黄土高原现代植被花粉稳定同位素基本特征

中国黄土地层的稳定同位素特征与黄土高原气候环境特征的关系前人已做过一些工作,并取得了一些很好的成果.耿安松等指出黄土地层中碳酸盐的δ~(13)值越低显示生物活动越强气候越温湿,反之气候越冷干生物活动越弱则碳酸盐的δ~(13)C值越高,可以用做古气候代用指标.魏明建等做出了较详细的碳酸盐碳、氧同位素序列,其中δ~(13)C序列可与深海沉积同位素气候曲线对比,与磁化率、全氧化铁气候曲线的波动一致,表明是一种较好的气候指标.同时指出:由于其易迁移所以时间分辨率较低,且记录的气候变化超前于其他指标.谭桂声等研究了钙质结核碳、氧同位素组成,认为δ~(13)C主要指示古土壤发育时的环境降水量,δ~(18)O指示土壤发育时的环境温度,δ~(13)C-δ~(18)O直线指示控制古土壤形成环境的古夏季风风场.     

贡嘎山东坡植物和土壤有机质的δ13C差异

通过对贡嘎山东坡地表植被、凋落物、土壤有机质δ¹³C值的分析, 结果显示贡嘎山东坡地表植被、凋落物、0~5, 5~10和10~20 cm土壤有机质的δ¹³C值均随海拔的升高先减小后增大, 即从海拔1200~2100 m, δ¹³C值逐渐变小, 从2100~4500 m, δ¹³C值则逐渐变大. 植被、凋落物和土壤有机质δ¹³C值沿海拔高度的这种变化是与C3, C4植物的分布有关, C4植物仅仅生长于海拔高度低于2100 m的环境中, 而C3在所有海拔都存在. 植被、凋落物和土壤有机质三者间的δ¹³C有显著的正相关, 凋落物、0~5 cm层、5~10 cm层和10~20 cm土壤有机质δ¹³C较植被分别平均偏正0.56‰, 2.87‰, 3.04‰和3.49‰. 在综合考虑工业革命以来大气CO₂浓度和δ¹³C值变化对植物同位素的影响后, 我们认为1.57‰可能是利用古土壤有机质δ¹³C进行古生态重建时应该考虑的最小修正值.     

南极乔治王岛菲尔德斯半岛土壤中CaCO_3的来源分析

在南极半岛及其外围群岛地区,现代土壤中是否存在CaCO_3富集过程(或钙化过程)目前还无统一的认识.如Everett(1976年)认为南设得兰群岛土壤中的碳酸盐起源于本区的石灰岩,并非土壤钙化过程所致;Bockheim把南设得兰群岛划为亚南极荒漠带,并认为土壤钙化过程在此带较强.作为南极环境研究的薄弱环节,土壤中CaCO_3的来源及其迁移过程的研究,在中国南极长城站地区尚属空白.本文根据菲尔德斯半岛土壤野外调查和化验分析结果,指出了本区现代土壤中CaCO_3的来源,并讨论了土壤中CaCO_3迁移过程与环境的关系.     

下扬子地区早二叠世海进和上升流形成的缺氧环境的沉积

下二叠统的栖霞组(p_1~1q)和孤峰组(p_1~2q)是下扬子区上古生代最大海进期沉积。栖霞组厚150—200m左右,底部梁山煤系厚1.5—3m左右,下段为含沥青的厚层“臭灰岩”,为灰黑色含生物屑泥晶、微-粉晶灰岩,中、上段灰岩中夹燧石条带和团块,局部富集为上部硅质层     

渤海湾盆地早第三纪非海相钙质超微化石的锶同位素证据

渤海湾盆地早第三纪沙河街组在沉积过程中有无“海侵”,一直是地学界争论的问题之一.争论的原因是在这套地层中既存在典型的陆相化石(如介形虫、腹足类及轮藻等)又有一些所谓“海相性”化石(如有孔虫、鱼类、钙质超微化石等).其中尤以钙质超微化石最为引人瞩目,因为尽管该类生物现代有一个属(Hymenomonas)生活在淡水中,但其不具钙质骨骼而无法保存为化石,故一般认为钙质超微化石为典型的海相化石.本文无意再从这些化石的属种组成、形态特征及生态分布对上述问题进行深究,而利用近年来发展迅速的锶同位素分析方法,以沙河街组钙质超微化石为材料,从地球化学的角度来探讨该类化石生活的环境.1 材料与方法样品取自山东济阳拗陷6个钻孔的沙河街组(图1).通过分析发现钙质超微化石主要分布在沙河街组一段和四段,其数量丰富,但属种单调,主要为Reticulofenestra bohaiensis(图2).产钙质超微化石的岩性主要有钙质页岩、灰色泥灰岩及灰褐色泥岩,其中以其“黑”、“白”相间韵律纹层的钙质页岩中最为丰富,灰白色的钙质薄层几乎全部为钙质超微化石(图2),而暗色的泥岩层则为沟鞭藻及其他有机质,不含超微化石.首先对每个样品在偏光显微镜和扫描电子显微镜下进行观察,然后挑选了10个超微化石最丰富、成岩作用影响最     

