2019, Vol.39
2 中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心, 北京 100101;
3 中国科学院大学, 北京 100049)
由于青藏高原对于气候与环境的变化具有超前性，被认为是中国气候变化的“启动区”[1]。随着全球气候变率的增大，青藏高原的气候与环境可能面临着更加剧烈的变化[2~3]，而预测未来气候的变化以及可能出现的极端事件，迫切地需要更加深入地了解过去气候变化的过程及机制。青藏高原古环境的研究手段众多，利用封闭湖泊的沉积物重建过去环境变化是其中的重要研究手段[4]。青藏高原地域广大，各个地区受到不同的大气环流影响，而且影响程度各异[5]，因此，在不同地区重建过去气候环境变化序列，并分析其异同，对于深入理解过去气候与环境变化与全球变化的关系具有非常重要的科学意义。晚冰期以来，全球中高纬度和高海拔地区由冰川广布转向急剧消退并在全新世呈现温暖的状态[6]。青藏高原作为全球中低纬度但平均海拔最高的高原地区，其不同区域晚冰期以来气候变化特征研究是认识不同气候系统如何影响区域气候的关键。
过去的数十年中，基于青藏高原封闭湖泊沉积开展了广泛的晚冰期以来气候与环境变化重建。主要的研究集中体现在受东亚季风和西风影响的高原东北部，如青海湖、哈拉湖、苦海、冬给措那、更尕海、乱海子、寇查湖等[7~13]，受印度季风与西风相互作用影响的中部，如兹格塘错、纳木错、色林错[14~16]，受印度季风影响的东部，如拉龙错、希门错、红原泥炭等[17~19]，而在同样受印度季风控制的高原南部地区的研究较为薄弱。在高原南部主要受来自孟加拉湾季风影响地区，黄翡[20]利用佩枯错沉积物孢粉组合，重建了13~5 ka B. P.期间湖区环境变化，发现晚冰期湖区环境较为冷湿，尤其在向全新世过渡时期，湿度明显增加，全新世时期，存在两次明显的干湿变化。普莫雍错的环境记录表明该地区全新世气候环境适宜期从11.4 cal.ka B. P.持续到2.5 cal.ka B. P.，从2.5 cal.ka B. P.开始，湖区环境才出现明显的干旱化[21]。在受孟加拉湾和阿拉伯海气流以及西风环流共同影响的高原中南部印度季风与西风过渡区，Wang等[22]认为扎布耶湖区晚冰期(16.2~10.6 ka B. P.)，湖泊以冰川补给为主，湖区环境较为暖湿，湖泊处于外溢状态，更新世向全新世过渡的时期，湖区环境偏向于暖干，相对于晚冰期，早中全新世湖区环境以暖干为主，该时期湖区环境受到了夏季风的影响，晚全新世湖区环境更为干旱。Guo等[23]对相邻扎布耶湖的塔若错沉积物研究发现，10.2~6.4 cal.ka B. P.，湖区环境主要受到印度季风的影响，湖区基本上处于暖湿环境，6.4~1.2 cal.ka B. P.期间西风在该区产生一定影响，湖区环境以冷湿为主，降水增多。因此，即使同在印度季风影响的高原南部，由于影响区域气候的水汽来源不同，晚冰期以来的湖区环境变化也出现较大差异。由于高原南部的气候记录多集中在孟加拉湾季风影响区或季风与西风的交替作用带，获得主要受阿拉伯海气团影响的气候与环境变化记录，则有利于进一步分析和比较不同水汽来源对季风区气候环境变化差异的影响。高原西南部的玛旁雍错位于冈底斯山南麓，来自阿拉伯海的气团能够越过印度平原，并穿越喜马拉雅山的一些低矮隘口到达湖区(图 1)，从而在湖泊沉积中留下烙印。通过玛旁雍错湖泊沉积环境代用指标研究，使我们进一步清楚地了解该地区历史气候与环境变化的特点。
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图 1 研究区位置(a)、玛旁雍错流域概况以及钻孔岩芯位置(b) 1.哈拉湖[8]；2.乱海子[12]；3.青海湖[7]；4.更尕海[11]；5.冬给措那[10]；6.苦海[9]；7.寇查湖[13]；8.希门错[18]；9.红原泥炭[19]；10.拉龙错[17]；11.色林错[16]；12.兹格塘错[14]；13.纳木错[15]；14.普莫雍错[21]；15.佩枯错[20]；16.扎布耶[22]；17.塔若错[23]在图 1a中，穿越喜马拉雅山的山口分别为：A.普兰，B.吉隆，C.亚东，D.雅鲁藏布江大峡谷 Fig. 1 Location of Mapam Yumco (a) and drainage area and the sampling site of Mapam Yumco (b). 