2018, Vol.38
2 福建师范大学地理科学学院, 福建 福州 350007;
3 福建师范大学, 亚热带湿地研究中心, 福建 福州 350007;
4 中国科学院东北地理与农业生态研究所, 吉林 长春 130102)
冻胀丘(frost mound)是多年冻土区一种常见的冰缘地貌，是地层在冻结过程中发生水分积聚和冻结，进而产生体积膨胀，导致地表呈现锥状、丘状、穹窿状、台状和脊状等各种形态的隆起[1]。根据发育和存续时间，可将冻胀丘分为季节性冻胀丘(seasonal frost mound)和多年冻胀丘(perennial frost mound)。季节性冻胀丘发育在多年冻土地区，随季节变化发生冻结和消融，其形成过程伴随着大量的水分迁移[2]；多年生冻胀丘主要包括冰核丘(pingo)、泥炭丘(palsa)和冰土丘(lithalsa)。冰核丘是由冻结层下承压水不断侵入冻结锋面，逐年冻结形成的冻胀地形，多形成于迅速排干的湖底，湖底融区从四周开始冻结，冻结产生的冻胀应力使得中心部位的未冻部分承受压力，从而压迫水分向表层运移，而表层自上而下的冻结阻止了这些水分进一步迁移，进而使之冻结发生冻胀[2~3]。泥炭丘和冰土丘是由于地层在自上而下冻结时，在冻结锋面的温度势下发生冷吸作用而集聚水分发生冻胀形成的丘体。一般，冰土丘与湖塘相伴而生[4]；泥炭丘是由泥炭土、冰核和矿质土构成的多年冻胀丘[5~7]，主要发育在泥炭层覆盖的多年冻土区。由于多年冻土层中分凝冰的存在，与泥炭混合形成冰核，并随着泥炭的不断累积和多年冻土的加积，泥炭地表层渐渐冻胀隆升，形成高出周边泥炭沼泽地的丘状或台状的冻结泥炭堆积层[4]，并在泥炭沼泽中成群出现。若区域气候冷湿，则有利于泥炭丘形成与发育；若气候变暖，丘体内的冰核会融化，加之区域降水和周边水流侵蚀，则会造成泥炭丘表层塌陷，逐渐消失。因此，泥炭丘群的形成和发育不仅是多年冻土发育的标志之一，也对区域气候变化具有一定指示作用[8]。
欧洲大陆西北和亚洲泥炭丘形态可大致分为：穹型泥炭丘(dome-shaped)、长形平行状泥炭(elongated string-shaped)、高原泥炭丘(plateau-form)[9]。Seppälä[10~14]和Zuidhoff[15]根据泥炭丘的形态特征，将泥炭丘发育过程大致分为胚芽期、发育期、成熟期、衰退期和残余期等5个阶段。泥炭丘的胚芽期是冰雪渗入沼泽表层土中，在冬季低温作用下与泥炭土混合形成冰冻土；随着泥炭不断积累和沉积，沼泽地慢慢冻胀隆起，多年冻土层不断加厚，逐渐形成冻土柱芯，此阶段为泥炭丘的发育期；当多年冻土层发育沉积到矿质淤泥层时，泥炭丘的发育进入了成熟期。此时，沼泽地表面会隆起几米高的土丘；此后，泥炭质多年冻土层停止沉积，沼泽地周边水流侵蚀、区域降水以及夏季高温条件下的冰雪融水渗入并热侵蚀多年冻土层，使得冻结泥炭土融化，泥炭丘逐渐塌陷，此时泥炭丘进入衰退期[16]。还有研究表明，泥炭丘植被覆盖情况也可指示泥炭丘的发育阶段[17]。一般情况下，泥炭丘发育初期，植被主要与周边沼泽湿生植物相同；随着丘体慢慢隆起，泥炭丘发育进入成熟的稳定期，此时地下水很难供给丘顶，覆盖在泥炭丘上的植被主要是耐旱的陆生维管束植被；进入退化期阶段的泥炭丘，植被主要由小灌木构成。通过以上关于泥炭丘形成与发育过程的研究可知，多年冻土区泥炭丘的分布和发育研究能够为区域冻土发育、植被和气候的变化提供参考依据。
欧亚大陆泥炭丘主要分布在北部多年冻土带，包括北方森林多年冻土区和针叶林带北部。泥炭丘群主要集中在斯堪的纳维亚半岛，包括芬兰、瑞典、挪威以北的拉普兰高地等。该区域属于针叶林带北部区，平均气温在0 ℃以下，分布着大面积的长条形平行状泥炭丘；此外，在- 1 ℃以下，冬季风较强，降水量较少的区域，冷风可以吹掉丘上的积雪，使冻结深度加深，促进了穹型泥炭丘的发育[16~19]。例如瑞典穹形泥炭丘的分布区域，主要是依据- 10 ℃以下日数为120天一线来确定[18]。Кац[19]将泥炭沼泽地带的泥炭丘分为平丘泥炭沼泽和大丘泥炭沼泽，其主要分布在苔原和森林苔原区，在中南泰加林带发育有凸起垅岗-湿洼地沼泽。如在俄罗斯西西伯利亚鄂毕河和叶尼塞河之间的森林苔原，沼泽中泥炭丘上生长小灌木和苔藓，洼地里生长苔草。其北部泥炭丘高0.5~2.0 m，南部4~8 m；中西伯利亚高原区，大陆性气候明显，位于北泰加林和森林苔原地带，泥炭丘可高达4~8 m，丘上植被主要由苔草和泥炭藓组成；东北欧的泥炭丘主要分布在乌萨河中、上游北泰加林、森林苔原、灌木苔原地区，泥炭丘多为单个丘体，高0.5~6.0 m不等[20]。
我国泥炭丘主要分布在青藏高原(如若尔盖和楚玛尔河高平原、三江源、祁连山等)、大兴安岭北部寒温带森林区、新疆阿尔泰和天山以及甘肃祁连山山地河源区。大兴安岭的泥炭丘分布规模不大，在黑龙江省大林河、泥鳅河、达拉罕、满归西北部、内蒙古黄岗梁、根河、南瓮河等多年冻土区，均有大小不等的泥炭丘发育[21]。有研究表明[22]，我国阿尔泰山冻土区可划分为季节冻土带、岛状多年冻土带和大片连续多年冻土带，其中岛状多年冻土下界海拔为2200 m a.s.l.，大片连续多年冻土下界海拔为2800 m a.s.l.。山区现有的泥炭丘主要分布于阿尔泰山区北坡湖盆洼地和热融湖边缘的多年冻土区，多年冻土层存在于距泥炭丘上部10 m内的范围[23]。1979年新疆地质局区域地质调查队在新疆阿尔泰山的考察过程中，在海拔高度约为2500m a.s.l.的哈纳斯湖东部的喀拉库勒盆地以及阿勒泰县城东北山地区发现数处泥炭丘群，泥炭丘高5~6 m，直径约15 m，多数丘体呈圆形和椭圆形[24]。但该报道只是对阿尔泰山区两处泥炭丘的形态、大小做了简单的报道，尚未对泥炭丘剖面特征、形成年代以及泥炭累积速率做详细的分析。2014年8月，笔者通过对新疆阿尔泰山泥炭沼泽资源的调查，发现在阿尔泰山区海拔2500 m a.s.l.左右的落叶松(Larix)、云杉(Picea)、冷杉(Abies)林之上的高山多年冻土区沼泽地中发现了多处大面积泥炭丘群的分布，分别位于喀拉斯库勒湖(黑湖)泥炭沼泽地、哈拉萨孜泥炭沼泽地和三道海子泥炭沼泽地。
