本科畢業(yè)設計（論文）-納帕海沉積物熱釋光特征及其季風意義

中國地質大學（北京）2010屆本科畢業(yè)設計（論文）PAGEPAGE1前言隨著人們對熱釋光的認識和應用不斷深化和推廣，該技術在地質學領域的發(fā)展也比較迅速，尤其是在勘察石油天然氣、陸上找礦等方面更為突出。研究表明，海洋沉積物熱釋光強度的變化特征可能與冰期間冰期的交替、太陽黑子活動、海平面變化等存在良好的對應關系。從而揭示出熱釋光強度可能成為反推古氣候演變的一種新型替代性指標。開辟熱釋光研究的新方向。印度季風的強度隨北半球太陽輻射的改變而發(fā)生有規(guī)律的變化。其中印度季風明顯增強的時期各種替代性指標表明該階段的降水量增加，印度季風衰弱和波動時期發(fā)現明顯的干事件發(fā)生。發(fā)生于高緯度地區(qū)的氣候事件可以通過大洋傳輸帶效應在低緯度地區(qū)有所反應。印度季風是最能體現巖石圈—大氣圈—水圈相互作用的越赤道巨型大氣環(huán)流系統之一，它起源于亞洲大陸與南印度洋之間的海陸熱力學差異。中甸納帕海的氣候主要受印度季風的影響，印度季風將大量水汽從海洋帶至本區(qū)，控制著湖區(qū)的水力學及水化學條件。由于氣候變干及晚期的抬升作用，納帕海現今已干涸成為草原和沼澤地,氣候類似于青藏草原而不同于云南大部分地區(qū)溫暖而潮濕的氣候。本文選擇取自云南中甸納帕海的巖心ZD9851進行研究分析。在殷勇和聶浩剛對其做了粒度、碳酸鈣含量、有機碳同位素、有機碳含量等研究的基礎上，本文著重研究該巖心的熱釋光強度特征。在全巖上，以10cm為間隔取樣，測試樣品的熱釋光強度，并繪制曲線圖。通過對比其他古氣候替代性指標，尋找熱釋光曲線與印度季風氣候特征及其演變趨勢之間的響應及關聯。進而探討通過熱釋光特征研究該區(qū)域及全球古氣候的可行性，及熱釋光是否可以作為一種古氣候演變的替代性指標。海陸對比是研究全球氣候變化的重要內容。云南中甸納帕海受印度季風環(huán)流系統影響，該季風系統最能體現海洋和陸地之間的熱量傳輸和海陸相互作用，因此十分有利于進行海陸之間的相互對比。而我國湖泊記錄中的快速氣候變化研究是一個相對薄弱的環(huán)節(jié)，因此在受西南季風控制的云南納帕海地區(qū)開展這方面的研究是十分有意義的。關于熱釋光熱釋光是絕緣固體受熱后，以發(fā)射具有可見光波長的光子的形式釋放其貯存能量的一種特征表現，目前以發(fā)現兩千多種礦物具備這一特征。20世紀50年代美國威斯康星大學的Daniels等人首次成功地將熱釋光應用于核武器爆炸后的輻射劑量測量，之后熱釋光應用領域不斷擴展，陸續(xù)用于考古中的地質年齡測量、固體中的缺陷分析等。近年來在個人劑量學、環(huán)境監(jiān)測、醫(yī)學等領域的應用也逐漸增多。天然熱釋光在地質學領域中最初應用與隕石、月球物質、礦物學研究與地質測年，70年代開始嘗試尋找熱液多金屬和放射性礦床。80年代中期開始用于探測陸地油氣藏。目前，天然熱釋光廣泛應用與地質年代測定、陸地找礦、以及油氣藏探測乃至構造活動等方面。結晶固體熱釋光發(fā)光機理多以固體能帶理論來解釋。一般認為熱釋光的產生是由于天然輻射把價帶中的電子激發(fā)，受激發(fā)的電子首先進入導帶，然后被能隙中的陷阱所捕獲。被捕獲的電子常稱為陷阱電子，也就是儲能電子。它們存在于陷阱中，處于一種能量較高的不穩(wěn)定狀態(tài)。與此同時，在價帶附近的能隙中，將會出現空穴，陷阱電子一旦獲得能量(受熱或光的激發(fā))，就會與空穴結合。在這個過程中，它們以釋放光子的形式來釋放儲存的能量。將天然熱釋光做為一種替代性指標來指示氣候變化的研究目前在我國乃至國際上都是剛剛起步。劉海生等應用熱釋光技術對部分深海沉積巖芯的全巖沉積物和有孔蟲殼體進行了天然熱釋光測定，得到了距今30萬年的變化曲線，發(fā)現與氧同位素分期呈良好對應關系的熱釋光強度變化曲線，并提出其有可能是古環(huán)境的一種替代性指標。戴英（2004）進一步通過對東北印度洋的五支巖芯全巖和有孔蟲熱釋光的研究發(fā)現，熱釋光強度變化與第四紀冰川控制下的氣候變化存在廣泛的一致性，阮偉（2005）對云南中甸納帕海湖泊沉積物的熱釋光研究后發(fā)現其熱釋光曲線與格陵蘭冰芯的18O曲線有良好的對應。以上研究工作表明，天然熱釋光在研究氣候變化方面具有很大潛力，本文將通過研究中甸納帕海的沉積物天然熱釋光特征，探討熱釋光在陸上沉積物中做為氣候替代性指標的可行性，并尋找其與印度季風演化的響應。第二章納帕海區(qū)域地質概況中甸納帕海位于滇西北橫段山脈，地理坐標北緯27.5o,東經99.5o，海拔超過3,000m，屬于喜馬拉雅構造體系的東端。