2017, Vol.37
② 江苏省气候变化协同创新中心, 南京 210023;
③ 南京大学地球科学与工程学院, 南京 210023)
过去2ka包括了1800A.D.前以自然变化为主以及过去200年自然和人类共同影响的气候变化时期，是评估20世纪气候变暖程度及预测未来气候环境变化的一个重要阶段。深入探讨中世纪暖期(Medieval Warm Period，简称MWP)和小冰期(Little Ice Age，简称LIA)这两段特征时期的气候环境变化对揭示百年尺度的气候变化规律和驱动机制具有重大意义。近年来，许多学者利用冰芯[2, 3]、树轮[4~8]、石笋[9, 10]、湖泊沉积物[11, 12]、历史文献[13~16]等指标提取了过去2ka以来的气候变化信息，并重建了高分辨率的气候序列，揭示了中世纪暖期、小冰期以及现代暖期的气候变化特征[17]。
一些研究认为中世纪暖期和小冰期的干湿变化在西风环流主导的干旱区和亚洲季风控制的湿润区呈现出明显的“反相位”关系[18]：中世纪暖期西风区干旱，季风区湿润；小冰期西风区湿润，季风区干旱。基于历史文献、树轮以及石笋等指标重建的过去2ka来的气候变化[19~22]，同样指出西部干旱区中世纪暖期干旱，小冰期湿润；而东部季风区中世纪暖期湿润，小冰期干旱的百年尺度变化特征，同时也指出东部降水存在明显的南北反向的区域差异。另外，许多学者对东南季风区展开了过去2ka的气候变化研究[23~26]。比如，采用孢粉分析技术结合X射线荧光分析(XRF)重建的神农架地区2600a以来的古植被演变，记录了中世纪暖期和小冰期等近千年来的特征气候事件，指出1300~1900A.D.期间的小冰期气候表现为冷湿特征[23]；湖光岩玛珥湖的TOC、TN指标指示了中世纪暖期较为干旱，小冰期较为湿润[24]；长江中下游的孢粉记录指出中世纪暖期较为湿润，小冰期较为干旱[25]；福建仙山泥炭α-纤维素δ13 C的研究指出中世纪暖期较为湿润，小冰期较为干旱[26]。可以看出，东南季风区过去2ka的研究，特别是关于中世纪暖期和小冰期的干湿变化，存在分歧。
对于东部季风区的降水趋势，很多学者也做出了研究，尤其是过去2ka的特征气候时期(中世纪暖期和小冰期)，其降水/湿度变化所展现的南北“偶极型”早已引起学者注意[27, 28]。基于71条古湿度/降水记录的研究指出[29]，在百年尺度上，中世纪暖期(1000~1300A.D.)东部季风区呈现北方偏湿，南方偏干的趋势；小冰期(1400~1900A.D.)则表现为相反的趋势。在此之前，华北和江淮流域降水变化的南北差异即所谓的“南涝北旱”、“北涝南旱”受到气候学家的关注[30~34]。在这些研究中，利用来自740个站点在1951~2004年间的降水数据，认为中国东部夏季降水的年代纪变化表现为南北“偶极型”[31, 32]。
基于较高海拔山间盆地的泥炭沼泽受人类活动直接干扰小，具有连续性好、时间分辨率高和古环境信息丰富等优点[35, 36]，我们对赣中一处山间盆地的泥炭沼泽地沉积序列进行多指标对比分析，包括腐殖化度、烧失量、粒度、Rb/Sr、Zr/Rb和孢粉分析，旨在研究该地区过去2ka来的气候变化，为深入理解东南季风区年代至百年尺度气候变化规律及其复杂性和成因机制提供依据。
1 研究区域概况玉华山位于江西省中部(图 1)，属于闽西赣东构造岩浆活动区的北缘，主体岩性为晚中生代时期形成的火山-侵入杂岩体的花岗岩，最高峰1169m，其水系整体呈现北北东向分布的趋势。该区属于赣中南亚热带潮湿多雨季风气候区，夏季炎热，冬季较寒冷，年平均气温18℃，夏季最高气温达到39.5℃，冬季最低气温为-9.2℃。年降水量达到1500~2000mm，3~6月份为雨季，年蒸发量为1100~1600mm；在植被区划上属于典型的湿润常绿阔叶林亚区域，山上温和湿润的小气候促使多种植物组合繁盛，当地植被以马尾松(Pinus massoniana)、毛竹(Phyllostachys heterocycla)、茅栗(Castanea seguinii)、青冈(Cyclobalanopsis glauca)、山茶(Camellia japonica)、枫香(Liquidambar formosana)、野漆(Rhus succedanea)等为主[37]。玉华山沼泽(27°50′27″~27°50′33.51″N，115°38′51.22″~115°38′57.84″E)位于一处山间洼地里，无河流汇入，由大气降水及其形成的地表径流在四周的坡面上汇流积水形成。2015年，此沼泽地已经被修成水库(图 1)。
