刘冰, 靳鹤龄, 孙忠, 苏志珠, 张彩霞. (2013)青藏高原东北部风成沉积微量元素揭示的全新世千年尺度气候变化* [J]. 古地理学报, 15(3): 423-433
Liu Bing, Jin Heling, Sun Zhong, Su Zhizhu, Zhang Caixia. (2013)Millennial scale climate change in the Holocene revealed by trace elements of aeolian deposits in northeastern Qinghai-Tibet Plateau[J]. Journal Of Palaeogeography, 15(3): 423-433. DOI:10.7605/gdlxb.2013.03.035  
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青藏高原东北部风成沉积微量元素揭示的全新世千年尺度气候变化*
刘冰1, 靳鹤龄1, 孙忠1, 苏志珠2, 张彩霞1
1 中国科学院寒区旱区环境与工程研究所沙漠与沙漠化重点实验室,甘肃兰州 730000
2 山西大学历史文化学院,山西太原 030006

第一作者简介:刘冰,男,1985年生,博士研究生,干旱区环境演变与气候变化专业。E-mail:liubing900426@163.com。

通讯作者简介: 靳鹤龄,男,1963年生,博士,研究员,研究方向为第四纪地质与全球变化。通讯地址:甘肃省兰州市中国科学院寒区旱区环境与工程研究所;邮编:730000。联系电话:0931-4967495;E-mail:Jinhlster@gmail.com。

收稿日期:2012-07-16
基金:*国家自然科学基金项目(编号:40971005,41271215)资助
摘要

通过对青藏高原东北部共和盆地典型古土壤—风成砂剖面的释光( OSL)年代测定和沉积物中微量元素的分析,重建了区域全新世千年尺度的气候变化过程。研究表明,除 Co、 Rb、 Sr和 Ba以外的12种微量元素所反映的气候变化规律较显著,其含量变化曲线上的峰值段对应于古土壤层而谷值段对应于风成砂层,这一现象可作为气候暖湿、冷干波动的标志;区域全新世气候变化可分为以下阶段:11.8~10.0 ka气候寒冷干燥,10.0~9.2 ka气候逐渐趋于暖湿,9.2~4.6 ka气候相对冷干,4.6~0.7 ka气候相对暖湿,0.7 ka以来气候明显寒冷干燥;区域全新世气候变化中存在8次寒冷事件,与青藏高原和北大西洋揭示的寒冷期具有明显的对应关系,表明共和盆地千年尺度的气候变化与全球气候变化具有一致性。

关键词: 共和盆地; 风成沉积; 微量元素; 气候变化; 寒冷事件
中图分类号:P595 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2013)03-0423-11
Millennial scale climate change in the Holocene revealed by trace elements of aeolian deposits in northeastern Qinghai-Tibet Plateau
Liu Bing1, Jin Heling1, Sun Zhong1, Su Zhizhu2, Zhang Caixia1
1 Key Laboratory of Desert and Desertification, Cold and Arid Regions Environmental and Engineering Research Institute,Chinese Academy of Sciences,Lanzhou 730000,Gansu
2 College of History and Culture,Shanxi University,Taiyuan 030006,Shanxi

About the corresponding author: Jin Heling,born in 1963,is a research professor at Cold and Arid Regions Environmental and Engineering Research Institute,Chinese Academy of Sciences.He is engaged in Quaternary Geology and global climate change.Tel: 0931-4967495;E-mail:jinhlster@gmail.com.

About the first author: Liu Bing,born in 1985,is doctoral candidate in Cold and Arid Regions Environmental and Engineering Research Institute,Chinese Academy of Sciences.He majors in environmental variation in arid regions and climate change.E-mail:liubing900426@163.com.

Abstract

This paper attempts to reconstruct the millennial scale climate changes in the Holocene by the characteristics of trace elements from the typical palaeosol-aeolian sand section with OSL ages in Gonghe Basin,northeastern Qinghai-Tibet Plateau.Trace elements,except for the Co,Rb,Sr and Ba,reflect the similar climatic change with their peaks(high values) in palaeosols layers while the valleys(low values)in aeolian sand layers.This phenomenon thus can be regarded as the symbol of the regional warm-wet and cold-dry changes.The regional climate was dominated by the cold and dry in 11.8-10.0,ka while warm and wet from 10.0~9.2 ka.In 9.2~4.6 ka,the climate was relatively cold-dry and relatively warm-wet between 4.6 ka and 0.7 ka.Thereafter,it gradually tended to be cold and dry again.8 cold events were recorded in Gonghe Basin during the Holocene,which are very well corresponding to the cold phases in Qinghai-Tibet Plateau and Northern Atlantic Ocean,marking the higher consistency in millennial scale climatic change between Gonghe Basin and global change.

