近50 a来祁连山及河西走廊极端气候的时空变化研究

 在全球变暖背景下,极端气候发生的频率增大,气象灾害造成的损失也随之增加。利用20个气象站1960-2009年的日平均气温和日降水量资料,运用线性趋势法、Spline空间插值法、Morlet小波分析法,对祁连山及河西走廊极端气候的时空变化特征进行了研究。结果表明：极端高温天数呈显著增加趋势,年际变化率为0.79d/a,20世纪90年代中后期之后极端高温天气发生的频率较高;极端低温天数呈显著减少趋势,年际变化率为-0.54d/a, 80年代中后期以来极端低温天气发生的频率较低;极端降水天数也呈显著增加趋势,年际变化率为0.02d/a,70年代中后期之后极端降水天气发生的频率较高。极端气温和降水的年际变化幅度存在区域差异,南部山区比走廊平原对全球气候变暖的响应敏感。极端高温天数和极端低温天数在8a、22a左右周期变化明显,其中22a是第一主周期;极端降水天数在6a、10a、22a左右周期变化明显,其中22a是第一主周期;从22a的周期变化推测,2010年以后11a左右极端高温天数偏少,极端低温天数偏多,极端降水天数偏少。     

祁连山排露沟流域水分状况与径流形成

对祁连山排露沟水源流域水分状况进行测定分析,结果表明:流域内水分状况与径流形成潜力具有在空间上的异质性,随坡向、海拔等地形因子而发生规律性变化;流域降水不论坡向、海拔变化均能在满足植被(乔木)生长需要后有结余,水分状况较好.流域高海拔较低海拔水分状况好,形成径流潜力大;同一海拔阴阳坡径流系数没有显著差异,但阴坡森林由于结余的水分多、径流潜力大,对河川径流形成的贡献和调节作用均大于阳坡草地.流域高海拔和阴坡森林面积越大,水分状况越好,产流能力越强;流域阴坡森林对河川径流的调节作用使其面积越大河川径流越稳定.     

土壤水热条件对祁连山荒漠草原土壤CO2通量的影响

采用美国Li-COR公司生产的LI-6400-09土壤呼吸室和LI-6400便携式光合作用测量系统,在2004年生长季节对祁连山荒漠草原土壤CO2通量与温度和土壤水分的关系进行了连续观测研究。结果显示,基于室内试验数据,土壤CO2通量与土壤温度及土壤含水量的关系都可以用曲线方程很好地模拟。通过野外对祁连山荒漠草原土壤CO2通量、土壤温度、土壤含水量和降水等因子的观测发现,生长季节土壤CO2通量的日平均值介于1.94～9.32μmol.m-2.s-1。土壤CO2通量7～8月份达到最大值,5月与9月份次之,整个生长过程总的变化趋势呈单峰曲线形式。在5～11月份7个月的时间里,祁连山荒漠草原CO2释放量大约为1.01×108μmol.m-2。此外,加水试验也表明在干旱季节土壤水分对土壤CO2通量整体变化的重要性。     

天山南坡表土孢粉分析及其与植被的数量关系

本文通过对天山南坡各植被带的表土孢粉分析，研究了主要植物花粉的百分含量与其相应樾物盖度之间的数量关系，计算出不同植被带中主要植物的Ｒ值之比的比值。     

利用宽谱系岩墙群进行勘查靶区预测的初步尝试: 以南阿拉套山为例

本文提出了一种利用宽谱系岩墙群(WSDS)进行内生金属矿床勘查靶区预测的新方法。南阿拉套山出露有一套由二叠纪煌斑岩质、玄武质、安山质、英安质和流纹质岩墙(脉)组成的岩墙群,可称为宽谱系岩墙群。该岩墙群侵位于花岗质岩基及其围岩中,是区内最晚一期岩浆活动的产物。以下特征暗示岩墙群的形成伴随着大规模含矿流体活动:(1)许多岩墙岩石具有气孔状构造,且含有大量含水暗色矿物; (2)部分岩墙岩石具有多斑斑状结构,基质为隐晶质或玻璃质结构; (3)部分岩墙岩石含有浸染状硫化物; (4)各类岩墙具有相似的不相容元素和成矿元素分配型式; (5)不同时代、不同岩性的地层具有相似的成矿元素分配形式。因此,宽谱系岩墙群及其围岩经受过含矿流体的浸润和改造,可作为确定性找矿标志。岩墙群的空间展布形式同时受区域性裂隙系统和局部性裂隙系统控制,可以解释为岩墙同时侵位于先存裂隙和自生长裂隙中。因此,宽谱系岩墙群是熔体-流体流快速侵位的产物,具有较强的成矿潜力。岩墙的空间展布形式可能暗示了含矿流体的运移方式,因而可以用来预测成矿金属大规模堆积的可能位置:(1)流体在运移路径上与碳酸盐岩相遇的部位; (2)流体在运移路径上与块状少裂隙火成岩体相遇的部位; (3)流体运移路径上适度破碎的断裂交汇部位; (4)流体在运移路径上与高渗透率地层相遇的部位; (5)岩墙密集区的小岩体。据此,可在南阿拉套山划出为六个勘查靶区(A、夏尔敖腊靶区,B、米尔其克岩体靶区,C、勒根乌苏-科克塔舒根乌苏靶区,D、阿尔夏提靶区,E、布图哈马尔西南岩体靶区,F、诺尔特靶区),涵盖了区域矿产调查发现的20个矿点(床)中的8个。如果将预测靶区的范围稍微扩大,则可以涵盖15个矿点(床)。据此,可以认为利用宽谱系岩墙群进行成矿预测是有效的。     