1. Hala Lake[8]; 2. Luanhaizi Lake[12]; 3. Qinghai Lake[7]; 4. Genggahai Lake[11]; 5. Donggi Cona[10]; 6. Kuhai Lake[9]; 7. Koucha Lake[13]; 8. Ximen Co[18]; 9. Hongyuan peat[19]; 10. Naleng Lake[17]; 11. Selin Co[16]; 12. Zigetang Lake[14]; 13. Nam Co[15]; 14. Pumoyum Co[21]; 15. Peiku Co[20]; 16. Zabuye Lake[22]; 17. Taro Co[23]. Traversing mouths of the Himalayas in fig. 1a: A. Pulan; B. Jilong; C. Yadong; D. Yarlung Tsangpo Grand Canyon |
玛旁雍错(30°34′~30°47′N，81°22′~81°37′E)位于青藏高原西南部普兰县境内，湖面海拔4572 m，湖泊最大水深75 m，湖泊面积412 km2，流域面积7380 km2。玛旁雍错流域北部是冈底斯山脉的主峰，即冈仁波齐峰，南部则是喜马拉雅西段最高的峰，即纳木那尼峰，流域内冰川广布，盆地东西两侧山岭低缓，平原宽广(图 1b)。除了降水以外，冰雪融水也是湖泊补给的重要来源之一[24]，主要入湖河流有扎曲藏布、萨摩河、巴钦、足马龙河等。玛旁雍错与邻近的拉昂错原连为一体，第四纪以来气候变迁，湖水退缩，才逐渐分离，目前仍存在一水道相连，但时常断流[25]。玛旁雍错是淡水湖泊，湖水阳离子以Na+、Mg2+、Ca2+和K+为主，阴离子主要为HCO3-、SO42-和Cl-等，平均矿化度为455.7 mg/L，pH值为9.6~7.2，从表层至底层逐渐降低[26]。
玛旁雍错位于高原温带藏南半干旱气候区，夏季受到印度季风的控制，冬季受到西风的影响[27]，多年平均年降水量为168.6 mm，集中在6~8月份，年蒸发量2197.4 mm，多年平均气温2 ℃，最冷月平均- 2 ℃，最热月平均12 ℃，年日照3200 h[25]。植被类型以针茅草原为主，紫花针茅、沙生针茅、羽柱针茅、珠峰苔草是优势种；湖泊的东岸和东南岸分布着湖滨阶地，砾石成分以石英岩、硅质岩、灰岩以及火山岩等岩石为主[28]。
玛旁雍错是印度佛教、印度教和苯教的圣湖。由于其特殊的宗教地位和特殊自然条件的限制，对湖泊的基础调查工作和基于样品分析的环境变化研究受到很大程度的制约。目前，公开发表的对玛旁雍错的环境变化研究主要涉及利用遥感影像对湖泊水位波动以及冰川补给变化过程分析[24, 29~30]。
2 材料与方法 2.1 样品采集2017年8月，在第二次青藏高原综合科学考察项目的支持下，在玛旁雍错深水区(75 m)，利用活塞采样器在水上平台上获取了2根湖芯(MPLC17-1A和MPLC17-1B)(30.633835°N，81.437805°E)(图 1b)。MPLC17-1A和MPLC17-1B长分别为2.5 m和4.69 m。本文以MPLC17-1B为研究对象，在实验室将岩芯竖直剖开，一半以1 cm间隔进行分样，共获取样品469个，一半进行元素扫描。同时，利用重力采样器在相同的位置采集了一根短岩芯(MPGC17- 1B)，长度为59 cm，对顶部15 cm以0.5 cm间隔进行分样，15 cm以下按照1 cm间隔进行分样，共获取样品74个，用于210Pb和137Cs年代测定。
2.2 沉积物定年在中国科学院青藏高原研究所，利用高纯锗谱仪(ORTECGWL-120-15)，对玛旁雍错重力钻MPGC17-1B进行210Pb和137Cs测试，利用恒定补给率(CRS)模型，获得短岩芯年代。选取长岩芯MPLC17-1B不同部位样品15个，送美国Beta实验室进行AMS14C测年，由于样品中未发现植物残体，测样材料为全样有机质(表 1)。利用Intcal 13数据库，对测定的14C年代进行了日历校正[31]。
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表 1 AMS 14C测年结果与校正年龄 Table 1 AMS 14C dating and calendar age calibration |
总有机碳(TOC)、总无机碳(TIC)和总氮(TN)测定在中国科学院青藏高原研究所完成。首先，从长岩芯样品中称取3~4 g湿样，在真空干燥机中冷冻干燥，用玛瑙研钵研磨至200目，TOC和TIC按照5 cm间隔进行测试，而TN则是按照3 cm间隔测试。利用岛津公司生产的Shimadzu TOC-VCPH型总有机碳分析仪测量每个样品中的TC和TIC，用差减法获得每个样品TOC，变化值以质量百分数表示，测量精度为1 %。TN测试利用德国公司的ElementarVario EL Ⅱ元素分析仪，同样以质量百分数表示，测量精度为1 %。同时分析了具有TOC和TN含量的样品，获得了能够反映有机质物源变化的碳氮比(C/N)。
