2018, Vol.38
2 甘肃省油气资源研究重点实验室/中国科学院油气资源研究重点实验室, 甘肃 兰州 730000;
3 中国科学院大学, 北京 100049;
4 中国科学院地质与地球物理研究所, 中国科学院新生代地质与环境重点实验室, 北京 100029)
近年来，区域气候变化过程的重建及其机理的探讨成为全球变化研究的重点。湖泊沉积[1~5]、黄土[6~7]、树轮[8~9]、深海沉积[10~11]、洞穴沉积(石笋)[12~13]、冰芯[14~15]、泥炭[16~17]等沉积记录的研究工作为重建古气候环境提供了大量资料。湖泊沉积物沉积连续、覆盖面积广且对气候响应敏感，是研究高分辨率古气候环境变化过程的极佳对象[1~2]。西南季风区是我国生物多样性最丰富的地区，垂直植被带发育[18]，对于研究植被多样性在全球变化过程中对气候的响应，揭示西南季风演化与植被演替、环境变化的关系和探讨亚洲季风对气候环境的影响都具有重要的意义。前人对西南地区湖泊沉积物气候环境变化的研究工作相对集中在泸沽湖[18~20]、洱海[21~24]、属都湖[25]、星云湖[26]、天才湖[27]、杞麓湖[28]、抚仙湖[29]等区域。而且，从研究时间尺度上来说，前人对西南地区湖泊沉积物的研究多为片段的、不连续的，主要集中在全新世期间或全新世之前[1~2, 4~6, 9~23, 26~29]，缺少末次冰盛期以来完整连续的湖泊沉积记录，这就阻碍了我们全面了解西南地区的古气候环境变迁。
已有研究表明，湖泊沉积物单指标带有多解性[3]，其承载的气候环境信息容易被误读而得出不准确的结论，为此现有的研究常通过多指标综合分析来准确解译湖泊沉积物记录的古气候环境信息。沉积物粒度特征作为沉积物搬运、沉积方式的判断依据，可以较好地反映湖泊沉积物记录的气候干湿变化以及环境变迁过程[1, 6, 11, 23, 27~28]，而正构烷烃作为一种重要的生物标志化合物可以提供有机质来源、沉积环境和古植被恢复等信息[4, 17, 19~20, 26, 30~31]。这两种反映气候环境变化的指标在湖泊沉积物的古气候和环境重建中得到了广泛应用[1, 4, 6, 11, 17, 19~20, 23, 26~28, 30~31]。Zheng等[17]利用类脂分子化石指标(正构烷烃、脂肪酸、脂肪醇)重建了西南地区若尔盖红原泥炭沉积全新世以来的气候演化过程，正构烷烃分子组成特征变化指示的湖泊水位下降时期与邻近区其他气候指标记录的干冷气候事件有很好的对应性。陈碧珊等[1]的研究表明，柴达木盆地尕海的粒度特征记录了11 cal.ka B.P.以来该区域湖泊水位先上升又逐渐降低，对应气候由干旱到湿润再转干的过程。陈敬安和万国江[23]对云南洱海沉积物粒度组成的剖析表明，630年以来其沉积物颗粒的“细—粗—细”准周期变化特征揭示了洱海气候“湿—干—湿”的变化过程，洱海气候总体上向暖干发展。
邛海位于青藏高原东南缘过渡带，气候环境深受西南季风影响[32](图 1a)，对气候变化极为敏感，是研究全球变化的理想场所。但目前对邛海则仅限于泥石流灾害、水资源和水污染等方面的研究[33~34]，对研究区植被和气候变化的讨论尚未见报道。本文利用西南季风区邛海连续完整的钻孔沉积物进行高分辨率粒度组成特征和生物标志化合物(正构烷烃)特征的研究，探讨过去30 cal.ka B.P.以来研究区的古气候、古植被演变，重建邛海湖区的气候及环境演化史，为全面了解西南季风区域气候环境演化及其驱动机制提供重要信息。
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图 1 邛海地理位置(a，蓝色圆形；箭头代表影响中国气候的3种主要季风(冬季风、西南夏季风和东亚夏季风，改自Shao等[32]))、钻孔所在位置(b，黑色星型)以及1981~2010年西昌地区月均降水量和温度信息(c，数据来源于西昌气象站) Fig. 1 Location of the study area(a, blue circle; the arrow indicating the main climate controls of China(Southwest summer monsoon, East Asian summer monsoon and winter monsoon)(modified from Shao, et al. [32])), the core site in the Qionghai Lake(b, black star)and the mean monthly temperature and precipitation for 1981~2010 A.D. of Xichang area(c, the data from Xichang Meteorological Station) |
邛海地处我国四川省西南部，是四川省第二大淡水湖，属于早更新世断陷湖。湖泊呈蜗牛形，水域面积31 km2，湖水平均深14 m，最深处34 m，海拔1508 m。气候上属于典型的亚热带高原季风气候，且受西南季风影响深刻，夏季高温多雨，冬季温和少雨[35]。邛海属于雅砻江安宁河水系，为开放湖泊，以官坝河和鹅掌河为主的8条入湖河流是造成邛海湖盆侵蚀作用发生的主要原因，流出邛海的主要有海河[36]。邛海流域植物区系属泛北极植物区，中国喜马拉雅植物亚区[37]，湖区西南部和西北部被农田环绕，东部和北部地区分布有森林，以亚热带常绿林为主，包括阔叶针叶林和常绿落叶阔叶混合林。邛海所处的西昌地区1981~2010年年均降水量1024 mm，其中80 %降雨发生在6月到9月；年均气温为17.2 ℃，7月最高温度为22.6 ℃，1月最低温度为9.9 ℃(图 1c，数据来源于西昌气象站)。