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图 1 研究区域、采样点以及周围环境 (a)江西玉华山钻孔位置图；(b)玉华山沼泽地地形图；(c，d)玉华山沼泽地蓄水前照片；(e，f)玉华山沼泽地蓄水后照片 Fig. 1 Study area, sampling sites and the photo of surroundings. (a)Location of the peat cores in Yuhua Mountain, Jiangxi Province; (b)Terrain of the peat site; (c, d)Photos of the peat site before 2015;(e, f)Photos of the peat site after 2015 |
研究组于2014年用半刀式俄罗斯泥炭钻在玉华山沼泽(YHS)钻取了两个钻孔，分别为YHS1 (27°50′30.27″N，115°38′54.23″E)和YHS2(27°50′29.44″N，115°38′54.98″E)，其中YHS1深度为2.1m，YHS2深度3.5m。本文仅对YHS2钻孔进行了详细研究。
2.2 实验分析本文选取18个YHS2钻孔的样品挑选陆生植物残体或提取孢粉浓缩物[38]送去美国Beta实验室进行AMS 14 C年代测定。
对该钻孔以1cm的分辨率进行腐殖化度、粒度、烧失量实验分析，并以0.5cm的分辨率进行XRF元素扫描。其中腐殖化度、烧失量和粒度实验均在南京大学地理与海洋科学学院分析完成；XRF元素的扫描在南京大学地球科学与工程学院的地质碳汇(KLSG)研究室完成，使用AvaatechXRF岩芯扫描仪连续测样，数据分析我们选择Rb/Sr和Zr/Rb两个指标。
腐殖化度的测定采用传统的碱提取溶液吸光度法实验步骤[39]。将岩芯以1cm间隔连续分样，剔除样品中的现代根系污染后置于封闭容器中自然风干；将风干的样品充分研磨后过60目筛，精确称取0.1000g放入100ml烧杯中；往烧杯中加入50ml浓度为10的NaOH溶液，在电热板上加热至沸腾。然后降低电热板温度至100℃并微热慢煮1小时，使泥炭中的腐殖酸充分浸出，降低电热板温度慢慢冷却；冷却后用定量试纸过滤后转移至100ml的容量瓶，稀释至刻度并摇晃均匀。用岛津UV-7200型分光光度计测定其在波长540nm处的吸光度值，分别测定3次，取其平均值来表示样品的腐殖化度。
烧失量(LOI)测定采用传统的方法，即：按1cm间隔选取适量样品于衡重坩埚中并在105℃马弗炉中烘干12小时，在封闭容器中静置冷却后称重；再将冷却后的样品置于马弗炉中550℃灼烧4小时，冷却至室温后称重，550℃烧失部分的重量占干样品重量的百分比即为烧失量，可作为样品中有机质含量的替代指标。
粒度步骤以先前的黄土粒度前处理方法为基础，根据泥炭特点做出适当调整，具体步骤如下：取0.5g样品左右置于200ml烧杯中，加10双氧水(H2O2)浸泡并加热促使反应，直到无气泡产生为止；加入10的盐酸(HCl)适量(去除样品中碳酸盐类物质)，于电热板上加热煮沸，直到基本无气泡产生为止；加入超纯水浸泡样品静置一夜，待颗粒完全沉淀后倒出上清液加入0.006mol/L(3.7g/1000ml)的六偏磷酸钠[(NaPO3)6]溶液试剂，超声波振荡器中震荡10分钟，使细颗粒物质充分散开。用Mastersizer 2000激光粒度仪进行粒度检测。
基于岩芯目前的孢粉研究工作进程，本文仅使用部分样品的乔灌木百分比和中旱生草本百分比，并结合环纹藻(Concentricystes)百分比数据进行对比分析。50cm以上采用2cm分辨率，50cm以下采用5cm分辨率进行鉴定，其中孢粉百分比计算以陆生植物总数为基础，环纹藻百分比计算以全部孢粉数为基础。孢粉的前处理方法根据常规的HF法进行[40]。