Key words: Gonghe Basin; aeolian deposits; trace elements; climate change; cold events

中国北方干旱、半干旱地区的沙漠与沙地不仅是重要的地表景观, 也是古气候环境变化的重要指示物。围绕这一载体诸多古环境学者对地质时期尤其是全新世的古气候变化、沙漠环境演变进行了大量的研究(Li et al., 2002, 2007; Xiao et al., 2002; Lu et al., 2005, 2011; Zhou et al., 2009), 特别是沙漠地区的风成砂— 古土壤序列, 因其对气候变化反映非常敏感而备受关注。研究这些地层不仅可以了解区域自然环境的变化过程, 同时也能为全球气候变化的区域响应和认识全新世气候变化模式提供新的线索。

共和盆地不仅是低纬度季风环流和中高纬度西风环流相互作用的区域(陈发虎等, 2012), 而且也是中国沙漠/黄土过渡带和景观脆弱带的重要组成部分, 是研究气候变化中全球性事件和气候变化模式的理想区域。通过对典型地质剖面的粒度与重矿物分析, 徐叔鹰等(1982)首次提出共和盆地风成沉积的物源与驱动机制。董光荣等(1993)基于古土壤— 黄土— 风成砂沉积序列, 利用多种气候代用指标重建了晚更新世以来区域沙漠演化与气候变化的过程。高尚玉等(1993, 2001)探讨了末次冰期和全新世区域沙漠演化历史, 并分析了环境变化与气候变化的关系。此外, 还有一些学者分别利用地层沉积、磁化率、粒度、化学元素等气候代用指标对区域气候环境变化做了进一步探讨(丁同虎, 1988; 贾惠兰和李保生, 1991; 陶贞和董光荣, 1994; 靳鹤龄等, 2001)。但是, 上述研究在年代测定、气候和环境代用指标等方面存在诸多瑕疵, 对区域全新世以来千年尺度的气候变化过程也缺乏足够的认识。作者选取共和盆地中部典型的风成砂— 古土壤剖面, 通过对沉积物微量元素的地球化学分析, 结合可靠的OSL年代序列重建区域全新世千年尺度的气候变化历史, 以期藉此认识青藏高原东北部全新世气候变化规律, 并为进一步理解千年尺度的全新世气候变化机制提供科学证据。

1 研究区域与剖面特征

共和盆地(98° 46'~101° 22'E、35° 27'~36° 56'N)位于青藏高原东北部, 东邻秦岭山系的西倾山, 南部和西南部为昆仑山系的河卡山、鄂拉山及哇洪山, 北隔祁连山系的青海南山与青海湖相望, 东北为祁连山系余脉瓦里贡山、拉脊山和日月山。整个盆地平面呈东宽西窄的葫芦形, 与南北山地同以北西西— 南南东走向延伸, 海拔介于2400~3500 m之间。地表以固定、半固定沙丘为主, 并有流动沙丘、湖泊和河流分布(图 1)。受蒙古高压和青藏高原下沉气流控制为高寒干旱、半干旱大陆性气候, 年平均气温为1.0~5.2, ℃, 年降水量为311.1~402.1 mm, 年蒸发量为1528~1937 mm。自然状态下植被以高寒草原、典型草原、荒漠化草原为主, 含有部分沙地半灌丛和草甸, 土壤主要为栗钙土和棕钙土(董光荣等, 1993)。

图1 青藏高原东北部共和盆及LG(拉干)剖面位置Fig.1 Map showing locations of Gonghe Basin and LG(Lagan)section, northeastern Qinghai-Tibet Plateau

LG(拉干)剖面(图 1)位于青海共和盆地中部贵南县铁盖乡(35° 48.165'N, 100° 19.588'E, 海拔3139 m), 地表为固定— 半固定沙地。剖面厚390 cm, 由6层风成砂、3层古土壤、2层弱发育古土壤和1层生草层叠覆而成。风成砂为橙黄色、暗橙黄色、棕黄色和灰黄色细砂, 松散至紧实, 无层理, 分选中等至好; 古土壤为棕黄色、灰黄色和灰黑色细砂, 含有少量粉砂和黏土, 稍硬至坚硬, 无层理, 分选差, 含有白色菌丝体; 弱发育古土壤为棕黄色、灰黄色和灰黑色细砂, 紧实至坚硬, 无层理, 分选差; 生草层为橙黄色细砂, 松散, 无层理, 分选好, 含较多植物根系。

2 结果与分析
2.1 年代测定

剖面采集释光(OSL)年代样品7块, 由中国地质科学院水文地质环境地质研究所完成, 测年结果见表1。测年数据显示剖面底部OSL年代为11.8± 0.6 ka, 地层沉积风成细砂, 结合共和盆地达连海、茶卡盐湖以及青海湖研究结果(Shen et al., 2005; Liu et al., 2008; 程波等, 2010)认为它应对应新仙女木(Younger Dryas, YD)事件, 即剖面记录的是全新世以来气候变化的信息。

2.2 微量元素分布特征

样品采集沿剖面自上而下以5 cm 间隔进行, 共采样79块。微量元素测定由中国科学院寒区旱区环境与工程研究所沙漠与沙漠化重点实验室完成。样品及制备过程如下:首先将风干样品研磨至200目以下, 取4克样品在105 ℃下烘干并放入制样模具, 用硼酸镶边垫底, 在30 t的压力下形成镶边外径为32 mm的圆形样片, 测试仪器采用荷兰帕纳科公司生产的顺序式波长色散型X射线荧光光谱仪(型号:Axios, 采用超长尖锐陶瓷X射线光管, 功率为4 kW, 管流160 mA), 测定误差小于5%。测试对象包括16种微量元素(P、V、Cr、Mn、Co、Ni、Cu、Zn、As、Rb、Sr、Y、Zr、Nb、Ba和Pb)。