钻孔岩芯于2013年取自邛海东北角(27°50′42.92″N，102°20′9.25″E，见图 1b)。邛海钻孔(QH)深度23.90 m，取芯率达99 %以上，顶部0.70 m未取样，沉积物以湖相淤泥为主，大致表现为两种颜色：23.90~22.80 m、12.38~12.08 m和6.11~0.70 m为棕黄色淤泥；22.80~12.38 m(14.54~14.01 m间夹有黑色淤泥沉积)和12.08~8.36 m为灰色粘土，8.36~6.11 m为棕黄色粘土和灰色粘土互层。岩芯带回实验室按30 cm间隔进行样品分割共取得用于正构烷烃分析的样品72个，按10 cm间隔进行样品分割取得用于粒度分析的样品186个。
2 研究方法 2.1 岩芯年代序列与沉积速率钻孔岩芯沉积物的年代测定在美国Beta实验室、中国科学院广州地球化学研究所AMS-14C制样实验室和北京大学核物理与核技术国家重点实验室联合完成。12个样品的测年材料为沉积物中的植物碎片。利用CALIB 7.0软件对14C年龄进行了校正，校正曲线为IntCal13[38]，年代分析结果和年龄校正值列于表 1。根据定年结果舍弃0.7~3.0 m(55年沉积2.3 m，沉积速率为4182 cm/ka，这种过快沉积可能与上游的人类活动以及泥石流等地质灾害有关[36])，底部23.6 m处14C年龄大于43500 a，超出AMS 14C定年范围，为此，我们选择了具有精确年代控制的岩芯段(3.1~21.6 m)作为研究对象。基于10个样品的测年结果，建立了邛海钻孔沉积物3.1~21.6 m深度段及与之对应的0.05~29.12 cal.ka B.P.年代模式图，如图 2所示。
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表 1 邛海钻孔AMS 14C年代 Table 1 AMS 14C dating data of QH core |
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图 2 基于10个样品的年代建立的邛海沉积物深度-年代模式图 Fig. 2 The depth-age model based on 10 calibrated AMS 14C ages of Qionghai Lake sediments |
根据两点的年龄和深度差算得各段平均沉积速率，曲线见图 2。30 cal.ka B.P.以来邛海沉积物的沉积速率为33~132 cm/ka，平均沉积速率为74 cm/ka，与前人研究结果基本一致，如由韩艳等[27]的数据计算得天才湖的平均沉积速率为75 cm/ka，刘颖等[29]提出的抚仙湖平均沉积速率为48 cm/ka，Wang等[39]的研究结果表明泸沽湖的平均沉积速率为42 cm/ka。
2.2 正构烷烃提取与分析样品分析在中国科学院地质与地球物理研究所兰州油气资源研究中心完成。将样品冷冻干燥后，研磨至80目以下，取适量样品，用精制氯仿在索氏抽提器中连续抽提72 h。自然风干并采用氯仿稀释后直接利用全组分进行GC/MS分析。
仪器条件：气相色谱-质谱联用仪型号为HP6890GC/5973MS；毛细管柱选用HP-5MS石英毛细管柱(30 m×0.25 mm×0.25 μm)，载气为高纯氦气，载气流量1.2 ml/min，载气线速度40 cm/s。柱初始温度为80 ℃，以每分钟3 ℃升温，最终温度300 ℃，终温恒温20 min。离子源为EI，电离能量为70 eV，离子源温度为280 ℃，质谱与色谱接口为280 ℃。
2.3 粒度分析粒度分析在兰州大学西部环境教育部重点实验室完成，粒度测量仪器为英国Malven公司生产的Mastersizer 2000激光粒度仪，测量范围0.02~2000 μm，重复测量误差小于1 %。取少量样品(约0.2~0.5 g)，加入10~20 ml 10 %双氧水(H2O2)去除有机质，待反应完全后加入10 ml 10 %的盐酸除去碳酸盐。充分反应后再加入2000 ml去离子水，静置24 h，抽去上清液，洗去过量酸性离子。加入10 ml 0.05 mol/L的六偏酸钠溶液((NaPO3)6)，超声振荡15 min后上仪器测量。中值粒径(Md，μm)采用Mastersizer 2000软件的自动计算结果，为3次重复测量的平均值。
3 结果 3.1 正构烷烃分布特征及其气候代用指标邛海沉积物16个代表性样品正构烷烃分布特征如图 3所示，正构烷烃碳数分布在nC14~nC33之间，大部分呈双峰型分布，其中低碳数部分(nC14~nC21)以nC15或nC16或nC17为主峰碳，高碳数部分(nC22~nC33)以nC27或nC29或nC31为主峰碳，其中高碳数部分具有明显的奇碳优势。
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图 3 邛海沉积物典型样品正构烷烃分布特征 Fig. 3 Typical distribution patterns of n-alkanes of Qionghai Lake sediments |
本文选用的正构烷烃代用指标为nC27/nC31、正构烷烃(碳数 > nC26)平均碳链长度(ACL)、正构烷烃(碳数 > nC26)碳优势指数(CPI)以及水生植物正构烷烃相对输入量指标Paq和陆生植物正构烷烃相对输入量指标Pwax[17]；其中ACL、CPI、Paq和Pwax相应计算公式如下：
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如图 4所示邛海沉积物nC27/nC31值在0.50~2.47之间，平均值为1.16；ACL值在28.7~30.1之间，平均值为29.3；CPI值在1.3~8.3之间，平均值为3.2；Paq值在0.20~0.68之间，平均值为0.40；Pwax值在0.42~0.83之间，平均值为0.69。
