宁夏南部13.0~7.0 14C ka BP期间的孢粉记录及古气候演化

宁夏南部海原剖面的孢粉记录揭示出, 13.0~7.0 ¹⁴C ka BP植被演替明显, 气候干湿波动显著. 末次冰期向全新世过渡期间, 气候波动频繁, 且具突变性. 12.1~11.0 ¹⁴C ka BP研究区植被由干草原迅速演化为森林, 湿度明显增加, 可与博令/阿勒罗得事件对比, 且表现为后期的暖湿程度明显高于前期; 11.0~9.8 ¹⁴C ka BP气候明显变干, 可与新仙女木期对比, 期间气候存在明显波动且表现为后期更干. 全新世早期气候波动明显, 但总体温暖偏干. 约7.6 ¹⁴C ka BP气候又开始变湿润. 研究区孢粉记录的气候干湿波动与全球性的气候变化具有可比性, 这对深入理解万年以来具有千年尺度变化的全球气候变化机制具有重要意义.     

西风区全新世以来湖泊沉积记录的高分辨率古气候演化

选择位于西风区的乌伦古湖为研究对象, 利用AMS¹⁴C测年手段建立了乌伦古湖沉积岩芯全新世以来的时间序列. 对湖泊沉积物中的孢粉、TOC, TN、有机δ¹³C_org、介形组合及其壳体δ¹⁸O, δ¹³C_carb等多项环境代用指标的综合分析表明, 全新世以来乌伦古湖地区古气候经历了温干(10.0~7.6 cal ka BP)-暖湿(7.6~5.3 cal ka BP)-暖干(5.3~3.6 cal ka BP)-温干(3.6~2.1 cal ka BP)-温湿(2.1~1.3 cal ka BP)-凉干(1.3 cal ka BP以来)的变化过程. 随着气候的变化, 湖泊曾出现明显的高湖面时期(7.6～5.3 cal ka BP)和两次较大规模的退缩(5.3~3.6和1.3 cal ka BP以来). 乌伦古湖地区的气候环境演化与周边区域环境变化记录有很好的一致性, 响应了区域环境变化和全球气候突变事件, 基本遵循全新世气候变化的西风模式.     

2 ka来苏干湖沉积碳酸盐稳定同位素记录的气候变化

选择位于柴达木盆地北缘的苏干湖作为研究对象. 利用²¹⁰Pb, AMS ¹⁴C以及常规¹⁴C等测年手段, 建立了苏干湖沉积岩芯2 ka以来的时间序列. 对湖泊沉积细颗粒中的碳酸盐进行碳、氧同位素分析. 结合流域地表水δ¹⁸O值的变化以及气温观测资料, 认为碳酸盐δ¹⁸O值指示了流域有效湿度的变化; δ¹³C值的变化与湖泊年内冰封湖面时期的长短有关, 间接指示了区域冬半年气温的变化. 在此基础上, 建立了2 ka来苏干湖地区气候变化序列, 其气候变化过程经历了5个阶段: 0~190 AD, 暖干; 190~580 AD, 冷干; 580~1200 AD(MWP), 暖干; 1200~1880 AD(LIA), 冷湿; 1880~1950 AD期间为冷干气候, 20世纪50年代以来, 气候变暖. 碳同位素反映的2 ka以来冬半年气温的变化与历史文献记录以及其他地质记录有很好的一致性, 表明苏干湖同位素记录的2 ka来气候变化具有普遍意义.     

