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)
青藏高原被称为“地球第三极”[1]和“亚洲水塔”[2]，其对亚洲的人类生存环境和可持续发展起着重要的环境和生态屏障作用[3]。然而，随着全球变暖，青藏高原及其周边地区的环境正在发生重大变化[4]。气候变暖过程中导致的冰川退缩，以及伴随的湖泊扩张、冰湖溃决等问题，给青藏高原及周边地区社会经济发展带来巨大影响[3, 5]。认识和了解地质历史时期青藏高原的冰川进退和气候变化之间的关系，是预测未来气候条件下的冰川变化的重要科学基础。因此，恢复连续的、高分辨率的冰川活动历史显得尤为重要。
青藏高原是中低纬度冰川的主要分布区[6]。近年来，第三极地区冰川在气候变暖的背景下整体呈退缩趋势[7]。然而，研究发现在不同的气候环流系统影响下，冰川呈现出了不同的变化特征[7~8]，如青藏高原南部地区冰川退缩严重而青藏高原西北部地区冰川物质呈现微弱正平衡，喀喇昆仑山地区的部分冰川还出现一定规模的前进[7]。要深入地认识和理解冰川对不同环流条件下气候变化的响应以及驱动过程，则需要更多的冰川活动历史资料。
1987年以来，中国科学家陆续在敦德冰帽[9]、西昆仑古里雅冰川[10]以及普若岗日冰原[11]等地钻取了不同时间尺度的冰芯，为恢复青藏高原的气候环境变化提供了连续的高分辨率的研究材料[6]。此外，通过野外冰川遗迹识别、地貌绘图、冰川漂砾定年等手段，也重建了部分地区的冰期序列[12~13]。近十多年来，利用树轮恢复冰川活动历史的研究也在藏东南等地逐步开展[14~15]。然而，位于过渡区北缘的藏北羌塘高原腹地却鲜有记录。该区域资料的匮乏，限制了研究者从整体上对整个高原气候环境变化的宏观认识，影响了高原北部季风西风演化过程及驱动的研究进程。
受自然地理条件限制，藏北寒旱核心区缺乏树轮石笋等研究材料，已有的冰芯资料仍存在年代序列较短的问题[6]，且冰碛物年代具有时间上的不连续性[16]，藏北羌塘腹地冰川活动历史的研究亟待其他地质记录的补充。冰前湖在藏北分布广泛，其直接接受冰川融水的补给，使得湖盆承接了大量的冰川活动带来的沉积物，是重建冰川进退连续记录的良好载体[17~18]。冰前湖沉积物中的粒度、主微量元素以及总有机碳等是重建过去冰川活动的良好指标[19~22]。
为了进一步增强对藏北地区冰川活动历史及其影响因素的认识，本文选取了位于羌塘腹地的冰前湖布若错作为研究对象，通过对其沉积物粒度、主微量元素以及有机碳等指标的分析，重建了该地区中晚全新世以来高分辨率的冰川活动历史，在此基础上讨论了湖泊与冰川对气候变化的响应和季风西风在高原北部的相互作用，并对该地区气候变化机制和驱动因素进行了分析。
1 研究区域概况布若错(34°20′~34°28′N，85°42′~85°49′E)位于藏北羌塘腹地的寒旱核心区(图 1a)，是一个封闭的高山湖泊。布若错面积87.5 km2，流域集水面积550.5 km2[23]。2013年实测湖面海拔为5170 m a.s.l.，最大水深约100 m。羌塘腹地气象资料极度匮乏[24]，距离布若错最近的自动气象站(直线距离160 km)2015年观测显示，该年羌塘核心区的年均降水量约为154.9 mm，年均降水日数50天，降水集中在6~8月且占全年降水总量的90 %以上[25]。
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图 1 研究区域及采样点示意图 (a)布若错地理位置(绿点)；(b)布若错流域概况及采样点示意图 Fig. 1 Study area and sampling point diagram. (a)Sketch maps of the study area of Buruo Co(green dot); (b)Hydrographic net and sample site of Buruo Co |
布若错东侧耸立着藏色岗日雪山，最高峰海拔为6460 m，其多条冰舌紧逼湖缘，融水产生的径流呈辫状经由短距离的山前坡地直接注入湖泊，对湖东岸地貌塑造产生了较大的影响；西侧为布若岗日，最高峰海拔为6436 m，发育了诸多现代冰川[26](图 1b)。流域内侏罗系地层广泛发育，基岩以花岗岩为主[27]。布若错南部为冰缘丘陵，坡度较大，而北部则为冰缘湖盆的宽谷平原，发育了流域内唯一常年河-百汇河，该河发源于布若岗日冰川北部[23]。布若错补给系数6.3[23]，其处于东西两侧冰川前缘，主要受冰川融水补给。
