第四纪研究  2017, Vol.37 Issue (6): 1357-1369
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全新世西南季风区的冷事件、弱季风事件的成因[1, 2]，气候波动的周期性[3]以及区域响应特征与机制对于认识全新世气候变化特征，预测未来气候具有重要意义。依托湖泊沉积物[4~6]、石笋[7, 8]、泥炭[9, 10]等地质记录对西南地区的全新世气候研究表明：太阳活动是全新世西南季风波动主要的自然控制因子[11, 12]，通过遥相关关系与北大西洋气候变化有显著的响应[11, 13]，对突变气候事件的响应呈现显著的由南向北逐渐递减的特点[14, 15]。而西南季风与东南季风过渡带的全新世气候变化特征等问题认识有待进一步研究的问题。
泥炭具有沉积连续、分辨率高、经济易得、时间尺度长等优势，而备受古气候研究学者的重视[16, 17]。泥炭中的腐殖化度[18]、总有机碳量[19]、常微量元素[20]以及泥炭纤维素碳氧同位素[21, 22]等指标是古气候研究的良好载体，使古气候研究取得了诸多的突破。在众多研究方法中，泥炭中的腐殖化度、烧失量是重建古气候[23]，尤其是重建古湿度[24, 25]的有效指标。贵州草海地区是我国典型的亚热带亚高山区域，地处云贵高原受到西南季风和东亚季风的双重影响[4]，其古气候记录对全新世西南地区的古气候变化研究具有重要意义。草海地区全新世广泛发育南屯组泥炭，是研究该区域全新世气候变化良好的载体[26]。已开展的草海沉积物和泥炭记录研究，采用常规地球化学指标[27]、泥炭纤维素碳氧同位素[28]、孢粉[29]等记录重建草海地区的古环境，特别是500年以来高分辨率古气候演变特征[30]。本文通过对贵州草海南屯泥炭剖面腐殖化度、烧失量两个代用指标分析，探讨了研究区域全新世气候变化特征以及突变气候特征，分析了本地区全新世期间气候变化的驱动因子，以期更好地认识西南季风区与东南季风过渡区气候变化特征。
2 剖面位置及实验方法草海盆地(26°44′~27°01′N，104°00′~104°30′E)地处云贵高原东缘，位于长江和珠江水系分水岭地带的古老夷平面上，是威宁弧形背斜轴部自晚上新世以来发育的构造岩溶盆地[27]。草海地区主要受到西南季风的影响，属于亚热带半湿润季风气候而且气候垂直地带性明显，盆地年平均气温在9.93~11.20℃之间，年均降水量约为554.8~1142.0mm，降水量主要集中在5~9月份[31]，这为泥炭的形成奠定了良好的地质条件。另外，其附近无远源河流入，周围山体带来的物质在盆地内汇聚逐渐沉积，草海泥炭层是在湖水水位下降到湖底或者接近湖底的情况下聚集形成的，同时由于海拔较高，受到人类活动的影响较少，较好的泥炭沉积记录了泥炭的发育过程以及古环境的演变信息。
本研究于2011年4月20日对贵州省威宁县西南部的草海湿地进行泥炭剖面的采集(剖面如图 1所示)，采样点位于26°52′N，104°15′E，海拔高度为2202m，地处草海盆地的东北部，该剖面命名为“南屯剖面”(简称NT剖面)。该剖面表层10cm为现代耕作层土壤，泥炭深度为339cm，钻取的样品用PVC管包装运回实验室，进行1cm间距的分样339个，根据剖面性质的差异自上向下分为9层(见图 2)，具体描述如下：
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图 1 贵州南屯泥炭剖面位置图 Fig. 1 Sample site of Nantun peat, Guizhou Province |
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图 2 南屯泥炭剖面、年代序列 Fig. 2 Lithology and chronology of Nantun peat section |
① 0~15cm为灰黑色泥炭层，含有少量的木质树根；
② 15~26cm为棕黑色泥炭层，多植物残体，稍紧实；
③ 26~30cm为灰色泥炭层，夹杂少量的粘土；
④ 30~63cm为黑色泥炭层，其中夹杂有少量未分解完全的草屑；
⑤ 63~100cm为棕褐色泥炭层，多植物残体，含水量较高；
⑥ 100~200cm为深黑色泥炭层，植物残体在此层明显较多，含水量较高；
⑦ 200~270cm为黑色泥炭层，植物残体较少，分解较完全，含水量较低，较紧实；
⑧ 270~300cm为棕褐色泥炭层，植物残体较少，分解较完全，较紧实；
⑨ 300~339cm为黑色泥炭层，含水量较高，夹杂少量的木质碎屑。
