| 6结论 |
（8）青藏高原中部格仁错断裂带构造地貌研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据、拟解决的主要科学问题 |
| 1.2 研究思路及方法 |
| 1.3 论文主要工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 青藏高原中部主要构造单元 |
| 2.2 青藏高原中部主要活动断裂 |
| 2.2.1 正断裂系 |
| 2.2.2 走滑断裂系 |
| 2.3 青藏高原中部及邻区GPS速度场 |
| 2.4 青藏高原中部深部结构 |
| 2.5 格仁错断裂带地层分布 |
| 2.6 格仁错断裂研究进展 |
| 第三章 格仁错断裂带晚第四纪地貌演化 |
| 3.1 概述 |
| 3.2 格仁错断裂带晚第四纪地貌基本特征 |
| 3.2.1 洪积扇 |
| 3.2.2 河流阶地 |
| 3.2.3 湖岸阶地 |
| 3.3 洪积扇、河流阶地、湖岸阶地时代的确定 |
| 3.3.1 阿若村-湖岸阶地 |
| 3.3.2 拿叉村-龙农巴河流阶地与洪积扇 |
| 3.4 格仁错断裂带地貌晚第四纪地貌演化 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 格仁错断裂带晚第四纪运动特征 |
| 4.1 概述 |
| 4.2 研究方法与技术手段 |
| 4.2.1 断错地貌位移的测量 |
| 4.2.2 断错地貌样品采集与测试 |
| 4.2.3 滑动速率计算 |
| 4.3 格仁错断裂带张性走滑构造地貌特征 |
| 4.3.1 活动主断层南盘整体抬升 |
| 4.3.2 探槽揭露的张性断层剖面 |
| 4.3.3 小型伴生盆地 |
| 4.3.4 大型断层三角面与非对称谷地地貌 |
| 4.4 格仁错断裂带滑动速率的确定 |
| 4.4.1 曲巴村-控错 |
| 4.4.2 阿儿青桑村 |
| 4.4.3 沙弄村 |
| 4.4.4 阿若村 |
| 4.4.5 拿叉村 |
| 4.5 格仁错断裂带滑动速率的时空变化 |
| 4.5.1 晚第四纪以来滑动速率空间分布 |
| 4.5.2 地质学滑动速率与现今滑动速率是否一致 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 格仁错断裂带水系参数特征与构造运动 |
| 5.1 概述 |
| 5.2 水系地貌参数提取方法 |
| 5.3 水系地貌参数分析 |
| 5.3.1 断裂带湖泊几何形态与分布特征 |
| 5.3.2 流域盆地基本特征 |
| 5.3.3 流域盆地的面积-高程积分 |
| 5.4 水系对岩性差异、气候变化、区域构造运动的响应 |
| 5.4.1 岩性因子 |
| 5.4.2 降水因子 |
| 5.4.3 区域构造运动 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 格仁错断裂带构造地貌演化与区域运动学特征 |
| 6.1 概述 |
| 6.2 格仁错带构造地貌演化 |
| 6.2.1 走滑型盆地特征及形成机制 |
| 6.2.2 格仁错区域断裂构造活动图像 |
| 6.2.3 格仁错断裂带构造地貌演化 |
| 6.3 青藏高原中部活动构造图像与区域构造变形模式 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要认识 |
| 7.1.1 格仁错断裂晚第四纪地貌演化年龄框架 |
| 7.1.2 格仁错断裂晚第四纪活动特征 |
| 7.1.3 格仁错断裂带水系参数特征与构造运动 |
| 7.1.4 格仁错断裂带构造地貌演化与区域运动学特征 |
| 7.2 主要进展和创新 |
| 7.3 存在问题及下一步工作 |
| 参考文献 |
| 图表索引 |
| 图件索引 |
| 表格索引 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| BRIEF INTRODUCTION TO THE AUTHOR |
| 攻读博士期间参加的科研项目 |
| 在学期间发表的主要论文 |
（9）柴达木盆地冷湖地区晚更新世晚期以来气候特征及对全球气候变化与高原隆升响应（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| §1.1 选题的目的及其意义 |
| 1.1.1 选题目的 |
| 1.1.2 选题的意义 |
| §1.2 研究方法与技术路线及论文流程 |
| 1.2.1 研究方法 |
| 1.2.2 技术路线 |
| 1.2.3 论文编写流程 |
| §1.3 拟解决的问题及研究的创新点 |
| 1.3.1 拟解决的问题 |
| 1.3.2 研究的创新点 |
| §1.4 国内外研究现状 |
| 1.4.1 新生代青藏高原的隆升 |
| 1.4.2 新生代青藏高原的隆升对气候环境的影响 |
| 1.4.3 柴达木盆地古气候环境研究 |
| 1.4.4 第四纪沉积物与柴达木盆地第四纪沉积物研究现状 |
| 1.4.5 中国更新世以来全球气候变化 |
| 1.4.6 研究区其他工作现状 |
| §1.5 国内外研究存在的问题 |
| 第二章 研究区区域地质概况 |
| §2.0 研究区自然地理、经济及交通概况 |
| §2.1 研究区地质概况 |
| 2.1.1 地层 |
| 2.1.2 岩浆岩 |
| 2.1.3 构造 |
| 2.1.4 矿产 |
| 2.1.5 构造演化 |
| 第三章 ZK1405钻孔沉积特征及年代学研究与矿物学特征 |
