2019, Vol.39
2 信阳师范学院, 河南省水土环境污染协同防治重点实验室, 河南 信阳 464000;
3 信阳师范学院豫南岩矿宝玉石鉴定及加工中心, 河南 信阳 464000;
4 中国科学院青藏高原研究所, 北京 100101)
青藏高原被誉为世界屋脊，是地球第三极，其冰储量仅次于南极洲和格陵兰岛。这些冰川及其发育的河流为东亚和南亚地区约占世界三分之一的人口提供了必不可少的淡水资源[1]，因此青藏高原冰川变化对这一地区的经济发展、社会稳定和国际事务均具有至关重要的意义。青藏高原位于东亚季风、印度季风和西风环流等大尺度大气环流系统的交互影响区[2~3]，季风和西风环流对青藏高原冰川进退具有重要意义[4]。例如，在过去几十年间高原西部和北部冰川净积累量在逐渐增加，而东部和南部冰川净积累量却在降低，这主要受到季风和西风环流降水的影响[4]。前人基于气候模型及古气候记录等手段，对不同时间尺度西风与季风的变化进行了大量研究，发现青藏高原气候在冰期-间冰期、十年际和季节尺度上受亚洲季风和西风环流的交替影响[2, 4~8]。但是全新世以来季风与西风对青藏高原气候变化的影响还不甚清楚，主要原因之一是缺少具有明确西风(或季风)强度指代意义的气候指标[9]。
大气降水同位素可以用来追踪水汽来源[10~11]。对青藏高原季风与西风交互影响区近20个气象站点的研究发现青藏高原大气降水同位素表现出季风、西风以及季风西风转换区3种模式[12]，因此青藏高原不同地区的降水同位素记录可以用来反映过去季风和西风环流对青藏高原气候变化的影响。近年来，湖泊沉积物中的叶蜡氢同位素(δDwax)被广泛应用于古气候重建[13~16]。陆生高等植物是湖泊沉积物中长链脂肪酸(C26、C28和C30)的主要来源，其δDwax记录了大气降水的信息，可以重建大气降水同位素[17~19]。对青藏高原22个湖泊表层沉积物叶蜡正构烷烃氢同位素的研究结果表明δDwax与年均降水氢同位素相关性较强(r2=0.9)，与夏季降水氢同位素相关性更好(r2=0.91)，说明在青藏高原湖泊沉积物δDwax可以记录大气降水同位素信号[20~21]。青藏高原湖泊广布，利用湖泊沉积物δDwax可以从空间尺度上重建大气环流对青藏高原气候变化的影响。课题组近年来利用δDwax重建了高原东北部的青海湖、中北部的令戈错、中部的达则错、西部的班公错和阿翁错不同时间尺度的大气降水同位素记录[7, 22~24]，本文对上述工作进行总结，并结合青藏高原全新世以来已发表的其他同位素记录[13~15, 25]，揭示全新世以来季风与西风对青藏高原不同区域气候变化的影响。
1 研究区概况及数据来源青藏高原(25°~40°N，74°~104°E)位于亚洲南部，中国西南部，平均海拔约4500 m，面积2.5×106km2，是世界上海拔最高、面积最大的高原，被称作“第三极”[26]。青藏高原以其巨大的海拔和广阔的面积对区域乃至全球气候产生重要的影响，是全球变化研究的重点区域[27~30]。高原位于东亚季风、印度季风和西风环流等大尺度环流的交互影响区[2, 12]，在季风与西风影响下青藏高原气候变化表现出明显的区域特征[4]。青藏高原的隆升使其成为长江、黄河、恒河、印度河等亚洲大江大河的发源地。充足的水源使得高原上湖泊大量分布，据统计，在青藏高原大于1 km2的湖泊有1091个，大于10 km2的湖泊有346个[31]。本论文选择的湖泊位于季风与西风交汇带，其中青海湖位于青藏高原东北部，令戈错位于青藏高原中北部，达则错位于青藏高原中部，阿翁错和班公错位于青藏高原西部(图 1)；各湖泊及研究钻孔的信息见表 1。
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图 1 青藏高原以及本文研究的全新世古气候记录位置图 Fig. 1 Location of the Tibetan Plateau and the Holocene climate records in this study |
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表 1 研究湖泊基本信息 Table 1 Information of the studied lake |
青海湖是中国内陆最大的高原湖泊，位于青藏高原东北部，湖盆封闭[31]，年均降水373 mm，且70 %以上的降水出现在夏季。2005年在青海湖东南部水深24 m处采得523 cm长沉积岩芯(QH2005)[32]。
令戈错位于青藏高原羌塘高原东北部，湖泊主要由冰川融水和地表径流补给，属硫酸钠亚型淡水湖[31]，湖区气候干冷，年均温度-3.9 ℃，年均降水量282 mm，主要集中在6~9月，年蒸发量是年降水量的6倍[33]。2011年3月在60 m水深处采集1根987 cm长的湖芯(LGC-2011)[22]。
