可可西里地处青藏高原腹地，是高原面最为发育的地方，也是在各学科研究领域中了解最少的地区之一。该区受到人类的影响很微弱，大部分区域仍保留着原始面貌，被称为“人类禁区”^[1]。因此，该区系能敏感的记录过去气候的自然变迁。20世纪50年代开始很多研究者以不同角度、多种方法对可可西里地区进行考察、研究，取得了一定的成果^[1~9]。但对古气候的研究大部分都集中在晚更新世晚期以来^[2~7]，对中更新世乃至更长时间尺度的研究相对较少。中更新世在地质历史时期中是一个重要时段，这一时期气候发生了显著的转变，全球气候变化的主导周期由早更新世的41 ka转变为100 ka^[10~11]。因此，对可可西里地区中更新世以来的环境重建，对深入了解高原腹地环境演化特征，以及认识区域气候与全球气候变化有一定的科学意义。

本文主要通过对可可西里地区湖泊沉积钻孔沉积物的分析，在磁性地层测年的基础上，综合分析可可西里地区中更新世以来环境演化特征。

可可西里隶属于青海省，面积约8.2×10⁴ km²，平均海拔4800~5000 m，是青藏高原腹地高原面最为发育的地方。其南界为唐古拉山脉，北界为昆仑山脉，东到青藏公路，西至省界。钻孔周边地区出露晚第四纪河流相松散砂砾石层，且分布有大湖解体后残留的小湖^[12]。本区海拔高、气候寒冷干旱，多年平均气温波动约在0~2.0 ℃，多年平均降水量为100~150 mm。降水主要集中在夏季，有时可造成季节性洪水泛滥。现代植被以典型的高寒草甸为主。

2006年8月，课题组在距青藏公路约30 km的古湖泊体上取得一个沉积钻孔BDQ06，位置为35°13′05″N，93°55′52″E(图 1)，进深106 m，取芯率在90 %以上。

图 1(Fig. 1)

图 1 BDQ06孔位置示意图 Fig. 1 Locationof the core BDQ06

对BDQ06孔沉积物有机碳同位素(δ¹³C_org.)和碳氮比(C/N)按20~50 cm不等间隔取样，共测试样品300个；其他代用指标均按10 cm间隔取样；古地磁样品取样间隔为10~20 cm。同位素测试在中国科学院兰州地质研究所进行，C/N测试在兰州大学化学化工学院进行，其余指标的测试均在兰州大学西部环境教育部重点实验室完成。

粒度测试首先除去样品中的有机质和碳酸盐，然后进行分散、测定，测试仪器为Mastersizer 2000激光粒度仪；总有机碳(TOC)的测试采用重铬酸钾容量法——外加热法分析^[13]；C/N测试首先将样品中碳酸盐除去，然后使用仪器为Vairo ELⅢ型元素分析仪(德国Elementar公司生产)；有机碳同位素测试方法为高温灼烧氧化法，将除去碳酸盐的样品3~5 g放入真空石英管内，在800 ℃条件下通入高纯氧燃烧15 min，使有机碳充分燃烧，然后采用液氮-酒精液氮纯化收集CO₂气体，最后在MAT- 252型质谱仪上测定CO₂的δ¹³C_org.值，结果以PDB标准计；古地磁测试首先使用热退磁仪(MMTD60)进行系统热退磁，根据样品的磁性状况退磁温度区间为25~680 ℃，步长25~50 ℃，然后放入2 G超导磁力仪(2 G-755R Magnetometer)测试，共测试353块，有效数据占80 %。

古地磁测试根据样品的磁性状况，经过25~680 ℃范围内进行系统热退磁。退磁的方法、具体过程和结果笔者在另文中已经论述，本文不再赘述。利用主成分分析方法获得特征剩磁方向，并剔除了最大偏移角(MAD)＞15°的样品，最后经费歇尔平均得到每个样品的平均特征剩磁方向(图 2)，最后我们利用磁倾角来建立极性柱(图 3)。

图 2(Fig. 2)

图 2 BDQ06孔代表性样品岩石磁学测试结果 Fig. 2 Rock-magneticmeasurement of the representative samples of the core BDQ06

