2018, Vol.38
2 中国科学院大学, 北京 100049)
晚全新世是与人类联系最为紧密的时期，其气候变化研究对认识人类活动在过去和将来气候变化中的作用以及预测未来的气候变化具有重要的科学意义。近年来，我国对晚全新世以来的气候变化研究取得了显著进展，众多学者利用冰芯[1~4]、树轮[5~7]、湖泊沉积[8~11]、泥炭[12~13]、石笋[14~16]和历史记载[17~19]等记录重建了晚全新世以来高分辨率的气候变化。在已有的晚全新世气候变化研究中，一部分记录揭示了晚全新世降温期、中世纪暖期、小冰期以及20世纪暖期等重要的特征时期，但对于这些特征时期是否具有全球性，以及其起止时间、波动幅度、产生原因等方面存在分歧；而另一些研究对是否存在所有这些重要的特征时期持否定态度，因此仍需在全国范围内寻找更多对气候变化敏感、高分辨率的记录开展晚全新世以来的气候变化研究。
青藏高原以其独特的地形特征，影响着整个东亚的大气环流及水热分布状况，一直以来是全球气候变化研究的重点区域。其东南缘即我国西南低纬高原地区，地势起伏大，气候主要受西南季风和高原季风的影响[20]；同时，这一地区也是我国重要的水汽通道，汇集了印度洋、孟加拉湾、阿拉伯海的水汽向我国东部地区输送，对我国气候变化有着深远的影响[21]。因此，对于青藏高原东南缘古环境及古气候的研究具有重要意义和价值。
湖泊沉积物因具有时间跨度长、连续性好、分辨率高、所含信息量丰富等特点，能够如实反映流域气候与环境的演变过程，已成为众多学者开展古气候与古环境研究的首选材料[22~25]。湖泊沉积物中的粒度、磁化率、总有机碳(TOC)等是重建古气候的重要指标[26~29]。因此，本文通过对位于青藏高原东南缘、对气候变化敏感的格贡错那卡湖进行高分辨率的粒度、磁化率和TOC含量的指标分析，基于精确的年代序列，探讨了研究区晚全新世以来的环境与气候变化特征，分析了可能的驱动因子，为认识西南季风区晚全新世的气候变化特征提供参考依据。
1 研究区概况与研究方法 1.1 研究区概况格贡错那卡湖位于云南西北部的迪庆藏族自治州中甸县中部，地理位置28°08′47.65″~28°08′58.47″N，99°55′05.85″~99°55′32.24″E；湖面海拔4214 m。中甸县地处云贵高原向青藏高原过渡的腹地，位于三江褶皱系与扬子准地台交接地带，地质构造复杂，冰川地貌、构造地貌等发育。格贡错那卡湖按成因属于冰斗湖，四周地形呈围椅状，除东南部地势相对低平外，周围都被高山围绕，湖泊周围最高山峰海拔近4600 m。湖泊面积较小，约0.15 km2；湖水较深，最大水深38 m；湖盆陡峭，为平底锅状，离岸距离不到50 m处，水深就超过20 m。湖泊水量补给主要来自大气降水、冰雪融水和地表径流，没有外来河流输入，东部有一个出水口，湖泊水位高时，有出流，水位较低时，为封闭式湖泊。湖区年平均气温为4 ℃，年降水量450 mm，属于高原寒带半湿润气候。湖区植被除从湖泊南岸向上约100 m范围内分布有相对低矮的冷杉林外，其他都为高山灌丛草甸，以杜鹃(Rhododendron)、沙棘(Hippophae)、禾本科(Poaceae)和莎草科(Cyperaceae)等植物为主[30]。
1.2 样品采集与实验方法2015年8月，课题组使用奥地利产UWITEC重力采样器在格贡错那卡湖湖心水深37.5 m处，钻取两根平行长柱A孔和B孔，另外，还有一根50 cm长的短柱C孔，采样点经纬度为28°08.893′N，99°55.255′E(图 1b)。A孔为主孔，用于AMS14C测年和粒度、磁化率与TOC含量的环境指标分析；B孔备用，C孔用于210Pb、137Cs测年。A孔总长184 cm，岩芯岩性为：0~106 cm之间为黑色泥，106~184 cm之间为浅灰色泥。在野外，将岩芯按1 cm为间隔分样，得到184个样品。粒度、磁化率与TOC含量指标均以1 cm为间距进行分析。
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图 1 格贡错那卡湖采样点位置图 (a)云南省地形图；(b)采样点和格贡错那卡湖及其周围卫星图；(c)湖泊照片 Fig. 1 Location map and settings of Gegongcuonaka Lake (a)Topographic map of Yunnan Province and the location of Gegongcuonaka Lake; (b)Location of sampling site and satellite image around Gegongcuonaka Lake(image taken from Google Earth); (c)Photo of Gegongcuonaka Lake |