孢粉记录的新疆巴里坤湖16.7 cal ka BP 以来的植被与环境

 通过对新疆巴里坤湖的地层剖面进行的精确定年和孢粉分析, 结合现代表土孢粉数据, 重建了该地区16.7 cal ka BP 以来的植被和环境演化历史. 结果表明, 在末次冰消期及早全新世 (16.7~7.9 cal ka BP)研究区以荒漠植被为主, A/C 值所指示的有效湿度明显偏低, 气候干旱. 其中在16.7~8.9 cal ka BP 期间, 气候环境最为恶劣; 8.9~7.9 cal ka BP 为气候环境逐渐改善的过渡期. 研究区在中全新世(7.9~4.3 cal ka BP)为荒漠草原/草原, 有效湿度明显升高, 气候环境相对最为适宜, 湖泊周围高地可能有片状的桦木林地出现. 在4.3~3.8 cal ka BP 这一短暂时期, 研究区植被由荒漠草原/草原迅速转变为荒漠, 有效湿度显著降低, 可能是一次百年尺度的干旱气候事件. 研究区在晚全新世(3.8~0.53 cal ka BP)呈现出典型的荒漠草原/草原草甸景观, 有效湿度相对较高, 气候环境相对较为适宜; 0.53 cal ka BP 以来, 呈现荒漠植被景观. 区域对比显示, 该地区16.7 cal ka BP以来的气候环境演化特征与东亚季风影响区有着明显的差异, 在末次冰消期-早全新世气候干旱, 中全新世-晚全新世气候相对湿润.     

西藏南部普莫雍错19 cal ka BP 以来高分辨率环境记录

利用西藏南部普莫雍错深水湖区获取的3.8 m 长湖芯, 对湖芯中25 个样品的植物碎屑进行筛选和有机碳同位素测定, 在确定植物来源的前提下进行了¹⁴C 测定, 结合表层样品的过剩²¹⁰Pb衰变计算的沉积速率对整个湖芯的¹⁴C 测年及其碳库效应进行了系统校正, 结果显示该湖芯完整地覆盖了19 cal ka BP 以来的时间尺度. 通过对湖芯TOC, IC, 粒度和孢粉的分析, 发现该湖在16.2 cal ka BP 之前为一个水深较浅的湖泊, 尽管温度升高导致冰川开始融化, 湖区环境仍然具有冷干的特征; 16.2~11.8 cal ka BP, 沉积环境剧烈而频繁的波动, 14.2 和11.8 cal ka BP 左右的2 次冷事件可能是老仙女木和新仙女木事件的反映. 11.8 cal ka BP 之后, 已经形成了现今状态的深水湖泊, 冰川融水的补给使得湖泊水温较低, 受到湖泊水体影响的沉积物环境代用指标对温暖条件的响应并不明显. 通过普莫雍错湖与西藏南部相同时代的不同湖泊沉积物记录的比较, 发现末次冰消期开始的气候转暖对青藏高原东南部影响更加显著, 反映了西南季风自冰消期以后逐渐加强、向高原内部推移的过程, 以冰川融水补给为主的湖泊对冷事件的响应更加明显. 全新世以来,西南季风对整个西藏南部区域发挥着控制性影响.     

大荔黄土-古土壤序列δ 13CSC值及其古环境意义

对最近250 ka大荔地区两个剖面全岩碳酸盐的碳同位素组成进行了分析, 初步探讨了影响黄土-古土壤序列δ ¹³C_SC值的因素及其古环境意义. 大荔黄土-古土壤序列δ ¹³C_SC值与磁化率的变化基本同步, δ ¹³C_SC曲线的负峰分别对应着不同的古土壤发育期. 研究认为, 植物成因CO₂的介入会导致δ ¹³C_SC值降低, 降低的幅度主要与古植被发育程度和古湿度有关, 植被中C₄植物的相对含量可能仅影响其次一级的变化. 低 δ ¹³C_SC值大体上指示了植被相对丰富、气候湿润的环境状况. 倒数第2次间冰期以来, 大荔地区植被发育最差、最干旱的时期是L₂的黄土堆积期; 而植被最为丰富、气候最湿润的则是末次间冰期. 发生在MIS(深海氧同位素)第3阶段晚期即 40~30 kaBP的青藏高原“高温大降水事件”的水文效应已波及气候相对湿润的关中地区, 对当地植被和湿度均产生了明显影响.     

