3500年來祁連山中段天鵝湖巖芯記錄的沉積環(huán)境變化

閆天龍，王振亭，賀建橋，黃小忠，夏敦勝，王宗禮

1.蘭州大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院西部環(huán)境教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，蘭州 730000

2.中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院，蘭州 730000

0 引言

湖泊沉積物具有連續(xù)性、高分辨率以及對氣候響應(yīng)敏感的特性，使它在恢復(fù)各種短時(shí)間尺度的氣候和環(huán)境演化系列上具有其它記錄無法替代的優(yōu)勢[1]。上世紀(jì)80年代以后，國內(nèi)在湖泊沉積與環(huán)境演變方面所涉及的研究范圍不斷擴(kuò)大，內(nèi)容也日益豐富[2]。空間上既包括中國東部季風(fēng)區(qū)[3-7]，也包括西風(fēng)影響區(qū)[8-10]和青藏高原[11-14]等地區(qū)，時(shí)間上進(jìn)行萬年[5,11]、千年[7-8,12]、百年[9]及年代際[15]等不同時(shí)間尺度研究。目前，不同時(shí)間尺度下，更加強(qiáng)調(diào)高分辨率、多環(huán)境指標(biāo)的綜合研究[16-17]，基于湖泊研究結(jié)果的多區(qū)域?qū)Ρ热找媸艿街匾昜18-20]。

青藏高原東北部處于中緯度西風(fēng)環(huán)流和亞洲夏季風(fēng)交匯區(qū)，對氣候變化響應(yīng)敏感[21]。晚全新世以來青藏高原東北部氣候環(huán)境變化的研究主要來自湖泊[22-25]、冰芯[26-27]、樹輪[28-30]等的記錄，并詳細(xì)討論了中世紀(jì)暖期(MWP)、小冰期(LIA)和現(xiàn)代增溫期(CWP)等時(shí)期的氣候變化特征和地質(zhì)歷史時(shí)期的環(huán)境演替過程。已有的研究表明，中世紀(jì)暖期發(fā)生時(shí)間大致為9～14世紀(jì)[31-32]，小冰期大致為15～19世紀(jì)[33-34]，其中1 500～1 700 AD是大多數(shù)地區(qū)小冰期的主要階段[35]。中世紀(jì)暖期和小冰期開始和結(jié)束時(shí)間因地域、代用指標(biāo)、測年手段等因素不同而各有差異[36]，雖然對中世紀(jì)暖期、小冰期溫度變化模式的認(rèn)識(shí)基本一致，但青藏高原東北部晚全新世以來的干濕變化模式仍存在爭議。Chenetal.[37]基于介形蟲重建了蘇干湖的鹽度變化，認(rèn)為1 000年來蘇干湖是冷濕、暖干的氣候組合模式。然而，Liuetal.[22]利用長鏈烯酮重建了青海湖的溫度和鹽度變化，指出晚全新世以來青海湖是冷干、暖濕的氣候組合模式。因此，開展高分辨率氣候環(huán)境變化記錄對比研究，對于理解青藏高原東北部的氣候環(huán)境演化特征極為重要。天鵝湖是祁連山中段典型的高山全封閉湖泊，人為擾動(dòng)小，對氣候變化響應(yīng)敏感，可以有效地記錄區(qū)域氣候環(huán)境變化。通過沉積巖芯多指標(biāo)分析，探討3 500年以來環(huán)境變化特征，為區(qū)域氣候環(huán)境變化研究提供一定的參考依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

圖1 天鵝湖地理位置及湖盆概況(底圖來源于國家測繪地理信息局)Fig.1 The position of the TE Lake and the situation of the lake basin

表1 天鵝湖水及泉水水化學(xué)性質(zhì)(單位：mg/L )Table 1 Chemical characteristics of lake water and springs(units：mg/L)

2 樣品采集與實(shí)驗(yàn)方法

2.1 巖芯地層特征

采用奧地利平臺(tái)鉆(UWITEC Sediment Corer)于2015年1月在天鵝湖1號(hào)湖泊中心水域14.18 m處鉆取得到7.9 m的TEB孔巖芯。根據(jù)沉積物的結(jié)構(gòu)、顏色、動(dòng)植物特征，整個(gè)沉積巖芯存在四次不同階段(圖2)：0～0.55 m為深褐色淤泥，其間偶見殼體類生物殘?bào)w；0.56～1.55 m為灰褐色湖相沉積物，中間夾雜著大量的鈣結(jié)核和藻類殘?bào)w；1.56～5.6 m為深褐色淤泥，分布有多個(gè)沙質(zhì)互層，同時(shí)沙層中出現(xiàn)大量陸源植物殘?bào)w；5.61～7.9 m為灰褐色沉積物，同樣存在大量的植物鈣結(jié)核。

