末次间冰期黄土高原粉尘事件及其与北大西洋寒冷事件的对比

通过对我国黄土高原 2个末次间冰期剖面的石英粒度分析 ,发现在这一时段由粗颗粒含量增加所指示的重要粉尘堆积事件有九次 :DE1( 70～ 71ka)、DE2 ( 74 5～ 75ka)、DE3( 81 3～ 83ka)、DE4 ( 90～ 91ka)、DE5( 10 1～ 10 2ka)、DE6( 10 6～ 10 6 7ka)、DE7( 110ka)、DE8( 113 5～ 115ka)、DE9( 119～ 12 1 6ka)并且和北大西洋V2 9_191孔有孔虫气候记录在距今 110～ 70ka时段中具有极为相似的变化 ,这表明 ,在末次间冰期中存在东亚季风气候通过西风带以及相关气压系统与极地、北大西洋气候系统的遥相关 .进一步佐证了东亚冬季风气候通过西伯利亚高压与极地、北大西洋冷空气相联系的观点     

青藏高原东部末次间冰期气候不稳定性分析

根据青藏高原东部若尔盖盆地ＲＭ孔１９－３２ｍ段的湖相有机质的ＴＯＣ,ＨＩ和δ＾１３Ｃ值的分析结果,结合＾１４Ｃ测年及Ｂｌａｋｅ事件所处的位置,认为本段可与ＭＩＳ５相当。     

末次间冰期-末次冰期转换时期斋堂黄土记录中的气候回返事件

在末次间冰期－末次冰期转换时期全球范围内普遍出现了一次气候回返事件,这次事件与Ｙｏｕｎｇｅｒ ｄｒｙａｓ事件呈“镜象”式对应关系,是全球气候系统从间冰期向冰期转换过程中的暖性反弹。在北京斋堂黄土记录中,这一回返事件有突出表现,且对应于一条弱发育的古土壤条带,因而具有古气候学和地层学的双重意义,表明这一事件的发生与冬夏季风变化和大气粉尘、水消气 波动有成因上的关联,对于这一事件的深入研究,将为揭示Ｙ     

末次间冰期黄土高原夏季风气候的初步研究

中国黄土-古土壤地层序列的古气候研究表明,黄土高原的黄土是冬季风的产物,与之相间的古土壤则发育于夏季风环境效应优势期.约130～70kaB.P.的末次间冰期,黄土高原以夏季风强盛为其基本气候特点,发育了一套由三层复合的、成壤作用较强的古土壤S1.为了半定量地恢复这一时期黄土高原夏季风气候,我们布置了几乎覆盖整个黄土高原的三条大剖面线(图1(a)),沿线尽可能等间距选择典型地层剖面,对末次间冰期以来黄土-古土壤序列进行了实测,对各剖面的夏季风替代性指标-磁化率作了较为系统的测量.通过对104个地     

末次间冰期5e亚阶段夏季风快速变化的环境岩石磁学研究

末次间冰期古土壤和黄土百年－千年尺度系统的环境岩石磁学研究表明,亚洲夏季风在相当深海氧同位素５ｅ亚阶段曾有过急剧的波动,表现为３峰２谷,峰谷延续时间约为１￣２ｋａ,其中中央年龄在约１２０．５ｋａ的谷４最醒目,指示夏季风的减弱几乎达到冰期的水平,反映夏季风在末次间冰期中呈不稳定性变化。     

塬堡黄土剖面末次间冰期古土壤有机质碳同位素记录的夏季风演化历史

对黄土高原西部地区甘肃临夏塬堡剖面的末次间冰期古土壤有机质碳同位素分析发现，该地区在末次间冰期经历了5次夏季风增强事件，这些事件在古土壤地层、孢粉记录、磁化率以及古土壤有机质碳同位素组成上都有相应的反映。当夏季风增强时，有机质的δ^13C值和磁化率都相应增大。由于夏季风的增强引起当时地表植被类型发生变化，导致古土壤中有机质δ^13C值发生变化，故古土壤中有机质碳同位素组成是记录夏季风变化的良好指标。在这5次夏季风增强事件当中，第1，2，5次夏季风是以较平滑的方式到达其极盛期的，而第3，4次则是在到达极盛期之前经历了一个较小的寒冷事件。这5个夏季风增强事件的形成机制并非都是一样的，这说明了影响全球气候变化系统各种因素的复杂性。     