东秦岭古生代生物古地理

秦岭褶皱带位于华北板块和扬子板块结合部位,其在河南省内的部分多划为东秦岭。东秦岭以商南-镇平缝合带分为东秦岭北部和东秦岭南部。东秦岭古生代生物古地理演变可以划分为6个阶段。在寒武纪至中奥陶世早期,东秦岭北部二郎坪海槽的寒武纪放射虫和早奥陶世牙形石与东秦岭南部淅川陆棚北部的寒武纪三叶虫、早奥陶世牙形石和头足类属华南生物省,而淅川陆棚南部的寒武纪三叶虫和早奥陶世牙形石属于华南生物省,兼有华北生物省分子。在中奥陶世晚期至奥陶纪末,二郎坪海槽的腹足类、头足类和珊瑚与淅川陆棚的牙形石、珊瑚、腕足类、头足类和三叶虫均属华北生物省。在早志留世,二郎坪海槽的珊瑚与淅川陆棚的笔石属华南生物省。在中志留世至早泥盆世,东秦岭未发现古生物化石,很可能为陆地,并与华北陆块联为一体。在中泥盆世至早石炭世,东秦岭北部柿树园海槽与东秦岭南部南湾海槽的孢子及淅川陆棚的晚泥盆世珊瑚、腕足类和古植物及早石炭世蜓属华南生物省。晚石炭世至二叠纪末,柿树园海槽的孢子见于华北生物省,东秦岭南部缺乏海相沉积。总之,在古生代,东秦岭经历了由华南生物省→华北生物省→华南生物省→华北陆→华南生物省→华北生物省6个阶段,组成3个演变旋回。东秦岭北部和南部生物古地理具有明显的演变方向的统一性和演变时间的相似性。     

新疆阿尔泰造山带构造活动的磷灰石裂变径迹证据

从对新疆阿尔泰造山带西部构造活动的研究中获得一批较为系统的磷灰石裂变径迹分析结果。 32个磷灰石裂变径迹年龄为 (16 3.0± 6 .4 )～ (4 6 .9± 7.2 )Ma ,平均径迹长度为 (14 .5± 0 .1)～(11.3± 0 .4 ) μm ,长度标准差为 1.4～ 2 .7μm。区内具有 3阶段热历史 :约 110Ma之前处于约 10 0～12 0℃较高温稳定阶段 ,然后在约 110～ 4 0Ma期间发生快速冷却与隆升事件 ,从约 4 0Ma开始发生另一较为缓慢的冷却事件。总体上自北而南 ,剥蚀速率和冷却速率均逐渐变小。文中裂变径迹资料表明 ,阿尔泰山西段主要断裂带现在向南倾斜 ,区内构造演化亦主要受Tesbahan、Kulti和Basei三条断裂带逆冲热事件的控制。     

长白山区植被生长季NDVI时空变化及其对气候因子敏感性

本文利用长白山区SPOT/VGT NDVI 数据和气象数据,分析该区不同植被类型NDVI时空变化特征以及与气候因子的相关关系,并探讨了植被对气候变化响应的滞后性。结果表明：①2000-2009 年,长白山区植被NDVI 逐年变化总体呈增长趋势,增长区域的面积占全区面积的83.91%,在空间上主要集中在北坡和西坡,NDVI减少区域集中在南坡;②NDVI变化率随季节和植被类型变化而不同,NDVI增长主要集中在5 月和9 月,而7 月NDVI变化较小,甚至出现下降趋势;③植被NDVI与温度和降水存在着显著的正相关性（p<0.01）,且NDVI与温度的相关性高于与降水的相关性,且随海拔升高,NDVI与温度相关性增强;④NDVI对气温和降水变化的响应存在滞后期, 不同植被类型,滞后期存在差异。苔原NDVI对温度和降水响应的滞后期大约10 天,而针阔混交林和针叶林NDVI 对温度和降水响应的滞后期约为20 天。     

长白山天池火山熔融包裹体均一过程研究及地质意义

在长白山天池火山爆破式喷发作用产物中的玻璃包裹体均一过程中,某种类型的物相变化常常集中于某个特定的温度区间。包裹体中气泡变小的温度有两个富集区间：在875~975℃之间气泡开始有明显的减小,而在1025~1125℃之间,气泡减小则十分强烈。包裹体粒度较小时,其均一温度往往都要低一些;而粒度较大的包裹体,其气泡粒度往往也较大,这些包裹体一般情况下都较难均一,有时甚至根本就不能均一。     

西南天山托云地区白垩纪-早第三纪玄武岩地球化学及其成因机制

托云玄武岩主要分布于托云盆地东侧，按形成时代可分为白垩纪玄武岩和早第三纪玄武岩。白垩纪玄武岩包括早白垩世玄武岩和晚白垩世玄武岩，以碱玄岩和碱性橄榄玄武岩为主，碱性程度高；早第三纪玄武岩包括早第三纪玄武岩及脉岩，以碱性橄榄玄武岩、碱性橄榄辉绿岩为主，碱性程度低。所有岩石稀土元素(REE)、微量元素分布模式相似，REE均为向右陡倾型，富集不相容元素。白垩纪玄武岩的∑REE、Rb、Ba、Th、K、Sr、Nb和Ta等元素富集程度均高于早第三纪玄武岩，相容元素富集程度大体较低。微量元素和同位素特征显示，玄武岩起源于与洋岛玄武岩源区相似的富集地幔源。玄武岩中赋存有交代地幔捕虏体，这表明玄武岩浆可能是交代地幔经不同程度部分熔融的产物。微量元素的特征同时显示，早白垩世玄武岩部分熔融程度较低，早第三纪玄武岩部分熔融程度较高，且在不断的部分熔融过程中，形成的岩浆又有结晶分异作用发生。托云玄武岩形成于大陆板内拉伸环境，在形成过程中经历了较弱的壳幔相互作用。