張小龍，徐柏青，李久樂，謝 營，高少鵬，王 茉

（1.中國科學(xué)院青藏高原研究所，北京 100085；2.中國科學(xué)院青藏高原環(huán)境變化與地表過程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100085；3.中國科學(xué)院研究生院，北京 100049）

0 引 言

湖泊是大氣圈、生物圈和陸地水圈相互作用的聯(lián)結(jié)點(diǎn)［1］，其形成與消失、收縮與擴(kuò)張及其內(nèi)、外生物組合種群的變動(dòng)，受區(qū)域性大范圍尺度的溫濕條件變化的影響，而上述變化均被連續(xù)地、最大限度地保存在湖泊沉積物中［2］。因此，湖泊沉積物可作為揭示歷史時(shí)期區(qū)域乃至全球性氣候環(huán)境變化的良好研究介質(zhì)［3－4］。近幾十年來，通過分析湖泊沉積物中有機(jī)、無機(jī)地球化學(xué)指標(biāo)的變化特征，進(jìn)而反演歷史時(shí)期區(qū)域性氣候環(huán)境變化狀況的方法，已成為古氣候環(huán)境變化研究的重要手段之一［5－10］。

青藏高原是氣候環(huán)境變化的敏感區(qū)［11］，其自身氣候環(huán)境變化是區(qū)域或全球氣候環(huán)境變化的敏感指示器，并起著重要的反饋?zhàn)饔茫?2－13］。目前對(duì)青藏高原歷史時(shí)期氣候環(huán)境變化的研究多以冰芯［14－16］、樹輪［17－19］、湖芯［4，5，7，20－23］為研究介質(zhì)。研究區(qū)域主要集中在高原西北部、東北部以及偏東南區(qū)域，較少涉及高原西南部及其腹地地區(qū)［24－25］。研究時(shí)間尺度也多以長時(shí)間尺度為主，短時(shí)間尺度的精細(xì)研究相對(duì)較少［25］。近年來，隨著全球氣候環(huán)境變化研究的深入，青藏高原地區(qū)短時(shí)間尺度、較高分辨率的氣候環(huán)境變化研究越來越受到重視［25－26］。在青藏高原西南部腹地非冰川地區(qū)，由于受特殊自然地理?xiàng)l件的限制，地面觀測(cè)資料及歷史記錄缺乏［24，26］，短時(shí)間尺度、較高分辨率氣候環(huán)境變化的恢復(fù)受到很大制約。因此，筆者以該地區(qū)分布的內(nèi)流湖塔若錯(cuò)為研究對(duì)象，通過對(duì)其沉積物中多項(xiàng)氣候環(huán)境指標(biāo)的綜合對(duì)比分析，從整體上揭示近幾個(gè)世紀(jì)以來湖區(qū)周邊區(qū)域性高分辨率氣候環(huán)境變化，為重建歷史時(shí)期區(qū)域性氣候環(huán)境變化特征及探討青藏高原古氣候環(huán)境變化特征與機(jī)制提供科學(xué)依據(jù)。

1 材料與方法

塔若錯(cuò)（31°03′N～31°12′N，83°55′E～84°20′E）位于青藏高原西南部岡底斯山北麓（圖1），是一個(gè)半封閉型高原湖泊。湖面海拔4 566.0m，湖泊呈東西向延伸，面積約486.6km2，流域面積約6 929.4km2，湖泊補(bǔ)給系數(shù)14.2。湖水主要依賴河水和地下水補(bǔ)給，入湖河流有19條，其中以南面的畢多藏布最大，長約176.0km，流域面積約5 186.0km2。這些河流除局部高山附近有較大的冰雪融水匯入外，主要靠降水和地下水補(bǔ)給。湖水出流經(jīng)東北角谷地（埡口海拔4 568.0m）入獨(dú)曲，后轉(zhuǎn)注腳布曲，最終注入扎布耶茶卡［27－28］。

該湖區(qū)位于西南季風(fēng)控制區(qū)，屬羌塘高寒草原半干旱氣候，年均氣溫0℃～2℃，年降水量200mm左右，降水大多集中在6～9月［27－28］。該流域主要植被類型為高山草甸、高山草原、山地草原以及湖盆河谷隱域草甸，分別以小嵩草（Kobresua pygmaea）、紫花針茅（Stipapurpurea）、三角草（Trikeraia hookeri）和藏北嵩草（Kobresia littledlei）為主［29］。湖泊中水生植物主要為沉水植物，以篦齒眼子菜（Potamogeton pectinatus）、絲葉眼子菜（Potamogeton filiformis）和水毛茛（Batrathium bungei）為主［30］。該流域出露巖層以全新統(tǒng)、上新統(tǒng)、古新統(tǒng)—始新統(tǒng)和上侏羅統(tǒng)—下白堊統(tǒng)地層為主，巖性分布主要以泥巖、粉砂巖、砂礫巖、海相碎屑巖、含硅質(zhì)泥巖以及泥灰?guī)r等為主，風(fēng)化程度較弱［31］。

