信江盆地白垩纪气候变化的研究和探讨
南雄盆地白垩纪-古近纪(K-Pg)界线位置探讨——来自火山活动及古气候演化的证据
南雄盆地白垩纪-古近纪(K-Pg)界线位置探讨——来自火山活动及古气候演化的证据南雄盆地位于广东省东北部，是一个较大的综合性盆地。
盆地地层发育较为完整，其中以白垩纪和古近纪地层为主体，是研究南方晚白垩世—早古新世生物演化和古地理环境演化的重要区域之一。
南雄盆地地层研究显示，盆地地层锚定的年代属于二叠纪末-古近纪晚期。
因此，准确推算盆地地层岩层的K-Pg界线位置对该区生物演化和地理环境研究的深入进行具有重要意义。
火山活动的证据K-Pg界线是全球范围内的一个重要分界线，标志着生命史上的一次大灭绝事件。
许多研究表明，这次大灭绝与全球性火山活动有关，而南雄盆地正好是广东地区晚白垩世-早古新世火山岩最发育的区域之一。
在南雄盆地的地质调查中，许多火山岩层得到了认识，主要分布于盆地的北部、南部和西部。
这些火山岩经大量研究，其中大部分被认为是早古新世的产物，但也有几个层位的火山岩层被认为是晚白垩世的产物。
据此，认为南雄盆地露头的晚白垩世-早古新世地层组合中，跨越K-Pg界线的时间段内曾存在一次火山活动事件。
古气候演化的证据除了火山活动，古气候演化在推算K-Pg界线位置时也有着不可忽略的作用。
近年来，南雄盆地中白垩系层位富含腐殖质，且古植被多样，这使得研究南雄盆地古气候演化成为可能。
通过对盆地中植物残体化石的分析，研究者发现盆地中存在一些异常的菌藻化石，这与灭绝事件之后的生态环境改变有关。
一些腐殖质中的脂质分析显示，盆地周围的山地区域晚白垩世-早古新世转换时期的气候可能发生了持续的变化，主要表现为降水量减少、温度升高，这些变化也与灭绝事件有关。
综合火山活动和古气候演化的证据，可以基本确定南雄盆地的K-Pg 界线位置在晚白垩世晚期，大概在6800万年前左右，与全球大多数地方的K-Pg界线位置相近。
对南雄盆地的研究表明，该区域在灭绝事件之后短时间内环境变化巨大，对当时生态系统的影响不可小觑。
更加准确的K-Pg界线位置推测将有望进一步给晚白垩世-早古新世环境和生物演化的重建带来更多新的视角。
历史气候成赛男：中国历史气候变化影响研究的思考与前瞻
历史气候成赛男：中国历史气候变化影响研究的思考与前瞻近年，我国历史气候变化研究日趋活跃，无论是历史时期气候变化过程重建，还是考察气候变化对过去社会经济发展的影响，都取得了丰富的研究成果，已经成为我国在国际全球变化研究中的特色领域。
在气候变化科学研究领域，关注重点也发生转向：从认识气候变化的事实、过程与规律，到更关注气候与人类社会相互作用机制。
我国具有丰富而连续的文献记载，考察历史时期气候变化的社会影响问题具有特殊优势。
当前，在国际学界人文社会科学日益进入全球变化研究的大背景下，分析和思考我国历史气候变化影响研究的重要方法和研究理路，有助于更好地跨越学科界限，促使我国人文社会科学学者更多地加入到全球变化研究工作中，深化历史时期气候变化与人类相互作用机制研究。
一、对我国历史气候变化影响研究现状的思考20世纪90年代以来，我国历史气候重建工作不断取得重要成果：代用资料的采集更加丰富多元，重建手段更科学，重建结果的时空分辨率更高，准确性也不断提升。
可以说，我国历史时期气候变化对中国社会发展影响的研究，正是在此基础上开展的。
