2018, Vol.38
人类赖以生存的全球环境正面临十分严峻的形势，如气候变暖、荒漠化加剧、生物多样性锐减等，其中尤以气候变暖为主要特征的全球气候变化及其可能引发的一系列生态环境后果普遍受到世界各国政府、科学界和社会公众的广泛关注，并成为一个十分迫切的研究领域。现代环境是气候长期演变过程中自然和人为因素共同作用的结果，无论人类活动如何影响未来环境变化，这种变化必定要在自然变化的背景上进行。近2万年来的全球气候，经历了从末次冰盛期(Last Glacial Maximum，简称LGM)到全新世高温期的总体增温趋势和后续的总体降温趋势。在末次冰盛期到全新世高温期的总体增温过程中，发生了一系列以“快速增温/降温”为主要特征的千-百年尺度的突变事件[1~2]。全新世高温期及之后的总体降温过程中，也有短暂的突变事件发生[3~8]。而且近2万年来的全球气候变化是与人类生存环境关系较近和密切的时期，此期的生态环境经历了几乎不受人类活动影响到人类活动影响较弱，再到后期人类活动影响较强的全过程。因此，详细研究和探讨近2万年来的全球气候变化过程，将有利于全面理解气候变化机制和认识现代暖期在自然变率背景下所处的位置，这对认识全球变化的性质与发展趋势以及准确评价全球气候在持续升温与持续降温过程中对环境的影响与可能带来的后果，区分自然和人为因素在生态环境影响中的作用与强度具有非常重要的意义。
中国的区域环境深受亚洲季风的控制和影响。南亚季风(西南季风)作为亚洲季风环流系统的重要组成部分，其强弱进退在影响我国大气环流的水汽输送、能量传输中起到了关键性的作用[9~11]。然而，虽然较长期以来我国对过去2万年来的南亚季风研究已取得了许多重要成果[12~30]，但由于存在测年精度不够或不同、样品分辨率相对较低、研究数据和资料分散、沉积物的不连续性记录以及可能存在对环境代用指标意义的理解差异等原因，目前仍然没有获得或建立2万年以来我国南亚季风变化的标准序列。尤其对2万年来中国西南地区在冰消期期间是否普遍存在H1冷事件、BA暖期(Bølling-Allerød)和YD(Younger Dryas, 即新仙女木事件)冷事件，以及这些事件与全新世最适宜期的起止时间和水热组合等问题的研究还存在争议。
我国西南地区的气候主要受南亚季风的影响，该区山地地形发育，自东向西有邛崃山、大雪山、云岭、怒山、高黎贡山等南北向的山脉平行排列，这些山脉被平行的深切河谷如大渡河、雅砻江、金沙江、澜沧江和怒江分开。同时，该区经向、纬向跨度和垂直高差均很大，温度和降水梯度显著，是中国生物多样性最丰富的地区；垂直植被带发育，从西双版纳到玉龙雪山不足600 km的范围内存在热带季雨林到高山砾石冻荒漠所有植被带，是全球主要植被空间分布的高度浓缩[31]。而且在该区有较多形成时代超过2万年的湖泊，湖泊沉积连续，这为开展通过孢粉、硅藻等指标重建西南地区古气候以及研究南亚季风演化历史提供了极佳的场所。本文综合笔者所在课题组近年来开展的西南地区多个高分辨率的湖泊沉积记录，基于孢粉与硅藻指标系统重建了约2万年以来中国西南地区的气候演化历史，进而探讨南亚季风的变化历史及其可能的驱动机制。
1 研究区自然地理概况本文选取云南中部的星云湖、西南部的腾冲县青海湖、川滇交界处的泸沽湖以及四川西南部的伍须海4个湖泊作为研究点(图 1)，这4个湖泊位于西南地区的不同位置，代表了西南地区不同的地貌、气候和植被单元。
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图 1 研究点位置与地形图 Fig. 1 The location of the studied sites and the topography map |
星云湖为滇中高原断陷性湖泊，位于江川盆地东侧，四面群山环绕，主要为构造剥蚀低山地貌，山峰高程多在1900~2000 m之间，最高为狮子山，海拔2121 m。湖面面积34.71 km2，流域面积378 km2，平均水深5.3 m，最大水深11.0 m，正常水位时湖面海拔1722 m。湖水主要靠地表径流和湖面降水补给，入湖河流主要有东西大河、螺蛳铺河、小街河、大街河、渔村河等14条季节性河流，隔河是星云湖唯一出口。湖区属亚热带南亚季风气候，气候终年温和，冬无严寒，夏无酷暑，干湿季分明[32]。星云湖附近的玉溪气象站1980~2013年的气象数据显示年均温16.3 ℃，7月平均气温21.1 ℃，1月平均气温9.5 ℃；多年平均降水量880 mm，84 %集中在5~10月。星云湖流域在云南省植被区划中归属于滇中高原盆谷滇青冈林、元江栲林、云南松林亚区，隶属于高原亚热带北部常绿阔叶林地带。本亚区为以滇青冈(Cyclobalanopsis glaucoides)、滇栲(Castanopsis delavayi)、元江栲(Castanopsis orthacantha)为主的半湿润常绿阔叶林类型的典型分布地区；云南松林在本亚区内也分布很广泛，适合较为偏干的环境；本亚区内落叶阔叶树种相当多，都少量混生于常绿阔叶林中，现在的小片落叶阔叶林都是次生林或半人工林，其中以旱冬瓜林分布较普遍。该区植被由于受到人类活动的强烈影响，原生植被已几乎破坏殆尽，现存植被主要是云南松(Pinus yunnanensis)、华山松(Pinus armandii Franch.)等次生林和人工林，无明显垂直植被带发育[31]。
青海湖是云南省西南部腾冲县东北部北海乡境内的一个火山堰塞湖。它位于中国最西、海拔超过3000 m的高黎贡山南端的西面，湖泊以西和以南的地势都低于海拔2500 m。青海湖流域和湖面面积在1990年时分别为1.5 km2和0.25 km2；在2010年时，平均水深5.2 m，最大水深8.1 m，湖面海拔为1885 m。湖水主要靠降水、地表径流和地下水补给，目前无自然出流。该区以亚热带湿润季风气候为特征，夏季主要受印度洋和孟加拉湾暖湿气流的影响，冬季主要受南支西风控制，气候夏季暖湿，冬季温偏干。腾冲气象站1980~2013年的气象数据显示年均温为15.4 ℃，1月和7月均温分别为8.6 ℃和19.8 ℃；年均降雨量为1506 mm，1月和7月月均降雨量分别为19.9 mm和291.3 mm。高黎贡山南部西坡的垂直植被带发育，从龙川河谷到山顶有6个垂直植被带：海拔2200 m以下，为以栲属(Castanopsis)、石栎属(Lithocarpus)为主的半湿润常绿阔叶林；海拔2200~2800 m之间，为以石栎属和木荷属(Schima)为主的中山湿性常绿阔叶林；2800~3000 m为多苔藓的杜鹃(Rhododendron)矮林；3000 m左右为铁杉属(Tsuga)与常绿阔叶混交林带；3000~3500 m为亚高山杜鹃、箭竹(Fargesia)灌丛草甸带；海拔3500 m以上为稀疏石生植被带。青海湖流域植被主要由秃杉(Taiwania cryptomerioides)、杉木(Cunninghamia lanceolata)和旱冬瓜(Alnus nepalensis)等人工纯林组成[33]。
泸沽湖位于云南省西北部宁蒗县与四川省盐源县两县交界处，在地貌区划上属横断山系北段高山峡谷区，是由断层陷落而形成的高原湖泊，其最大水深93.5 m，平均水深为40.3 m，是我国第三大深水湖。湖泊流域总面积约为247.8 km2，湖面面积为50.5 km2，湖面海拔2690 m，湖盆由山体包围，最高山峰海拔为3870 m。湖水主要靠临时性的沟、溪汇水和地表径流补给，出水口仅东南面的盖祖河[32, 34]。泸沽湖流域地处南亚季风气候区域，属低纬高原季风气候区，具有暖温带山地季风气候特点。光照充足，冬暖夏凉，降水适中，由于湖水的调节功能，年温差较小。年均温12.9 ℃，1月和7月均温分别为5.4 ℃和18.9 ℃；年降雨量1000 mm，85 %集中在6月至9月[35]。泸沽湖流域在植被区划上属于滇中西北部高中山高原云南松林-云冷杉林亚区[31]。流域内地形复杂，小生境变化较大，垂直带不明显，各垂直带间镶嵌现象突出。基带植被类型是云南松林和硬叶常绿栎类林，其中云南松林是现存面积最大的植被类型，主要分布于海拔3000 m以下，部分可达3200 m；流域内硬叶常绿栎类林分布范围广，受海拔限制不明显，从海拔2700 m的湖边到3700 m的狮子山，从潮湿的沟谷地段到干燥、瘠薄、向阳、陡峻地均有分布，但不成带。华山松林主要分布于2800~3100 m的阴坡或山谷等气温较低、湿度较大的陡坡；云南铁杉(Tsuga dumosa)无纯林分布，仅呈斑块状嵌于华山松林与云冷杉林中。云冷杉林中云杉(Picea)分布在局部水湿条件好的地段，分布海拔低至2700 m，主要在2800~3300 m范围内作为华山松和铁杉的上层伴生种出现，多形成和阔叶树的混交林；冷杉林在流域内分布面积较大，主要位于海拔3000 m以上，局部阴湿地段可延伸到2800 m[36]。