圖1 塔若錯(cuò)地理位置及部分湖區(qū)水下地形與采樣點(diǎn)位置Fig.1 Location of Taro Co and the bathymetric lines of partly Taro Co and the coring site

2010年9月7日，由中國科學(xué)院青藏高原研究所組織的中德野外考察隊(duì)在塔若錯(cuò)湖區(qū)偏西位置（31°07.012′N，83°59.959′E，圖1）水深約90m處，采用重力采樣器獲取了長34cm的湖芯樣品。湖芯從水巖界面到底部是連續(xù)的，湖芯柱樣通體為黑色的泥，分層不明顯。湖芯自湖中提出后，現(xiàn)場(chǎng)沿垂直方向從水巖界面到湖芯底部按1cm間隔連續(xù)進(jìn)行分樣，放入潔凈的聚乙烯自封袋中密封保存，后帶回北京置于冰柜中冷藏，以待實(shí)驗(yàn)室內(nèi)各項(xiàng)指標(biāo)的分析測(cè)定。其中，總氮含量（TN）測(cè)定是在北京林業(yè)大學(xué)森林生態(tài)與培育重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成的，其他測(cè)定工作均在中國科學(xué)院青藏高原研究所青藏高原環(huán)境變化與地表過程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。

各指標(biāo)的具體測(cè)定過程描述如下：采用GWL－120－15型實(shí)驗(yàn)室井型高純鍺伽瑪譜儀（美國ORTEC公司生產(chǎn)）對(duì)該湖芯上部14cm序列樣品進(jìn)行了過剩210Pb和137Cs質(zhì)量活度的測(cè)定，以用于湖芯年代序列的建立。實(shí)際測(cè)定前，將每個(gè)湖芯樣品冷凍抽干后，研磨至粒徑為0.071mm，裝于7mL聚乙烯離心管中，精確稱其質(zhì)量，用帕拉膠密封靜置1個(gè)月后進(jìn)行測(cè)樣。樣品測(cè)定過程中，每個(gè)樣品的測(cè)定時(shí)間均為80 000s。儀器測(cè)定標(biāo)準(zhǔn)源樣品由中國原子能研究院制作。

沉積物微量元素含量（質(zhì)量分?jǐn)?shù)）采用電感耦合等離子質(zhì)譜儀（X－7series）進(jìn)行測(cè)定。首先將冷凍干燥后的樣品采用酸消解法進(jìn)行溶解，具體消解步驟見文獻(xiàn)［32］；然后上機(jī)進(jìn)行微量元素含量測(cè)定。實(shí)驗(yàn)室儀器對(duì)該湖芯樣品微量元素含量的測(cè)量相對(duì)標(biāo)準(zhǔn)偏差（RSD）均小于5%。

沉積物總有機(jī)碳含量（TOC）和無機(jī)碳含量（IC）采用島津公司出產(chǎn)的TOC－VCPH儀器進(jìn)行測(cè)定。測(cè)量過程中分別先測(cè)定每個(gè)樣品的總碳含量（TC）和IC，然后采用差減法獲得樣品的TOC。實(shí)驗(yàn)室儀器對(duì)該湖芯樣品TC和IC的測(cè)定誤差分別小于2%和3%。

TN采用凱氏定氮法進(jìn)行測(cè)定。方法為每個(gè)樣品稱取500mg于250mL消化管中，加入5mL濃硫酸和催化劑，于300℃消煮爐上消煮3～4h至消化管內(nèi)液體為乳白色或藍(lán)綠色，冷卻后在半自動(dòng)凱氏定氮儀上滴定，然后根據(jù)酸耗量和樣品質(zhì)量就可得到TN。碳氮比為TOC與TN的比值。實(shí)驗(yàn)室內(nèi)該湖芯樣品TN的分析誤差小于0.1%。