本研究对新疆阿尔泰山多年冻土区泥炭丘的形态特征和现状做了归纳整理，同时结合AMS 14C测年数据建立的年代学框架，初步探讨了阿尔泰山区典型泥炭丘的剖面特征、形成年代、发育过程以及泥炭的累积速率，以期为揭示新疆阿尔泰山区冻土的发育状况及山区的气候变化提供重要线索。
1 材料与方法 1.1 研究区概况新疆阿尔泰山为中亚山系，横跨中国、蒙古、俄罗斯、哈萨克斯坦四国，呈西北-东南走向，总长约2000 km。中国部分的阿尔泰山属于山系中段南坡，位于新疆维吾尔自治区最北部，地处46°33′35″~49°10′45″N，85°31′37″~91°01′15″E之间。山势西北高东南低，是典型的地垒状山地，呈现明显的阶梯状地形特点。强烈的断裂构造活动形成了阿尔泰山高海拔与高坡度的现代地貌特征，各种山间洼地也在此基础上逐渐形成[25]。研究区年平均气温- 3.6~1.8 ℃，海拔1400~1500 m a.s.l.的山区，年平均气温低于- 2 ℃。春季升温快且多风，夏季凉爽而短暂，秋季降温快且多风，冬季严寒而漫长，常有暴风雪，积雪厚1~2 m。从海陆位置上看，阿尔泰山区远离海洋，处于内陆干旱区，水汽来源很少；但从地形上看，额尔齐斯河谷地是准噶尔盆地西部3个风口中最开阔的一个，利于西风气流进入，并抬升凝云致雨，山体可以拦截西风环流携来的水汽，在山区产生较多的降水，年平均降水量350~600 mm[26]。山区径流主要来自于夏季大气降水和季节性积雪融水，出了山区，主要有额尔齐斯河和乌伦古河两大河流，由山区的56条小河流组成，地表年径流量达113×108 m3。丰富的水资源，加上山间盆地和河谷地形地貌平坦，导致地表排水不畅，为阿尔泰山区沼泽地的广泛发育提供了良好的地质条件[21]。
阿尔泰山独特的地形、气候条件，形成了独特的自然地理景观，是我国唯一存在的古北界南西伯利亚动植物区系分布区。草原是温带干旱区优势植物类型，构成了山地植被垂直结构的重要组成部分，其中海拔1500 m a.s.l.以下是荒漠草原分布区，主要群系为针茅(Stipa capillata)群系，群系盖度在25 % ~40 %。在1500~2100 m a.s.l.海拔高度分布有真草原，以丛生禾草为主，并有少量旱生植物和小灌木，总盖度为40 % ~45 %；草甸草原分布在海拔1700~2000 m a.s.l.处，建群植物是真旱生和中旱生的禾草，总盖度在70 %左右；亚高山草甸和亚高山草原带分布在海拔2300~2500 m a.s.l.，植被均为寒生植被，主要包括葡系早熟禾(Poa botryoides)、寒生羊茅(Festuca kryloviana Reverd)、蒿草(Artemisia)、早熟禾(Poa alpona和Poa altaica)和苔草(Carex enervis、C.melanantha、C. regeliana、C.stenocarpa和C. obtusata)等；山区草甸以多年生草本植物为主，为阿尔泰山地区优良的放牧场，分布在海拔2000 m a.s.l.以上；高山植被分布在海拔3000 m a.s.l.以上形成局部藓类冻原等高山带；阿尔泰山的森林主要分布在海拔1500~2600 m a.s.l.处迎向湿气流的高俊山脉山坡和河谷地带，主要以寒温带针叶林为主，落叶阔叶林零星分布。该区域森林可分为西伯利亚落叶松(Larix sibirica)、西伯利亚云杉(Picea sibirica)、欧洲山杨(Populus tremula)、疣枝桦(Betula pendula)、苦杨群系(Populus laurifolia)和山地柳树(Salix dasycladus)6个群系[27]。
2014年8月，笔者对新疆阿尔泰山泥炭沼泽资源的调查结果发现，阿尔泰山的泥炭沼泽主要发育在海拔1700~2500 m a.s.l.排水不畅的山间洼地。沼泽类型为草本泥炭沼泽和草本-泥炭藓沼泽。沼泽植被以毛果苔草(Carex lasiocarpa)和帕米尔苔草(C.pamirensis)种群为主要优势种，伴生种有阿尔泰苔草(C.altaica)；藓类主要有泥炭藓(Herba sphagni)、拟尖叶泥炭藓(Sphagnum nemoreum)、金发藓(Polytrichum commune)、厚角绢藓(Entodon concinnus)等[27]。新疆阿尔泰山的泥炭丘主要分布在海拔2500 m a.s.l.左右的亚高山草甸和亚高山草原多年冻土分布区内的泥炭沼泽地中，水源补给主要来自于大气降水和季节性积雪融水。泥炭丘上覆盖植被主要为毛果苔草(Carex lasiocarpa)、帕米尔苔草(Carex pamirensis)和早熟禾(Poa annua L.)等寒生的多年草本植被。