阿翁错是位于西藏西部日土县境内的一个碳酸盐型封闭盐水湖，具有明显的藏北高原寒冷干旱-半干旱气候特征；湖水主要依赖西北岸入湖的阿翁藏布、冰雪融水和泉水补给[31]；湖泊最大水深6 m，pH为9.2；附近的狮泉河气象站气象数据(2011~2017年)显示该区现代降水为季风降水，夏季降水占全年总降水量的80 %。2011年在湖泊东南部水深4 m处采集到1根567 cm长的湖芯(AWC2011-2)[24]。
班公错是青藏高原西部最大的湖泊，湖泊面积627 km2，在我国境内的面积约为413 km2，湖泊最大水深41.7 m[34]；据中国科学院阿里荒漠环境观测研究站观测(2010~2012年)，班公错地区年均降水量87 mm，年平均气温2 ℃；位于中国境内的东部湖盆湖水主要以冰川融水补给为主。2011年在湖泊东南部24 m水深处采集到1根680 cm长的湖芯(BGC-2011)[22]。
达则错位于西藏自治区那曲地区尼玛县境内的一个断陷盆地中，属于碳酸盐型咸水湖，湖水主要依赖波仓藏布补给[31]；该湖最大水深38 m，湖泊面积245 km2，湖区严寒干燥，距离达则错150 km的申扎气象站数据显示该地区1981~2012年期间年均降水量为316 mm，90 %降水量在7~9月；年均气温0.55 ℃，年平均夏季温度(7~9月)8 ℃。2011年在湖泊中部37 m水深处采集到1根291 cm长的湖芯(DZC2011-1)[7]。
青海湖、令戈错、班公错、阿翁错和达则错湖芯样品定年及叶蜡氢同位素测试分析方法详见Hou等[22]、He等[23]和Li等[7, 24]。青海湖、令戈错、班公错和阿翁错湖芯叶蜡氢同位素记录的时间尺度分别为17 ka B.P.、22 ka B.P.、16 ka B.P.和9.8 ka B.P.，由于本文关注的时间尺度为全新世，因而只取青海湖、令戈错和班公错近12.5 ka的氢同位素记录来进行研究(1 ka=1000 cal.a B.P.)；达则错的氢同位素记录只有2000年，用于讨论青藏高原晚全新世的气候变化。
2 青藏高原全新世以来湖泊沉积物δDwax记录全新世以来，青藏高原湖泊沉积物δDwax变化特征见图 2。
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图 2 全新世青藏高原阿翁错[24](a)、令戈错[23](b)、青海湖[22](c)、班公错[22](d)的δDwax记录 Fig. 2 Holocene δDwax records at Aweng Co[24](a), Lingge Co[23](b), Qinghai Lake[22](c)and Bangong Co[22](d) on the Tibetan Plateau |
班公错δDwax在全新世变化幅度超过100 ‰ (图 2d)。在12.5 ka δDwax明显偏正，12.0~1.0 ka δDwax整体相对偏负，但在8.5~7.5 ka、约3.0 ka和2.0 ka时段δDwax偏正，近1000年班公错δDwax异常偏正。
阿翁错过去9.8 ka的δDwax在-199 ‰ ~-110 ‰之间变化(图 2a)。早全新世(9.8~6.0 ka)δDwax偏负，但在9 ka δDwax异常偏正，中全新世(6.0~2.5 ka)偏正。近2.5 ka阿翁错δDwax变化与班公错明显不同，阿翁错δDwax明显偏负，平均值达到-182 ‰，在短时间内δDwax发生了剧烈变化(高达56 ‰)。
青海湖δDwax变化趋势与班公错类似(图 2c)。约12.5 ka δDwax偏正，之后δDwax逐渐负偏，全新世以来δDwax相对偏负，但在7.5~6.5 ka时期δDwax明显偏正。
全新世高原中北部的令戈错的δDwax在-117 ‰ ~-202 ‰之间变化(图 2b)，12.0~10.0 ka时期δDwax偏正，约10.0 ka令戈错δDwax开始出现负偏，9.0~7.0 ka令戈错δDwax明显偏负，7.0~4.5 ka和3.5~1.7 ka时期δDwax偏正；近1.7 ka以来令戈错δDwax偏负，变化趋势与青海湖和班公错相反。
达则错的氢同位素记录只有2000年(图 3)。过去1000年中，冷的时期比如小冰期(0.5~0.3 ka)以及0.9~0.75 ka时期δDwax偏正；暖的时期比如中世纪暖期(0.75~0.5 ka)和约0.9 ka时δDwax偏负。然而，在2.0~1.0 ka期间，δDwax与温度的关系与过去1000年不同，冷的时期比如1.1 ka前后以及1.55~1.40 ka期间δDwax偏负。
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图 3 过去2000年达则错的温度记录(a)与δDwax记录(b)[7] Fig. 3 Temperature (a) and δDwax (b) records at Dagze Co during the past 2000 years[7] |