沉积物粒度测定：取沉积物样品0.2 g左右放于100 ml的烧杯中，加入20 ml蒸馏水和10 ml浓度为10 %的双氧水，放置在40 ℃的水浴锅中加热，直到完全除去样品中的有机质以及过量的双氧水完全分解；再加入10 ml浓度为10 %的稀盐酸，用于除去样品中的碳酸钙；待反应停止后，往烧杯中加满水，静置一夜直至所有颗粒全部沉降，抽去上层清液，多次换水，洗去过量盐酸，使样品呈中性；加入20 ml蒸馏水和10 ml浓度为0.05 mol/L的分散剂六偏磷酸钠，将烧杯放入超声波清洗仪内超声震荡15 min即可用于测试。本文采用英国Malvern公司生产的Mastersizer 2000激光粒度仪进行粒度测量，重复测量使误差小于± 5 %。
磁化率测定：样品首先在烘箱中40 ℃下烘干，装入2×2×2 cm3的无磁塑料盒中，经过压实、称重，置于远离磁场干扰的环境中，采用英国Bartington公司生产的MS2型磁化率仪测量低频和高频磁化率。为了减少测量误差，每个样品共测量4次，结果取其平均值。
沉积物总有机碳(TOC)的前处理与测定：取1 g左右样品，加足量稀盐酸，充分反应去除碳酸盐，用纯水洗至中性，离心后60 ℃烘干称重、研磨，采用元素分析仪(意大利EuroVector公司，EA3000型)在1020 ℃氧化条件下测定TOC含量，其检测不确定度为11 % (K=3)[31]。
年代测试：本岩芯年代进行了210Pb、137Cs测年和AMS14C测年。210Pb、137Cs测年用短孔C孔的样品测试，在中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊与环境国家重点实验室完成，使用美国EG & G Ortec公司生产的高纯锗井型探测器和IBM微机构成的16K多道分析器测量。在对A孔分样时，分别在21 cm、96 cm和177 cm处获得3个陆生植物残体样品，用于AMS14C测年，测年在波兰波兹南放射性实验室(Poznan Radiocarbon Laboratory)完成。AMS14C测年结果使用Calib7.0校正程序的IntCal13数据库进行日历年校正，使用2σ校正年龄。
2 代用指标的环境意义 2.1 沉积物粒度的环境意义粒度是指碎屑颗粒的大小，是沉积物的主要特征之一，沉积物的粒度组成与搬运营力、搬运距离和动力条件密切相关[32]。对于湖泊而言，沉积物的粒度可以直接反映湖区气候的干湿变化、湖水动力条件、物源供给状况、地表径流强弱等[33]。但是对于不同的时间尺度、不同的气候区、不同的湖泊类型，粗细颗粒的环境指示意义存在着很大的区别。在长时间尺度、低分辨率(百年、千年)研究中，粗粒沉积物指示湖泊收缩、湖水较浅的干旱气候期，细粒沉积物指示湖泊扩张、湖水较深的湿润气候期；在短时间尺度、高分辨率(年际、10年)研究中，粗粒沉积物指示降雨量较大的湿润年份，细粒沉积物指示降雨量相对较小的干旱年份[27]。格贡错那卡湖属于半封闭型深水湖，湖泊面积较小，湖盆陡峭，为平底锅状，钻孔位置位于湖心，这种湖泊特征决定该钻孔的粒度粗细受水深、面积的影响较小，更主要是受强降水给湖泊带来粗颗粒的影响，强降水导致水动力增强，输送更多粗颗粒到湖心。格贡错那卡湖钻孔序列的粒度分布特征曲线主要以显著的单峰分布为主(图 2)(每隔10个样品抽取一个样品绘制的粒度特征分布图)，沉积过程应主要受地表径流单一沉积作用的影响。由此认为，格贡错那卡湖沉积岩芯粒度变化反映湖区降水或冰雪融水强度的变化，进而指示湖泊水动力条件以及研究区干湿变化，即钻孔沉积物细粒组分指示降水或冰雪融水强度小、湖泊水动力较弱、气候偏干，沉积物较粗组分指示降水或冰雪融水强度大、水动力相对较强、气候偏湿，用粗颗粒组分指示强降水如暴雨洪水。
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图 2 格贡错那卡湖粒度分布特征曲线 Fig. 2 Grain size distribution for the core in Gegongcuonaka Lake |
传统的粒度参数有中值粒径、平均粒径、标准偏差、偏度、峰态，这些参数反映沉积物的多个动力条件的平均水平，因而其环境指示意义可能有限。本文使用粒级-标准偏差法提取粒度的敏感组分[34~35]来进行研究。图 3中标准偏差峰值及拐点位置对应的粒级为格贡错那卡湖对环境变化最为敏感的粒度组分，即4~7 μm、11~20 μm和106~175 μm为格贡错那卡湖的敏感粒级指标。其中，4~7 μm表示细粒组分，指示弱降水、弱的水动力条件；11~20 μm表示较粗颗粒组分，指示相对较强的降水与水动力条件；106~175 μm表示粗颗粒组分，指示强降水与强水动力条件。