3 结果与讨论 3.1 沉积地层和年代根据地层岩性差异，将YHS1钻孔210cm岩芯自上而下划分为12个岩性变化阶段(图 2)，其中162cm以上为沼泽泥炭沉积，162cm以下为粉砂到中粗砂，野外判断为湖相沉积；YHS2钻孔350cm长，自上而下划分为14个岩性变化阶段，其中172cm以上为沼泽-泥炭沉积，172~304cm为粘土或砂，初步判断为湖相沉积，304~323cm为泥炭沉积，323~350cm为褐色粉砂到粘土。因最底部已接近基岩，此段很可能是基岩风化到小型湖泊过渡时期。
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图 2 玉华山沼泽两钻孔岩性分布图 Fig. 2 The Lithology of two cores from Yuhua Mountain peat |
18个样品的测年数据如表 1所示。由于测年误差，个别数据存在倒转现象，但整体上符合沉积规律。为了更好地处理深度-年代关系，我们基于贝叶斯公式的“WinBacon2.2” [41]年代模型，结合R软件[42]为不同的年代控制点选择合适的函数，从而为YHS2钻孔建立准确完整的年代框架。利用WinBacon 2.2构建的年代框架如图 3所示。
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表 1 YHS2地层AMS 14 C测年结果 Table 1 Results of AMS 14 C dating of the YHS2 core |
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图 3 YHS2钻孔年代-深度模型 Fig. 3 The age-depth model of the YHS2 core |
从表 1和图 3可以看出，YHS2钻孔沉积速率在312cm以下速率较缓慢，其中312~322cm之间沉积速率为0.004cm/a，322~337cm之间沉积速率为0.0087cm/a，337~350cm之间沉积速率为0.0203cm/a。312cm以上沉积速率较快，沉积速率为0.23cm/a，我们分析认为312cm以下有可能存在侵蚀而引起沉积不连续。基于此，本文主要对该钻孔312cm以上的沉积物分析其环境替代指标的变化，即讨论过去2ka时间段的气候环境变化。
3.2 环境替代指标结果与过去2ka气候、环境变化分析 3.2.1 粒度与环纹藻沉积物颗粒粒径的大小变化反映了沉积水动力的状况[43]。在千年、百年等较长时间尺度上，湖沼沉积物的粗细变化能反映水体的扩张和收缩，从而指示沉积环境的干湿变化，当沉积物细颗粒增加粗颗粒减少时，指示水位较高，气候湿润；细颗粒减少粗颗粒增加时，指示水位较低，气候干旱[44~46]。另外，环纹藻化石在我国第四纪地层中有广泛的分布，是一种具指相意义、对气候有较强适应性的藻类，多出现于湖沼沉积物中，通常反映温暖湿润的气候环境，可以追溯当地的地史时期淡水湖沼的环境变迁[47]。
对钻孔得到的粒度数据按照粘土( < 4μm)、细粉砂(4~16μm)、中粉砂(16~32μm)、粗粉砂(32~64μm)、砂质(>64μm)分类并结合环纹藻百分比绘制过去2ka来含量变化曲线图(图 4)。
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图 4 YHS2粒度组分和环纹藻含量图 Fig. 4 Curves of grain-size component and the percentage of Concentricystes from the core of YHS2 |
