西藏芒康盆地内高钾火山岩的40Ar/39Ar年代学和地球化学研究

新获得的两个高精度⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄结果表明, 西藏芒康盆地内拉屋乡组高钾火山岩的形成时代为33.5±0.2 Ma. 元素和Pb-Sr-Nd同位素地球化学示踪结果表明, 高钾火山岩是在转换压缩引起的陆内俯冲背景下产生的, 其可能源区为EM2型富集地幔端元. 高钾火山岩中的高场强元素Nb和Ta出现明显的负异常, 表明在该火山岩的源区内有陆壳物质的加入. 芒康盆地33.5±0.2 Ma的高钾火山岩在时空和物质组成上均与青藏东缘发现的两类高钾岩系中的早期高钾岩浆岩具有可比性, 它们可能形成于相同的构造背景.     

尚义-赤城断裂带中糜棱岩40Ar/39Ar年龄记录及地质意义

黑云母的⁴⁰Ar/³⁹Ar同位素年龄表明, 尚义-赤城断裂带中的中温糜棱岩形成于泥盆纪早期(399 Ma±), 低温退变质作用发生在石炭纪晚期(263 Ma±). 同位素年龄记录提示, 对华北陆块在古生代的构造活动有重新再认识的必要性; 同时说明了古断裂的复活在板内变形的重要性.     

川西鲜水河断裂带晚新生代剪切变形40Ar/39Ar测年及其构造意义

基于野外地质调查、构造测量和白云母、黑云母、钾长石等矿物的⁴⁰Ar/³⁹Ar阶段升温测年分析, 获得了鲜水河断裂带新近纪左旋剪切变形冷却年龄. 观察和测试结果记录了剪切带两次热事件. 早期热事件(12~10 Ma)对应于鲜水河主干断裂西侧折多山中细粒花岗岩体从高温(>700℃)到中低温(<350℃)的快速冷却; 晚期热事件(5~3.5 Ma)对应于鲜水河主干断裂东侧细粒花岗岩体或岩脉的快速冷却. 测年结果为青藏高原东南缘川滇地块晚新生代向东构造挤出提供了重要的热年代学制约.     

210Pbex沉积通量突发增大对湖泊生产力的指示

²¹⁰Pb沉积计年的基本假设是大气沉降并经由湖水转入沉积物的²¹⁰Pb_ex 通量稳定. 当沉积速率相对稳定时, 沉积物中²¹⁰Pb_ex 的比活度将随沉积年代呈指数衰减. 湖泊水体中的²¹⁰Pb_ex 主要随有机微粒的沉降而进入沉积物. 如果湖泊水体中有机质沉积通量出现突发增大时, 则可能显著地增大²¹⁰Pb_ex 被清洗而转入沉积物的通量. 这种突发性清洗效应, 一方面显然不符合²¹⁰Pb沉积计年的基本前提; 另一方面可能指示湖泊水体初级生产力的明显变化. 根据云南程海近代沉积物²¹⁰Pb_ex 垂直剖面的特殊变化, 对这一问题进行讨论. 沉积物柱芯于1997年6月采自程海深水湖区. ¹³⁷Cs比活度垂直剖面呈现出3峰特征, 给出了可靠的计年结果并显示出近几十年间沉积物堆积的稳定性. 而²¹⁰Pb_ex 比活度垂直剖面呈现出特异的峰值分布, 并与Corg垂直剖面相似. 这一现象可能与制约²¹⁰Pb_ex 转入沉积物的机制有关. 程海沉积物中H_org/C_org和C_org/N_org原子比平均值分别为5.51和7.04, 表明其有机质主要源于内生藻类残骸. 根据沉积物有机质“沉降-降解-堆积”的3阶段特征, 模拟计算出1970年以来有机碳C_org的沉积通量(F(C_org)). 不同年代²¹⁰Pb_ex 的沉积通量(F(²¹⁰Pb_ex ))与F(C_org)显示出很好的同步关系. 特别是1972～1974年和1986～1989年的两个时段, 二者同步增大. F(C_org)的变化导致F(²¹⁰Pb_ex )的变化; F (²¹⁰Pb_ex)的变化在一定程度上反映出湖泊生产力的历史变化.     

