2018, Vol.38
2 中国科学院青海盐湖研究所, 青海省盐湖地质与环境重点实验室, 青海 西宁 810008;
3 中国地质大学(武汉), 生物地质与环境地质国家重点实验室, 湖北 武汉 430074;
4 北京化工大学生命科学与技术学院, 北京 100029)
青海湖是我国面积最大的封闭湖泊，处于东亚季风、南亚季风和西风环流的交汇地带，对环境变化的响应敏感[1~2]。青海湖在全新世时期的古环境变化和湖面变化备受关注。过去二十多年来，学者们在青海湖钻取了一系列岩芯，并基于这些岩芯对青海湖地区的古环境变化和湖面变化进行了诸多研究[1~9]。
过去关于青海湖地区古环境和湖面变化的研究，主要基于以下两方面的沉积记录：1)湖泊岩芯(通过打钻来获取)；2)残留在现代青海湖岸边的古湖岸堤。其实，环境变化和湖面变化之间有着极为密切的联系，湖面变化总体上可能受控于环境变化对整个系统的水的调节。关于古环境变化，一些研究认为青海湖地区温暖湿润的环境出现在全新世早期(11.7~5.0 ka B.P.)[1~2]，而另一些研究认为温暖湿润的环境出现在全新世晚期(5~0 ka B.P.)[6, 10]；关于湖面变化，一些研究认为青海湖的最高湖面出现在全新世早期(如7.4~6.0 ka B.P.[8]和7.0~6.0 ka B.P.[3])，而另一些研究认为最高湖面出现在全新世晚期(如5.0~4.7 ka B.P.[6]、5~3 ka B.P.[7]和约3 ka B.P.[4])。上述研究在确定青海湖地区环境温暖湿润的时期和最高湖面的时期上存在明显不同的观点，可能与所使用的各类环境指标的局限性有关。
由于受青海湖地区相同气候环境的影响，与湖泊沉积一样，保存于青海湖周边陆地的风尘堆积也为研究湖区的环境变化提供了独立的地质信息[11~17]。青海湖地区的哈拉力[14]、黑马河[18]、江西沟[19]、种羊场[13, 15, 17]等剖面(图 1)以及青海湖西岸和东岸[10~13, 20]的风尘堆积均是被研究的主要对象。黑马河剖面风尘堆积的磁化率、粒度和有机碳指标显示温暖湿润的气候发生在9.0~2.5 ka B.P.[18]；而青海湖东岸大沙丘的光释光(optically stimulated luminescence，简称OSL)年代学结果显示7~6 ka B.P.是风成砂快速堆积、湖面较低的时期[10]。
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图 1 青海湖ZYC剖面位置以及其他的本文涉及到的风尘堆积剖面和湖泊钻孔名称(据文献[15]改绘) Fig. 1 Locations of the ZYC section, other sections of eolian deposits and drilling cores in the Qinghai Lake area discussed in the text(modified after reference[15]) |
GDGTs(glycerol dialkyl glycerol tetraethers，甘油二烷基甘油四醚)是目前国际上研究较为热门的生物标志物，常用的古环境指标有TEX86(由86个碳原子组成的四醚指标)、MBT(甲基化指数)、CBT(环化指数)和Ri/b比值(类异戊二烯GDGTs丰度与支链GDGTs丰度的比值)。TEX86指标通常可以记录大气的温度变化[21]，MBT和CBT指标也可以记录大气的温度变化[22]；Ri/b比值通常可以作为判定环境干湿度的一个重要指标[23]。
作为古菌和某类细菌细胞膜脂的主要组成部分，GDGTs化合物近年来已被广泛运用于海洋沉积[24]、湖泊沉积[23, 25]和风尘堆积[26~29]的古气候研究，尤其是在古温度的定量重建方面表现出较大的潜力。Wang等[6]的研究表明，青海湖湖泊岩芯(QH-2011钻孔)GDGTs指标显示从早全新世(11.7~5.0 ka B.P.)至晚全新世(5~0 ka B.P.)湖面增高。
GDGTs已经被用于定量提取我国黄土高原黄土-古土壤序列记录的古气温变化信息[27~30]，但在我国其他风尘堆积剖面中还没有GDGTs研究的相关报道。对青海湖地区全新世风尘堆积的GDGTs开展研究，将为我们研究湖区的环境变化和湖面变化提供一个新的窗口。
青海湖地区全新世风尘堆积的GDGTs具有怎样的组成特征？其替代指标对青海湖的古环境演化和湖面变化具有怎样的指示意义？青海湖区风尘堆积GDGTs指示的古环境演化信息能否与其他记录进行对比？针对上述问题，依托种羊场剖面，我们对青海湖全新世风尘堆积的GDGTs进行了初步研究，旨在：1)重建全新世期间青海湖地区的古环境变化；2)探讨青海湖全新世期间的湖面变化历史。
1 研究区概况青海湖位于青藏高原东北部，为大通山、日月山、青海南山等高山所环绕；面积约4400 km2，湖面海拔约3194 m[31]。青海湖湖水的补给来源主要是河水，入湖河流主要分布在北部和西北部，布哈河、沙柳河、哈尔盖河、泉吉河这4条河流的输入水量占总河流输入水量的87 % [32]。
青海湖地区的气候属典型高寒大陆性气候，具有气温低、降水少而集中的特点；湖区年平均温度约为-0.1 ℃；年均降水量约为373 mm，降水主要集中在6月到9月的温暖季节[1]。湖泊周边发育黄土、风成砂和草甸土。研究区的主要植被类型为高寒草原、高寒灌丛、高寒草甸，局部地区有小面积沼泽植被[33]。
2 材料与方法 2.1 剖面和样品采集种羊场剖面(以下简称为ZYC剖面)位于青海湖东岸(图 1)，地理坐标为36.63°N，100.87°E。该剖面总采样厚度为120 cm，从上至下的地层依次为：0~30 cm深，砂质土壤；30~80 cm深，古土壤层；80~100 cm深，黄土层；100~120 cm深，风成砂；剖面未见底。我们在野外按照2 cm间距采集了散样，并采集了OSL年代学样品。
ZYC剖面的光释光年龄(图 2)分别为0.9±0.1 ka(20 cm深)、1.1±0.1 ka(30 cm深)、4.9±0.4 ka(49 cm深)、6.5±0.6 ka(68 cm深)、8.2±0.7 ka(80 cm深)和10.0±1.0 ka(107 cm深)[15]。剖面在30 cm处存在明显的沉积速率变化(图 2)，记录了上部0~30 cm砂质土壤层的快速沉积，可能与该层沉积物的粒度(平均粒径为95~145 μm)较粗(未发表数据)有关。将剖面顶部的年代假定为0 ka，依据这些OSL年代采用线性内插和外推的方法，剖面各深度的沉积年代可以被计算出。剖面100 cm深处对应的沉积年代约为9.54 ka，120 cm深处对应的年代约为10.86 ka。
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图 2 ZYC剖面的OSL年龄(据文献[15]改绘) Fig. 2 OSL ages of the ZYC section in Qinghai Lake area (modified after reference[15]) |
我们对剖面上部0~100 cm深的地层，按照4 cm间距共挑选出25个样品用于GDGTs的测定。
2.2 GDGTs测定GDGTs的提取和测试过程，参照Yang等[27]所描述的实验过程。简要的实验流程如下：
风干样品在玛瑙研钵中磨碎，然后过20目(筛孔尺寸为0.85 mm)不锈钢网筛，收集通过网筛的样品。所有样品均使用快速溶剂萃取仪(ASE 100，Dionex)，用二氯甲烷：甲醇(9：1，v/v)混合溶液提取包含GDGTs在内的类脂物。总提取液采用旋转蒸发仪在接近真空下浓缩，然后分别用正己烷和甲醇在硅胶柱上分离出非极性组分和极性组分。含有GDGTs的极性组分在氮气下被吹干。
样品的GDGTs组成由Agilent 1200系列液相色谱仪和三重四极杆质谱仪测定。将干燥的极性组分再溶于正己烷：异丙醇(99：1，v/v)混合溶液中，加入内标C46 GDGT，从中吸取10 μL注射进仪器，采用Alltech Prevail Cyano柱进行化合物分离。GDGTs在大气压化学电离源(APCI)中电离，并使用选择离子扫描模式(SIM)检测。通过Agilent MassHunter Workstation软件，在提取的离子色谱图上通过比较GDGTs化合物所对应的质子化离子([M+H]+)和内标(C46GDGT)的峰面积对化合物进行半定量分析。TEX86、MBT、CBT和Ri/b比值的分析误差均优于±0.02。
