王丽媛, 辛蔚, 程捷. (2016)腾格里沙漠西北缘青土湖晚第四纪孢粉组合特征与环境变迁[J]. 古地理学报, 16(2): 239-248
Wang Liyuan, Xin Wei, Cheng Jie. (2016)Sporopollen assemblages and climate changes since the Late Quaternary at Qingtu Lake in northwestern margin of Tengger Desert[J]. Journal Of Palaeogeography, 16(2): 239-248. DOI:10.7605/gdlxb.2014.02.022  
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腾格里沙漠西北缘青土湖晚第四纪孢粉组合特征与环境变迁
王丽媛, 辛蔚, 程捷
中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京 100083

通讯作者简介 程捷,男,1963年生,中国地质大学(北京)教授,主要从事第四纪环境与城市地质方面的研究。E-mail:chgj@cugb.edu.cn。

第一作者简介 王丽媛,女,1990年生,中国地质大学(北京)硕士研究生,主要从事第四纪环境与城市地质方面的研究。E-mail:anxin19900123@126.com。

收稿日期:2013-09-03
基金:“内蒙古1︰25万哈日敖包布格、乌力吉、达里克庙幅区调修测”项目(编号:1212011120706)资助
摘要

根据腾格里沙漠西北缘青土湖 ZK1孔晚第四纪以来沉积物孢粉组合、磁化率特征和光释光年代的研究,恢复了该区的植被面貌,论述了青土湖地区自中更新世晚期以来的气候变迁特征。研究结果表明,该地区中更新世晚期可划分为凉干和暖湿 2个阶段;晚更新世可划分为暖湿和凉干 2个阶段,并且与深海氧同位素曲线反映的末次间冰期、末次冰期的次一级气候旋回特征相吻合;全新世该地区主要经历了从暖湿到凉干的气候波动。

关键词: 孢粉组合; 气候变迁; 晚第四纪; 腾格里沙漠
中图分类号:P532;Q913.84 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2014)02-0239-10
Sporopollen assemblages and climate changes since the Late Quaternary at Qingtu Lake in northwestern margin of Tengger Desert
Wang Liyuan, Xin Wei, Cheng Jie
School of Earth Sciences and Resources,China University of Geosciences(Beijing),Beijing 100083

About the corresponding author Cheng Jie,born in 1963,is a professor of China University of Geosciences(Beijing),and is mainly engaged in researches of Quaternary environment and urban geology. E-mail:chgj@cugb.edu.cn.

About the first author Wang Liyuan,born in 1990,is a candidate for master degree in China University of Geosciences(Beijing),and is mainly engaged in researches of Quaternary environment and urban geology. E-mail:anxin19900123@126.com.

Abstract

Based on the analyses of sporopollen assemblages,magnetic susceptibility,OSL dating of lake sediments from borehole ZK1 in Qingtu Lake,northwestern margin of the Tengger Desert,this paper reconstructs the vegetation features of each stage, discusses the vegetation assemblages and lake climate changes since the late Middle Pleistocene. It is indicated that Qingtu Lake experienced two stages of climate changes, dry-cold and warm-wet in the Middle Pleistocene,and warm-wet and dry-cold in the Late Pleistocene. Moreover,it is accorded with climate cycle characteristics of the last glaciation and the last interglacial in MIS. Meanwhile,Qingtu Lake experienced the evolutions of climate of the dry-cold and warm-wet in the Holocene.

Key words: sporopollen assemblages; climate change; Late Quaternary; Tengger Desert
1 概述