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.     

成壤钙结核孔隙和基质碳酸盐碳同位素对比及其对碳酸盐成因的指示意义

成壤碳酸盐碳同位素常被用于古环境研究, 而原生碳酸盐的干扰会使其碳同位素值发生改变. 为了建立判定成壤钙结核中是否存在原生碳酸盐的实验方法, 对黄土高原地区中新世黄土中23个成壤钙结核孔隙和基质部位进行了微形态鉴定和碳酸盐碳同位素测试. 结果表明, 同一个钙结核基质(B)与孔隙(A)碳酸盐碳同位素差值(δ¹³C_(B–A))范围为−0.16‰~0.44‰, 其中基质中含原生碳酸盐的钙结核的δ¹³C_(B-A)值范围为0.27‰~0.44‰, 大于测量误差(±0.2‰), 而不含原生碳酸盐的钙结核的δ¹³C_(B-A)值范围为−0.16‰~0.13‰, 在测量误差之内. 由此, 得到利用碳同位素手段判断黄土钙结核中是否含有原生碳酸盐的简便方法, 将δ¹³C_(B-A)的值在测量误差之内作为判断钙结核中不含原生碳酸盐的碳同位素标准.     

罗布泊地区红柳沙包年层的环境意义探讨

红柳沙包年层不仅与树木年轮和季候泥等一样, 可以用来计数年代, 其组成物质—风成沙和红柳枯枝落叶层还蕴含有丰富的环境信息, 可用于研究气候与环境变化. 通过米兰河右岸红柳沙包年层中风成沙的粒度特征和枯枝落叶层中红柳叶的稳定碳同位素δ¹³C和C/N值分析, 将本区132年间的气候划分出3个不同的冷暖阶段, 即1871~1927年的偏冷期、1927~1967年的相对偏冷期与1967~2002年的偏暖期.     

陇东黄土塬区黑垆土形成的时代与过程

近年来,我们以黑垆土发育较典型的甘肃陇东黄土塬区为研究区域,选取了灵台县苗头村(L)、平凉县大寨(P)、宁县九崄(N)、西峰市后官寨(x)、环县北塬头(H)等多个典型剖面并根据~(14)C年龄、孢粉和物理化学分析结果,系统地研究了黑垆土的发育时代、成土环境和形成过程。陇东黄土塬区黑垆土剖面上部的覆盖层厚度多在40—50cm之间,中部灰褐色(5YR4/     

鼎湖山季风常绿阔叶林土壤CO2气体碳同位素组成、更新特征及来源比例

给出了雨季(7月)鼎湖山季风常绿阔叶林两个土壤剖面(DHLS和DHS)中CO₂气体的碳同位素组成和更新特征, 探讨了土壤CO²气体的来源比例. 结果表明: 该林区土壤CO₂气体含量变化范围为6120~18718 μL•L⁻¹, 随深度增加而增大, 75 cm以下则逐渐减少. 在DHLS剖面, 土壤CO₂气体的δ¹³C值的变化范围为−24.71‰~−24.03‰, 与同层位气体含量呈显著负相关(R²=0.91), 模拟结果显示该剖面中的CO₂气体主要来源于根系呼吸作用(>80%); 而在DHS剖面, 土壤CO₂气体的δ¹³C值变化范围为−25.19‰~−22.82‰, 模拟结果显示除表层(20 cm)90%来源于根系呼吸作用外, 深部(40~105 cm)主要来源于微生物的分解作用(51%~94%). ¹⁴C年龄显示, DHLS和DHS剖面中土壤CO₂气体中的碳均为现代碳, ¹⁴C年龄之间最大差值分别为8和14个月, DHLS剖面中土壤CO₂气体更新速率较快. 在DHLS和DHS剖面中, 土壤CO₂气体?¹⁴C值的变化范围分别为100.0‰~107.2‰和102.5‰~112.1‰, 高于现代大气CO₂和同层位土壤有机碳的?¹⁴C值, 土壤CO₂气体可能是大气核爆¹⁴C的一个重要储库.     