生物標(biāo)志物采用Polaris－Q GC／MS測(cè)量，用特征碎片離子和相對(duì)保留時(shí)間定性，用標(biāo)準(zhǔn)曲線法定量。前期將樣品冷凍干燥，研磨至粒徑為0.071mm。采用索氏抽提法提取其中的可溶有機(jī)物，溶劑為二氯甲烷和甲醇（體積比為10∶1），抽提72h，在抽提過程中溫度保持在55℃左右，以保證回流次數(shù)每小時(shí)不低于10次，并且抽提過程中用純銅片對(duì)抽提后溶液進(jìn)行脫硫處理。抽提得到的溶液經(jīng)氮?dú)饫鋮s濃縮后，采用柱層析法分離，采用的層析溶劑依次為80mL正己烷、60mL氯仿和40mL甲醇，從而分別得到正構(gòu)烷烴、芳烴和極性組分溶液。將層析所得正構(gòu)烷烴溶液用柔和氮?dú)饬鞔蹈?，而后定容?00μL，用Polaris－Q GC／MS對(duì)其各組分含量進(jìn)行測(cè)定。

2 結(jié)果與討論

2.1 湖芯年代序列的建立

短時(shí)間尺度湖泊沉積物定年多采用過剩210Pb和137Cs計(jì)年法［33－34］。依據(jù)過剩210Pb計(jì)年的模型主要有：CRS（恒定補(bǔ)給速率）模型［20－21］和CIC（恒定初始濃度）模型［35－36］。其中，CRS模型假定沉積物中過剩210Pb的輸入通量是恒定的，適用于沉積速率不穩(wěn)定的序列；而CIC模型則假定沉積物中過剩210Pb的初始濃度是恒定的，適用于沉積速率較為穩(wěn)定的序列。137Cs是一種從20世紀(jì)50年代開始的核試驗(yàn)的人工核素，其強(qiáng)度初始值與峰值所出現(xiàn)年份（如1953、1963、1975、1986年）可以作為時(shí)標(biāo)點(diǎn)對(duì)所測(cè)沉積物年代進(jìn)行驗(yàn)證［33，37－38］，使所測(cè)沉積物年代更加準(zhǔn)確。

考慮到沉積速率可能發(fā)生變化，塔若錯(cuò)湖泊沉積物定年采用CRS模型。圖2表明，塔若錯(cuò)上部14cm沉積序列的過剩210Pb質(zhì)量活度基本呈指數(shù)衰減規(guī)律，并且137Cs質(zhì)量活度也具有明顯的峰值。依據(jù)CRS模型算得塔若錯(cuò)湖泊沉積物平均沉積速率為0.11cm／年；在與137Cs時(shí)標(biāo)點(diǎn)1953年（6.5cm深處）、1963年（5.5cm深處）、1975年（3.5cm深處）和1986年（2.5cm深處）相對(duì)應(yīng)深度處的CRS年份分別為1955、1963、1975、1983年（圖2）。兩者差別較小，表明采用CRS模型計(jì)算所得沉積物的平均沉積速率對(duì)塔若錯(cuò)湖泊沉積序列的年代進(jìn)行重建是可行的。根據(jù)沉積物樣品的平均沉積速率和柱子長度，獲得塔若錯(cuò)34cm湖芯約300年的連續(xù)沉積序列（1705～2005年）。

圖2 塔若錯(cuò)湖芯中過剩210Pb和137Cs質(zhì)量活度隨深度變化曲線Fig.2 Depth profiles of mass activities of the excessive 210Pb and 137Cs in sediment core from Taro Co

2.2 塔若錯(cuò)湖芯中各指標(biāo)氣候環(huán)境指示意義

2.2.1 TOC、TN、碳氮比和IC

湖泊沉積物中總有機(jī)碳來源可分為兩部分：一是自身內(nèi)部輸入，主要以水生生物貢獻(xiàn)為主；二是外源輸入，主要以流域內(nèi)陸生植物的貢獻(xiàn)為主［20］。TN則基本反映湖泊自身的營養(yǎng)狀況?；赥N對(duì)水生生物營養(yǎng)的限制，湖泊沉積物碳氮比則可以較好地反映沉積物中有機(jī)碳的來源。通常菌藻類植物的碳氮比為4～10，而陸源脈管植物的碳氮比則在20以上［39］。筆者所研究塔若錯(cuò)湖泊沉積物的碳氮比為8～10（圖3），說明塔若錯(cuò)沉積物中TOC以內(nèi)源輸入為主。因此，塔若錯(cuò)湖泊沉積物中TOC應(yīng)主要受湖泊內(nèi)部生產(chǎn)力的影響。另一方面，研究還表明，當(dāng)流域內(nèi)降水增加或溫度升高時(shí)，湖泊周邊陸生植被發(fā)育較好，湖泊內(nèi)部的生產(chǎn)力也較高；當(dāng)流域內(nèi)降水減少或溫度降低時(shí)，流域內(nèi)陸生植被發(fā)育較差，湖泊內(nèi)部的生產(chǎn)力也降低［40－41］。由此可見，塔若錯(cuò)湖泊沉積物中TOC的高低可能指示了湖區(qū)暖冷或濕干的沉積環(huán)境變化。