样品分样后，根据泥炭剖面的沉积特征，选取深度为1cm、38cm、81cm、131cm、181cm、230cm、270cm、339cm共8处泥炭样品，由美国的BETA实验室对泥炭样品中提取植物残存种子的进行AMS放射性14C测年，采用Calib4.3模型进行了年代的矫正，测年结果见表 1，剖面其他数据的年龄通过线性内插得到，底界年龄约7.1cal.ka B.P.。采用公式r=h/t计算泥炭的沉积速率，得到1~38cm的沉积速率0.78mm/a，38~81cm的沉积速率0.71mm/a，81~131cm的沉积速率0.64mm/a，131~181cm的沉积速率0.47mm/a，181~230cm的沉积速率0.61mm/a，230~270cm的沉积速率0.52mm/a，270~339cm的沉积速率为0.33mm/a。
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表 1 南屯泥炭14C测年结果 Table 1 Radiocarbon dates of Nantun peat section |
腐殖化度测定：将样品放在真空冷冻干燥机于-40℃干燥72小时，以除去样品中的水分，共计得到339个样品以备后续实验使用。冷干后的样品磨细过100目筛，精确称取0.1±0.0005g样品加入100ml烧杯中，再加入50ml配置好的0.2mol/L的NaOH溶液，在150℃的加热板上加热2小时，使泥炭中的腐殖酸充分溶解出来。待自然冷却静置一夜，将样品转移至100ml离心管震荡1小时，再定容至50ml，然后放到离心机上以3500 rpm离心15分钟，静置后取上层清液5ml于比色管中定容至50ml。然后将比色管中的样品混合均匀，上机测量前再次摇匀，随后用Shimadzu UV-VIS-300型紫外-可见光分光光度计在400nm波长下测量样品的吸光度，其吸光度值可以表征泥炭的腐殖化度，加标回收率为86% ~114%。
烧失量测定：先将坩埚在马弗炉中550℃下烘烧3小时，冷却后称取坩埚的净重；再称取0.3±0.0005g样品于10ml石英坩埚中，在550℃下烘烧3小时(3h)后冷却称量坩埚与烧失后样品的总重量，计算出样品烧失重量与原重的比值即为泥炭烧失量。为了保证实验的准确性，选择30个样品进行重复验证，计算烘烧3小时后样品的总重与烘烧5小时后样品的总重的差值，得到样品相对的标准偏差为0.05%，因此本研究中3小时烧失量可以用来表征泥炭中总烧失量的变化。
3 研究结果与讨论 3.1 NT剖面记录的全新世记录及气候阶段划分青藏高原东部边缘四川布拖、四川红原、青海拉鸡山以及青海峨博等4处泥炭剖面的研究表明：本区域内较高的腐殖化度和烧失量指示气候暖湿，较低的腐殖化度和烧失量指示气候干冷[32]。草海NT剖面与上述研究区邻近，因此腐殖化度和烧失量变化很可能具有相同的气候指示意义。草海NT剖面在全新世期间的腐殖化度、烧失量时间序列，具有较好的一致性(图 3)，从泥炭的底部年龄约7.1cal.ka B.P.起两者呈递减的趋势，但是波动较不明显，一直持续到4.5cal.ka B.P.左右，之后两者先下降后大幅度上升，且波动的频率和幅度加剧。大约持续到2.4cal.ka B.P.，随后两者又持续下降，一直到0.47cal.ka B.P.。根据NT剖面腐殖化度、烧失量的拟合曲线以及10点的滑动平均曲线，将草海地区距今约7.1cal.ka B.P.以来的气候变化划分为波动和缓期、剧烈波动期、波动下降期3个阶段。
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图 3 草海NT泥炭的腐殖化度和烧失量含量时间序列 Fig. 3 The age series of humification and loss on ignition in NT section |
7.1~4.5cal.ka B.P.期间，NT泥炭腐殖化度和烧失量分别在0.27~0.72、35.12% ~80.80%范围内变化，两个指标的平均值较高，分别为0.50和61.98%，其中该阶段烧失量平均值大于后两个阶段的平均值。图 3所示，阶段Ⅰ期间虽然发生了3次明显的冷暖波动，其中较为明显的降温事件分别发生在6.5cal.ka B.P.、6.0cal.ka B.P.和5.0cal.ka B.P.左右；但波动较和缓，表明草海地区进入一个相对稳定的暖湿气候阶段，这可能是全新世大暖期(Holocene Megathermal)在该阶段的表现[33, 34]。在7.1~6.0cal.ka B.P.