可以看出粒度成分在4个阶段的含量变化比较明显：阶段1(0~600A.D.，273~312cm)：该阶段粘土和细粉砂含量较少，粗粉砂和砂质含量偏高，表明该段时间粗颗粒较多细颗粒较少，降水可能偏少；阶段2(600~1400A.D.，151~273cm)：该阶段粘土、细粉砂以及中粉砂相对来说有所增加，粗粉砂和砂质含量较低，表明该阶段粗颗粒较少细颗粒较多，降水偏多；阶段3(1400~1900A.D.，74~151cm)：该阶段粘土、细粉砂和中粉砂含量有所降低，粗粉砂和砂质增加，表明该阶段粗颗粒较多细颗粒较少，降水偏少；阶段4(1900~2000A.D.，74cm以上)：该阶段粘土、细粉砂和中粉砂含量升高，粗粉砂和砂质含量降低，表明该阶段粗颗粒减少细颗粒增加，降水偏多。环纹藻在阶段2含量较高，尤其是在900~1200A.D.左右对应深度170~250cm的环纹藻含量较高，推测当时有一定的水位且较深。因此，结合沉积物的岩性我们认为该段时间是湖泊沉积。由此我们推测过去2ka该湿地是由湖泊沉积逐步变成沼泽泥炭沉积。
3.2.2 孢粉、腐殖化度、烧失量和元素比值乔灌木和中旱生草本花粉百分比含量可以间接的指示古气候降水变化，乔灌木百分比低，中旱生草本高指示降水少；乔灌木百分比高，中旱生草本低指示降水较高[48~50]。泥炭腐殖化度的变化是腐殖酸的含量和泥炭的分解程度成正相关的，也就是说泥炭的分解量越多，腐殖酸越多，分解量越少，腐殖酸越少[51~55]。对于东部季风区的中纬度山间盆地来说，气候较为干冷时导致地表有效湿度即降水量和蒸发量的差减少，从而泥炭分解越强烈，腐殖化度高；反之，当气候温暖湿润时地表有效湿度变大，泥炭处于还原状态，分解较慢，相应的腐殖化度较低[51~55]。东部季风区泥炭有机质含量越高，说明该段时间气候越干，因烧失量能粗略反映出沉积物中有机质的含量变化，烧失量处于高值时，表明气候较干燥；反之，烧失量处于低值，表明气候较潮湿[54, 56]。
地球化学元素中Rb/Sr能较好的反应气候的变化，这是由于化学风化时一些碱及碱金属元素容易迁移淋失。Sr属于易迁移元素，一般的水热条件即可从风化壳中淋溶出来，而Rb元素迁移能力较弱，化学风化作用和生物作用较强时，才能够从岩石中迁出。环境干燥时，泥炭的腐殖化度高，流域降水量少，化学风化淋失强度低，泥炭沉积中Rb/Sr值较低；反之，环境湿润时，腐殖化度低而Rb/Sr值高[57]。对青藏高原中部湖泊研究指出，当化学风化强时，湖泊细颗粒多，Rb含量高，Zr/Rb降低[58]；化学风化弱时，湖泊中粗颗粒多，Zr含量高，Zr/Rb升高。对于玉华山沼泽地来说，干燥的气候条件下，化学风化弱，腐殖化度高，Rb/Sr低，Zr/Rb高；反之，湿润的气候条件下，化学风化强烈，腐殖化度低，Rb/Sr高，Zr/Rb低。
将孢粉的乔灌木百分比、中旱生草本百分比、腐殖化度(以吸光度表征腐殖化度)、烧失量、平均粒径和粗粉砂(32~64μm)以及Rb/Sr、Zr/Rb进行对比(图 5)。YHS2钻孔的吸光度、烧失量、平均粒径、粗粉砂(32~64μm)、Rb/Sr、Zr/Rb、乔灌木百分比和中旱生草本百分比的平均值分别为13.4、16.7、17.4μm、12.6、2.2、2.3、43.87和51.22。吸光度在2.6 ~51.0之间，烧失量4.5 ~58.1之间，平均粒径在1.5~43.0μm之间，粗粉砂(32~64μm)在6.8 ~20.9之间，Rb/Sr比在0.45~3.44之间，Zr/Rb比在1.37~3.99之间，乔灌木百分比在16.7 ~97.4之间，中旱生草本在2.6 ~76.2之间。综合各指标变化，分为4个阶段(图 5)。
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图 5 YHS2钻孔多指标对比 Fig. 5 Variation of environmental multi proxies of YHS2 core |
根据图 5结合各指标可知过去2ka以来玉华山沼泽的气候变化分为4个阶段：
阶段1(0~600A.D.，273~312cm)：该阶段吸光度、烧失量、粗粉砂、平均粒径、乔灌木分别为27.1、35.2、14.8、24.6μm和75.22，高于整体平均值；Zr/Rb的平均值为2.51，相比于整体平均值高出不多；Rb/Sr和中旱生草本平均值分别为1.6和23.95，低于整体平均值。表明该段时间沉积物颗粒较粗，乔灌木含量高，中旱生草本低，降水较多。