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图 4 过去30 cal.ka B.P.以来邛海沉积物正构烷烃代用指标变化图 LGM代表末次冰盛期(Last Glacial Maximum)；YD代表新仙女木事件(Younger Dryas Event)；HCO代表全新世气候适宜期(Holocene Climatic Optimum) Fig. 4 Vertical variations of n-alkanes proxies in sediments from Qionghai Lake over the past 30 cal.ka B.P. |
根据正构烷烃代用指标变化特征(图 4)，大致分为以下4个阶段：
阶段Ⅰ：29.1~23.0 cal.ka B.P.，ACL值(28.9~30.0，均值为29.5)和Pwax值(0.42~0.83，均值为0.72)呈高值，Paq值(0.20~0.68，均值为0.35)、CPI值(1.5~5.8，均值为3.1)和nC27/nC31值(0.50~1.17，均值为0.84)较低。
阶段Ⅱ：23.0~19.0 cal.ka B.P.(末次冰盛期)，ACL值(28.7~30.0，均值为29.2)和CPI值(1.6~6.9，均值为3.8)先降低后升高，与nC27/nC31值(0.54~2.47，均值为1.26)趋势相反，Paq值(0.22~0.57，均值为0.43)呈高值，Pwax值(0.58~0.82，均值为0.66)呈低值。
阶段Ⅲ: 19.0~11.0 cal.ka B.P.(冰消期)，Pwax值(0.56~0.81，均值为0.69)由高值降低，nC27/nC31值(0.54~1.86，均值为1.24)和Paq值(0.26~0.57，均值为0.40)逐渐升高。ACL值(28.7~29.4，均值为29.1)总体较低，CPI值(1.6~8.3，均值为3.9)先升高后降低。
阶段Ⅳ：11.0 cal.ka B.P.至今(全新世)，nC27/nC31值(0.50~2.21，均值为1.14)和Paq值(0.22~0.60，均值为0.39)先降低，后在末期1.0 cal.ka B.P.左右升高，ACL值(28.8~30.1，均值为29.3)、Pwax值(0.52~0.83，均值为0.70)和CPI值(1.3~5.7，均值为2.7)先升高，后在末期1.0 cal.ka B.P.左右降低。
11.0~3.0 cal. ka B.P.，CPI值(1.3~4.4，均值为2.9)降低，ACL值(28.8~29.5，均值为29.3)和nC27/nC31值(0.82~2.21，均值为1.25)较阶段Ⅲ稍有升高，Pwax值(0.52~0.80，均值为0.69)和Paq值(0.28~0.60，均值为0.40)与阶段Ⅲ保持一致。
3.0 cal.ka B.P.至今，ACL值(29.1~30.1，均值为29.5)、Pwax值(0.65~0.83，均值为0.73)和CPI值(1.3~5.7，均值为2.4)先升高后降低，伴随着Paq值(0.22~0.46，均值为0.35)和nC27/nC31值(0.50~1.34，均值为0.93)的先降低后升高。
3.2 粒度特征粒度分布曲线可简单、直观的显示各粒级组分的相对含量和总体的粒度特征[40]。邛海沉积物频率分布曲线整体以双峰型和三峰型为主，并且自底部到顶部出现一定的规律性(图 5)。29.1~23.0 cal.ka B.P.(阶段Ⅰ)基本表现为图 5b中的曲线，23.0 cal.ka B.P.至今(阶段Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ)基本表现为图 5a中的曲线。曲线图 5a粒度组成相对集中，粉砂粒级占绝对优势，粘土含量多于砂含量；曲线图 5b主峰位于粗粉砂粒级段，细粉砂含量稍多于粘土。
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图 5 邛海钻孔沉积物粒度分布频率曲线代表类型 Fig. 5 Typical types of frequency curves of Qionghai Lake sediments |
沉积动力学研究[41]表明搬运方式和距离的不同会造成多成因组分的存在，单峰光滑频率曲线对应单一营力作用的搬运沉积过程，而多峰连续分布的频率曲线对应多种营力作用下的沉积结果。邛海岩芯沉积物的粒度分布曲线以双峰型、三峰型为主，两种频率分布曲线主峰峰高明显高于其他峰，可能是多种营力作用或者一种营力在不同强度下作用的结果。
由邛海岩芯沉积物粒度分析结果(图 6)得出整个岩芯剖面粉砂(4~63 μm)含量最多，在38.0 %~82.0 %之间，平均为63.2 %；粘土(< 4 μm)含量居中，在5.6 %~61.9 %之间，平均为29.2 %，砂(> 63 μm)含量最少，在0~42.2 %之间，平均为7.6 %。整个岩芯剖面中值粒径(Md)范围为3.1~54.6 μm，平均值为13.2 μm。
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图 6 过去30 cal.ka B.P.以来邛海钻孔沉积物粒度组成特征与正构烷烃代用指标变化图 Fig. 6 Vertical variations of grain-size and n-alkanes proxies in sediments from Qionghai Lake over the past 30 cal.ka B.P. |
根据粒度组成特征(图 6)，大致分为以下4个阶段：