根据大量气候资料，用概率论与数理统计方法研究气候演变的时空变化特征和规律，是气象学与气候学研究中的基本手段。
因此在历史气候变化及其影响研究中，统计与量化分析是必要的手段。
我国季风气候显著，其特点为年际和年代际变化突出，因此我国历史上农业受气候变化的影响非常显著。
过去几十年，学者在历史时期气候影响农业生产问题上得到了基本共识，如，总体来看暖期比冷期更有利于中国农业生产。
近年，学界还以建构模型与计量分析方法考察过去2000年间气候变化对粮食生产的影响，获得了在百年尺度上及年代际时间尺度上粮食的丰歉变化与气候干湿冷暖变化对应关系的基本认识。
气候变化对农业生产的影响相对直接，但进一步讨论其对社会经济的影响却并不容易。
以气候变化对粮价波动的影响为例：从理论上讲，气候的寒暖、干湿变化会对粮食产量产生影响，由此影响粮食价格。
气候变化过去教训未来启示中国东北部松辽盆地松科1井北孔明水组中期的粘土矿物——物源区和气候意义
海 洋地质
第３ ４ 届 国际地质大会 论文摘要—— 专题三
气候变化 过去教训 未来启示
中国东北部松辽盆地松科 １井ｆ ｌ Ｌ Ｓ Ｌ 明水组 中期 的粘土矿物
— —
物源 区和气 候意义 原 ，王成善 ，赵 斌 Nhomakorabea高
位 于 中 国东北 部 的松辽 盆地 是一 个 裂谷 盆地 ， 盆 内填 充 了 巨厚 的 白垩纪 湖相 沉积 物 。 在 盆地 南 部和北 部 分别 实施 的 Ｓ Ｋ Ｉ ｓ 、Ｓ Ｋ Ｉ ｎ两个钻 孔 ，获 得 了总长 ２ ４ ８ ５ ． ８ ９ Ｉ ｌ ｌ 、地 质年
列 。沉 积岩 中 的粘土 矿物 特 征 以蒙脱 石矿 物 占优 势 ，部分 为 富伊利 石层 ，还 包含 微量的 高 岭石 和海 绿石 。浅湖 相泥 岩 中高含 量 的蒙 脱石 （ 平均 ＞９ ０ ％ ）为物 源 区火 山矿物 的蚀 变 作用 ，而不 是蒙 脱石 土壤 的侵蚀 作用 的产 物 。小 兴安 岭一 张广 才 岭约 ７ ０ Ｍ ａ前有 火 山活
古气 候控 制 因素 。
［ 翻 译］ 荆 夏
［ 校
对］ 韩
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动，是该沉积物的潜在物源区。蒙脱石作为 曲流河相砂岩早期成岩的物质 ，是由沉积物 中原始 的长 石和 白云母发 生 水解和 蚀 变而 形成 的。伊利 石 来源 于 附近花 岗岩 体 的风 化 作
用 ，与洪 积平 原 细粒 沉积 物有 关 。研 究层位 的粘土 矿物 指 示 了优 势物 源 区 ，但 并 未揭 示
代 为 中至上 白垩 统 的地层 岩 心 。 通 过对 Ｓ Ｋ Ｉ ｓ 孔 明水 组 中部 （ 坎 潘 期晚 期一 马斯赫 里赫 特
白垩纪末生物大灭绝
化石新知化石揭秘白垩纪末生物大灭绝冯伟民距今6600万年前发生的白垩纪末生物大灭绝，导致了中生代海陆空霸主，如空中霸主翼龙、陆上霸主恐龙和海里霸主鱼龙等悉数退出演化舞台，爬行动物开创的盛世伟业就此落下了帷幕。
白垩纪末生物大灭绝包括了非鸟恐龙的灭绝，因而成为公众最著名和了解的灭绝事件，也是科学家一直以来高度关注和持续开展研究的事件。
在历次显生宙大灭绝事件研究中，白垩纪末生物大灭绝的假说最多，其中许多探究对现实而言也有着重大的启示和借鉴意义。
大灭绝前的生态环境及生物群面貌白垩纪根据地层、生物群等特征，可以清楚地划分为早期和晚期。