GDGTs化合物主要分为两类(图 3)：一类烷基链为带甲基支链的非类异戊二烯结构，称之为支链GDGTs(简写为brGDGTs)，其甘油构型与一般细菌磷脂中的甘油构型一致，被认为是细菌合成的[34]；另一类烷基链为类异戊二烯结构，称之为类异戊二烯GDGTs(简写为isoGDGTs)，是由古菌合成的[35]。
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图 3 GDGTs的分子结构(据文献[27]修改) Fig. 3 Molecular structure of the branched GDGTs and the isoprenoid GDGTs(modified from reference[27]) |
TEX86的计算公式[24]如下：
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(1) |
MBT和CBT的计算公式[22]如下：
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(2) |
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(3) |
Ri/b比值的计算公式[23]如下：
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(4) |
上述公式中的罗马数字和字母的组合对应图 3中相同罗马数字和字母组合的GDGTs分子结构。
2.3 磁化率的测定磁化率采用英国Bartington MS2磁化率仪进行测定。测试方法与曾方明等[36]所描述的一致。ZYC剖面少数样品的磁化率数据已在另文[17]予以报道。这里仅对该剖面上部0~100 cm深的样品(4 cm间距)的低频质量磁化率(为了表述方便，全文简称为“磁化率”)的数据进行报道。
3 结果与讨论 3.1 种羊场剖面风尘堆积的GDGTs组成特征ZYC剖面所有样品的GDGTs由brGDGTs和isoGDGTs组成。该剖面的GDGTs浓度、TEX86、MBT、CBT和Ri/b比值结果见表 1。GDGTs浓度介于5.98~25.69 ng/g；4~16 cm深和28~68 cm深的GDGTs浓度高于20~24 cm深和72~100 cm深的浓度。GDGTs的浓度与TOC含量[15]的变化趋势一致，二者的线性相关系数(r)为0.79。
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表 1 青海湖地区ZYC剖面风尘堆积的磁化率、TOC含量、GDGTs浓度、TEX86、MBT、CBT、Ri/b及依据MBT和CBT指标重建的大气年平均温度 Table 1 Magnetic susceptibility, TOC content, GDGTs concentrations, TEX86, MBT, CBT and Ri/b in the ZYC section, and reconstructed mean annual air temperature(MAT)in Qinghai Lake area |
TEX86介于0.77~0.87，MBT介于0.13~0.20，CBT介于0.11~0.35，Ri/b比值介于0.15~0.64。
一般地，磁化率在中国黄土高原的黄土-古土壤序列的古气候重建中常可以指示降水[37~38]和温度[39~40]的变化。在ZYC剖面中，磁化率和TEX86呈线性正相关(图 4a)；磁化率和Ri/b比值呈线性负相关(图 4b)。
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图 4 ZYC剖面磁化率与TEX86指标(a)和Ri/b比值(b)的线性相关 Fig. 4 Linear correlations between magnetic susceptibility and TEX86 index (a)and Ri/b ratio (b) in the ZYC section |
青海湖周边橡皮山不同海拔高度(垂直高差近1000 m)表土的GDGTs研究结果显示TEX86与海拔呈显著的线性负相关关系[21]，从而表明表土的TEX86在青海湖地区是一个可以指示大气温度变化的有效指标。
对于青海湖地区的古代沉积物，其TEX86指标是否也和表土一样指示气温变化呢？我们对ZYC剖面风尘堆积的TEX86与依据钻孔沉积(QH-16A)介形虫胖真星介(Eucypris inflata)壳体(δ18O重建的青海湖全新世7月古水温变化[7]和依据钻孔沉积(IF)长链烯酮(UK37)恢复的夏季古水温变化[41]进行了比较(图 5)。对比结果显示三者的变化趋势大体一致。尤其是TEX86指标与(δ18O重建的7月古水温变化在趋势上具有非常高的一致性，若不考虑二者在时间上存在的时间差(也叫相位差)。总体上，(δ18O记录的7月古水温变化超前于TEX86记录的温度变化，超前约1 ka(图 5)。全新世青海湖种羊场点位(36.63°N)7月的太阳辐射比6~9月的太阳辐射存在约1 ka的相位差，7月的太阳辐射最大值超前6~9月的太阳辐射最大值1 ka(图 5)[42]。基于此，我们初步推测风尘堆积TEX86记录的可能是微生物在6~9月暖湿季节的温度信号。需要注意的是，两套沉积不同的测年结果导致的误差也可能对它们的不同步变化产生影响。
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图 5 ZYC剖面TEX86指标和7月古水温[7]、夏季古水温[41]以及36.63°N太阳辐射[42]的比较 Fig. 5 Comparisons of TEX86 index in the ZYC section with water temperature in July of Qinghai Lake[7], water temperature in summer of Qinghai Lake[41], and 36.63°N insolation in July and June-September[42] |
图 5显示TEX86与U37K重建的夏季古水温变化在9.5~6.2 ka B.P.期间温度上升，并在约6.2 ka B.P.时TEX86指示的温度达到全新世的最高值；6.2~3.6 ka B.P.，温度总体下降；3.6 ka B.P.以来温度经历上升、下降、再上升的变化过程。值得注意的是，TEX86和介形虫壳体(δ18O记录的发生于6.2~3.6 ka B.P.的温度下降幅度没有U37K记录的下降幅度大，而且在1~0 ka B.P. U37K记录的温度下降幅度不是最大的。
全新世大暖期在不同空间的起止时间是当前比较受关注的科学问题[43~44]。依据敦德冰芯的研究结果，Shi等[45]认为全新世大暖期(Holocene Megathermal Maximum)发生的时限在7.2~6.0 ka B.P.。如果全新世大暖期仅从温度层面去考虑的话，ZYC剖面TEX86指标记录到的最高的温度出现在7~6 ka B.P. (图 5)，与敦德冰芯的记录[45]一致，指示了当时的气温为全新世最高的时段。
表土GDGTs的研究结果表明，MBT主要反映大气的温度，而CBT主要反映土壤的pH值[22]。目前的研究通常将MBT和CBT联立起来，建立它们与大气年平均温度(MAT)的数学关系。全球和中国表土的研究表明MBT、CBT和MAT存在如下的数学公式，公式(5)和(6)可分别称为全球经验公式[22]和中国经验公式[27]：
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(5) |
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(6) |
为了获得古代沉积物的温度信息，当前的做法都是将表土研究做出的MBT、CBT与MAT的经验公式套用至古代沉积物的MBT、CBT数值，从而求出过去的大气年平均温度[26~27]。
基于ZYC风尘堆积剖面的MBT、CBT指标，我们利用全球经验公式[22]和中国经验公式[27]分别计算了过去9.5 ka B.P.以来的大气年平均温度变化(图 6a)。全球经验公式和中国经验公式重建出来的大气年平均温度虽然在趋势上一致，但是在绝对值方面存在明显的区别，二者的差值为8~10 ℃。全球经验公式重建出的温度范围为- 1.94~2.68 ℃，而中国经验公式重建的温度范围为9.29~10.56 ℃(表 1)。