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图 3 格贡错那卡湖沉积物粒径-标准偏差图 Fig. 3 Standard deviation values vs. grain size class diagram in Gegongcuonaka Lake |
湖泊沉积物磁化率反映的是样品中磁性矿物的富集程度，主要取决于沉积物中磁性矿物的种类、含量和磁性矿物颗粒的粒度组成[36~37]，其变化特征与沉积物的物质来源以及湖泊沉积环境密切相关[28, 38]。在湖泊物源相对稳定的条件下，区域气候变化成为主导因素，即当气候湿润时，降水量的增加会使侵蚀加剧、风化作用加强，地表径流增大，水动力增强，带入较多的外源碎屑物质，使磁性矿物含量增加，从而使磁化率增大；当气候干旱时，降水量减少使水动力减弱，外源碎屑物质含量较低，磁性矿物输入量减少，从而使磁化率值降低[39~40]。
格贡错那卡湖由于无河流注入，流域面积相对较小，是一个半封闭式的高山湖泊，其沉积物源相对稳定，因此磁化率指标能较好地反映气候变化导致的流域侵蚀状况、流域与湖泊水文条件的变化等。常用的磁化率指标有低频磁化率、高频磁化率和频率磁化率[38, 41~42]，本研究的低频与高频磁化率变化趋势几乎一致，而频率磁化率指标在整个序列中变化不明显，因此本文仅选择质量低频磁化率(χlf)指标与其他环境指标综合重建古环境与古气候。在格贡错那卡湖的沉积岩芯中，质量低频磁化率值越高，指示流域地表侵蚀越强，湖泊水动力越强，气候越湿润，反之则指示较弱的地表侵蚀和水动力条件，气候干旱(图 4)。
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图 4 格贡错那卡湖环境指标曲线 Fig. 4 Curves of environmental proxies in Gegongcuonaka Lake |
湖泊沉积物中的总有机碳含量(TOC)是对湖泊内外生物综合生产力现状的直接体现，主要来自湖泊内源水生生物及藻类和入湖水流带入的流域植被[29]。通常在暖湿气候时期，湖泊内水生生物及藻类发育，并且流域内植被茂盛，因此沉积物中含有较高的有机质。对于地处寒冷气候区的湖泊而言，气温是影响生物生长的主导因素，有机碳含量在一定程度上可以反映气温的变化，这一点在众多湖泊沉积研究中已得到证实[29, 43~44]。格贡错那卡湖处于高寒地区(海拔4214 m)，因此，温度变化应是影响湖泊沉积物中TOC的主要因素，即当气温较高时，流域植被和湖泊内水生生物发育，湖泊生产力提高，沉积物中TOC含量高，当气候寒冷时，流域植被和湖泊内水生生物减少，湖泊生产力下降，TOC含量低。也就是说，本研究湖泊沉积物的TOC含量高值对应暖期，低值对应冷期(见图 4中TOC含量的变化)。
3 结果与分析 3.1 年代序列本文的年代序列应用210Pb测年和AMS14C测年相结合的方法建立年代序列。137Cs测量结果显示比活度低，不具有1986年和1963年的峰，因此仅利用210Pb的测量结果来确定年代，结果如图 5a所示。3个陆生植物残体样品的AMS14C测年及校正结果见表 1。结合210Pb测年(选择中间12 cm处和底部27 cm处的年龄)、AMS14C测年与表层样品的年龄(为采样时间，即2015 A.D.)，使用Bacon程序中贝叶斯模型[45]建立格贡错那卡湖沉积岩芯的深度-年龄模式(图 5b)，推测岩芯底部184 cm处的年代约为3570 cal. a B. P.。
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图 5 格贡错那卡湖钻孔的年代序列图 (a)210Pb测年结果；(b)Bacon程序建立的深度-年代模式 Fig. 5 Age-depth model for Gegongcuonaka Lake (a)The210Pb dating results; (b)Bayesian age model based on Bacon program |
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表 1 格贡错那卡湖钻孔AMS14C测年结果 Table 1 The AMS14C dating results in Gegongcuonaka Lake |
根据粒度的敏感组分、磁化率和TOC指标的变化特征，将格贡错那卡湖过去3570年以来的沉积序列与古环境、古气候分为6个阶段(图 4)：