阶段2(600~1400A.D.，151~273cm)：该阶段上述指标均在平均值左右波动，但是吸光度、烧失量整体上相比于阶段1减少，平均值分别为11.5和15.8；Zr/Rb平均值为2.52，比阶段1略微增加；平均粒径以及Rb/Sr波动较大，平均值分别为16.90μm和2.16，相比于阶段1明显降低；粗粉砂平均值为12.82，变化不明显；乔灌木、中旱生草本百分比分别为50.62和44.95，乔灌木高于平均值，中旱生草本低于平均值，相比于阶段1乔灌木减少，中旱生草本增加。表明该段时间处于较为湿润环境，沉积物颗粒较细，相对于阶段1较干。
阶段3(1400~1900A.D.，74~151cm)：该阶段吸光度和烧失量平均值分别为20.6和27.5，相比于阶段2升高明显；平均粒径以及Rb/Sr波动较大，平均值分别为17.80μm和2.25，相比于阶段2偏高；粗粉砂和Zr/Rb平均值分别为11.73和1.91，比阶段2明显降低；乔灌木、中旱生草本百分比分别为34.20和63.08，其中乔灌木低于平均值，中旱生草本高于平均值，相比于阶段2乔灌木减少，中旱生草本增加。表明该段时间处于干燥环境，沉积物颗粒相对来说较粗。
阶段4(1900~2000A.D.，74cm以上)：该阶段吸光度和烧失量呈降低趋势，平均值分别为10.49和7.84，相比于阶段3降低明显；粗粉砂、平均粒径波动较大，平均值分别为12.63和14.80μm，相比于阶段3来说粗粉砂变化不明显，平均粒径偏低；Zr/Rb、Rb/Sr整体上呈升高趋势，平均值分别为2.26和2.34，比阶段3偏高；乔灌木、中旱生草本百分比分别为38.9和54.9，其中乔灌木低于平均值，中旱生草本高于平均值，但是乔灌木高于阶段3，中旱生草本低于阶段3。这表明，相对于阶段3，该阶段气候转湿，沉积物颗粒偏细。
3.3 区域对比与分析为了讨论该地区过去2ka来的降水变化，本文把YHS2钻孔的吸光度、烧失量、Rb/Sr、Zr/Rb和乔灌木、中旱生草本百分比与北半球温度、降水距平[59, 60]、长三角的乔灌木百分比[61]、我国温度距平[16]、我国基于石笋和历史文献重建每10a降水重建[62]、福建仙山泥炭的δ13 C [26]以及江南干湿指数[22]进行对比分析(图 6)。
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图 6 YHS2过去2ka环境代用指标和其他记录对比 (a~f)YHS2钻孔吸光度、烧失量、Rb/Sr、Zr/Rb、乔灌木、中旱生草本花粉百分比曲线；(g)江南干湿指数[22]；(h)长三角乔灌木花粉百分比[61]；(i)福建仙山泥炭纤维素δ13 C[26]; (j)北半球降水距平(虚线)[59]、每10a降水重建[62]；(k)北半球(虚线)[60]以及我国温度距平[16] Fig. 6 Comparisons of climate changes recorded by YHS2 and other archives. (a~f)The degree of humification, loss on ignition(LOI), Rb/Sr, Zr/Rb and the percentage of the trees and upland herbs from YHS2; (g)The dry/wet index of Jiangnan[22]; h)The percentage of the trees and shrubs pollen from Yangtze River delta[61]; (i)The percentage of cellulose δ 13 C from the peat from Xianshan in Fujian[26]; (j)The precipitation anomaly of the Northern Hemisphere[59](dots line), and the precipitation reconstruction of China every 10a[62]; (k)The temperature anomaly of the Northern Hemisphere(dots line)[60]and China[16] |