表1 LG剖面OSL测年结果及其相关参数 Table1 Results of OSL dating and related parameters for LG profile
表2 不同岩性中微量元素含量数据 Table2 Data of trace elements content in different lithologies

通过对剖面中各微量元素含量的统计和曲线变化趋势分析(表 2, 图2), 认为其具有以下3个特征。

1)微量元素含量在剖面中存在明显的差异。如P、Mn和Ba等元素在地层中含量最大, 分别波动于303.22× 10-6~562.72× 10-6、309.09× 10-6~469.05× 10-6和356.36× 10-6~486.96× 10-6之间, 平均值分别为411.27× 10-6、364.75× 10-6和424.21× 10-6; Zr含量次之, 范围为86.12× 10-6~158.24× 10-6, 平均值为118.85× 10-6; 其余12种元素含量均低于100× 10-6, 尤以Nb含量最小, 其范围为6.93× 10-6~10.36× 10-6, 平均值为8.51× 10-6。

2)不同岩性中微量元素含量变化呈现明显的规律性。绝大多数元素含量的高值出现在古土壤和弱发育古土壤中, 而低值出现在风成砂中, 如P、V、Cr、Mn、Ni、Cu、Zn、As、Y、Zr、Nb、Pb、Rb和Ba等14种元素, 而且上述元素的平均含量在不同岩性中的这种变化更加明显。但是, Co和Sr这2种元素含量变化有不同的趋势, 如Co元素含量在风成砂中最大, 弱发育古土壤次之, 古土壤中最小; Sr含量也是在风成砂中最大, 但在较弱发育古土壤中稍高。

图2 LG剖面微量元素含量变化特征Fig.2 Change characteristics of content of trace elements in LG section

3)剖面中微量元素曲线变化呈现一系列的峰谷旋回。图2 显示除Co、Sr、Rb、Ba等4种元素以外的12种元素在古土壤和弱发育古土壤中大都为明显峰值, 而在风成砂中则为显著的谷。当然, 在古土壤和弱发育古土壤发育时期微量元素含量也存在次一级变化。总体来讲, 随着古土壤、弱发育古土壤和风成砂的相互叠覆, 地层中微量元素含量变化呈现一系列的峰谷交替。

2.3 地层中微量元素的变化机理

风成沉积物中化学元素含量及其变化主要受控于物质来源、区域风化程度及地表植被对其的吸附作用(董光荣等, 1993)。为了进一步说明上述元素在地层中的变化, 选择TOC(总有机碳)含量、CIA(化学风化指数)、K2O含量、平均粒径、< 4, μ m黏土和> 63, μ m砂含量与上述微量元素含量进行相关分析。由于P等12种元素在地层中变化非常相似(图 2), 因此以P为代表探讨其变化的机理。表3显示, P等12种元素含量变化与TOC和< 4, μ m黏土含量变化呈显著的正相关, 与> 63, μ m砂含量呈显著的负相关, 而与其他代用的指标的相关性较差。结合已有研究结果(董光荣等, 1993)认为古土壤发育时期, 夏季风强度增长, 上述元素受植被及黏土矿物的吸附增强, 含量增加; 而在风成砂发育时期, 冬季风强度增加导致> 63, μ m砂含量增加, 植被盖度较差, 其含量明显降低。基于其在地层中的这一变化, 将其作为气候暖湿、冷干波动的替代性指标。

表3 微量元素与TOC、CIA、K2O和粒度参数的相关系数 Table3 Correlation coefficients of trace elements and TOC content, CIA, K2O content and grain size parameters

Sr在自然界中常以微量元素形式进入钾长石、斜长石、角闪石和云母等硅酸盐矿物和碳酸盐矿物中。在风化成壤过程中这些含Sr的硅酸盐矿物被分解并释放出Sr, 由于Sr2+的离子半径较小, 较容易以游离Sr的形式随土壤溶液或地表水进行迁移, 结果导致古土壤中大量的Sr被淋溶(Chen et al., 1998; 庞奖励等, 2001)。本研究发现Sr在古土壤和弱发育古土壤中含量较低, 而在风成砂中含量相对较高, 其含量变化与TOC含量与CIA显著的负相关, 相关系数分别为-0.761和-0.675(表 3), 因此, 可以认为古土壤发育时期, 区域夏季风增强, 地表植被及风化程度增加, Sr被淋溶程度增强, 含量减少; 而风成砂发育阶段, 伴随着冬季风强度的增加, 地表植被与风化程度明显降低, Sr被淋溶程度减弱, 其含量相对较高。但分析也表明Sr含量变化与黏土含量相关性较差, 一方面可能是砂相地层中黏土含量相对较低, 另一方面则可能是黏土对Sr的吸附能力较弱, 这一点与黄土高原已有研究结果有所差别。此外, 研究还发现由于沙漠腹地降水量相对稀少, 故使Sr的淋溶亏损过程不是很显著, 反映在本区域Sr含量变化作为降水量变化指标可能有一定的局限性。