末次冰盛期以来中国陆地植被净初级生产力的模拟

利用AVIM(植被与大气相互作用模式)模拟了末次冰盛期(21 ka BP)、全新世中期(6 ka BP)及现代中国陆地植被净初级生产力(NPP)的大小与分布特征, 计算了3个时期陆地植被NPP的碳总量. 研究结果表明, 冰期-间冰期尺度下的东亚夏季风的变化是影响中国陆地植被NPP变化的主要原因, 21 ka BP时期中国陆地植被NPP最小, 平均值为208 gC/m²·a, NPP碳总量为2.05 Pg/a; 6 ka BP时期NPP最大, 平均值为409 gC/m²·a, NPP碳总量为3.89 Pg/a; 现代陆地植被的NPP年平均值为355 gC/m²·a, NPP碳总量为3.33 Pg/a, 温暖湿润时期中国陆地植被的NPP比寒冷干旱时期要高. 对3个不同气候时期温度和降水与陆地植被NPP的相关性分析表明, 温度是影响21 ka BP中国陆地植被NPP的主要气候因子, 而降水是影响6 ka BP以及现代植被NPP的主要因子.     

太阳活动对塔里木盆地南缘近4 ka以来气候波动的可能影响

西风区塔里木盆地南缘尼雅剖面各指标记录了近4 ka以来此地区的气候环境变化. 特别是沉积物平均粒径, 其十至百年尺度的波动与Greenland GISP2冰芯δ¹⁸O温度指标、大气剩余¹⁴C(residual Δ¹⁴C)曲线之间存在很好的吻合. 红色噪声谱分析(Redfit)所提取的196, 121, 97, 62, 45和33~30年等显著周期, 多数与太阳辐射变化的周期具有一致性. 结合广泛的区域对比, 进一步证明太阳辐射可能是本地区乃至全球数十年至百年尺度气候变化的重要驱动力.     

萨拉乌苏更新世晚期的人类肩胛骨化石

内蒙古萨拉乌苏遗址的萨拉乌苏组下部原生地层于1980年出土一件人类肩胛骨化石, 文中对其进行详细研究. 肩胛骨所在地层的年代范围, 用TL方法测定为(70.9±6.2)~(124.9±15.8)ka BP, 该地层中较下部的一个层位, 用碳同位素法(¹⁴C)测定的年代为(35.34±2) ka BP; 铀系法(²³⁰Th)测定的年代为(44±7)~(63±3) ka BP; 红外释光法(IRSL) 测定的年代为(61~68) ka BP. 在对这件人类肩胛骨化石的形态学特征进行比较研究的基础上, 得出如下结论: 萨拉乌苏肩胛骨多数特征与各阶段早晚期现代人比较一致, 同时兼具少量尼安德特人的特征. 这可能提示萨拉乌苏人类具有同尼安德特人相同或相近的上肢运动习惯. 同时也可能体现了中国晚更新世人类与欧亚地区同时代及较早较晚各阶段人类之间的联系.     

青海湖沉积岩芯记录的青藏高原东北部过去800年以来的降水变化

对取自中国最大的内陆封闭湖泊青海湖深水区长约80 cm的短钻岩芯, 用²¹⁰Pb, ¹³⁷Cs和岩芯对比建立年代序列, 用5年分辨率的自生碳酸盐同位素、粒度、碳酸盐和有机质含量来重建青藏高原东北部过去800年来的气候变化历史. 发现青海湖湖盆的不同深水区岩芯具有很好的对比性, 湖盆西部沉积速率最大, 东部最小. 在湖盆南部短钻岩芯Qing-6所在位置, 近期平均沉积速率为0.1004 cm/a. 氧同位素和粒度资料揭示的过去800年的有效降水变化与古里雅和敦德冰芯记录的冰川积累量一致. 公元1200~1500年的300年中总体为干旱气候, 公元1500~1560年相对湿润. 1560~1650年和1780~1850年的两个干期是西南季风减弱的结果. 1650年以来的有效降水总体增加是亚洲西南季风增强所致, 一直持续到1950年前后. 高原上的小冰期除早期以外, 以水汽增加为特征. 沉积物有机质含量变化有200年左右的周期, 与1850年以前大气Δ¹⁴C变化同步, 表明湖泊生物生产力响应了太阳活动变化.     