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图 6 依据全球MBT-CBT经验公式[22]和中国MBT-CBT经验公式[27]重建的青海湖地区过去9.5 ka以来的大气年平均温度(MAT)变化(a)；依据全球MBT-CBT经验公式[22]重建的青海湖地区MAT变化与TEX86指标的比较(b) 图 6b中阴影部分指示二者变化相反 Fig. 6 Reconstructed MAT(mean annual air temperature)during the past 9.5 ka in Qinghai Lake area by global MBT-CBT calibration[22] and Chinese MBT-CBT calibration[27] (a); Comparison between reconstructed MAT by global MBT-CBT calibration[22] in Qinghai Lake area and TEX86 in the ZYC section, and the shaded parts indicate the negative correlations (b) |
依据全球经验公式重建的古气温变化与TEX86指标对比结果表明，二者在7.7~4.0 ka B.P.和1.0~0.2 ka B.P.时段呈现出相反的变化(图 6b)。这一现象表明MBT-CBT指标与TEX86揭示的古气温变化存在不一致。近来，有学者指出在湿润环境下MBT-CBT指标重建的温度与真实温度的吻合度比干旱-半干旱(年均降雨量＜500 mm)环境下表现得更好[46]。Ri/b指标揭示出在7.5~5.5 ka B.P.和1.0~0.2 ka B.P.时段青海湖地区的环境处于干旱状态下(图 7)，或许是这些干旱环境影响到了MBT、CBT记录古气温信息的准确性。因此，在采用MBT、CBT重建风尘堆积记录的古温度信息时需要谨慎。
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图 7 ZYC剖面Ri/b比值和湖水古盐度[7]比较 Fig. 7 Comparison between Ri/b ratio in the ZYC section and reconstructed salinity[7] of Qinghai Lake |
Ri/b比值被证实是一个指示环境干湿状况的指标[23, 27]。中国现代表土的研究表明：年均降雨量＜600 mm时的Ri/b比值明显高于年均降雨量大于600 mm的Ri/b比值[23]。青海湖湖泊钻孔岩芯(QH-16A)沉积物中胖真星介(E.inflata)壳体的Sr/Ca比值记录了过去湖水的古盐度[7]。我们对本次青海湖ZYC剖面风尘堆积的Ri/b比值与湖泊钻孔介形虫壳体Sr/Ca比值恢复出来的湖水古盐度变化进行了比较(图 7)，发现二者的变化在7.0~1.7 ka B.P.之间具有良好的一致性。湖水古盐度的变化与湖泊水位变化有着直接的联系：湖水盐度升高通常对应湖水位下降，反之亦然[7]。Ri/b比值与湖水古盐度记录[7]在5.0~1.7 ka B.P.之间良好的可对比性，表明较低的Ri/b指示了青海湖地区湿润的环境，从而抑制了湖泊水分的蒸发，使湖泊水位维持在一个较高的水平。然而，二者在9~7 ka B.P.的时段变化相反，而且1 ka B.P.以来Ri/b比值急剧上升至最高值(图 7)，与湖水古盐度记录不完全一致，其原因目前尚不清楚，值得进一步研究。
基于上述分析，我们初步认为风尘堆积的Ri/b比值可以作为环境干湿变化的有效指标。在古环境研究当中，对同一研究区，十分看重对不同沉积记录的不同指标的相互比较和印证。理想情况下，同一研究区不同沉积记录的不同指标应该能够相互印证。因此，我们将ZYC剖面的Ri/b比值与各类可以指示湿度变化的指标进行了对比(图 8)。总体来看，Ri/b比值与磁化率指标具有一致的变化特征。然而，Ri/b比值与青海湖东部日月山的草地沉积中植物残体的碳同位素[33]、青海湖夏季风指数[1]、青海湖钻孔(QH-2000)沉积的树木花粉含量[2]以及基于孢粉记录重建出来的青藏高原东北部的年均降雨量[47]存在较大的差别(图 8)，由此表明青海湖地区各类湿度指标之间具有复杂性。比较有意思的是，Ri/b比值和磁化率记录到了在7.5~5.5 ka B.P.存在一次干旱事件(图 8)，日月山草地沉积中植物残体的碳同位素数据也记录到了在7.4~6.0 ka B.P.存在一次干旱事件。排除这两套沉积的年代学误差的干扰，这次干旱事件可能属于同一次干旱事件(图 8)。此外，青海湖东岸巨型沙丘的年代学表明，在7~6 ka B.P.时期，青海湖地区湖东的风沙剧烈，可能对应的是湖区气候干旱，湖水位下降的环境状况[10]，支持在7.5~5.5 ka B.P.存在干旱事件的认识。然而这次的干旱事件，与树木花粉含量[2]以及重建的年均降雨量[47]存在显著的矛盾(图 8)，这一问题值得将来深入研究。
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图 8 ZYC剖面Ri/b比值和磁化率(本文)、草地沉积植物残体(δ13C[33]、青海湖夏季风指数SMI[1]、树木花粉百分比[2]和年均降雨量[47]各类湿度指标的比较 Fig. 8 Comparisons of Ri/b ratio in the ZYC section with magnetic susceptibility(this study), meadow section plant residue (δ13C[33], Lake Qinghai Asian summer monsoon index(SMI)[1], percentage of tree pollen[2] and annual mean precipitation on the northeastern Qinghai-Tibetan Plateau[47] indices as indicators for humidity |
基于上述分析，我们初步认为青海湖地区的风尘堆积的TEX86有效地记录了研究区的大气古温度变化，Ri/b有效地指示了研究区的环境干湿状况。
3.3 基于GDGTs指标获得的青海湖地区全新世的古环境变化ZYC剖面全新世风尘堆积的Ri/b比值和TEX86指标的相关分析表明，除在7.5~5.5 ka B.P.之间二者呈线性正相关关系外，在其他时段二者呈线性负相关关系。前已述及，Ri/b比值反映环境的干湿状况，比值越高，环境越干旱；TEX86指示大气的温度变化，值越高，气温越高。结合ZYC剖面Ri/b和TEX86在时间上的变化特征，青海湖地区在9.5~7.5 ka B.P.为冷干时期，在7.5~5.5 ka B.P.为温干阶段(图 9)，5.5~1.7 ka B.P.为温湿时期，1.7~0.2 ka B.P.为冷干时期。
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图 9 过去9.5 ka以来ZYC剖面的Ri/b比值(a)和TEX86 (b)与湖泊岩芯的% Cren记录[6] (c)、青海湖湖面变化[7, 31](d)的比较 图中阴影部分指示温暖干旱的时期 Fig. 9 Comparison of Ri/b ratio (a) and TEX86 index (b) in the ZYC section, % Cren record[6] in QH-2011 from Qinghai Lake (c), and lake level variations of Qinghai Lake[7, 31] (d)during the past 9.5 ka. The shaded part indicates warm and dry period |