Rb在自然界中常常以类质同像的形式赋存于钾长石和云母等富含钾的矿物中。化学风化过程中, Rb从矿物中释放出来并很容易被富含K的黏土所吸附, 致使被释放的Rb大部分滞留在原层内, 只有小部分随土壤溶液或地表水并以悬浮胶体状态进行迁移或淋溶(Chen et al., 1998; 庞奖励等, 2001)。Ba性质与其类似, 但离子半径相对较大, 更容易被黏土所吸附。因而, 上述两者的富集与同一时期Sr的亏损使得Rb/Sr、Ba/Sr被广泛用作夏季风强度或降水的指标。但是研究发现Rb、Ba含量变化与黏土、TOC含量及CIA的关系较差, 而与K2O含量、平均粒径的关系非常密切 (表 3)。因此, 对于上述两者在剖面中的变化必须考虑沉积物的来源。平均粒径作为地表风营力强度的指标能很好地揭示这一问题, 具体而言, 当平均粒径变大, 西北风(地表)甚至盛行西风(高空)为共和盆的主导风向(董光荣等, 1993), 相应地较细的颗粒常随风向的变化产生迁移。如气候冷干时期, 共和盆地西部的茶卡盐湖甚至柴达木盆地的诸多盐湖盐度增加、湖面降低、湖泊面积缩小, 湖泊中盐类矿物(如K、Na离子)结晶析出, 受风力作用可迁移至该区, 本剖面中K2O含量变化与平均粒径变化的显著正相关很好地说明这一点。黄土高原地球化学研究表明Rb和Ba主要存在于富含钾的矿物中, 该剖面也揭示上述两者与K含量变化非常一致, 相关系数分别为0.995和0.962, 也就是说, Rb和Ba含量主要受控于K含量的变化, 也与地表风力强度变化有关。因此, 解释这一现象为地表风力变化导致K含量变化, 进而对Rb和Ba含量产生影响。从时间序列上来看(剖面80 cm以上除外), 风力在波动中增强, 相应地K2O、Rb和Ba含量波动上升, 且在此期间上述各参数峰谷对应关系非常明显, 同时, 全新世以来茶卡盐湖气候总体上逐渐趋于冷干(Liu et al., 2008), 因此, 受风力驱动茶卡盐湖甚至柴达木盆地盐湖析出的富K矿物逐渐被搬运沉积在共和盆地的中部地区, 进而导致上述元素在地层中的异变(图 3)。

图3 LG剖面微量元素含量变化与茶卡盐湖气候变化的关系Fig.3 Relationship of abnormal variation of content of trace elements in LG profile and climatic change in Chaka Salt Lake

至于Co含量在地层中的异常变化则是人为因素造成的, 由于在样品制备过程中, Co元素含量受到污染, 导致其不能作为古气候重建的依据, 但这一元素在不同环境中的富集与减少效应(与P等12种元素变化一致)被前人研究(董光荣等, 1993)所证实。鉴于Co、Sr、Rb和Ba在本剖面中作为气候代用指标的明显局限性, 只应用其他12种微量元素在地层中的变化特征来揭示区域气候变化过程。

3 讨论
3.1 剖面地层沉积时代

古气候变化研究中地层沉积年代确定是关键。作者在该剖面已有测年的基础上, 结合近年来共和盆地的古环境研究成果(图 4), 对LG剖面风成砂— 古土壤地层的沉积时代进行简要划分。剖面底部风成砂层335 cm和390 cm的OSL年代为10.5± 0.5 ka和11.8± 0.6 ka(图 4-A), 与之邻近的塘格木剖面发育11.8± 0.5~11.0± 0.5 ka 的风成砂(图 4-B), 木格滩北缘出现11.2± 0.6 ka的风沙堆积(李明治, 2012; 图4-C), 考虑到OSL测年误差、区域地层沉积时代的一致性和其上部古土壤发育的时代(高尚玉等, 1993, 2001), 认为LG剖面底部风成砂年龄大致介于11.8~10.0 ka左右。10.0 ka之后LG剖面发育风成砂— 古土壤互层沉积(320~265 cm), OSL测年显示265 cm处风成砂的年龄为9.1± 0.4 ka, 三羊堆相似沉积OSL年龄为9.2± 0.4 ka(图 4-D), 木格滩南缘古土壤顶部测年也较接近这一年代范围, 为9.4± 0.83 ka(李明治, 2012; 图4-E), 综合这些年代结果认为这一控制点年龄大致为9.2 ka左右。该层风成砂之上发育黑色古土壤并上覆风成砂层(235~190 cm), 风成砂年龄为7.9± 0.4 ka, 木格滩南缘同一时期风成砂顶部年龄为7.83± 0.82 ka(图 4-E), 基本上可以断定LG剖面190 cm处风成砂年龄为7.8 ka左右。之后LG剖面发育厚层弱发育古土壤并上覆风成砂(190~120 cm), 其上部古土壤(105 cm)OSL测年显示上述沉积至少早4.0± 0.2 ka, 木格滩南缘剖面显示其下伏风成砂早于4.50± 0.51 ka(图 4-E), 三羊堆剖面显示其年代约在4.8± 0.2 ka左右(图 4-D), 铁盖和马六队剖面同一时期沉积物年龄为4.8~5.3 cal ka BP和4.4~5.5 cal ka BP(为14C年龄CALIB 5.01, 2 δ 校正值, 图4-F和4-G)。结合LG剖面45~120 cm 古土壤沉积速率外延方法计算的年龄, 认为LG剖面135~120, cm风成砂顶部年龄约为4.6 ka左右。4.6 ka以来LG剖面发育全新世最厚层古土壤, 并延续至0.7± 0.1 ka; 之后地层发育风成砂, 铁盖与马六队剖面岩性变化与之大体相似(图 4-F, 4-G)。