伍须海位于四川省甘孜州九龙县北部，属于青藏高原东南缘横断山脉的东支。在伍须海的南北耸立着两座梳子形的山峰，巍峨壮观，西边是浪古则雪山，东南边至朗加达卡山梁。湖面海拔3760 m，湖水由冰雪融水和地下水供给，东南泄入伍须沟，汇至九龙河，湖泊周围方圆近30 km以内海拔都超过2800 m。伍须海流域和湖面面积分别为6.5 km2和0.5 km2，最大水深是30.8 m[37]。离伍须海最近的理塘气象站(海拔3948 m)气象数据显示，1月和7月均温分别为- 6 ℃和10.5 ℃，年降雨量为720 mm，主要集中在5~9月。伍须海周边以高山松(Pinus densata)(海拔3800 m以下)、川西云杉(Picea baifouriana)、丽江云杉(Picea likiangensis)、黄果冷杉(Abies ernestii)、鳞皮冷杉(Abies squamata)和方枝柏(Sabina saltuaria)等为优势树种的亚高山针叶林带占据海拔2800~4000 m。在海拔2800~3400 m分布的主要群落为长穗高山栎(Quercus longispica)、光叶高山栎(Quercus pseudosemecarpifolia)和灰背高山栎(Quercus senescens)林和高山松林，沿沟谷两岸还有桦属(Betula)、槭属(Acer)、杨属(Populus)等落叶阔叶林，另有丽江铁杉(Tsuga formosana)与槭属、桦属组成的混交林零星分布。海拔3400~4000 m，阴坡和半阴坡为云杉、冷杉林，原生云冷杉林破坏后有次生的红杉属(Larix)、大果红杉(Larix potaninii)形成的落叶针叶林和山杨(Populus davidiana)、白桦(Betula platyphylla)、糙皮桦(Betula utilis)等形成的落叶阔叶林；阳坡和半阳坡是川滇高山栎(Quercus aquifoliodes)、黄背栎(Quercus pannosa)组成的硬叶常绿阔叶林。高山灌丛、草甸带位于海拔4000~4800 m，以杜鹃常绿阔叶灌丛分布最广；高山草甸仅出现于部分阳坡和宽谷以及山脊处。高山流石滩稀疏植被带位于海拔4600~5100 (5200)m[38~39]。湖泊周围植被以丽江云杉、鳞皮冷杉、川滇高山栎和黄背栎为主，糙皮桦、白桦、柳(Salix)和杜鹃也有出现。随着海拔增加，森林逐渐变成亚高山杜鹃灌丛和高山草甸[40]。美丽的伍须海幽静而神奇，完全保持着原始生态。
2 研究材料与方法星云湖、腾冲青海湖、泸沽湖和伍须海这4个湖泊的连续沉积岩芯均使用奥地利产水上平台钻取，钻孔的位置分别为24°21′33.4″N，102°47′11.1″E，水深8.5 m；25°7′56.8″N，98°34′19.2″E，水深6.3 m；27°43′08.4″N，100°46′33.9″E，水深69.3 m；29°9′11.48″N，101°24′21.6″E，水深30 m。所获取的星云湖和泸沽湖[41~42]的沉积岩芯年代超过2万年，而腾冲青海湖[33]和伍须海[40]的沉积岩芯年代分别为18.5 ka(1 ka=1000 cal. a B. P.，下同)和12.3 ka。4个湖泊的岩芯样品都是1 cm分样：本文星云湖孢粉分析间距为5 cm，22.0 ka的沉积岩芯共分析样品127个；泸沽湖孢粉分析间距为2 cm，22.0 ka的沉积岩芯共分析样品377个；腾冲县青海湖孢粉分析间距为2~3 cm，共分析样品278个[33]；伍须海孢粉分析间距为4 cm，共分析样品276个[40]。硅藻分析目前仅完成泸沽湖岩芯样品，分析间距为1 cm，22.0 ka的沉积岩芯共分析样品600个[41~42]。
4个湖泊岩芯的AMS 14C测年在美国Beta放射性实验室(Beta Analytic Radiocarbon Laboratory)和新西兰地质与核科学研究所核放射性实验室(Rafter Radiocarbon Laboratory)进行，各湖泊岩芯的测年样品数量与年龄结果如下：1)星云湖7.54 m岩芯内共获得9个植物残体的AMS 14C年龄(表 1)，这些年龄使用CALIB 6.0程序的IntCal 09校正数据库进行校正。2)泸沽湖10 m长的沉积岩芯LG08孔共测了15个全岩有机质样品和7个陆生植物残体样品的AMS 14C年龄(表 2)，年代通过CALIB 5.1程序进行校准[41~42]。3)腾冲青海湖岩芯长8.32 m，共测了10个植物残体和7个全岩有机质样品的AMS 14C年龄(表 3)，年代数据使用CALIB 6.0程序的IntCal 09校正数据库进行校正；同时对钻孔附近采集的50 cm长的短岩芯进行了210 Pb-137 Cs测年，由于210 Pb的活度没有测到0值，仅根据137 Cs的曲线获得两个年龄，即首次检测到137 Cs(1952 A.D.)对应的深度是43 cm，1963年的峰值对应深度是33 cm[33]。4)伍须海岩芯长11.0 m，共测了18个植物残体样品的AMS 14C年龄(表 4)，年代数据使用CALIB 7.1程序的IntCal13校正数据库进行校正[40]。
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表 1 星云湖AMS 14C测年 Table 1 The AMS 14C dates from Xingyun Lake |
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表 3 腾冲青海湖AMS 14C测年[33] Table 3 The AMS 14C dates from Qinghai Lake of Tengchong County |
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表 4 伍须海AMS 14C测年数据[40] Table 4 The AMS 14C dates from Wuxu Lake |
星云湖、泸沽湖和伍须海的孢粉前处理采用氢氟酸法[34, 40, 43]，腾冲青海湖的孢粉前处理采用重液浮选法[33]；硅藻采用ECRC标准硅藻前处理法[34]。
3 研究结果与古环境重建 3.1 年代结果星云湖的年代序列由表层沉积物年龄(同采样时间，为2011年)和9个AMS 14C测年数据的校正日历年龄之间的线性内插方法建立(图 2)，推测岩芯在6.31 m处的年龄为22.0 ka。
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图 2 星云湖深度-年代模式 Fig. 2 Age-depth model of Xingyun Lake |
泸沽湖10 m长岩芯的全岩有机质样品与植物残体样品的AMS 14C测年结果对比表明(图 3a)，全岩有机质样品的年代存在1104~2848年的老碳效应，这被现生沉水植物(海菜花叶)14C年代测定结果(1662±214 cal. a B. P.)[34]所证实。植物残体样品年代数据与深度的关系，与全岩有机质样品测年数据与深度的关系大致平行。因此钻孔的沉积物深度-年代关系和沉积速率的计算依据植物残体的年代测定结果。根据校正年代数据，我们对相邻年代数据进行线性连接，并通过线性内插和外推的办法，最终建立LG08孔10 m以上的沉积岩芯的年代序列(图 3)，推测岩芯在7.56 m处年龄为22.0 ka。岩芯沉积速率在0.06~2.93 mm/a之间变化，平均沉积速率为0.42 mm/a[34]。