早期时限4500万年（即距今1.45亿年至1亿年间），它基本上继承了晚侏罗世的特征，即全球联合古陆进一步解体，此时，大西洋进一步扩大，印度板块阿拉伯板块等开始与冈瓦纳大陆分开；白垩纪初，太平洋洋底爆发有史以来规模最大、烈度最强的岩浆喷发，覆盖了地球千分之四面积，形成了许多巨型海底高原，烘托起海面大幅度上升，比现代海平面高出200多米，各大陆分离加剧。
由于大西洋形成过程中大洋洋中脊和太平洋海底岩浆大规模喷发，使得大气二氧化碳浓度急剧上升，是当今大气二氧化碳的4-8倍。
强烈的温室效应使地球气温比现在高平均6度，使当时地球两极冰川消失。
大陆岩浆活动剧烈，岩浆侵入多，火山喷发频繁，但气候比较温暖潮湿，适合生物的繁衍与生长。
植物界仍是裸子植物统治的天下，它们有松柏类、苏铁类、本内苏铁类、银杏类等；不过被子植物也开始出现了，所以地球上到处是郁郁葱葱。
河湖中无脊椎动物的腹足类、双壳类、叶肢介、介形类，脊椎动物的鱼类、鳄类等都很繁盛。
陆上脊椎动物的蛇、乌龟、小型蜥蜴、大型蜥脚类草食恐龙和兽脚类的肉食恐龙多样，尤其是霸王龙横空出世，恐龙家族独霸天下。
鸟臂目的恐龙如甲龙类、角龙类、肿头龙类、鸭嘴龙类等悉数登场。
空中的翼龙仍占统治地位，但早期鸟类——反鸟类已发展起来了，昆虫繁盛；海洋中无脊椎动物的菊石类、箭石类、腹足类、双壳类、珊瑚类、苔藓虫类、有孔虫类、海胆类，仍较繁盛；海生爬行动物，如鱼龙、蛇颈龙及各种鱼类也很丰富，所以整个生物界仍呈现一派繁荣的景象。
恐龙生存环境的地理分布与演化
恐龙生存环境的地理分布与演化恐龙是地球上长时间存在的生物群体，生存于大约2.3亿年前的三叠纪晚期至6500万年前的白垩纪末期。
恐龙的生存环境在地理分布上呈现出一定的规律，与地质构造和气候变化密切相关，经历了演化和适应的过程。
白垩纪是恐龙的鼎盛时期，也是它们分布最广泛的时期。
根据化石记录，白垩纪时期恐龙生存环境主要分布在如今的北美洲、南美洲、欧洲、亚洲和澳大利亚等地区。
这些地区多为低纬度热带和温带地区，气候温暖，植被繁茂。
白垩纪时期的地球温度较高，陆地与海洋的分布关系相对稳定，恐龙通过适应不同的栖息环境，形成了多样化的物种。
与此相对应，白垩纪时期的南北极地区并不适宜恐龙的生存。
南极洲和格陵兰地区虽然在白垩纪时期还与其他大陆连接在一起，但由于地理位置接近南极圈，寒冷的气候和冰川的覆盖严重制约了恐龙在这些地区的生存。
然而，白垩纪末期的地球气候发生剧烈变化，全球气温下降，大规模的物种灭绝事件导致了恐龙的灭绝，包括南北极地区和其他环境条件较为恶劣的地区。
除了白垩纪时期的广泛分布，恐龙还在早期的侏罗纪和三叠纪晚期出现了不同程度的地理分布。
早期的恐龙化石主要集中在南半球的南极洲和南美洲，特别是阿根廷地区。
而北美洲和欧洲的恐龙化石则相对较少。
这种分布格局可能与大陆的分裂和漂移有关，早期的大陆重组导致了南半球地区适宜恐龙生存的环境出现。
地质构造在恐龙的生存环境中也发挥了重要作用。
例如，白垩纪晚期的蒙古地区是世界恐龙化石最丰富的地方之一，这与蒙古地区的地质构造有关。
在这个时期，蒙古大陆从南方漂移北上，形成了干燥的内陆盆地，这种地理环境适宜恐龙的繁衍和生存。
恐龙生存环境的地理分布和演化是一个复杂而多样化的过程。
地球环境的变化、地质构造和气候的演化都对恐龙的分布和类型产生了一定的影响。
通过对恐龙化石的研究和挖掘，我们可以更加深入地了解恐龙的生存环境，以及地球古生态系统的演化过程。