腾格里沙漠处于东亚季风边缘区, 对气候变迁十分敏感, 故该区湖相沉积可较好地记录季风边缘区的第四纪气候与环境变迁。前人研究认为, 在中更新世中晚期, 腾格里沙漠的扩展、延伸变化较为频繁, 整体气候以凉干为主, 并出现相对湿润— 半湿润与寒冷干旱— 半干旱的交替变化(杨东等, 2006)。末次间冰期以来, 腾格里沙漠存在着千年数量级的气候变化, 且在MIS3阶段, 腾格里沙漠西北缘的青土湖(也称猪野泽)等地均存在具高湖面的大湖期, 表明间冰期气候相对温暖湿润(王乃昂等, 2011)。而对该区全新世气候的研究亦颇多, 如前人通过分析石羊河流域终端湖泊地层中的孢粉组合, 认为此时气候带一直波动于干旱荒漠与半干旱草原之间, 在大暖期(6~5 ka BP)达到全新世的最湿润阶段, 出现了疏林草原— 草原景观(阎满存等, 1998; Li et al., 2009)。

青土湖位于腾格里沙漠西北缘雅布赖山东麓, 与巴丹吉林沙漠一山之隔, 是发源于祁连山的石羊河的尾闾湖。历史时期该湖面积最大可达400 km2, 但现今已干涸, 并发育流动沙丘。青土湖地区海拔1292~1310 m, 年平均气温7.8 ℃, 年平均降水量仅为110 mm 左右, 而蒸发量高达2600 mm 以上, 气候非常干旱, 属温带大陆性干旱荒漠气候(赵强等, 2003)。目前该地区植被以温带荒漠草原为主, 常见喜干灌草丛、荒漠植被, 代表性植物有梭梭(Chenopodiaceae)、白刺(Nitraria)、膜果麻黄(Ephedra przewalskii Stapf)等(程波和陈发虎, 2010; 周兰萍等, 2013)。前人对该区晚第四纪环境做过一些研究, 但多集中在晚冰期以来的气候变迁(李育等, 2011; 杨士雄等, 2012)方面, 而自中更新世晚期以来的气候变迁研究较少。笔者2011年在该区进行1︰25万区域地质调查工作时, 在青土湖实施了一个钻孔(ZK1)(图 1), 获得了中更新世晚期以来的湖相地层岩心。通过对该钻孔沉积物的磁化率、孢粉、年代学等方面的研究, 恢复了该地区中更新世晚期以来的环境变迁过程, 为研究位于季风边缘区的腾格里沙漠西北缘晚第四纪以来的环境变迁提供了新资料。

图1 腾格里沙漠西北缘青土湖ZK1孔位置(据程波和陈发虎, 2010, 有修改)Fig.1 Position of borehole ZK1 in Qingtu Lake, northwestern margin of Tengger Desert(modified from Cheng and Chen, 2010)

2 岩性特征及地层划分

为了获得细粒且较连续的第四纪沉积物, 把ZK1孔位置选择在青土湖的近湖心部位。该钻孔岩性主要为黏土、粉砂和细砂, 局部层位含细砾石(图 2), 为一套湖相沉积, 无明显的沉积间断, 故能满足古环境研究的要求。但在1.0~7.32 m段平均沉积速率较低、多层砾石层发育, 推测此沉积阶段湖泊曾经干涸且风力剥蚀作用加剧, 导致沉积物厚度较小。

图2 腾格里沙漠西北缘青土湖ZK1孔综合柱状图Fig.2 Comprehensive column of borehole ZK1 in Qingtu Lake, northwestern margin of Tengger Desert

在该钻孔岩心中共采集了6个光释光(OSL)测年样品, 测试结果见表1, 其基本能反映该区地层的形成时代。根据目前的第四纪分期方案, 全新世底界划在10 ka BP, 晚更新世底界划在130 ka BP, 因此, 该钻孔地层自上而下可划分为全新统、上更新统和中更新统上部(图 2)。根据测年数据(表 1)及岩性特征, 将该孔的地层划分为:全新统(孔深0~1.10 m), 厚1.10 m, 以粉砂为主; 上更新统(孔深1.10~9.11 m), 厚8.01 m, 以细砂和粉砂为主, 局部含小砾石; 中更新统(孔深9.11~14.17 m), 厚5.06 m, 沉积物以黏土、细砂和粉砂为主, 局部夹砾石层。

表1 腾格里沙漠西北缘青土湖ZK1孔沉积物OSL测年结果 Table1 Results of OSL dating from borehole ZK1 in Qingtu Lake, northwestern margin of Tengger Desert
3 孢粉组合特征与古气候