腾冲青海湖8.32 m全岩有机质和植物残体样品的AMS 14C年龄具有180~870年(平均460年)的偏差(除6.1 m处的全岩有机质样品外)(图 4a)，这应是全岩有机质样品相对植物残体而言具有的碳库效应。因此，10个植物残体AMS 14C测年数据的日历校正年龄、表层沉积物的年龄(2010年)和两个137 Cs的年龄被用于通过最近发展起来的贝叶斯方法建立年代-深度模型(图 4)，根据该模型建立沉积岩芯的年代序列，推测岩芯的底部年龄为约18.5 ka[33]。
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图 4 腾冲青海湖深度-年代模式[33] Fig. 4 Age-depth model of Qinghai Lake of Tengchong County |
伍须海18个植物残体样品的AMS 14C年龄与深度具有较好的线性关系，因此沉积速率相对稳定。该湖的深度-年代模型也是基于贝叶斯方法建立的(图 5)，根据该模型建立沉积岩芯的年代序列，推测岩芯底部年龄为12.3 ka[40]。
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图 5 伍须海深度-年代模式[40] Fig. 5 Age-depth model of Wuxu Lake |
在热带、亚热带的低海拔区(如星云湖和腾冲青海湖海拔相对较低)，由于当地温度相对较高，植被对温度变化不如降水敏感，但当温度变化超过一定幅度时，温度也同样会对植被产生明显影响，如低纬度、低海拔的云南勐海[13]、广东湛江湖光岩玛珥湖[44~45]的孢粉组合反映了明显的温度变化。在热带、亚热带的高海拔区(如泸沽湖和伍须海)，由于当地温度本来就低，温度成了植被变化的限制因子，但它们也同时受到降水变化的影响[46]。自然作用控制下古植被的变化反映的是气候水热组合的变化，目前仍无法准确区分植被受温度与降水影响的权重。从星云湖(图 6)和腾冲青海湖[33]钻孔的孢粉组合可以看出，两个较低海拔的湖泊钻孔中都有生长在热带(或亚热带)低地的木本植物花粉，而且约2万年来它们的含量都有阶段性的变化，认为它们反映了温度的变化。
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图 6 星云湖主要孢粉属种百分比图 Fig. 6 Pollen percentage of selected taxa from Xingyun Lake |
我们对星云湖34个湖泊表层沉积物样品进行的孢粉研究表明，孢粉组合以松属(Pinus)、桤木属(Alnus)和常绿栎类(Evergreen oaks)为主，其中松属花粉的含量在30 % ~60 %之间，平均为45.7 %；桤木属花粉含量在11.2 % ~25.3 %之间，平均为17.3 %；常绿栎类花粉含量在3.1 % ~9.0 %之间，平均为5.3 %。根据星云湖流域的现代植被情况，认为星云湖中的孢粉主要来自流域内。就湖泊表层沉积物的松属花粉代表性而言，湖泊周围现代植被有松林存在，湖泊表层沉积物中的松属花粉含量超过30 %，该结论与前人研究结果一致[47~48]。在星云湖钻孔的孢粉组合中，松属花粉的含量都超过了30 %，可以认为星云湖流域从22.0 ka以来一直有松林存在，松属花粉含量的阶段性变化可认为是松林面积变化导致的。星云湖22.0 ka以来的孢粉组合反映研究区的植被与气候经历了6个大的阶段，且各阶段内又有相应的波动(图 6)。
(1) 22.0~18.2 ka期间，松属花粉含量非常高，落叶阔叶乔木和灌木花粉含量非常低，常绿阔叶乔木和陆生草本花粉含量也相对较低，反映此阶段松林占据星云湖所在研究区的大部分区域，而以常绿栎类为主的半湿润常绿阔叶林仅占相对较少的面积，推测此阶段气候温和偏干。
(2) 18.2~15.3 ka期间，松属花粉含量明显降低，以落叶栎类(Deciduous oaks)为主的落叶阔叶乔木、以常绿栎类为主的常绿阔叶乔木以及热带-亚热带木本植物的花粉含量明显增加，反映此阶段松林面积大大减少，而以常绿栎类为主的半湿润常绿阔叶林明显扩张，林内落叶阔叶树种以及热带-亚热带木本植物比例增加，推测此阶段温度升高、降水增多。此阶段内，由于松属花粉含量在18.2~17.0 ka期间比17.0~15.3 ka期间明显更低，而常绿栎类的花粉含量明显要高，热带-亚热带木本植物的花粉含量相差不多，揭示阶段内的气候波动为18.2~17.0 ka期间的降水比17.0~15.3 ka期间更高，而温度相差不多，因此前期湿度也较大。
(3) 15.3~10.2 ka期间，松属花粉含量进一步增加，以常绿栎类为主的常绿阔叶乔木和以落叶栎类为主的落叶阔叶乔木以及热带、亚热带木本植物的花粉相对18.2~15.3 ka期间明显降低，但比22.0~18.2 ka期间要高，反映此阶段松林又占据研究区的较大区域，半湿润常绿阔林面积比18.2~15.3 ka期间小，但大于22.0~18.2 ka期间，推测此阶段温度可能较18.2~15.3 ka期间有所下降，气候整体较干旱。此阶段内12.3~11.4 ka期间，松属花粉含量更高，热带-亚热带木本、落叶阔叶乔木和草本花粉含量都处于低值，表明此期是15.3~10.2 ka阶段内最凉干的时期。
(4) 10.2~7.6 ka期间，松属花粉含量相对较低，落叶阔叶乔木花粉如桦/鹅耳枥属(Betula/Carpinus)、榆属(Ulmus)和枫香树属(Liquidambar)的含量明显高于以前的各时期，常绿栎类和热带-亚热带木本植物的花粉含量又有增加，栲/石栎属(Castanopsis/Lithocarpus)花粉含量是整个剖面最高的。反映此阶段半湿润常绿阔叶林明显扩张，林中落叶阔叶乔木种类更丰富、比例明显增加，松林面积大大减少，推测此阶段气候相对温暖湿润。
(5) 7.6~4.6 ka期间，松属花粉含量增加，落叶阔叶乔木桦/鹅耳枥属、榆属和落叶栎类花粉含量明显降低，而枫香树属花粉含量又有增加，常绿栎类和栲/石栎属花粉含量逐渐降低，热带-亚热带木本植物花粉含量仍相对较高。反映此阶段松林面积扩大，半湿润常绿阔叶林面积逐渐减少，林中落叶阔叶乔木比例降低，有较多枫香树属，推测此阶段温度仍较高，但降水有所减少。
(6) 自4.6 ka以来，松属花粉含量整体较高，阔叶乔木花粉含量整体相对较低，草本花粉含量整体较高，但阶段内仍有波动，具有两个松属花粉含量相对较低、阔叶乔木花粉含量相对较高的时期(4.6~3.3 ka期间和1.8~0.4 ka期间)和两个松属花粉含量较高、阔叶乔木花粉含量较低的时期(3.3~1.8 ka期间和自0.4 ka至今)。反映此阶段松林面积整体较大、半湿润常绿阔叶林面积相对较小，并且松林与半湿润常绿阔叶林存在两次此消彼长的波动，较高的陆生草本如禾本科花粉含量可能指示人类活动的加强。推测气候在整体变凉干的背景下，在4.6~3.3 ka期间和1.8~0.4 ka期间要相对偏暖湿一些，而在3.3~1.8 ka期间和0.4 ka至今，气候相对偏干一些。
3.2.2 泸沽湖泸沽湖22.0 ka以来的孢粉组合反映研究区的植被与气候也经历了6次大的变化，期间又具有次一级的波动(图 7)。
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图 7 泸沽湖主要孢粉属种百分比图 Fig. 7 Pollen percentage of selected taxa from Lugu Lake |
(1) 22.0~18.9 ka期间，木本花粉含量是整个剖面中最低的，以松属和常绿栎类为主，陆生草本和湿生草本莎草科(Cyperaceae)花粉含量是整个剖面中最高的，反映此阶段研究区周围森林植被以松林和硬叶常绿栎类林为主，森林较开阔，林中陆生草本比例是22.0 ka以来最高的，推测此阶段气候冷干，湖泊水位相对较低，与此阶段沉积岩芯岩性相对较粗对应。