圖2 天鵝湖TEB孔巖芯地層特征Fig.2 The lithological characteristics of Core TEB in TE Lake

2.2 實(shí)驗(yàn)方法

沉積巖芯樣品在實(shí)驗(yàn)室按照1 cm/樣間隔進(jìn)行分取，并使用冷凍干燥儀進(jìn)行真空凍干處理。元素含量利用X射線熒光光譜(XRF)巖芯掃描儀對巖芯孔進(jìn)行掃描，以2 mm為間隔，單位以計(jì)數(shù)率(count per second, cps)表示；碳酸鹽以1 cm間隔在950 ℃下通過燒失法(Loss on ignition, LOI)獲得，具體方法按照Dean(1974)[38]的步驟進(jìn)行；礦物分析利用X射線衍射法(XRD)以10 cm間隔獲得；總有機(jī)碳(TOC)及總氮(TN)利用元素分析儀(VarioEL Cube, Elementar Analysensysteme GmbH, Germany)以5 cm間隔測定；TEB孔共計(jì)挑選出各類殘?bào)w90個(gè)，選取可靠的陸源植物大化石進(jìn)行AMS14C年代測試。大塊的植物殘?bào)w樣品用手術(shù)刀切割成2～3 mm條塊，使用酸—堿—酸方法處理[39]后，由北京大學(xué)加速器質(zhì)譜實(shí)驗(yàn)室完成年代測試。年代結(jié)果日歷年校正使用Calib 6.01程序，使用1 σ誤差范圍(68.2%)取值。

3 結(jié)果與討論

3.1 年代框架

湖泊沉積巖芯總長為7.9 m，但6.2～7.9 m缺少可靠的定年材料，無法建立高分辨率年代框架，因而本文僅對6.21 m以上部位進(jìn)行分析。6.21 m以上部位共計(jì)挑選出各類殘?bào)w77個(gè)，選取10個(gè)木本類陸源植物殘?bào)w進(jìn)行測年(圖3)，可以避免“碳庫效應(yīng)”的影響[40]。年代結(jié)果如表2所示，底部6.2 m和6.21 m處的年代分別為3 585 B.P.和3 484 B.P.。利用已有年代結(jié)果對TEB孔沉積巖芯沉積速率進(jìn)行了計(jì)算，并根據(jù)沉積速率對各個(gè)沉積層位進(jìn)行線性內(nèi)插，獲取整個(gè)沉積巖芯不同沉積層位的年代結(jié)果(圖4)。整個(gè)巖芯平均沉積速率為0.175 cm/a，1 cm取樣對應(yīng)的平均分辨率為5.7年。

表2 天鵝湖TEB孔巖芯AMS 14C測年結(jié)果Table 2 The results of radiocarbon AMS 14C dating of TEB core

圖3 天鵝湖TEB孔有代表性的陸源植物殘?bào)wFig.3 The typical terrestrial plant residues of Core TEB in TE Lake

圖4 天鵝湖TEB孔年代模型及沉積速率變化特征Fig.4 The age model and sedimentation rates of Core TEB

3.2 環(huán)境代用指標(biāo)

元素按照水遷移系數(shù)大小分為易遷移元素和弱遷移元素，易遷移元素包括Ca、Sr等堿土類元素，弱遷移元素包括Fe、Al、Ti、Rb等金屬元素和Si等非金屬元素[41]。湖泊沉積物中各元素主要來自于湖泊流域內(nèi)巖石和土壤風(fēng)化物、人類活動(dòng)排放物及大氣沉降物等[42]。對于人類活動(dòng)干擾小且封閉的天鵝湖來說，沉積巖芯中元素主要來源于湖盆母巖風(fēng)化形成的碎屑物質(zhì)，上述弱遷移元素彼此相關(guān)性較好且大量賦存于這些碎屑物質(zhì)中。Ca、Sr元素與上述弱遷移元素呈現(xiàn)明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖5)，且Ca、Sr元素兩者之間相關(guān)性較好，反映易遷移元素與弱遷移元素之間不同的輸入來源，初步推斷天鵝湖弱遷移元素主要來源于陸源碎屑輸入，易遷移元素來源于地下水輸入。