图4 全新世共和盆地地层沉积年代的对比
A— LG剖面(本文); B— 塘格木剖面(李明治, 2012); C— 木格滩北缘(李明治, 2012); D— 共和盆地北缘三羊堆; E— 木格滩南缘(李明治, 2012); F— 铁盖剖面(董光荣等, 1993); G— 马六队剖面(董光荣等, 1993)Fig.4 Comparison of sedimentary ages of strata in Gonghe Basin during the Holocene

尽管LG剖面风成砂顶部(10 cm)缺少直接测年, 但铁盖及开额剖面显示其地表生草层年代约为0.1 ka(铁盖剖面14C年龄112± 57 a BP, CALIB 5.01, 2δ 校正值59~143 cal a BP; 开额剖面14C年龄74± 40 a BP, CALIB 5.01, 2δ 校正值15~146 cal a BP)。由此, 建立了LG剖面不同地层沉积单元的年代, 并结合微量元素的变化特征进一步探讨区域全新世气候环境状况。

3.2 古气候演化重建与区域对比

根据微量元素在地层中的变化特征与剖面年代序列, 将共和盆地全新世气候变化过程可分为以下5个阶段(图 2, 阶段A~E)。

阶段A:11.8~10.0 ka, LG剖面地层堆积风成砂, P等12种微量元素含量虽有增长趋势但总体上处于剖面的最低值, 表明气候寒冷干燥, 植被发育较差。达连海孢粉分析认为, 12.3~11.3 cal ka BP共和盆地周围山地森林萎缩, 湖区周围植被退化为草原化荒漠或盖度较低的荒漠草原(程波等, 2010); 青海湖、茶卡盐湖在11.3~10.8 cal ka BP和12.7~11.4 cal ka BP 孢粉浓度、TOC含量和TN(总氮)含量出现明显下降(Shen et al., 2005; Liu et al., 2008); 13.5~11.1 cal ka BP西门错湖TOC含量极低, 湖泊生产力明显较低(Mischke and Zhang, 2010)。柴达木盆地下西台剖面在11.36± 2.27 ka BP 堆积黄褐色的风成砂(曾永年等, 1998); 倒淌河流域HHDL11剖面和HHDL-29.3 km 剖面也发育10.24± 0.59 ka 和9.83± 1.02 ka的风砂堆积(Lu et al., 2011)。此阶段大致相当于YD时期, 包括共和盆地在内的青藏高原东北缘气候明显寒冷干燥(图 5)。

阶段B:10.0~9.2 ka, 地层发育2层古土壤(弱发育古土壤)和1层风成砂, 微量元素含量虽有次一级波动, 但总体上为峰值, 表明气候温暖湿润, 植被盖度有所增加。同一时期共和盆地东部冬其和完秀剖面分别发育古土壤和弱发育古土壤; 凤凰山剖面(高尚玉等, 1993, 2001)与青海湖哈拉力剖面(陈发虎等, 1991)发育砂质黑土; 郎钳山前泥炭沉积也指示10.0 cal ka BP以来区域夏季风强度增加, 草本植物孢粉含量接近剖面最大值; 这一时期共和盆地较为适宜的气候也与An 等(2000)提出的现代季风边缘区全新世早期季风气候最为强盛的观点相符。

图5 全新世北大西洋与青藏高原千年尺度的寒冷事件对比
A— 北大西洋浮冰事件(Bond et al., 2001); B— LG剖面(本文); C— 西门错(Mischke and Zhang, 2010); D— 青海湖(Ji et al., 2005; Shen et al., 2005); E— 红原泥炭(Hong et al., 2003); F— 三角城剖面(Chen et al., 2006); G— 兹格塘(Herzschuh et al., 2006); H— 错鄂(Wu et al., 2006); I— 古里雅冰芯(Yao et al., 1995, 1997)J— 敦德冰芯(姚檀栋等, 1992; Liu et al., 1998); K— 环青海湖地区风成沉积(Lu et al., 2011); L— 达连海(程波等, 2010)Fig.5 Comparison of millennial scale cold events in Northern Atlantic Ocean and in Qinghai-Tibet Plateau during the Holocene

此外, 11.9~9.5 cal ka BP盘星藻首次出现在柴达木盆地Hurleg 湖区植被中, 湖泊附近植被为以藜科、蒿属和禾本科为主的草原, A/C明显增大(Zhao et al., 2007); 10.8~8.5 cal ka BP青海湖TOC含量、TN含量和孢粉浓度增长显著(Shen et al., 2005)。但这一时期气候并不稳定, 9.4± 0.6 ka 之前微量元素含量明显降低, 说明气候相对寒冷干燥, 环青海湖风成沉积研究表明, 10~9.1ka 气候寒冷干燥, 植被盖度较差, 风沙活动强烈(Lu et al., 2011); 季风区西北部三角城剖面9.7~9.3 cal ka BP也出现明显的寒冷气候(Chen et al., 2006); 红原泥炭木里苔草同位素(Hong et al., 2003)也在9.5 cal ka BP明显增加(图 5)。