全新世黔北降水特征的石笋记录及适宜期结束时间在亚洲季风区的不等时性

基于黔北石膏洞两支石笋(SG1 和SG2)的12 个高精度²³⁰Th 年龄(误差为±2.5~55 a)和479 个氧同位素数据, 建立了全新世9.9 ka BP (相对1950 AD) 至今较高分辨率的东亚季风和印度季风交汇区季风降水序列. 石膏洞δ¹⁸O 记录表明: 9.9~6.6 ka BP, 季风降水处于降水丰沛的湿润期; 6.6~1.6 ka BP, 该时段为降水逐渐减弱时期; 1.6 ka BP 至今石笋δ¹⁸O 最为偏正, 季风降水整体处于较弱期, 其长期演变趋势整体追随30°N 夏季太阳辐射能量变化曲线. 利用时序分析方法, 对石膏洞与已发表的高分辨率石笋δ¹⁸O 记录分析发现, 石笋所揭示的全新世适宜期结束时间在不同季风区存在显著差异: 统计分析结果显示印度季风区的阿曼为7.2~7.4 kaBP, 东亚季风下的华中地区为5.6~5.8 ka BP, 而地处于两季风交汇处的西南一带则介于其中约为6.6~7.0 ka BP. 我们认为供应东亚季风水汽来源的热带西太平洋海水表面温度变化, 是可能造成亚洲不同地区全新世适宜期结束时间不一致的原因.     

西藏纳木错湖芯正构烷烃及其反映的8.4 ka以来的环境变化

采用索氏抽提法提取纳木错NMLC-1孔湖芯沉积物中的正构烷烃, 利用GC/MS进行了测试. 在已经建立的深度-年代曲线基础上, 通过分析正构烷烃的组成与含量, 结合TOC, TN和CaCO₃等环境代用指标, 重建了纳木错湖区约8.4 ka以来的环境变化历史. 结果表明: 约8.4~6.7 ka BP期间, 环境较温暖, 降水呈增加趋势, 末期变冷干. 约6.7~2.9 ka BP期间可分为两个亚期, 早期温暖湿润, 至6.0 ka BP左右达到环境最适宜期; 晚期温度波动降低, 陆生植被和沉水植物退化, 以3.0 ka BP左右的冷事件结束. 约2.9 ka BP~现在, 冷暖交替, 1.4 ka BP左右开始趋于干燥, 600~400 a BP间的降温体现了小冰期特征.     

全新世季风气候演化与干旱事件的湖北神农架石笋记录

基于湖北神农架山宝洞SB10石笋的14个²³⁰Th年龄和266个氧同位素数据, 建立了11.5~2.1 kaBP时段东亚季风降水序列. 该记录表明: 11.5~9.3 kaBP, 季风降水处于持续增长期; 9.3~4.4 kaBP, 该时段为降雨丰沛的湿润期, 4.4~2.1 kaBP, 该时段为降水较少的干旱期, 其长期演化趋势大体类似于北纬33°夏季日辐射能量曲线. SB10石笋δ¹⁸O记录揭示了4.3 kaBP前后季风降水突然减少, 反映了植被-大气-气溶胶对太阳辐射减少的正反馈效应, 该事件与4 ka左右中国新石器文化断层基本同步. 从早全新世平均分辨率20年的石笋降水记录中识别出8.2, 8.6, 9.3, 10.2和11.0 ka显著干旱事件, 可与格陵兰冰芯δ¹⁸O记录的降温事件进行对比, 反映了早全新世北半球低纬季风与极地气候受同一机制的驱动.     

墨西哥湾Alaminos Canyon冷泉碳酸盐岩地质地球化学特征

墨西哥湾北部大陆坡下部深水区Alaminos Canyon冷泉碳酸盐岩结壳含有以双壳类和有孔虫为主的生物碎片, 孔洞发育且常被针状文石充填. XRD分析显示结壳主要由文石组成 (达98%). 结壳中发育团粒、凝块和葡萄状文石等与渗漏系统微生物活动有关的沉积组构. 结壳中生物碎屑的δ¹³C值为-4.9‰ ~ -0.6‰, 碳源主要来自海水. 泥晶和亮晶文石的δ¹³C值为-31.3‰ ~ -23.4‰, 碳源主要来自生物降解的石油. 对冷泉碳酸盐岩中生物壳体的14C测定表明冷泉活动至少持续了约10 ka. 碳酸盐岩结壳的酸可溶部分稀土元素总量很低(0.75~12.73 μg/g), 稀土元素页岩标准化配分模式具有明显的Ce负异常, 表明结壳形成于氧化环境.     