孢粉样品共采集了23块, 样品主要取自ZK1孔的黏土、粉砂质黏土等细粒沉积物中, 取样量平均75 g。通过对样品的分析和鉴定, 共获得植物孢粉2171粒, 达到孢粉平均浓度统计标准的(≥ 50粒)样品有 16个。这些孢粉分属于30个科属。按照植物类型特征, 选取孢粉总浓度、乔木植物花粉、灌木植物花粉、草本植物花粉、蕨类植物孢子以及云杉属(Picea)、松属(Pinus)、桦属(Betula)、麻黄属(Ephedra)、白刺属(Nitraria)、蒿属(Artemisia)、藜科(Chenopodiaceae)、禾本科(Poaceae)、菊科(Asteraceae)、蔷薇科(Rosoceae)、唐松草(Thalictrum aquilegifolium)、茄科(Solanaceae)、葎草属(Humulus)、莎草科(Cyperaceae)、黑三棱(Sparganium stoloniferum (Graebn.) Buch.-Ham.)、香蒲属(Typha)、卷柏属(Selaginella)、水龙骨科(Polypodiaceae)和蒿属与藜科比值(A/C)等指标作出孢粉百分含量图式(图 3)。

图3 腾格里沙漠西北缘青土湖ZK1孔孢粉百分含量图式Fig.3 Diagram of spore pollens of borehole ZK1 in Qingtu Lake, northwestern margin of Tengger Desert

青土湖ZK1孔孢粉组合以草本植物花粉为主, 含量为49.29%, 乔木植物花粉含量次之, 为38.88%, 总体反映的是森林草原景观。但青土湖钻孔所处区域(海拔1200~1300 m)现今植被类型明显为荒漠植被。考虑到流域内的植被具有垂直分异性, 即石羊河发源地2500~3000 m以上地区植被为森林带(魏伟等, 2012),

即乔木带, 故大量的乔木花粉应该是从上游祁连山山地森林通过风力或流水带入到石羊河中的, 代表的是石羊河上游祁连山区的植被, 基本不反映当地植被情况(朱艳等, 2001; 程波和陈发虎, 2010)。依据这种垂直差异性, 将ZK1孔孢粉组合划分为石羊河上游孢粉组合和石羊河流域尾闾湖青土湖孢粉组合, 即云杉属、松属、桦属代表的是上游植被, 指示的是上游针叶林的发育状况, 而灌木类和草本植物类, 尤其是喜水性和耐旱性植物指示的是石羊河流域尾闾湖的植被状况。根据聚类分析结果, 将本剖面孢粉组合划分为7个带, 自下而上各孢粉组合带特征及所反映的植被和气候特征分述如下:

孢粉带Ⅰ (14.17~12.36 m):松属— 藜科组合, 中更新世晚期

在本带中, 乔木植物花粉(20%~66%, 平均43.75%)略占优势, 主要有松属(16%~57%, 平均40.63%)和云杉(平均3.13%); 草本植物花粉含量(35%~72%, 平均40.63%)次之, 主要有藜科(18.75%~33%, 平均23.44%)、葎草属(3%~13%, 平均6.25%)、蒿属(1%~24%, 平均4.69%)、蔷薇科(3.13%)、禾本科(1.56%~7%, 平均3.12%)和菊科等; 灌木植物花粉(1%~49.5%, 平均14.06%)中仅有耐干旱的白刺属; 蕨类植物孢子(1.56%)含量很少,

且在多数样品中几乎见不到。该带松属花粉含量虽较高, 但从早期到晚期呈现逐渐降低的趋势, 表明祁连山上游乔木发育逐渐减少。该带中指示干旱环境的藜科花粉含量较高, 可为这一时期的优势种之一, 表明当时气候比较干旱。总体而言, 本带乔木植物花粉含量自下而上逐渐减少, 而草本植物和灌木植物花粉含量逐渐增加, 几乎缺失蕨类孢子, 也很少见喜暖的植物, 推断当时的植被类型为祁连山上发育有一定面积的松林, 青土湖一带是干旱荒漠草原, 且气候干旱、气温偏低, 到晚期气候具有进一步转干的趋势。

