中国南沙群岛滨珊瑚δ^18O的高分辨率气候记录

利用海温和气温计重建了南沙群岛永暑礁海区近50年和季分辨率的温度变化,将南沙群岛永暑礁器测的气候资料延长了40年。发现珊瑚δ^18O与气温之间存在气温升高1℃,δ^18O降低0．24％的对应关系。     

中国南沙群岛滨珊瑚δ~(18)O的高分辨率气候记录

利用海温和气温计重建了南沙群岛永暑礁海区近５０年和季分辨率的温度变化,将南沙群岛永暑礁器测的气候资料延长了４０年．发现珊瑚δ（１８）Ｏ与气温之间存在气温升高１℃,δ（１８）Ｏ降低０．２４％的对应关系．     

青藏高原西部降水中δ18O变化特征及其气候意义

根据青藏高原西部阿里地区狮泉河和改则二站点降水中δ¹⁸O实测值和相关气象资料, 研究发现, 在一定程度上, 温度能够影响狮泉河和改则二站点降水中δ¹⁸O变化. 在夏季, 特别是同一降水过程中, 两个站点降水中δ¹⁸O变化趋势非常一致, 且在季风活跃期, 降水中δ¹⁸O都出现多次明显的低值, 这与西南季风水汽输送密切相关, 而在季风间歇期, 降水中δ¹⁸O仍然表现相对高值, 水汽主要来源于局地水汽的再循环; 在非季风时段, 降水中δ¹⁸O与温度的正相关性都更为显著, 该研究区域降水的水汽主要受局地环流和西风环流控制. 另外, 该研究区域的蒸发条件也同样影响降水中δ¹⁸O变化. 通过该区域及其毗邻地区降水中δ¹⁸O空间分布特征的研究, 揭示了5月底或6月初始至8月底或9月初是青藏高原不同水汽来源的一个重要的时间分界线, 而在空间上, 位于青藏高原北部的西昆仑山与唐古拉山是一条重要的气候分界线.     

中国大气降水中δ18O的空间分布

许多研究已经证明大气降水中δ¹⁸O的变化主要和瑞利分馏过程中水汽凝结的热动力学有 关, 而导致温度降低水汽凝结的主要地理因素是海拔和纬度. BW模型认为大气降水中的δ¹⁸O作为纬度和海拔的函数可以通过模拟获得, 这为缺乏同位素观测地区的研究提供了必要的数据. 利用BW模型, 结合我国现有的55个站点降水和冰芯中δ¹⁸O的资料, 建立了我国降水中δ¹⁸O与纬度和海拔定量关系的模型: δ¹⁸Oppt= -0.0176LAT2 + 1.1195LAT-0.0016ALT-23.7553. 在此基础上, 利用地理信息系统分析软件ArcGIS, 综合了纬度、海拔以及水汽源地和水汽循环过程等影响因素产生了较高分辨率的中国降水中δ¹⁸O的空间分布图. 从一个新的研究方法揭示了我国大气降水中d 18O的空间分布特征, 为古气候与稳定同位素水文研究提供了重要资料.     

中国东部季风区大气降水δ18O的特征及水汽来源

季风环流是水汽输送的重要载体, 它通过影响和制约大尺度水汽输送场的分布和水汽收支状况对季风区的降水产生影响. 对我国受季风影响最为显著的东部地区大气降水中稳定氢氧同位素的研究将有助于对季风降水机制的理解. 2005~2006年各月, 在中国大气降水同位素观测网络(CHNIP)位于该地区的17个观测站点进行了月大气降水样品的采集. 根据得到的274组稳定氢氧同位素组分所建立的局地大气降水线方程δD = 7.46δ18O + 0.90, 反应了该地区独特的局地气候特点. δ¹⁸O值由沿海向内陆地区逐渐贫化, 并且南部和东北地区δ¹⁸O值年内变化存在周期性. 不同地区影响降水同位素的气候因子不同, 由南向北, 温度效应逐渐增强, 降水量效应由全年存在变为只在主要降水期存在. 控制δ¹⁸O的地理因子存在差异: 南部和华北地区为高程, 东北地区是纬度. 此外, δ¹⁸O对季风的进退、雨带的移动以及台风/强热带风暴等强对流天气的运动路径有一定的示踪作用.     

华北克拉通太古宙陆核氧同位素(δ17O-δ18)O)组成不均一性的初步研究

通过对华北克拉通不同陆核斜长角闪岩类氧同位素组成测试和分析 ,表明 :( ⅰ )来自不同陆核的岩石氧同位素数据所构成的演化线都平行于地月演化线 ,说明这些陆核演化的母体属于太阳系物质 ;( ⅱ )不同陆核的氧同位素组成演化线斜率相近 ,截距不同 ,说明华北克拉通太古宙不同陆核起源于氧同位素组成不均一的古地幔源 .     