納帕海為滇西高原第四紀以來由塊斷差異和掀斜運動[8]形成的斷陷盆地，由于氣候變干及晚期的抬升作用，納帕?，F今已干涸成為草原和沼澤地。有證據表明納帕海湖水面積已從40km減小到5km。年平均溫度5.4oC,年平均降水量606.6mm,氣候類似于青藏草原而不同于云南大部分地區(qū)溫暖而潮濕的氣候。納帕海地處“世界屋脊”—青藏高原之東南緣，著名橫斷山脈中段，行政區(qū)劃上隸屬迪慶藏族自治州中甸縣，海拔3300m。該地區(qū)地勢北高南低，為高原雪山地區(qū)。屬于太平洋水系的金沙江和瀾滄江自北而南奔流而下；云嶺大雪山、中甸大雪山和玉龍雪山聳立于金沙江兩岸，構成高山巨川相間的雄渾景觀。區(qū)內海拔高程多在3500m以上，玉龍雪山最高峰海拔5596m,金沙江、瀾滄江最低點海拔高程分別為1870m和1657.2m,相對高差達3700m以上。納帕海距中甸縣城6-7km，湖盆現今大部分已干涸，主要為草地和可通行的沼澤地。由于缺乏河流輸入，水量的補給主要依靠降雨、地表徑流、冰融水和地下水。圖一云南中甸納帕海地理位置（圖中黑點標記處）2.1區(qū)域地質背景構造單元上屬于松潘-甘孜褶皺帶西南段的中甸褶皺帶，由于印度板塊與歐亞板塊的碰撞，上新世晚期形成強烈抬升作用，滇西高原形成。更新世以來高原解體，表現出各種形式的不均衡抬升，形成本地區(qū)特有的高山峽谷極大起伏地形。自然環(huán)境垂直分帶明顯，從谷底到山脈頂端，氣溫相差極大，植被分布出現亞熱帶-溫帶-亞高山冰雪帶垂直帶譜。根據區(qū)域地質資料，滇西北斷陷盆地主要受近南北向剪切-走滑斷裂系控制，經歷了隆升→斷陷→充填三個完整的演化過程：①早更新世，滇西高原面整體抬升，發(fā)育沖湖相沉積；②中更新世，滇西高原面解體，斷陷盆地形成，盆地中出現明顯的相帶分異，盆地邊緣發(fā)育沖積—扇積礫巖，盆地中心為河湖相沉積；③晚更新世，斷陷盆地發(fā)育全盛期，河湖相、湖沼相范圍擴大，盆緣繼續(xù)發(fā)育洪積扇并可能出現冰水泥礫堆積；④全新世早期，點蒼山、玉龍雪山等出現隆升，各盆地普遍發(fā)生湖退；⑤全新世中晚期，全區(qū)持續(xù)上升，湖水大面積退縮或干涸，喬后、鶴慶、鳳陽、新勝等盆地內的湖泊已不存在。大多數盆地以洪積—沖積堆積為主，河湖相面積大大減少。2.2現代水文和氣象背景該地區(qū)在大地構造單元上屬于青藏體系的東南端，現代氣候偏涼偏干，與青藏高原氣候頗為相近與云南大部地區(qū)溫暖偏濕的氣候環(huán)境相去甚遠。云南一年四季主要受印度季風的影響，來自于南印度洋的印度季風將大量水汽從海洋帶向陸地，控制了該地區(qū)大部分的降水量。除受印度季風影響外，云南還受東面的太平洋副熱帶高壓和來自西面的西風帶南支急流的影響。因此云南不僅是研究印度季風演化的良好場所，而且是研究印度季風和東亞季風相互作用的理想地點。由于海拔高度的影響,空氣稀薄,湖區(qū)氣溫偏低。最冷月平均溫度為-3.8℃,極端最低氣溫-15℃。最熱月平均溫度13.2℃,年均溫5.4℃,極端最高氣溫30℃左右。中甸地處橫斷山脈腹地，降雨量相對偏少，年平均降水量為606.6mm。中甸在雨季的降水量可達530.1mm，占全年總量的84.8%，而干季降水量僅95.3mm，占全年總量的15.2%。根據日積溫、最冷月均溫、最熱月均溫及年降雨量的變化，中甸屬于高原溫帶半干旱區(qū)，年干燥度1.5～5.0。印度季風的形成、演化及重要氣候事件3.1印度季風的形成季風是由于海陸熱力差異形成的，冬季陸地地面產生高壓，上空產生低壓，地面風吹向海洋；而夏季卻在陸地地面形成低壓，上空形成高壓，地面風吹向陸地。這種冬、夏向相反的環(huán)流在東亞和南亞最盛。這主要是因為該地區(qū)位于世界最大的大洋——太平洋和世界最大的大陸——亞歐非大陸之間，海陸的氣溫對比和季節(jié)變化比其他地區(qū)顯著。北印度洋由于其特殊定額地理位置，三面環(huán)陸，一面臨海，形成半封閉的大洋環(huán)境，其海洋氣候受到周圍大陸的前列影響，海陸間熱力差懸殊，因而形成了世界上最重要的季風之一——南亞季風。印度洋南緯10°以北的大部分洋區(qū)都在季風的控制之下。在北半球夏季，當太陽運行到赤道以北時，由于亞洲大陸熱容量比較低，該大陸氣團迅速增溫，另一方面，在印度洋北部地區(qū)，太陽熱能處存在表層的深處，結果陸地釋放熱量比海洋快，陸地上空的空氣比鄰近海域上空的空氣變得更暖而氣壓變得更低，因此夏季氣流從印度洋上空向氣壓較低的南亞大陸上空流動，形成西南方向的夏季風；冬季的情況相反，由于亞洲大陸熱容量比印度洋低，致使陸地上空的空氣比海洋上空冷，低層空氣從亞洲大陸向海洋流動，形成冬季風。