这对我们认识地球历史和了解生物进化具有重要意义。
中国丹霞地貌的分布及成因分析 (3)
中国丹霞地貌的分布及成因分析丹霞地貌（Danxialandform）系指由产状水平或平缓的层状铁钙质混合不均匀胶结而成的红色碎屑岩(主要是砾岩和砂岩)，受垂直或高角度解理切割，并在差异风化、重力崩塌、流水溶蚀、风力侵蚀等综合作用下形成的有陡崖的城堡状、宝塔状、针状、柱状、棒状、方山状或峰林状的地貌特征。
现在悬崖上可以看到的粗细相间的沉积层理，颗粒粗大（直径在2mm以上的碎屑的含量大于50%）的岩层叫“砾岩”，细密均匀（直径在2—0.05mm的碎屑含量大于50%）的岩层叫做“砂岩”。
丹霞地貌最突出的特点是“赤壁丹崖”广泛发育，形成了顶平、身陡、麓缓的方山、石墙、石峰、石柱等奇险的地貌形态，各异的山石形成一种观赏价值很高的风景地貌，是名副其实的“红石公园”。
中国丹霞是一个由陡峭的悬崖、红色的山块、密集深切的峡谷、壮观的瀑布及碧绿的河溪构成的景观系统，整体为临水型峰丛-峰林景观，被天然森林广泛覆盖。
构成丹山-碧水-绿树-白云的最佳景观组合，是中国和世界上最美丽的丹霞景观的例证。
中国丹霞的盆地演化清楚地记载了白垩纪以来中国南方区域地壳演化的历史，发育了一种具有全球性突出普遍价值的特殊地貌景观，是地球上一种特殊的自然地理现象和独特的自然区域。
中国丹霞突出而完整地代表了最具世界特色的由东南季风驱动下发育的亚热带常绿阔叶林的生物群落结构及演替的生理生态过程，是冰后期生态演替的典型区域。
中国丹霞是Udvardy(1975)世界生物地理系统中2个生物省生物多样性的系统代表。
位于世界野生动物基金会全球200个生物区的“中国东南部-海南潮湿林生态区”，具有区系的古老性和群落的原始性，栖息着近400种各级珍稀濒危生物物种，具有区域特有的生物物种40多种，有突出的保护价值。
中国目前已知的1003处丹霞地貌分布在28个省区,东北至黑龙江省宁安市的牡丹江凹岸的红石砬子,南至海南省琼海市白石岭,西至新疆乌恰县的柯孜勒苏河两岸,东到浙江象山沿海。
四川盆地形成的真正原因以及对其影响的研究
四川盆地形成的真正原因以及对其影响的研究天津市地质工程勘察院芮苏明四川盆地地处中国大陆西南部，位于东经103°～108°、北纬28°～32°附近之间，面积大约45万平方公里。
自东北至西南方向呈不规则椭圆状。
传统理论认为，四川盆地为中新生代内陆盆地和断陷盆地型沉积，上三叠统€€€€下侏罗统为含煤砂页岩建造，中侏罗统€€€€白垩系多磨拉石和红色碎屑岩建造，第三系主要为断陷盆地型含膏岩的红色岩系。
那么，形成这一断陷型盆地的原因究竟是什么呢？一直以来人们普遍认为是燕山运动使盆地周围褶皱隆起，并且其构造受基底构造的影响极大，经过多次剧烈变动，才造成现代地貌的基本特征。
但是，本人经过对该地区之地形、地貌及相关地质资料的综合研究后发现，在距今约6千5百万年€€€€1亿年前，有一颗小行星从东北方向以极小的角度斜着撞向地球，也就是说其运行轨迹与地球以近乎相切的形式相撞，并且其陨落方向还正好与地球的自转方向相对。
它撞地后形成的巨大陨坑才是四川盆地形成的原因，而且由于巨大的冲击力所造成的那个核当量比在日本广岛爆炸的原子弹还大数万倍乃至更大的大爆炸，更是给中国西南部地质构造的变化、矿产资源的生成、地形地貌以及气候环境、生物种群演变和地球自身的发展等等都带来了巨大的、极其深远的影响。