1.2 样品采集与年龄测定通常，泥炭丘是在沼泽地底部由于水分积聚和不断扩展，形成冰核，这种冰核有的是冰组成，有的由冰和泥炭组成，之后将泥炭表层隆起，形成泥炭丘。因此，选择接近泥炭丘核心部位的剖面样品进行测年，可减小泥炭丘沉积速率计算的误差。由于阿尔泰山三道海子泥炭丘分布零星且分散，形态低矮不规则，泥炭丘保存相对完整，故本文在喀拉斯库勒湖(黑湖)和哈拉萨孜泥炭沼泽地，选取2个典型泥炭丘剖面，结合AMS 14C测年数据建立的年代学框架，探讨阿尔泰山多年冻土区泥炭丘形成年代及堆积速率。
黑湖泥炭丘多呈长形平行状，只有部分泥炭丘的边缘位置出现坍塌现象，泥炭丘核心主体部位并没有暴露，为避免泥炭丘核体的破坏，在泥炭丘边缘坍塌裸露的位置，选取典型泥炭丘剖面(48°40′4.2″N，87°11′32.6″E)，泥炭层厚度约93 cm，根据剖面岩性特征、泥炭颜色和植物残体构成的变化，分别在30 cm、40 cm、70 cm、85 cm和93 cm处，选取5个泥炭样品进行AMS 14C测年分析；哈拉萨孜泥炭丘是穹形泥炭丘，且受地表水侵蚀和放牧活动等破坏，坍塌严重，已暴露出泥炭丘主体结构，故选取接近泥炭丘核心的部位，获取180 cm的泥炭剖面(48°06′54″N，88°21′09″E)，分别在16 cm、54 cm、62 cm、82 cm和180 cm处，选取5个泥炭样品进行AMS 14C测年及沉积速率分析。
为减小现代植被根系对测年结果的影响，首先，去除所有测年样品中现代植物根系；其次，对于残体较多且保存完好的泥炭样品，从中挑取0.5 mg左右的苔草植物残体进行测年；对于颜色较深，分解度好，残体少且挑不出完整植被残体的样品，则选取1 g左右泥炭全样作为测年样品。测年样品在北京大学考古学院加速质谱实验室完成测定，获得的测年数据经过CALIB 7.0软件进行树轮年代校正。采样深度、测年样品和AMS 14C测年数据以及校正年龄数据如表 1所示。根据测年样品的年龄数据与泥炭丘剖面深度的对应关系，运用三次多项式绘制年代-深度关系曲线，建立阿尔泰山泥炭丘剖面的年代-深度框架。泥炭丘的堆积速率(PAR)是根据校正年龄数据与泥炭丘剖面深度的对应关系，通过平均1 cm泥炭的累积厚度与对应年代差之间的比值计算所得(cm/a)。
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表 1 新疆阿尔泰山典型泥炭丘剖面的年代测定数据和校正年龄数据 Table 1 Radiocarbon and calibrated age data for typical palsa peat profiles in the Altai Mountains, Xinjiang |
2014年8月，通过对新疆阿尔泰山区泥炭资源调查，沿西北-东南山脉走向，在海拔2500 m a.s.l.左右的落叶松、云杉、冷杉林之上的亚高山草甸和亚高山草原3处泥炭沼泽地中发现了泥炭丘群，分别位于黑湖盆地、哈拉萨孜泥炭沼泽地以及三道海子泥炭沼泽地(图 1)。
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图 1 新疆阿尔泰山泥炭丘样点分布图 Fig. 1 Distribution of study sites for palsas in the Altai Mountains, northern Xinjiang Uygur Autonomous Region, Northwest China |
喀拉斯库勒湖由于湖水发黑故称黑湖，位于阿勒泰市布尔津县禾木乡，属于喀纳斯自然保护区管辖范围，海拔2168 m a.s.l.。新疆阿尔泰山区喀纳斯气象站年平均气象资料显示[25]，本区域年平均气温- 0.2 ℃，年降水量1065.4 mm，年平均蒸发量1097.0 mm；地下水埋深0~0.5 m，属温带大陆性寒冷气候。
黑湖泥炭丘分布在黑湖湖口东南部小盆地中，位于黑湖支流的上游谷地。在湖周边大约2~3 km范围内，成群分布着近200余个泥炭丘，是新疆阿尔泰山区内发现的密度最大的泥炭丘群。本区泥炭丘为高约5~6 m，直径约15 m的长形平行状泥炭丘(图 2a)。丘上覆盖植被为毛果苔草(Carex lasiocarpa)、帕米尔苔草(Carex pamirensis)和早熟禾(Poa annua L.)等草本植被以及少量泥炭藓(Sphagnum)。
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图 2 新疆阿尔泰山黑湖泥炭丘形态图(2014年8月摄) (a)黑湖泥炭丘群景观图；(b)黑湖泥炭丘单体形态图 Fig. 2 Morphological characteristics of palsas in the Heihu area in the Altai Mountains, northern Xinjiang Uygur Autonomous Region, Northwest China (picture taken in August 2014). (a) The landscape of group palsas in the Heihu area; (b) The morphology of an individual palsa in the Heihu area |