(2) 18.9~14.4 ka期间，以桦/鹅耳枥属和常绿栎类为代表的木本花粉含量逐渐增加，以禾本科(Poaceae)和蒿属(Artemisia)为代表的陆生草本与湿生草本莎草科含量逐渐减少，指示此阶段硬叶常绿栎类林面积逐渐扩张，林中以桦/鹅耳枥属为主的落叶阔叶乔木比例增加，而陆生草本比例逐渐降低，推测18.9~14.4 ka期间温度逐渐上升，降水增加，湖泊水位逐渐升高，与此阶段岩芯岩性为青灰色泥指示湖泊较深一致。在此趋势下，17.0~16.1 ka期间还存在降温、变干的次一级波动，水位有所降低。
(3) 14.4~11.8 ka期间，木本花粉含量已相对高而稳定，木本花粉中除较高的松属花粉外，常绿栎类和桦/鹅耳枥属花粉含量也相对较高，而陆生草本花粉明显降低，湿生草本莎草科花粉含量非常低。反映此阶段硬叶常绿栎类林所占面积较大，以桦/鹅耳枥属为主的落叶阔叶林也占有一定面积，林中草本比例明显较低，推测此阶段气候明显较之前温度上升、降水增加，但在12.8~11.8 ka期间，桦/鹅耳枥属花粉含量还存在明显降低、松属花粉含量有所增加的波动，指示存在湿度下降的次级波动。
(4) 11.8~9.6 ka期间，常绿栎类花粉含量是整个剖面最高的，桦/鹅耳枥属花粉含量有所降低，草本花粉含量非常低，指示此阶段硬叶常绿栎类林所占面积是22.0 ka以来最大的，落叶阔叶林面积减少，推测气温和降水有所增加。
(5) 9.6~3.4 ka期间，铁杉属(Tsuga)花粉含量是整个剖面中最高的，桦/鹅耳枥属花粉含量也较高，首次出现较多的桤木属花粉，常绿栎类花粉含量相对较低，指示此阶段硬叶常绿阔叶林所占面积相对较少，落叶阔叶林和铁杉林所占面积是22.0 ka以来最大的，推测此期降水多、湿度最大，湖泊水位高。此阶段在9.6~8.8 ka期间，存在常绿栎类花粉含量逐渐降低、铁杉属花粉含量开始逐渐增加的过渡期，反映此期是湿度逐渐增加，环境逐渐适合生长在云雾带附近、喜湿的铁杉植物生长的过渡期。
(6) 3.4 ka以来，铁杉属和桦/鹅耳枥属花粉含量明显降低，常绿栎类花粉含量明显增加，陆生草本花粉含量略有增加，指示此阶段湿度明显降低，但湖泊水位仍较高，可能说明温度有所降低。
3.2.3 腾冲青海湖腾冲青海湖18.5 ka以来的孢粉组合揭示古环境演化分为7个大的阶段(图 8)[33]。
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图 8 腾冲青海湖主要孢粉属种百分比图[33] Fig. 8 Pollen percentage of selected taxa from Qinghai Lake of Tengchong County[33] |
(1) 18.5~14.2 ka期间，木本花粉以常绿栎类为主，有相对较高的落叶栎类、桤木属和松属花粉，草本花粉中具有整个剖面最高的蒿属花粉和较高含量的禾本科花粉，大炭屑(> 125 μm)浓度整体相对较高。揭示此阶段研究区周围植被是以常绿栎类为主的半湿润常绿阔叶林，一些落叶属种和松属混合在林中，林下有较多耐干的草本植物如蒿属，推测此期气候整体相对凉偏干。此阶段主要孢粉属种含量和炭屑浓度的波动反映气候存在次一级的波动，即17.9~15.0 ka期间的气候比18.5~17.9 ka和15.0~14.2 ka期间明显更凉更干。
(2) 14.2~11.5 ka期间，具有本剖面含量最高的常绿栎类花粉和最低的桤木属花粉，桦属和热带木本花粉含量有所增加，蒿属花粉含量明显降低，反映此阶段常绿栎类林明显扩张，而桤木与耐干草本植物比例明显减少，桦属与热带木本植物比例增加，推测此期气候相对18.5~14.2 ka期间整体相对更暖湿。然而，14.2~11.5 ka期间的炭屑浓度清楚地分成两个部分，即14.2~13.0 ka期间非常低，而13.0~11.5 ka期间非常高，揭示13.0~11.5 ka期间气候比14.2~13.0 ka期间相对更干一些，只是干旱的程度相对较低，没有导致植被发生明显的变化。
(3) 11.5~10.4 ka期间，桦属、桤木属、栲/石栎属和热带木本的花粉含量有所增加，而常绿栎类和松属花粉含量明显降低，炭屑浓度显著降低，反映半湿润常绿阔叶林中常绿栎类和松的比例下降，而桦属、桤木属、栲/石栎属和热带木本植物比例增加，推测此阶段气候逐渐变暖变湿。
(4) 10.4~8.5 ka期间，栲/石栎属花粉含量首次快速增加，热带木本花粉含量首次明显增加，而常绿栎类花粉含量显著低于以前的所有阶段，炭屑浓度进一步降低，反映植被逐渐从半湿润常绿阔叶林演替成以栲/石栎属和常绿栎类为主的季风常绿阔叶林，而且栲/石栎属的比例逐渐超出常绿栎类，一些落叶阔叶树种和热带成分混生在林中。推测此阶段温度明显增加，季风增强，带来更多的降水。
(5) 8.5~4.3 ka期间，具有整个剖面最高的栲/石栎属和热带木本花粉含量以及最低的草本花粉含量，常绿栎类花粉含量相对前一阶段明显增加，炭屑浓度非常低，反映此阶段植被是以栲/石栎属为主的季风常绿阔叶林，林中有较多的常绿栎类和整个剖面比例最高的热带木本植物。推测此期气候是18.5 ka以来最暖最湿的，南亚季风最强，相当于全新世最适宜期。
(6) 4.3~1.0 ka期间，栲/石栎属花粉含量迅速下降，常绿栎类和热带木本花粉含量明显降低，而桤木属花粉含量快速增加到整个剖面的最高水平，禾本科和蒿属花粉含量明显增加，炭屑浓度显著增加，反映原始的常绿阔叶林快速退化，以桤木属为主的次生落叶阔叶林明显扩张并占较大面积，以禾本科和蒿属为主的草本比例明显增加。推测此期气候相对变凉、变干，相当于晚全新世降温期；同时，植被也可能开始受到人类活动的影响，表现为选择性的森林砍伐与农业种植。
(7) 自1.0 ka以来，桤木属花粉显著降低，禾本科花粉明显增加，松属、桦属、常绿栎类、栲/石栎属和蒿属有所增加，炭屑浓度非常低，反映桤木林面积快速减少，次生的半湿润常绿阔叶林有所恢复，以禾本科和蒿属为主的草本比例显著增加，指示研究区植被更开放。桤木是制造家具的好材料[31]，桤木林的快速减少可能是人类选择性砍伐的结果；草本扩张可能与人类刀耕火种有关；非常低的炭屑浓度可能是高的沉积速率的稀释作用导致的，同时也可能受人类控制火灾活动的影响[33]。
3.2.4 伍须海伍须海12.3 ka以来的孢粉组合揭示研究区的植被与气候经历了6个大的阶段(图 9)[40]。
(1) 12.3~11.8 ka期间，木本花粉含量相对较低，以相对较低的松属和常绿栎类花粉以及相对较高的桦/鹅耳枥属和云/冷杉属(Picea/Abies)花粉为主，草本花粉含量明显较高，以蒿属、毛茛科(Ranunculaceae)和莎草科为主，指示此阶段湖泊周围的森林组合为常绿栎类林、以桦/鹅耳枥属为主的落叶阔叶林和冷杉林，所在山地的较低海拔还分布有一定面积的松林，高海拔区的高山草甸占有相对较大的面积，推测此阶段研究区气候冷干。
(2) 11.8~10.4 ka期间，常绿栎类和云/冷杉属花粉含量变化不明显，而以桦/鹅耳枥属花粉为代表的木本花粉在11.8~11.4 ka期间快速增加，而草本花粉在此期间快速降低，然后在11.4~10.4 ka期间，桦/鹅耳枥属花粉含量达到整个剖面的最高值，松属花粉含量也有所增加，而草本花粉含量非常低，反映在11.8~11.4 ka期间，以桦/鹅耳枥属为主的落叶阔叶林面积快速扩张，而高山草甸向高海拔迁移；在11.4~10.4 ka期间，以桦/鹅耳枥属为主的落叶阔叶林所占面积为12.3 ka以来最大，较低海拔的松林面积也有所增加，高山草甸分布在更高海拔。推测11.8~11.4 ka期间，气候较明显地增温增湿；在11.4~10.4 ka期间，年均温度相对较高，但冬季温度仍相对较低，湿度相对较大。
(3) 10.4~8.3 ka期间，松属花粉含量有所增加，桦/鹅耳枥属花粉含量逐渐降低，常绿栎类和云/冷杉属花粉含量变化不大，草本花粉含量非常低，指示松林面积扩张，落叶阔叶林所占面积逐渐减少，推测此阶段年均温和冬季温度都进一步上升，湿度变化不大。