运用228Ra-NO-3法测定南沙海域的新生产力

运用MnO₂纤维富集-²²⁸Ac b计数法测定了南沙海域两个测站3个时间点水柱的²²⁸Ra比活度, 得其值介于0.38至 3.60 Bq×m^-3. 发现²²⁸Ra的分布能满足稳态条件. 采用一维稳态模型, 以²²⁸Ra-NO^- ₃法测得测站NS97-43, NS99-53(T₁)和NS99-53(T₂)的新生产力分别为4.4, 5.1和5.7 mmolC·m^-2·d^-1. 结合初级生产力的文献报道值, 计算得南沙海域的f比介于0.12~0.15.     

南京葫芦洞石笋δ13C对冰期气候的复杂响应与诊断

文中重建了南京葫芦洞内距今75~10 ka期间7支石笋δ¹³C的时间变化序列, δ¹³C曲线在重叠时段均具有一致性波动形式. 在最后一个冰期/间冰期旋回, δ¹³C值变化幅度达6‰, 反映了C3/C4植被类型变化对δ¹³C的主控作用. 然而, 在末次冰期格陵兰冰心记录的DO暖事件时(千年尺度), δ¹³C与指示降水变化的δ¹⁸O呈反相关, 主要反映了快速渗水条件下洞穴岩溶水对土壤CO₂溶解量的降低. 据同期生长石笋δ¹³C和δ¹⁸O对比分析, 石笋碳同位素动力分馏程度与生长速率有关. 进一步研究发现, 本区末次冰消期植被类型变化滞后于降水变化约700年.     

胶东东部中生代走滑逆冲构造带的构造年代学制约

胶东东部走滑逆冲构造带处于秦岭-大别-苏鲁造山带的东端、中朝和扬子两陆块之间, 构造地位非常重要. 区域性同位素年代学数据虽然已经不少, 但在研究区尚缺乏构造年代学的系统研究, 本文旨在弥补这一缺陷. 系统选取同变形矿物, 对胶东东部NE-ENE向压剪性主剪切带及其所夹旋转推覆岩片进行了⁴⁰Ar/³⁹Ar年代学测试. 根据本文的⁴⁰Ar/³⁹Ar年代学研究, 结合研究区现有年代学、构造地质学和岩石学数据, 可得出如下认识: (1) ~190 Ma代表了旋转推覆岩片的主变形年龄, 跟郯庐主断裂同造山期左旋走滑期完全一致; (2) 130~120 Ma左右年龄值代表了主剪切带的主活动期, 为构造转折的启动的结果. 很可能胶东的左旋(NE-ENE向)逆冲推覆作用以及辽东半岛的ESE向的伸展构造作用共同推动了朝鲜半岛晚中生代的顺时针旋转.     