元素含量测量在中国科学院青藏高原环境变化与地表过程重点实验室完成。利用Ⅹ射线荧光(XRF)光谱仪对剖开的岩芯做无损、原位扫描，扫描仪器为瑞典产Itrax core scanner。扫描间隔为0.5 mm，电压50 kv和电流40 mA电流，扫描停留时间20 s，扫描获得的元素含量用单位时间内接受的荧光信号数目(counts per second，简称cps)表示。对获得的元素含量，运用SPSS19软件对元素含量进行主成分分析(Principal Component Analysis，简称PCA)。
3 结果 3.1 沉积物年代对与MPLC17-1B孔相同位置的重力钻MPGC17-1B进行210Pb沉积速率分析，图 2a显示210Pb呈明显的指数衰变，137Cs也在不同深度出现具有年代指示意义的峰值。利用恒定补给率(CRS)模型计算得到了上部4.3 cm的沉积速率，并推导出了顶部4.3 cm沉积年代(图 2b)。通过对210Pb获得的年龄进行线性内插，获得了1 cm处的实际年龄为- 30 a B. P.，同深度活塞钻AMS14C测定的全样有机质年龄(表 1)为608 cal.a B. P.，表明存在很小的碳库效应，需要校正的碳库效应年龄为638 a。长岩芯全样有机质的AMS14C测年结果显示，没有出现年代倒转，基本上呈线性分布(图 2c)，反映了很好的上下层序关系。假定整个岩芯的碳库效应是稳定的，用校准后的14C年龄减去碳库年龄(638 a)，从而获得了整个岩芯的年代序列为约14 cal.ka B.P.。年代-深度关系反映出整个岩芯沉积速率有所变化，因此对碳库校正过的年龄分4段进行线性拟合，计算出每个深度对应年代，所得结果绘于图 2c。
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图 2 玛旁雍错短岩芯(MPGC17-1B)和长岩芯(MPLC17-1B)年代-深度模型 (a)重力钻(MPGC17-1B)过剩210Pb和137Cs质量活度随深度变化曲线；(b)重力钻(MPGC17-1B)深度-年代模型；(c)长岩芯(MPLC17-1B)深度-年代序列 Fig. 2 The age-depth model of the gravity core(MPGC17-1B)and piston core(MPLC17-1B)from Mapam Yumco. (a)Depth profiles of mass activities of the excessive 210Pb and 137Cs of the gravity core(MPGC17-1B); (b)The age-depth model for the gravity core(MPGC17-1B); (c)The age-depth model for the piston core(MPLC17-1B) |
根据玛旁雍错MPLC17-1B孔的深度-年代模型，图 3给出了主要元素自14 cal.ka B. P.以来的含量变化。为了更好地理解元素含量变化的环境意义，我们进行了玛旁雍错MPLC17-1B孔元素的主成分分析(图 4)，结果显示这些元素含有2个主成分。第一主成分轴(PCA1)和第二主成分轴(PCA2)分别解释了47.86 %和14.72 %的元素含量变化信息。PCA1正载荷主要由Si、Ti、Fe和K等元素组成，代表陆源碎屑物的输入[32]，负载荷包含元素Ca和Sr，代表着碳酸盐沉积变化[33]。元素Ti、Si、Fe和K含量变化与PCA1较为一致，14.0~3.4 cal.ka B. P.，含量虽有所波动，整体较高，且在12.0~11.4 cal.ka B. P.出现低值段；3.4~2.6 cal.ka B. P.，元素含量持续下降，至2.6 cal.ka B. P.左右降到最低；2.6~0 cal.ka B. P.，处于低值段，波动较小。元素Ca和Sr含量变化与TIC含量变化较为一致，在3.4 cal.ka B. P.之前，元素Ca和Sr含量处于低值段，变化较小，TIC含量为0；3.4 cal.ka B. P.开始，元素Ca、Sr和TIC含量迅速增加，并出现两个相对低值段(2.6~2.0 cal.ka B. P.和1.4~1.0 cal.ka B. P.)。
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图 3 玛旁雍错MPLC17-1B主要元素含量变化 Fig. 3 The change of main element contents in Mapam Yumco(MPLC17-1B) |