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.     

古田山亚热带常绿阔叶林粗根生物量分布特征

森林粗根分布和生物量的研究是生态学研究的热点与难点,传统破坏性取样方法费时、费力,而且只能获得有限的调查样本,限制了我们对森林生态系统的整体描述与森林碳储量的准确估算.此外,土壤、地形、树种丰富度、树木密度、优势种多度等环境和生物因素对粗根碳存储能力影响的研究也很少,内部机制未知.本文应用探地雷达技术对浙江古田山24 hm2大样地粗根(直径1.5 cm)分布和生物量进行了测定.研究发现:(ⅰ)15个10 m×10 m样方,土壤深度60 cm的探地雷达扫描范围内,粗根生物量平均为1105.38 g m-2,3个生境、5个海拔梯度之间粗根生物量差异显著(P0.05);20~40 cm土层粗根生物量占0~60 cm粗根生物量的71.58%.(ⅱ)40~60 cm深层土壤全磷、氮矿化速率与粗根生物量线性回归关系显著(P0.01),0~60 cm土层全碳、氮矿化速率与粗根生物量线性回归关系显著(P0.01);地形因子对粗根生物量的影响不显著(P0.05).(ⅲ)随树种丰富度、稀疏丰富度的增加,40~60 cm深层土壤粗根生物量显著降低,解释量分别为53.2%和29.2%,树种丰富度、稀疏丰富度比优势树种个体数更能反映树木粗根的碳存储能力.同时,我们发现古田山自然保护区24 hm2监测样地内,环境资源供应的差异可能导致了生境内树种丰富度的不同,树种丰富度及树种稀疏丰富度的变化显著影响了粗根生物量的大小.因此,从粗根较大空间尺度及非破坏性研究的角度出发,探地雷达对粗根生物量分布的研究具有很大潜力.     

煤矸石-水相互作用溶解动力学研究——I.粘土矿物的释放机理研究

在煤矸石,矿渣和矿山废弃物表面覆盖一层土壤(大约5—15cm厚),然后种草种树是目前恢复采煤矿区生态环境所广泛采用的方法.但在化学风化进行强烈的地区,这一方法不很成功,有时甚至是失败的.存在的主要问题是在覆盖层的下部有一致密层形成,通过土壤进行的水的运动被限制在覆盖层中.这样覆盖层要么是被水饱和(雨季),要么是干枯的(旱季),并且草或是树的根无法穿过该层.     

距今三万年来北庄村沉积序列的~(14)C年代学

海拔570m的陕西省渭南县北庄村剖面(34°30′N,109°30′E)厚16.5m,位于沋河上游西支浊水河东岸。它记录了约距今3万年相对连续的沉积序列,自下而上描述如下:下部(距剖面顶部1650至1350cm,下同)为含杂色淤泥透镜体的黄锈色砂砾石层。1350至900cm为灰黑色、灰绿色淤泥层,其下部含大量植物残体,如球果、针叶、树枝及树干和芦苇根化石,属河湾静水湖相沉积。淤泥层顶部约920cm深处有一厚约5—10cm的黄锈色细砂层,标志着湖     

南极菲尔德斯半岛苔藓泥炭层14C测年

根据南极菲尔德斯半岛海岸阶地面上苔藓泥炭层剖面上、中、下3层泥炭的14C数据,推得该苔藓泥炭层上段的平均累积速率为0.195 mm·a-1,下段为0.069 4 mm·a-1. 由下部苔藓泥炭的14C数据和下段平均累积速率,推得该地区海拔18 m的海岸阶地形成时间应略早于4 300 aBP,且自4 300 aBP以来这里的海滩一直处于稳定上升状态. 相应这个地区的冰盖解体与冰退过程也应早于4 300 aBP.     