孢粉带Ⅱ (12.36~11.35 m):藜科— 白刺属— 松属组合, 中更新世晚期

本带孢粉组合较孢粉带Ⅰ 有所不同, 主要表现在草本植物花粉(67.74%~76%)占绝对优势, 含量急剧增加, 而乔木植物花粉含量(18%~29.03%)明显降低。在草本植物花粉中, 以指示干旱气候的藜科(17.74%~36%)和具广布性的蒿属(20%~24.19%)为主, 其次是葎草属(4%~16.13%)、禾本科(6%~8.06%)、菊科(1.61%~6.0%)和蔷薇科(0~4%)。在乔木植物花粉中, 主要有松属(12%~27.42%), 云杉属和桦属很少见。灌木植物花粉(0~6.0%)中, 见喜干植物白刺属(0~4%)和麻黄属(0~2%)。虽然灌木植物花粉仅见少量的麻黄属和白刺属, 但含量较带Ⅰ 明显增加, 尤其是白刺属含量急剧增加, 达到了该剖面的最高值, 表明该阶段气候呈明显的干旱化。蕨类植物孢子仅占0~3.23%, 为稀少的卷柏。从该孢粉组合带的植物构成特征可以看出, 该时期气候较孢粉带Ⅰ 时期进一步恶化, 变得更为干旱, 祁连山上松林面积减少, 青土湖地区为荒漠灌丛草原。

孢粉带Ⅲ (11.35~9.20 m):藜科— 蒿属— 松属孢粉组合, 中更新世末期

本带中灌木植物花粉白刺属和麻黄属含量下降, 但仍有较高的比例; 草本植物花粉含量(70%~86%, 平均74.83%)有所增加, 主要有蒿属(25%~30%, 平均27.43%)、葎草属(3%~10%, 平均7.39%)、藜科(27%~32%, 平均30.09%)、禾本科(5%~7%, 平均6.17%)和菊科(平均1.3%)等; 乔木植物花粉(10%~16%, 平均15.87%)主要有松属(15.43%)和云杉属(0.43%), 较孢粉带Ⅱ 含量减少, 但在纵向上含量变化不大; 蕨类植物孢子含量仅占1.3%, 但比孢粉带Ⅱ 含量偏高。可见当时青土湖地区的植被类型为荒漠草原, 气候干旱。

孢粉带Ⅳ (9.20~4.25 m):松属— 藜科— 蒿属组合, 晚更新世早期

本带孢粉组合中草本植物花粉(71.43%~86.79%, 平均79.33%)占绝对优势, 达到了整个剖面的最高值。在草本植物花粉中, 以藜科(10%~50%, 平均38.55%)和蒿属(10%~25%, 平均23.62%)为主, 含量较孢粉带Ⅲ 有所增加, 还有少量的禾本科(0~6%, 平均4.9%)、菊科(1%~5%, 平均4.05%)、唐松草(0~17%, 平均3.77%)、葎草属(3%~8%, 平均3.71%)等。其次是乔木植物花粉(9.43%~23.64%, 平均17.68%), 其中松属、云杉属花粉含量较孢粉带Ⅲ 有所增加。还有稀少的灌木植物花粉(0~3.77%, 平均2.42%)和蕨类植物孢子(0~2.86%, 平均0.57%)。灌木植物花粉仅见少量的白刺属(2.23%)和麻黄属(0.19%)。蕨类植物孢子只有卷柏属和水龙骨科。从本带植物孢粉组成来看, 当时祁连山上森林大面积发育, 山下石羊河流域植被较发育, 气候较孢粉带Ⅲ 时期温和湿润。