已有的湖泊沉積學(xué)研究表明，湖泊碳酸鹽沉積與氣候環(huán)境變化密切相關(guān)［42－43］。一般認(rèn)為，湖泊沉積物中碳酸鹽含量受控于湖水的咸淡變化（鹽度變化）情況，而后者取決于湖區(qū)環(huán)境的干濕變化狀況。因此，碳酸鹽含量可間接指示湖區(qū)環(huán)境的干濕變化，即當(dāng)湖泊流域環(huán)境較為干旱時(shí)，蒸發(fā)強(qiáng)烈，湖水咸化，湖水中CO2－3、SO2－4等離子的濃度升高，碳酸鹽析出增多，湖泊沉積碳酸鹽含量增加；反之，氣候濕潤，蒸發(fā)微弱，湖水淡化，則沉積物中碳酸鹽溶解增加，含量減?。?4－45］。研究還發(fā)現(xiàn)，采用TOC－VCPH儀器所測(cè)沉積物的IC與采用化學(xué)反應(yīng)法所得的碳酸鹽含量具有顯著正相關(guān)關(guān)系，從而可用湖泊沉積物中IC代替碳酸鹽含量間接指示湖區(qū)環(huán)境的干濕變化［46－48］。

2.2.2 微量元素含量

封閉或半封閉湖泊流域內(nèi)地表巖石或沉積物中化學(xué)元素經(jīng)物理化學(xué)風(fēng)化作用及生物地球化學(xué)作用不斷淋溶、運(yùn)移，最終在湖泊沉積物中累積。而物理化學(xué)風(fēng)化作用及生物地球化學(xué)作用的強(qiáng)弱取決于流域氣候環(huán)境變化情況。因此，湖泊沉積物元素地球化學(xué)特征便成為反映湖區(qū)古氣候環(huán)境波動(dòng)的有效指標(biāo)［45，49－51］。

塔若錯(cuò)湖芯中微量元素主要包括Li、Sc、Ti、V、Cr、Co、Ni、Cu、Zn、As、Rb、Sr、Zr、Nb、Cd、Cs、Ba、Hf、Ta、Tl、Pb、Bi、Th和U等24種元素（圖4、5）。這些元素可按其含量變化趨勢(shì)初步分為5類元素組合。其中，第1類元素組合包括Sc、Ti、V、Cr、Co、Cu、Zn、Nb、Cd、Ba、Tl、Pb、Th等13種元素，該類元素含量自湖芯底部至12cm深度處變化不大，11～12cm深度處元素含量迅速升高，11cm深處至表層元素含量則呈現(xiàn)降低趨勢(shì)；第2類元素組合主要包括Li、Ni、Sr等3種元素，該類元素含量自湖芯底部到表層，整體呈波動(dòng)中逐漸升高趨勢(shì)；第3類主要為Rb、Cs、Ta、Bi、U等5種元素的組合，該類元素含量自湖芯底部至表層，整體呈波動(dòng)中逐漸降低趨勢(shì)；第4類元素組合主要包括Zr和Hf元素，這2種元素含量自湖芯底部至21cm深度處呈現(xiàn)波動(dòng)中升高趨勢(shì)，21～20cm深度處元素含量迅速降低，20cm深處至表層元素含量則呈波動(dòng)中緩慢降低趨勢(shì)；第5類元素組合主要為As元素，該元素含量自湖芯底部至10cm深度處呈現(xiàn)波動(dòng)中急劇下降趨勢(shì)，10cm深度處至表層元素含量則呈現(xiàn)波動(dòng)中升高趨勢(shì)。

圖3 塔若錯(cuò)湖芯中各地球化學(xué)指標(biāo)隨時(shí)間變化曲線Fig.3 Time profiles of multiple geochemical indicators in sediment core from Taro Co