北方季风边缘区洞穴石笋δ18O序列预测初步研究

基于时域组合模型建立了中国北方季风边缘区万象洞及黄爷洞石笋δ¹⁸O时间序列的动态模型, 并对未来20年的降水变化趋势进行了预测. 研究结果表明, 时域组合模型较好地提取了时间序列的周期信息, 用其拟合实测数据精度较高; 用其预测时间序列的变化情况, 和现代气象观测记录相吻合, 具有一定的可信度. 同时通过中国北方季风边缘区树轮的预测结果对比显示, 该地区在2012~2013年前后降水最少, 随后20年里将呈现先升后降的变化趋势.     

南极冰盖中山站-Dome A断面表层雪内δ18O分布

测试了中国南极考察内陆冰盖考察沿线约1248 km断面上(中山站至Dome A)表层雪中氧稳定同位素组成. 通过回归分析得出了δ¹⁸O-气温(T)分布梯度、δ¹⁸O-海拔(H)高度效应和年均温-海拔效应递减率分别为–0.84‰/℃, –1.1‰/100 m和1.31℃/100 m, 分析过程均通过99.9%的置信度检验.     

一种基于定量驱动策略和18O标记方法的比较蛋白质组学分析平台

定量蛋白质组学技术是一种高通量的蛋白质分析技术, 有望大大推动生物学和医学研究的发展. 最近提出了一种基于定量驱动的定量蛋白质组学分析新策略, 它采用定量和定性分析分开的模式, 先通过液相色谱一级质谱(LC-MS)定量分析确定差异肽段, 然后针对这些差异肽段再做液相色谱串联质谱(LC-MS/MS)定性分析, 最后通过定性和定量数据的匹配来获得差异蛋白结果. 这种策略被证明可以针对性地鉴定差异肽段, 增加差异蛋白的检测个数. 我们基于该策略和18O标记方法建立了一种新的定量蛋白质组学分析平台. 研究证明了该分析平台在定量蛋白质组学研究中的可行性. 本文还根据此研究在理论上提出了一种新的MS/MS分析的数据依赖模式, 即实时定量依赖的MS/MS离子选择模式.     

西天山蓝片岩榴辉岩形成和抬升的40Ar/39Ar年龄记录

⁴⁰Ar/³⁹Ar 年龄表明: 西天山哈斯阿特岩片榴辉岩相岩石形成于泥盆纪早期(401 Ma); 泥盆纪中期, 已被抬升至绿片岩相构造层次(381 Ma). 阿克萨依岩片蓝片岩的形成与抬升限定在泥盆纪晚期(370 ~364 Ma). 高压变质带中不同构造岩片经历了不同的抬升历程.     

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.     

季风降水中δ18O与高空风速关系

统计分析了西南季风区IAEA/WMO降水观测站曼谷、孟买、新德里、昆明及拉萨夏季降水中δ¹⁸O资料及各站高空大气风速资料发现, 高空风速与δ¹⁸O之间存在显著的正相关关系. 分析表明, 季风期间季风区上空存在一个季风水汽层, 雨滴在下落过程中通过这一水汽层并与季风水汽发生稳定同位素交换, 是导致高空风速和δ¹⁸O正相关的主要原因. 在西南季风区除温度和降水量外, 高空风速也是影响季风降水中δ¹⁸O变化的一个主要因子.     

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.     

西北太平洋上层水δ13C 对末次冰消期南大洋深层水对流的响应

晚更新世以来, 源自南大洋深层水对流的冰消期δ¹³C 低值事件广泛记录于低纬热带和南半球大洋沉积物中. 然而, 末次冰消期δ¹³C 宽幅低值事件也出现在远至北半球中纬度的西北太平洋边缘海区. 在西北太平洋的古海洋记录中, 受来自北半球高纬度地区影响的记录很多, 而来自南半球高纬度地区的却很少. 黑潮源区连接着西北太平洋与热带-南太平洋, 该区MD06-3054 孔高分辨率的浮游有孔虫记录有助于探明南半球对西北太平洋地区的影响. 对该孔上部1030 cm 岩芯中浮游有孔虫进行了AMS¹⁴C 年代和氧碳同位素的测试, 结果发现浮游有孔虫表层种Globigerinoides ruber 和次表层种Pulleniatinaobliquiloculata 两种的δ¹³C 记录在约20.0~6.0 ka BP 都出现明显的负偏移, 但26.5 ka BP以来表层种与次表层种δ¹³C记录变化的整体趋势相反. 而且, 表层种记录与大气CO₂记录之间有着紧密的联系, 其变化在时间上也明显超前于次表层种. 黑潮源区的水文状况分析显示, 该区末次冰消期δ¹³C 宽幅低值事件是对南极周围南极深层水对流的响应. 而表层和次表层种记录之间的差异可能是由于δ¹³C 低值信号传播路径的不同. 末次冰消期黑潮源区次表层水体接收到的δ¹³C 低值信号主要来自南极中层水的传播, 而表层水体则可能更多地受到大气CO₂ 的影响. 黑潮源区的记录不仅证实了冲绳海槽表层水末次冰消期δ¹³C 宽幅低值事件主要是受西太平洋表层水体直接影响的推论, 同时还说明来自南极高纬度地区的信号也可以传送到北半球中纬度地区.     