阶段Ⅰ：184.0~179.5 cm(3570~3490 cal. a B. P.)。本阶段细粒组分含量在19.4 % ~27.9 %之间，从下至上有明显增加趋势，平均为23.3 %；较粗组分整体相对较高，在23.1 % ~32.5 %之间，平均为26.1 %，有明显下降趋势；粗粒组分含量较低，在0.15 % ~0.21 %之间；χlf值相对较高，平均为13.5×10-8m3/kg，波动于10.3×10-8~ 17.3×10-8m3/kg之间，有明显降低趋势；TOC含量迅速降低，波动于7.1 % ~8.5 %之间，平均为7.6 %。环境指标的变化反映该阶段降水(或冰雪融水)强度和水动力条件由强变弱，地表侵蚀减弱，流域植被生物量和湖泊初级生产力下降，推测此期气候由相对暖湿快速变冷变干，为显著的降温减湿期。
阶段Ⅱ：179.5~153.5 cm(3490~2860 cal. a B. P.)。本阶段细粒组分含量为整个剖面的最高值，而且波动较小，平均为27.8 %，在25.6 % ~29.7 %之间；较粗颗粒组分含量处于整个序列的最低时段，在19.0 % ~25.4 %之间，平均为21.4 %；粗颗粒组分含量整体仍较低，平均为0.4 %，波动于0.1 % ~1.8 %之间，在161 cm(3040 cal. a B. P.)处粗颗粒含量有一明显的峰值；χlf值和TOC含量都是整个剖面中最低的，平均分别为5.6×10- 8m3/kg(波动于3.8×10-8~ 10.1×10- 8m3/kg之间)和7.0 % (介于6.5 % ~7.6 %之间)。环境指标的变化反映格贡错那卡湖在该阶段降水和冰雪融水强度以及水动力条件是距今3570年以来最弱的，地表径流小，流域植被发育较差、湖泊初级生产力很低，指示此期气候整体为较稳定的冷干期，但在3040 cal. a B. P.左右存在一次强降水事件。
阶段Ⅲ：153.5~106.5 cm(2860~1710 cal. a B. P.)。本阶段细粒组分含量比阶段Ⅱ明显降低，且变化范围大，波动于18.5 % ~26.0 %之间，平均为22.8 %；较粗颗粒组分含量和波动幅度明显大于阶段Ⅱ，平均为25.2 %，在21.4 % ~28.4 %之间；粗粒组分含量与阶段Ⅱ相差不大，但峰值没有阶段Ⅱ高，平均为0.4 %，介于0~1.2 %之间；χlf值和TOC含量相对阶段Ⅱ都整体增加，平均分别为9.4×10- 8m3/kg(波动于7.4×10-8~ 14.2×10- 8m3/kg之间)和7.4 % (波动于6.7 % ~8.1 %之间)。环境指标的变化反映该阶段降水(或冰雪融水)强度、水动力条件和地表侵蚀较阶段Ⅱ整体明显增强，流域植被生物量和湖泊初级生产力也有所增加；各指标在本阶段均波动明显，说明湖泊沉积动力不稳定。推测相对阶段Ⅱ，本阶段的温度和降水整体均有增加，而且波动明显。
阶段Ⅳ：106.5~68.5 cm(1710~930 cal. a B. P.)。本阶段细粒组分含量与阶段Ⅲ相比明显降低，为整个序列的最低时段，波动于15.4 % ~21.5 %之间，平均为17.3 %；较粗颗粒组分含量迅速增加，为整个剖面的含量最高时段，平均为35.7 %，在27.4 % ~41.3 %；粗粒组分含量在0~1.8 %之间，平均为0.36 %，但在深度106.5~91.5 cm处(即1710~1390 cal. a B. P.期间)几乎不出现；χlf值在阶段Ⅲ的基础上继续增加，平均为17.1×10- 8m3/kg，介于14.2×10-8~ 21.8×10- 8m3/kg之间；TOC含量迅速增加，平均为9.2 %，波动于8.3 % ~10.6 %之间。该阶段粒径含量的变化指示降水(或冰雪融水)强度、水动力条件相对阶段Ⅲ处于相对稳定的较强时期，尤其在1710~1390 cal. a B. P.期间水动力条件更稳定；稳定较高的χlf值反映整个阶段流域侵蚀相对较强而且变化不大；TOC含量快速增加至整体较高值，对应岩芯在106 cm处由下部的浅灰色泥转变成上部的黑色泥，指示流域植被生物量和初级生产力显著增加，并处于整个剖面的高生产力时期。推测此期气候为较稳定的暖湿期，年均温较高，温差较小，在1710~1390 cal. a B. P.期间降水强度和冰雪融水强度变化不大。
阶段Ⅴ：68.5~24.5 cm(930~80 cal. a B. P.)。本阶段细粒组分含量仍然较低，但相对于阶段Ⅳ稍有增加，平均为18.6 %，在12.5 % ~24.6 %之间；较粗颗粒组分含量比阶段Ⅳ明显降低，平均为31.0 %，在24.7 % ~38.1 %之间；粗颗粒组分的含量与阶段Ⅳ后期相差不大，波动于0~1.6 %；χlf值进一步增加，为整个序列最高时段，平均为27.0×10- 8m3/kg，波动于18.6×10-8~ 33.8×10- 8m3/kg之间；TOC含量明显降低，而且波动较大，平均值为8.0 % (介于6.2 % ~9.8 %之间)。粒度指标反映该阶段降水(或冰雪融水)强度和湖泊水动力条件整体较阶段Ⅳ变弱，但也有多次较强水动力的波动；χlf值的增加指示地表侵蚀增强，TOC含量反映了流域植被生物量和湖泊初级生产力整体都有降低，而且变化也较大。推测本阶段温度较阶段Ⅳ整体明显下降，但存在多次短暂变暖；降水总量或冰雪融水可能有所减少，但降水强度或冰雪融水强度变化较大，导致地表侵蚀严重。