圖二印度季風形成示意圖印度洋區(qū)的西南季風的形成是由南印度洋反氣旋北部的東南信風以巨大渦旋形式進行循環(huán)開始的。當東南風在向赤道附近的非洲沿岸挺進時，先轉變?yōu)槟巷L，而后轉變?yōu)槲髂掀黠L，與非洲、阿拉伯半島和亞洲大陸海岸平行。最后以西南季風或夏季風的形式吹過印度、緬甸、印度支那半島。由西南季風帶來的海洋的溫暖潮濕的氣流在大陸上空凝聚,導致南亞次大陸降雨量劇增，形成具有鮮明特點的雨季氣候。冬季，亞洲大陸上空形成的冷高壓區(qū)的氣流向鄰近的印度洋上空的低壓區(qū)流動，冬季季風通常為東北風。相對而言，東北季風的強度比西南季風小得多。西南季風經孟加拉灣和印支－馬來半島對我國南方地區(qū)氣候產生重大影響，云南是我國受北印度洋-南亞大氣環(huán)流系統影響最大的地區(qū)。西南季風的強弱對研究區(qū)內氣候影響較大，它通過對降雨量的控制影響著研究區(qū)的氣候變化，表現為西南季風強烈時，海洋上空蒸發(fā)的大量水汽被季風帶到相鄰的大陸上，形成嚴重的季風降雨，使得研究區(qū)氣候潮濕；當西南季風弱而東北季風較強時，則從原本干燥的陸地上在帶走部分水汽而使得研究區(qū)氣候干旱。南亞季風比東亞季風穩(wěn)定得多，第四紀以來其強度的變化主要是因為地軸傾角的變化和南北極地冰蓋活動的差異，熱赤道的位置發(fā)生過多次變動。當熱赤道北移時，西南季風也隨之北移，它對歐亞大陸南部的影響加強；反之，在熱赤道位置南移時，西南季風也隨之南移，它對歐亞大陸南部的影響減弱。前者主要出現在暖期和地軸傾角較大的時期，而后者主要出現在冷期和地軸傾角較小的時期。圖三北印度洋—南亞大氣環(huán)流系統南亞季風的形成和演化與喜馬拉雅和青藏高原的隆升密切相關，而南亞季風的興衰對東北印度洋區(qū)乃至南亞地區(qū)氣候、環(huán)境的變化產生直接或間接的影響。換句話說，由于高原隆升導致了南亞季風的強烈的變化，而這種變化的反饋使高原隆升的效應更加明顯。因而深刻理解南亞印度季風的影響對于研究納帕海的氣候環(huán)境變化有十分重要的意義。3.2印度季風演化的主要階段印度季風的強弱變化與北半球太陽輻射的周期性波動有關，與東亞季風相比印度季風以2.3萬年和4.2萬年周期為主，東亞季風以10萬年周期為主，顯示全球冰量的控制。印度夏季風的冷源在馬達加斯加，熱源在孟加拉灣，次熱源在青藏高原。每年夏季海陸之間的熱力差，使來自于海洋的暖濕氣流吹向陸地。因此夏季風的增強實際上代表了氣溫及降水量的增加，其中尤以降水量的增加最為明顯。季風增強的信號將被完整地保存在湖相沉積物中，通過對各種替代性指標（TOC，HI，MS,反射光譜，粒徑，孢粉）的分析可以恢復印度季風的演化歷史。本文研究納帕海巖心ZD9851，據殷勇提供的測年數據顯示最遠距今60ka.，殷勇將季風活動期分為以下幾段：50,000-45,000yr印度夏季風活動強烈時期：以喬木植物為主，草本次之。C/A含量低，表明氣候比較濕潤，雖然大氣溫度有可能偏低。磁化率、碳酸鈣含量偏低，孢粉濃度偏低均表明該時期湖泊水位有上升趨勢，氣候比較濕潤。有證據表明該時期，阿拉伯海的上升流強烈活動*，孟加拉灣海水的鹽度下降，指示印度洋夏季風的強烈活動。該時期印度夏季風的強烈活動與北半球太陽輻射的增強是一致的。45,000-32,000yr印度夏季風偏弱時期喬木植物含量持續(xù)降低，草本植物的含量持續(xù)上升，37,000-32,000yr孢粉濃度突然升高，出現草原草甸植被。代表淺水環(huán)境的眼子菜含量上升，適宜在干旱條件下生長的藜科植物出現高峰，C/A比值出現峰值，指示干旱的氣候條件。同時，碳酸鈣含量的增加，指示湖水深度的降低以及氣候的干旱，因為碳酸鈣適宜在干旱的條件下生長。32,000-24,000yr印度夏季風增強時期：喬木的含量突然上升，草本含量下降，其他各項替代性指標均突然下降，其中尤以總有機炭（TOC）含量及氫指數（HI）下降最明顯。TOC在0.23~0.34%之間變化，平均值為0.28,HI在6~41之間變化，平均值為20。滇池4萬年來的氣候演化同樣顯示出這一階段具明顯的氣溫降低和濕度的增加。降水量的增加指示印度夏季風又開始活躍，因而從大洋吹向陸地的氣流所攜帶的水汽含量大為增加。15,000-24,000yr印度冬季風增強時期總有機炭（TOC）和氫指數（HI）繼續(xù)成下降趨勢，氫指數下降最為明顯，在2~21之間波動，平均值為7。磁化率值(MS)和大于50μm的顆粒成先抑后揚的趨勢，孢粉濃度依然維持較低水平。習性偏涼的松粉維持較高含量，藜和C/A指標仍然較低，指示氣溫偏低濕度較大。同期滇池地區(qū)的高湖面結束，但仍維持中低湖面。