ZYC剖面风尘堆积GDGTs记录的7.5~5.5 ka B.P.气候变干，与湖泊岩芯介形虫壳体Sr/Ca比值记录的气候变干导致古盐度上升[7]的结果一致。若尔盖高原红原泥炭的微生物类脂物指标显示在全新世中期6.4~4.0 ka B.P.期间气候也处于干旱状态；这一时期的干旱可能与亚洲夏季风带来的极少降雨有关[48]。全新世中期青海湖地区气候干旱的时间与若尔盖地区虽然不太一致，但也可能与若尔盖地区一样，受亚洲季风降雨的减少所影响。全新世风尘堆积GDGTs记录的7.5~5.5 ka B.P.时期青海湖地区的温干气候，也与该时段奇古菌(crenarchaeol)与古菌GDGTs的相对含量% Cren(原文为% Thaum)恢复的湖水深度较低[6]和介形虫Sr/Ca比值恢复的湖面变化处于较低的状态[7]相吻合(图 9)。
5.5 ka B.P.之后，青海湖地区的气候开始变得温湿，这种气候状况一直持续到1.7 ka B.P.左右。在这种温湿的气候条件下，可能造成了5.5~1.7 ka B.P.期间青海湖水位上升，出现高湖面。古湖岸堤的地貌证据显示在约5 ka B.P.左右青海湖出现高湖面[31]；5.5~1.7 ka期间% Cren记录湖水深度最高[6]，介形虫Sr/Ca比值也显示湖水水位最高[7]。
1.7~0 ka B.P.期间Ri/b显示青海湖地区的环境又变干，与古湖岸堤[31]和介形虫Sr/Ca比值[7]记录的湖水位下降一致(图 9)。需要指出的是Ri/b比值在1.7~0 ka B.P.存在变幅过大且是整个剖面数值最大的阶段，与其他记录得出的湖面变化存在不一致。
综上分析，全新世期间青海湖的高湖面时期可能出现在5.5~1.7 ka B.P.时段环境比较湿润的时期，而7.5~5.5 ka B.P.由于环境处于干旱状况不太可能出现高湖面。
4 结论(1) 青海湖ZYC剖面全新世风尘堆积的GDGTs浓度为5.98~25.69 ng/g，TEX86介于0.77~0.87，MBT介于0.13~0.20，CBT介于0.10~0.35，Ri/b比值介于0.15~0.64。GDGTs浓度与TOC含量的变化趋势一致，且二者存在显著的线性正相关(r=0.79)。
(2) TEX86不仅与介形虫壳体(δ18O指示的7月古水温变化相似，而且与长链烯酮U37K指标重建的夏季古水温变化也相似。再结合前人在青海湖周边橡皮山得出的表土TEX86指标与海拔高度具有显著线性负相关的关系，这些证据均表明风尘堆积的TEX86是一个可以指示青海湖地区古气温变化的替代指标。然而，ZYC剖面的MBT-CBT指标可能受到全新世环境变干的影响，不能很好地指示青海湖地区的古气温变化，在重建古温度方面显示出局限性。
(3) ZYC剖面的Ri/b比值的变化与介形虫壳体的Sr/Ca比值重建的湖水古盐度变化具有较一致的特征，尤其是在7.0~1.7 ka B.P.时段。风尘堆积的Ri/b可以有效指示青海湖地区环境的干湿状况。
(4) TEX86指标和Ri/b比值揭示出青海湖地区的气候变化在7.5~5.5 ka B.P.之间为独特的温干阶段，显著有别于全新世其他时段的冷干和温湿时期。这一时段由于环境处于干旱状况，青海湖不太可能出现高湖面现象。
(5) 风尘堆积的TEX86指标和Ri/b比值及湖泊沉积的Sr/Ca比值、% Cren记录均显示在5.5~1.7 ka B.P.时段青海湖湖面为全新世期间最高，可能与温湿的气候状况有关。
(6) ZYC剖面的TEX86和Ri/b比值记录到7.5~5.5 ka B.P.青海湖地区气候干旱化。此外，TEX86和Ri/b比值与其他温度和湿度替代指标不一致的地方，值得深入研究。
致谢: 感谢中国地质大学(武汉)谢树成教授、黄咸雨副教授、肖国桥副教授、梁美艳副教授、王治祥、朱泽阳、周文凤、党心悦、唐常艳、丁伟华在实验中给予的帮助；感谢刘向军副研究员主持的剖面野外工作及做出的年代学结果；感谢李祥忠副研究员提供了植物残体的碳同位素原始数据；感谢审稿专家提出的建设性修改意见以及编辑部杨美芳、赵淑君老师的悉心编审。
| [1] |
An Z S, Colman S M, Zhou W J, et al. Interplay between the Westerlies and Asian monsoon recorded in Lake Qinghai sediments since 32 ka[J]. Scientific Reports, 2012, 2: 619. DOI:10.1038/srep00619 |
| [2] |
Shen J, Liu X Q, Wang S M, et al. Palaeoclimatic changes in the Qinghai Lake area during the last 18, 000 years[J]. Quaternary International, 2005, 136(1): 131-140. DOI:10.1016/j.quaint.2004.11.014 |
| [3] |
Lister G S, Kelts K, Zao C K, et al. Lake Qinghai, China:Closed-basin like levels and the oxygen isotope record for ostracoda since the latest Pleistocene[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 1991, 84(1-4): 141-162. DOI:10.1016/0031-0182(91)90041-O |
| [4] |
Liu W G, Li X Z, An Z S, et al. Total organic carbon isotopes:A novel proxy of lake level from Lake Qinghai in the Qinghai-Tibet Plateau, China[J]. Chemical Geology, 2013, 347: 153-160. DOI:10.1016/j.chemgeo.2013.04.009 |
| [5] |
Liu X J, Colman S M, Brown E T, et al. Abrupt deglaciation on the northeastern Tibetan Plateau:Evidence from Lake Qinghai[J]. Journal of Paleolimnology, 2014, 51(2): 223-240. DOI:10.1007/s10933-013-9721-y |
| [6] |
Wang H, Dong H, Zhang C L, et al. Water depth affecting thaumarchaeol production in Lake Qinghai, northeastern Qinghai-Tibetan Plateau:Implications for paleo lake levels and paleoclimate[J]. Chemical Geology, 2014, 368: 76-84. DOI:10.1016/j.chemgeo.2014.01.009 |
| [7] |
张彭熹, 张保珍, 钱桂敏, 等. 青海湖全新世以来古环境参数的研究[J]. 第四纪研究, 1994(3): 225-238. Zhang Pengxi, Zhang Baozhen, Qian Guimin, et al. The study of paleoclimatic parameter of Qinghai Lake since Holocene[J]. Quaternary Sciences, 1994(3): 225-238. DOI:10.3321/j.issn:1001-7410.1994.03.004 |
| [8] |
陈克造, Bowler J M, Kelts K. 四万年来青藏高原的气候变迁[J]. 第四纪研究, 1990(1): 21-31. Chen Kezao, Bowler J M, Kelts K. Palaeoclimatic evolution within the Qinghai-Xizang(Tibet)Plateau in the last 40000 years[J]. Quaternary Sciences, 1990(1): 21-31. DOI:10.3321/j.issn:1001-7410.1990.01.003 |
| [9] |