一系列现代过程的研究证实了δDwax可以用来记录大气降水同位素信息[35~38]。对世界各地的δDwax的现代过程研究发现，欧洲[19]、美洲[17]、非洲[39]的δDwax与降水同位素具有较好的相关性。青藏高原表层湖泊沉积物δDwax的现代过程研究表明δDwax同样可以用来恢复大气降水信息[13, 40]。Liu等[41]对青海湖表层沉积物、湖泊水生植物以及湖泊周围陆生高等植物的研究表明水生植物也可以产生nC27和nC29长碳链正构烷烃，而nC31长碳链正构烷烃主要由陆生植物产生，因而nC31长碳链正构烷烃氢同位素是大气降水氢同位素的可靠指标。近期，Hou等[21]对青藏高原“东-西”断面22个湖泊表层沉积物叶蜡正构烷烃氢同位素的研究发现δDwax与年均降水氢同位素(r=0.90)和夏季降水氢同位素(r=0.91)均有较好的相关性，表明湖泊δDwax可以用来记录大气降水同位素，进而用来重建古气候，追踪水汽来源。湖泊沉积物δDwax揭示的全新世以来季风与西风对青藏高原不同区域气候变化的影响如下。
3.1 青藏高原西部湖泊沉积物碳酸盐氧同位素(δ18Ocarb)受大气降水氧同位素、蒸发强度、入湖径流及其同位素组成等多因素影响，是古气候环境重建的重要指标。Gasse等[42]将班公错δ18Ocarb记录与该湖泊沉积物的硅藻、孢粉以及青藏高原其他古气候记录对比，认为全新世班公错δ18Ocarb受夏季风降水强度的变化影响较大。对班公错δ18Ocarb记录进行碳库年龄校正后[22]，发现δ18Ocarb记录与该湖δDwax记录变化趋势一致(图 4f和4g)，表明二者记录了相同的古气候变化[22]。在12.0 ka之前，班公错δDwax和δ18Ocarb较高，指示气候干旱，可能由于季风强度较弱，带来的季风降水较少；12.0~1.0 ka班公错δDwax和δ18Ocarb相对偏负，指示气候湿润，季风较强。高原西部松木希错孢粉(A/C)数据(图 4d)[43]以及Tso Moriri湖泊δ18Ocarb(图 4e)[44]指示11.0 ka季风增强。Mishra等[44]结合Tso Moriri湖泊δ18Ocarb以及该湖泊其他地球化学数据认为Tso Moriri湖泊δ18Ocarb记录了夏季风降水强度变化。11.0 ka松木希错A/C数值增大，Tso Moriri湖δ18O降低，表明区域有效降水增多，夏季风增强[43~44]。同时新疆北部的科桑洞δ18O降低(图 4c)，表明季风增强带来的降水可以影响到青藏高原西北部[45]。近1 ka以来班公错的δDwax以及δ18Ocarb异常偏正可能是由于湖泊由开放环境转为封闭环境所致[42]。
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图 4 青藏高原西部气候记录 (a)阿翁错δDwax[24]；(b)30°N夏季太阳辐射曲线[46]；(c)科桑洞石笋δ18O记录[45]；(d)松木希错A/C[43]；(e)Tso Moriri湖δ18O[44]；(f)班公错δ18O[42]；(g)班公错δDwax[22] Fig. 4 Climate records on the western Tibetan Plateau. (a)δDwax records at Aweng Co[24]; (b)Summer insolation(JJA)at 30°N[46]; (c)Speleothem δ18O records at Kesang Cave[45]; (d)A/C at Sumixi Co[43]; (e)δ18O values of Tso Moriri[44]; (f)δ18O values of Bangong Co[42]; (g)δDwax records at Bangong Co[22] |
早全新世(11.0~6.0 ka)班公错δDwax以及阿翁错δDwax值较低，指示季风较强，降水较多。同期班公错δ18O指示气候湿润，松木希错A/C和Tso Moriri湖泊δ18O指示湖泊水位较高，科桑洞δ18O指示季风降水较强(图 4c)。上述气候记录表明早全新世季风增强，季风降水能影响到青藏高原西部地区。该时期北半球夏季太阳辐射较强(图 4b)[46]，可能是导致季风增强的主要原因。
中晚全新世(6.0 ka以来)班公错、松木希错和Tso Moriri湖泊水位逐渐降低，表明高原西部受季风降水影响逐渐减弱。董哥洞和Qunf洞的石笋氧同位素均指示中晚全新世以来季风逐渐减弱[47~48]。此时段北半球夏季太阳辐射逐渐减弱[46]，亚洲季风强度减弱[45]，导致季风降水对高原西部的影响逐渐减弱。然而晚全新世高原西部阿翁错δDwax明显偏负(图 4a)，在短的时间内变化了56 ‰，可能温度升高带来的冰川融水是影响阿翁错晚全新世δDwax变化的主要因素[24]。推测晚全新世温度增加，导致大量的冰川融水通过阿翁藏布河汇入阿翁错。冰川融化过程伴随着同位素分馏[49]，低温下同位素分馏使得冰川融水的同位素通常比大气降水的同位素要相对偏负。虽然研究区其他湖泊也受到冰川融水补给影响[33~34]，但是相比较而言，阿翁错湖泊面积较小(比如班公错面积为阿翁错面积的10倍)，冰川融水对阿翁错δDwax的影响明显要大于其他湖泊同时期所受到的影响，因此受冰川融水影响阿翁错δDwax明显偏负。