阶段Ⅰ：29.1~23.0 cal.ka B.P.，中值粒径(Md)值(9.6~41.9 μm，均值为22.4 μm)和砂含量(6.69 %~32.53 %，均值为16.39 %)为整个剖面最高的一段。这一阶段粘土含量(11.48 %~25.45 %，均值为18.18 %)为整个剖面最低的一段，粉砂含量(55.98 %~70.98 %，均值为65.43 %)占优势。
阶段Ⅱ：23.0~19.0 cal.ka B.P.(末次冰盛期)，中值粒径(Md)(3.4~54.6 μm，均值为15.4 μm)迅速减小。这一阶段粘土含量(5.56 %~56.41 %，均值为28.86 %)迅速升高，砂含量(0.03 %~42.24 %，均值为9.35 %)迅速降低，粉砂含量(38.18 %~72.58 %，均值为61.79 %)较前一阶段稍有所下降。
阶段Ⅲ：19.0~11.0 cal.ka B.P.(冰消期)，中值粒径(Md)(3.1~31.0 μm，均值为10.4 μm)呈减小的趋势，粘土含量(10.64 %~61.85 %，均值为34.67 %)由低值逐渐升高，晚期有所降低，粉砂含量(37.96 %~82.07 %，均值为60.41 %)逐渐降低，晚期有所升高，砂含量(0~18.17 %，均值为4.92 %)呈降低趋势。
阶段Ⅳ：11.0 cal.ka B.P.至今(全新世)，总体来说，中值粒径(Md)(4.3~28.5 μm，均值为11.5 μm)先增大后减小，粘土含量(16.91 %~47.20 %，均值为28.31 %)逐渐降低，砂含量(0.17 %~31.97 %，均值为6.20 %)、粉砂含量(47.04 %~78.54 %，均值为65.49 %)先升高后降低。
11.0~3.0 cal.ka B.P.，中值粒径(Md)(4.3~28.5 μm，均值为12.9 μm)逐渐增大，粘土含量(16.91 %~47.20 %，均值为27.57 %)降低，粉砂含量(50.43 %~78.54 %，均值为66.81 %)为岩芯剖面上最高的一段，砂含量(0.17 %~19.23 %，均值为5.61 %)逐渐升高。
3.0 cal.ka B.P.至今，中值粒径(Md)(6.6~28.5 μm，均值为9.5 μm)迅速减小，伴随粘土含量(17.22 %~34.06 %，均值为28.69 %)的上升。粉砂含量(47.04 %~67.73 %，均值为63.53 %)呈先降低后升高的趋势，与砂含量(3.58 %~31.97 %，均值为7.78 %)变化趋势相反。
4 讨论 4.1 沉积有机质来源湖泊沉积物有机质主要有两大来源：一是外源带入的陆生高等植物，二是内源的水生生物，主要由低等菌藻类生物和水生植物(挺水、沉水和漂浮植物)组成[42]。陆生高等植物正构烷烃碳数分布范围一般在nC15~nC33之间，通常以nC27或nC29或nC31为主峰，具有明显的奇碳优势[43]；低等菌藻类生物正构烷烃碳数分布范围一般在nC15~nC17之间，多以nC17为主峰呈单峰型分布，无明显奇偶优势[44]。沉水/漂浮植物碳数分布一般在nC21~nC25之间[45~47]，而挺水植物与高等植物的正构烷烃分布类似[44]。双峰型分布被认为是混合来源。邛海沉积物正构烷烃主要呈双峰型分布，指示了陆生高等植物和水生低等菌藻类生物都对湖区沉积有机质有重要的贡献。
前人提出沉积物Paq值可以指示沉水/漂浮植物输入的正构烷烃在高碳数正构烷烃中的比例，一般认为Paq值小于0.1时，生物源以陆源高等植物为主，Paq值在0.1~0.4之间时，生物源以挺水植物为主，Paq值在0.4~1.0之间时，生物源主要为沉水/漂浮水生大型植物[44]。邛海沉积物中Paq值在0.20~0.68之间，平均值为0.40，指示挺水植物和沉水/漂浮植物等水生植物的贡献较大。
CPI值是表征正构烷烃奇偶优势的参数[43, 48]。邛海沉积物CPI值(nC27~nC33)在1.3~8.3之间，平均值为3.2，指示岩芯剖面中高碳数部分具有较强的奇偶优势，可以认为陆生高等植物对湖区沉积物有着相当的贡献。
综合邛海沉积物记录的正构烷烃分布特征及其代用指标研究结果，认为外源的高等陆生植物和内源的水生生物(低等菌藻类生物和挺水、沉水和漂浮植物)都对研究区沉积有机质有相当的贡献。
4.2 研究区30 cal.ka B.P.以来的古植被演化现代分子有机地球化学研究显示：木本植物占优势时，正构烷烃分布以nC27或nC29为主峰碳，草本植物占优势时，以nC31为主峰碳[45]。nC27/nC31比值的变化可以反映木本与草本植物相对含量的变化，nC27/nC31值增大指示草本植物向木本植物演化，nC27/nC31值减小指示木本植物向草本植物演化[49]。不同链长的正构烷烃对应不同的植物来源，因此，湖泊沉积物中长链正构烷烃(碳数 > nC26)的平均碳链长度(ACL)也可以用来指示不同的植被类型[50]：草本植物的平均碳链长度大于木本植物，ACL值的变化可以反映木本和草本植物相对丰度的变化。邛海沉积物的nC27/nC31值和ACL值(碳数nC27~nC33)呈明显的负相关关系(图 4)，nC27/nC31值在0.50~2.47之间，平均值为1.16，ACL值在28.7~30.1之间，平均值为29.3。根据nC27/nC31值和ACL值变化特征，大致分为4个阶段：
阶段Ⅰ：29.1~23.0 cal.ka B.P.，ACL值整体较高，相反nC27/nC31值整体较低，表明湖区以草本植物为主。Yao等[25]在属都湖孢粉的研究结果表明，30.0~22.0 cal.ka B.P.湖区及周围为草原所占据，并混有阔叶林，与本文结果一致。