此外，在黑湖南部及西南部小盆地中也发育百余个泥炭丘，与黑湖周边泥炭丘体形态相比，此区泥炭丘体形态低矮且较长，一般高度在2~3 m，丘体彼此相连，长度可达20 m。一方面，由于黑湖南部及西南部小盆地中地表径流较多，多为溪水沟渠，使得多数泥炭丘浸在水中，发育缓慢，并出现边缘坍塌现象；另一方面，此区域地势较平坦，多为当地牧民放牧场所，受人为干扰较严重。因此，此区域的泥炭丘形态较低矮，且出现崩塌退化现象(图 2b)。
在黑湖周边泥炭丘群中，选择典型泥炭丘侧面裸露部分，观察其剖面岩性变化特征，黑湖泥炭丘剖面泥炭厚度约93 cm，从丘顶到底部的岩性变化为：
0~30 cm为浅棕色泥炭层；
30~70 cm为褐色泥炭层；
70~85 cm为黑褐色泥炭层；
85~93 cm为褐色泥炭层；
93 cm以下为黑色腐泥层(图 3a)。
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图 3 新疆阿尔泰山泥炭丘剖面特征图(2014年8月摄) Fig. 3 Palsa profiles in the Altai Mountains, northern Xinjiang Uygur Autonomous Region, Northwest China (picture taken in August 2014). (a) Palsa profile from the Heihu peat bog; (b) Palsa profile from the Halasazi peat bog; (c)Palsa profile from the Sandaohaizi peat bog; |
哈拉萨孜泥炭沼泽位于阿勒泰市克兰河上游小东沟支流谷地。本区沼泽地为苔草-泥炭藓沼泽，地表积水深20~40 cm，局部有藓类覆盖的小草丘，泥炭层最厚可达8 m。盆地两侧坡度平缓，为高山区草甸和亚草原区，是牧民放养牲畜的主要场所。沼泽地东南部散布数十个泥炭丘，海拔高度在2460 m a.s.l.。喀拉萨孜泥炭丘是平均高3~4 m，直径5~10 m的典型穹型泥炭丘，各泥炭丘体相互独立存在；丘间有些是沼泽地，有些是小水体(图 4a)。在泥炭丘顶部打钻：0~40 cm为褐色的藓类-苔草泥炭，40 cm以下为冻结泥炭层。从丘体侧面裸露部分测量泥炭丘的泥炭厚度大于1.8 m，其剖面岩性变化特征如下：
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图 4 新疆阿尔泰山哈拉萨孜泥炭丘形态特征图(2014年8月摄) (a)哈拉萨孜泥炭丘群景观图；(b)哈拉萨孜泥炭丘单体形态图 Fig. 4 Morphological characteristics of palsas in the Halasazi area in the Altai Mountains, northern Xinjiang Uygur Autonomous Region, Northwest China (picture taken in August 2014). (a) The landforms of group palsas in the Halasazi area; (b) The morphology of sole palsa in the Halasazi area |
0~ 16 cm为灰黑色泥层，质地紧实，含砂质土；
16~54 cm为褐色泥炭层；
54~ 62 cm为黑褐色泥炭层，残体较少
62~82 cm为褐色泥炭层，伴有泥炭藓和苔草残体；
82~ 180 cm为黑褐色泥炭层，分解较好；
180 cm以下为棕色泥炭层，未见基底(图 3b)。
根据泥炭丘的形态和植被特征判断，喀拉萨孜泥炭丘目前处于退化阶段，丘上植被已经剥落退化，丘体坍塌严重(图 4b)。其原因，一方面可能是由于局地气候条件使得丘体内的冰核融化，加上周边水流侵蚀，进而造成泥炭丘塌陷[4]；另一方面，当地牲畜大量增加，过度放牧被牛羊啃食和践踏，也是造成泥炭丘塌陷退化的主要原因之一。为了防止泥炭丘的进一步退化，新疆阿尔泰山两河源自然保护区人员在退化的泥炭丘上均匀撒播0.5~1.0 cm厚的高羊茅(Festuca elata)与早熟禾植被草籽，并在坡度较陡地方覆盖网片，以防草种流失，进而达到恢复泥炭丘植被的目的。
2.3.3 三道海子泥炭丘三道海子属阿勒泰市青河县，位于小青河上游支流谷地中，大青河森林公园东侧约20 km处。本区谷地为冰蚀盆地，在冰川的作用下，使谷地周围及谷底泉水出露，形成许许多多海子，为泥炭沼泽形成和发育创造良好的地貌基础。三道海子主要包括花海子、中海子和边海子这3个海子，如同黄河上游河源区的星宿海，站在高处观看如同繁星一般，散落在谷底，星罗棋布，其中花海子由此得名。
中海子位于三道海子之中，地理坐标46°52′48″N，90°50′3.8″E，其地面高程为2420 m a.s.l.，水系发达，发育大片泥炭沼泽。三道海子泥炭丘较少且零星分散，泥炭丘形态低矮且不规则，平均丘高2.0 m左右，直径长5~7 m，呈长条平行状(图 5)。泥炭丘间为沼泽地，有的与水溪或海子相邻。在泥炭丘侧面裸露部分测量泥炭丘的泥炭厚度约为80 cm，剖面岩性变化为：0~40 cm为暗棕色泥炭层；40~80 cm为棕色泥炭层；80 cm以下为潜育层(图 3c)。