15,000-11,000yr印度季風不穩(wěn)定及快速變化時期從14，700yr開始氣溫突然回升幾乎要接近全新世的水平，表明冰期-間冰期過度階段的開始。雖然持續(xù)時間不長，但氣候極不穩(wěn)定，許多快速氣候變化事件發(fā)生在此階段。早期15，000—12，400yr階段氣候比較溫暖和濕潤，有機碳同位素值偏正以后急速偏負，平均粒徑和中值粒徑迅速上升接近甚至超過全新世水平，蒿屬孢粉濃度出現峰值。表明氣溫回升后使冰雪大量融化，冰融水補給到河流中使河流的搬運能力迅速增加，大量粗顆粒被搬運到盆地中堆積。此階段印度夏風開始增強，但遠未達到全新世的水平。晚期12，400—11，000yr氣溫又開始急速下降，其間雖可能有短暫的氣溫回升，但仍以干冷為主。有機碳同位素值偏正，平均粒徑和中值粒徑減小，蒿屬孢粉的濃度降至較低水平。同期青藏高原湖泊中的白云巖含量增加，出現蒸發(fā)量大于降水量的現象，說明氣候比較干燥。在大約11，000年，有機碳同位素值急速偏正，平均粒徑和中值粒徑迅速減小，發(fā)生寒冷事件。11,000-6,000yr印度夏季風全面復蘇時期。由于北半球日照量的增加，氣溫開始回升，亞洲大陸和南印度洋之間的溫度梯度加大，印度夏季風活躍異常。夏季風的活躍給本地區(qū)帶來大量的降水，湖平面大幅度上升，陸地和水生植物空前繁盛。河流的搬運能力大大加強，輸入匯水盆地的泥沙和粗顆粒的含量增加，沉積物中粗砂礫夾層明顯增多。有機碳同位素值明顯偏負，出現整個剖面的最低值，在-28.8‰~-26.0‰之間波動，平均-27.1‰中值粒徑和平均粒徑明顯增加，尤其是孢粉含量增加最快，連續(xù)出現三個峰值。同時森林植被大量發(fā)育，湖泊沉積中的有機質含量增加，湖泊水面積的增加使最大硅藻群得以發(fā)育。阿拉伯海在8，900~7，900年之間也記錄到最大的季風降雨。盡管此階段以潮濕氣候為主，但并不排除出現短暫的氣候反轉事件，中甸納帕海8，400-8,700年就記錄到一次干燥氣候事件。6,000-現代印度夏季風萎縮及波動階段表明氣溫開始下降，降雨量隨之減少。伴隨著降雨量的減少，湖平面大幅度下降，輸入匯6,000~3，700yr有機碳同位素值趨向于正值，在-27.3~-23.3‰之間波動，平均-25.4‰，平均粒徑和中值粒徑均增大，蒿屬濃度降低，表明溫度降低，森林植被減少，草原植被增加。在1.85m處（大約4，900yr）出現大量硅藻群體，高分異度低峰度。同時還出現金藻孢子,該屬種通常出現在較冷的水域。同期云南滇池和洱海都有程度不同的降溫[20,22]，青臧高原眾多湖泊均出現湖平面下降，干旱加劇，蒸發(fā)量大于降水量的現象。干旱和寒冷使草原退縮，引發(fā)大規(guī)模的超鹽化現象。3，700yr~現代，印度季風不穩(wěn)定和波動時期。該階段氣候表現為多個次級氣候波動，逐漸進入溫涼偏干的現代氣候格局。有機碳同位素值在-28.7‰~-25.0‰之間波動，平均-26.6‰。中值粒徑和平均粒徑表現為下降趨勢，孢粉含量也出現下降。3，700~2，800yr有機碳同位素值、中值粒徑、平均粒徑和孢粉含量均突然增加，出現峰值，表明氣候干旱。隨后2，800~2,000yr，有機碳同位素值開始偏正，平均粒徑、中值粒徑和孢粉增加，表明經歷了一個低幅度的潮濕期。2,000yr以后，湖水已完全退去，出現大片沼澤和草原,已完全進入溫涼偏干的現代氣候格局。中值粒徑和平均粒徑的小幅度上升表明人類活動的加劇使森林面積縮小，風化剝蝕用加強，使沉積物中的粗顆粒成分增多。3，500~3，700年出現寒冷和干旱的冷干事件。印度季風的熱源在孟加拉灣和印度阿薩姆邦上空，另一個強熱源在青藏高原上空，冷源則位于馬達加斯加地區(qū)。關于青藏高原的熱源作用到底有多大現在還無法確切說明，但可以肯定夏季青藏高原作為熱源對西南季風的強度起到了加強作用。印度季風的活動給受季風影響地區(qū)帶來豐富的降水，與東亞季風相比印度季風對中國大陸的水汽輸送占32%，主要影響我國云貴高原和川西地區(qū)。印度夏季風時期的主要氣流來自赤道以南，源于馬斯克林高壓的東南信風，進入北半球的印度洋以后轉為西南風，向東經印度、孟加拉灣、中南半島，然后進入納帕海地區(qū)。這是一支穩(wěn)定的氣流，濕層深厚，水汽豐沛。夏季風到達本區(qū)是階梯式逐級推進的，總的趨勢是自南而北，先東后西。西南季風每年6月初開始影響本區(qū)，形成大量降水，河水明顯上漲。至8月后河水退落，秋季季風退縮產生秋雨，10月前后再次漲水。9月底至10月上半月，西南季風退出本區(qū)。概括起來，受印度季風影響，云南中甸納帕海地區(qū)夏季雨量最大，秋季次之，春季最小。