图 3(Fig. 3)

图 3 BDQ06孔磁性地层与标准古地磁年表的对比[14~16] Fig. 3 Comparisonof the core BDQ06 magnetostratigraphy with standard polarity column[14~16]

BDQ06孔岩芯古地磁测量结果如图 3所示，经过对测量结果的综合判断^[14~16]，可认为B/M界限大致位于90.46~91.46 m之间的某个位置，由于该段岩芯适合古地磁分析的样品较少，因而仅凭磁性地层还无法精确锁定B/M界限的位置。虽然布容世内发现10次明显的磁性漂移事件，但极性漂移事件存在很大的不确定性，因此，我们以古地磁框架为基础，将BDQ06孔沉积物总有机碳、粘土含量曲线与深海氧同位素LR04^[17]进行对比(图 4)，其中，δ ¹⁸ O峰值代表冰期，其值越高说明气候越寒冷；谷值代表间冰期，其值越小说明气候越温暖。由图 4可以看出BDQ06孔指标曲线与LR04在冰期-间冰期峰谷对应上有很好的一致性。通过对比我们选取了16个年代控制点用于建立BDQ06孔的年代标尺，通过线性内插和外推，得到了BDQ06孔的年代标尺，年代标尺结果得到钻孔底界年代约929 ka B.P.，其中B/M界限落在地层90.53 m深度，与古地磁测量结果B/M界限位于90.46~91.46 m之间相符，说明建立的年代标尺大框架是可用的。

图 4(Fig. 4)

图 4 BDQ06孔沉积物TOC、＜4 μm颗粒含量与LR04-δ18O[17]对比 Fig. 4 Comparisonof TOC, < 4 μm grain size in the core BDQ06 with oxygen isotope LR04[17]

粒度能很好地指示沉积时期的水动力条件，但在沉积时期影响粒度的因素又有很多如地貌、植被、气候、湖区风化程度等。根据湖泊沉积动力学原理，从湖岸至湖心沉积物粒度呈现出有规律的逐渐变细^[18~19]。因此，颗粒物的粗细在一定程度上反映采样点距离湖岸的远近，粗颗粒占优，说明距离湖岸近，湖泊缩小，反映气候干旱；反之则显示气候湿润^[20~23]。Kashiwaya等^[24]、Narcisi等^[25]对湖泊沉积物的研究也得出相同结论。已有研究表明，BDQ06孔细粒沉积物一般对应于总有机碳、磁化率的峰值，说明温暖期湿度可能也较大^[26~27]。由此我们认为，在干冷的冰期，湖泊水位较低，湖泊水动力较大，沉积物颗粒较粗；而在暖湿的间冰期，湖泊水位较高，湖泊水动力较小，沉积物颗粒较细。

总有机碳(TOC)代表了湖泊及流域初始生产力，其高低一般取决于湖泊沉积中有机质的输入量和沉积环境对有机质的保存能力，因而在一定程度上能反映湖区的环境状况^[28~31]。青藏高原早期研究认为沉积剖面总有机碳高值段对应暖期，低值段对应冷期^[32~33]，近年来的泥炭沉积记录也得出相应的结论^[34~35]。因此，可以认为当气候温暖湿润时，陆生植物和水生生物均较繁盛，导致总有机碳含量增大；反之则总有机碳含量较低。

有机碳同位素(δ¹³C_org.)和碳氮比(C/N)由于植物的生理习性不同，不同植物的C/N值通常差别较大。陆生高等植物一般为20~30，部分可达45~50；水生植物的较小约5~12之间，通常＜10，因此，湖泊沉积物C/N值的大小可用于辅助判别有机质的来源^[36~37]。地处干旱半干旱区的湖泊，由于湖泊周围陆生植物不发育，湖泊沉积物中有机质主要来自湖泊水生植物，因此湖泊沉积物δ¹³C_org.值主要与内源水生植物有关^[38]。沉水植物和挺水植物光合作用所需CO₂不同，其δ¹³C_org.值差别较大，沉水植物利用水中溶解的CO₂进行光合作用，δ¹³C_org.值偏重，约在- 20 ‰ ~- 12 ‰之间，而挺水植物则利用大气CO₂光合作用，δ¹³C_org.值偏轻，约在- 37 ‰ ~- 24 ‰ ^{[37, 39~40]}。因此，δ¹³C_org.值能反映沉水植物与挺水植物的比例，间接指示湖泊水位的高低；从而符合以上情况的条件下，δ¹³C_org.值可与粒度值进行相互对比。研究结果显示，BDQ06孔湖芯C/N除局部出现几个值较高外，整体低于12，平均值为6.62，指示湖泊有机质主要来源于湖泊水生植物^[41]。

