甚年轻石笋的TIMS-230Th定年及其年层确定

自石笋微层古环境记录在我国于 １９９７年第一次报道以来,这一工作在国内迅速得到响应。但由于微层计时特性甚难确定,影响了这一工作的深入开展。研究表明,中国全新世石笋微层可大致分为南方型和北方型。１９９９年,谭明于中国云南宜良九乡溶洞风景区蝙蝠洞内采到一个接纳滴水正在生长的石笋(编号ＪＢＦ９９０１),高 １１０ｍｍ,顶部直径约 ４０ｍｍ,最大直径约 ７０ｍｍ。组成矿物主要为粉晶文石,白色微透明。石笋具有典型的中国南方型微生长层,即较厚的弱透光层与较薄的透光层互层旋回。同年,谭明又获得一个在１９９６年采于北京石花洞的正在生长石笋(编号ＬＳ９６０２),高１５５ｍｍ,最大直径８０ｍｍ,最小直径５０ｍｍ。     

桂林水南洞1号石笋的年龄与稳定同位素测定及其古气候意义

本文通过对桂林水南洞１号石笋进行α能谱铀系测年及碳氧同位纱分析,获得了距今２０～８万年的古气候信息。石笋大于２０万年前开始生长,８．０７万年后停止生长,属中更新世的产物。其年龄与δ＾１８Ｏ的变化可与深海岩芯Ｖ２８－２３８同位素记录所揭示的第五和第六阶段进行对比。它反映比阶段区内经历了寒冷（间夹短暂的小温期）和温暖（间夹短暂的小冷期）等气候变化,与全球古的气候变化波动基本一致,同时也存在地区性的气候     

川东北石笋记录的38～39 ka B.P.活动事件

通过川东北诺水河溶洞群石笋的年代学分析,发现多支时代跨越35～ 40kaB. P.的石笋记录了发生时间在38～ 39 kaB. P.的事件: 有的石笋发育中断,有的石笋生长轴心发生了变化,有的石笋则刚刚开始发育。初步的证据显示该事件不是气候成因所为,也不像由于洞穴局部塌陷引起。考虑到秦岭山地是新构造活动十分发育的地区,为此我们推测该事件很可能与某一次构造活动有关,也可能是由一次大规模重力地貌过程(如滑坡)造成。因此,洞穴沉积物(包括石笋、石钟乳和流石等)可望为川东北地区的新构造活动尤其是地震事件研究提供一种新的依据。      

9.6~6.0ka B.P.阿曼降水重建及其与中国南方降水的对比

了解东亚季风和印度季风及其变化特征并认识它们的活动规律, 有利于提高预报季风变化及区域降水的准确性。虽然最近几十年两个季风区提取的高分辨率古气候记录较多, 但气候意义明确且可进行比较的记录尚不多见, 限制了印度季风和东亚季风的对比及其动力学机制的探究。本文利用分别来自阿曼南部、北部的两个具有精确年代的石笋氧同位素记录, 高分辨率重建了全新世早-中期印度季风区阿曼的降水序列, 比较了同期印度季风降水与东亚季风降水的差异。研究结果表明, 9.6~6.0ka B.P. 期间阿曼降水总体上呈波动增加的趋势, 与东亚季风区的中国南方降水变化基本同调。早-中全新世的弱厄尔尼诺-南方涛动(ENSO)可能是印度季风和东亚季风变化保持一致的原因。因为ENSO对两个季风系统的影响不同, 强ENSO时可导致两者间的差异; 弱ENSO时, 则因其对两个季风系统的影响较小, 使得两者间的差异并不明显。太阳变化驱动的ITCZ南北移动应是阿曼和中国南方降水同步变化的主要原因。     

第四纪石笋剖面的初步建立——以北京石花洞为例

北京石花洞位于房山花岗岩体边缘向形带的东北扬起端,与北京猿人遗址南北相望,地层均为奥陶系马家沟组石灰岩.洞内石笋记录了中更新世以来北京西山古环境的变化,可以建立第四纪石笋剖面.钙板的铀系年龄为334.99~366.74 ka,定名钙板组(Qp2g).粗犷石笋的铀系年龄为169 ~ 235 ka,粗犷石笋的电子自旋共振年龄为130~518ka,属中更新世沉积,定名云水洞组(Qp2y).杆状石笋的铀系年龄为14.9±2.1 ~ 100.3±11.1 ka,属晚更新世沉积,定名石花洞组(Qp3sh).在全新世石笋中,微层与微层之间存在厚约1μm的条带状纹线,是划分微层层数的标志,具有微层理的石笋14C年龄为0.58~ 2.50 ka,定名守备支洞组(Qhsh).     