| §3.1 沉积特征 |
| §3.2 年代学特征 |
| §3.3 矿物学特征 |
| 第四章 孢粉特征 |
| §4.1 孢粉特征分析及环境指示意义 |
| 4.1.1 孢粉研究的现状及方法 |
| 4.1.2 样品采集及处理 |
| 4.1.3 孢粉分析结果 |
| 4.1.4 孢粉组合指示的气候变化特征 |
| 第五章 磁化率特征 |
| §5.1 磁化率与湖相古环境变化 |
| §5.2 样品采集与设备技术 |
| §5.3 昆特依地区磁化率变化特征 |
| §5.4 昆特依地区磁化率古气候指示意义 |
| 第六章 粘土矿物学特征 |
| §6.1 粘土矿物在第四纪研究中的应用 |
| 6.1.1 粘土矿物特征 |
| 6.1.2 粘土矿物特征与古气候环境演化的关系 |
| 6.1.3 粘土矿物学在古气候重建中的应用及发展趋势 |
| 6.1.4 粘土矿物测试方法 |
| §6.2 样品制备与实验方法 |
| 6.2.1 样品采集与选取 |
| 6.2.2 样品制备与分析测定 |
| 6.2.3 测试结构的数据处理 |
| 6.2.4 沉积物中矿物的含量变化特征及古气候指示意义 |
| 第七章 柴达木盆地冷湖地区古气候环境演化 |
| §7.1 冷湖地区晚更新世晚期以来第四纪湖泊沉积物矿物组合对古气候环境的指示 |
| §7.2 冷湖地区晚更新世晚期以来第四纪湖泊沉积物孢粉与古气候环境 |
| §7.3 冷湖地区晚更新世晚期以来第四纪湖泊沉积物磁化率与古气候环境 |
| §7.4 冷湖地区4.5-1.5万年之间第四纪湖泊沉积物粘土矿物与古气候环境 |
| §7.5 冷湖地区4.5-1.5万年之间古气候环境 |
| §7.6 冷湖地区4.5-1.5万年之间古气候环境与全球气候变化响应 |
| §7.7 青藏高原隆升对冷湖地区气候影响 |
| §7.8 柴达木盆地370 KA.B.P至今古气候环境 |
| 第八章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（10）柴达木三湖坳陷台南9井区新生代沉积和构造特征（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 研究目的和意义 |
| 1.2 研究现状及存在的问题 |
| 1.2.1 柴达木盆地三湖坳陷地质特征研究现状 |
| 1.2.2 压扭性盆地的研究现状 |
| 1.2.3 存在的问题 |
| 1.3 研究思路与方法 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 研究方法 |
| 1.4 主要工作量 |
| 第二章 区域地质概况 |
| 2.1 地理位置及特征 |
| 2.2 研究区构造特证 |
| 2.2.1 柴达木盆地构造背景 |
| 2.2.2 柴达木盆地三湖坳陷的构造背景 |
| 2.3 研究区沉积特证 |
| 2.3.1 研究区的地层特征 |
| 2.3.2 三湖坳陷地层演化规律特征 |
| 第三章 沉积特征研究 |
| 3.1 高分辨率层序地层学划分地层 |
| 3.1.1 高分辨率层序地层学的基本原理 |
| 3.1.2 层序等时地层格架的识别与划分 |
| 3.1.3 层序等时地层格架的建立 |
| 3.2 地震相分析 |
| 3.3 沉积相分析 |
| 3.3.1 单井相研究 |
| 3.3.2 连井剖面对比 |
| 3.3.3 砂体分布特征 |
| 3.3.4 沉积相分布特征 |
| 3.4 沉积演化特征分析 |
| 第四章 构造特征研究 |
| 4.1 层位标定 |
| 4.2 层位解释和时深转换 |
| 4.3 构造图的成图方法及过程 |
| 4.3.1 数据来源 |
| 4.3.2 成图方法及其过程 |
| 4.4 台南9 井区的构造特征 |
| 4.4.1 立体构造模型 |
| 4.4.2 平面构造 |
| 4.4.3 剖面构造 |
| 4.4.4 构造平衡剖面的恢复 |
| 4.4.5 构造发育特征及分析 |
| 4.5 台南9 井区的地质演化特点 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间取得的学术成果 |
| 致谢 |
四、青藏高原北部长虹湖地区走滑成因湖泊研究（论文参考文献）
- [1]青藏高原隆升对柴达木盆地新生界油气成藏的控制作用[D]. 易立. 中国石油大学(北京), 2020
- [2]含油气盆地演化对板块运动的远程响应 ——以渤海湾盆地、柴达木盆地、琼东南盆地中的构造沉积现象为例[D]. 赵睿. 中国地质大学, 2020
- [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]东昆仑造山带中新生代热演化史及隆升-剥露过程研究[D]. 周波. 西北大学, 2019(04)
- [5]峨眉山玄武岩大型高位远程滑坡形成机制研究[D]. 申通. 成都理工大学, 2019
- [6]青藏高原聚煤作用[D]. 乔军伟. 中国矿业大学, 2019(03)
- [7]青藏高原北部晚第四纪应力场在遥感影像上的响应[J]. 白国典,吕际根,翟文芳,李瑞强,李兰兰,郭晓燕. 地质学报, 2018(12)
- [8]青藏高原中部格仁错断裂带构造地貌研究[D]. 王躲. 中国地震局地质研究所, 2018(01)
- [9]柴达木盆地冷湖地区晚更新世晚期以来气候特征及对全球气候变化与高原隆升响应[D]. 袁冶. 中国地质大学, 2015(12)
- [10]柴达木三湖坳陷台南9井区新生代沉积和构造特征[D]. 黄蝶芳. 中国石油大学, 2010(04)