阶段Ⅵ：24.5~0 cm(自80 cal. a B. P.以来，即1870 A.D.以来)。本阶段细粒组分含量较阶段Ⅴ进一步增加且波动小，但仍比本序列的阶段Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ要低，平均为21.0 % (在17.9 % ~25.6 %之间)；较粗颗粒组分含量与阶段Ⅴ相比继续降低，平均为29.6 %，波动于22.7 % ~34.2 %之间，但仍比本序列的阶段Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ要高；粗颗粒组分的含量比阶段Ⅴ稍有增加，平均为0.6 %；χlf值较阶段Ⅴ降低，但仍明显高于其他所有阶段，平均为20.5×10- 8m3/kg，波动于16.6×10-8~ 24.6×10- 8m3/kg之间；TOC含量明显增加，平均值是整个剖面最高的，为9.3 %。环境指标反映本阶段湖泊水动力条件和流域地表侵蚀较阶段Ⅴ减弱，但相对本区域1710 cal. a B. P.以前的各阶段水动力条件和地表侵蚀作用仍较强，流域植被生物量和湖泊初级生产力都有增加。推测此期温度较阶段Ⅴ明显增加，甚至可能是过去3570年以来温度最高的时期；降水有所减少，但比3570~1710 cal.a B.P.期间要多，气候总体为暖偏湿。
4 对比与讨论格贡错那卡湖湖泊沉积岩芯的粒度、磁化率、TOC含量指标结合岩性，揭示了约3570年以来研究区周围的气候与环境经历了5个较明显的演化阶段，这些气候特征可使用较粗组分与细粒组分的比值(图 6a)结合质量低频磁化率(图 6b)作为降水指标、TOC含量(图 6c)作为温度指标来反映，并与其他研究结果进行对比分析。从图 6可看出，格贡错那卡湖地区的气候变化与相距不远、同在滇西北区域的泸沽湖中乔木花粉百分含量揭示的温度变化[46]非常一致(图 6d)，而且在变化的时间上也相差不多，说明研究区的气候特征，尤其是温度变化具有区域性。本研究与其他研究结果的对比具体如下：
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图 6 格贡错那卡湖近3570年来气候变化与对比图 (a)格贡错那卡湖的较粗组分与细粒组分的比值；(b)质量低频磁化率；(c)TOC含量；(d)泸沽湖乔木花粉百分含量[46]；(e)董哥洞D4石笋氧同位素曲线[47]；(f)阿拉伯海G. Bulloides含量(实心正方形为723A孔，空心三角形为RC2730孔)[48]；(g)北大西洋浮冰含量综合曲线[49]；(h)秘鲁沿岸海表温度曲线[50] Fig. 6 Comparison of climatic change since 3570 cal. a B. P. in Gegongcuonaka Lake with the other climatic records. Ratio of coarse components to fine components (a), Mass low frequency susceptibility (b), TOC content (c) in Gegongcuonaka Lake(this study); (d)Trees pollen percentages of Lugu Lake[46]; (e)D4 stalagmite δ18O record from Dongge cave[47]; (f)G. Bulloides percentages in Arabian sea(solid square from 723A core, hollow triangle from RC2730 core)[48]; (g)Stacked drift ice index from North Atlantic[49]; (h)Sea surface temperature from Peruvian coast[50] |