3.2 青藏高原东部青海湖δDwax记录与该湖芯δ18O变化趋势大体一致[22, 32](图 5d和5e)。全新世青海湖δDwax偏负时段对应于湖泊水位较高时段[50~51]，表明δDwax记录了湖泊过去有效降水变化并可以用来指示夏季风强度变化[22]；并且青海湖全新世δDwax变化与高原东部红原泥炭δ13C记录(图 5c)[52]以及董哥洞石笋δ18O记录(图 5b)[47]变化趋势大体一致，与中国南方湖光岩玛珥湖沉积物Ti含量[53]以及卡里亚科盆地沉积物Ti含量[54]变化趋势也大体一致，进一步证实全新世以来高原东部气候变化受印度季风以及热带辐合带(ITCZ)南北移动影响。全新世以来，青海湖δDwax记录与同纬度夏季太阳辐射变化趋势一致[46](图 5f)，因而高原东部气候变化也受控于夏季太阳辐射变化。然而，高原东北部哈拉湖不同水深处4根沉积钻孔的介形类属种组合、介壳稳定同位素和沉积物地球化学特征表明中晚全新世受西风影响，湖泊水文状态不稳定，水深波动较大(图 5a)[55]；现代气象观察以及指标记录表明高原东北部的克鲁克湖全新世受西风影响[56~58]。上述研究表明中晚全新世季风对青藏高原影响的最北界限位于青海湖以北、哈拉湖和克鲁克湖以南的位置。
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图 5 青藏高原东部气候记录 (a)哈拉湖水深[55]；(b)董哥洞石笋δ18O记录[47]；(c)红原泥炭δ13C记录[52]；(d)青海湖δ18O记录[32]；(e)青海湖δDwax[22]；(f)37°N夏季太阳辐射曲线[46] Fig. 5 Climate records on the eastern Tibetan Plateau. (a)Estimated water depths changes at Hala Lake[55]; (b)Speleothem δ18O records at Dongge Cave[47]; (c)δ13C records at Hongyuan peat[52]; (d)δ18O records at Qinghai Lake[32]; (e)δDwax records at Qinghai Lake[22]; (f)Summer insolation (JJA)at 37°N[46] |
受季风降水影响，青海湖和班公错在约12.0 ka气候变湿润。然而，与12.0~10.0 ka时期δDwax变化相比较，10.0 ka令戈错δDwax开始出现负偏，表明此时季风水汽开始影响令戈错，因此认为直到10.0 ka季凤降水才影响到青藏高原中北部[22](图 6)。10.0~7.5 ka时期，令戈错[23]、纳木错[15]和帕如错[13]的δDwax值、色林错的δ18O值[42]以及错鄂的δ13C值[59]均记录了高湖水位，表明中全新世青藏高原中部在季风降水影响下，气候湿润。7.0 ka之后高原中部大部分湖泊，比如色林错(图 6d)、错鄂(图 6e)、纳木错(图 6f)、帕如错(图 6g)均表现出逐渐变干的趋势，与季风区石笋δ18O记录指示的季风逐渐减弱趋势一致，响应于北半球夏季太阳辐射的逐渐减弱(图 6c)。然而令戈错却表现出与上述湖泊不一样的水文特征，光释光测年(OSL)以及湖泊中水生植物含量指标(Paq)指示7.0~4.5 ka和3.5~1.7 ka时期令戈错为高湖水位(图 6a)[23, 33]，同期令戈错δDwax为高值(图 6b)[23]，且沉积岩芯550 ℃条件下的烧失量(LOI550℃)指示该时段湖泊有机质含量较低[22]，上述指标表明该时段令戈错与高原西部和东部有不同的水汽来源，可能受西风影响[22]。对比还发现，中晚全新世令戈错δDwax与高原东北部受西风影响的克鲁克湖δD记录[58]有相似的变化特征，进一步证实令戈错此时可能受西风控制。7.0~4.5 ka和3.5~1.7 ka时期令戈错δDwax富集，同时段北大西洋冰筏碎屑增多[60]，可能表明青藏高原北部气候与北大西洋之间存在遥相关。高原中部的达则错沉积物δDwax表明，在距今2.0~1.0 ka达则错受西风环流明显[7]，可见在晚全新世季风较弱的时期，西风能够深入到青藏高原内部地区。