为此，我将在以下诸方面加以论述：一、地形中国大陆的地形走势是西高东低，从海拔5000米以上的青藏高原向东至东经112°附近海拔1000米以下的丘陵，其高度基本上都是均匀地逐渐降低的，但只有四川盆地这一小部分却在东经103°附近将高原突兀地剪切了下去（见图1€€€€中国地势图）。
同时盆地还呈现出从东北方向向西南方向由浅到深的变化，这一现象可以从我国的遥感卫星影像上清晰地反映出来（见图2€€€€中国卫星影像图）。
可是，盆地所属的构造区域正处在形成于晋宁运动时期的扬子地台之上，在这一相对稳定类型的沉积盖层之上出现如此大面积的断陷型盆地，就象是把一颗钢珠扔向一个刚做好的蛋糕上一样，这种现象只有一种解释€€€€非外力而所不能。
四川盆地第四纪象化石演化与气候环境关系
四川盆地第四纪象化石演化与气候环境关系[摘要] 类化石是我国晚新生代地层中最常见的古脊椎动物化石。
在四川,象类化石也甚丰富,特别是更新世以来的真象科的象化石,在四川绝大部分市、县都有发现和出土。
在前人做过大量研究工作的基础上,本文收集汇总了四川象类化石发掘、研究方面的文章,并对部分实物标本进行了观察和鉴定,拟对四川象类化石的发现、研究状况作一简要回顾。
[关键词]四川盆地晚新生代象类的演化和气候环境关系一、四川盆地的沧桑之变1.1 四川盆地在地球演化史上属于扬子陆台的一部份,古称四川陆台,在地球构造运动上它属比较稳定的地区。
5亿多年前的寒武纪—志留纪,经过大规模的海平面上升侵入陆地,四川陆台不断下陷成海洋盆地;志留纪时期发生了加里东运动,使西部龙门上地槽继续下陷外,其余地区上升为陆。
2.9亿年前石炭纪末期,又发生了第二次范围更大的海侵,盆地再次为海洋占领。
二叠纪时,海洋陆地交替,后来形成了著名的松藻天府煤矿。
1.2 三叠纪晚期(距今约2亿年前)“印支运动”使得盆地边缘逐渐隆起成山,海水退去,被海水淹没地区逐渐上升为陆。
由海盆地转为“陆盆地”。
这是四川盆地的雏形。
湖水曾经占据今日四川盆地,称为:“巴蜀湖”,从此结束了海侵的历史。
在“巴蜀湖”时期,气候温暖湿润,蕨类、苏铁、银杏的裸子植物发展茂盛。
在四川形成了一个大的成煤时期。
1.3 白垩纪末期(距今约7000万年前)发生了一次强烈的地壳运动——燕山运动,盆地四周山地继续隆起,同时产生了不少大断层。
如西部龙门山大断层和东部华蓥山大断层,依地形把盆地分为了三部分。
古“巴蜀湖”缩小面积仅有2万平方公里。
封闭的盆地地形急剧缩小水面,使气候变得炎热,沉积物由海相、海陆相交替变为陆相,大量风化、侵蚀、剥蚀的物质在盆地堆积了数千米厚,形成红色和紫色砂岩、页岩。
1.4 2000万年前的中新世,受喜马拉雅造山运动的影响,距今200-300万年的第四纪时,地壳再次发生构造运动,盆地边缘继续上升隆起,呈现现在的四川盆地的面貌。
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信江盆地白垩纪气候变化的研究和探讨1.问题的提出：最新研究资料表明全球气候正在逐渐变暖，极端气候频发，直接威胁到人类的生存。
因此，对地球气候和环境系统的研究已迫在眉睫，要对地球未来气候和环境变化进行预测，必先了解地球过去的环境和气候变化旋回，为预测未来提供科学依据，才能够更好地了解目前和未来气候变化趋势。