(1) 格贡错那卡湖地区在3570~3490 cal. a B. P.期间的气候明显降温、减湿，相当于晚全新世降温期。晚全新世降温期一般发生在4000~3500 cal. a B. P.之间，是全新世期间最具影响力的一次气候事件，其不仅降温幅度大，而且持续时间长[51]。本研究由于底部仅达约3570年，无法进行晚全新世降温开始时间与持续时间的讨论。晚全新世降温事件在全球范围内普遍存在，如在泸沽湖表现为乔木花粉含量的明显降低[46](图 6d)；贵州董哥洞石笋δ18O值迅速偏正，反映气候变冷干[47, 52](图 6e)；在阿拉伯海表现为指示西南季风的G. bulloides百分比的减少[48](图 6f)；在北大西洋表现为浮冰含量的快速增加[49](图 6g)。此外，在我国青藏高原、东北、华北、华南以及西欧、北非等地的沉积物中均有记录[52]。此次降温可能是由中晚全新世夏季太阳辐射减弱所致。
(2) 格贡错那卡湖地区在3490~1710 cal. a B. P.期间，气候总体偏冷、较干，其中在3490~2860 cal. a B. P.期间气候处于稳定的最冷干时期，随后在2860~1710 cal. a B. P.期间气候波动增温、增湿。此期研究区的气候特征与泸沽湖乔木花粉含量反映的温度变化[46](图 6d)趋势一致；董哥洞石笋δ18O值在3500~1920 cal. a B. P.期间总体偏正，而且在2850~1920 cal. a B. P.之间δ18O值波动更明显，指示此期干旱寒冷的气候环境[47, 52](图 6e)；西藏中部当惹雍错湖泊阶地记录了该区域在约3400~1400 cal. a B. P.期间气候朝着干冷方向发展，水位下降明显[44]；北大西洋在约3500~2780 cal. a B. P.期间浮冰含量最高，反映了此期为约3600年以来气候最冷的时期[49](图 6g)，但随后快速增温，说明与本研究气候既有相同，又有差异。
(3) 在1710~930 cal. a B. P.(即240~1020 A.D.)期间，格贡错那卡湖地区气候为较稳定的暖湿期，年均温较高，温差较小。该期在时间上包括了Lamb[51]指出的罗马暖期(约公元前1世纪~ 4世纪中期)和黑暗时代冷期(约4世纪末~ 10世纪前期)，本研究区此期较稳定的暖湿气候与Lamb的结果具有较大差异；与葛全胜等[53]总结近年国内外相关研究获得271~840年气候冷暖相间，但总体偏冷和841~1290年气候温暖的结果有一定的相似性，但也有所不同。与格贡错那卡湖地区在240~1020 A.D.期间气候相似的研究除泸沽湖乔木花粉含量反映气候也处于稳定的暖湿期外[46]，董哥洞的石笋δ18O值在1920~900 cal. a B. P.期间相对偏负，也指示了气候更暖湿[47, 52](图 6e)；阿拉伯海在340~1150 A.D.期间高含量的G. bulloides百分比指示了强的西南季风[48](图 6f)；秘鲁沿岸的海表温度在50 BC~1040 A.D.期间也处于高温期[50](图 6h)。南极Vostok冰芯的大气甲烷记录显示在约150 A.D.甲烷含量快速增加[54]，可能是导致本研究区气候较稳定暖湿的可能原因之一。
(4) 格贡错那卡湖地区在930~80 cal. a B. P.(1020~1870 A.D.)期间，气候总体偏冷较湿，此期在时间上包含了Lamb[51]提出的几乎整个“中世纪暖期”(约10世纪中期~ 13世纪末)和小冰期，这说明本研究区不存在“中世纪暖期”，相反在此时期内还相对偏冷。小冰期的起始时间，通常认为发生在16到19世纪[51, 55]，但一些专家更喜欢定义在1300~1850 A.D.之间[56~57]，这个时段与北大西洋的浮冰含量高值对应非常好[49](图 6g)。本研究区发生在1020~1870 A.D.期间的偏冷较湿期，其开始时间比已有研究定义的小冰期要早近300年，但结束时间基本相同；而泸沽湖乔木花粉含量从约1050 A.D.逐渐降低到约1700 A.D.的快速增加反映的降温时期[46]，与本研究相比，起始时间相似，但结束时间早100多年。小冰期起止时间具有明显区域差异的原因除了受轨道周期、太阳活动减弱、火山活动增加、洋流改变等因素影响外[58]，可能还受一些区域因素如地形、地理位置等的影响。
(5) 自80 cal. a B. P.(即1870 A.D.)以来，格贡错那卡湖地区温度明显增加，可能是过去3570年以来温度最高的时期；降水有所减少，气候总体为暖偏湿。该时期对应20世纪增暖期，其开始时间与IPCC第3次评估报告指出的1861年以来全球平均气温不断升高[59]非常一致。对于20世纪增暖的起始时间，普遍认为在19世纪末，如杨保等[7]根据都兰树轮指数揭示20世纪暖期开始于1880's；沈吉等[29]通过对青海湖沉积岩芯的多指标综合研究认为青海湖地区的20世纪暖期从1870年开始；刘晓宏等[60]通过祁连山树轮记录的研究，重建祁连山中部近千年的温度变化认为1890年为20世纪暖期的起点。IPCC第3次评估报告根据Mann等[61]关于北半球温度重建的结果指出，北半球20世纪是过去1000年最暖的世纪。但郑景云等[59]发现20世纪暖期在中国各地区温暖程度存在差异，在中国东北部，20世纪的温暖程度与历史上最暖百年(441~540年)基本相当；东中部，20世纪的温暖程度较历史上的最暖百年(1201~1300年)低，但在青藏高原和西北地区，20世纪的温暖程度则超越了历史最暖百年。格贡错那卡湖地区20世纪的温暖程度与青藏高原一致，说明本研究区近现代的气候控制因素与青藏高原相似。