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图 5 新疆阿尔泰山三道海子泥炭丘形态特征图(2014年8月摄) Fig. 5 Morphological characteristics of a palsa in the Sandao'haizi area in the Altai Mountains, northern Xinjiang Uygur Autonomous Region, Northwest China (picture taken in August 2014) |
泥炭的形成和累积是诸多自然因素综合作用的结果。我国地域辽阔，自然条件多样复杂，使得不同地区、不同时期的泥炭形成有所差异。我国泥炭主要是在全新世以来各个时期形成的，但由于全新世气候波动，使得各个时期泥炭发育程度有所差异。其中，中全新世大暖期(约7500~2500 a B.P.)，气候温暖湿润，是全区泥炭形成发育的最有利时期；而晚全新世时期(2500 a B.P.至今)，气候波动较大，不利于泥炭的发育[28~30]。全新世时期也是新疆阿尔泰山区泥炭沼泽形成和发育的主要时期[27]。通过AMS 14C测年和校正数据建立的泥炭丘剖面年代学框架显示，新疆阿尔泰山区泥炭丘也开始形成于10000 a B.P.左右的全新世时期(图 6a和图 7a)。
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图 6 新疆阿尔泰山黑湖泥炭丘剖面岩性、年代-深度关系及泥炭沉积速率(2014年8月摄) Fig. 6 Stratigraphy, age-depth relationship and peat accumulation rates of the palsa profile from the Heihu area in the Altai Mountain, northern Xinjiang Uygur Autonomous Region, Northwest China (picture taken in August 2014). (a) Age-depth relationship of the Heihu palsa profile; (b) Peat accumulation rates of the Heihu palsa profile |
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图 7 新疆阿尔泰山哈拉萨孜泥炭丘剖面岩性、年代-深度关系及泥炭沉积速率(2014年8月摄) Fig. 7 Stratigraphy, age-depth relationship and peat accumulation rates of the palsa profile in the Halasazi area in the Altai Mountains, northern Xinjiang Uygur Autonomous Region, Northwest China (picture taken in August 2014). (a) Age-depth relationship of the Halasazi palsa profile; (b) Peat accumulation rates of the Halasazi palsa profile |
根据泥炭丘剖面的岩性特征，可将黑湖泥炭丘的泥炭发育过程大致分为以下几个阶段：
早全新世时期(12000~9000 a B.P.，深度93~70 cm)，泥炭丘剖面是褐色和黑褐色泥炭堆积层，泥炭土质地密实，泥炭分解度较好，植物残体很少；
中全新世时期(9000~3000 a B.P.，深度70~40 cm)，为连续的褐色泥炭堆积层，质地较疏松，有部分植物残体存在；
晚全新世时期(3000~1000 a B.P.，深度40~30 cm)，为褐色泥炭层，植物残体较多，分解度较差；
1000 a B.P.以来(深度30~0 cm)，为浅棕色的植物残体堆积层，现代植被根系较多(图 6)。
哈拉萨孜穹型泥炭丘剖面发育特征大致分为以下阶段：
早全新世时期(10000~7200 a B.P.，深度180~82 cm)为黑褐色泥炭堆积层，泥炭中植物残体较少，分解度较好；
中全新世时期(7200~5000 a B.P.，深度82~16 cm)为褐色泥炭堆积层，其中7200~7000 a B.P. (深度82~62 cm)，泥炭中植物残体较多，泥炭质地疏松，分解度弱；7000~6500 a B.P. (深度62~54 cm)，泥炭颜色较深，残体较少，分解度较好；
5000 a B.P.以来(深度16~0 cm)，泥炭丘剖面出现泥炭与沙土混合的灰黑色泥层，质地紧实坚硬(图 7)。
笔者推测，哈拉萨孜泥炭丘表层泥炭土板结是由于该区域环境干旱，近代人类放牧活动频繁，导致泥炭丘植被破坏，泥炭长期裸露，分解速度加快，加之干旱区风沙较强，使得泥炭丘发育进入退化期。
通过对以上两个典型泥炭丘剖面岩性特征和AMS 14C年代数据建立的年代-深度关系的分析，新疆阿尔泰山区泥炭丘在约10000 a B.P.的全新世早期开始发育，早全新世时期主要是黑褐色泥炭堆积层，植被残体少，分解度较大，泥炭质地紧实；中全新世时期，泥炭丘主要是褐色的泥炭堆积层，植物残体相对较多，泥炭质地疏松；晚全新世时期，泥炭颜色为较浅的褐色或浅棕色，基本上由植物残体堆积而成，质轻疏松，分解度很弱。