贵州红枫湖沉积物中有机质的降解与微生物作用

对红枫湖沉积物中有机碳, 孔隙水中的SO₄^2−, 以及沉积物中的DNA和类脂化合物的分布进行了研究. 红枫湖沉积物有机碳的含量(23.3~76.8 mg·g^−1)从上到下呈下降趋势, 0~8 cm含量最高. 沉积物孔隙水中SO₄^2−含量为0.89~40.50 mg·L^−1, 表层4 cm深度内迅速下降至12 mg·L^−1, 4 cm后基本不变. 硫酸盐还原指数代表硫酸盐还原细菌对硫酸盐的还原强度, 表征SO₄^2−作为一种电子受体在有机质降解过程中被利用的程度. 对硫酸盐还原指数SRI的计算表明有机质保留年限为14年, 与孔隙水中SO₄^2−含量相对应. 沉积物中微生物的总DNA凝胶图像显示, DNA在0~9 cm含量相对较高, 9 cm后相对较低, 与有机碳的变化规律和SRI值一致, 表明微生物在湖泊沉积物有机质降解过程中发挥了重要作用; 缺氧条件下, SO₄^2−是重要的电子受体被微生物利用; 沉积物中微生物的总DNA分析为分子生物地球化学研究能为湖泊营养元素循环及湖泊富营养盐化的研究提供重要手段.     

宜良九乡张口洞的年代：中国40~100 ka间人类活动的证据

古人类遗址云南宜良张口洞 T1, T2 探方堆积夹生多层钙板. 铀系年代测定表明: 表层和第 2 钙板层是全新世的; 第 4, 5 钙板层分别约为55 和 110 ka, 其间石制品是中国在这一时段有人类活动的确证. 被引为支持现代人类非洲起源说的中国 40~100 ka 间人类化石的缺环, 很可能只是测年技术系统误差造成的假象; 第 6 钙板层约为300 ka, 其下堆积远大于骨化石常规 ¹⁴C 测年给出的 15 ka, 为这一时标可信度欠佳的又一例证. 张口洞遗物丰富, 并有准确测定年代的有利条件, 多学科综合研究应可为数十万年以来人类演化模式的揭示提供重要证据.     

昆仑山北坡鸭子泉河阶地发育及其构造-气候意义

昆仑山北坡鸭子泉河流阶地系列是晚更新世以来青藏高原阶段性隆升的地貌标志. 阶地地貌及沉积学研究证明其为构造成因阶地, 是青藏高原北部构造隆升过程中河流阶段性下切作用形成的. 通过粗颗粒石英(90~125 μm)的光释光单片再生法(SAR)及¹⁴C测年研究, 初步确定鸭子泉河各级阶地的形成年代分别约为57.5, 12.8和6.5 ka BP. 三级阶地特征及年代学研究揭示昆仑山北坡在全新世初期河流下切速率明显提高, 从12.8 ka BP开始下切速率平均值由0.43±0.08 mm/a突变为1.59±0.69 mm/a, 显然, 全新世之初昆仑山开始较为强烈地隆升. 青藏高原北部边界的阿尔金断裂构造运动也存在本次变化, 但其隆升速率明显大于昆仑山, 这种差异表明青藏高原北部边缘的地表隆升和地壳增厚有大于其内部的趋势.     

云南洱海盆地早期人类活动的花粉证据

云南洱海钻孔沉积物花粉提供了流域人类活动的证据. 精确的AMS ¹⁴C年代序列的建立使得花粉结果与考古、史料记载可以比较. 早期人类毁林开始于约5500 aBP(¹⁴C), 以流域垂直植被带谱的退化和次生松林的形成为标志. 人类活动最初表现为对森林植被的选择性砍伐. 毁林导致了流域地表径流的增加和侵蚀作用的加强. 牧草、作物等草本花粉的出现和增加反映早期畜牧业和原始农业耕作的存 在. 有限的人类活动和适宜的气候使得次生松林得以迅速繁荣, 土壤侵蚀也随之降低. 花粉浓度显示的严重的毁林时期出现在2160 aBP(¹⁴C)后, 与历史资料记录的人口快速膨胀、第1个县制建立的开始时间相一致. 农业的发展使得耕作土壤侵蚀不断加强, 入湖细颗粒物质和营养物质增多. 人类严重毁林引起的生态系统的脆弱性也更突出. 花粉揭示的人类活动开始时间早于研究区最老的考古年代约1500年(¹⁴C).     