青藏高原东部RM孔碳酸盐氧同位素揭示的末次间冰期气候特征

最近,格陵兰冰芯研究揭示的气候不稳定性被作为过去全球变化研究的重大进展。GRIP氧同位素研究首先提出,相当于深海氧同位素地层5e亚段的暖期气候(Eemian)存在着两次明显的冷事件,这一发现后来被欧洲湖泊记录所证实。但是GISP2未发现Eemian暖期气候有明显波动,Kelgwin等对大西洋沉积记录的研究也得出与此相似的结论。因此,一些研究者对Eemian暖期内部存在气候突变的观点表示怀疑。最近作者对青藏高原东部RM孔湖泊记录研究结果,发现末次间冰期5e亚段存在两次冷事件,支持了GRIP研究者的观点,同时证实了此种气候不稳定性也存在于中国的青藏高原这一事实。     

陇西黄土高原末次冰期有机碳同位素变化及其意义

利用陇西黄土高原西南部高分辨率(100年间隔)的塬堡黄土剖面, 讨论了末次冰期有机碳同位素变化的控制因素. 结果发现, 该区域末次冰期以来有机碳同位素变化于−22.6‰ ~ −27.5‰之间. 与黄土高原东部地区不同, 研究区末次间冰段有机碳显著偏负于早晚末次冰期, 偏负达4‰. 末次冰期有机碳同位素指示了纯C₃植物对温度、降水和大气CO2浓度变化的耦合响应. 从末次冰期间冰段到盛冰期, 降温和大气CO₂浓度减少导致有机碳同位素偏正1.5‰ ~ 2.0‰, 塬堡剖面末次冰期有机碳同位素变化主要记录了季风降水的大幅度变化, 可以用来重建古降水, 估算出间冰段降水比盛冰期偏多250~310 mm, 比早末次冰期高出100 mm. 我们的研究还发现, 塬堡黄土剖面末次冰期有机碳同位素的波动可能记录了千年尺度季风降水的快速变化. 同时, 黄土高原有机碳同位素变化相当复杂, 不能简单将有机碳同位素变化归结成C₃/C₄丰度变化而用来指示夏季风强弱.     

末次盛冰期中国湖泊记录及其气候意义

根据中国古湖泊数据库提供的湖泊水量空间信息和系统分析，发现我国西部地区在末次盛冰期（ＬＧＭ）时期存在着湖面比现代高、面积比现代大、水质体比现代淡化的湖泊，这与中国中、东部 的低湖面或干枯湖盆有着巨大的反差，这些高湖面与中亚和地中海地区的高湖面连成一带，但南与印度中南部的低湖面，北与中西伯利亚若干个低湖面皆形成反差，根据国际古气候模型对ＬＧＭ时期模拟，我国西部地区有效降水有所增加，变化幅度７０￣９５     

南沙海区末次冰期以来黑碳的沉积记录

位于南沙海区的１７９６２柱状样提供了约 ３０ ｋａ以来的沉积记录．从中提取的反映火灾历史的黑碳数据揭示出在冰期,特别是在 １８ ｋａＢＰ前后的盛冰期,黑碳含量和堆积速率波动较大,而全新世则相对稳定得多．黑碳稳定同位素组成表明,从冰期到全新世,其燃烧的前身物主要是以Ｃ４植物为主的草本植物．南海南部周围地区以草本植物为主的亚高山、高山植被带是可能的黑碳来源区．冰期与全新世该地区垂直植被带的变化导致了黑碳沉积特点的变化．     