第四章幾種反映古氣候的替代性指標及其意義4.1有機炭(TOC%)的氣候意義沉積物的總有機炭(TOC)由熱解儀進行分析測定。TOC值的大小由碎屑輸入、湖泊的主要生產力、保存/降解過程和有機炭堆積速率決定。首先應考慮有機炭輸入問題，由于該湖盆水體深度不可能很大，因此湖泊的生產率問題是次要的。該湖盆四周為高山環(huán)繞，鉆孔位置接近盆地中心部位。在湖水面積增大的情況底下，由周圍陸地輸入到匯水盆地中的有機物質被大量截留在濱岸及淺湖地帶，相對來講能夠到達湖盆中心的有機物通量降低。同時當湖泊水面積增大時，可供植被生長的地帶相對減少，也使得有機物的輸入量減低。反之，當湖泊水面積減少時，來自于四周山地和陸地的有機物質可以直接進入湖盆的中心部位，有機物的沉積通量增加。由于大量的湖岸和濱湖的出露，可供植物生長的地帶增大，同樣可以增加有機炭的輸入量。因此有機炭的增加表明湖盆水面積的減小，氣候比較干旱，大氣溫度比較高，相反，有機炭的下降表明湖盆水面積的增加，氣候比較濕潤，大氣溫度比較低的狀況。中甸納帕海沉積物總有機炭含量在0.05%-4.59%之間波動，平均值為0.65%。據Tmax值判斷，納帕海湖相沉積物中的有機質以腐值型干酪根居多，少數為腐泥-腐值型干酪根。因此湖泊中的有機物質主要來源于陸源的高等植物，而由湖泊中浮游動植物提供的菌藻類很低。表明納帕海的水體不可能達到很深，應當在20m以內。由于湖水深度比較淺，并不排除有機物質在沉積以后遭受蝕變及氧化作用。沉積物粒度的古氣候意義粒度值是表征氣候變化的有效替代指標之一，無論是深海沉積物中的粒度指標，還是黃土亦或湖泊沉積中的粒度指標都不失為追蹤氣候和季風強度變化的良好標記，但指代意義各不相同。黃土通常采用中值粒徑或某一粒度范圍的粒度含量變化來衡量冬季風的強度變化，當中值粒徑增大時，表明冬季風增強，夏季風減弱；反之，當中值粒徑減小時，代表冬季風減弱，夏季風增強。湖相沉積物中的粒度變化機制與黃土并不相同，兩者的搬運營力不同，黃土顆粒主要由風力搬運，水力改造對它的影響并不大，忠實地保留了冬季風強度變化的信息。湖泊沉積物中的顆粒主要由河流水動力和匯水盆地的水動力條件決定。通常水動力條件越強，搬運至匯水盆地中的顆粒就越粗，含量就越高。因此顆粒的粗細實質上代表了水動力條件的改變，粗顆粒含量高代表水動力強，粗顆粒含量低細顆粒含量高代表水動力弱。河流的水動力強弱主要有季風降雨量的高低決定，當夏季風增強帶來雨量驟增，河水搬運能力加強，匯水盆地中的粗顆粒猛增。當夏風減時，河水的般運能力下降導致只能搬運細顆粒。因此湖泊沉積物的顆粒變化實際上代表了季風強度的變化，粗顆粒含量的增加代表夏季風的增強，反之代表夏季風的減弱。通過對若干粒度指標的比較，選取最具代表性的平均粒徑和中值粒徑作為印度夏季風強度的變化指標。4.3有機質碳同位素湖泊中有機質的有機碳同位素值主要是由湖相沉積中的有機質來源決定的，其次為湖泊生產力、湖水化學性質（PH值和硬度）、大氣CO2濃度、沉積環(huán)境和沉積物埋藏保存等因素。根據光合作用的途經植物可以分成C3、C4和CAM三類，如果光合作用最初的產物為四碳酸二羥酸則相應的植物為C4類，如果光合作用最初的產物為三磷酸甘油脂則相應植物為C3類，CAM是介于C3與C4之間的中間類型，比較稀少。對于低海拔地區(qū)的植物來講環(huán)境溫度高有機碳同位素值高，環(huán)境溫度低有機碳同位素值低。隨緯度升高，溫度逐漸降低，有機碳同位素值也相應地降低。然而對于高海拔地區(qū)的植物情況會發(fā)生很大的變化，適宜于高溫干旱環(huán)境的C4類植物隨緯度增加，百分含量會逐漸減少。從北緯30O至50O，C4類植物的總數可從80%降低為零。海拔升高與緯度增加的效應是一致的，中甸地區(qū)平均海拔已超過2，800m,平均氣溫不足4oC，C4類植物的生長受到很大限制數量急劇減少，植物的有機碳同位素值不能用C4和C3植物的比例關系變化來解釋。植物在合成有機質的過程中主要是利用大氣中的CO2還是利用湖水中的HCO3-離子將最終決定有機碳同位素值的高低。如果植物在合成有機質的過程中主要利用大氣中的CO2，有機碳同位素值降低，如果主要利用湖水中的HCO-3則有機碳同位素值升高。當處于溫暖氣候時期，湖泊水中溶解的CO2含量增加，有機質合成過程中主要利用CO2，因此有機碳同位素值降低；反之，當處于寒冷氣候時期，湖泊生產力下降，HCO3-的含量增加，因此有機碳同位素值升高。也就是說當溫度升高時，有機碳同位素值降低，溫度降低時，有機碳同位素值升高。中甸納帕海的有機質有機碳同位素值也具有暖期偏負，冷期偏正的特點。研究發(fā)現，氣溫升高時，有機碳同位素比率上升，氣溫降低時，有機碳同位素的比率下降。