5 结论通过对格贡错那卡湖进行高分辨率的粒度、磁化率和总有机碳等环境代用指标的分析，基于精确的年代序列，本研究重建了格贡错那卡湖地区过去3570年以来的气候与环境经历了以下5个较明显的演化阶段：
(1) 在3570~3490 cal. a B. P.期间，格贡错那卡湖水动力条件由强变弱，地表侵蚀减弱，流域植被生物量和湖泊初级生产力下降，气候明显降温、减湿。
(2) 3490~1710 cal. a B. P.期间，湖泊水动力条件整体较弱，地表径流小，流域植被发育较差、湖泊初级生产力低，气候总体偏冷、较干，其中3490~2860 cal. a B. P.期间气候处于较稳定的最冷干时期，随后在2860~1710 cal. a B. P.期间气候波动地有所增温、增湿。
(3) 1710~930 cal. a B. P.(即240~1020 A.D.)期间，湖泊水动力条件处于稳定的较强时期，流域侵蚀相对较强而且变化不大，流域植被生物量和初级生产力明显增加，气候为较稳定的暖湿期，年均温较高，温差较小。
(4) 930~80 cal. a B. P.(即1020~1870 A.D.)期间，湖泊水动力条件整体变弱，地表侵蚀增强，流域植被生物量和湖泊初级生产力整体降低，气候总体偏冷较湿，但存在多次短暂变暖，降水总量或冰雪融水可能有所减少，但降水强度或冰雪融水强度变化较大。
(5) 自80 cal. a B. P.(即1870 A.D.)以来，湖泊水动力条件和流域地表侵蚀进一步减弱，但相对本区域1710 cal. a B. P.以前水动力条件和地表侵蚀作用仍较强，流域植被生物量和湖泊初级生产力都有增加，气候总体为暖偏湿，温度明显增加，可能是过去3570年以来温度最高的时期。
格贡错那卡湖地区上述气候特征与相邻地区的泸沽湖乔木花粉含量反映的气候变化非常一致[46]，均记录了晚全新世降温与低温期、小冰期和20世纪暖期等重要气候事件，但中世纪暖期在本研究区没有明显反映，在与Lamb[51]提出的黑暗时代冷期(约4世纪末~ 10世纪前期)对应的时段，本研究区气候表现为较稳定的暖湿。这可能是格贡错那卡湖地区气候除了受轨道周期、太阳活动减弱等诸多外部因素影响外，还受一些区域因素如地形、地理位置等的影响。
致谢: 感谢审稿专家的宝贵修改意见。
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2 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049)
Abstract
Gegongcuonaka Lake(28°08'47.65″~28°08'58.47″N, 99°55'05.85″~99°55'32.24″E; 4214 m a.s.l.) is located in the center of Zhongdian County in northwestern Yunnan Province. It is an alpine lake in the southeast of the Tibetan Plateau, which is mainly affected by the southwest monsoon. Gegongcuonaka Lake is sensitive to climate change, making it an ideal region for paleoclimate research. Two long sediment cores(A and B cores) and a 50-cm-long sediment core(C core) were drilled from the center of Gegongcuonaka Lake(28°08.893'N, 99°55.255'E; 37.5 m in depth) using a UWITEC Gravity Sampling Equipment in August, 2015. The 184-cm-long core(A core) was used for