末次冰消期以来东亚季风快速变化的黄土记录及与格陵兰GISP2冰芯记录的对比

格陵兰冰芯[1]记录表明,末次冰消期以来北大西洋高纬地区气候曾经历了一系列百年至千年尺度的快速波动.东亚季风区也曾记录到这种变化[2],但其详细过程及其与北半球高纬地区气候变化的关系仍不清楚.为此,对黄土高原西部边缘区做了详细调查,选取具有代表性的高分辨率甘肃曹岘黄土剖面(36°33′Ｎ,104°38′Ｅ)进行了2ｃｍ连续采样分析(约70年时间间隔),以粒度和磁化率作为冬、夏季风的替代指标,对末次冰消期以来东亚季风演化进行了研究.剖面位于靖远西塬(黄土塬)顶部(黄土厚400ｍ以上),本次研究仅取其顶部54ｍ.从剖面的地貌部位看,其黄土粉尘…     

末次冰消期南海南部的普林虫低值事件

通过对中法合作“马可•波罗”航次在南海南部陆坡采集的MD 05-2894柱状样(7°2.25′N, 111°33.11′E, 水深1982 m)进行浮游有孔虫定量分析, 结果表明, 末次冰消期距今16.0~14.9 cal ka BP之间, 浮游有孔虫Pulleniatina obliquiloculata(斜室普林虫)的丰度急剧降低至几乎为零. 这次普林虫低值事件在南海南部普遍存在, 发生时间介于17.0~14.8 cal ka BP之间, 可以作为地层划分对比的良好标志. 对浮游有孔虫表层种Globigerinoides和次表层种P.obliquiloculat的壳体进行Mg/Ca比值分析, 再造表层和次表层海水的温度, 进一步揭示末次冰消期普林虫低值事件时, 表层海水的温度变化不大, 而次表层海水的温度明显下降~2℃, 使得温跃层深度随之变浅. 这次普林虫低值事件在时间上相当于H1的气候变冷事件, 反映了南海南部热带海区上部水体垂向结构的巨大变化, 为研究末次冰消期变暖过程中的快速气候变化提供了重要依据.     

热带湖光岩玛珥湖记录的末次冰消期东亚夏季风两步式的变化

热带湖光岩玛珥湖沉积物高分辨率的生物硅、总有机碳,总氮、总氢分析结果表明,末次冰消期东亚夏季风的变化特点十分符合两步式的冰消期模式。这一结果提供了末次冰消期两步式变化特点在西北太平洋低纬度陆地区存在的证据。     

气候变化对黄土高原末次盛冰期以来的C3 /C4植物相对丰度的控制

大气CO2浓度以及气候等因素都有可能影响区域性C3/C4植物的相对丰度, 有机碳同位素能够有效反映土壤C4植物的相对丰度(或相对生物产率). 对黄土高原中部和南部5个末次盛冰期至全新世黄土-土壤序列有机碳同位素分析获得: (1) 从末次盛冰期至全新世, 黄土高原C4丰度相对增加约40%左右; (2) 无论是末次盛冰期还是全新世, C4植物在空间上都具有从西北至东南增加的趋势. 进一步对黄土高原以及内蒙古全新世土壤13Corg最大稳定值与现代气候统计分析表明, 黄土高原C4植物相对丰度与温度成正相关, 与降水成负相关, 与4月温度和降水的这种关系更加密切. 这些结果揭示: (1) 温度是导致全新世C4植物丰度增加的最主要的区域性因素, 而不是夏季风加强的结果, 相反, 夏季风加强, 即降水量的增加只可能降低C4植物冰期-间冰期增加的幅度, 在温度基本不变时C4植物丰度的降低才是夏季风增强的标志; (2) 末次盛冰期失去适合C4植物生长的温度时, 无论是CO2降低还是干旱程度的增加都不可能有效地驱使C4植物增加, 而全新世CO2浓度的上升仅仅可能是全球升温的因素之一, 似不是导致黄土高原C4植物增加的直接因素.     