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图 6 青藏高原中部气候记录 (a)令戈错Paq[23]；(b)令戈错δDwax[23]；(c)30°N夏季太阳辐射曲线[46]；(d)色林错δ18O记录[42]；(e)错鄂δ13C记录[59]；(f)纳木错δDwax[15]；(g)帕如错δDwax[13] Fig. 6 Climate records on the central Tibetan Plateau. (a)Paq records from Lingge Co[23]; (b)δDwax values at Lingge Co[23]; (c)Summer insolation(JJA)at 30°N[46]; (d)δ18O records at Selin Co[42]; (e)δ13C records at Cuo E[59]; (f)δDwax values at Lake Nam Co[15]; (g)δDwax values at Paru Co[13] |
总体而言，青藏高原不同区域湖泊沉积物δDwax记录揭示了全新世以来季风与西风环流对青藏高原气候变化的影响。大约12.0 ka印度季风带来的水汽影响到高原西部的班公错以及东北部的青海湖，然而直到10.0 ka季风降水才影响到高原中北部的令戈错。早全新世夏季风可以影响到青藏高原的大部分地区，班公错、青海湖、阿翁错、令戈错、纳木错、帕如错、色林错、错鄂等湖泊均受夏季风影响，夏季风对青藏高原的最北界限位于青海湖以北、克鲁克湖以南；中晚全新世夏季风对青藏高原的影响减弱，在7.0~4.5 ka和3.5~1.7 ka时期西风影响到高原中北部的令戈错，在距今2.0~1.0 ka西风影响到高原中部的达则错。本研究表明在中晚全新世季风较弱的时期，西风能够深入到青藏高原内部地区。
4 结论近年来我们利用δDwax重建了高原中北部的青海湖、中北部的令戈错、中部的达则错、西部的班公错和阿翁错不同时间尺度的大气降水同位素记录，本文是对上述工作进行总结，并结合青藏高原全新世以来已发表的其他同位素和古水文记录，揭示全新世以来季风与西风对青藏高原气候变化的影响，主要结论如下：
(1) 受季风降水影响，青海湖和班公错在约12 ka气候变湿润；然而高原东北部令戈错δDwax记录表明季风直到10 ka才影响到青藏高原中北部。
(2) 早全新世青海湖、令戈错、班公错和阿翁错δDwax偏负，这4个湖泊均主要受夏季风影响，对比同时段青藏高原其他古气候记录发现此时段夏季风可以影响到青藏高原的大部分地区，夏季风在青藏高原的最北界限可能位于青海湖以北、克鲁克湖以南。
(3) 中全新世青海湖、班公错和阿翁错同位素逐渐偏正，夏季风对这3个湖泊的影响逐渐减弱；然而δDwax、烧失量以及湖泊水位表明令戈错在7.0~4.5 ka和3.5~1.7 ka时期冷湿水汽可能主要来源于西风环流。
(4) 晚全新世青海湖和班公错同位素偏正，季风强度进一步减弱，但阿翁错受冰川融水补给影响降水同位素偏负；降水同位素数据表明在距今2.0~1.0 ka季风较弱的时期西风可以影响到高原中部的达则错。
本研究表明在中晚全新世季风较弱的时期，西风能够深入到青藏高原内部地区，给高原内部地区带来冷湿的水汽。
致谢: 感谢审稿专家建设性的修改意见。
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2 Henan Key Laboratory for Synergistic Prevention of Water and Soil Environmental Pollution, Xinyang Normal University, Xinyang 464000, Henan;
3 Southern Henan Center for Mineral Rock and Gem-jade Identification and Processing, Xinyang Normal University, Xinyang 464000, Henan;
4 Institute of Tibetan Plateau Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101)
Abstract