同時還發(fā)現有機碳同位素值與有機碳含量存在很好的對應關系，即生產力的提高增加了有機碳同位素的比率。隨著研究的深入，也有從C3和C4植物的比例關系來探討湖泊中有機質碳同位素的變化，C3植物的有機碳同位素值界于-24～-34‰之間，平均-27‰，C4植物介于-6‰～-19‰，平均-14‰。因此當C4植物的比例上升時，湖相有機質的有機碳同位素值增加，反之當C3植物含量增加時，有機碳同位素值下降。青藏高原東部若爾蓋盆地RH孔的有機碳同位素研究表明，在暖濕的條件下，冰雪融化，降雨量增加使流域內C3植物大量繁盛，并被攜入湖盆，C3植物的比例上升，造成有機碳同位素值偏負。對于湖泊有機碳同位素如能得到總有機碳含量（TOC%）孢粉組合等指標的補充，對解釋古環(huán)境意義將有很大幫助。雖然有機碳同位素比率涉及到自然界中C循環(huán)這樣一個復雜的問題，但在一些“敏感的湖泊”中，有機碳同位素值仍然可以作為指示氣候和古生產力變化的理想參數。盡管如此，但它們之間不存在簡單的對應關系，不同背景的湖盆，其有機碳同位素值存在很大的差異，即使是相同地質背景下的不同盆地，其有機碳同位素值也會存在差異，因此在利用有機碳同位素值時必須考慮各湖盆的地質、水文和生態(tài)背景。天然熱釋光測定與討論5.1樣品簡介本次試驗所用樣品來自中國地質大學（北京）巖芯庫，編號ZD9851，是在中甸納帕海鉆取的總長為28.79m的巖芯，主要由灰綠色及棕色粘土組成。根據巖性組成可以分成三個巖性段：0-7.15m主要由棕色、灰棕色粘土組成夾土黃色粗砂及砂礫，含豐富的有機物質；7.15-13.58m為灰綠色粘土，上下巖性均一、致密質純，粒徑幾乎沒有任何變化，有機質含量普遍不高。13.58-28.79m主要為灰棕色粘土夾粉砂及少量砂礫，普遍含鐵的氧化物及腹足類化石碎片，個別段落富含有機質及植物化石碎片。據殷勇提供的x射線衍射資料分析，粘土礦物主要由綠泥石、伊利石和高嶺石組成。碎屑礦物主要為石英、長石和碳酸鈣礦物，少量重礦物如榍石、鋯石和角閃石。在不同層位選區(qū)富含有機物的粘土樣品三個，進行C14測年。3.75m處的測年值為11,220±130yr,4.01m處的測年值為13,880±130yr,16.67m處的測年為35,270±1140yr.其余年齡根據湖泊沉積固結模式進行內插和外推，選取>50μm的顆粒粒徑作為較正參考數值。據此推算出最深處年齡約60kaBP.。5.2熱釋光測定本文研究的熱釋光樣品采用中國地質大學（北京）海洋學院的國產RGD-3B型熱釋光儀測定，分樣采用電動粉末分樣器。樣品的實測熱釋光強度的單位用吸收劑量微戈瑞（μGy）表示。將實驗用樣品在室溫下陰干，取5g左右用瑪瑙研缽輕輕研碎至80－120目，備用。測量時的儀器的參數設置如下：1）升溫速率β＝6℃2）第一恒溫溫度為50℃3）第二恒溫溫度為400℃4）儀器靈敏度12.0±0.3μGy/10s本次測量中儀器靈敏度參數相對較高。在測量有機質含量較高的沉積物樣品時，樣品受熱揮發(fā)產生的污染物會附著與儀器濾光片上，從而造成儀器的靈敏度會隨樣品測量數的增加而減小，靈敏度越高，減少越快。但由于本次測量中樣品主要為粘土級沉積物并且有機質含量高，在前期的測量中發(fā)現其熱釋光強度很低，有時甚至與本底值無法區(qū)分，為避免這種情況的出現，采用了較高的靈敏度參數。為避免儀器靈敏度下降過多，在測試過程中應不斷查看，并及時擦拭濾光片，以保證測試結果不出現大的誤差。另外，在儀器測量前，應多次測量本底值，本底值不穩(wěn)定時不宜立即測量，應等本底值穩(wěn)定后再進行測量。5.3測量結果及討論由于測試樣品測量的熱釋光是全巖熱釋光，因此有必要對不同構成的沉積物熱釋光強度進行研究。在前期的核對，調試中發(fā)現，不同構成的沉積物其熱釋光強度差別巨大。海洋中的有孔蟲殼體的熱釋光強度一般集中在300μGy－700μGy之間，砂礫的熱釋光強度差異較大，一般大于150μGy，部分樣品顯示其強度可達1000μGy以上，粘土的熱釋光強度最低一般在100μGy以下。構成差異的原因是因為有孔蟲殼體主要由方解石晶體構成，成分比較單一，故其熱釋光強度較高且范圍較窄；砂礫中含有大量的石英，長石等晶體物質，故其熱釋光強度較高；粘土中結晶礦物含量較低故熱釋光強度較低。劉海生等（2001）還發(fā)現沉積物的粒級對熱釋光強度也有影響，粗粒級（<100目）>細粒級（>100目）。統計測量結果并繪制曲線圖，與其他替代性指標對比，如下圖：圖四中甸納帕海熱釋光強度(TL)、有機碳含量(TOC)、中值粒徑曲線對比圖在新生成的晶體中是不存在熱釋光的，熱釋光是絕緣體或半導體物質在吸收了輻射能之后，經加熱將預先吸收的輻射能以光的形式釋放出來的過程。