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图 4 玛旁雍错主要元素含量主成分分析 Fig. 4 Principal component analysis(PCA) of the main elemental contents of the Mapam Yumco |
玛旁雍错MPLC17-1B孔TOC、TN含量和C/N比值结果显示(图 5)，14.0~11.4 cal.ka B. P.，TOC和TN含量变化较小，TOC含量在1.292 %~1.441 %之间波动，平均值为1.381 %。TN含量在0.182 %~0.206 %之间波动，平均值为0.195 %，C/N比值在6.71~7.71之间波动，平均值为7.09，11.4 cal.ka B. P.左右，C/N比值明显升高，由6.8升高至7.7；11.4~7.4 cal.ka B. P.，TOC和TN含量整体上缓慢增加，TOC含量平均值为1.443 % (波动于1.231 %~1.520 %)，TN含量平均值为0.203 % (波动于0.180 %~0.235 %)，C/N比平均值为7.14(波动于6.22~7.74)，在10.2~9.8 cal.ka B. P.，TOC含量降低幅度明显超过TN含量，导致C/N比值明显降低，8.2 cal.ka B. P.左右，稳定的TOC含量，增加的TN含量，造成C/N比值降低；7.4~2.6 cal.ka B. P.，TOC和TN含量波动增加，平均值分别为1.574 % (介于1.292 %~1.917 %)和0.229 % (介于0.190 %~0.283 %)，C/N比平均值为6.9(介于5.89~7.92)，该时期C/N比值有两次明显的升高时期(7.4~6.6 cal.ka B. P.和3.4~2.6 cal.ka B. P.)，在2.6 cal.ka B. P.左右，TOC和TN含量迅速降低，C/N比值明显降低；后期(2.6~0.4 cal.ka B. P.)，TOC(介于1.446 %~1.634 %)和TN(介于0.214 %~0.252 %)含量虽有所增加，但增加幅度有限；0.4~0 cal.ka B. P.，TOC和TN含量迅速增加。
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图 5 玛旁雍错(MPLC17-1B)Ti元素、Ca/Ti、TIC、TOC、TN以及C/N含量变化 Fig. 5 The change of element Ti, Ca/Ti, TIC, TN and C/N in Mapam Yumco(MPLC17-1B) |
在以上的分析中，PCA1(图 4)代表了陆源碎屑物的输入[32]，为了清楚地理解陆源碎屑物输入的动力条件，以下通过Ti元素含量的变化做进一步讨论。许多研究表明，Ti元素作为一种惰性元素，既不受到成岩作用改变，也不参与水环境中的化学反应活动，可以指示外源物质的输入[32, 34]。引起湖泊沉积物中Ti元素含量变化有两种方式：径流和风成活动。强径流或者强风成活动时，都会造成Ti元素含量的增加，但二者所代表的区域环境却有所不同，由径流造成的Ti元素含量的增加，代表流域湿润环境，而风成活动造成Ti元素含量的增加，则指示流域干旱环境[33]。玛旁雍错MPLC17-1B孔Ti元素含量的变化，可能代表径流强弱的改变，具体环境意义还需其他证据证明(图 5)。
湖泊沉积物中的TIC含量反映了沉积物中总碳酸盐含量的变化[35]。XRF扫描得到的Ca元素含量除了湖泊自生的CaCO3外，还包括外源矿物中的Ca元素含量。由于Ti元素在风化和运输过程中的稳定性，以及受生物的影响小，通常用Ti元素来校正Ca元素含量中的外源成分[36]，Ca/Ti比值与TIC含量变化趋势相似，说明湖泊自生碳酸盐主要以碳酸钙的形式保存在沉积物中[35]。影响湖泊碳酸盐沉降的因素主要有：湖水温度、pH值、湖泊水量平衡[21]以及Ca2+和CO32-离子含量[37]。湖水温度升高时，会使钙质碳酸盐溶解度下降，从而产生碳酸盐沉淀[21]。水生植物和浮游生物的光合作用会消耗湖水中的CO2，使得pH值升高，造成钙质碳酸盐的沉淀[38]。湖泊水量平衡主要受控于输入量与蒸发量(I/E)，蒸发量增加而湖水减少时，导致Ca2+和CO32-离子富集，超过饱和状态时开始沉淀[21]。当湖水中Ca2+(或CO32-)离子消耗完，而CO32-(或Ca2+)离子浓度仍处于过饱和状态，此时Ca2+(或CO32-)离子将成为碳酸盐沉淀的主导因素[37]。从TIC与TOC含量变化趋势看，碳酸盐沉淀受到湖水温度以及pH值的影响较小。近期对玛旁雍错的水化学研究表明，玛旁雍错湖水主要阳离子以Na+、Mg2+、Ca2+和K+为主，阴离子以HCO3-、SO42-和Cl-为主[26]，而且入湖径流水离子以Ca2+和CO32-为主[39]，由此可见，玛旁雍错湖泊Ca2+和CO32-离子充足，并未像青海湖一样，Ca2+离子浓度限制了湖泊碳酸盐的沉淀[37]。玛旁雍错是一个高海拔半封闭湖泊，湖泊高水位时期，可通过干迦河补给拉昂错。玛旁雍错湖泊水量平衡主要受控于入湖径流量、流出量以及蒸发量的影响。当湖泊入湖径流量大于蒸发量时，湖水外溢，水体不断更新，湖水Ca2+和CO32-离子浓度降低，导致碳酸盐含量降低，反之亦然，因此Ca/Ti比值和TIC含量变化可以反映湖区的干湿变化(图 5)。