研究表明，采用元素含量或比值的組合變化方法重建沉積序列的氣候環(huán)境會(huì)放大其指標(biāo)對(duì)氣候環(huán)境變化的響應(yīng)，削弱各種擾動(dòng)因素的影響［3，52］。為了避免出現(xiàn)以上誤差，筆者對(duì)塔若錯(cuò)湖泊沉積物中Li、Sc、Ti、V、Cr、Co、Ni、Cu、Zn、As、Rb、Sr、Zr、Nb、Cd、Cs、Ba、Hf、Ta、Tl、Pb、Bi、Th和U等24種微量元素含量及TOC、IC值進(jìn)行多元統(tǒng)計(jì)主成分分析，選取相關(guān)系數(shù)絕對(duì)值大于0.5的變量（表1中數(shù)值為黑體部分）進(jìn)行歸納分析，以獲取準(zhǔn)確可靠的環(huán)境信息。據(jù)此方法提取了3個(gè)最重要的主成分F1、F2、F3，代表了原始數(shù)據(jù)80%以上的信息（表1）。

表1中，主成分F1的方差貢獻(xiàn)高達(dá)49.64%，其與Ba、Rb、Zn、Cu、Tl、Nb、Ti、Zr、Hf含量等具有強(qiáng)的正相關(guān)關(guān)系（相關(guān)系數(shù)大于0.5）。這些元素大致可分4類：親銅元素（如Cu、Zn、Cd、Tl、Pb）；親鐵元素（如Ti、V、Cr、Co、Ni）；共生元素（Zr和Hf）；表1中其他剩余分散或稀有元素［53］。其中，親鐵和親銅元素在表生地球化學(xué)風(fēng)化過程中易被黏土礦物吸附，而Rb、Sc等分散或稀有元素也易在黑云母、角閃石等黏土礦物中富集或被吸附，共生元素Zr和Hf在表生地球化學(xué)風(fēng)化過程中較為穩(wěn)定，多以鋯石形式賦存于較粗顆粒的陸源碎屑物中［53－54］。以上黏土礦物或陸源碎屑物多以顆粒態(tài)形式經(jīng)流域侵蝕作用帶至湖盆中沉積。而流域侵蝕作用的強(qiáng)弱與流域內(nèi)植被覆蓋程度及徑流發(fā)育程度密切相關(guān)［3，55］，而徑流發(fā)育程度又取決于流域內(nèi)降水量。因此，主成分F1在一定程度上表征了塔若錯(cuò)湖區(qū)侵蝕作用的強(qiáng)弱，其受流域內(nèi)降水量與地表植被覆蓋程度的影響。主成分F2的方差貢獻(xiàn)為23.08%，其與Li、Co、Ni、Sr含量及IC呈顯著正相關(guān)，而與As、Cs、U含量和TOC呈顯著負(fù)相關(guān)。在表生地球化學(xué)風(fēng)化過程中，湖泊流域內(nèi)地表巖石或沉積物中Li和Sr元素極易被淋失至湖泊中，在湖泊鹽度增大時(shí)，Li和Sr元素便伴隨碳酸鹽和硅酸鹽在湖泊中沉積下來，而Co和Ni元素則易被硅酸鹽吸附沉積下來［3，53］。元素As、U、Cs則極易被土壤中腐殖質(zhì)吸附，伴隨流域徑流至湖泊中累積［53］。當(dāng)湖泊流域內(nèi)環(huán)境較為干旱時(shí)，流域內(nèi)徑流發(fā)育差，湖泊鹽度增大，湖泊沉積物中碳酸鹽及Li、Sr、Co、Ni等元素含量較高，而TOC及As、Cs、U含量較低；反之亦然。因此，主成分F2主要表征了塔若錯(cuò)湖區(qū)環(huán)境的干濕狀況。主成分F3方差貢獻(xiàn)為8.01%，其與TOC呈顯著正相關(guān)，而與Zr、Hf含量呈顯著負(fù)相關(guān)。湖泊沉積物中Zr和Hf多來源于湖區(qū)陸源碎屑物質(zhì)，其含量與湖區(qū)降水量密切相關(guān)。而湖泊沉積物中TOC除與降水量有關(guān)外，還和溫度密切相關(guān)。因此，主成分F3主要表征了塔若錯(cuò)湖區(qū)環(huán)境溫度的變化狀況。