王欢业, 刘卫国, 张传伦, 等. 青海湖钻孔沉积物中的羟基甘油二烷基甘油四醚类化合物及其环境意义[J]. 第四纪研究, 2017, 37(5): 1151-1160. Wang Huanye, Liu Weiguo, Zhang Chuanlun, et al. Hydroxylated glycerol dialkyl glycerol tetraethers in Lake Qinghai sediments and their paleoclimate implications[J]. Quaternary Sciences, 2017, 37(5): 1151-1160. |
| [10] |
Yang L, Long H, Cheng H, et al. OSL dating of a mega-dune in the eastern Lake Qinghai basin(northeastern Tibetan Plateau)and its implications for Holocene aeolian activities[J]. Quaternary Geochronology, 2018. DOI:10.1016/j.quageo.2018.02.005 |
| [11] |
Lu R J, Jia F F, Gao S Y, et al. Holocene aeolian activity and climatic change in Qinghai Lake basin, northeastern Qinghai-Tibetan Plateau[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2015, 430: 1-10. DOI:10.1016/j.palaeo.2015.03.044 |
| [12] |
Lu H Y, Zhao C F, Mason J, et al. Holocene climatic changes revealed by aeolian deposits from the Qinghai Lake area(northeastern Qinghai-Tibetan Plateau)and possible forcing mechanisms[J]. The Holocene, 2011, 21(2): 297-304. DOI:10.1177/0959683610378884 |
| [13] |
Liu X J, Lai Z P, Yu L P, et al. Luminescence chronology of aeolian deposits from the Qinghai Lake area in the northeastern Qinghai-Tibetan Plateau and its palaeoenvironmental implications[J]. Quaternary Geochronology, 2012, 10: 37-43. DOI:10.1016/j.quageo.2012.01.016 |
| [14] |
陈发虎, 汪世兰, 张维信, 等. 青海湖南岸全新世黄土剖面、气候信息及湖面升降探讨[J]. 地理科学, 1991, 11(1): 76-85, 100. Chen Fahu, Wang Shilan, Zhang Weixin, et al. The loess profile at south bank, climatic information and lake-level fluctuations of Qinghai Lake during the Holocene[J]. Scientia Geographica Sinica, 1991, 11(1): 76-85, 100. |
| [15] |
Zeng F M, Liu X J, Li X Z, et al. Aquatic species dominate organic matter in Qinghai Lake during the Holocene:Evidence from eolian deposits around the Lake[J]. Journal of Earth Science, 2017, 28(3): 484-491. DOI:10.1007/s12583-016-0926-x |
| [16] |
曾方明. 青海湖地区晚第四纪黄土的物质来源[J]. 地球科学——中国地质大学学报, 2016, 41(1): 131-138. Zeng Fangming. Provenance of the Late Quaternary loess deposit in the Qinghai Lake region[J]. Earth Science-Journal of China University of Geoscienes, 2016, 41(1): 131-138. |
| [17] |
曾方明, 刘向军, 叶秀深, 等. 青海湖种羊场风成沉积的常量元素组成及其化学风化指示[J]. 盐湖研究, 2015, 23(1): 1-7, 15. Zeng Fangming, Liu Xiangjun, Ye Xiushen, et al. Major elements of the eolian deposits at Zhongyangchang site in the Qinghai Lake and their implication on chemical weathering change[J]. Journal of Salt Lake Research, 2015, 23(1): 1-7, 15. |
| [18] |
赵存法, 鹿化煜, 周亚利, 等. 青海湖地区冰消期以来气候变化的黄土记录[J]. 高校地质学报, 2009, 15(1): 135-140. Zhao Cunfa, Lu Huayu, Zhou Yali, et al. Palaeoclimate changes recorded by loess deposit around Qinghai Lake(northeastern Qinghai-Tibetan Plateau)since last deglaciation[J]. Geological Journal of China Universities, 2009, 15(1): 135-140. DOI:10.3969/j.issn.1006-7493.2009.01.014 |
| [19] |
侯光良, 魏海成, 鄂崇毅, 等. 青藏高原东北缘全新世人类活动与环境变化——以青海湖江西沟2号遗迹为例[J]. 地理学报, 2013, 68(3): 380-388. Hou Guangliang, Wei Haicheng, Chongyi E, et al. Human activities and environmental change in Holocene in the northeastern margin of Qinghai-Tibet Plateau:A case study of JXG2 relic site in Qinghai Lake[J]. Acta Geographica Sinica, 2013, 68(3): 380-388. |
| [20] |
胡梦珺, 李森, 高尚玉, 等. 风成沉积物粒度特征及其反映的青海湖周边近32 ka以来土地沙漠化演变过程[J]. 中国沙漠, 2012, 32(5): 1240-1247. Hu Mengjun, Li Sen, Gao Shangyu, et al. Evolution process of land desertification around Qinghai Lake since 32 ka BP reflected by sediment grain-size features[J]. Journal of Desert Research, 2012, 32(5): 1240-1247. |
| [21] |
Liu W, Wang H, Zhang C L, et al. Distribution of glycerol dialkyl glycerol tetraether lipids along an altitudinal transect on Mt. Xiangpi, NE Qinghai-Tibetan Plateau, China[J]. Organic Geochemistry, 2013, 57: 76-83. DOI:10.1016/j.orggeochem.2013.01.011 |