期间，NT泥炭腐殖化度和烧失量的平均值较高，分别为0.54和64.50%，且呈高频低幅度振动，这一波动规律与格陵兰冰芯GISP2δ18O[35]的波动情况较为一致，反映该阶段气候较稳定。研究表明，神农架三宝洞石笋的δ18O在7.2~6.0ka B.P.期间出现的较明显低值[36]、云南洱海湖泊沉积的δ13C在6.8~5.9ka B.P.期间对应峰值段[37]，均指示区域气候偏暖湿。但是在6.0cal.ka B.P.左右，NT泥炭腐殖化度和烧失量出现了一次明显的谷值(0.41、55.93%)，表明此时发生了一次较为明显的冷事件，大约在同一时期，古里雅冰芯的δ18O记录[38]、普罗岗日冰芯δ18O记录[39]的最低值均记录了此次冷事件，这也与北大西洋染色体赤铁矿颗粒含量大致在5.9~6.3ka B.P.期间出现了显著的低值所指示的冷事件相对应[13]，因此推测这可能是一次影响较为广泛的气候冷事件。从6.0cal.ka B.P.开始，NT泥炭腐殖化度和烧失量波动上升，在5.4~5.0cal.ka B.P.期间又波动下降，大约在5.0cal.ka B.P.出现了中全新世后期的最低值(0.30、41.13%)，此后两者开始波动上升，表明温度略有回升。Jonathan等[40]认为5.5cal.ka B.P.以来的气候恶化趋势与夏季太阳辐射量的逐渐降低有关；同时Denton和Karlén[41]提出的“第二新冰期”，即在5.8~4.9ka B.P.期间南北半球各山区均出现了冰进的现象，阿尔卑斯山冰川在5300a前第一次出现[42]，因此推测5.5cal.ka B.P.之后气候转变很可能与太阳辐射有关。
3.1.2 阶段Ⅱ剧烈波动期(4.5~2.4cal.ka B.P.)4.5~2.4cal.ka B.P.，NT泥炭腐殖化度、烧失量整体波动较为剧烈，二者分别在0.14~0.84、23.13% ~85.48%范围内变化，两个指标的平均值较高，分别为0.53和59.73%。与阶段Ⅰ相比，NT泥炭腐殖化度和烧失量经历了两次明显的剧烈波动，整体呈现先急剧下降后快速回升的变化趋势，其中较为明显的降温事件发生在4.2cal.ka B.P.和3.8cal.ka B.P.。从4.5cal.ka B.P.开始，NT泥炭腐殖化度和烧失量表现为短期的、较为和缓的波动下降，大约持续了300a，这可能是4.2ka B.P.干冷事件[42, 43]在南屯地区的响应，此时对应NT泥炭腐殖化度和烧失量的较低值，分别是0.34和42.79%。4.2ka B.P.事件是一次非常显著的寒冷事件，被认为是Younger Dryas以来最为寒冷的降温过程[44]，标志着许多地区气候最适宜期的结束和晚全新世(新冰期—Neoglacial)的开始[45]。4.2ka B.P.事件在不同资料里出现范围不同，大致发生在4.4~3.6ka B.P.[42, 43, 46]，湖北神农架山宝洞石笋中的δ18O[47]、青藏高原的化石孢粉[48]以及黄河中下游地区人类文明演化历史[49]都记录了此次事件，这几乎与阿尔卑斯山冰川的扩张同时发生[50]，此时北大西洋降温幅度达1~2℃[2]，因此4.2ka B.P.干冷事件在全球范围内都有响应。4.2~4.0cal.ka B.P.期间NT泥炭腐殖化度和烧失量出现了短暂的回升，随后两个指标又突然大幅度下降，大约在3.8cal.ka B.P.出现了全新世大暖期的最低值(0.14、24.26%)，云南泸沽湖孢粉[6]、普若岗日冰芯的δ18O[39]几乎同时记录了这次冷事件，青海东北部齐家文化在3.9ka B.P.衰弱[51]可能也受3.8ka B.P.冷事件的影响，因此这次冷事件是中全新世以来较为显著的降温事件。在3.8~3.1cal.ka B.P.期间，NT泥炭腐殖化度和烧失量又开始大幅度上升，两者的增长幅度高达0.70、62.35%，表明气温快速回升。在3.1~2.4cal.ka B.P.期间，两个指标均处于较高水平，指示该区域气候暖湿，该暖湿期持续了700a左右。
3.1.3 阶段Ⅲ波动下降期(2.4~0.47cal.ka B.P.)2.4~0.47cal.ka B.P.期间，NT泥炭腐殖化度、烧失量均以高频变化为特征，它们分别在0.10~0.75和35.48% ~81.35%之间变化，两者的平均水平较低(0.38和60.25%)，期间虽然出现了3次短暂的回升，但是两个指标快速下降，因此该阶段气候总体干冷，其中较为明显的降温事件发生在1.9cal.ka B.P.、0.9cal.ka B.P.。从2.4cal.ka B.P.开始，NT泥炭腐殖化度和烧失量持续下降，表明草海地区晚全新世后期气候由暖湿向冷干转变。大约在1.9cal.ka B.P.