天鵝湖TOC和TN含量變化較為一致(圖6a，b)，均值分別為1.77%、0.15%。湖泊有機(jī)質(zhì)含量主要取決于陸源有機(jī)質(zhì)補(bǔ)給量和自生生物生產(chǎn)率[43]。前人研究認(rèn)為[44-45]，C/N值可以反映有機(jī)質(zhì)來源，該比值小于10和大于20分別代表水生和陸生來源。天鵝湖C/N均值為12.41%，表明湖泊有機(jī)質(zhì)來源于自生和陸源混合輸入過程。湖區(qū)降水增多，一方面導(dǎo)致湖泊植物大量發(fā)育，TOC含量上升；另一方面，地表徑流也可以帶入更多的陸源有機(jī)質(zhì)[21,43]。因此，天鵝湖沉積巖芯中TOC含量可以反映湖區(qū)降水量的變化。

湖泊沉積物中碳酸鹽主要來源于湖泊自生和外部物源輸入[46]。已有研究表明[1,47]，碳酸鹽礦物成分中方解石和文石主要來源于湖泊自生，而白云石主要受外來物源影響。對天鵝湖湖盆內(nèi)風(fēng)化殼的礦物成分分析后發(fā)現(xiàn)不含碳酸鹽類礦物，且沉積巖芯碳酸鹽礦物形式主要為方解石(圖6c)，在碳酸鹽含量較高的沉積層位只出現(xiàn)極為少量的白云石，因而初步推斷，沉積巖芯碳酸鹽主要為自生成因。天鵝湖湖盆由石炭紀(jì)灰?guī)r和白堊紀(jì)砂質(zhì)礫巖組成， 對湖泊補(bǔ)給的泉水露頭位于石炭紀(jì)灰?guī)r互層上，如圖1所示。地下水中富含的Ca2+不斷補(bǔ)給湖水，并控制湖泊中碳酸鹽的沉淀。同時(shí)，天鵝湖湖盆補(bǔ)給區(qū)域較小，降水主要以坡面漫流和地表徑流方式對湖泊補(bǔ)給，結(jié)合沉積巖芯元素分析結(jié)果，認(rèn)為天鵝湖沉積巖芯碳酸鹽含量主要反映的是地下水補(bǔ)給量的變化。區(qū)域降水增加可以導(dǎo)致地下水補(bǔ)給量增多，從而輸入更多的Ca2+形成碳酸鹽，所以碳酸鹽的高值指示降水增多，低值指示降水減少。

圖5 天鵝湖TEB孔元素含量Fig.5 The content of elements of Core TEB in TE Lake

圖6 天鵝湖TEB孔巖芯環(huán)境代用指標(biāo)變化特征Fig.6 Environmental indicators of Core TEB in TE Lake

自然界中Rb主要存在于鉀長石、云母等難風(fēng)化的礦物中，因此Rb在風(fēng)化過程中大部分殘留在原地；而Sr賦存于斜長石、碳酸鹽等易風(fēng)化的礦物中，Sr在風(fēng)化過程中易被遷移和淋失[48]。風(fēng)化作用增強(qiáng)時(shí)，更多的易遷移元素Sr進(jìn)入湖泊，而大部分弱遷移元素Rb殘留在原地。因此，湖泊沉積巖芯中Rb/Sr值低指示較強(qiáng)的化學(xué)風(fēng)化作用，反之，比值高指示較弱的化學(xué)風(fēng)化作用[7,49-50]。Rb/Sr值與指示降水量的TOC含量及碳酸鹽含量始終呈負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖6f)，指示天鵝湖區(qū)化學(xué)風(fēng)化強(qiáng)度的改變主要受控于降水量的變化。

3.3 3 500年來天鵝湖沉積環(huán)境變化

根據(jù)天鵝湖沉積巖芯TOC含量、碳酸鹽含量、礦物成分、元素相對含量及巖性特征等指標(biāo)的綜合分析，3 500年以來天鵝湖沉積環(huán)境經(jīng)歷了8次明顯的干、濕變化(圖6)。

(1) 1 440～1 260 BC(6.1～5.83 m)：該時(shí)段位于灰褐色湖相沉積層內(nèi)，碳酸鹽含量在進(jìn)入新冰期后首次出現(xiàn)持續(xù)180年的高值，最高可達(dá)43.5%。該時(shí)期內(nèi)TOC相對含量增加，湖泊生產(chǎn)率提高，同時(shí)Rb/Sr比值顯示研究區(qū)化學(xué)風(fēng)化強(qiáng)度增加，反映出相對濕潤的沉積環(huán)境。