熱釋光強度與累積輻射劑量成正比。由于湖泊沉積物在沉積前，暴露在宇宙射線中，盡管由于水對太陽光的吸收和衍射作用，水下物質實際上只接受了部分波段的陽光激發(fā)，致使礦物晶格中原貯存的TL信號(非光敏信號及少量的光敏信號)還有殘留，但它們的沉積時間比較長，經陽光曬的時間也較長，使得絕大部分原來的信號損失掉了，現在的信號主要是來源于沉積后沉積物中的放射性元素40K,238U和232Th等長期輻射的結果，它反映的是沉積環(huán)境的變化。中甸納帕海ZD9851巖芯的熱釋光強度普遍較低，其值約變化于10Gy～60μGy之間，平均值24.5μGy。在巖芯的底部，熱釋光強度大幅度增大，其原因可能與該段巖芯含有較多砂礫有關。熱釋光強度隨時間的增加而累積的趨勢存在但并不明顯，在熱釋光對深度的變化曲線中，可以看到存在幾個明顯熱釋光發(fā)生突變的階段，表明雖然時間的累積對巖芯熱釋光的強度產生了一定程度的影響，但這種影響不足以掩蓋氣候波動對熱釋光強度的影響。將熱釋光曲線同有機碳同位素曲線對比后發(fā)現，熱釋光曲線同有機碳同位素曲線存在一定的正相關，但是不是非常全面相關。在4m-6m段，熱釋光的峰值對應有機碳同位素和的峰值，熱釋光的谷值對應有機碳同位素的谷值。在16m-17m段，熱釋光強度和有機碳同位素同時出現明顯低值，其他段熱釋光也和有機碳同位素大體上保持一定的正相關性。在熱釋光同中值粒徑的對比中發(fā)現，熱釋光的變化趨勢同中值粒徑變化趨勢在部分段落呈現反相關性。例如5m-7m段熱釋光出現低值區(qū)域，而中值粒徑普遍上漲，同時存在兩個峰值點，16m-18m間也有同樣的相關趨勢。全巖其他段也有一定的反相關性證據，但均不是非常集中。據此初步判斷，熱釋光強度與中值粒徑值具有一定的反相關性。產生這種反相關的一種可能的原因是：本次熱釋光測定的是全巖樣品的熱釋光，樣品中含有有機質。有機質燃燒時發(fā)出的光跟熱釋光的頻率不同，不會被儀器所記錄。樣品測定時取用的量很小，有機質的存在相當于變相減少了樣品用量。因此出現這種反相關的情況，但上述原因僅限于推測，尚有待更多的研究工作來證實。同樣的對比方法發(fā)現，熱釋光的峰值也與TOC的谷值，熱釋光的谷值對應TOC的峰值相對應，特別是15m的地方，非常明顯。在幾次氣候發(fā)生突變的時候，熱釋光值也產生了相應的突變。說明ZD9851巖芯樣品中熱釋光強度的變化可能是由氣候的變化引起的。因此由這種相關性推斷熱釋光的強度變化也可以做為一種氣候替代性指標。結論印度夏季風性氣候對我過云南地區(qū)影響頗為廣泛，為這里帶來大量降水，搬運來眾多沉積物，同時導致氣溫及海水溫度的變化，這些變化都被海洋沉積物完整的記錄下來。這種海洋性季風對陸地氣候的影響在眾多的替代性指標中都反映了出來。如今海陸氣候對比已成為全球變化研究中一個不可或卻的重要研究內容，但海陸對比由于存在諸多不確定因素，難度比較大。首先各種測年資料的可靠性問題，對測年的要求比較高。其次由于海洋和陸地對氣候環(huán)境的響應不一致，通常陸地對氣候的響應比海洋要敏感的多。湖泊沉積物熱釋光的研究比深海沉積物更加困難，因為湖泊中的沉積作用遠比深海中的沉積作用復雜得多。在本文研究的湖泊中，湖泊的沉積速率較低，且沒有地表河流輸入，沉積物主要依賴于湖泊生產力與湖盆周邊的物質輸入。結果表明熱釋光指標與其他的替代性指標表現出較好的相關性。因此可以認為在這種湖泊的沉積記錄中，熱釋光指標也是一種可以比較好的反映湖泊古氣候變化的替代性指標。但從本文熱釋光指標同其他較成熟的替代性指標的對比上來看，熱釋光曲線同其他替代性指標的變化趨勢具有很強的相關性。同時有研究表明浮游有孔蟲殼體的天然熱釋光變化均與氧同位素為代表的冰川旋回存在良好的一致性:天然熱釋光強度的升高與間冰期對應,降低與冰期對應,變化趨勢比有機碳同位素和碳酸鈣含量指標顯著.印度季風的進退與北半球太陽輻射的周期性變化有關，當北半球太陽輻射增強時，印度夏季風加強，冬季風減弱，而當北半球太陽輻射減弱時，印度夏季風減弱冬季風加強，各種替代性指標都顯示出較大的降水量。在冰期與間冰期的過渡時期，北半球氣候表現出極不穩(wěn)定，印度季風同樣表現出不穩(wěn)定的波動。整個過程中，浮游有孔蟲殼體等沉積物的熱釋光變化能夠記錄并反映海水溫度的變化，中甸納帕海湖相沉積連續(xù)而完整地記錄了近6萬年來印度季風演化與變遷的歷史。通過學習得出以下結論：1.中甸納帕海氣候具有暖干/涼濕或冷濕的水熱配置和組合，與中國東部和青藏高原暖濕/冷干的氣候不同，而與地中海氣候類似。2.粒度、有機碳含量、碳同位素幾項替代性指標的曲線均很好的反映出印度季風冷暖干濕變化的趨勢。3.