需要指出的是湖芯几个粘土含量(＜4 μm粒度百分含量)高值段，但δ¹³C_org.值明显偏低，相对应的层位C/N值较高，说明这些时段湖泊沉积物有机质来源以陆生植物为主。根据前人对高原中、北部调查表明，海拔超过3500 m植被以高山草甸为主的C₃植物^[42]，正是由于这些同位素偏轻的陆生植物进入湖泊，造成了上述几个层位湖泊沉积物δ¹³C_org.值偏低^[41]。

根据各代用指标的变化特征，将中更新世以来可可西里地区气候变化划分为5个阶段(图 5)：

图 5(Fig. 5)

图 5 BDQ06孔各环境指标变化特征 Fig. 5 Environmentalproxy of lake sediment in the core BDQ06

阶段5 (929~660 ka B.P.)，该阶段沉积岩性和环境指标都表现出规则的变化，构成明显的沉积韵律。粘土含量出现几个持续时间较长的峰值，总有机碳含量较高，出现几个较大的峰值，说明整个湖区的生产力比较高，而相应的C/N＞12，说明湖泊沉积物有机质中有陆生植物的进入，因此相应的δ¹³C_org.值表现出偏负值，说明此阶段环境条件较好；而与暖湿环境相间隔的层位TOC＜1 %，C/N＜10，指示湖区植被盖度较差，以水生植物为主，δ¹³C_org.值偏正，可能说明此时仍以沉水植物为主，但总量比较小。粘土含量都表现为低谷，相应的中值粒径为高值段，沉积物颗粒较粗，说明沉积环境不稳定、湖水动力较大，指示环境条件较差，时间上对应于MIS 22、MIS 20、MIS 18^[17]。总的来看本段沉积韵律较为清晰，表现出暖湿、冷干的气候组合，且暖期持续时间较长。

阶段4 (660~480 ka B.P.)，各指标的变化特征与阶段5相似，但峰值要稍低一些，且各指标峰谷变化的频率增大。粒度值整体波动幅度不大、较为平稳，只有在约650~610 ka B.P.间，中值粒径和＞63 μm粒径值出现一个较大的峰值，对应的TOC和粘土含量都为低值，δ¹³C_org.值偏轻，C/N值小于10，说明环境较差，湖泊水体较小，时间上对应于MIS 16阶段^[17]；此后各指标峰值明显比前段要小，说明从这一时段开始环境向寒冷和干旱转变。δ¹³C_org.值呈现波动偏重，至570 ka B.P.附近向偏轻转变，C/N值也从平稳波动增大到10以上，说明可能有陆源植物的进入，粘土含量也从570 ka B.P.开始呈现波动上升，说明后期湖泊水体缓慢增大，环境条件变好。总的来说本段暖期温度要比上一阶段要低，而冷期谷值较深。与阶段5相比，气候为温湿与冷干的组合。

阶段3 (480~360 ka B.P.)，粒度值波动幅度不大，粘土含量峰值要比阶段4、阶段5偏低，δ¹³C_org.值偏轻，对应的C/N值较低，小于10，说明沉积物中有机质主要来源于水生植物的浮游植物，表明湖泊水体缩小，水位降低，湖区植物不发育，植被盖度比阶段4要小；在420 ka B.P.左右总有机碳含量逐渐增大，说明420 ka B.P.后期温度有升高的趋势；总体来说这一时期温度呈升高趋势，但湿度较阶段4和5这两个阶段要小一些，气候整体上来说较偏干。