圖4 塔若錯(cuò)湖芯中Sc、Ti、V、Cr、Co、Cu、Zn、Nb、Cd、Ba、Tl、Pb含量隨深度變化曲線Fig.4 Depth profiles of the contents of Sc，Ti，V，Cr，Co，Cu，Zn，Nb，Cd，Ba，Tl and Pb in sediment core from Taro Co

2.2.3 正構(gòu)烷烴含量

分子有機(jī)地球化學(xué)研究表明，湖泊沉積物中不同生物起源的正構(gòu)烷烴在運(yùn)移和沉積過程中較大程度地保留了原有的分子結(jié)構(gòu)及生物遺存特征［56］。而且，在活的生物體中，正構(gòu)烷烴對(duì)氣候環(huán)境變化反映比較敏感，后者微弱的變化便會(huì)引起正構(gòu)烷烴分布特征、組成及含量的改變［57］。因此，湖泊沉積物中的正構(gòu)烷烴除記錄有物源信息外還有豐富的氣候環(huán)境變化信息。

通常，n－C26～n－C33長鏈正構(gòu)烷烴以n－C27、n－C29和n－C31為主峰，且具有明顯奇偶優(yōu)勢(shì)，其碳優(yōu)勢(shì)指數(shù)大于5。這類正構(gòu)烷烴主要來源于陸生高等植物［58］。以n－C21、n－C23或n－C25為主峰的中鏈正構(gòu)烷烴n－C21～n－C25主要來源于挺水、沉水或漂浮大型維管束植物［59］。其可以根據(jù)正構(gòu)烷烴參數(shù)Paq來區(qū)分具體源

陸生高等植物來源的Paq＜0.1，挺水植物來源的Paq值為0.1～0.4，而沉水或漂浮植物來源的Paq值為0.4～1［59］。以n－C15、n－C17或n－C19為主峰，無奇偶優(yōu)勢(shì)的短鏈烷烴n－C14～n－C20主要來源于浮游生物和光合細(xì)菌［60］。因此，沉積物中正構(gòu)烷烴組成可以較可靠地反映其有機(jī)質(zhì)來源。塔若錯(cuò)湖泊沉積物中正構(gòu)烷烴的Paq值為0.5～0.7（圖3），表明其主要來源于沉水或漂浮植物。由于實(shí)地湖泊考察未發(fā)現(xiàn)漂浮植物，因此塔若錯(cuò)湖泊沉積物中烷烴主要來源于沉水植物，再一次證實(shí)有機(jī)碳成分主要來自湖泊內(nèi)源。

圖5 塔若錯(cuò)湖芯中Th、Li、Ni、Sr、Rb、Cs、Ta、Bi、U、Zr、Hf、As含量隨深度變化曲線Fig.5 Depth profiles of the contents of Th，Li，Ni，Sr，Rb，Cs，Ta，Bi，U，Zr，Hf and As in sediment core from Taro Co

研究表明，干旱區(qū)湖泊沉積物中陸源正構(gòu)烷烴的富集總是與流域內(nèi)高降水量和降水強(qiáng)度有關(guān)［7］。而當(dāng)降水增加以及氣候較為濕潤時(shí)，湖泊沉積物中水生植物（尤其是沉水植物）來源的正構(gòu)烷烴輸入也增強(qiáng)［61－62］。因此，塔若錯(cuò)湖泊沉積中正構(gòu)烷烴w（n－C27）＋w（n－C29）＋w（n－C31）以及w（n－C21）＋w（n－C23）＋w（n－C25）能夠清晰地反映湖區(qū)植被與環(huán)境變化狀況。

2.3 塔若錯(cuò)湖芯記錄的近300年來氣候環(huán)境變化

在明確塔若錯(cuò)湖泊沉積物年代及各指標(biāo)的氣候環(huán)境指示意義后，將各指標(biāo)進(jìn)行綜合對(duì)比分析研究（圖3），精細(xì)地揭示了塔若錯(cuò)湖區(qū)近300年來的氣候環(huán)境變化特征。

1705～1778年塔若錯(cuò)湖芯中微量元素主成分F3處于高值階段，表明該時(shí)期塔若錯(cuò)湖區(qū)氣候溫暖，較低的主成分F2和IC則指示該時(shí)期湖區(qū)環(huán)境濕潤。較高的TOC及陸生高等植物和沉水植物來源的正構(gòu)烷烴w（n－C27）＋w（n－C29）＋w（n－C31）以及w（n－C21）＋w（n－C23）＋w（n－C25）指示該時(shí)期湖內(nèi)外生產(chǎn)力較高，湖區(qū)植被繁盛。盡管湖區(qū)植被繁盛，但是由于較高的降水量導(dǎo)致湖區(qū)侵蝕作用較強(qiáng)，湖芯中黏土礦物卻不斷累積，所以主成分F1呈現(xiàn)高值。