从图 6中可以看出，YHS2钻孔的腐殖化度、烧失量与Rb/Sr比呈现出负相关关系，与Zr/Rb呈正相关。该钻孔可以分为以下5个阶段：
阶段1(0~600A.D.)：腐殖化度和烧失量值相对较高，Rb/Sr较低，Zr/Rb较高，而该段时间江南干湿指数总体上偏正，表明了该段时间可能处于一个较干的环境，但是YHS2的乔灌木偏高，中旱生草本偏低，该指标可信度较高，北半球和我国温度距平较低，说明研究区处于较为寒冷湿润的环境。
阶段2-1(600~850A.D.)：进入历史上的隋唐时期，腐殖化度相比较阶段1较低，烧失量也整体上降低，此时的Rb/Sr稍有增加，Zr/Rb降低，而此时的长三角乔木含量较高，江南干湿指数偏负，每10a降水重建数据表明该段时间气候可能较为湿润，但是YHS2的乔灌木降低，中旱生草本增加，北半球温度距平相对于阶段1末尾回升，我国温度距平开始回升，表明该段时间气候转暖干。
阶段2-2(850~1400A.D.)：该阶段对应于中世纪暖期，相比于阶段2-1腐殖化度和烧失量整体上稍有降低，Rb/Sr升高，Zr/Rb降低，乔灌木百分比增加，中旱生草本降低，表明该阶段处于比阶段2-1较为湿润的环境，同时北半球降水距平偏高、长三角的乔灌木百分比较高、仙山泥炭较高的δ13 C偏高、江南干湿指数偏负以及北半球降水距平和每10a降水重建数据偏高也指示了较为湿润的环境，北半球以及我国温度距平较高说明该阶段属于温暖湿润气候，但中间存在次级的气候波动。
阶段3(1400~1900A.D.)：该阶段为小冰期阶段，相比较阶段2-2的Rb/Sr整体上变化不明显，Zr/Rb降低。腐殖化度和烧失量整体上呈现上升趋势，乔灌木降低，中旱生草本增加表明该段时间处于干燥的环境，这与北半球降水距平偏低、长三角乔灌木百分比降低、仙山泥炭较低的δ13 C、江南干湿指数偏正以及北半球降水距平和每10a降水重建数据降低基本吻合，北半球和我国温度距平偏低表明该阶段处于冷干气候，但存在着一些次级波动。
阶段4(1900~2000A.D.)：处于现代暖期，该段时间腐殖化度和烧失量较低，Rb/Sr、Zr/Rb升高，乔灌木增加，中旱生草本减少，表明该段时间开始变得湿润，北半球降水距平和每10a降水重建数据较高以及江南干湿指数偏负也得到体现，北半球和我国温度距平升高表明该段时期处于暖湿气候。
由此可见，研究区与北半球以及我国东部地区的气候变化具有较好的对应关系，说明过去2ka以来玉华山泥炭沼泽的气候变化与东部季风区具有相对一致性。
4 结论对江西中部山地玉华山泥炭钻孔YHS2的年代标尺以及沉积物的腐殖化度、烧失量、粒度、元素地球化学、孢粉以及环纹藻多指标记录进行初步研究，重建了过去2ka以来研究区域的气候变化过程，结果表明：
(1) 岩性、粒度和环纹藻分析结果表明YHS2钻孔在过去2ka时间里，沉积环境表现为湖泊向沼泽泥炭演化的沉积过程；
(2) 多指标分析揭示过去2ka来研究区域的气候变化可以分为5个阶段：1)0~600A.D.阶段乔灌木花粉百分比较高，中旱生草本花粉百分比较低，表明该地区主要表现为寒冷湿润的气候；2)600~850A.D.进入隋唐暖期，乔灌木花粉百分比降低，中旱生草本花粉百分比升高表明气候转为暖干；3)850~1400A.D.对应中世纪暖期，腐殖化度、烧失量降低，乔灌木花粉百分比增加，中旱生草本花粉百分比减少表明整体上表现为温暖湿润气候，中间存在次级波动；4)1400~1900A.D.进入小冰期，腐殖化度、烧失量增加，乔灌木花粉百分比降低，中旱生草本百分比增加表明处于寒冷干旱环境，但是中间存在一些次级波动；5)1900~2000A.D.进入现代暖期，腐殖化度、烧失量降低，Rb/Sr、乔灌木花粉百分比升高，中旱生草本花粉百分比降低表明气候较为湿润。
(3) 研究区与北半球以及我国东部季风区的气候变化具有较好的对应关系，说明过去2ka以来玉华山泥炭沼泽的气候变化与东部季风区具有相对一致性。
致谢 感谢江西师范大学地理与环境学院的贾玉连副教授、凌光久硕士生、凌超豪硕士生、南京大学地理与海洋科学学院的朱笑虹博士生等在野外采样中的协助；于世永博士在写作中给予了修改建议，南京大学地理与海洋科学学院的高超教授在腐殖化度实验中给予了帮助；匿名审稿专家和编辑部杨美芳老师对文章修改提出了建设性的意见，在此一并感谢!