湖泊沉积物中的总有机碳是内源和外源有机质输入和保留的反映，主要受到陆源植被以及水生生物的影响[40]，C/N比是湖泊内外物源变化良好的指示器，一般菌藻类植物的C/N比为4~10，而陆源维管植物的C/N比则在20以上[41]，它们作为研究古气候和环境变化的代用指标被广泛应用[42~44]。在MPLC17-1B孔序列中，C/N比值范围在5.5~8.0之间波动，表明湖泊有机碳以水生植物来源为主。湖泊水生植物的生长受制于湖泊营养条件和温度变化[45]。TN含量基本反映了湖泊的营养状况，在稳定的TN情况下，水体温度能够对湖泊浮游生物产生直接的影响，进而改变湖泊的内源有机碳的含量[46]。因此，玛旁雍错沉积物中TOC含量的高低可能指示了湖区环境的冷暖变化，当TOC含量升高时，反映了温度升高，反之亦然[47](图 5)。
4.2 晚冰期以来水文和气候环境变化根据玛旁雍错MPLC17-1B孔元素、TOC、TN和TIC等含量的变化，可以将该区域晚冰期以来的环境演化分为以下几个时期(图 5)。
晚冰期(14~12 cal.ka B. P.)，TOC含量波动频繁，TN含量缓慢增加，表明冰消期气候回暖的不稳定性。Ca/Ti比值处于低值阶段，平均值为0.419，TIC值为0，元素Ti含量处于高值阶段，表明了该时期湖区环境较为湿润，入湖径流量大，湖水外溢，碳酸盐矿物不能析出并保存在沉积物中，沉积物以物理风化碎屑物为主。12.0~11.4 cal.ka B. P.，Ti元素含量迅速下降，而此时TOC含量也有所降低，表明该时期温度降低，入湖径流量减弱，可能是新仙女木事件在该地区的反映。
11.4 cal.ka B. P.左右，Ti和C/N比值迅速升高，标志着全新世的开始。早中全新世(11.4~3.4 cal.ka B. P.)，TOC和TN含量在波动中增加，表明早中全新世气候整体上较为温暖，湖区环境较为适宜。该时期，Ti元素含量处于相对高值阶段，TIC值为0，Ca/Ti比值处于低值阶段，平均值为0.443，表明该时期入湖径流量大，湖水外溢，湖泊沉积物以物理风化碎屑物为主，湖区环境较为湿润。其中，10.2~9.8 cal.ka B. P.，TOC含量降低幅度超过TN含量降低幅度，导致C/N比值下降明显，表明该时期温度降低，主要来源于湖泊内生的有机成分大大降低。而该时期Ti元素含量仍处于高值阶段，说明了温度的降低并没有造成径流减弱，但基本没有携带陆源有机碎屑。8.2 cal.ka B. P.左右，TOC含量基本上保持稳定，TN含量明显升高，造成C/N比值下降明显，可能对应着8.2 ka B.P.冷事件。7.4~6.6 cal.ka B. P.，TOC含量持续增加，TN含量缓慢降低，C/N比值迅速升高，表明该时期温度升高，陆源有机碎屑输入增加。
晚全新世以来(3.4~0 cal.ka B. P.)，TIC含量波动增加，平均值为0.27 %，Ca/Ti比值波动升高，平均值为1.328，表明湖区环境整体上朝干旱化方向发展。3.4~2.6 cal.ka B. P.，TOC和TIC含量迅速增加，TN含量基本上保持稳定，C/N比值迅速升高，Ti元素含量持续降低，表明该时期湖区环境以暖干为主，蒸发增强，径流减弱，湖泊水位下降，湖泊通过干迦河补给拉昂错减弱甚至断流。2.6~2.0 cal.ka B. P.，TIC含量和Ca/Ti比值有所降低，TOC含量明显降低，Ti元素含量有所增加，表明该时期温度降低，蒸发减弱，径流有所增强，湖泊水位升高，湖区环境处于相对湿润阶段。1.4~1.0 cal.ka B. P.，Ca/Ti比值和TIC含量降低，Ti元素含量有所增加，表明该时期入湖径流量有所增加，湖区环境相对湿润。0.4 cal.ka B. P.左右开始，TOC和TIC含量开始迅速增加，表明湖区开始朝暖干方向发展。