阶段C:9.2~4.6 ka, 地层出现风成砂与古土壤(弱发育古土壤)多次叠覆, 微量元素含量明显降低并出现多次波动, 表明气候有所恶化, 温湿程度降低, 植被较差。根据气候指标变化的细节, 可以将这一时期划分为2个阶段:9.2~7.8, ka(图 2, C1阶段)微量元素出现仅次于YD时期的低值, 并呈现1峰2谷的交替, 气候寒冷干燥, 结合年代序列认为其反应的是8.2 ka事件, 即早全新世寒冷期。大致同一时期共和盆地东部开额剖面记录了2次明显的寒冷事件; Lu等(2011)研究也表明8.9~7.8 ka青海湖地区风沙活动强烈, 气候明显冷干; 8.5~7.8 cal ka BP 青海湖孢粉浓度、TOC含量明显降低, 云杉和冷杉取代桦木属为森林主要成分, 唐松草属植物的出现也指示气候较前一阶段(10.0~8.5 cal ka BP)冷干(Shen et al., 2005); 错鄂也记录了约8.8~8.5 cal ka BP的冷干气候(Wu et al., 2006), 8.7~8.3 ka BP兹格塘错气候寒冷, 植被以高山草甸、草原为主(Herzschuh et al., 2006)。此外古里雅、敦德冰芯(姚檀栋等, 1992; Liu et al., 1998)也证明了此事件在全球的广泛性。7.8~4.6 ka(图 2, C2阶段)地层主要发育弱发育古土壤和风成砂, 微量元素较上一阶段有所增加, 但仍低于剖面的平均值, 尤其是Cu、Zn、Mn和Pb等元素反映植被盖度依然较差, 这些变化均说明本时期气候相对冷干, 这与前人认为的全新世大暖期或适宜期温湿程度达到全新世最佳组合(高尚玉等, 1993; 程波等, 2010)呈现强烈反差。木格滩周围5.5± 0.3 ka 左右和5.72± 0.16~4.50± 0.51 ka的风沙堆积也反映这一时期气候相对干燥, 沙地可能呈现活化扩张状态。同一时期Hurleg 湖周围蒿属植被大量扩张, A/C强烈波动, 指示气候相对干旱(Zhao et al., 2007); 青海湖地区阔叶树种显著降低(An et al., 2000), 茶卡盐湖咸化(Liu et al., 2008), 共和盆地西部发生沙漠化过程(董光荣等, 1993)。这些证据显示全新世中期青藏高原东北部可能存在一个相对干旱的气候阶段, 但全面地认识这一事件的幅度与范围, 仍需要进一步的研究(图 5)。

阶段D:4.6~0.7 ka, 地层发育全新世以来最厚层古土壤, 微量元素出现除全新世早期以外的另一个峰值阶段, 指示气候相对暖湿。共和盆地中部与北部在该时期发育多层砂质黑土(董光荣等, 1993); 倒淌河流域也出现3960± 100 a BP和3847± 97 a BP(14C年龄, 日历年分别为4.7~4.1 cal ka BP和4.5~4.0 cal ka BP)的栗钙土(胡双熙等, 1991); 近来发现盆地东部冬其剖面5.3~2.8 cal ka BP 古土壤发育程度最佳, 土壤有机质含量最大; 晚全新世环青海湖地区和柴达木盆地有效湿度增大, 古土壤发育程度增强(赵艳, 2010; Lu et al., 2011)。此外, Hurleg湖盘星藻含量在5.5 cal ka BP以来达到剖面最大值, A/C持续增加, 植被以禾本科为主(Zhao et al., 2007); 三角城剖面揭示全新世晚期以来祁连山地区松、柏为主的森林再次扩大(Chen et al., 2006)。但这一时期也出现明显的气候恶化, 如LG剖面显示90~60 cm(沉积速率内插方法计算年龄约为3.1~1.5, ka)微量元素含量出现剧烈下降, 气候相对冷干。错鄂研究显示3.0 cal ka BP以来气候干旱化程度加剧(Wu et al., 2006); Ji等(2005)也发现, 4.2~2.3 cal ka BP青海湖湖相沉积红度剧烈下降, 指示夏季风强度降低, 气候相对寒冷偏干; 三角城剖面也显示, 3.0 cal ka BP 左右石羊河尾闾湖泊甚至腾格里沙漠边缘出现沙漠化过程(Chen et al., 2006); 此外, 青藏高原东部的西门错和红原泥炭(Hong et al., 2003; Mischke and Zhang, 2010)也记录了这一时期的干旱气候(图 5)。