(4) 8.3~4.6 ka期间，常绿栎类花粉含量逐渐增加到整个剖面的最高值，桦/鹅耳枥属花粉含量进一步逐渐降低到较低水平，云/冷杉属花粉含量非常低，草本花粉含量也相对较低，反映此阶段常绿栎类林逐渐扩张，而以桦/鹅耳枥属为主的落叶阔叶林面积又进一步逐渐减少，云/冷杉林面积也有减少，高山草甸分布在高海拔区，推测此期年均温和冬季温度更高，降水的季节性逐渐增强，主要集中在夏季。
(5) 4.6~2.7 ka期间，常绿栎类花粉含量略有降低，但仍处于较高水平，桦/鹅耳枥属花粉含量相对较低，云/冷杉属花粉含量略有增加，草本花粉含量明显增加，反映此阶段常绿栎类林面积仍相对较大，云/冷杉林有所扩张，以桦/鹅耳枥属为主的落叶阔叶林所占面积较少，高山草甸向湖泊迁移。推测此阶段年均温降低，但冬季温度相对较高，夏季降水有所减少，湿度仍比较大。
(6) 自2.7 ka以来，常绿栎类花粉含量非常高，松属和草本花粉含量都相对较高，桦/鹅耳枥属和冷杉属的花粉含量都是整个剖面最低的，反映此阶段植被与现代植被相似，湖泊周围植被类型为常绿栎类林与云/冷杉林的组合，林中有一定比例的桦/鹅耳枥属等落叶阔叶树种，较低海拔分布着松林，高山草甸面积较大，相距湖泊较近。推测此阶段研究区气候与现今气候相似，年均温相对较低，冬季温和，年温差小，降水季节性强[40]。
3.3 硅藻研究结果与古环境重建泸沽湖22.0 ka以来的硅藻组合揭示泸沽湖生态和环境演化经历了7个大的阶段(图 10)[41~42]。
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图 10 泸沽湖主要硅藻属种百分比、浓度图[41~42] Fig. 10 Diatom percentage and concentration of selected taxa from Lugu Lake[41~42] |
(1) 22.0~18.1 ka期间，浮游硅藻丰度很低，以Pseudostaurosira brevistriata和Staurosirella pinnata(都为Fragilaria种类)为主的底栖硅藻丰度非常高，硅藻多样性(如图 10中的N2 diversity)相对较高，反映此阶段湖泊水位非常低，水体处于混合阶段，水温明显较低，水体营养很低，这与孢粉揭示的冷干气候一致。
(2) 18.1~14.4 ka期间，底栖硅藻以及小型Fragilaria的含量都逐渐减少，但仍占绝对优势；浮游硅藻含量有所增加，以耐营养种Stephanodiscus parvus的明显增多为代表，并伴随着一些耐营养种Asterionella formosa和Cyclostephanos dubius的少量出现，说明此期湖泊有所扩张，水深加大，但湖泊水位仍相对较浅，湖泊营养水平有所增加。
(3) 14.4~9.1 ka期间，以C.dubius和C.ocellata增加为主的浮游硅藻丰度显著增加，其浓度指示的生物量也明显增高，表明该时期温度升高，水体分层季节明显延长，水体营养水平增高；浮游/底栖种比值的增加和Fragilaria属种含量快速减少说明水体达到一定深度。在此阶段内，后期(10.8~9.1 ka期间)相对前期(14.4~10.8 ka期间)湖泊营养水平有所降低，水位相对更高一些。
(4) 9.1~7.7 ka期间，浮游硅藻种Cyclotella rhomboideo-elliptica含量明显增加，浮游种C. dubius由高值逐渐降低，底栖Fragilaria属种含量减少，浮游/底栖种比值明显增加，硅藻浓度增加，反映区域温度和降水升高，水深进一步增加，湖泊营养水平降低。
(5) 7.7~4.8 ka期间，浮游种C. rhomboideo-elliptica含量减少和C. dubius含量的增加反映湖泊营养水平增加；底栖Fragilaria属种含量增加，指示湖泊扰动增加；硅藻浓度峰值在此期出现，指示湖泊生产力的增加。这些变化总体反映了区域温度和降水的增加。
(6) 4.8~0.6 ka期间，C. rhomboideo-elliptica含量增加指示更加贫营养的湖泊环境，这主要受陆生有机质向湖泊输入减少的影响；底栖Fragilaria属种含量非常低，浮游硅藻浓度减少，进一步指示了水生生产力的降低。这些反映区域温度和降水的降低。
(7) 自0.6 ka以来，非常高的浮游硅藻丰度、硅藻浓度、C. dubius丰度和完全消失的C. rhomboideo-elliptica均暗示该时期水体营养明显增加，这与泸沽湖地区人类活动加强有关。
钻孔岩芯中硅藻和孢粉记录揭示了2万年来泸沽湖湖泊-流域系统的长期生态变化，显示了气候变化(温度和降水)通过影响流域-湖泊系统营养和热量结构，从而间接影响了湖泊生态变化[41~42]。
4 对比与讨论 4.1 中国西南地区近2万年来的气候变化历史综合分析星云湖、泸沽湖、腾冲青海湖和伍须海这4个湖泊的孢粉与硅藻研究结果，从各湖泊钻孔的孢粉组合中选择代表性的孢粉属种进行对比研究(图 11)，认为中国西南地区2万年来的气候特征既有区域性又有局域性。
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图 11 各湖泊代表性孢粉属种百分含量揭示的气候对比图 Fig. 11 Comparison of climate revealed by percentages of the representative pollen taxa in the four lakes |
时间跨度超过2万年的星云湖和泸沽湖的孢粉记录表明，冰盛期后首次开始升温的时间分别发生在18.2 ka和18.9 ka。除了孢粉记录外，星云湖的烧失量指标[43]和TOC含量[28]都在18.2 ka左右明显增加，也反映了此期温度的增加；泸沽湖在约18.0 ka浮游硅藻的扩张和TOC含量的增加，也指示了区域温度升高[41]。在2万年至首次升温之间，星云湖地区气候温和偏干，泸沽湖地区却寒冷干旱，湖泊水位低(图 6和7)。这种气候冷暖、干湿程度的差异，应该是受纬度效应和海拔高差的影响。
自冰盛期后首次升温以来，孢粉记录揭示星云湖地区在17.0~15.3 ka期间降水较18.2~17.0 ka期间要少一些；腾冲青海湖地区在17.9~15.0 ka期间比相邻的前后两个时期(18.5~17.9 ka和15.0~14.2 ka期间)都相对更凉更干；泸沽湖地区在17.0~16.1 ka期间有变冷干的波动。这3个湖泊所在地区的这些气候波动，在时间上大致对应于哈因里奇1事件(Heinrich Event 1或H1冷事件)，该事件除了反映在孢粉记录中外，腾冲青海湖中与孢粉指标同钻孔的黑炭、Ti和粒度等指标都揭示了明显的H1事件的存在[29, 49]；泸沽湖的碳同位素(δ 13 CPyC)指标也指示了H1事件期间南亚季风减弱[50]。H1事件在这3个湖泊中起始时间和气候变化程度的差别，这应该主要受不同地区对气候的敏感性不一样，以及测年可能存在不确定性等因素的影响。即使如此，星云湖、腾冲青海湖和泸沽湖这3个湖泊一致地反映了H1事件在中国西南地区普遍存在。
孢粉记录反映腾冲青海湖地区在14.2~13.0 ka期间，气候相对较暖湿，同钻孔的黑炭、Ti和粒度指标揭示此期明显更湿[29, 49]；泸沽湖孢粉记录反映该区在14.4~12.8 ka期间，温度上升，降水增加，这与此期TOC含量的明显增加[41]、碳同位素的明显偏负[50]相对应。这两个地区在该时期的温度和降水增加，在时间上对应Bølling/Allerød(B/A)暖期。而星云湖地区在15.3~12.3 ka期间气候整体较前期(18.2~15.3 ka期间)温度和湿度都有所下降，这与腾冲青海湖和泸沽湖地区同时期的气候变化具有明显的差异。