2.3 泥炭丘泥炭堆积速率分析泥炭是在一定的气候、水文条件下，由于地表长期处于厌氧状态，死亡的植物残体不能充分分解，长期连续堆积形成的有机堆积物。它的形成和累积是泥炭沼泽发育的基本特征，是多种因素综合作用的结果，包括以沼泽植物残体为主的有机质堆积过程、微生物分解过程以及泥炭堆积过程。泥炭的累积过程主要受沼泽植被类型、植被输入量、残体分解度及其他地理环境与气候变化的共同影响，当沼泽植物残体的累积量大于微生物对其的分解量时，才会有泥炭的累积[31~32]。温暖湿润的气候条件是泥炭形成和积累的最有利条件，它既有利于成炭植物的生长，又能制约土壤微生物活性，降低植物残体的分解；反之，干旱的气候条件可以促进微生物活动，加速泥炭分解速率，使得泥炭累积速率较慢。因此，区域气候和水文条件，是影响泥炭累积速率的主要原因[33~34]。
由于地域差异及气候波动，全新世不同时期、不同地带、不同类型泥炭的累积速率有所差异。苏联欧洲部分的泥炭累积速率为0.07~0.1 cm/a[35]；欧亚大陆泥炭累积速率为0.017~0.18 cm/a，平均速率为0.045 cm/a[36]。我国全新世以来泥炭平均累积速率为0.032 cm/a，小于苏联欧洲以及欧亚大陆泥炭的平均累积速率[36]；其中，早全新世时期泥炭累积速率较慢，平均速率为0.026 cm/a；中全新世泥炭堆积速率最快，华北平原地区的泥炭累积速率达到0.166 cm/a，超过欧亚大陆平均泥炭累积速率；随着泥炭沼泽的继续扩展，晚全新世泥炭堆积速率平均值达到0.047 cm/a[37]，东北地区和青藏高原泥炭平均累积速率为0.032~0.042 cm/a，但仍低于欧亚大陆的平均累积速率[31]。新疆阿尔泰山黑湖泥炭丘全新世时期泥炭平均累积速率约0.015 cm/a(图 6b)，小于欧亚大陆地区与我国泥炭累积的平均速率[36]。12000~9600 a B.P.期间，是黑湖泥炭丘最初形成的萌芽时期，泥炭的累积速率较慢，约为0.0035 cm/a；随着泥炭丘逐渐发育形成，泥炭累积速率增加，在9600~9000 a B.P.期间，累积速率为0.038 cm/a，达到整个全新世时期的最大值，此时期泥炭丘处于快速发育阶段；9000 a B.P.以后的中全新世时期，泥炭累积速率一直维持在0.004 cm/a左右，是泥炭丘的稳定发育期；1000 a B.P.后，泥炭累积速率加快，约为0.03 cm/a。黑湖泥炭丘的发育过程与我国其他地区泥炭发育过程有所差异，如我国华北平原地区、东北和青藏高原地区在早全新世时期泥炭累积速率较慢，而在中、晚全新世时期泥炭累积速率较快[31, 37]，而黑湖泥炭丘在早、晚全新世时期泥炭累积速率较快，中全新世时期泥炭累积速率较慢。
哈拉萨孜泥炭丘全新世时期泥炭平均累积速率约为0.035 cm/a，大于黑湖盆地泥炭丘的泥炭累积速率(图 7b)。早全新世时期(10000~7200 a B.P.)，泥炭累积速率约为0.03 cm/a，且累积速率较稳定，是泥炭丘形成和发育期；中全新世时期(7200~5000 a B.P.)，此时期为泥炭丘的快速发育期，并在7000 a B.P.左右，累积速率为0.14 cm/a，达到全新世时期最大值；晚全新世时期(5000 a B.P.至今)，泥炭累积速率非常缓慢，小于0.001 cm/a。哈拉萨孜泥炭丘泥炭累积过程与我国华北、东北和青藏高原地区的泥炭累积过程相似[31, 37]，即：早全新世时期泥炭累积速率缓慢，而在中全新世大暖期时期，泥炭累积速率最大，是泥炭丘快速发育期。
大量研究已经证实，泥炭的累积和发育与区域气候和水文条件密切相关，泥炭作为良好的地质载体，可以有效地记录区域气候演化过程[38~41]；同时，区域的气候变化也影响着泥炭的累积速率。有研究表明[31]，全新世早期，气候转暖、冰雪消融，使得内陆地区水源丰富，山间洼地积水较多，为泥炭的形成提供了有利条件，是我国泥炭的局部发育期，并在10300~9000 a B.P.，出现泥炭堆积的第一高峰。新疆阿尔泰山区泥炭记录[42]蒙古阿尔泰山[43]、图瓦阿尔泰[44]以及新疆其他湖泊[45]地质档案记录的全新世气候变化的综合信息表明，早全新世时期，阿尔泰山以及我国新疆地区，气候转暖，但降水较少，气候极度干旱，植被输入量较少，泥炭累积速率较慢；本研究结果表明，阿尔泰山泥炭丘是在全新世早期开始进入泥炭的发育时期，其中黑湖泥炭丘堆积速率就在此时期达到了最大值，而哈拉萨孜泥炭丘泥炭累积速率相对缓慢。
中全新世时期，气候温暖湿润，年平均气温高于现代气温2~3 ℃，是全新世大暖期，加上雨水充沛，海平面上升等作用，有利于全区泥炭的堆积，是我国泥炭普遍发育期，并在此时期出现了泥炭堆积的两次高峰[31]。此时期，阿尔泰山区气候湿润，其中蒙古阿尔泰山降水量达到最大值，新疆其他地区降水量也增加[27~28, 31~32]。本研究中哈拉萨孜泥炭丘的累积速率加快，并在此时期达到了峰值，处于泥炭丘的快速发育阶段；黑湖泥炭丘累积速率减慢，但相对稳定，进入泥炭丘的稳定发育期。
晚全新世以来，气候趋于干旱寒冷，水源补给减少，多地区泥炭地受地面下沉运动及人类活动干扰的影响，不利于泥炭的继续发育，此时期多数泥炭处于衰退期，只有部分泥炭仍在继续发育[31]。阿尔泰山区以及我国新疆部分地区，气候进入冷干时期，降水减少，不利于泥炭的累积发育[42~45]。本研究结果显示，新疆阿尔泰山区哈拉萨孜泥炭丘在晚全新世时期，泥炭累积速率非常缓慢，加上人类放牧干扰严重，使得该区泥炭丘已处于崩塌退化阶段；而黑湖泥炭丘，处于黑湖和喀纳斯湖附近，水源相对较丰富，加上位于喀纳斯湖自然保护区境内，受人类干扰活动较小，泥炭丘在此时期仍继续发育。