孢粉带Ⅴ (4.25~2.70 m):藜科— 松属— 蒿属组合, 晚更新世早期

在该孢粉带中, 草本植物花粉(69.16%~70.45%)占优, 但较孢粉带Ⅳ 含量有所降低, 藜科(26.17%~27.27%)、蒿属(17.76%~18.94%)、葎草属(6.54%~11.36%)为主要成分, 其中藜科和蒿属花粉含量都较孢粉带Ⅳ 低。乔木植物花粉含量(23.48%~28.04%)次之, 有松属(18.18%~26.17%)、云杉属(0~4.55%)、铁杉属(0~1.87%)和桦属(0~0.76%)等, 其中云杉属花粉含量较孢粉带Ⅳ 有所增加。灌木植物花粉(0~3.79%)和蕨类植物孢子(2.27%~2.8%)含量较低。灌木植物花粉可见白刺属和麻黄属, 且麻黄属含量较高; 蕨类植物孢子仅有零星的水龙骨科(0~2.8%)、卷柏(0~1.52%)和单缝孢(0~0.76%)。该带的孢粉组合特征指示了当时祁连山上喜冷云杉大量发育, 石羊河流域草本植物发育较少、喜干植物有增多的趋势, 故当时的气候比较干旱和温凉, 较孢粉带Ⅳ 时期干旱和偏冷, 当时的植被类型为荒漠草原。

孢粉带Ⅵ (2.70~1.20 m):松属— 藜科— 禾本科组合, 晚更新世晚期

该带的孢粉总浓度为189粒/g, 孢粉含量丰富。孢粉组合中乔木植物花粉(36.79%~68.3%, 平均53.4%)略占优势, 含量较孢粉带V增加, 其次是草本植物花粉(23.78%~59.91%, 平均40.86%), 还有少量的灌木植物花粉(0.7%~7.39%, 平均2.98%)和蕨类植物孢子(0~7.23%, 平均2.98%)。乔木植物花粉主要有松属(16%~44%, 平均31.71%)、云杉属(0~22%, 平均20.5%)等, 松属的含量达整个剖面的较高值, 与孢粉带Ⅰ 接近, 另外云杉的含量比较高。草本植物花粉主要有藜科(1%~17%, 平均16.84%)、禾本科(0~6%, 平均5.51%)、香蒲属(0~10%, 平均5.3%)、菊科(2%~50%, 平均4.11%)、蒿属(平均值3.48%)和唐松草属(2.22%)等, 其中藜科含量较孢粉带V有所降低。灌木植物花粉仅见麻黄属(2.92%)和白刺属(0.06%), 但含量较孢粉带V减少, 表示气候有所转湿。蕨类植物孢子可见稀少的水龙骨科(2.41%)和卷柏(0.12%)等。从该带孢粉组成来看, 祁连山地区针叶林大量发育, 云杉较多, 表明气温比较低。石羊河流域气候有所转湿, 存在一定面积的水域。当时的祁连山植被以针叶树为主, 石羊河流域为荒漠景观。

孢粉带Ⅶ (1.20~0.24 m)藜科— 松属孢粉组合, 全新世

该带的孢粉总浓度为36粒/g, 明显低于孢粉带Ⅵ 。孢粉组合中草本植物花粉(46.15%~85.71%, 平均59.97%)占优势, 主要有藜科(5%~30%, 平均28%)、蒿属(5%~23%, 平均18%)、葎草属(2%~7%, 平均6%)和禾本科(0~4%, 平均3%)等, 其中藜科花粉含量到晚期有所降低。其次是乔木植物花粉(14.29%~45%, 平均33.94%), 主要有松属(16%~36%, 平均34%)、云杉属(0~35%, 平均2%)和桦属(0~2%, 平均2%)等, 尤其是云杉属花粉的含量从早期到晚期呈增高趋势。还有少量的蕨类孢子(0~15.38%, 平均5.6%), 其中水龙骨科和卷柏属孢子含量达到整个剖面的最高值, 显示气候转湿, 存在一定水域。灌木植物花粉含量(0~2%)相对较低, 仅见少量的白刺属和麻黄属。孢粉组合表明, 该带的气候比较干旱, 但在晚期气候有所转湿, 水域有所扩展, 植被类型主要为半干旱草原。