| [22] |
Weijers J W H, Schouten S, van den Donker J C, et al. Environmental controls on bacterial tetraether membrane lipid distribution in soils[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2007, 71(3): 703-713. DOI:10.1016/j.gca.2006.10.003 |
| [23] |
Xie S, Pancost R D, Chen L, et al. Microbial lipid records of highly alkaline deposits and enhanced aridity associated with significant uplift of the Tibetan Plateau in the Late Miocene[J]. Geology, 2012, 40(4): 291-294. DOI:10.1130/G32570.1 |
| [24] |
Schouten S, Hopmans E C, Schefuss E, et al. Distributional variations in marine crenarchaeotal membrane lipids:A new tool for reconstructing ancient sea water temperatures?[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2002, 204(1-2): 265-274. DOI:10.1016/S0012-821X(02)00979-2 |
| [25] |
Sun Q, Chu G Q, Liu M M, et al. Distributions and temperature dependence of branched glycerol dialkyl glycerol tetraethers in recent lacustrine sediments from China and Nepal[J]. Journal of Geophysical Research, 2011, 116: G01008. DOI:10.1029/2010JG001365 |
| [26] |
Peterse F, Prins M A, Beets C J, et al. Decoupled warming and monsoon precipitation in East Asia over the last deglaciation[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2011, 301(1-2): 256-264. DOI:10.1016/j.epsl.2010.11.010 |
| [27] |
Yang H, Pancost R D, Dang X, et al. Correlations between microbial tetraether lipids and environmental variables in Chinese soils:Optimizing the paleo-reconstructions in semi-arid and arid regions[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2014, 126: 49-69. DOI:10.1016/j.gca.2013.10.041 |
| [28] |
Tang C, Yang H, Dang X, et al. Comparison of paleotemperature reconstructions using microbial tetraether thermometers of the Chinese loess-paleosol sequence for the past 350000 years[J]. Science China:Earth Sciences, 2017, 60(6): 1159-1170. DOI:10.1007/s11430-016-9035-y |
| [29] |
Gao L, Nie J S, Clemens S, et al. The importance of solar insolation on the temperature variations for the past 110 kyr on the Chinese Loess Plateau[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2012, 317-318: 128-133. DOI:10.1016/j.palaeo.2011.12.021 |
| [30] |
Zeng F, Yang H. Temperature changes reconstructed from branched GDGTs on the central Loess Plateau during the past 130-5 ka[J]. Quaternary International, 2018. DOI:10.1016/j.quaint.2018.04.045 |
| [31] |
Liu X J, Lai Z P, Madsen D, et al. Last deglacial and Holocene lake level variations of Qinghai Lake, north-eastern Qinghai-Tibetan Plateau[J]. Journal of Quaternary Science, 2015, 30(3): 245-257. DOI:10.1002/jqs.v30.3 |
| [32] |
Jin Z, You C-F, Wang Y, et al. Hydrological and solute budgets of Lake Qinghai, the largest lake on the Tibetan Plateau[J]. Quaternary International, 2010, 218(1-2): 151-156. DOI:10.1016/j.quaint.2009.11.024 |
| [33] |
Li X Z, Liu X J, He Y X, et al. Summer moisture changes in the Lake Qinghai area on the northeastern Tibetan Plateau recorded from a meadow section over the past 8400 yrs[J]. Global and Planetary Change, 2018, 161: 1-9. DOI:10.1016/j.gloplacha.2017.11.016 |
| [34] |
Weijers J W H, Schouten S, Hopmans E C, et al. Membrane lipids of mesophilic anaerobic bacteria thriving in peats have typical archaeal traits[J]. Environmental Microbiology, 2006, 8(4): 648-657. DOI:10.1111/emi.2006.8.issue-4 |
| [35] |
Peterse F, Kim J H, Schouten S, et al. Constraints on the application of the MBT/CBT palaeothermometer at high latitude environments(Svalbard, Norway)[J]. Organic Geochemistry, 2009, 40(6): 692-699. DOI:10.1016/j.orggeochem.2009.03.004 |