南沙海域表层水中210Po/210Pb不平衡及其海洋学意义

对南沙海域表层水中溶解态(<0.45 mm)和颗粒态(>0.45 mm)²¹⁰Po和²¹⁰Pb进行了研究. 结果表明, 南沙海域表层水中溶解态和颗粒态²¹⁰Po平均比活度分别为0.61 Bq/m³(n = 24)和0.43 Bq/m³ (n = 23). 溶解态和颗粒态²¹⁰Pb 平均比活度分别为1.66 Bq/m³ (n = 24)和0.23 Bq/m³(n = 23). 颗粒态²¹⁰Pb比活度约占总²¹⁰Pb比活度的12%, 与开阔大洋相应值吻合; 而颗粒态²¹⁰Po占总²¹⁰Po的比例约40%, 明显高于开阔大洋和富营养海域. 根据稳态不可逆模型得到总²¹⁰Po和²¹⁰Pb的停留时间分别为0.82 和1.16 a. 清除过程中²¹⁰Po和²¹⁰Pb的平均分馏因子由清除速率常数法和固-液分配系数法计算分别为5.42和6.69, 揭示了²¹⁰Po和²¹⁰Pb从溶解相清除至颗粒相的过程中发生了明显的分馏. 进一步的研究证明了南沙海域²¹⁰Po和²¹⁰Pb的分馏主要由微生物控制, 与富营养海域的分馏机制不同: 在富营养海域, 浮游植物颗粒和粪粒充当²¹⁰Po和²¹⁰Pb清除和迁出过程的主要载体, ²¹⁰Po和²¹⁰Pb的分馏主要发生于浮游植物颗粒和粪粒对两核素的清除过程; 在寡营养南沙海域, 由于浮游植物颗粒和粪粒的相对贫乏, 使微生物对²¹⁰Po的清除作用相对突出, 并在此过程中使²¹⁰Po和²¹⁰Pb产生明显的分馏效应. 这与寡营养的马尾藻海的研究结果极为相似, 进一步证实寡营养海域和富营养海域²¹⁰Po生物地球化学行为和循环路径的差异. 这表明²¹⁰Po可能是研究与微生物有关的海洋学过程, 尤其是研究硫族元素(S, Se, Te和Po)生物地球化学循环的有用示踪剂.     

珠穆朗玛峰东绒布80.36 m冰芯δ 18O记录的气候意义

珠穆朗玛峰东绒布80.36 m冰芯δ ¹⁸O记录与喜马拉雅山南、北坡气象资料和北半球气温变化之间的关系表明, 该冰芯δ ¹⁸O基本上不反映年际温度的变化, 但冰芯δ ¹⁸O与净积累量具有负相关关系, 这是该地区夏季降水(占全年降水量的80%以上)中δ ¹⁸O“降水量效应”的一种具体表现. 东绒布冰芯δ ¹⁸O的变化可作为印度季风活动强弱变化的替代指标. 在季风活动强盛阶段, 冰芯中δ ¹⁸O平均值较低; 在季风活动衰弱阶段, 冰芯中δ ¹⁸O平均值较高.     

温暖湿润区铁杉和高山松树轮δ13C的气候意义

详细了解多树种树轮碳同位素组成(δ¹³C)对气候的响应机制是进行古气候重建的基础. 利用川西高原温暖湿润区铁杉和高山松树轮δ¹³C序列, 探讨了气候环境要素对两树种δ¹³C的控制作用及利用该指标进行气候重建的潜力. 结果表明: 铁杉和高山松树轮δ¹³C序列之间存在差异, 其原因可能与树种本身的生理特性有关; 当去除大气CO₂浓度引起的低频影响后, 两树种年轮碳同位素分辨率(Δ¹³C)序列之间的相关程度有所加强, 且呈显著相关关系, 说明气候要素对两树种的(Δ¹³C有类似的控制作用. 温度和水分与两树种(Δ¹³C序列密切相关, 但二者对(Δ¹³C起控制作用的时段和强度因树种的不同而存在差异. 其中, 温度对铁杉(Δ¹³C影响的关键时期为前一年12月至当年2月, 对高山松影响的关键时期为当年4~7月; 水分对铁杉和高山松(Δ¹³C起控制作用的关键时期分别为当年2~4月和3~5月. 可见在温暖湿润区, 树轮碳同位素分馏因树种的不同而不同, 且受多个气候要素共同作用, 但最优多元回归方程的解释方差最大仅38.5%. 因此, 在温暖湿润的川西高原单独利用树轮δ¹³C进行气候要素重建受到一定限制.     