巴丹吉林沙漠湖泊群与沙山形成机理研究

野外考察在巴丹吉林沙漠湖泊中发现了钙华. 对钙华的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, ¹⁴C, δ¹³C, 矿物成分和沙漠中泉水和湖水的³He/⁴He, ⁴He/²⁰Ne, δ ¹⁸O, δD, pH, TDS和水化学成分进行了分析, 确定湖泊水来源于深部断裂带的补给; 同时推断巴丹吉林沙漠固定沙山的内部存在钙华和钙质胶结层组成沙山的“内核”, 深层地下水从“内核”中涌出, 然后补给到沙山周围的湖泊之中. 日喀则-狼山断裂带将青藏高原的降水和冰川融水输送到巴丹吉林沙漠、古日乃、温图高勒和额济纳盆地地区, 受到强烈蒸发的青藏高原黄河源头的鄂陵湖与扎陵湖的水渗入断裂带并补给至巴丹吉林沙漠及周边地区, 这是阿拉善高原地下水同位素异常的原因. 断裂带中的地下水涌出后形成了巴丹吉林湖泊群, 地下水溶解了岩层中的可溶性矿物, 并在泉眼附近形成了巨大的钙华与钙质胶结层, 致使巨大的钙华露出水面, 风沙带来的砂粒受阻后落在钙华和钙质胶结层上形成沙丘, 岩浆入侵造成深部断裂带中地下水的温度升高, 地下低温热水在涌出地面过程中产生蒸发, 水蒸汽为沙山提供了水分, 最终发展成为潮湿的固定沙山, 在伊和吉格德挖掘到的植物化石(根管结核)表明4700 aBP前沙山已经形成而且没有移动过. 沙山的高度与地下水带来的热量成正相关关系.     

东非大裂谷埃塞俄比亚段内C3植物叶片δ13C和δ15N及其环境指示意义

在中国科学探险协会的资助下, 对东非大裂谷埃塞俄比亚段内不同区域植物叶片稳定碳(δ¹³C)和氮(δ¹⁵N)同位素比率进行了分析, 探讨了植物叶片δ¹³C和δ¹⁵N的分布特征及其与环境要素之间的关系. 结果表明在冷湿环境下C₃植物叶片δ¹³C的平均值为(-26.7±0.4)‰; 温暖湿润环境下为(-29.7±0.6)‰; 干热环境下为(-26.9±1.2)‰. 植物叶片δ¹⁵N的分布区间为(-1.4±1.7)‰~(14.3±0.1)‰, 生长在干燥炎热环境的植物表现为较高的δ¹⁵N, 温暖湿润环境的δ¹⁵N居中, 高海拔冷湿环境植物δ¹⁵N最小. 植物叶片δ¹³C和δ¹⁵N之间的关系型可分为3类: 分别代表寒冷湿润、温暖湿润和干燥炎热的生长环境, 反映了植物生长环境的异质性. 植物δ¹⁵N与年均降雨量和海拔均为极显著负相关(P < 0.001); 与年均温度显著正相关(P < 0.01). 年降雨量每增加100 mm, 海拔每增加1000 m, 植物δ¹⁵N分别偏负1.0‰和2.0‰; 年均温度每增加1℃, δ¹⁵N平均值则偏正0.5‰. 降水和温度与氮同位素存在相关关系, 解释方差分别为53.6%和31.8%, 因此降水和温度对C₃植物氮同位素分馏起主要作用. 植物δ¹³C与年均温度呈弱正相关关系, 但与年平均降水和海拔的关系均表现为二次曲线型. 当降雨量低于1019.3 mm, 海拔低于2400 m时, δ¹³C随降雨量和海拔的增加而偏负, 而当降雨量与海拔高于此值时, δ¹³C随二者的增加而偏正. 研究结果说明海拔变化引起水热条件的改变对植物碳同位素分馏的影响存在一个转换点.