新疆阿尔泰山区两处典型泥炭丘都在全新世早期时期开始发育，处于泥炭丘发育的萌芽期。但由于两个典型泥炭丘所处山区的地理位置不同，加上泥炭丘分布区的水文条件、局地小气候环境以及区域多年冻土发育程度不同，使得两处泥炭丘在不同时期的泥炭累积速率及各发育阶段不能同步，存在时间上的差异性。黑湖泥炭丘的泥炭累积速率在全新世早期出现峰值，此后泥炭丘发育缓慢且稳定，至今丘体保存相对完好，植被覆盖率高，处于稳定发育阶段。而哈拉萨孜泥炭丘在中全新世时期，泥炭累积速率达到峰值，处于快速发育阶段；但晚全新世以来，由于局地气候较干，水源补给较少，加上人类放牧啃食活动加剧等多因素的影响，使得该区泥炭丘发育缓慢，泥炭丘植被基本上完全退化，泥炭丘体出现坍塌和热融湖现象，泥炭丘处于衰退期。
此外，泥炭丘是一种永久冻土区的边缘地貌，可以指示区域永久冻土的分布边界。中国阿尔泰山多年冻土的发育与第四纪泥炭发育密切相关[23]。本研究表明我国阿尔泰山区泥炭丘开始发育于全新世早期，在中全新世时期处于稳定或快速发育时期，说明这两个时期山区多年冻土层保存较好，有利于泥炭丘的形成和发育。而晚全新世以来，随着气候逐渐变暖和人类活动的加剧，泥炭丘逐渐退化，而多年冻土区在转暖的自然条件下也出现了冻土层温度升高、厚度减薄、不稳定性增强、热融作用等退化现象[23]。因此，阿尔泰山区泥炭丘的发育过程可以有效指示山区多年冻土的分布和发育状况；同时，山区内多年冻土的分布特征也是影响不同区域泥炭丘发育过程差异的主要因素。
3 结论本研究通过对新疆阿尔泰山区泥炭丘形态、剖面特征、形成年代与泥炭堆积速率的分析，总结出以下几点：
(1) 新疆阿尔泰山泥炭丘的分布在海拔高度为2500 m a.s.l.左右的的亚高山草甸多年冻土分布区内，黑湖和三道海子沼泽中泥炭丘呈长形平行状，丘体相连分布，泥炭丘体保存较好，植被覆盖较完整；哈拉萨孜泥炭丘是典型穹型泥炭丘，泥炭丘体相互独立存在，由于受局地地貌、水文条件和人类放牧活动的影响严重，丘体上覆盖植被严重破坏，泥炭丘体已崩塌和剥落。
(2) 早全新世时期是新疆阿尔泰山泥炭丘形成和发育的萌芽期，中全新世大暖期是泥炭丘的主要发育时期。晚全新世时期以来，黑湖泥炭丘保存完好，仍处于发育期；但由于局地条件和人类放牧活动等多因素影响，哈拉萨孜泥炭丘在晚全新世进入了衰退期。
(3) 新疆阿尔泰山区泥炭丘的发育可有效指示山区多年冻土发育情况，泥炭累积速率受区域气候和局地自然条件等多重影响。由于两处泥炭丘所在区的地质、地貌、水文、局地小气候以及冻土发育特征等自然环境的不同，泥炭累积速率和发育状态在时间上存在差异。
综上所述，本研究对新疆阿尔泰山区泥炭丘的形态分布特征和现状进行了归纳和总结，初步探讨了阿尔泰山区典型泥炭丘的剖面特征、形成年代、发育过程以及泥炭的累积速率。但为了防止泥炭丘体的破坏，未能获取完整的泥炭丘剖面和高精度的泥炭丘样品进行理化指标分析，在泥炭丘发育过程及其山区多年冻土发育状况和气候变化关系上缺乏深入和细致的探讨，在未来的工作中应加强这一科学问题的深入研究。
致谢: 感谢审稿专家和编辑部老师提出的建设性修改意见!
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2 School of Geographical Sciences, Fujian Normal University, Fuzhou 350007, Fujian;
3 Research Centre of Wetlands in Subtropical Region, Fujian Normal University, Fuzhou 350007, Fujian;
4 Northeast Institute of Geography and Agroecology, Chinese Academy of Sciences, Changchun 130102, Jilin)
Abstract
Palsas are perennial frost mounds found in peat bogs in permafrost regions. Their formation and development are strongly influenced by regional hydrology, vegetation communities and climate change factors. Rich peat resources exist in the Altai Mountains in northern Xinjiang Autonomous Region(46°33'35"~49°10'45"N, 85°31'37"~91°01'15"E), Northwest China, due to its special terrain features, sufficient water resources and cold climate conditions. Meanwhile, the alpine permafrost regions in the Altai Mountains provide conducive geological conditions for the formation and development of palsas. In this