阶段2 (360~160 ka B.P.)，各指标都出现了几个较高的峰值，指示环境条件较好，但各指标峰谷交替频率较快。δ¹³C_org.值呈现波动上升，峰值段比阶段3要稍偏重，但比阶段4、5要轻，粘土含量的峰值较高，说明湖泊水体与阶段3相比有一定的增大；360 ka B.P.左右粒度出现短暂增粗的现象，此后中值粒径和＞63 μm粒径值整体波动较为平稳，但比阶段3值稍大，粒度各参数值显示该时段的波动频率要比阶段4、5内部大得多，说明本阶段沉积环境不太稳定，湖泊水体的增大量有限。相应的总有机碳出现几个较高峰值，C/N值＞12，说明暖湿期湖区的生产力比较高；由于陆生高等植物的进入从而使有机碳同位素δ¹³C_org.值出现偏负的情况；总的来看本阶段暖湿期环境条件较好，但气候变化较为剧烈，表现出气候的不稳定性。总体来说本阶段气候为暖湿冷干的组合，但气候变化的频率较大。

阶段1 (160~5 ka B.P.)本阶段总有机碳波动幅度不大，只出现几个较小的峰值，在160 ka B.P.左右各指标都出现一个稍大的峰值，显示环境条件较好，时间上与黄土-古土壤序列的S_2-1相对应^[43]，可能与夏季风的增强有关。此后，TOC值较低波动幅度小，δ¹³C_org.值偏负、C/N值较低指示环境较差，尤其粘土含量为一谷值、而中值粒径出现一个较高的峰值，沉积物粒径有明显的增大趋势，持续大约40 ka(160~120 ka B.P.)，为整个岩芯最粗段。从120 ka B.P.各指标开始增大，尤以粘土含量峰值最为明显，δ¹³C_org.值波动不大，稍有偏重趋势，C/N值出现几个小的峰值，指示湖区植被较为发育，环境条件较好，共同指示了湖泊水位有升高的趋势，指示气候较为温暖。80 ka B.P.后各代用指标均显示为低谷，指示温度较低；在40 ka B.P.左右各指标出现小峰，指示环境条件有短暂转好；此阶段气候组合为160~80 ka B.P.为温湿冷干，到80~20 ka B.P.环境偏冷偏干，湖泊水体较小；40 ka B.P.左右出现一次短暂的暖湿期，20 ka B.P.以后δ¹³C_org.值偏负，可能以浮游植物为主，与较低的粘土含量共同指示湖泊水体较小、气候较干。10 ka B.P.以来粘土含量与TOC含量呈现快速增大的趋势，可能对应于全新世的快速升温，约5 ka B.P.左右湖相沉积结束转为河流相沉积。

总的来说，本区气候从929 ka B.P.以来变化幅度相对较大，呈现出冷暖交替的变化特征，变化频率较快，且冷期持续较长而暖期较短，气候整体上向干旱化方向发展。

BDQ06孔显示从钻孔底部到深约74 m(约929~610 ka B.P.)，中间出现几次明显的粒度增粗现象，其他指标也显示这几个时段温度较低，时间上对应于MIS 22、MIS 20、MIS 18和MIS 16，此后气候表现出明显的趋冷、趋干的特征，可能与气候变化有关。这个时间段对应全球变冷的“中更新世革命”(MPT)，此时全球深海氧同位素值在900 ka B.P.前后突然增加了0.29 ‰ ^[44]，全球冰量也在此时增加了15 % ^[45]，全球气候变化的主导周期由早期的41 ka转变为100 ka^[10~11]。BDQ06孔发生的明显粒度波动可能是本区气候对中更新世转型的响应。此时青藏高原发育了大规模冰川^[46]，施雅风等^[47]认为全球性降温与地球轨道转型的耦合，从而使青藏高原发育了大规模冰川，大规模的冰川使地表的反照率增强，高原内部变冷。全球冰量、青藏高原可能对冬季风和西风有一定的强化，从而削弱的夏季风的强度^[48]。使高原内部变得更加寒冷干燥，表现出暖期不暖、冷期加强的特征。高原的周边及更远地区也都受到了影响。若尔盖盆地沉积记录也显示该时段为冷干环境，后期波动幅度变大^[49]；甘孜黄土显示0.6 Ma B.P.前高原相对较湿，此后变干^[50]；青藏高原东北部的柴达木盆地SG-1孔沉积记录显示0.6 Ma B.P.以来气候表现出加速干旱化^[51~52]。与此同时，中国西北地区沙漠大规模扩张，呈现出干旱化的趋势^{[48, 53]}。黄土高原也由早期的森林草原转变为疏林草原^[54]。从这些研究看出可可西里地区与全球气候一致表现出大幅波动，呈现明显变冷、变干的趋势，但从目前研究来看米氏理论还存在着很多不确定性因素，其具体的原因及产生的影响仍有待更多高精度、定量化研究^[55]。