阶段Ⅱ：23.0~19.0 cal.ka B.P.(末次冰盛期)，阶段初期，草本植物占优势，表现为ACL的高值和nC27/nC31的低值，而后ACL值降低、nC27/nC31值升高，表明木本植物扩张，到晚期回到草本植物占优势的局面，湖区植被总体以木本植物为主。
阶段Ⅲ：19.0~11.0 cal.ka B.P.(冰消期)，ACL值总体较低，nC27/nC31值升高，表明这一阶段木本植物比例相对增多而草本植物逐渐减少。这一结论与泸沽湖区孢粉的研究结果[18, 39]相近，Wang等[39]研究表明，从21.0 cal.ka B.P.到10.0 cal.ka B.P.泸沽湖区树木比例从65 %增加到90 %，并且在冰消期后期显著增加；郑茜等[18]对泸沽湖沉积物的孢粉研究表明，15.0~12.0 cal.ka B.P.松林和常绿栎类木本植物占明显优势，也与本文的研究结果一致。
阶段Ⅳ：11.0 cal.ka B.P.至今(全新世)，ACL值先升高，而后在阶段末期下降，与nC27/nC31值趋势相反，表明这一时期湖区经历了草本植物先扩张后收缩的过程，草本和木本植物均有一定程度的发育。
11.0~3.0 cal.ka B.P.，nC27/nC31值逐渐降低而ACL值升高，表明这一时期草本植物相对比例增加。
3.0 cal.ka B.P.至今，ACL值先升高后下降，与nC27/nC31值趋势相反，指示木本植物先收缩后在1 cal.ka B.P.左右扩张。属都湖2.3 cal.ka B.P.以来木本植物花粉增多而草本植物花粉减少[25]，哈里古湖2.1 cal.ka B.P.以来松属木本植物占绝对优势[51]，与本文结果有较好的对应性。
4.3 研究区30 cal.ka B.P.以来的古气候演化阶段与讨论湖泊沉积学研究表明，水动力条件(湖水物理能量)是影响沉积物粒度分布的主要因素[52]。水动力条件从湖心至湖岸由弱变强，沉积物颗粒逐渐变粗并呈环带状分布，沉积规律大致为粘土—粉砂—砂—砾。一般认为粗粒沉积物指示湖泊收缩且水位低的干旱气候，细粒沉积物指示湖泊扩张且水位高的湿润气候[1, 23, 53]。这是因为在气候干旱期，湖泊收缩，采样点水深变浅，浅水的强水动力条件使得细颗粒难以沉降，粗颗粒物质得以保存；气候湿润期，湖泊水位上升，采样点水深变深，此时水动力条件变弱，细颗粒物质易于沉积。这种情况在低分辨率(千年、百年)的封闭湖泊中尤为明显[54]，而在高分辨率湖泊研究中，湖泊水位可能没有大幅波动，丰沛的降雨使得地表径流增强，这时易带入较粗物质沉积，反之细粒物质易于沉积。因此，湖泊沉积物粒径可以指示湖区降雨量的变化，粒径大指示降雨量大的湿润年份，粒径小指示降雨量小的干旱年份[55]。粒度特征的变化在开放湖泊中的指示意义又不同于封闭湖泊，在开放湖泊中，沉积物粒度的粗细指示入湖径流的强度，在一定程度上反映湖区的降水变化，指示有效湿度[27, 56]。Campbell[56]对加拿大Pine湖的粒度研究表明，在地表径流较强时，流向湖泊的径流更易携带粗粒物质沉积，同时外流径流会带走更多的细粒物质。两种过程的共同作用结果是强地表径流对应较粗颗粒沉积，弱地表径流对应较细颗粒沉积，沉积物粒度的粗细变化可以指示湖区的气候波动。因此，在湖泊沉积过程中，流域降雨量可能是影响沉积物粒度分布的主要因素。由此可见，粒度指标在湖泊环境变化研究中具有复杂性，利用粒度指标进行湖面波动和古气候环境变化的研究时需要结合湖泊的成因、环境因素等综合判识。
由此看来，邛海作为一个开放的外流型湖泊水位变化对粒度分布的影响较小，反而降雨量的变化可能是控制粒度变化的关键因素，尤其是降雨量比较大的亚热带地区，降雨量的变化很可能通过影响地表径流的强弱来控制进入湖泊的碎屑颗粒物大小[54]。西南季风强盛时对应较充沛的降雨，此时地表径流较强，携带能力强，更多的粗粒物质进入湖岸沉积，西南季风变弱时降雨量减小，地表径流匮乏，难以携带粗粒物质入湖，细粒物质易于在湖岸沉积。因而邛海沉积物粒度特征可反映湖区降水量的变化，从而指示气候的干湿变化。
Eglinton和Hamilton[43]认为当温度升高时，植物更容易合成长链正构烷烃，反之合成的正构烷烃链长减小；随后Poynter和Eglinton[57]提出ACL值的变化可以反映海洋沉积物古温度的相对变化，并认为该值的变化也可以反映陆地沉积物源区古温度的相对变化。这在现代植物叶片正构烷烃与温度变化的研究中得到了证实[58]：正构烷烃ACL值的季节性变化是当地气温变化的响应。但需注意的是ACL值作为反映温度变化的参数必须是在植物种属或者沉积环境没有发生大的变化时才可以采用，这是因为不同植被类型的ACL值有着显著差别。从邛海沉积物正构烷烃分布图(图 3)中可以看出其分布特征基本相同，可以认为植被类型没有发生明显的改变，岩芯剖面的ACL值可以认为是源区古温度的响应。
水生植物正构烷烃相对输入量指标Paq值和陆生植物正构烷烃相对输入量指标Pwax值被认为可以反映湿地环境地质历史中降水量的变化[17]。Paq指标反映的是沉水/漂浮植物输入正构烷烃的相对比例；Pwax指标反映的是陆生高等植物以及挺水植物输入正构烷烃的相对比例。邛海为开放湖泊，西南季风强度控制的降雨量大小是影响陆生植物输入的主要因素，较强的西南季风对应充沛的降雨量，此时地表径流较强，能携带更多陆生植物进入湖岸沉积，更多陆生高等植物源的正构烷烃得以沉积和保存，对应高的Pwax值和低的Paq值。西南季风强度较弱时降雨量小，地表径流携带陆生植物的能力变弱，湖区沉积物以水生植物为主，对应高的Paq值和低的Pwax值。
本文通过对邛海沉积物正构烷烃气候环境指标和粒度组成进行综合分析，将30 cal.ka B.P.以来邛海地区气候变化过程大致分为以下4个阶段：