石笋碳酸盐热释光古温度计

利用湖北清江和尚洞的两支具有精确年代的年层石笋,建立了20世纪逐年石笋碳酸盐热释光积分强度序列,调查石笋热释光对气温的响应。通过石笋热释光与现代仪器记录的气温观测资料的对比,发现和尚洞石笋保存的气候信息存在11~12年的滞后。HS4和HS6石笋热释光具有相似的变化特征,且分别与宜昌年均气温具有显著的正相关性(rHS4=0.41,rHS6=0.49; P<0.01); 将热释光与气温进行11年的滑动平均,两者的相关性分别提高到0.84(HS4)和0.93(HS6)。基于以上观察,我们提出了一个新的古温度计。该温度计精度高(±0.2℃),使用简便,对定量重建过去气温变化历史具有潜在的应用价值。     

北京石花洞石笋中有机质的赋存状态

选取北京石花洞石笋磨制成光薄片,对它进行了显微镜透射光、反射光和荧光观测.镜下见有两类有机质:一是发黄绿色荧光以富啡酸为主的腐殖酸类有机质,主要赋存在碳酸盐结晶程度差、溶孔发育的暗层或裂隙中;二是粒径小于30 μm的碎屑状固态有机质,它们不发荧光,不均匀地聚集在暗层溶孔周边、暗层与亮层过渡区或亮层内的溶解裂隙中.碎屑状固态有机质的反射率R°为6.72%～6.82%,拉曼光谱为典型石墨类单峰,分析表明,碎屑状固态有机质可能主要来自洞穴上覆土壤或已风化的煤系地层,被较强水流携带进入洞穴,与碳酸钙一同沉积,从而保存在石笋中.石笋微层中暗层与雨期、亮层与干期相对应,石笋中固态有机质的富集带可作为水动力突然变强或"事件"的标志.有机质常为金属离子或金属化合物的载体,不同地区石笋中有机质的研究也将有助于对气候变化多指标研究获得共识.     

基于统计-动力反演的近千年印度夏季风驱动机制探讨

过去1000年的气候变化是最近数十年人类活动影响加强情况下全球气候变化的自然背景, 其变化规律和驱动机制的研究对预测未来气候变化有着重要意义。非线性统计-动力反演方法结合了统计模型和动力模型的优点, 能充分利用观测数据反演系统各因子之间的相互关系。本文尝试应用非线性统计-动力反演方法建立印度夏季风的动力方程, 为研究印度夏季风的驱动机制提供量化参考。经研究发现:近千年印度夏季风系统是复杂非线性动力系统; 工业革命前印度夏季风变化的主要驱动力是北大西洋海表温, 其次是温室气体(N2O和CO2)浓度与阿拉伯海海表温、ENSO及太阳辐照度等的相互作用; 在工业革命后期, 温室气体(CH4、N2O和CO2)浓度及其与北大西洋海表温、太阳辐照度、ENSO及北极温度等的相互作用成为印度夏季风的主要驱动力; 单因子甲烷和N2O是印度夏季风的驱动力, 而它们的非线性相互作用(两个因子的交叉项)却是稳定作用力。总体来说, 工业革命前, 北大西洋海表温度是印度夏季风的主要驱动因子; 工业革命后, 温室气体则成为主要的驱动因子。     

CIS 24事件的精确定年及亚旋回特征:以黔北三星洞石笋为例

根据黔北三星洞一支石笋(SX15a)7个 230Th年龄和194个氧同位素数据, 获得了110.2~103.3ka B.P. 时期分辨率约为35a的 δ18O时间序列。该石笋 δ18O记录了Chinese Interstadials(CIS)24事件的详细变化过程。SX15a石笋 δ18O值在CIS 24事件开始时(107.7±0.6ka)从-8.25‰ 迅速偏负至-10.0‰, 而在事件结束时(105.4±0.5ka)δ18O值则相对缓慢的偏正, 从-9.7‰ 偏正至-8.5‰, CIS 24持续时间为 2.3±0.5ka。高分辨率的三星洞 δ18O序列揭示出CIS 24事件内存在4个亚千年尺度的夏季风增强事件。与格陵兰冰芯记录的Greenland Interstadials(GIS)24事件对比可以看出, 无论是在千年尺度还是百年尺度, 三星洞石笋 δ18O记录的季风气候与北高纬气候都存在紧密耦合关系, 说明在冰量相对较小的边界条件下, 东亚夏季风强弱仍与北高纬气候变化密切相关。     

最近千年来山东半岛西部气候环境变化的石笋微层厚度记录

ky1石笋采自位于暖温带东亚季风影响下的山东半岛西部开元洞,自顶部到距顶42.769 mm处发育有连续沉积的678个微层,均为典型的透光年纹层。在高精度U-230Th测年结果的基础上,结合年纹层的连续计数,确定第1、678纹层的沉积年代分别为1217AD、1894AD,即ky1石笋上部微层的沉积时间为1217-1894AD,恰好涵盖中世纪暖期后期和小冰期。根据微层厚度及δ18O比值测试结果,在1217-1894AD的678年中,ky1石笋微层的厚度变化和厚度的波动程度变化均具有显著的阶段性,而且与同期夏季风强度、降水量及其波动程度变化同步。其中,微层厚度与夏季风强度、降水量本身呈负相关,微层厚度高值期对应夏季风微弱-偏干期,而低值期对应夏季风强烈-偏湿期。另一方面,微层厚度与夏季风强度、降水量的波动程度呈正相关,微层厚度高值期对应夏季风强度、降水量的高波动期,而低值期对应夏季风强度、降水量的低波动期。因此,除与气候因子本身变化有关外,开元洞石笋微层厚度变化还与气候的稳定程度有关。在暖温带东亚季风区沿海,小冰期与中世纪暖期的气候差异,除了表现为降水减少、温度降低以外,还表现为气候稳定程度的显著降低。