4 古环境演变

研究区气候干旱, 降雨量低, 现今的年均降雨量为110 mm左右(常兆丰等, 2009)。青土湖的水源主要来自祁连山的冰雪融水, 它的水域面积扩展和收缩在一定程度上反映了祁连山冰川的扩展和收缩。随着祁连山的冰川扩展, 冰雪融水相对增加, 青土湖的水域面积所有扩展, 反之, 水域面积收缩。通过对青土湖ZK1孔的沉积物、孢粉和磁化率分析研究表明, 该地区自中更新世晚期以来的环境演变可以划分为7个阶段, 其中, 中更新世晚期分为3个阶段, 晚更新世分为3个阶段, 全新世为1个阶段(图 4)。

图4 腾格里沙漠西北缘青土湖ZK1孔孢粉含量和磁化率变化及其与深海氧同位素对比(有孔虫G.sacculifer和N.dutertrei曲线, SPECMAP曲线据赵京涛等, 2009, 有修改)Fig.4 Pollen content and magnetic susceptibility variation of borehole ZK1 in Qingtu Lake, northwestern margin of Tengger Desert and comparison with MIS

4.1 中更新世晚期

在中更新世晚期, 尤其在深海氧同位素的MIS6阶段, 全球进入冰期, 气候寒冷。在全球气候背景的影响下, 青土湖地区的气候也变得干冷。在青土湖的ZK1钻孔中, 该时期包括孢粉带Ⅰ 、Ⅱ 、Ⅲ , 总体上孢粉浓度较低, 植被发育较差, 但反映的气候特征和植被类型还是存在一些差异。孢粉带Ⅰ 反映的植被类型为干旱荒漠草原, 气候更为寒冷。磁化率的高低可以反应气候的变化(符超峰等, 2009), 该钻孔测量结果表明该时期的磁化率值较低(图 4), 可能指示了寒冷气候。该时期青土湖沉积物粒度较细, 以黏土、粉砂、细砂为主, 反映当时的水动力条件较弱, 钻孔位置的沉积环境为沼泽相。孢粉带Ⅱ 反应的植被类型为荒漠灌丛草原, 此阶段草本植物花粉占主导, 可达80%以上, 白刺属花粉含量较高, 指示较干旱的气候特征, 但气温较带Ⅰ 略有回升。该阶段的磁化率值逐渐升高, 沉积物的粒度明显变粗, 为含砾砂、细— 中砂, 而黏土含量明显减少, 表明水动力条件增强, 沉积环境转变为滨浅湖相, 甚至河湖相。孢粉带Ⅲ 反应的植被类型为荒漠草原。此阶段草本植物花粉含量超过70%左右, 嵩属、藜科、禾本科、葎草属孢粉含量高。孢粉组合中麻黄属花粉含量增大, A/C值较孢粉带Ⅱ 降低, 指示气候进一步变干。云杉属含量在该阶段的晚期有所增加, 反映气候变冷。然而此段的磁化率值较高, 但自早期到晚期逐渐降低。沉积物以含细砾的粉砂、细砂为主, 末期以含砾的黏土为主, 说明该阶段的沉积环境为滨浅湖相。

从上述各阶段环境特征看出, 青土湖在中更新世晚期(对应于深海氧同位素MIS6阶段, 年代终止时间130 ka BP), 气候经历了冷干— 温干— 冷干的波动过程, 植被发育经历了荒漠草原— 荒漠灌丛草原— 荒漠草原的过程, 沉积环境演变经历了沼泽— 滨浅湖或河流— 滨浅湖的过程。

4.2 晚更新世

晚更新世, 青土湖的植被面貌和沉积环境也发生了相应的变化。就全球气候特征而言, 晚更新世的气候演变可以划分为早期的间冰期(末次间冰期)和晚期的冰期(末次冰期), 早期的间冰期较温暖湿润, 而晚期的冰期非常寒冷。根据对青土湖ZK1钻孔的孢粉、磁化率以及年代学研究, 研究区的晚更新世气候变化也可以划分为间冰期和冰期2个阶段, 前者可以与末次间冰期和深海氧同位素的第5阶段(MIS5)对比, 起止年代为130~74 ka BP, 而后者可与末次冰期和深海氧同位素的第4、3、2阶段(MIS4, MIS3, MIS2)对比, 起止年代为74~10 ka BP, 其中在末期冰期还可以划分为2个次级阶段。因此, 研究区在晚更新世, 古环境可划分为3个阶段, 对应于孢粉组合的第Ⅳ 、V和Ⅵ 带。