阶段Ⅰ：29.1~23.0 cal.ka B.P.(对应岩芯剖面深度19.7~21.6 m)，这一时期中值粒径(Md)呈明显的高值，为整个岩芯剖面中粒度最粗的一段，指示这一时期气候较为湿润。同时ACL值和Pwax值较高，Paq值较低。综合判识认为这一时期气候相对湿润，温度较高。这一时期对应深海氧同位素第3阶段晚期(MIS 3a，30.0~25.0cal.ka B.P.)，为一个明显的暖期，温度比现代高4 ℃[59]。这与Yao等[25]对滇西北属都湖的孢粉研究结果一致，30.0~22.0 cal.ka B.P.属都湖湖区及周围为草原所占据，并混有阔叶林，指示了一个相对暖湿的气候。云南鹤庆盆地孢粉特征表明，29.0 cal.ka B.P.以后气候发生了明显转型，以暖偏湿为特征[60]。陈一萌等[61]通过对黄土高原西部临夏塬堡剖面进行研究，将末次冰期大间冰阶的MIS 3分为3个温湿阶段和2个干冷期，其最后一个温湿阶段(31.0~25.0 cal.ka B.P.)与邛海湖区此阶段对应。
阶段Ⅱ：23.0~19.0 cal.ka B.P.，末次冰盛期(Last Glacial Maximum，简称LGM)，对应岩芯剖面深度19.6~15.6 m，这一时期中值粒径(Md)迅速减小，时间上与末次冰盛期吻合。此阶段粘土含量迅速升高，伴随砂含量降低，沉积物粒度变细，指示气候转干。同时ACL值、Pwax值为明显的低值，Paq值较高。综合判识这一时期温度较低，气候干燥。在末次冰盛期间，泸沽湖的硅藻研究结果表明[39]，浮游生物含量在这一时期急剧减少，底栖生物脆杆藻属相对比例增加，表明气候恶化，以寒冷干燥为特征，这是由于北半球夏季太阳辐射驱动区域温度变化，进而影响中国西南地区西南季风强度，从而使得湖泊生态系统发生根本性改变。
阶段Ⅲ：19.0~11.0 cal.ka B.P.(冰消期，对应岩芯剖面深度15.5~10.0 m)，中值粒径(Md)和ACL值总体较低，Pwax值由高转低，Paq值升高。综合判识研究区气候从由暖湿向冷干转变。
特别的是，中值粒径(Md)在12.8~11.7 cal.ka B.P.呈降低趋势且整体值较低，可能对应了地质历史上的新仙女木事件(Younger Dryas Event，简称YD)。这一阶段ACL值、Pwax值降低，同时Paq值升高，表明这一时期气候变得冷干。这一点在西南季风区的其他湖泊记录中也有反映。王自翔等[20]对泸沽湖的研究表明，正构烷烃各指标对12.0 cal.ka B.P.左右的气候突变记录明显，都指示气候在短时间内突变为干冷，可能是西南季风对YD事件的响应；韩艳等[27]通过对天才湖粒度和磁化率的研究表明12.0~11.0 cal.ka B.P.湖区沉积物中值粒径和烧失量为整个剖面最低值，磁化率也较低，指示该地区降水量较少，气候冷干；洱海的孢粉记录表明在13.0~11.8 cal.ka B.P.期间湖区以栎属和落叶栎为主，指示温度较低且降雨量较小[62]。
阶段Ⅳ：11.0 cal.ka B.P.至今(全新世，对应岩芯剖面深度10.0~3.1 m)这一时期中值粒径(Md)先增大后减小，总体以粉砂和粘土为主，砂含量很低。同时ACL值和Pwax值先升高，而后在末期1.0 cal.ka B.P.左右下降，与Paq值趋势相反。研究区总体来说在早-中全新世时期气候条件变好，向暖湿发展，在全新世末期，气候变冷变干。
11.0~3.0 cal.ka B.P.，这一时期中值粒径(Md)增大，伴随粘土含量减少和砂、粉砂含量的升高。同时Pwax值、ACL值升高，Paq值降低，指示气候向暖湿发展。
全新世适宜期(Holocene Climatic Optimum，简称HCO，9.0~5.0 cal.ka B.P.)在本区也有较好的响应。9.0~5.0 cal.ka B.P.中值粒径(Md)较全新世初期(11 ka B.P.左右)明显升高，对应粘土含量减少，粉砂、砂含量增加；同时ACL值和Pwax值也较阶段Ⅳ初期升高，指示气候向暖湿发展。Zheng等[17]利用正构烷烃分子组成重建了西南地区若尔盖红原泥炭沉积全新世以来的气候演化过程，代表沉水、漂浮水生植物源的nC23和nC25正构烷烃相对比例的上升很好的记录了9.0~5.0 cal.ka B.P.全新世适宜期湖泊水位上升，降雨量增大的特征；而洱海8.1~5.9 cal.ka B.P.气候总体偏暖，早期(8.1~7.4 cal.ka B.P.)气候暖湿，湖面较高，对应西南季风加强，5.9 cal.ka B.P.以后出现降温趋势，与太阳辐射和西南季风环流强度的减弱相伴[22]。
值得一提的是，中值粒径(Md)在8.5~8.0 cal.ka B.P.呈明显的低值，指示了这一时期气候干燥，可能对应于8.2 cal.ka B.P.左右的冷干事件。这次冷事件在北大西洋深海沉积物[63]，湖泊[64~65]和树轮[66]中都有很好的记录；并且格林兰冰芯记录[67]揭示了这次事件是末次冰期结束以后地球经历的最冷时期。但在邛海沉积物记录中表征低温的ACL低值特征不明显，这可能与正构烷烃指标的分辨率较低有关。
3.0 cal.ka B.P.至今这一时期中值粒径(Md)值迅速降低，对应粘土含量上升，指示气候迅速变干。同时Pwax值、ACL值先升高后在1.0 cal.ka B.P.左右降低，与Paq值趋势相反。正构烷烃指标指示的气候变冷变干过程与粒度指标相比有2.0 cal.ka B.P.左右的滞后，这可能与正构烷烃的分辨率较低、不同指标对气候变化敏感性不同有关。这一阶段的特征与郑茜等[18]的报道的晚全新世气候开始变冷变干的时间相符，泸沽湖区晚全新世(3.3 cal.ka B.P.至今)植被类型发生了明显的变化，气候的变冷变干趋势明显。
5 结论通过分析邛海湖泊沉积物的正构烷烃分布特征和粒度组成得出以下初步结论：
(1) 邛海沉积物正构烷烃分布特征的研究结果显示，外源的高等陆生植物和内源的水生生物(低等菌藻类生物和挺水、沉水和漂浮植物)都对研究区沉积有机质有相当的贡献。