4.3 与其他记录的比较通过玛旁雍错沉积记录与青藏高原及其周边地区的古环境记录对比(图 6)，可以发现该地区受印度季风影响显著[48~50]以及30° N 6月份太阳辐射变化的影响[51]。14.0~11.4 cal.ka B. P.，玛旁雍错Ca/Ti比值和TIC含量变化显示湖区环境较为湿润，Ti元素含量在该时段的前期(14~12 cal.ka B. P.)处于高值阶段，指示了径流较大，后期(12.0~11.4 cal.ka B. P.)Ti含量降低，此时TOC含量也有所降低，表明该时期温度较低，径流有所减弱，可能是YD事件在该地区的反映。在这一时期，青藏高原东南缘董哥洞石笋δ18O在该时段的前期(14.7~13.0 ka B.P.)开始偏负(图 6e)，反映了印度夏季风增强，气候暖湿，而后期(13.0~11.5 ka B.P.)石笋δ18O偏正，气候以冷干为主(YD事件)[50]；东部拉龙错在该时段的前期(14.2~12.5 cal.ka B. P.)孢粉组合PCA1开始升高，树线上升，气候环境以暖湿为主，后期(12.5~11.7 cal.ka B. P.)，树线开始下移，PCA1开始降低(图 6c)，环境变得冷干(YD事件)[52]；青藏高原中南部纳木错沉积物化学元素组合PCA1在14.2~13.0 cal.ka B. P.开始升高(图 6d)，TOC含量增加，表明了降水增多，径流增强，温度升高，湖区环境较为暖湿，13.0~11.8 cal.ka B. P.，PCA1开始降低，TOC含量下降明显，湖区环境以冷干为主(YD事件)[49]。这说明该时段前期(14~12 cal.ka B. P.)，玛旁雍错流域受印度季风的影响，气候相对湿润，后期(12.0~11.4 cal.ka B. P.)，印度季风减弱，径流减弱，可能是新仙女木事件在该地区的反映。
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图 6 玛旁雍错(MPLC17-1B)记录与其他记录对比 (a，b)玛旁雍错湖泊沉积物TOC和TIC(本研究)；(c)拉龙错主成分分析PCA1[48]；(d)纳木错元素主成分分析PCA1[49]；(e)董哥洞石笋氧同位素记录曲线[50]；(f)兹格塘错蒿属与藜科花粉含量比值A/C[14]；(g)30°N 6月份太阳辐射变化[51] Fig. 6 Comparison of environmental changes of the Mapam Yumco(MPLC17-1B)with other records.(a, b)TOC and TIC of Mapam Yumco sediment(this study); (c)Principal component analysis(PCA)of Naleng Lake[48]; (d)Principal component analysis(PCA)of main elements of Nam Co[49]; (e)δ18O(‰) curve of Dongge Cave[50]; (f)The Artemisia/Chenopodiaceae(A/C)of the Zigetang Lake[14]; (g)Northern Hemisphere July insolation at 30°N[51] |
11.4~3.4 cal.ka B. P.，玛旁雍错Ca/Ti比值和TIC含量处于低值阶段，表明该时期湖区环境较为湿润，Ti元素含量虽有所波动，但整体上处于相对高值阶段，表明了该时期入湖径流量较大。TOC和TN含量整体上波动增加，表明了早中全新世气候较为温暖，湖区环境较为适宜。青藏高原东部红原泥炭纤维素δ13C在10.8~5.5 cal.ka B. P.虽有所波动，但总体偏负，反映了季风强盛，气候温暖湿润，从5.5 cal.ka B. P.开始，纤维素δ13C开始偏正，表明印度季风开始减弱，湖区朝干旱化方向发展[19]。高原中部兹格塘错A/C值在10.8~4.4 cal.ka B. P.波动较大(图 6f)，但相对较高也反映了该时期的湿润环境[14]。东部拉龙错孢粉组合PCA1在10.7~4.4 cal.ka B. P.迅速升高，并处于高值阶段，表明该时期印度季风强盛，其中在8.1 cal.ka B. P.左右出现了一次严酷的冷干事件，从4.4 cal.ka B. P.起，PCA1开始下降，指示了印度季风开始减弱，湖区朝干旱化方向发展[48]。青藏高原东南缘董哥洞石笋δ18O在11.5~3.5 ka B.P.受到印度季风的影响，整体上偏负，从3.5 ka B.P.开始，δ18O偏正，湖区朝干旱化方向发展[50]。藏南普莫雍错孢粉组合和钙质碳酸盐含量也揭示了在11.4~2.5 cal.ka B. P.湖泊环境较为湿润，湖区环境较为适宜[21]。从以上记录可以发现，离水汽源地越近，受到印度季风影响的时间越早，季风退缩的时间越晚，影响时间也就越长[21, 48, 53]。由于玛旁雍错位置上偏南以及喜马拉雅山低矮隘口(普兰)存在(见图 1a)，使来自阿拉伯海的印度季风影响时间相对于其他地区更早，退缩的时间更晚，影响时间较长。同一时期，玛旁雍错流域也出现了10.2~9.8 cal.ka B. P.、8.2 cal.ka B. P.左右两个冷事件和7.4~6.6 cal.ka B. P.暖时期。其中，8.2 cal.ka B. P.左右冷事件在全球范围都有响应[50, 54]，而7.4~6.6 cal.ka B. P.暖事件在普若岗日冰芯记录中也有所体现[55]。