众所周知，白垩纪是被公认的距离人类最近的地质历史中极端温室气候的典型代表，是恐龙由鼎盛走向灭绝的时期，而且它还包括了全球性火山作用、海水温度大幅度升高、海平面快速上升、大气CO2水平的急剧升高，以及伴生的生物灭绝等极端气候事件，被国际地球科学界视为研究地球系统科学的典范，因此成为我们借鉴历史、预测未来的重要首选对象。
沉积地层记录了丰富的构造、沉积环境和古气候变化旋回信息，其中，蒸发岩沉积韵律及盐间粘土矿物是一种方便、良好的古气候研究载体，可以提供有效的古气候表征参数（如沉积介质性质、古水温、古沉积环境、古植物类型、降雨量、季节性、大气CO2分压等）。
本项目以信江盆地白垩纪陆相红层中发育的姜状的钙质结核为研究对象，通过野外露头剖面及井下坑采断面观测采样和室内稳定同位素地球化学分析及岩石学、矿物学分析，对信江盆地白垩纪气候变化的原因、过程及其变化对环境和生物的影响等进行综合分析，恢复古气候和古环境变化旋回，为研究未来气候和环境演变提供“真实、可靠”的借鉴实例。
古气候研究不仅有助于研究和探讨地球演化、生物进化以及成矿条件等理论问题，而且对石油、煤、天然气、金属矿产等沉积矿产的勘探和预测有重大的实践意义。
2.方案论证：2.1 物质基础信江盆地白垩纪红层出露较好，广泛发育富含古气候信息的陆相“特殊沉积”－蒸发盐系沉积，并在贵溪市大田陈家村发现了大量姜结石状的钙质结核（如图1），为本次的项目提供了很好的研究物质基础。
图1 钙质结核2.2 钙质结核能土壤中的碳酸盐是大陆气候和植被情况的重要环境指示物,成土作用形成的碳酸盐的碳、氧同位素组分能够被用来指示古气候和古生态环境。
有学者在比较了土壤碳酸盐的同位素组分与成土母质中碳酸盐的同位素组分之后,发现它们相互之间并没有明显的继承关系,因此认为土壤碳酸盐的碳同位素组分是与土壤CO2的碳同位素组分直接有关的。
有学者研究认为,土壤碳酸盐的氧同位素组分与大气降水的氧同位素组分有关。
Cerling对现代土壤的研究指出：土壤中碳酸盐的碳同位素组成与地表植被的C3和C4植物相对生物量有关,可以通过理论计算来求得C3和C4植物的相对生物量,并用古土壤中碳酸盐的碳同位素组成来估计大气CO2的浓度。
所以对于此次研究的内容还是具有一定的可行性和可靠性。
3.研究内容：白垩纪是研究“温室气候”的典范，期间发生的一系列重大地质事件被认为是地球表层系统各圈层相互作用进行元素交换、能量转移的产物，触发了一系列环境变化事件。
在影响环境变化的诸多因素中，大气CO2浓度的变化被认为具有显著的作用。
例如，工业革命以来大气中CO2体积分数从280x10-6快速增加到目前的370x10-6，普遍被认为是导致温室气候的根源[1]。
重建古大气CO2浓度的手段有多种，例如数值模拟、植物叶气孔、有机地球化学及古土壤碳酸盐同位素。
就白垩纪中国而言，利用植物叶气孔是以往最常见的研究手段，然而这些研究主要集中在早白垩世，晚白垩世大气CO2的古植物学数据仅仅出现在少数盆地，例如嘉荫盆地[2-3]。
造成这一现象的原因是中国陆相晚白垩世地层以“红层”为主，很难获得可以用来进行古大气CO2浓度重建的古植物叶片。
相比较而言，古土壤碳酸盐在中国早、晚白垩世陆相地层均有分布，这为建立分辨率较高的古大气CO2浓度曲线奠定了基础。
近年来，利用古土壤碳酸盐岩恢复的古大气CO2浓度数据开始出现[4]，但它们仍旧以早白垩世为主此次研究就是利用古土壤中碳酸盐（钙质结核）的碳氧同位素来重建古大气CO2的浓度。
本次研究的结果主要是：根据钙质结核碳同位素推出古植物的类型，氧同位素得出钙质结核时的环境的形成温度。