中国不同类型断裂带的地幔脱气与深部地质构造特征

以氦同位素为主, 辅以CO₂/³He和CH₄/³He及⁴⁰Ar/³⁶Ar等指标, 结合地质构造等资料, 对中国大陆不同类型断裂带的地幔脱气及其深部地质构造特征进行了综合示踪研究. 据此识别并划分出4种具代表性的断裂带: (1) 伸展性构造环境中的岩石圈断裂, 地壳厚度小, 具低CH₄/³He-高R值和低CO₂/³He值-高R值体系, 以幔源流体为主, 地幔脱气作用最强, 以郯庐断裂带为代表; (2) 强烈挤压构造环境中的岩石圈断裂或俯冲带, 如班公湖-怒江断裂带, 地壳巨厚, R/Ra值为0.43~1.13, 幔源氦约占总氦的5%~14%, 地幔脱气作用较弱; (3) 造山带山前(盆缘)深断裂带, R值为10^-7量级, CH₄/3He值为10⁹~10¹⁰, CO₂/3He值为10⁶~10⁸, 具微弱的地幔脱气作用; (4)造山带内壳层断裂带, 如窑街F19等断裂带, 具有高CH₄/3He值-低R值(10^-8)和高CO₂/³He值-低R值体系, 无明显的地幔脱气作用. 研究表明: 大型深断裂带是地幔脱气的主要构造通道; 控制地幔脱气强度的主要因素为断裂深度、构造环境性质和地壳厚度; 地幔脱气作用强度可反映断裂带的深度及其深部构造状态, 而气体地球化学示踪则可成为其研究的新的途径; 地球深部热流体上侵活动可能是深大断裂带形成演化的动力源之一; 山前断裂带是深部构造活动方式和壳幔结构转换的部位, 对于认识造山带和盆地的形成机理有重要科学意义.     

慕士塔格冰川地区降水中δ18O的时空变化特征

根据2002年6~8月和2003年5~8月期间在慕士塔格冰川西坡收集的降水样品, 探讨了该区降水中δ¹⁸O的时空变化特征. 分析结果表明, 观测期间降水中δ¹⁸O具有较大的变幅, 可达20‰左右, 其值随时间的变化趋势和气温的变化趋势基本一致. 该区降水中δ¹⁸O与温度存在正相关关系, 但与降水量无关. 在海拔5500~7450 m的范围内, 稳定同位素比率的高程效应显著. 降水中δ¹⁸O随海拔而垂直变化的梯度值接近-0.40‰/100 m. 综合目前山地高海拔区的降水中δ¹⁸O资料, 初步建立了全球山地高海拔区(>5000 m)降水中δ¹⁸O和海拔的关系.     

湖北北大别镁铁-超镁铁质侵入体的时代: 锆石U-Pb, Sm-Nd和40Ar/39Ar定年结果

湖北北大别变质镁铁-超镁铁侵入体的原岩为辉石岩和辉长岩. 锆石U-Pb定年结果表明, 基性岩浆侵位发生在122.9 ± 0.6 Ma的碰撞后构造环境. 因Sm-Nd同位素体系的不平衡, 难以获得可靠的Sm-Nd等时年龄. 116.1 ± 1.1~106.6 ±0.8 Ma的角闪石⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄记录了湖北镁铁-超镁铁侵入体发生变质后冷却到500℃以下的时间, 该年龄明显比安徽同类岩石的角闪石⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄年轻15~25 Ma, 指示湖北与安徽镁铁-超镁铁岩的冷却速率存在明显差异. 冷却速率的差异性可能受控于大别北部的北倾正断层. 湖北北大别镁铁-超镁铁岩的强烈变质可能与燕山期的岩浆加热和混合岩化诱导的热流体作用有关. 地球化学特征的相似性表明北大别镁铁-超镁铁岩形成的构造背景和成因机制相同.     

丘陵草坡土壤10Be分布特征及土壤生成速率

以位于广东省境内的中国科学院鹤山丘陵综合试验站草坡集水区土壤剖面为对象, 对土壤样品进行了大气成因¹⁰Be测定, 对基岩以及风化岩石样品进行了就地(in-situ)宇宙成因¹⁰Be测定. 基于土壤层大气成因¹⁰Be测定, 参考土壤层底界¹⁴C表观年龄, 估算出草坡地区3800年以来大约有34%的成土物质被侵蚀掉; 基于风化岩石间隙土大气成因¹⁰Be测定, 估算得到基岩之上90 cm厚的风化岩石层至少经历了1.36 Ma, 平均侵蚀速率约为1.26×10^-4 cm/a. 表面风化岩石和基岩就地成因¹⁰Be浓度分别为10.7×10⁴ atoms/g和 8.31×10⁴ atoms/g, 据此估算得到: 土壤生成速率为8.8×10^-4 cm/a; 表层风化岩石以及基岩宇宙射线暴露时间分别约为7.2×10⁴和2.3×10⁵a. 土壤生成速率大于侵蚀速率, 自然地貌状况稳定.     