(2) 邛海作为一个开放的外流型湖泊，西南季风控制的降雨量变化可能是影响粒度变化和陆生植物输入量的关键因素，西南季风强盛时降雨量大，此时地表径流较强，携带能力强，更多的粗粒物质进入湖岸沉积，陆生植物输入量大。因此就邛海流域来说，粗粒沉积物指示降雨量大的湿润气候，细粒沉积物指示降雨量小的干旱气候，并且高的Pwax值和低的Paq值对应降水量大的湿润气候期。
(3) 邛海湖区30 cal.ka B.P.以来经历了植被演替、气候变化的4个阶段：29.1~23.0 cal.ka B.P.，中值粒径(Md)、ACL值和Pwax值的高值和Paq低值指示了相对暖湿的气候条件，湖区以草本植物为主；随后23.0~19.0 cal.ka B.P.，中值粒径呈低值的时间段很好的对应了末次冰盛期，同时ACL值、Pwax值为低值，Paq值较高，指示这一时期温度较低，气候干燥，植被类型以木本为主；19.0~11.0 cal.ka B.P.，中值粒径(Md)、ACL值总体较低，Pwax值由高转低，Paq值升高，研究区气候从由暖湿向冷干转变，木本植物扩张；自11.0 cal.ka B.P.以来沉积颗粒表现出“细—粗—细”的变化特点，ACL值、Pwax值由低值先升高后降低，与Paq值趋势相反，揭示这一时期邛海气候“冷干—暖湿—冷干”的变化过程，湖区经历了草本植物先扩张后收缩的过程。
(4) 邛海湖区30 cal.ka B.P.以来的气候变化表现出一定的不稳定性，主要表现为暖湿和冷干相交替，在总的变化趋势上存在百年尺度的异常。同时也记录了地质历史时期典型的冷暖气候事件，如末次冰盛期(LGM)、新仙女木事件(YD)和全新世气候适宜期(HCO)。与邻近区的研究结果对比性较好，反映了西南季风的变化特征。
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, Wang Gen1,2, Wang Yongli4
, Wei Zhifu1,2, Gong Juncheng1,2, Zhang Ting1,2,3, Ma Xueyun1,2,3, Yu Xiaoli1,2,3
2 Key Laboratory of Petroleum Resources, Gansu Province/Key Laboratory of Petroleum Resources Research, Chinese Academy of Sciences, Lanzhou 730000, Gansu;
3 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049;
4 Laboratory of Cenozoic Geology and Environment, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029)
Abstract
Qionghai Lake is located in the transition zone of southeast Tibetan Plateau and southwest of Sichuan Province, SW China. In order to reconstruct the paleoclimate and paleoenvironment of Qionghai Lake area, a continuous 23.9-m long sediment core(27°50'42.92"N, 102°20'9.25"E) was obtained in 2013 in the northeast of Qionghai Lake. The lithology is mainly lacustrine brown-yellow and grey silt. The chronology was established based on the AMS 14C data of twelve plant remains, extending back to about 29.1 cal. ka B.P. A total of 72 samples were taken at a 30-cm interval for n-alkanes analysis and 186 samples were collected at a 10-cm interval for grain-size analysis. The bimodal distribution of n-alkanes from Qionghai Lake sediments indicate that the organic matters were derived from both exogenous higher land plants and endogenous aquatic plants(including aquatic algae, and emergent, submerged and floating macrophytes). Based on the geographical location of Qionghai Lake and its characteristics, the paleoclimate significances of grain-size of Qionghai Lake sediments were discussed. In general, variations of grain-size data of Qionghai Lake sediments could effectively indicate paleo-precipitation