360 ka B.P.可可西里地区表现出明显的暖湿特征，但气候波动频率加大。相同记录还出现在高原的其他地区，如冈底斯中段的邦多-措麦地区在369.31 ka B.P. (ESR年龄)表现为气候相对转暖，发育河湖相的沉积物^[56]；青海湖沉积物孢粉记录显示在342~175 ka B.P.时段曾经出现过几次森林-草原环境，反映出较今温暖湿润的环境条件^[57]；青海布达逊湖在距今36.7万年时，喜暖喜湿乔木、蕨类和水生植物繁茂，是气候最佳期，在距今29.8万年时，淡水生盘星藻繁生，水生植物也茂盛，反映雨量充沛，湖水淡化，气候相当潮湿^[58]；而青藏高原腹地的错鄂湖沉积记录显示该时段环境为冷湿^[59]；同期的黄土-古土壤沉积更加醒目^[60]，内部没有出现明显的波动。从这些分析可以看出这一时段虽然气候变化大趋势是保持一致的，但各区域之间表现出明显的区域特征。造成这种差异的具体原因目前还不十分清楚，还有待更多区域分析进行验证。

160 ka B.P.以来可可西里地区首先出现一段明显的干冷时段，对应于MIS 6阶段，此时青藏高原发育了大规模的冰川-倒数第二次冰期^[61]，部分学者认为此次冰川的规模要比末次冰期要大^[62~63]。位于高原东南部的若尔盖盆地沉积记录显示环境条件较差^[49]，同期黄土沉积磁化率显示为极为干冷的时期^[64]，深海氧同位素^[17]、南极冰芯^[65]都显示这一时段气候较干冷；之后环境温度呈现出快速上升的趋势，气候演化进入末次间冰期-末次冰期模式，表现出全球气候一致的特征。

通过以上分析可以看出，可可西里地区气候变化在大尺度的冷暖事件上与全球气候保持一致的特征，而又表现出明显的区域特征。因此，可可西里气候变化研究对于认识全球气候变化与区域气候之间的关系有重要的价值。

(1) 中更新世以来可可西里地区气候波动大致可划分为5个阶段：929~660 ka B.P.以暖湿冷干交替变化；660~480 ka B.P.与前一阶段相比气候暖湿程度降低；480~360 ka B.P.气候较干；360~160 ka B.P.气候不稳定、波动幅度增大；160~5 ka B.P.暖湿冷干为主要特征。同时每个阶段内部也出现多次暖湿、冷干的次级波动。

(2) 通过对可可西里地区气候整体分析看出，各指标变化特征与深海氧同位素曲线LR04在峰谷变化上可以进行对比，说明BDQ06孔记录的环境演变与全球气候变化在冷暖事件保持一致，但可可西里地区气候变化在时间持续长短、变化强度上与全球气候存在一定的差异。中更新世气候转型可能对本区气候产生了重要的影响，从929 ~610 ka B. P.期间气候出现4次明显的冷干时期，时间上与MIS 22、MIS 20、MIS 18和MIS 16阶段相对应，此后气候表现出明显的趋冷、趋干的特征，可能是受到全球变冷的“中更新世革命”(MPT)的影响。在360 ka B.P.表现出暖湿的特征，但气候较不稳定，波动频繁。160 ka B.P.出现一次较为干冷的时段，与倒二冰期气候相一致，之后环境温度呈现出快速上升的趋势，气候演化进入末次间冰期-末次冰期模式，表现出全球气候一致的特征。说明可可西里地区气候变化与全球环境变化是一致的，同时也表现出一定的区域特征。