天气尺度下丽江季风降水中δ18O变化

根据丽江2003年夏季日降水中δ¹⁸O资料, 结合日平均NCEP/NCAR再分析资料, 研究天气尺度下季风降水中δ¹⁸O变化. 研究发现, 丽江夏季日降水中δ¹⁸O变化具有显著的“降水量效应”, 而“温度效应”不存在. 季风活跃期和不活跃期的交替出现可能对天气尺度下δ¹⁸O的变化具有显著的影响, 同时季风降水的再循环过程可能对季风末期降水中δ¹⁸O变化具有显著的影响. 这些影响对季风降水中稳定同位素所特有的“降水量效应”产生严重干扰. 另外, 研究表明丽江夏季天气尺度下δ¹⁸O变化主要受大尺度印度低压系统控制. 研究结果对于季风区稳定同位素“降水量效应”以及本区古气候的研究具有重要意义.     

印度季风水汽对青藏高原降水和河水中δ18O高程递减率的影响

根据青藏高原上建立的TORP(Tibetan Observation and Research Platform)平台的28个站点获取的降水δ¹⁸O的研究, 探讨了季风期河水δ¹⁸O的海拔递减率, 也讨论了全年河水δ¹⁸O的高程效应. 研究发现, 青藏高原内部降水δ¹⁸O广泛受到不同水汽来源的影响. 印度季风对青藏高原降水及河水δ¹⁸O的组成起着重要作用. 总体而言, 受季风影响地区水体中δ¹⁸O比西风影响区的水体δ¹⁸O更贫化, 反映了西南来的海洋水汽在长途传输和随喜马拉雅山爬升过程使δ¹⁸O逐步贫化. 由于季风环流对高原南部气候的控制, 季风期河水δ¹⁸O随海拔的递减率更大. 综合考虑季风期和非季风期河水δ¹⁸O的高程效应发现, 其河水δ¹⁸O的海拔递减率大于不考虑季风期河水同位素组成的海拔递减率. 因为青藏高原上河水和降水的高程效应是季风和非季风期水汽共同作用的结果, 因此在利用稳定氧同位素恢复古高度时, 需要考虑季风期高原水体中δ¹⁸O的组成和高程效应.     

用准经典轨线方法研究O(1D)+DBr→OD+Br反应的极化分布

运用准经典轨线法结合Peterson 从头计算势能面, 在碰撞能为0.22 eV 时对O(¹D) +DBr(v=0, j=0) → OD+Br 反应进行了细致的立体动力学性质研究. 极化微分反应截面(PDDCSs)给出了反应产物的散射方向. 反映k 与j′ 两矢量相关的函数P(θ_r)的分布表明产物分子的转动角动量j′在垂直于反应物相对速度矢量k 的方向上有强烈的取向分布; 反映k, k′与j′三矢量相关的函数P(ø_r)的分布表明产物转动角动量j′不仅有沿着y 轴的取向效应,还有沿着y 轴负方向的定向效应; 描述产物转动角动量j′的空间分布函数P(θ_r,ø_r)说明反应垂直于散射平面极化. 质量因子的不同, 使得O(¹D)+DBr 反应的极化与O(¹D)+HBr 反应的极化有明显的差异, 说明同位素效应比较明显.     

贵州凉风洞大气降水-土壤水-滴水的δ18O信号传递及其意义

通过对贵州荔波凉风洞(LFD)大气降水、土壤水、土壤气、洞穴滴水以及滴水对应的现代化学沉积物氧(氢)同位素组成的系统监测, 发现LFD土壤水和滴水主要来源于当地大气降水; 3种水(大气降水、土壤水和滴水)氧同位素值的变化幅度在年内依次减小, 分别在0~-10‰, -2‰~-9‰和-6‰~-8‰之间; 3种水氧同位素值之间存在大致协调同步的季节变化规律: 雨季偏轻, 旱季偏重; 地表蒸发作用导致滴水氧同位素年算术平均值相对于大气降水值偏重约0.3‰以上. 计算结果验证了LFD系统中洞穴次生化学沉积物形成过程基本达到了氧同位素平衡, 利用洞穴沉积物氧同位素值恢复和重建古气温和降水量是可行的, 但应注意研究区地表蒸发作用对氧同位素值的调节作用.