出现了一次较明显的谷值(0.27、35.48%)，这与董哥洞石笋的δ18O记录[12]也有较好的对应，且在1.9~1.5cal.ka B.P.期间青藏高原东北部地区气候冷干[52]，表明发生在1.9cal.ka B.P.的冷事件可能对应晚全新世后期一次较为显著的冷事件。在1.9~0.9cal.ka B.P.期间，NT泥炭腐殖化度和烧失量又出现两次较为明显的波动，二者整体呈现波动下降的趋势，大约在0.9cal.ka B.P.，腐殖化度出现了中全新世以来的最低值0.10，这次冷事件与古里雅冰芯δ18O的谷值[38]、喜马拉雅山冰川末端前进[53]反映的冷事件有较好的对应，这可能是夏季太阳辐射的降低以及亚洲夏季风的持续减弱[54]引起的。在0.9~0.6cal.ka B.P.期间，两者大致呈现上升的趋势，表明温度略有回升，这可能对应中世纪暖期[55~57] (Medieval Warm Period, 简称MWP；1000~1400A.D.)，大约在同一时期，西藏羊卓雍错粒度记录的湖泊水位下降[58]、青海湖处于暖干期[59]均指示流域内气候干旱。0.6~0.47cal.ka B.P.期间，NT泥炭腐殖化度、烧失量又开始继续下降，表明气候干冷加剧，这与达索普冰芯的δ18O记录[60]的小冰期(Little Ice Age, 简称LIA；1390~1700A.D.)、四川省红原地区对应小冰期(1550~1850A.D.)[61]反映的气候变冷阶段较为一致。
3.2 南屯泥炭对突变气候变化的响应随着全新世冰后期的开始，全新世气候发生了一系列快速的气候变化事件，格陵兰冰芯[62]提供了较为清晰的气候记录；同时北大西洋的海洋沉积记录，揭示了冰后期8次著名的浮冰事件(即IRD事件)，它们的分别出现在1.4ka B.P.、2.8ka B.P.、4.2ka B.P.、5.9ka B.P.、8.1ka B.P.、9.4ka B.P.、10.3ka B.P.和11.1ka B.P.[63]，表明全新世气候经历了明显的、短暂的气候突变过程。
Hafaten[64]根据孢粉带在全新世有明显的地理迁徙，将全新世分为三段：温度上升期(Microthermal)、大暖期(Megathermal)及温度下降期(Katathermal)，时间跨度为9.5~2.5ka；另外，施雅风等[65]综合了孢粉、冰芯、古湖泊、古土壤等资料，把全新世气候最佳适宜期(8.5~3.0ka)定义为中国的大暖期。如图 4所示，NT泥炭腐殖化度和烧失量提供了中全新世以来贵州草海地区的气候变化信息，在全新世大暖期气候波动明显，出现5次显著的气候突变事件，分别发生在6.5cal.ka B.P.、6.0cal.ka B.P.、5.0cal.ka B.P.、4.2cal.ka B.P.和3.8cal.ka B.P.。南屯泥炭记录的6.0cal.ka B.P.和4.2cal.ka B.P.两次冷事件与北大西洋地区[13]、哈尼地区[22]的5.9cal.ka B.P.和4.2cal.ka B.P.两次冷事件出现的时间较为吻合，说明这两次冷事件的影响具有全球性；但6.5cal.ka B.P.和3.8cal.ka B.P.两次冷事件在北大西洋地区[13]没有出现，这两次冷事件与普罗岗日冰芯δ18O的两次谷值[39]对应较好，其中3.8cal.ka B.P.事件在南屯剖面表现为全新世大暖期的最低值，意味着草海地区出现了一次急剧的降温事件，这次干冷事件在红原泥炭[18]、董哥洞石笋[12]、北大西洋染色体赤铁矿颗粒[13]也没有响应，大约在同一时期哈尼泥炭的δ18O[22]、金川泥炭的δ18O[66]均记录了一次明显的谷值，这次冷事件是否受到东部季风区的影响有待进一步深入研究。全新世大暖期结束后，冷干事件主要发生在0.9cal.ka B.P.和1.9cal.ka B.P.。
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图 4 贵州南屯泥炭环境代用指标与其他高分辨率记录对比 (a)北大西洋染色赤铁矿含量[13]；(b)董哥洞DA石笋δ18O值[12](董哥洞DA石笋记录δ18O记录来自https://www.ncdc.noaa.gov/paleo/study/5439)；(c)哈尼泥炭纤维素δ18O[22]；(d)红原泥炭腐殖化度[18]；(e)南屯腐殖化度；(f)南屯烧失量 Fig. 4 The comparison between Nantun peat section and other high-resolution records. (a) Content of hematite-stained grains MC52-VM29-191 at North Atlantic[13]; (b) Dongge Cave Stalagmite δ18O[12]; (c) Hani peat cellulose δ18O[22]; (d) Hongyuan peat humification[18]; (e) Nantun peat humification; (f) Nantun peat organic content |