4.分析与结果：4.1地质背景信江盆地是一个具有复杂演化历史和复式结构的中生代陆相盆地，也是中国大陆重要的丹霞地貌遗产地，盆地位于扬子地块与华夏地块结合带，近东西向东乡-广丰深断裂带南侧，面积约400km2（图2）。
盆地在经历了印支运动造山与成盆、早白垩世火山作用、晚白垩世膏盐沉积、晚白垩世风沙堆积、晚白垩世恐龙灾变、晚白垩世末盆地不均衡隆升和新近纪以来新构造运动对盆地改造等6大重要地质事件（李晓勇，2009）之后，地层自下而上发育了茅店组、周田组、河口组、塘边组、莲荷组层位。
通过野外地质调查和室内综合研究，周田组主要由细砂岩、粉砂岩、泥岩、砾岩及石膏层组成，部分含有钙质结核,偶见生物钻孔，发育大型交错层理。
其中，钙质结核呈灰白色的小疙瘩或红色的生姜状（风化后呈圆的砾石状），遇稀盐酸剧烈气泡。
图 2 江西信江盆地地质简图(据刘行军图)4.2 样品制备与测试方法4.2.1 样品制备周田组主要由细砂岩、粉砂岩，泥岩、砾岩及石膏层组成，部分含有钙质结核，其中钙质结核就是本次的研究对象，此次用来重建大气CO2浓度的8个钙质结核样品就是采自贵溪周田组的岩层中。
4.2.2 C-O同位素测试方法本文研究样品主要采自信江盆地周田组的8个钙质结核样品（表1），考虑到干扰因素对测试结果的影响，在采集样品的过程中需要尽量避开风化和有明显后期方解石脉及溶孔，并尽量排除结晶程度较高的岩石样品，只采取没有后期蚀变、没有方解石脉充填、没有破碎现象的新鲜岩石，以确保测试结果的准确性。
碳、氧同位素测试由东华理工大学核资源与环境教育部重点实验室完成。
碳、氧同位素分析处理主要采用磷酸盐法。
样品在72℃的恒温槽中，与磷酸反应平衡1 个小时后，用 MAT-253 质谱仪测试所得。
精度为δ13CV-PDB≤0.2‰，δ18OV-PDB≤0.2‰（绝大部分样品精度≤0.1‰）。
其中碳、氧同位素值均以PDB 为标准。
表一周田组晚期钙质结核碳氧同位素分析结果样品编号δ13C（‰）δ18O（‰）G-043 -6.2 -9.0G-044 -5.9 -8.6G-045 -6.1 -8.9G-046 -7.2 -9.2G-047-1 -7.0 -9.0G-047-2 -5.9 -9.7G-048 -4.9 -8.6G-049 -3.1 -9.8平均值 -5.8 -9.14.2.3 钙质结核的碳、氧同位素特征周田组钙质结核样品的碳、氧同位素均为负值,δ13C值在-7.2‰～ -3.1‰之间,平均值为-5.8‰ ,标准差1.21,变异系数(标准差与均值比)0.21,样品的δ18O值-9.8‰～-8.6‰之间,平均值为-9.1‰ ,标准差0.42,变异系数0.05,表明分析值的偏离程度均较小。
8个样品是周田组不同岩石层位采集的，并将样品中的碳、氧同位素数据于地层柱状图（图2）体现了出来，从图最后两列可以看出：地层由下至上，13C的数值先减小后增大，18O的数值先减小增后增大再减小。
图2 周田组钙质结核C、O同位素特征与早白垩世成土作用形成的钙质结核的碳、氧同位素组成作过研究相比较,如韩国早白垩世Hasan-dong组钙质结核的δ13C值在-2.4‰～-9.3‰之间,平均值为-5.6‰,δ18O值在- 14.2‰～-18.0‰之间,平均值为-16.7‰[3];日本早白垩世Shimonoseki亚群中钙质结核的δ18O值为- 20.1‰～-22.8‰ ,平均值为-22.1‰,δ13C值在-5.4‰～-7.0‰之间,平均值为-6.7‰ [4]。