study, we provide detailed descriptions and interpretations for the distribution, morphological characteristics and development stages of palsas in the Altai Mountains on the basis of the detailed investigation results on peat resources in the Chinese Altai Mountains in August 2014. The investigation results indicate that these palsas are distributed in the alpine permafrost zones at elevation of ca. 2500 m a.s.l in Xinjiang Altai Mountains. The palsas in the Heihu region and Sandaohaizi region are well preserved with less impacts of human activities, however, the palsas in the Halasazi region are severely affected by human activities and they have degenerated at present stage. Furthermore, we have selected two typical palsa profiles including Heihu palsa profile(48°40'4.2"N, 87°11'32.6"E; 93 cm) and Halasazi palsa profile(48°06'54"N, 88°21'09"E; 180 cm) as study subjects to establish the age-depth relationship with AMS 14C dating for discussing the profile characteristic, formation time, development processes and peat accumulation rates of palsas in the Chinese Altai Mountains. The results indicate that the average peat accumulation rates of palsas in the Altai Mountains are 0.015~0.035 cm/a during the Holocene; the formation of palsas began in the warm and dry Early Holocene at ca.10000 a B.P., when the peat accumulation was slow. Then, from 7000 a B.P. to 2500 a B.P., the climate entered a warmer and wetter period in the Megathermal Period of the Middle Holocene, which promoted peat accumulation. This is the major period for palsa development. Since the late Holocene, the Altai Mountains region entered a cold and dry climate period and the peat accumulation rate has decelerated, and the palsas entered a recession period. However, the difference in local environments, including local geomorphology, hydrology and regional climate, might result in some differences in the time of peak values of peat accumulation rates occurrence, the development processes and the development status of the palsas from different areas of Chinese Altai Mountains during the Holocene. Our findings can not only reflect the palsa development processes in the Altai Mountains, but also provide significant clues for reflecting the development of permafrost and climate evolution in the regions.