庙岛列岛黄土的某些特征

在庙岛列岛的大小岛屿上黄土分布广泛,主要披覆在山麓、沟谷、凹坡以及个别山顶上,由上而下逐渐增厚,厚度多在3—6米左右,砣矶岛、大黑山岛、庙岛、蓬莱县泊子村等地黄土发育较好,厚度可达15—20米左右,黄土下伏地层多与基岩风化壳接触,从剖面观察表明,上部为淡黄色,下部呈桔红色,个别地区有1—3条古土壤层存在,上部黄土胶结疏松,垂直节理发育,在黄土层的中、上部并含有钙质结核,多数呈零星分布,但也有结核层存在,结核大小不一,排列杂乱,本区黄土一向被认为是我国黄土的东界,近年来引起了人们的重视,前人对黄土的成因及沉积物特征均做过某些研究,本文仅对黄土中石英颗粒表面结构和热释光特性进行观察、分析、讨论。     

青藏高原倒数第二次冰期冰楔的发现及其意义

青藏高原第四纪期间受冰期气候的影响,多年冻土下限强烈下降,广大地区笼罩于冰缘环境之下,发育了大量的古冰缘遗迹.在众多的古冰缘现象中,冰楔假型(Ice-wedge casts)因其重要的古环境重建意义而倍受注意.70年代末,郭东信和张维信等根据~(14)C测年资料,指出青藏高原存在23500±1200a B.P.以前的末次冰期冰楔.80年代中期,徐叔鹰等在青海     

江河源区典型多年冻土和季节冻土区水热过程对植被盖度的响应

基于青藏高原江河源区典型多年冻土和季节冻土区建立的不同植被盖度下7个地温和水分观测场, 对多年冻土活动层和季节冻土土壤温度和水分对植被盖度的响应分为4个阶段进行分析和对比研究. 结果表明: 随着植被盖度的降低, 多年冻土活动层冻结深度积分减少, 而季节冻土冻结深度积分增加; 多年冻土冻结期负值等温线和未冻结期正值等温线的最大侵入深度和持续时间随着植被盖度降低明显增加; 多年冻土活动层20~60 cm的土壤含水量随着植被盖度降低而减少, 而60~80 cm的土壤含水量反而增加, 季节冻土土壤剖面0~120 cm的水分含量随着植被盖度的降低而减少. 植被盖度的变化改变了冻土水热过程, 且多年冻土和季节冻土对植被盖度的响应不一致.     

珠江水体悬浮物的表观年龄与流域侵蚀

以1998, 2000, 2005年所取的珠江水体悬浮物为研究对象, 对其碳同位素组成(¹⁴C, ¹³C)及表观年龄(下文简称年龄)进行了测算和研究. 结果表明, 珠江水体悬浮物颗粒有机碳(POC)是以现代碳为主并含有少量“老碳”的混合体; 其年龄介于540~2050 a BP之间, 其中西江、北江悬浮物POC年龄相对较老, 东江悬浮物POC年龄构成较为离散——既有较年轻的样品, 又有较年老的样品, 但以年轻的为主. 悬浮物POCδ¹³C和Δ¹⁴C间呈类似正相关关系, 这一关系实质上反映了流域土壤和母岩有机质在悬浮物中的构成, 是流域内15~30 cm以下剖面土壤有机碳同位素组成在河流悬浮物中的体现, 反映了河流有机质的土壤来源深度; 而流域内表层的土壤有机质因处于不稳定状态, 进入河流后很快就被分解掉, 难以表现出来. 珠江流域中, 土壤侵蚀以西江流域较重, 东江流域较轻.     

神农架大九湖泥炭藓泥炭α-纤维素δ13C记录的1000~4000 a BP间环境变化

神农架大九湖盆地位于典型的东亚季风区内, 是一个罕见的亚高山泥炭沼泽湿地. 该沼泽中心部位上部120 cm的泥炭藓泥炭层经花粉浓缩物AMS ¹⁴C测年表明其跨时4000 a. 根据C₃植物碳同位素分馏模式方程和苔藓植物光合作用CO₂吸收速率方程, 利用泥炭藓泥炭样品的α-纤维素δ¹³C数据, 定量恢复了研究区晚全新世湿度的变化过程. 结合TOC, C/N等指标分析, 发现1000~4000 a BP研究区环境变化的总体趋势是由暖湿变冷干, 在3000 a BP前后的气候特征发生显著变化. 3400~3200, 3000~2600, 2200~2000和1600~1400 a BP发生了4次显著的相对偏干的突变事件, 在全球众多记录中也有反映. 大九湖湿度记录指示的晚全新世东亚夏季风强度减弱过程与印度夏季风变化同步, 北半球夏季太阳辐射降低, 赤道热带辐合带逐渐南移, 是这一时期亚洲季风强度持续减弱的控制因素. 大九湖盆地湿度变化存在664, 302和277 a的周期, 可能与太阳活动有关.