随后，腾冲青海湖地区在13.0~11.5 ka期间，气候相对更干；泸沽湖地区在12.8~11.8 ka期间，存在湿度下降的波动；时间跨度为12.3 ka的伍须海孢粉记录指示在12.3~11.8 ka期间气候冷干；星云湖在12.3~11.4 ka期间比相邻的前后时期(15.3~12.3 ka期间和11.4~10.2 ka期间)都要偏干。腾冲青海湖、泸沽湖、伍须海和星云湖的孢粉记录均揭示此期的气候波动对应新仙女木事件(YD冷事件)，这一事件在腾冲青海湖的黑炭、Ti和粒度指标[29, 49]，泸沽湖的TOC含量[41, 51]与碳同位素指标[50]中都有明显反映。只是星云湖孢粉指标揭示的YD冷事件开始时间稍微落后于其他湖泊，这可能是由于星云湖处于低纬地区的较低海拔，而且周围地形地势相对较平坦，对气候变化相对没那么敏感。
腾冲青海湖、泸沽湖、伍须海和星云湖这4个湖泊的孢粉记录一致地反映了全新世开始时间在11.8~11.4 ka左右，但4个湖泊揭示的气候进入全新世的表现有所不一致。腾冲青海湖从11.5 ka开始，气候逐渐变暖变湿；泸沽湖从11.8 ka开始，气温和降水开始有所增加；星云湖从11.4 ka开始，温度和湿度也逐渐增加；伍须海却从11.8 ka开始，温度和湿度都明显增加。随后腾冲青海湖从10.4 ka开始，气候明显变暖湿；泸沽湖从9.6 ka开始，湿度才开始明显增加；星云湖从10.2 ka开始，气候快速变暖湿；伍须海从10.4 ka开始，年均温和冬季温度都上升，湿度变化不大。
腾冲青海湖、泸沽湖和伍须海的孢粉记录均揭示全新世适宜期发生在中全新世，具体时间分别为8.5~4.3 ka期间、8.8~3.4 ka期间和8.3~4.6 ka期间。表现的气候特征在腾冲青海湖为温暖湿润，对其孢粉进行的年降水量初步定量重建结果也表明在这个时段内降水最多[52]；在泸沽湖为降水多、湿度最大；在伍须海为年均温与冬季温度最高且降水的季节性强；而星云湖揭示的全新世适宜期在10.2~4.6 ka期间，且10.2~7.6 ka期间比后期的7.6~4.6 ka期间气候更稳定而且稍偏湿。全新世适宜期后，各地区先后进入晚全新世降温期。
4.2 气候变化机制探讨与南亚季风演化历史 4.2.1 冰盛期后首次升温时间的探讨本文讨论的4个湖泊中，仅星云湖和泸沽湖的孢粉记录时间跨度超过2万年，这两个湖泊记录了冰盛期后首次开始升温的时间分别发生在18.2 ka和18.9 ka，这一结论在中国西南地区以前许多分辨率较低的记录中都没有发现。随着测年准确度和样品分辨率的增加，近年来，逐渐有研究提出该观点，如Cook等[25]基于云南省属都湖的多指标分析认为17.7~17.4 ka期间是一个气候更暖湿的阶段；滇西北天才湖的孢粉研究结果也表明，研究区温度和湿度从18.7 ka左右开始增加[53]。在受南亚季风影响的其他地区，也有较多研究发现最早的冰消期变暖发生在约19.0 ka，如印度洋西北部的也门索科特拉岛的石笋M1-5氧同位素记录表明印度洋降水在19.0~17.4 ka之间有所增加[54]；来自阿拉伯海西北部NIOP905孔的浮游有孔虫Globigerinoides ruber的氧同位素[55]与孟加拉湾SK218/ 1孔、阿拉伯海东部AAS9/ 21孔的浮游有孔虫G. ruber的Mg/Ca比值与氧同位素[56]重建的海表温度也表明印度洋北部最早的冰消期变暖也发生在约19.0 ka左右。除此之外，一些集成的区域乃至全球的研究也认为最早的冰消期变暖也发生在约19.0 ka左右，如从75条古气候记录推测的中亚季风区的平均有效湿度表明末次冰盛期以后的气候在约19.0 ka逐渐好转[57]；印度洋和全球陆表温度的主成分(PC1s)显示，印度洋和全球陆地首次增温分别开始于约18.5 ka和18.8 ka[58]。在测年误差范围内，所有的热带和亚热带太平洋海表温度记录表明冰消期变暖开始于19±1 ka，这与冰消期海平面上升的开始时间一致[59]。然而，关于冰消期最早变暖的开始时间仍然存在争议，Dansgaard等[60]首次观察到北大西洋和格陵兰冰消期首次突然变暖事件发生在14.5±0.15 ka，这得到了Johnsen等[61]和Grootes等[62]的证实。与这观点一致，董哥洞和葫芦洞的石笋氧同位素记录也指示了冰盛期以后东亚季风在约14.5 ka首次增强[63~64]；中亚季风区的其他记录也表明冰盛期以后亚洲季风环流的首次增强发生在B/A暖期的开始[65~66]。本研究获得的中国西南地区冰消期首次变暖发生在18~19 ka的观点不同于北大西洋和格陵兰的温度记录[60~62]以及基于董哥洞与葫芦洞石笋的东亚季风记录[63~64]，说明中国西南地区冰消期首次变暖不是主要受北半球高纬冰量的控制。然而，与中亚季风区的平均有效湿度增加[57]、印度洋[58]、热带亚热带太平洋[59]、南极洲[67]与全球陆地的最早冰消期温度增加[58]一致，说明在这些地区之间气候信号的传播存在很强的联系。根据25°N夏季平均太阳辐射量从21 ka左右开始增加，推测其触发了中国西南地区冰消期变暖，即随着低纬地区夏季太阳辐射量的增加，热带印度洋接收到更多的热量，导致南亚季风的增强，进而影响中国西南地区，并导致该区在18~19 ka之间变暖。
4.2.2 气候模式异同(冰后期H1、B/A、YD事件与全新世最适宜期)的探讨本研究中的西南地区4个湖泊中，腾冲青海湖和泸沽湖的孢粉记录揭示了相似的气候模式，即在冰后期都存在H1冷事件、B/A暖期和YD冷事件，并于11.5 ka左右进入全新世，一开始是缓慢增温，随后在10.0 ka左右进入明显变暖湿的时期，全新世适宜期都出现在中全新世，然后进入晚全新世降温期。伍须海时间跨度为12.3 ka的岩芯也揭示了YD冷事件的存在，其结束时间与泸沽湖一致；随后快速明显增温增湿，在早全新世就具有相对较高的年均温，湿度也相对较大，但冬季温度较低；中全新世年均温和冬季温度更高，降雨季节性增强，主要集中在夏季，是该地区最适宜的时期；晚全新世年均温降低，但冬季温度较高，降雨季节性仍较强。而星云湖的孢粉记录揭示从18.2 ka开始升温以后，在冰消期存在相对较弱的H1和YD冷事件信号；另外，B/A暖期对应的时段在星云湖地区没有明显的反映，甚至表现为逐渐变凉干的特点，这与腾冲青海湖和泸沽湖地区相应时期的气候特征表现不一致。除此之外，其不同之处还表现在星云湖地区的最适宜期是在早全新世，中全新世虽然仍比较适宜，但气候有一定的波动且稍微更偏干一些。
腾冲青海湖和泸沽湖地区相似的气候模式说明两地区气候的驱动机制相似。两个湖泊处于中国西南地区偏西的位置，夏季主要受南亚季风的影响，东亚季风很少影响到这两个湖泊所在的区域；冬季由于受青藏高原的阻挡，几乎不受冬季风的影响，而主要受南支西风的控制。因此，腾冲青海湖与泸沽湖的化石孢粉揭示了较单一的南亚季风演化历史。即：2万年来，南亚季风从19.0 ka左右开始逐渐增强，在季风逐渐增强的过程中，存在两次明显的季风减弱期，分别对应H1和YD冷事件；在11.5 ka左右，南亚季风进一步增强，并在中全新世(8.5~4.3 ka期间)最强盛，随后又逐渐减弱。
除腾冲青海湖和泸沽湖揭示了这种气候模式外，位于这两湖之间的滇西北天才湖的孢粉记录[53, 68]以及受南亚季风影响的其他地区的古气候记录如阿拉伯海沉积物总反射率(L*)记录[69]、阿拉伯海西部NOIP905孔[55]和孟加拉湾KL126孔[70]的浮游有孔虫G. ruber的氧同位素记录等也揭示了相似的气候模式。这种气候模式自冰消期首次升温以后至中全新世适宜期，在整体逐渐增温的背景下，存在H1和YD突然变冷事件，这些突然变冷事件在洱海的碳同位素指标中也有清楚的反映[71]，这些事件的发生可能与大西洋温盐环流减弱有关[53]。而逐渐增温的趋势主要受夏季太阳辐射量从约21 ka逐渐增加，到11 ka左右达到峰值，然后又逐渐降低的控制；同时，温室气体浓度的变化(在B/A暖期和全新世开始时明显增加)也起了重要的调制作用[58]，对此已有文献[53]进行了讨论，这里不再详细阐述。然而孢粉与硅藻揭示的南亚季风区的全新世适宜期不是发生在早全新世，而是发生在中全新世，对这种中全新世适宜期滞后于夏季太阳辐射量峰值的解释，Griffiths等[72]认为海平面上升是一个更重要的区域强迫机制。根据红海底栖有孔虫和巴巴多斯岛珊瑚礁的氧同位素重建的海平面变化显示，海平面因冰川在太阳辐射量达到最大值以后仍继续融化而继续升高，并于约6.5 ka达到稳定，这导致此时季风可获得的水汽来源更广、传播的路径更短[72]。Overpeck等[73]认为这种几千年的滞后主要受海表温度和冰量范围的影响。从阿拉伯海西部的ODP 723站点的海表温度和北大西洋SU 81-18孔的海表温度都表明，最高的海表温度出现在约7.0 ka[73]，这对应于本研究的全新世气候适宜期。高的海表温度增加了海陆差异，导致能获得更多的水汽和更强的季风。Xiao等[33]认为，中国西南地区全新世适宜期发生在中全新世，可能与25°N的9月太阳辐射量峰值出现在6 ka左右有关。除此之外，当地的温度和蒸发量、地下水供给、区域降水梯度、中纬西风导致的气候混乱、厄尔尼诺南方涛动[74~75]，以及当地地形、雨影效应等都可能影响指标对气候的响应[76]。