中甸納帕海熱釋光強度伴隨著印度季風性氣候變化而變化，形成的曲線與其他的替代性指標表現出一定的相關性，因此可以認為在這種湖泊的沉積記錄中，熱釋光指標也是一種潛在的反映湖泊古氣候變化的替代性指標。4.雖然熱釋光特征變化不是反映印度季風冷暖干濕變化的最佳指標，但對于研究印度季風的替代性指標問題又增加了一個新的方向。5。對于季風性氣候變化究竟是如何對沉積物晶體熱釋光起作用的尚沒有明確的解釋。最新的研究結果認為方解石晶體在結晶過程中環(huán)境溫度的變化是引起熱釋光變化的重要原因，但依然僅限于推測，沒有具體的證據。致謝本論文是在導師方念喬教授的細心指導下完成的。從論文選題開題、確定研究思路、明確實驗目的到親自審查實驗結果，到最后的論文成稿，每一個環(huán)節(jié)方教授都給予了我悉心指導。不論是親自當面講解還是通過電話、郵件或者其他方式溝通，方教授都給予了我極大地支持。方老師開明顯達的教育思想、崇高的學術品質、嚴謹的教學態(tài)度從思想上和行動上時刻影響和教育著我，令我終生受益。在此，向我們敬愛的方老師致以誠摯的感謝！令外，實驗階段劉秀明老師給予了我很大的幫助，使我得以按進度完成實驗。與此同時，包銳師兄在我畢設的整個過程中給予了多方面的幫忙，為論文的完善做了不少工作，在此都表示深深地感謝！大學生活是多姿多彩的，和我一起走過這段旅程的所有老師和同學們在日常學習生活中也視我如親人，無私關愛，感謝你們一直以來對我的關懷和幫助，在此一并表示感謝。參考文獻[1]劉海生,侯勝利,方念喬,程業(yè)勛.東北印度洋沉積巖芯熱釋光與古氣候變化.氣候與環(huán)境研究，2008,13(1):45-52.[2]殷勇.中甸納帕海57000年以來的氣候演化及西南季風.北京:中國地質大學(北京),2000:1-76.[3]殷勇,方念喬.云南中甸納帕海57000年來湖泊氣候記錄及與海洋記錄的對比.地學前緣.2002,9(1).[4]李虎候,劉兆文,李東旭,潘寶林,尹剛.釋光斷代技術研究.原子能科學技術.2008,42:367-370.[5]殷勇,方念喬,胡超涌,等.云南中甸納帕海古環(huán)境演化的有機碳同位素記錄.湖泊科學,2001(4):289-294.[6]方念喬,陳學方,丁旋,胡超涌,殷勇,聶浩剛.孟加拉灣和東經海嶺260ka以來的古海洋學記錄與印度季風的影響.中國科學，2001,31:280-286.[7]方念喬,包銳,丁旋,殷勇,赫鵬飛,溫延星,聶浩剛.從騰沖和香格里拉沉積記錄看60ka以來的印度季風活動特征.地學前緣.2009,16(6):177-185.[8]劉海生,侯勝利,方念喬,程業(yè)勛.深海沉積生物碳酸鹽巖天然熱釋光成因初探.自然科學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4.5931970.919.3940248.4848452.0614.6932173.5819.4940440.1848611.9814.7932376.4619.5940608.3848804.9314.8932579.2319.6940797.2949005.614.9932782.1519.7940972.8649205.6615.0932980.3219.8941160.0349399.7515.1733158.319.9941332.6949594.3415.2833280.6920.0941523.2549779.4815.3933459.5620.1941710.5449961.5815.4933627.6820.2941899.0350150.5215.5933773.5320.3942077.9250344.0615.6933901.0420.4942245.6350513.1315.7934050.2820.5942396.8850704.415.8634208.2720.742596.950871.715.9634342.9820.7942787.9351060.1516.0634489.5820.8942972.6451224.5916.1734637.872143161.8251372.5816.334799.9321.0843357.1151547.1516.434971.621.1943559.2851712.6816.4935129.9721.2943761.5551890.4216.593527021.3943895.2252070.5316.7835427.3621.4944088.4652272.4716.8935583.1621.5944288.8252474.1316.9635705.8421.6944480.9