阶段E:0.7 ka以来, 地层堆积风成砂, 微量元素含量出现剧烈下降, 指示气候寒冷干燥, 植被发育程度降低。西门错、青海湖、红原泥炭(Hong et al., 2003; Ji et al., 2005; Mischke and Zhang, 2010)以及共和盆地东部分别在0.6~0.1 cal ka BP、0.8~0.4 cal ka BP、大约0.5 cal ka BP和0.8~0.5 cal ka BP出现明显的冷干气候。凤凰山剖面(高尚玉等, 1993)和哈拉力剖面(陈发虎等, 1991)古土壤在729± 70 a BP 和840± 50 a BP(14C年龄; 对应日历年分别为0.8~0.6 cal ka BP和0.8~0.7 cal ka BP)发育终止, 其上堆积分选较好的风成细砂和黄土。高原冰芯记录也显示, 在17世纪左右中国西部地区明显寒冷干燥(姚檀栋等, 1992; Yao et al., 1997; Liu et al., 1998)。这些相似的古气候信息均表明该时期包括共和盆地在内的青藏高原东北缘气候冷干(图 5)。

以上分析可以看出, 青藏高原东北缘共和盆地全新世气候变化出现多次暖湿(相对暖湿)和寒冷干燥的交替, 其中9.2~4.6 ka气候较为寒冷干燥, 这与前人认为的全新世中期区域温湿配置达到全新世最佳组合有显著的差异。此外, 风成沉积记录揭示了8次千年尺度的寒冷事件, 并与青藏高原不同研究载体的古气候记录具有明显的一致性。

4 结论

通过对共和盆地典型风成沉积的微量元素地球化学分析, 得出以下结论:

1)剖面中Co、Rb、Ba和Sr等作为区域气候代用指标存在一定的局限性, 而其他如P等12种元素反映的气候变化规律性较好, 其含量的峰值对应气候相对温暖湿润的时期, 低值对应气候相对干冷的时期, 很好地揭示了区域气候变化的暖湿、冷干旋回。

2)根据微量元素的变化特征重建了区域气候变化过程:11.8~10.0 ka 气候寒冷干燥, 大致对应YD事件; 10.0~9.2 ka 温暖湿润; 9.2~4.6 ka 相对冷干; 4.6~0.7 ka 相对暖湿; 0.7 ka 以来寒冷干燥。

3)气候变化对比发现共和盆地全新世存在8次千年尺度的寒冷事件, 并且与青藏高原风成沉积、湖相、泥炭、冰芯记录的寒冷阶段具有良好的可比性, 可以认为共和盆地千年尺度的气候变化是全球气候变化的区域响应。

作者声明没有竞争性利益冲突.