孢粉带Ⅳ 中草本植物花粉约占80%, 占绝对优势, 喜干的藜科花粉含量达38.55%, A/C值为0.6左右, 波动较小, 指示当时的气候较干旱, 植被类型为荒漠草原。磁化率值在此阶段波动较大, 在10× 10-8~50× 10-8 m3/kg之间, 曲线呈高— 低— 高— 低— 高的变化(图 4)。其中在该阶段下部(孔深7.8~9.1 m)磁化率值达剖面上的最高值, 年代为125 ka BP, 可以与深海氧同位素MIS5e阶段对应。本段中部(孔深6.3~7.8 m)磁化率值较低, 对应MIS5d阶段。在孔深5.6~6.3 m和孔深4.2~4.6 m范围内出现了一些蕨类植物孢子, 磁化率值较高, 指示气候环境相对偏湿。根据年代学数据, 这2个层位分别对应深海氧同位素的MIS5c和MIS5a阶段, 气候偏温暖。从沉积物特征来看, ZK1孔对应于MIS5e、MIS5c和MIS5a, 这3个阶段的沉积物分别为含细砾石的细砂、黏土及含细砾石的细粉砂, 形成了很好的沉积韵律, 同时也指示了水动力条件从较强到弱再到较强的变化, 沉积环境相应经历了滨浅湖— 浅湖— 滨浅湖的变化。这种沉积环境的变化与剖面的磁化率高— 低— 高和气候暖— 凉— 暖的变化具有很好的对应关系。

孢粉带Ⅴ 反映的植被类型为荒漠草原, 孔深3.7~4.2 m处磁化率值较低, 反映气候环境温凉偏干, 根据年代学数据该阶段可与深海氧同位素MIS4阶段对比(74~62 ka BP)。孔深2.7~3.7 m处磁化率值较高, 反应气候较为温暖湿润, 对应深海氧同位素MIS3阶段(62~36 ka BP)。

孢粉带Ⅵ 反映出祁连山上大量喜冷针叶林发育, 石羊河流域为荒漠景观。本段乔木植物花粉含量高, 为40%~80%, 为整个钻孔剖面的最高值, 多为云杉属和松属。草本植物花粉中出现了香蒲属和黑三棱属等指示滞水环境的科属(赵徐等, 2010), 表明当时湖泊水量增加、水域面积有所扩大、水生植物相对其他时期增多。灌木花粉基本为麻黄属, 罕见白刺属。磁化率值在此段较低, 曲线较平稳, 指示气候为干冷阶段。该阶段对应深海氧同位素的MIS2阶段, 气候冷干。

4.3 全新世

ZK1孔的全新世地层较薄, 约1.17 m。青土湖现今已干涸, 部分的全新世地层被现代沙丘所覆盖。根据笔者的野外观察, 全新世地层明显被后期的风力作用所剥蚀, 在表面形成高低起伏的丘状地貌, 因此全新世地层的原始厚度应该大于钻孔揭露的厚度。该阶段对应于孢粉带Ⅶ , 植被类型为半干旱草原。孢粉总浓度平均值为36粒/g, 较孢粉带Ⅵ 低。乔木植物与草本植物花粉含量分别为40%和51%, 灌木植物花粉仅为2%。乔木植物花粉主要为云杉属和松属, 草本植物花粉仍以蒿属和藜科占优势, 白刺属、麻黄属等灌木植物花粉含量很低。该孢粉带中蕨类植物含量增加, 平均为7%, 最高达到15.38%, 表明青土湖当时水域面积较大, 生长了一些喜湿植物。