玛旁雍错流域晚冰期以来的气候变化与30°N太阳辐射强度有密切关系[51]。晚冰期以来，随着太阳辐射逐渐增强，气温升高，气候开始转暖。一方面，气候变暖会引起海陆热力差异增大，使印度季风增强，为玛旁雍错流域带来更多的降水[56]；另一方面，温度的升高会使冰川融水增多，湿度增大[57]。玛旁雍错14.0~3.4 cal.ka B. P.，湖区环境较为湿润，与季风区的环境记录较为一致[48~50]，同时，玛旁雍错流域也分布着大量的冰川，冰川融水也是湖泊重要的补给源，表明该时期湖区环境受到季风带来的降水以及冰川融水共同的影响。
玛旁雍错晚全新世(3.4~0 cal.ka B. P.)气候环境整体上向干旱化方向发展，与其他记录较为一致[14, 48~50]。3.4~2.6 cal.ka B. P.，TOC和TIC含量变化显示湖区经历了一次明显的暖干事件，青藏高原其他湖泊环境记录也反映了这个特点[21, 48, 56]。如高原西南部的塔若错在3.2 cal.ka B. P.左右，花粉的PCA1、PCA2明显升高，指示该时期气候偏暖干[56]。东部拉龙错孢粉组合PCA1在3.4 cal.ka B. P.左右出现了明显的降低，反映了在季风逐渐减弱的条件下，出现了一次明显的干旱化事件[48]。藏南的普莫雍错在2.5~2.2 cal.ka B. P.之间，钙质碳酸盐含量迅速增加，表明湖区环境出现了明显的干旱化，时间上有所差异，可能由于测年材料与碳库效应不同造成的[21]。2.6~2.0 cal.ka B. P.冷事件可能受到新冰期的影响，在青藏高原中部的纳木错也有所体现[42]。从0.4 cal.ka B. P.左右开始，TOC、TIC含量以及Ca/Ti比值均呈上升趋势，指示了湖区环境朝暖干方向发展[55]。
5 结论通过对玛旁雍错MPLC17-1B长岩芯元素、TOC以及TN等含量的分析，初步掌握了该地区晚冰期以来的环境变化，并初步探讨了影响湖区环境变化的可能性因素。结果表明，该区域晚冰期以来湖泊环境变化存在以下几个时期。
晚冰期(14~12 cal.ka B. P.)，TOC含量波动频繁，表明冰消期气候回暖的不稳定性。Ti元素含量处于高值阶段，TIC含量和Ca/Ti比值处于低值阶段，表明了整个流域处于湿润环境，径流量大。12.0~11.4 cal.ka B. P.，TOC含量有所下降，Ti元素含量下降明显，可能是新仙女木事件的反映。
进入到早中全新世(11.4~3.4 cal.ka B. P.)，TOC含量在波动中缓慢增加，表明该时期湖区环境较为温暖，Ti元素含量虽有所波动，但整体上保持高值，TIC含量和Ca/Ti比值处于低值阶段，表明了该时期入湖径流量大，湖区环境较为湿润。10.2~9.8 cal.ka B. P.和8.2 cal.ka B. P.左右，TOC含量的降低，显示了两次明显的冷事件。7.4~6.6 cal.ka B. P.，增加的TOC和降低的TN，显示了温度的升高起到了控制作用。
晚全新世以来(3.4~0 cal.ka B. P.)TIC含量和Ca/Ti比值迅速升高，湖区环境趋向于干旱化，并伴有两次明显的相对低值时期(2.6~2.0 cal.ka B. P.和1.4~1.0 cal.ka B. P.)。3.4~2.6 cal.ka B. P.，TOC含量增加明显，Ti元素含量明显降低，显示了该时期湖区环境以暖干为主。2.6~2.0 cal.ka B. P.，TOC含量下降明显，TIC含量和Ca/Ti比值下降显著，表明该时期湖区环境以冷湿为主，可能受到新冰期的影响。1.4~1.0 cal.ka B. P.，TIC含量和Ca/Ti比值有所降低，反映该时期湖区环境相对湿润。从0.4 cal.ka B. P.开始，TOC和TIC含量迅速增加，表明整个湖区环境开始朝暖干方向发展。
与其他记录对比发现，玛旁雍错流域的环境变化主要是受到夏季太阳辐射的影响，早期(14.0~3.4 cal.ka B. P.)受太阳辐射的影响，季风带来的降水以及冰川融水较多，湖区环境较为湿润，晚期(3.4~0 cal.ka B. P.)北半球夏季太阳辐射减少，印度季风减弱，径流减弱，整个湖区环境趋向干旱化。
致谢: 非常感谢中国地质大学(武汉)项进等人在野外采样时给予的帮助；感谢审稿专家和编辑部老师建设性的修改意见。
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,