伍须海时间跨度为12.3 ka的孢粉记录揭示的气候历史总体上与腾冲青海湖和泸沽湖对应时段的气候模式相似，但在由YD结束向全新世转换的过程中，气候快速明显增温增湿，并在早全新世就具有相对较高的年均温、湿度也相对较大，但冬季温度较低，这与腾冲青海湖和泸沽湖揭示的从YD结束后气候逐渐缓慢好转不一致。这可能是伍须海在中国西南地区所处位置偏北偏东、海拔较高，夏季除主要受南亚季风的影响外，当东亚夏季风强盛时，也会一定程度上受到东亚夏季风的影响，而冬季可能较多地受到东亚冬季风的影响。伍须海早全新世的气候特征说明早全新世东亚夏季风和冬季风都比较强盛，影响到伍须海地区的气候。
星云湖与泸沽湖和腾冲青海湖的气候模式不一致，可能是星云湖在中国西南地区偏东一些，在主要受到南亚季风影响的同时，还受到东亚夏季风的影响。由于不同时期受东亚夏季风影响的程度不一样，两者相互作用后导致星云湖地区的气候效应更加复杂。当受东亚夏季风影响较弱时，主要表现为与南亚季风一致的气候模式，当受东亚夏季风影响相对较强时，表现出来的气候特征不同于南亚季风区，也不完全与东亚季风区相同，可能具有自己独特的气候特征，如在15.3~10.2 ka期间，温度可能有所下降，气候整体较干旱，与东亚季风区与南亚季风区普遍存在的B/A暖期气候特征不一致；而早全新世适宜期可能是南亚季风相对较弱，更主要受东亚夏季风的影响。
东亚夏季风在全新世何时最强盛仍存在争议。如：中国北方较多的古气候记录[77]和中国东南部的一些古气候记录[78~80]反映了中全新世气候最适宜；而中国东南部也有较多研究反映了早全新世最适宜，如：广东省湛江市湖光岩玛珥湖高分辨率的孢粉记录[81]与其他多指标研究[82~83]、江西省定南县大湖泥炭剖面的孢粉记录[84]与其他多指标研究[85~86]、湖北省神农架大九湖的孢粉记录[87]与其他多指标研究[88]都揭示早全新世是气候最适宜期，为东亚夏季风最强盛的时期。本文的研究结果也支持早全新世东亚夏季风强盛的观点。
4.2.3 晚全新世降温与人类活动的探讨星云湖、腾冲青海湖、泸沽湖和伍须海孢粉记录揭示晚全新世植被发生明显变化的时间分别为4.6 ka、4.3 ka、3.4 ka和4.6 ka，这个时间差异除了受测年存在不确定性的影响外，还可能受人类活动影响的开始时间与强度不一样，以及对气候的敏感度不同的影响。新石器时代是以发明农业、制陶术和磨制石器为特征的时代。现已查明，在星云湖附近发现了较多滇池地区新石器时代文化的遗址，这些遗址已有的14C年代测定为距今4000~5000年[89]；洱海地区的新石器时代文化之西界已达到保山、腾冲、龙陵等市县，其代表类型宾川白羊村遗址的14C测年为距今3770±85年，昌宁县达丙营盘山房屋炭化木柱的14C年代为距今3304±82年[89]，说明洱海地区的新石器文化遗址的年代可能稍落后于滇池地区。这些地区发现的新石器文化遗址的可能年代与星云湖、腾冲青海湖孢粉记录揭示植被分别在4.6 ka和4.3 ka发生明显变化相对应，反映青海湖和星云湖周围植被在约4.0 ka或稍早一点就受到较强烈的人类活动影响。这在孢粉组合中也有明显反映，即指示人类农作物种植的禾本科在青海湖和星云湖中都有明显增加。
泸沽湖和伍须海深藏于横断山脉腹地。泸沽湖地区的人类活动从元朝末年开始有记载，至今有600多年的历史。但由于交通不便，人口密度小，与外界的物质、文化信息交流程度低，其自然生态系统保存完好，但随着近十几年泸沽湖湖区旅游业的发展，周围山地森林被不同程度地砍伐；伍须海位于九龙县北部，距离县城25 km，目前仍然完全保持着原始生态。因此，泸沽湖和伍须海的化石孢粉揭示的晚全新世发生在3.4 ka和4.6 ka的植被变化主要受气候变化的控制。在中国西南部位置偏北偏东、海拔较高地区的植被更敏感地记录了气候变化：即晚全新世从约4.6 ka开始，中国西南地区温度逐渐降低，年温差逐渐变小，湿度逐渐下降，一开始由于温度和降水减少的幅度较小，仅较敏感的伍须海地区的植被有所响应，而泸沽湖由于所处位置相对伍须海偏南偏西、海拔较低，对气候的响应不如伍须海敏感，因此直到3.4 ka，当温度和降水降低到一定程度，超出了该地区植被变化的阈值后植被才发生明显改变。而腾冲青海湖和星云湖周边的植被则在人类活动和气候逐渐变凉干的叠加影响下，分别于4.3 ka和4.6 ka发生了明显变化。
自晚全新世植被首次发生明显变化后，腾冲青海湖化石孢粉揭示植被在1.0 ka左右又发生了一次明显的变化。历史记载大理国(1.01~0.7 ka期间)前期，首次在腾冲设立治所——软化府；随后，元、明两代实行屯田制，对腾冲的开发和经济繁荣起了重要作用。明代王骥率15万大军在腾冲安营扎寨，开垦农田，兴修水利，发展了农业[90]。孢粉组合也表明，代表人类农作物种植的禾本科孢粉含量进一步明显增加，而桤木属花粉含量迅速减少，桤木是制造家具的好材料[31]，这指示了人类的选择性砍伐。因此，孢粉组合和历史记载综合反映了腾冲青海湖地区在1.0 ka左右的植被明显变化应该是人类活动影响进一步加强导致的。星云湖自4.6 ka以后，气候在整体变凉干的背景下有两次暖偏湿的波动。伍须海地区在2.7 ka左右，年均温低、冬季温和，降雨季节性强。而泸沽湖自3.4 ka以后植被没有明显的变化。
5 结论综合中国西南部位于不同纬度、不同海拔，代表不同地貌、气候和植被单元的星云湖、腾冲青海湖、泸沽湖和伍须海近2万年来的孢粉、硅藻记录，揭示了南亚季风区中国西南部约2万年来的气候变化既有区域性又有局域性。在中国西南地区，冰盛期后首次开始升温的时间发生在19.0~18.0 ka之间。在中国西南部偏西偏南、受较单一南亚季风影响的区域，冰后期都存在H1冷事件、B/A暖期和YD冷事件，并于11.5 ka左右进入全新世，一开始是缓慢增温增湿，随后在10.0 ka左右进入明显变暖湿的时期，全新世适宜期都出现在中全新世，然后进入晚全新世降温期，并逐步开始受到人类活动的影响。这种气候模式主要受南亚季风的影响，南亚季风从19.0 ka左右开始逐渐增强，在季风逐渐增强的过程中，存在两次明显的季风减弱期；在11.5 ka左右，南亚季风进一步增强，并在中全新世(8.5~4.3 ka期间)最强盛，随后又逐渐减弱。在中国西南部偏东、偏北的区域，当东亚季风较强盛时，在主要受到南亚季风影响的同时，还受到东亚季风的影响，由于不同时期受东亚季风影响的程度不一样，两者相互作用后导致这些区域的气候效应更加复杂。
对南亚季风区2万年来的气候变化机制探讨认为，冰盛期后首次升温应是低纬夏季太阳辐射从21 ka左右开始增加，触发了中国西南地区冰消期变暖；冰消期首次升温以后至中全新世适宜期，在整体逐渐增温的背景下，存在H1和YD突然变冷事件，这些突然变冷事件可能与大西洋温盐环流减弱有关；而逐渐增温的趋势主要受夏季太阳辐射量的控制，同时，温室气体浓度的变化也起了重要的调制作用。南亚季风区的全新世适宜期不是发生在早全新世，而是发生在中全新世，滞后于夏季太阳辐射量峰值可能是受海平面上升、海表温度、冰量范围、9月太阳辐射量等多种因素的共同影响。
致谢: 感谢中国科学院南京地理与湖泊研究所羊向东研究员提供泸沽湖的主要孢粉属种数据、王倩博士提供泸沽湖的硅藻数据；张恩楼研究员提供伍须海的主要孢粉属种数据；纪明提供星云湖的主要孢粉属种数据。
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Abstract