红原泥炭记录[18]发生在0.9ka B.P.、4.2ka B.P.、5.0ka B.P.、6.0ka B.P.和6.5ka B.P.的冷事件与南屯泥炭的腐殖化度和烧失量的谷值一一对应，这说明全新世中期西南地区泥炭对冷事件的响应具有普遍性；董哥洞石笋的δ18O值[12]大致从7.1ka B.P.持续下降，而NT泥炭腐殖化度和烧失量在全新世大暖期出现了一次快速的波动，南屯腐殖化度在3.9~3.4cal.ka B.P.期间整体处于较低的水平，大约在3.8ka B.P.出现了较为明显的谷值0.14，随后腐殖化度波动上升，在3.1cal.ka B.P.达到剖面的最大值0.84(见图 3和图 4)；同时在7.1~4.5cal.ka B.P.以及2.4~0.47cal.ka B.P.期间，红原腐殖化度与草海地区的腐殖化度和烧失量曲线具有相同的变化趋势，这可能是受同一气候系统的影响。在4.5~1.8ka B.P.红原腐殖化度与草海地区的腐殖化度和烧失量变化有所不同，这期间红原腐殖化度记录在3.8ka B.P.左右是相对高值[18]，而草海地区的腐殖化度和烧失量却是该阶段的较低值，但两个地区在该阶段都记录一次较持久的暖期，与草海地区相比，红原地区的暖湿期更长。因此，南屯泥炭记录的气候突变事件与红原泥炭、董哥洞石笋、哈尼泥炭以及北大西洋地区的气候突变较为一致(图 4)，同时各个地区对于突变气候的响应强度具有一定的差异性。
3.3 本地区气候变化的驱动因子分析 3.3.1 地球系统内部海气过程(ENSO)的驱动通过热带太平洋和印度洋海洋-大气耦合过程，热带印度洋产生相应异常变化是全球尺度的ENSO信号的一个组成部分[67~70]，ENSO过程除了短时间尺度的年代际变化外还存在着千年尺度的波动[67]。El Niño活动强度与西南季风强弱呈现一定的负相关关系，这与Shulmeister[71]研究结果较为一致。ENSO可通过动力和热力两种过程来分别影响热带印度洋，即太平洋地区仍然出现较强的ENSO信号时，在印度洋地区出现了海盆范围内的增暖现象[72]。
如图 5所示，7.0~5.0ka B.P.期间，较低的秘鲁海洋沉积的碎屑通量表明秘鲁沿岸的底层冷海水上翻减弱，即El Niño处于较弱的水平[67]，对应的南屯泥炭的腐殖化度、烧失量波动较为和缓，气候相对较为暖湿，突变气候事件较少；Sandweiss等[73]首次指出厄尔尼诺(El Niño)在5.0ka B.P.开始出现，这在澳大利亚的记录[74]中也得到了证实，从此现代的ENSO周期性研究开始建立[75]。自此以后，秘鲁海洋沉积的碎屑通量有所增加，表明El Niño的强度增强，El Niño的年代际波动增强[67]，处于西南季风区草海泥炭受热带印度洋的影响，记录的气候波动亦显著增强，一直持续到4.0ka B.P.；在4.0~1.8ka B.P.期间，秘鲁海域碎屑记录的El Niño呈现千年尺度的稳定增强期[67]，而草海地区在3.1~2.4cal.ka B.P.期间表现出持续了700a左右的暖湿阶段，红原地区则在3.8~1.7ka B.P.出现持续2.1ka的暖湿阶段[10]，因此西南季风区整体表现为暖湿的气候特征，这与红原泥炭δ18O记录[76]的4.0~1.5 Ka B.P.的高温期较为一致，同时在敦德冰芯[77]中也得到了证实；另外，哈尼泥炭记录的3.0~2.6cal.ka B.P.暖湿阶段[22]则远小于草海地区。1.8ka B.P.以后秘鲁海洋沉积的碎屑通量逐渐增加，El Niño逐渐增强且波动明显增加[67]，对应的各地泥炭记录的气候波动也显著增加，气候逐渐变为干冷。对比西南季风区红原泥炭、东南季风区哈尼泥炭和过渡区草海泥炭的记录，东部季风区受地球系统内部高纬度驱动因子(北大西洋波动)与低纬度因子(El Niño等)共同作用明显强于西南季风区，西南季风区受高纬驱动影响相对较小而受低纬驱动影响显著，而以草海地区为代表的过渡区域受高纬驱动和低纬驱动的影响则介于两者之间。