Zhu Liping1,2,3
,
Wang Junbo1,2,
Ju Jianting1,
Ma Qingfeng1,
Chen Hao1,3,
Xu Teng1,3,
Kai Jinlei1,3
2 CAS Center for Excellence in Tibetan Plateau Earth System, Beijing 100101;
3 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049)
Abstract
Mapam Yumco, located in the southwest of Tibetan Plateau, is one of the ideal areas to study the evolution of Indian monsoon. A 4.69 m long core was obtained at a depth of 75 m at Mapam Yumco using a piston sampler. The core age was determined by 210Pb and AMS 14C dating. According to the element content(XRF scanning), total organic carbon(TOC), total inorganic carbon(TIC) and total nitrogen(TN) et al, lake environment changes since 14 cal.ka B. P. were reconstructed. The results showed that during the deglaciation period(14~12 cal.ka B. P.), TOC and TIC showed that the lake environment was relatively warm and wet on the whole. 12.0~11.4 cal.ka B. P., runoff was significantly weakened under the influence of the YD event. In the Early and Middle Holocene(11.4~3.4 cal.ka B. P.), the overall environment of the lake area was still warm and humid, and the climate fluctuated. There were two cold events(10.2~9.8 cal.ka B. P. and about 8.2 cal.ka B. P.), and 7.4~6.6 cal.ka B. P., showing a warm period. In the Late Holocene(3.4~0 cal.ka B. P.), the lake environment as a whole tended to be arid, accompanied by two periods of relative humidity(2.6~2.0 cal.ka B. P. and 1.4~1.0 cal.ka B. P.). The changes in the environment of Mapam Yumco show that since the late glacial period(14.0~3.4 cal.ka B. P.), the Indian monsoon brought more precipitation and the glacier melt water had increased under the influence of solar radiation, and the environment in the lake area is relatively humid, which is conducive to the survival of endogenous organisms on the whole. In the Late Holocene(3.4~0 cal.ka B. P.), the solar radiation in the Northern Hemisphere decreased in the summer, the Indian monsoon weakened and lake environment developed towards aridification.