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② Jiangsu Climate Change and Collaborative Innovation Center, Nanjing 210023;
③ School of Earth Sciences and Engineering, Nanjing University, Nanjing 210023)
Abstract
The past 2ka was an important period for studying climate change. The study of the Medieval Warm Period, the Little Ice Age and the Modern Warm Period have attracted much attention. However, many studies disagree on the climate conditions that prevailed during the key phases. Yuhua Mountain(27°50'27″~27°50'33.51″N, 115°38'51.22″~115°38'57.84″E) is a part of the warm and humid subtropical monsoon climate region. The annual average temperature is 18℃, with the maximum temperature(39.5℃)in summer and the lowest temperature(-9.2℃)in winter. The annual precipitation is 1500~2000mm, with 3~6 months of rainy season. Two peat cores, 210-cm-long peat core YHS1(27°50'30.27″N, 115°38'54.23″E) and 350-cm-long peat core YHS2(27°50'29.44″N, 115°38'54.98″E), were drilled from Yuhua Mountain at the middle of Jiangxi Province in 2014. We used multi-proxies including grain-size, humification, loss on ignition(LOI), Rb/Sr, Zr/Rb, Concentricystes and the pollen percentage of the trees and upland herbs.18 samples were selected for AMS 14C dating. The age-depth model in this paper was established by Bayesian Analysis. The deposition rate of the core above 312cm was very fast, but took a big drop when it went deeper. Here we only studied the climate changes in the past 2000 years. Combining with Concentricystes changes, we analyzed the grain-size composition. The results showed that the grain sizes were coarse during 0~600A.D. and 1400~1900A.D., while those of 600~1400A.D. and 1900~2000A. D.were fine comparatively, indicating a change from an active lacustrine environment to stagnant marsh condition. Combining with the multi-proxies of pollen, grain-size, humification, LOI, Rb/Sr and Zr/Rb, we found there were five climate phases during the past 2000 years:(1) during 0~600A.D., cold and wet climate was characterized by high values of humification, LOI, Zr/Rb, pollen percentage of trees, coarse grain sizes and low values of Rb/Sr, pollen percentage of upland herbs; (2) during 600~850A.D., which is the Sui and Tang dynasties with warm climate. Low humification, LOI, Zr/Rb, fine sediment sizes and a little lower percentage of trees than period 1 indicated a warm and dry climate in this period; (3) during 850~1400A.D.(MWP), the climate fluctuated, but as a whole it was warmer than the phase 2; (4) during 1400~1900A.D.(LIA), the whole climate tendency was dry and cold by high values of humification, LOI, Zr/Rb, grain sizes, percentage of upland herbs pollen and low values of Rb/Sr, percentage of trees pollen. (5) during 1900~2000A.D., low humification, LOI, Zr/Rb, high Rb/Sr, fine grain sizes, high percentage of trees pollen and low percentage of upland herbs pollen indicated a warm and wet climate(the Modern Warm Period). The comparative analysis shows that the climate change of the study area respond to the eastern monsoon region climate trends in the past 2ka.