In recent years, we have reconstructed five independently dated compound specific hydrogen isotope records of sedimentary leaf waxes at different time scales from lakes on the Tibetan Plateau, Qinghai Lake(37°01'N, 100°12'E), Lingge Co(33°51'N, 88°35'E), Dagze Co(31°50'N, 87°30'E), Bangong Co(33°42'N, 78°41'E) and Aweng Co(32°42'N, 81°38'E). This study summarized the above records, and combined these records with existing isotopic and hydrological data to investigate variations in the influence of the summer monsoon and the westerly jet on the moisture budget of the Tibetan Plateau during the Holocene. The results show that:(1) δD values of precipitation at the above lakes were relatively negative, suggesting the influence of summer monsoon, indicating that the summer monsoon can affect most parts of the Tibetan Plateau. During the early Holocene the boundary of the summer monsoon located between Lake Qinghai and Lake Hurleg. (2) During the Middle Holocene δD values of precipitation at Qinghai Lake, Bangong Co and Aweng Co were gradually positive, indicating the weakening of the summer monsoon. However, during 7.0~4.5 ka, periods of more positive δD values of precipitation correspond to wetter intervals inferred from lake level high stands at Linggo Co in the northern Tibetan Plateau and likely reflect variations in moisture associated with the westerly jet. (3) During the Late Holocene, the positive δD values of precipitation at Qinghai Lake and Bangong Co suggesting the continuing weakening of the summer monsoon. The depleted δD values of precipitation at Aweng Co during the Late Holocene was due to the influence of the melt water as a result of the increased temperature. The positive δD values of precipitation at Lingge Co correspond to high lake levels indicating the influence of Westerlies during 3.5~1.7 ka. Precipitation isotope ratios tended to be lower between 2.0~1.0 ka, implying a cool and humid climate and reflecting the influence of Westerlies when the monsoon weakened. (4) Collectively, the hydrogen isotope records at these lakes document millennial and centennial scale variations in the strength of the summer monsoon systems and concurrent changes in the westerly jet. During the middle to Late Holocene, when the monsoon weakened, the Westerlies could have been able to penetrate into the region, supplying cold and wet precipitation.