1778～1860年較低的主成分F3指示湖區(qū)環(huán)境溫度最低。湖芯中IC相對(duì)較低但呈現(xiàn)升高趨勢(shì)，主成分F1整體較高但呈降低趨勢(shì)，表明該時(shí)期湖區(qū)降水量雖呈現(xiàn)減少趨勢(shì)但環(huán)境依舊相對(duì)濕潤。較低的溫度導(dǎo)致植被發(fā)育受阻，湖內(nèi)外生產(chǎn)力偏低，湖泊沉積物中TOC較低。由于環(huán)境較為濕潤，流域侵蝕作用相對(duì)較強(qiáng)，湖泊沉積物中沉水植物和陸生高等植物來源的正構(gòu)烷烴w（n－C27）＋w（n－C29）＋w（n－C31）以及w（n－C21）＋w（n－C23）＋w（n－C25）輸入仍然較高。該時(shí)期湖泊沉積物所記錄的冷氣候與青藏高原地區(qū)所發(fā)生的小冰期末次冷波動(dòng)相對(duì)應(yīng)［5，15－18，21，43］。

1860年至今，主成分F3呈現(xiàn)升高趨勢(shì)，但在1924～1969年有低值波動(dòng)，表明該時(shí)期湖區(qū)氣候逐漸回暖，有冷的波動(dòng)。較低的主成分F1及呈現(xiàn)升高趨勢(shì)的較高的IC和主成分F2表明，該時(shí)期湖區(qū)環(huán)境呈現(xiàn)干旱化特點(diǎn)。值得注意的是，1969年后IC和主成分F2升高趨勢(shì)有所緩解甚至呈降低狀態(tài)，這表明1969年后湖區(qū)降水有所增加，環(huán)境干旱化有所緩解。因此，1860年后塔若錯(cuò)湖區(qū)氣候環(huán)境變化又可以分為3個(gè)亞階段。第1階段為1860～1924年，氣候的回暖導(dǎo)致湖區(qū)植被稍有發(fā)育，湖內(nèi)外生產(chǎn)力增加，沉積物中TOC較高，但由于環(huán)境較為干旱，沉積物中正構(gòu)烷烴w（n－C27）＋w（n－C29）＋w（n－C31）以及w（n－C21）＋w（n－C23）＋w（n－C25）輸入較少。后期較低的TOC及較高的主成分F1表明湖區(qū)植被覆蓋程度降低，流域侵蝕作用加強(qiáng)。第2階段為1924～1969年，該時(shí)期湖區(qū)氣候的冷波動(dòng)致使湖區(qū)植被發(fā)育暫緩，湖內(nèi)外生產(chǎn)力下降，沉積物中TOC較低，依舊干旱的環(huán)境使得沉積物中陸源植物和沉水植物正構(gòu)烷烴w（n－C27）＋w（n－C29）＋w（n－C31）以及w（n－C21）＋w（n－C23）＋w（n－C25）輸入依然較少。第3階段為1969年至今，該時(shí)期湖區(qū)氣候溫暖，環(huán)境稍有變濕趨勢(shì)，干旱化有所緩解，湖泊內(nèi)外植被逐漸發(fā)育，湖泊沉積物中TOC、陸源正構(gòu)烷烴w（n－C27）＋w（n－C29）＋w（n－C31）和沉水植物正構(gòu)烷烴w（n－C21）＋w（n－C23）＋w（n－C25）呈現(xiàn)增加趨勢(shì)。

表1 塔若錯(cuò)湖泊沉積物主成分分析結(jié)果Tab.1 Principal component analysis results of lake sediment from Taro Co

2.4 塔若錯(cuò)沉積環(huán)境序列與青藏高原其他地區(qū)環(huán)境序列的比較

將塔若錯(cuò)湖泊沉積記錄與青藏高原西昆侖山地區(qū)的古里雅冰芯記錄［63］和東北部地區(qū)的青海湖湖泊沉積記錄［21］相對(duì)比，結(jié)果見表2。

表2 塔若錯(cuò)湖泊沉積記錄與古里雅冰芯和青海湖湖泊沉積記錄對(duì)比Tab.2 Comparison of the sediment record of Taro Co with ice core of Guliya and sediment record of Qinghai Lake