应用137Cs示踪技术破译黄土丘陵区小流域坝库沉积赋存的产沙记录

根据 泥沙的¹³⁷Cs和粘粒含量变化，厚28.12 m的云台山沟坝库沉积剖面，区分出44次洪水沉积旋迴。剖面中部旋迴27的¹³⁷Cs含量最高，加权平均值12.65 Bq&;#8729;kg^-1，为1963年沉积；向上、向下¹³⁷Cs含量逐渐降低，次顶部旋迴2.15Bq&;#8729;kg^-1，底部旋迴0.92Bq&;#8729;kg^-1。通过坝库修建、运行历史，旋迴泥沙¹³⁷Cs含量的变化，次洪水产沙量和降水资料的对比分析，确定了这些洪水沉积旋迴的对应暴雨。云台山沟1960－70年期间，共发生产沙洪水44次，产沙2.36×10⁶m³。年产沙次数1－10次不等，1961－1964年为多雨年份，秋季降水多，年产沙洪水7-10次；1960、1965－1969和1970年为少雨年份，每年仅1－3次洪水。年均产沙模数1.29×10⁴t&;#8226;km-2&;#8729;a^-1，略高于甘谷驿水文站以上延河上游的同期产沙模数1.11×10⁴t&;#8226;km^-2&;#8729;a^-1，略低于相邻的安塞纸坊沟1980年前的实测产沙模数1.40×10⁴t&;#8226;km^-2&;#8729;a^-1 。年产沙模数和汛期降水量（6～9月）相关较好。     

东太平洋沉积物中粘土组分的REEs和εNd: 粘土来源的证据

对东太平洋中国多金属结核调查区表层非钙质沉积物中的粘土组分进行了粘土矿物、稀土元素(REEs)及钕(Nd)同位素测定. 结果表明, M/I(蒙脱石/伊利石比值)、ΣREE(稀土总量)、LREE/HREE (轻重稀土比值)及δ Ce(铈异常值)能够有效指示粘土矿物的成因. 当粘土组分的M/I>1, δ Ce<0.85, ΣREE> 400 μg/g, LREE/HREE≈4, REEs配分模式与深海沉积物相似时, 表明粘土组分中含有较多的自生蒙脱石, 为陆源-自生混成粘土组分; 当粘土组分M/I<1, δCe = 0.86~1.5, ΣREE = 200~350 mg/g, LREE/HREE≈6, REEs配分模式与中国大陆黄土相似时, 为陆源粘土组分. 粘土组分的ε_Nd值(或¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值)能够示踪陆源粘土矿物的源区. 根据ε_Nd值将粘土组分分为4种类型:Ⅰ型粘土组分, ε_Nd = &#8722;8~&#8722;6, 陆源粘土矿物主要来自北美河流物质;Ⅱ型粘土组分, ε_Nd = &#8722;9~&#8722;7, 陆源粘土矿物主要来自东亚大陆和北美河流沉积; Ⅲ型粘土组分, ε_Nd=&#8722;6~&#8722;3, 陆源粘土矿物来自中东太平洋火山岛屿和东亚大陆; Ⅳ型陆源粘土, ε_Nd=&#8722;13~&#8722;12, 陆源粘土矿物来自东亚大陆来源的风成物质. 陆源-自生混成粘土组分呈斑点状分布, 反映了东太平洋板块内存在火山或热点活动. 陆源粘土组分大面积分布, 表明东太平洋海底粘土矿物主要来自陆源.     