the AMS 14C dating and the analysis of environment proxies(grain size, magnetic susceptibility and TOC), and 184 samples at 1 cm intervals were collected from the top to the bottom. The short core(C core) was used in 210Pb dating and three plant materials from the A core were dated by using the AMS 14C dating method. The age-depth model was established by combining the 210Pb measurement and the AMS 14C dating. The climate changes since 3570 cal. a B.P. in Gegongcuonaka area was reconstructed based on the high-resolution analysis of environment proxies. The results show that the climate changes since 3570 cal. a B.P. in Gegongcuonaka area experienced five significant periods. (1) From 3570 cal. a B.P. to 3490 cal. a B.P., the temperature declined obviously and the humidity decreased evidently. (2) During the period 3490~1710 cal. a B.P., the climate was moderately cold and dry as a whole. This period could be further divided into two sub-stages:the climate between 3490 cal. a B.P. and 2860 cal. a B.P. was the coldest and driest condition since 3570 cal. a B.P., whereas the temperature and humidity after 2860 cal. a B.P. began to increase compared with the former sub-stage. (3) During 1710~930 cal. a B.P.(240~1020 A.D.), a stable warm-humid phase with high average annual temperature might have occurred in this region. (4) From 930~80 cal. a B.P.(1020~1870 A.D.), the climate was generally moderately cold and humid with several transient warming phases, and the total amount of precipitation or the melting water might decrease, but the intensity of precipitation or melt water varies greatly. (5) Since 80 cal. a B.P.(1870 A.D.), the temperature rose quickly and the warmest period might occur during the past 3570 years, which corresponds to the 20th century warm period(CWP). This climate characteristics is evidently consistent with Lugu Lake where the climate changes were reconstructed based on the tree pollen percentages, which reveals that the climate in this studied area is regional.