参考文献
[1] 陈发虎, 汪世兰, 张维信, 等. 1991. 青海湖南岸全新世黄土剖面、气候信息及湖面升降探讨[J]. 地理科学, 11(1): 76-85. [文内引用:2]
[2] 陈发虎, 张家武, 程波, 等. 2012. 青海共和盆地达连海晚第四纪高湖面与末次冰消期以来的环境变化[J]. 第四纪研究, 32(1): 122-131. [文内引用:1]
[3] 程波, 陈发虎, 张家武. 2010. 共和盆地末次冰消期以来的植被和环境演变[J]. 地理学报, 65(11): 1336-1344. [文内引用:3]
[4] 丁同虎. 1988. 青海共和盆地晚更新世以来风成砂地层粒度分析与环境[J]. 中国沙漠, 8(4): 66-71. [文内引用:1]
[5] 董光荣, 高尚玉, 金炯, 等. 1993. 青海共和盆地土地沙漠化与防治途径[M]. 北京: 科学出版社, 1-226. [文内引用:8]
[6] 高尚玉, 陈渭南, 靳鹤龄, 等. 1993. 全新世中国季风区西北缘沙漠演化的初步研究[J]. 中国科学(B辑), 23(2): 203-208. [文内引用:5]
[7] 高尚玉, 哈斯, 王贵勇, 等. 2001. 末次冰期以来中国季风区西北缘沙漠演化研究[J]. 第四纪研究, 21(1): 66-71. [文内引用:3]
[8] 胡双熙, 徐齐治, 张维祥, 等. 1991. 青藏高原东北部边缘区栗钙土的历史演变[J]. 土壤学报, 28(2): 202-210. [文内引用:1]
[9] 贾惠兰, 李保生. 1991. 青海共和盆地东部晚更新世—全新世地层中元素的分布与古气候[J]. 中国沙漠, 11(2): 27-32. [文内引用:1]
[10] 靳鹤龄, 董光荣, 苏志珠, 等. 2001. 全新世沙漠黄土边界带空间格局的重建[J]. 科学通报, 46(7): 538-542. [文内引用:1]
[11] 李明治. 2012. 共和盆地末次盛冰期以来风沙活动历史与气候变化[D]. 兰州大学硕士论文, 1-75. [文内引用:2]
[12] 庞奖励, 黄春长, 张占平. 2001. 陕西岐山黄土剖面Rb、Sr 组成与高分辨率气候变化[J]. 沉积学报, 19(4): 637-641. [文内引用:2]
[13] 陶贞, 董光荣. 1994. 末次冰期以来贵南沙地土地沙漠化与气候变化的关系[J]. 中国沙漠, 14(2): 42-48. [文内引用:1]
[14] 徐叔鹰, 徐德馥, 石生仁. 1982. 青海共和盆地的风沙堆积[J]. 中国沙漠, 2(3): 1-8. [文内引用:1]
[15] 姚檀栋, 施雅风, Thompson L G, 等. 1992. 祁连山敦德冰芯记录的全新世气候变化[R]. 见: 施雅风, 孔昭宸主编. 中国全新世大暖期气候与环境. 北京: 海洋出版社, 206-211. [文内引用:2]
[16] 曾永年, 马海洲, 沙占江, 等. 1998. 柴达木盆地沙漠沉积中的新仙女木事件记录[J]. 干旱区地理, 21(12): 25-28. [文内引用:1]
[17] 赵艳. 2010. 柴达木盆地湖泊孢粉记录的生态与气候解释: 不同海拔地区的湿度变化差异[J]. 第四纪研究, 30(6): 1088-1096. [文内引用:1]
[18] An Z S, Porter S C, Kutzbach J E, et al. 2000. Asynchronous Holocene optimum of the East Asian monsoon[J]. Quaternary Science Review, 19: 743-762. [文内引用:1]
[19] Bond G, Kromer B, Beer J, et al. 2001. Persistent solar influence on North Atlantic climate during the Holocene[J]. Science, 294: 2130-2136. [文内引用:1]
[20] Chen F H, Cheng B, Zhao Y, et al. 2006. Holocene environmental change inferred from a high-resolution pollen record, Lake Zhuyeze, arid China[J]. The Holocene, 16: 675-684. [文内引用:3]
[21] Chen J, An Z S, Wang Y J, et al. 1998. Distribution of Rb and Sr in the Luochuan loess-paleosol sequence of China during the last 800 ka: Implications for paleomonsoon variations[J]. Science in China(Series D), 41: 235-241. [文内引用:2]
[22] Herzschuh U, Winter K, Wünnemann B, et al. 2006. A general cooling trend on the central Tibetan Plateau throughout the Holocene recorded by the Lake Zigetang pollen spectra[J]. Quaternary International, 154-155: 113-121. [文内引用:1]
[23] Hong Y T, Hong B, Lin Q H, et al. 2003. Correlation between Indian Ocean summer monsoon and North Atlantic climate during the Holocene[J]. Earth and Planetary Science Letters, 211: 371-380. [文内引用:3]
[24] Ji J F, Shen J, Balsamc W, et al. 2005. Asian monsoon oscillations in the northeastern Qinghai-Tibet Plateau since the late glacial as interpreted from visible reflectance of Qinghai Lake sediments[J]. Earth and Planetary Science Letter, 233: 61-70. [文内引用:1]
[25] Li S H, Sun J M, Zhao H. 2002. Optical dating of dune sand s in the northeastern deserts of China[J]. Palaeogeoraphy, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 181: 419-429. [文内引用:1]
[26] Li S H, Chen, Y Y, Li B, et al. 2007. OSL dating of sediments from deserts in northern China[J]. Quaternary Geochronology, 2: 23-28. [文内引用:1]
[27] Liu K B, Yao T D, Thompson L G. 1998. A pollen record of Holocene climatic changes from the Dunde ice cap, Qinghai-Tibetan Plateau[J]. Geology, 26(2): 135-138. [文内引用:2]
[28] Liu X Q, Dong H L, Rech J A, et al. 2008. Evolution of Chaka Salt Lake in NW China in response to climatic change during the latest Pleistocene-Holocene[J]. Quaternary Science Reviews, 27: 867-879. [文内引用:4]
[29] Lu H Y, Zhao C F, Yi S W, et al. 2011. Holocene climatic changes revealed by aeolian deposits from the Qinghai Lake area(northeastern Qinghai-Tibetan Plateau)and possible forcing mechanisms[J]. The Holocene, 21(2): 297-304. [文内引用:5]
[30] Mischke S, Zhang C J. 2010. Holocene cold events on the Tibetan Plateau[J]. Global and Planetary Change, 72, 155-163. [文内引用:3]
[31] Shen J, Liu X Q, Wang S M, et al. 2005. Palaeoclimatic changes in the Qinghai Lake area during the last 18 000 years[J]. Quaternary International, 136: 131-140. [文内引用:4]
[32] Wu Y H, Andreas L, Jin Z D, et al. 2006. Holocene climate development on the central Tibetan Plateau: A sedimentary record from Cuoe Lake[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 234: 328-340. [文内引用:2]
[33] Xiao J L, Nakamura T, Lu H Y, et al. 2002. Holocene climate changes over the desert/loess transition of north-central China[J]. Earth and Planetary Science Letters, 197: 11-18. [文内引用:1]
[34] Yao T D, Jiao K Q, Yang Z H, et al. 1995. The climate changes since the Little Ice Age in the Guliya ice core[J]. Science in China(Series B), 25(10): 1108-1104. [文内引用:1]
[35] Yao Tand ong, Thompson L G, Shi Yafenget al. 1997. Climate variation since the last interglaciation recorded in the Guliya ice core[J]. Science in China(Series D), 40(6): 662-668. [文内引用:1]
[36] Zhao Y, Yu Z C, Chen F H, et al. 2007. Holocene vegetation and climate history at Hurleg Lake in the Qaidam Basin, northwest China[J]. Review of Palaeobotany and Palynology, 145: 275-288. [文内引用:3]
[37] Zhou Y L, Lu H Y, Zhang J F, et al. 2009. Luminescence dating of sand -loess sequences and response of Mu Us and Otindag sand fields(north China)to climatic changes[J]. Journal of Quaternary Science, 24(4): 336-344. [文内引用:1]