| [36] |
曾方明, 赖忠平, 刘向军. 磁化率测量过程中样品重量对磁化率的影响[J]. 盐湖研究, 2014, 22(3): 22-26. Zeng Fangming, Lai Zhongping, Liu Xiangjun. The influence of mass on magnetic susceptibility during the measurement[J]. Journal of Salt Lake Research, 2014, 22(3): 21-25. |
| [37] |
宋扬, 郝青振, 葛俊逸, 等. 黄土高原表土磁化率与气候要素的定量关系研究[J]. 第四纪研究, 2012, 32(4): 679-689. Song Yang, Hao Qingzhen, Ge Junyi, et al. Quantitative relationships between modern soil magnetic susceptibility and climatic variables of the Chinese Loess Plateau[J]. Quaternary Sciences, 2012, 32(4): 679-689. DOI:10.3969/j.issn.1001-7410.2012.04.13 |
| [38] |
Song Y, Hao Q Z, Ge J Y, et al. Quantitative relationships between magnetic enhancement of modern soils and climatic variables over the Chinese Loess Plateau[J]. Quaternary International, 2014, 334-335: 119-131. DOI:10.1016/j.quaint.2013.12.010 |
| [39] |
吕厚远, 韩家懋, 吴乃琴, 等. 中国现代土壤磁化率分析及其古气候意义[J]. 中国科学(B辑), 1994, 24(12): 1290-1297. Lü Houyuan, Han Jiamao, Wu Naiqin, et al. Magnetic susceptibility of modern soils in China and climatic significance[J]. Science in China(Series B), 1994, 24(12): 1290-1297. |
| [40] |
Porter S C, Hallet B, Wu X H, et al. Dependence of near-surface magnetic susceptibility on dust accumulation rate and precipitation on the Chinese Loess Plateau[J]. Quaternary Research, 2001, 55(3): 271-283. DOI:10.1006/qres.2001.2224 |
| [41] |
Hou J, Huang Y, Zhao J, et al. Large Holocene summer temperature oscillations and impact on the peopling of the northeastern Tibetan Plateau[J]. Geophysical Research Letters, 2016, 43(3): 1323-1330. DOI:10.1002/2015GL067317 |
| [42] |
Laskar J, Robutel P, Joutel F, et al. A long-term numerical solution for the insolation quantities of the Earth[J]. Astronomy and Astrophysics, 2004, 428(1): 261-285. DOI:10.1051/0004-6361:20041335 |
| [43] |
An Z, Porter S C, Kutzbach J E, et al. Asynchronous Holocene Optimum of the East Asian monsoon[J]. Quaternary Science Reviews, 2000, 19(8): 743-762. DOI:10.1016/S0277-3791(99)00031-1 |
| [44] |
Zhou X, Sun L, Zhan T, et al. Time-transgressive onset of the Holocene Optimum in the East Asian monsoon region[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2016, 456: 39-46. DOI:10.1016/j.epsl.2016.09.052 |
| [45] |
Shi Y, Kong Z, Wang S, et al. Climates and Environments of the Holocene Megathermal Maximum in China[J]. Science in China(Series B), 1994, 37(4): 481-493. |
| [46] |
Zheng F F, Zhang C L, Chen Y F, et al. Branched tetraether lipids in Chinese soils:Evaluating the fidelity of MBT/CBT proxies as paleoenvironmental proxies[J]. Science China:Earth Sciences, 2016, 59(7): 1353-1367. DOI:10.1007/s11430-016-5268-x |
| [47] |
Li J, Dodson J, Yan H, et al. Quantitative precipitation estimates for the northeastern Qinghai-Tibetan Plateau over the last 18, 000 years[J]. Journal of Geophysical Research:Atmospheres, 2017, 122(10): 5132-5143. DOI:10.1002/2016JD026333 |
| [48] |
Zheng Y, Singarayer J S, Cheng P, et al. Holocene variations in peatland methane cycling associated with the Asian summer monsoon system[J]. Nature Communications, 2014, 5: 4631. DOI:10.1038/ncomms5631 |
2 Qinghai Provincial Key Laboratory of Geology and Environment of Salt Lakes, Qinghai Institute of Salt Lakes, Chinese Academy of Sciences, Xining 810008, Qinghai;
3 State Key Laboratory of Biogeology and Environmental Geology, China University of Geosciences(Wuhan), Wuhan 430074, Hubei;
4 College of Life Science and Technology, Beijing University of Chemical Technology, Beijing 100029)
Abstract