history in the study area. When the southwest summer monsoon was strong, the coarse particles were easy to deposit in the study area due to the heavy precipitation and strong hydrodynamics, indicating a humid climate condition. Whereas, the increase of fine fraction of Qionghai Lake sediments may correspond to a relatively dry climate. Besides, Paq(aquatic plant n-alkane proxy) and Pwax(land plant n-alkane proxy) were also applied to infer the climate conditions. Generally, high Paq and low Pwax values reflect a low input of terrestrial plants, and thus a weak surface runoff under a relatively dry climate. According to the grain size characteristics and n-alkane-based proxies, the paleoclimate conditions in Qionghai Lake area can be divided into four stages somewhat arbitrarily:Stage Ⅰ(29.1~23.0 cal.ka B.P.), the median particle diameter(Md) of Qionghai Lake sediments were 22.4 μm, reaching the highest value in the entire profile, and the values of ACL(average chain length of n-alkanes) and Pwax were high, indicating a relatively warm and moist climate. And the vegetation types were maily grasses. Stage Ⅱ(23.0~19.0 cal.ka B.P.), the Md value decreased to 15.4 μm, with low values of ACL and Pwax, suggesting a cold and dry climatic condition. And the vegetation was dominated by woody plants during this stage. Stage Ⅲ(19.0~11.0 cal.ka B.P.), the Md value of sediments decreased to 10.4 μm. Additionally the values of ACL were low and Pwax decreased, indicating climate changed from warm-moist to cold-dry condition. And the woody plants expanded during this period. Stage Ⅳ(11.0 cal.ka B.P. to present), the median grain size were 11.5 μm. However, the sediment particles exhibited "fine-coarse-fine" periodical fluctuations, and values of ACL and Pwax increased and then decreased, reflecting the cold and dry climate changed to warm and humid condition, and then shifted to cold and dry climate again. Meanwhile, the grasses in Qionghai Lake area expanded in the Early to Middle Holocene and then shrinked in the Late Holocene. It is worthy to note that the specific climate conditions in Qionghai Lake area in the interval of 23.0~19.0 cal.ka B.P., 12.8~11.7 cal.ka B.P. and 9.0~5.0 cal.ka B.P., were coincident with the Last Glacial Maximum(LGM), Younger Dryas(YD) event, and Holocene Climatic Optimum(HCO), respectively, probably in response to the varying intensities of southwest summer monsoon and typical climatic events.