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图 5 秘鲁海洋沉积的碎屑通量[67]与西南季风的响应 Fig. 5 The response between tne southwest monsoon and the lithic flux rate in marine sediments off Peru |
气候系统的长期自然波动主要受太阳活动变化的驱动[66]。有研究表明，全新世太阳本身能量输出的变化，导致地球北部高纬度区域大气变冷，进而触发北大西洋浮冰增加，并可能引发低纬度区域降水减少[71]。Kathayat等[78]提出太阳辐射量的变化导致海陆温度差的波动，进而驱动全球季风(包括印度季风)强弱的变化，但是阿拉伯海的许多气候记录却有较大的差异。
亚洲季风气候变化的驱动力包括轨道要素驱动的太阳辐射、大西洋经向翻转(AMOC)及热带辐合带(ITCZ)，另外短尺度上的季风变化与太阳活动密切相关[79]，太阳活动是通过北大西洋涛动(NAO)进而影响气候变化[80]，因此关于西南季风在全新世期间变化的原因一直存在较大的争论[11]。图 6a为南屯泥炭烧失量的时间序列进行的功率谱分析，经过95%的置信度检验，比较显著的周期有1731a、1108a、733a、549a、462a、405a、266a、238a和205a。其中，1731a周期与在北大西洋深海沉积物[63]记录的1500a周期及若尔盖高原泥炭记录中1450a的千年尺度准周期[10]相接近，因此1500a左右的气候周期可能是全新世冰后期气候波动的主导周期[19]。1108a周期与Eddy[81]提出的太阳活动的1000a周期相吻合，同时在洪业汤等[82]对金川泥炭纤维素中δ18O得到的1050a的平均周期也得到了证实。同时在百年尺度的周期中，549a、462a、405a以及205a周期比较显著，512a的准周期被Stuiver和Braziunas[83]认为与北大西洋温盐环流的不稳定性有关，这与本研究中的549a和462a较为接近；405a与大气14C产率所指示的420a的太阳周期较为一致，可能与太阳总辐射量有关[84]，205a与Suess[85]提出与太阳活动有关的210a周期较为一致。因此1108a、405a和205a是比较显著的周期，与太阳活动的周期较为一致。
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图 6 南屯泥炭烧失量的功率谱(a)与小波分析(b) Fig. 6 The power spectrum analysis and wavelet analysis of organic content of Nantun peat |
小波分析谱(图 6b)的结果发现中全新世以来，1000a、500a和250a的准周期信号始终存在，信号较为强烈，其中1000a周期是所有气候周期中最显著的周期。在7.1~4.0cal.ka B.P.期间，1000a和500a的准周期信号较为显著；在4.0~2.0cal.ka B.P.期间所有的周期信号均出现，1000a和500a的准周期信号最显著，1000a的准周期信号逐渐变弱；在2.0~0.47cal.ka B.P.期间，500a和250a的准周期信号变强。以上所有的周期信号均过95%的置信度曲线，功率谱分析中也存在1000a和500a两个较为显著的周期，与小波分析的结果一致。
太阳变化是驱动地球环境变化的最根本因素，气候变化的地质记录与太阳活动变化序列具有良好的对应关系[86, 87]。王绍武[88]认为4.2ka事件是在太阳辐射减弱造成季风衰退化的背景下，气候转干旱后又恢复暖湿；Steinhiler等[89]发现太阳辐照度变化在3.1~2.7ka B.P.期间先变弱再出现2次显著増强的变化，说明太阳活动的变化对季风增强起着重要作用，这与草海地区发生在3.1~2.4cal.ka B.P.期间持续的暖湿期较为一致，进一步支持了太阳活动很可能是西南季风气候系统变化另一重要的驱动因素。
4 结论本研究通过对贵州草海南屯泥炭剖面的年代学、腐殖化度，并结合烧失量等环境代用指标，与周边的相关研究资料进行对比分析，并对气候变化的驱动机制进行了初步探讨，主要结论如下：
(1) 贵州草海南屯地区记录了约7.1cal.ka B.P.以来的气候演变的3个阶段：阶段Ⅰ波动和缓期(7.1~4.5cal.ka B.P.)泥炭腐殖化度、烧失量波动较为和缓，反映了中全新世草海地区气候波动较为和缓；阶段Ⅱ剧烈波动期(4.5~2.4cal.ka B.P.)泥炭腐殖化度和烧失量出现了两次较为明显的波动下降，3.8cal.ka B.P.以后气温开始快速回升，草海地区在3.1~2.4cal.ka B.P.期间表现出持续大约为700a的暖湿阶段；阶段Ⅲ波动下降期(2.4~0.47cal.ka B.P.)泥炭腐殖化度和烧失量总体呈下降的趋势，记录了冷干的气候特征，气候总体波动较为剧烈。