Xingyun Lake is located in central Yunnan Province, Southwestern China with 1722 m a.s.l. Qinghai Lake is situated in southwestern Yunnan Province with 1885 m a.s.l. Lugu Lake, the third largest deepwater lake in China, is located on the boundary between Yunnan and Sichuan provinces with 2690 m a.s.l. Wuxu Lake is located in southwestern Sichuan Province, the eastern branch of the Hengduan Mountains on the southeastern margin of the Qinghai-Tibetan Plateau and its altitude is 3760 ma.s.l. These four lakes are located in different latitude and altitude regions in Southwestern China, and they represent different topographic, climatic and vegetation units. Four continuous sedimentary cores were recovered using a UWITEC piston corer from Xingyun, Qinghai, Lugu, and Wuxu lakes, respectively. The geographical location and water depth of these four cores are 24°21'33.4″N, 102°47'11.1″E, 8.5 m in depth; 25°7'56.8″N, 98°34'19.2″E, 6.3 m in depth; 27°43'08.4″N, 100°46'33.9″E, 69.3 m in depth; and 29°9'11.48″N, 101°24'21.6″E, 30 m in depth, respectively. 127 pollen samples from Xingyun Lake, 377 pollen samples and 600 diatom samples from Lugu Lake, 278 pollen samples from Qinghai Lake, and 276 pollen samples from Wuxu Lake were analyzed, respectively. These pollen and diatom records spanning ca. 20 ka(1 ka=1000 cal. a B.P.) reveal histories of climate change and the South Asian monsoon since 20 ka in Southwestern China. The results show that the initial Late Glacial warming in Southwestern China was at 19.0~18.0 ka. After the initial Late Glacial warming, the climate was different in different regions of Southwestern China. Namely, the Heinrich Event 1, the Bølling-Allerød warm period and the Younger Dryas event during the last deglaciation are ubiquitous in the west and south regions of Southwestern China, affected solely by the South Asian monsoon. The start of the Holocene is recorded at 11.5 ka. Since then, the temperature and humidity began to slowly increase. From ca. 10.0 ka, the climate warmed and humidified faster, and culminated at the mid-Holocene. Then, the climate deteriorated, accompanied by evidence for human impact. However, the east and north regions of Southwestern China are simultaneously affected by the East Asian monsoon, resulting in a more complicate climate effect. These climate changes since 20 ka in Southwestern China reveal that the South Asian monsoon began to strengthen gradually at ca. 19.0 ka. In the course of the gradual strengthening of the monsoon, there are two obvious monsoon weakening periods, corresponding H1 and YD events, respectively. The South Asian monsoon strengthened further at 11.5 ka and reached to the maximum at the mid-Holocene, and then the monsoon gradually weakened. Based on this study, we consider that the initial late glacial warming and the tendency of gradual increase of temperature are controlled by summer solar insolation. At the same time, the variations in greenhouse gas concentrations also modulate the overall structure. Whereas the Heinrich Event 1 and the Younger Dryas event may be related to the slowdown of the ocean's thermohaline circulation. Holocene climatic optimum occurred at the mid-Holocene in the South Asian monsoon regions, which was likely caused by the interplays of multiple large-scale boundary conditions, including direct and indirect insolation controls, sea-level change, sea-surface temperature, and remnant ice sheets.