此次研究的信江盆地周田组钙质结核的碳同位素组成与之接近,而氧同位素差别较大,说明成岩作用对钙质结核的改造作用。
4.2.4 成土作用分析1）利用古土壤钙质结核重建古大气CO2浓度的关键是保证所获得的钙质结核是在成土过程中形成的。
标准采集样品：①形状：球形、椭球形－姜结状；②大小：长度或直径10mm之间；③被50％以上的泥岩所包围（如图3）,由此可以保证钙质结核是在成土过程中形成的。
图3 钙质结核2）分别利用线性公式和二项式公式对测得的C、O同位素数值（表１）进行相关性分析（图4），得出Ｒ2分别为0.1364（线性公式）和0.3758（二项式公式）。
这表明δ13C和δ18O值都是相对独立的，未受到成岩改造。
由此可见，本研究获得的古土壤钙质结核样品未受到后期成岩改造的影响，可以用来古环境的研究。
图4 钙质结核碳氧同位素的散点图另外,周田组与四川盆地早侏罗世湖相碳酸盐岩的碳、氧同位素组成(δ13C值为-4.49‰～1.62‰,δ18O值为-9.14‰～-4.56‰ [5])存在显著的差别,说明钙结核与湖相碳酸盐岩具有不同的成因。
而与洛川剖面离石黄土古土壤中钙质结核碳、氧同位素组成(δ13C值-7.19‰～-4.09‰,δ18O值为-9.93‰～-8.43‰ [6])相比较具有一定的相似性。
从一个侧面说明周田组钙质结核是成土作用的产物。
4.2.5 钙质结核碳同位素对古植类型的指示成岩作用使碳酸盐化学成分发生改变被认为是中生代和古生代古土壤同位素研究的主要障碍。
虽然成岩作用可能明显地改变钙质结核δ18O值,但对于δ13C 值并没有显著的影响[7]。
钙质结核样品中以泥晶方解石为主,表明这些碳酸盐岩经历了很小的重结晶作用。
土壤中自生碳酸盐δ13C主要由土壤CO2的δ13C 组成决定,土壤中碳酸盐的碳同位素组成与生物种类和土壤的呼吸作用有关,是反映生物面貌十分有用的工具。
陆生植物的光合作用按其初级产物的差异可以划分为3种类型,即Calvin型(或称C3型)、 Kranz型(或称C4型)及景天酸代谢(Crassulacean Acid Metabolism)型(或称CAM型)。
相应地把采用这3种光合作用类型的植物分别称为C3植物、C4植物和CAM植物。
其中前两种途径的植物占绝大多数。
C3和C4 植物有其喜好的环境条件，它们生物量比例也取决于温度、水分和气候季节性等环境条件。
光合作用途径不同，植物C同位素组成也会有差异，C3植物的δ13C值在－23‰～－35‰之间变化，平均值约为－26‰，C4 植物的δ13C值在－10‰～－14‰间波动，平均为－13‰。
土壤次生碳酸盐δ13C又受当地植物类型(C3 植物和C4植物等)及其相对生物量控制。
因此,从钙质结核的碳同位素组成（- 7.2‰～ -3.1‰之间,平均值为-5.8‰）来看,信江盆地晚白垩世是一个以C4植物占优势的生态系统,而C4植物只出现少数灌木(大戟科和藜科)以及温暖季节生长的草中[8]。
土壤碳酸盐中δ18O((18O/16O)样品/(18O/16O)标准－1)值与当地降水量中δ18O值组成存在较好的相关性，两者间有公式表示:δ18OH2O=－1.361+0.955δ18OCaCO3(r=0.98)[9]但这种相关性会受季节变化蒸发作用或水渗透性能的不同的影响。