(2) 南屯泥炭剖面的烧失量与腐殖化度记录了贵州草海地区在中全新世以来分别发生在6.5cal.ka B.P.、6.0cal.ka B.P.、5.0cal.ka B.P.、4.2cal.ka B.P.、3.8cal.ka B.P.、1.9cal.ka B.P.、0.9cal.ka B.P.的7次显著的冷事件，且与红原泥炭、董哥洞石笋、哈尼泥炭以及高纬度深海沉积物等记录具有明显的可比性，其中南屯泥炭记录的4.2cal.ka B.P.和6.0cal.ka B.P.两次冷事件与北大西洋地区、哈尼地区的4.2cal.ka B.P.和5.9cal.ka B.P.两次冷事件出现的时间较为吻合，说明这两次冷事件的影响具有全球性。因此，中晚全新世以来贵州草海地区的气候变化与全球气候变化具有一致性。
(3) 对比西南季风区红原泥炭、东部季风区哈尼泥炭和过渡区草海泥炭的记录，东部季风区受地球系统内部高纬度驱动因子(北大西洋波动)与低纬度因子(El Niño等)共同作用明显强于西南季风区，西南季风区受高纬驱动影响相对较小而受低纬驱动影响显著，而以草海地区为代表的过渡区域的则介于两者之间。同时，对南屯泥炭的烧失量的时间序列进行了功率谱分析得出比较显著的周期，其中1108a、405a、205a与太阳活动的周期较为一致。因此，中全新世以来西南季风区气候的变化是地球系统外部太阳活动、地球系统内部高纬度驱动因子(北大西洋波动)与低纬度因子(El Niño等)共同影响的结果。
致谢 感谢审稿专家提出的宝贵意见和建议，以及杨美芳老师对本文细致、耐心的编辑，使本文得以最终完善。
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Abstract
The Caohai peat is located in the eastern of Yungui Plateau, approximately between 26°44'~27°01'N, 104°00'~104°30'E, with an area of about 50km2. The Caohai is typically subtropical and subalpine area in our country, because of the double influence of the southwest monsoon and the East Asian monsoon. It is sensitive to the climate change, making it an ideal region for the climate change research of the southwest of China during the Holocene. A peat profile NT (26°52'N, 104°15'E; 2202m a.s.l., 339cm in depth) was digged in April, 2011, in Caohai, Weining County, Guizhou Province, located in the northeast of Caohai Basin, and 339 soil samples were collected from the bottom to the top of the profile at every 1cm.AMS 14C was dated by the residual seed extracted from peat samples. In this study, the climatic evolution since 7.1cal.ka B.P. in Caohai area was reconstructed by the records of humification and loss on ignite (LOI) of the NT profile. The results showed that the climatic evolution since 7.1cal.ka B.P. in Caohai area could be divided into three stages. The first stage was warm and wet during the period of 7.1~4.5cal.ka