(2) 1 120 ～750 BC(5.81～5.62 m)：該時(shí)期沉積巖芯同樣為灰褐色湖相沉積物，碳酸鹽含量的峰值相比于前期較低，最高為38.4%，但持續(xù)時(shí)間長達(dá)370年，指示一次長期的濕潤期，該濕潤的沉積環(huán)境得到來自TOC含量和Rb/Sr值的支持。期間在940 ～830 BC碳酸鹽含量出現(xiàn)一次明顯的下降，指示湖區(qū)濕度降低，該次干旱事件在TOC含量和Rb/Sr值中也有反映。750 BC后，湖泊沉積巖芯為深褐色淤泥，碳酸鹽含量下降，進(jìn)入相對穩(wěn)定的干旱期。

(3) 240 ～120 BC(5.36～5.29 m)：該濕潤期持續(xù)時(shí)間較短，但碳酸鹽含量的峰值與1 440～1 260 BC相當(dāng)，高值處達(dá)41.3%。與前兩次濕潤期相比，240 ～120 BC期間的降水具有快速變化的特征。同時(shí)，方解石含量在該時(shí)間段內(nèi)表現(xiàn)為明顯的高值，結(jié)合較高的TOC含量和較低的Rb/Sr值，共同指示湖區(qū)濕潤的沉積環(huán)境。

(4) 200～260 AD(4.91～4.83 m)：碳酸鹽含量再次升高，最高為26.1%。這次短時(shí)間的濕潤期內(nèi)TOC含量升高，Rb/Sr值下降，同樣指示湖區(qū)降水較多。該時(shí)期內(nèi)方解石含量并沒有出現(xiàn)高值，可能原因是降水相對較少，導(dǎo)致地下水補(bǔ)給量有限，帶入湖泊中的Ca2+較少，沒有形成方解石沉淀的條件。

(5) 690～720 AD(4.29～4.25 m)：碳酸鹽含量出現(xiàn)為期30年的高值，峰值處為23%，該時(shí)期內(nèi)TOC含量明顯升高，Rb/Sr值較低，指示湖區(qū)降水較多。隨后在720～1 300 AD(4.25～2.56 m)，湖泊沉積巖芯為深褐色淤泥，該時(shí)期對應(yīng)于中世紀(jì)暖期，沉積巖芯中碳酸鹽和TOC含量處于穩(wěn)定的低值，反映湖區(qū)降水整體較少。同時(shí)，Rb/Sr值高也反映較弱的化學(xué)風(fēng)化強(qiáng)度，湖區(qū)氣候特征為暖干。碳酸鹽含量、TOC含量和Rb/Sr值變化整體較為穩(wěn)定，顯示湖區(qū)在中世紀(jì)暖期相對穩(wěn)定的氣候條件。

(6) 1 300～1 330 AD(2.56～2.46 m)：碳酸鹽含量出現(xiàn)微弱地上升，最高為18.9%，湖區(qū)降水表現(xiàn)少量的增加，TOC含量沒有升高同樣反映了湖區(qū)濕度不大。該時(shí)段Rb/Sr值降低，記錄了相對較強(qiáng)的化學(xué)風(fēng)化強(qiáng)度。該時(shí)期對應(yīng)于前人研究認(rèn)為的小冰期開始階段[51]，湖區(qū)氣候特征為冷濕。

(7) 1 600～1 730 AD(1.55～0.61 m)：湖泊沉積巖芯再次表現(xiàn)為灰褐色湖相沉積，該時(shí)段最明顯的特征是碳酸鹽含量和TOC含量達(dá)到3500年來最高值，分別為45.9%和8.4%，出現(xiàn)一次為期130年降水增多的時(shí)期。Rb/Sr值也達(dá)到最低值，反映湖區(qū)強(qiáng)的化學(xué)風(fēng)化作用。

(8) 1 850～1 950 AD(0.23～0.1 m)：碳酸鹽含量及TOC含量再次升高，碳酸鹽最高值為27.5%，Rb/Sr值降低，顯示湖區(qū)降水增多，該濕潤期的濕潤程度不及1 600～1 730 AD但高于1 300～1 330 AD。隨后進(jìn)入現(xiàn)代增溫期，碳酸鹽和TOC含量降低，Rb/Sr值升高，反映湖區(qū)降水量下降，化學(xué)風(fēng)化強(qiáng)度減弱，表現(xiàn)為暖干的氣候特征?，F(xiàn)代增溫期與中世紀(jì)暖期相比，碳酸鹽含量和TOC含量相對較高，反映現(xiàn)代增溫期湖區(qū)濕度高于中世紀(jì)暖期，該結(jié)果與來自青藏高原北部尕海及蘇干湖的記錄一致[25]。