從表2中可以看出，在1705～1778年塔若錯(cuò)湖泊沉積記錄該時(shí)期湖區(qū)氣候較暖，古里雅冰芯記錄和青海湖湖泊沉積記錄也都反映該時(shí)期氣候較暖。但是塔若錯(cuò)湖泊沉積記錄該暖期結(jié)束年代（由于塔若錯(cuò)1705年前無記錄，所以在此只探討結(jié)束年代）為1778年，這早于古里雅冰芯記錄的1790年，但和青海湖湖泊沉積記錄的1770年較為接近。這可能是由于分辨率和分析精度差異所引起，古里雅冰芯記錄為高分辨率的逐年記錄［63］，而青海湖湖泊沉積記錄年代分辨率為8年左右［21］，這和塔若錯(cuò)湖芯9年左右的年代分辨率較為接近。同樣，在其他冷暖時(shí)期，塔若錯(cuò)湖泊沉積記錄與古里雅冰芯記錄、青海湖湖泊沉積記錄也都有很好的一致性，但在起訖年代上塔若錯(cuò)湖泊沉積記錄與古里雅冰芯記錄差異較大而與青海湖湖泊沉積記錄差異較小。在20世紀(jì)20年代至60年代，塔若錯(cuò)湖泊沉積和青海湖湖泊沉積都記錄該時(shí)期氣候較冷，而古里雅冰芯中記錄不明顯。由于青海湖位于西南、東南和西風(fēng)交匯區(qū)而古里雅冰芯位于西風(fēng)控制區(qū)，在該時(shí)段的冷暖變化記錄上出現(xiàn)與本研究結(jié)果的一致或差異性可能是上述大氣環(huán)流引起的區(qū)域氣候環(huán)境不同造成的。

總的來說，塔若錯(cuò)湖泊沉積記錄在氣候冷暖變化上與古里雅冰芯記錄和青海湖湖泊沉積記錄具有較好的可對(duì)比性，但在氣候變化的起訖年代上存在一些差異，一方面可能與分辨率和分析精度差異有關(guān)，另一方面可能是由區(qū)域氣候環(huán)境不同造成的。

3 結(jié) 語

（1）塔若錯(cuò)湖泊沉積物中有機(jī)碳輸入以內(nèi)源為主，尤其是沉水植物的輸入?？傆袡C(jī)碳含量高低受溫度和降水的共同影響。

（2）塔若錯(cuò)湖泊沉積物中微量元素含量的主成分F1表征了湖泊流域侵蝕作用的強(qiáng)弱，以及受湖區(qū)降水量和植被覆蓋程度的影響；其主成分F2表征了湖區(qū)環(huán)境的干濕狀況；其主成分F3表征了湖區(qū)的溫度狀況。

（3）近300年來，塔若錯(cuò)湖區(qū)氣候環(huán)境變化可以分為3個(gè)明顯階段。早期為1705～1778年，該時(shí)期湖區(qū)環(huán)境氣候溫暖濕潤，植被繁盛。中期為1778～1860年，該時(shí)期為湖區(qū)小冰期階段，湖區(qū)植被發(fā)育受阻，氣候環(huán)境寒冷而濕潤。后期為1860年以來小冰期結(jié)束后偏暖干化時(shí)期，該時(shí)期又可分為3個(gè)亞階段：第1階段為1860～1924年，氣候環(huán)境稍暖且干旱，湖區(qū)植被稍有發(fā)育；第2階段為1924～1969年，該時(shí)期氣候環(huán)境呈現(xiàn)偏冷干特點(diǎn)，湖區(qū)植被發(fā)育暫緩；第3階段為1969年至今，湖區(qū)氣候回暖，環(huán)境干旱化有所緩解，植被開始逐漸發(fā)育。

（4）塔若錯(cuò)湖泊沉積記錄的氣候冷暖變化與古里雅冰芯記錄和青海湖湖泊記錄都具有較好的可對(duì)比性，但在起訖年代上存在一些差異。分析造成這種差異的可能原因是分辨率和分析精度以及區(qū)域氣候環(huán)境差異。

中國科學(xué)院青藏高原研究所王小萍副研究員及德國馬普生物地球化學(xué)研究所Gerd Gleixner、Franziska Güenther、Roman Witt在野外及湖芯樣品采集中給予了幫助，中國科學(xué)院青藏高原研究所宗繼彪、林長貴、楊瑞敏和宮曉倩碩士研究生在本文撰寫過程中給予了大力幫助，在此一并謝忱。

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