该带底部孢粉总浓度极低, 说明植被很稀疏, 气候非常干旱, 接近荒漠。但到了孢粉带的上部, 孢粉浓度逐渐增高, 可达84粒/g, 且蕨类植物孢子含量上升, 说明气候逐渐温暖, 有利于多种植物生长。本段磁化率值最高为26× 10-8m3/kg, 对应年代约为6.5 ka BP, 属全新世大暖期, 随后气候逐渐转为干凉。

5 讨论和结论

青土湖作为荒漠区的尾闾湖, 沉积物的来源比较复杂, 山地对尾闾湖沉积物的贡献不容忽视。石羊河流域孢粉组合中, 松属、云杉属的花粉指示流域上游祁连山上针叶林的发育状况, 而灌木植物类和草本植物类, 尤其是喜水性的卷柏、水龙骨和耐旱性植物如麻黄、白刺指示的是石羊河流域尾闾湖青土湖的植被状况。

ZK1孔的孢粉记录和磁化率研究结果表明:自中更新世晚期以来, 青土湖地区的气候发生多次冷暖干湿变化, 湖水位也发生了多次高低变化, 这与笔者(王丽媛等, 2013)通过对青土湖沉积物粒度分析得出的结论一致。为增加气候分析的可靠性, 文中选取了中国东部边缘海冲绳海槽区深海氧同位素曲线同文中磁化率曲线进行对比。在与冲绳海槽氧同位素曲线对比研究中, G.sacculifer和N.dutertrei两种浮游有孔虫的 δ 18O 曲线的变化与文中磁化率曲线反映的变化趋势几乎完全一致(图 4右), 并且年代起止点时间均符合, 故而可说明文中采用磁化率分析古气候的可靠性。

中更新世晚期, 研究区气候经历了冷干— 温干— 冷干的波动过程, 青土湖湖水面积发生了相应的扩— 缩— 扩的变化, 与孙非非等(2010)通过对柴达木盆地上新世晚期以来孢粉A/C值所反映的古气候的研究得出的中更新世晚期盆地西部和中部地区除大浪滩外都比较凉干的结论一致。在晚更新世早期, 青土湖地区气候经历了暖— 凉— 暖— 凉— 暖的变化, 深海氧同位素的研究也表明晚更新世经历了3个温暖期和3个寒冷期, 这与MIS5阶段气候变化特征一致。晚更新世晚期, 气候总体上干冷, 康建成(1992)认为在末次间冰期黄土与深海、南极冰芯一样记载了3次高温期(相当于MIS5a, MIS5c, MIS5e)和2次低温期(相当于MIS5b, MIS5d), 高温期磁化率值从老到新依次下降, 2次低温期的磁化率值相当, 且接近于末次冰盛期; 陈发虎等(2008)在对吉兰泰古湖面与环境变化的研究中也将本时期划分为3暖3寒交替波动; 该时期青土湖的水域面积具有明显扩大的特征, 针叶植物反而繁盛起来, 这一点与孢粉组合带Ⅰ 相似。文中的研究结果与前人研究成果十分相似, 反映了该时期气候的多次冷暖交替变化。全新世的气候总体上为凉干, 其中在6 ka BP前后气候转暖。张虎才等(1998)在对腾格里沙漠南缘全新世气候变化研究中, 将全新世气候变化分为升温期、高温期、降温期。关友义等(2010)在内蒙古浩来呼热全新世以来气候环境演变的湖泊沉积记录研究中, 将全新世划分为冷干期、波动升温期、适宜期及降温期。文中由于ZK1孔全新世地层较薄, 无法详细划分, 但仍可看出全新世气候波动较为剧烈。通过与前人研究成果对比, 尤其与深海氧同位素进行的对比(图 4), 表明文中研究成果在一定程度上丰富了中国西北干旱、半干旱区晚第四纪以来的气候环境变迁研究, 这可为中国晚第四纪气候环境变迁研究提供新依据。

致谢 孢粉分析与光释光测年数据由中国地质科学院水文地质环境地质研究所测试完成, 在此致以诚挚的谢意!

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