小冰期到來之前，碳酸鹽含量峰值出現(xiàn)的頻次和變化幅度總體呈減少和降低的趨勢，反映湖區(qū)降水逐漸減少。尤其在720～1 300 AD(4.25～2.56 m)，對應(yīng)于中世紀(jì)暖期，湖區(qū)處于穩(wěn)定的暖干氣候條件。根據(jù)天鵝湖多指標(biāo)分析，小冰期共出現(xiàn)三次降水增多的時(shí)期，分別是1 300～1 330 AD、1 600～1 730 AD、1 850～1 950 AD，尤其是1 600～1 730 AD，碳酸鹽含量顯著上升，處于小冰期內(nèi)最高值，是小冰期降水最多的時(shí)期，該時(shí)期與姚檀棟等[52]利用古里雅冰芯記錄的小冰期最盛期時(shí)間一致。同時(shí)，相比于中世紀(jì)暖期而言，天鵝湖記錄的小冰期干濕波動(dòng)較大。基于介形蟲重建的蘇干湖鹽度變化[37]和樹輪重建的青藏高原東北部降水[53]同樣記錄了小冰期不穩(wěn)定的氣候特征。Chenetal.[18-19]綜合多指標(biāo)重建的濕度記錄結(jié)果表明，西風(fēng)影響區(qū)小冰期氣候特征在百年尺度上為冷濕，而東部季風(fēng)影響區(qū)小冰期氣候特征為冷干。位于祁連山中段的天鵝湖地區(qū)，晚全新世以來氣候變化受西風(fēng)環(huán)流驅(qū)動(dòng)，呈現(xiàn)暖干、冷濕的沉積環(huán)境特征。

前人研究認(rèn)為[21]，西風(fēng)活動(dòng)增強(qiáng)時(shí)期，更多的北大西洋水汽能夠進(jìn)入中東亞干旱區(qū)，導(dǎo)致該區(qū)域降水明顯增多[18-19]，西風(fēng)的不穩(wěn)定影響湖區(qū)降水量的變化。同時(shí)，歷史時(shí)期較低的氣溫能夠降低蒸發(fā)強(qiáng)度，而使得區(qū)域有效濕度相對增加[54]。另外，天鵝湖位于七一冰川山前，湖泊沉積巖芯記錄的干、濕等沉積環(huán)境變化可能受到冰川活動(dòng)的影響，具體的響應(yīng)機(jī)制有待進(jìn)一步研究。

4 結(jié)論

天鵝湖是以地下泉水補(bǔ)給為主的高山湖泊，碳酸鹽含量變化主要受控于地下水補(bǔ)給量，可以高分辨率敏感地記錄區(qū)域降水變化。根據(jù)天鵝湖沉積巖芯TOC含量、碳酸鹽含量、元素相對含量、礦物成分及巖性特征等指標(biāo)的綜合分析，3 500年以來天鵝湖沉積環(huán)境經(jīng)歷了8次明顯的干、濕變化，濕潤期分別為1 440～1 260 BC、1 120～750 BC、240～120 BC、200～260 AD、690～720 AD、1 300～1 330 AD、1 600～1 730 AD及1 850～1 950 AD。小冰期到來之前(1 534～1 300 AD)，碳酸鹽含量峰值出現(xiàn)的頻次和變化幅度總體呈減少和降低的趨勢，反映湖區(qū)降水逐漸減少，尤其是中世紀(jì)暖期(720～1 300 AD)，是3 500年來最干旱的時(shí)期。小冰期開始于1 300 AD，出現(xiàn)三次降水較多時(shí)期，期間在1 600～1 730 AD是小冰期最盛期。受西風(fēng)環(huán)流影響，天鵝湖記錄的中世紀(jì)暖期與小冰期分別是暖干、冷濕的氣候組合模式，該湖反映的小冰期氣候相比于中世紀(jì)暖期更加不穩(wěn)定?，F(xiàn)代增溫期與中世紀(jì)暖期相比，碳酸鹽含量和TOC含量相對較高，反映現(xiàn)代增溫期湖區(qū)濕度高于中世紀(jì)暖期。另外，天鵝湖沉積巖芯中由Rb/Sr值反映的湖區(qū)化學(xué)風(fēng)化強(qiáng)度的改變主要受控于降水量的變化。

致謝 蘭州大學(xué)王強(qiáng)博士參與巖芯元素掃描，在此表示感謝。

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