Qinghai Lake area, located in the northeastern Qinghai-Tibetan Plateau(NE QTP), is affected by the East Asian monsoon, South Asian monsoon and the Westerlies. Thus, it is a sensitive region for studying the paleoenvironmental changes since the Late Quaternary on the NE QTP. In the past, a large number of researches have been made by investigating the lacustrine sediments drilling from the Qinghai Lake, shorelines around the lake, and eolian deposits around the lake. All these studies aimed to reconstruct the details of environmental evolution since the Late Quaternary and their controlling factors. However, there are still controversies among different studies. For example, there are different viewpoints about the periods of the high lake level of Qinghai Lake. Here we present GDGTs(glycerol dialkyl glycerol tetraethers) of the eolian deposits from the ZYC(Zhongyangchang site) section in the eastern shore of the Qinghai Lake. The GPS position of the ZYC section is 36.63°N, 100.87°E. The thickness of this section is 120 cm. ZYC section is well dated by OSL(optically stimulated luminescence) method. OSL ages show that the age at the depth of 100 cm is about 9.5 ka B.P. Twenty-five samples at 4-cm intervals from the 0~100 cm depth of the ZYC section are chosen to do GDGT analysis. TEX86 index(TetraEthers indeX of tetraethers consisting of 86 carbon atoms), MBT(the methylation index of branched tetraethers), CBT(the cyclisation ratio of branched tetraethers), and Ri/b[the abundance ratio of archaeal isoprenoid GDGTs(isoGDGTs) to bacterial branched GDGTs(brGDGTs)]are calculated based on the abundances of GDGTs. The results show that:(1) GDGTs in eolian deposits from the ZYC section are composed of isoGDGTs and brGDGTs, and the concentration of GDGTs is positively correlated with TOC(total organic carbon) content. In general, magnetic susceptibility is indicative of precipitation and air temperature recorded in eolian deposits on the Chinese Loess Plateau and NE QTP. In the ZYC section, TEX86 is positively correlated with magnetic susceptibility, while Ri/b is negatively correlated with magnetic susceptibility. (2) TEX86 time series in the ZYC section is consistent with reconstructed July water temperature changes by δ18O in the shell of ostracod(Eucypris inflata) and summer water temperature changes by long chain alkenones(U37K), suggesting that TEX86 index can be treated as a proxy to reconstruct atmosphere temperature during the Holocene in Qinghai Lake area. However, MBT-CBT index is not a good paleothermometer in the ZYC section. It is probably affected by arid environment occurred during the Holocene in Qinghai Lake area. (3) Ri/b ratio in eolian deposits of the ZYC section can be well compared with Sr/Ca ratio in shell of E.inflata from drill core QH-16A in Qinghai Lake, especially during 7.0~1.7 ka B.P. The Sr/Ca ratio is demonstrated to indicate salinity change of the water in Qinghai Lake since Holocene. Salinity of Qinghai Lake is affected by environmental condition in Qinghai Lake area. Thus, Ri/b ratio index would be treated as a proxy to reconstruct humidity information recorded in eolian deposits of the ZYC section. (4) TEX86 and Ri/b indicate that 7.5~5.5 ka B.P. is warm-dry period, other periods of Holocene are dominated by warm-humid(5.5~1.7 ka B.P.) or cold-dry(9.5~7.5 ka B.P. and 1.7~0 ka B.P.) periods. The air temperature was the highest at ca. 6.2 ka B.P. (5) For the environment was arid during 7.5~5.5 ka B.P. in Qinghai Lake area, the high lake level of Qinghai Lake should not occur. Environment was humid during 5.5~1.7 ka B.P., so the high lake level of Qinghai Lake would appear. 1.7~0 ka B.P., results of GDGT proxies show that the environment was arid.