冲绳海槽末次冰消期浮游有孔虫δ 13C的宽幅低值事件

赤道太平洋上升流区是影响全球冰期-间冰期CO2循环的重要区域.为验证末次冰消期热带低纬度太平洋表层水的δ13C宽幅低值事件的影响范围,对取自冲绳海槽中部的DGKS9603孔浮游有孔虫N.dutertrei和 G。ruberδ13C记录进行了分析.该孔浮游有孔虫δ13C记录表明在20～6 kaBP（cal）期间出现明显的变轻事件,年代跨度较大,约为14 ka,最大变幅为0.4 × 10-3,最轻值出现在15.7kaBP（cal）左右,与识别于热带太平洋及其边缘海的表层水δ13C低值事件具有非常好的可比性.由于浮游有孔虫特征属种分布特征和δ18O记录没有上升流作用及河流注入加强的证据,因此该孔所记录的浮游有孔虫δ13C的宽幅低值事件很可能是受到热带太平洋末次冰消期表层水的影响所致.该事件在冲绳海槽的识别为热带太平洋低纬度海区的水体演化在影响大区域乃至全球碳循环变化过程中所发挥的重要作用提供了新的证据.     

黄河中游地区末次冰消期新旧石器文化过渡的气候背景

对山西吉县柿子滩遗址进行的年代测定和孢粉分析结果表明,该遗址所在的黄河中游地区,在35－9．4kaBP期间始终是草原环境。其中35．1－17．0kbBP属末次冰期,气候寒冷干燥,为荒漠草原环境,晚期出现寒冷较阴湿的草原环境;17．0－11．9kaBP属末次冰梢期早－中期,以温和干燥的草原植被与温和半干燥的、生长有少量落叶阔叶树的草原植被多次交替为特征;11．9－10．5kaBP再次出现寒冷干燥的冰期气候,为荒漠草原环境;10．5－9．4kaBP气候温和半干旱,并向温暖湿润方向发展,前期为草原环境,后期过渡为生长有较多落叶阔叶树的草原环境。细石器作为新旧石器文化过渡时期的标志,主要分布在17．0－11．9kaBP,末次冰梢期早－中期相对温暖干燥且多变的草原环境有助于细石器文化的出现和发展。     

腾格里沙漠东北缘末次冰期冰楔的首次发现及其意义

在众多的古冰缘现象研究中,冰楔假形(ice-wedge casts)因具有定量的古环境意义而倍受人们注意.自1957年裴文中在哈尔滨首次发现晚更新世古冰缘现象以来,在我国中纬度地带的华北地区、鄂尔多斯高原,以及西北地区发现了许多寒冷气候作用的冰楔假形证据.但是,迄今为止尚未见有在地处我国东西部过渡地区的腾格里沙漠发育冰楔假形的报道.近两年,我们在贺兰山地区考察时,发现了末次冰期发育的冰楔假形(图1),现报道于后.     

末次间冰期以来古里雅冰芯微粒记录与极地冰芯的对比

通过古里雅冰芯中δ18O与微粒含量的研究, 恢复了末次间冰期以来青藏高原大气粉尘和环境变化的历史. 记录显示, 青藏高原在末次间冰期时处于低粉尘值, 105 ka时高原上的粉尘浓度开始升高. 约75 ka左右进入冰期后, 微粒浓度大幅度剧增, 并在末次冰期早期(MIS 4阶段)达到了最高水平. 在末次冰盛期, 古里雅冰芯中微粒含量的增加并不显著, 与南极和格陵兰不同. 在轨道时间尺度上, 温度和北半球高纬夏季太阳辐射与微粒记录都有良好的相关性, 但也存在幅度和相位上的差异. 青藏高原及其外围山地的冰芯记录反映的是中亚粉尘源区以及粉尘传输起始阶段的变化, 而格陵兰冰芯记录反映的是粉尘最终的沉积状况, 二者的意义是不同的.     

预测未来气候的钥匙之一——古气候模型与湖泊数据库的对比研究

大气环流模型对末次冰盛期和全新世中期的古气候实验，集中了地球上最近地质历史上的最寒冷和最温暖两个典型时期，对预测无论是自然趋向严寒还是人为造成温暖的未来的气候都有重要的借鉴意义，气候降水和有效降水的模拟则直接影响着人类的生存和发展，古气候资料是验证和评价气候模型实验的一个重要手段，古湖泊数据库提供近两万年来降水和有效降水的地质记录，对晚第四纪气候和大气环流系统的模拟提出了积极的改进意见。