慕士塔格地区夏季降水中δ18O与温度及水汽输送的关系

根据在慕士塔格地区2002年和2003年连续两次实施的降水水样收集和气象要素观测, 分析了该地区降水中δ¹⁸O与温度的关系, 揭示了降水中δ¹⁸O变化特征, 讨论了水汽输送对降水中δ¹⁸O变化的影响. 研究结果表明, 慕士塔格地区夏季历次降水中δ¹⁸O与温度具有一定的正相关关系, 温度是控制该地区降水中δ¹⁸O变化的主导因素; 与邻近地区相似, 夏季降水中δ¹⁸O也表现为高值. 据水汽追踪的结果, 该地区夏季降水与西风环流和局地环流的水汽输送有密切的关系; 而水汽输送距离的远近、水汽输送厚度以及极地气团的南侵对该地区降水中δ¹⁸O变化都有一定的影响. 不同水汽来源及输送方式是影响该地区降水δ¹⁸O变化的另一要素.     

中国北方黄土区C4植物稳定碳同位素组成的研究

通过对中国北方黄土区C₄植物稳定碳同位素(δ ¹³C)的系统分析, 发现C₄植物δ ¹³C值分布区间为-10.5‰ ~ -14.6‰, 其平均值为-12.6‰ ± 0.82‰; C₄植物δ ¹³C组成有随年降雨量减少, 即从半湿润区到半干旱区, 再到干旱区微微变轻的趋势; C₄植物的稳定碳同位素组成雨季比旱季偏重. 以上变化趋势都与C₃植物稳定碳同位素变化趋势相反.     

U-Th-K放射成因热对花岗岩冷却-结晶过程影响的计算及地质意义

花岗岩的放射性元素(U, Th, ^{40K)含量比玄武岩等基性-超基性岩高1~2数量级, 其产生的放射成因热对花岗岩冷却-结晶时间有较大影响. 推导出放射成因热使花岗岩熔体的冷却-结晶过程延长时间(tA)的计算公式. 采用该公式对湘南金鸡岭岩体二长花岗岩(U=5.31×10-6, Th=23.1×10-6, K₂O=4.55%)进行的模拟计算得出, 在二长花岗岩熔体冷却-结晶期间积累的放射成因热将使结晶过程延长的时间尺度(t_A) 大于二长花岗岩熔体从初始温度(T_m)冷却到结晶温度(T_c)所需时间尺度(t_col) (t_A=1.4 t_col). 这表明, 花岗岩熔体中产生的放射成因热是影响其冷却-结晶过程的一个重要因素, 也是造成中生代-新生代花岗岩基的结晶年龄与其侵位年龄不一致, 产生较大的侵位—结晶时差的热动力学原因之一.}     

高寒草甸土壤有机碳储量和CO2通量

选择青藏高原东北隅海北站区的4种高寒草甸土壤进行高分辨率采样, 测定土壤有机碳及其¹⁴C信号; 应用¹⁴C示踪技术探讨高寒草甸土壤有机碳更新周期和CO₂通量. 研究得出海北站高寒草甸生态系统土壤有机碳储量在22.12´104 ~30.75´10⁴ kgC·hm^-2之间, 平均为26.86´10⁴ kgC·hm^-2. 高寒草甸土壤有机碳的更新周期从表层的45~73 a随深度增加到数百年甚至数千年或更长. 高寒草甸生态系统土壤呼吸的CO₂通量变化于103.24~254.93 gC·m^-2·a^-1之间, 平均为191.23 gC·m^-2·a^-1. 土壤有机质分解产生的CO2通量变化于73.3 ~181 gC·m^-2·a^-1之间. 矮嵩草草甸土壤30%以上的有机碳贮存在土壤表层(0~10 cm)的活动碳库中, 土壤有机质更新产生的CO₂占整个剖面有机质更新产生的CO₂通量的72.8%~81.23%. 响应于全球变暖, 青藏高原高寒草甸生态系统土壤有机碳的储量、流量、归宿变化等问题有待进一步研究.