B.P., and the climate fluctuated gently. The second period, from 4.5cal.ka B.P. to 2.4cal.ka B.P., could be further divided into sub-stages:peat humification and ignition loss appeared two obvious drops since 4.5cal.ka B.P., the temperature began to bounce back after 3.8cal.ka B.P.. During the period of 3.1~2.4cal. kaB.P., it showed a warm-wet phase continuing about 700a. Since 2.4cal.ka B.P. the climate has been cold and dry than the the former two phases. The climatic evolution progress in the Caohai area is highly unstable and has undergone century-millennial scale through all three periods. There has been seven cold events that happened in about 6.5cal.ka B.P., 6.0cal.ka B.P., 5.0cal.ka B.P., 4.2cal.ka B.P., 3.8cal.ka B.P., 1.9cal.ka B.P. and 0.9cal.ka B.P. since the Middle Holocene. These evidently correspond with Hongyuan peat, Dongge cave stalagmite, Hani peat, and with deep-sea sediments in high latitude regions in the Northern Hemisphere. The above results show that the climatic change in the Caohai area since the Middle Holocene is consistent with the global climatic change. Comparing the Caohai peat in transition zone with the Hongyuan peat in the southwest monsoon area and Hani peat in the East Asian monsoon region, the high latitude driving (North Atlantic Oscillation) and the low latitude driving (El Niño) in the eastern monsoon region were stronger than the southwest monsoon area, otherwise the southwest monsoon area was affected by the low latitude driving than the high latitude driving., and the Caohai peat in transition zone was driven by the high and the low latitude factor at moderate levels. Using the power spectrum analysis, the remarkable cycles of the climate variations is 1108a, 405a, and 205a, which correspond with the periodicity of the solar activities. Therefore, it reflects that the solar activity and El Niño are important driving forces to the climate change in the southwest monsoon area.
表 1(Table 1)