2 材料与方法 2.1 样品采集在布若错湖底地形测量的基础上，利用活塞取芯器在水深83.5 m的位置获得了一根长度为435 cm的连续沉积岩芯(BRLC13-1)，并在相同点位利用重力采样器获取了1根长约65 cm的短岩芯(BRGC13-5)(图 1b)。在实验室对BRLC13-1按照1 cm的间隔进行分样，并进行粒度、有机碳及地球化学元素等指标的分析，对BRGC13-5上部20 cm按0.5 cm的间隔进行分样，主要用于210Pb、137Cs测试。
2.2 沉积物定年对布若错重力钻BRGC13-5进行了210Pb和137Cs放射性强度测定，所用仪器为高纯锗γ能谱仪(ORTECGWL-120-15)，每个样品测量时间为8×104秒，该测试在中国科学院青藏高原研究所完成。此外，利用加速器质谱的方法对布若错活塞钻BRLC13-1中不同深度的15个全样有机质样品进行了放射性碳同位素测年(表 1)，测试工作在美国Beta实验室完成，通过IntCal13数据库[28]对AMS 14C测试结果进行了日历年代校正。利用贝叶斯年代深度模型[29]对钻孔的沉积速率变化进行了拟合，建立了布若错沉积岩芯的年代框架。
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表 1 布若错AMS 14C测年结果以及碳库校正后的年龄 Table 1 AMS 14C ages and reservoir-corrected 14C age for Buruo Co |
称取1 g冷冻干燥后的样品，研磨后用于总有机碳(TOC)、总无机碳(TIC)以及总氮(TN)的测试。总碳(TC)和TIC的测试利用日本岛津Shimadzu TOC-VCPH完成，分析误差低于3 %，TOC通过TC减去TIC得到，TN的测试利用德国Elementar vario MAX元素分析仪完成。
沉积物粒度前处理方法及测试：称取0.2 g沉积物样品置于烧杯中，用浓度为10 %的双氧水以及10 %的稀盐酸去除有机质和碳酸盐，反应结束后加水静置，待所有颗粒全部沉降后，去除上层清液，将余下部分洗至中性，再加入10 ml浓度为0.05 mol/L的六偏磷酸钠(Na6O18P6)分散剂，超声震荡10 min后使用英国Malvern公司生产的Mastersizer 3000型激光粒度仪上机测试。
称取2~3 g沉积物样品进行石英砂样品制备，样品前处理流程参照陈钰和刘兴起[30]，每个样品随机挑选30粒粘至导电胶上并抽真空镀膜，用以观察统计。所用扫描电镜型号为ZEISS EVO MA 10。
沉积物主、微量元素含量的测试主要是通过电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)以及电感耦合等离子体发射光谱仪(ICP-OES)完成，其前处理主要利用HNO3和HF高温高压消解[31]。以上实验均在中国科学院青藏高原研究所完成。
3 结果 3.1 年代学利用210Pb和137Cs的测试结果进行了恒定补给速率模式(CRS模式)分析(图 2a和2b)并结合AMS 14C测年的结果建立了布若错年代序列(图 2c)。青藏高原湖泊受碳库效应影响较为明显[32~33]。布若错14C测年结果显示1 cm处的沉积物年龄为3800 a B.P.，显然存在一定的碳库效应。这可能与流域内的基岩组成以及冰川融水中可能带来的溶解无机碳有关[34]。我们通过对比14C年龄与沉积速率推算的年龄的差值来去除碳库的影响。CRS模型显示BRGC13-5在1 cm处的年龄约为-56 a B.P.，而该深度AMS 14C的年龄为3800 a B.P.，显示布若错沉积物存在3856年的碳库效应。假定在整个岩芯中碳库效应恒定不变，所有样品年龄扣减3856年，从而获得碳库校正后的样品年代。利用贝叶斯模型[29]对全部样品年代进行树轮校正并对样品年龄进行曲线拟合(图 2c)，模拟了沉积速率的变化趋势，建立了深度-年代框架，并推算出布若错最底层的沉积物年代大约为5216 cal.a B.P.。
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图 2 布若错岩芯年代序列 (a)BRGC13-5岩芯上部13 cm 210Pb和137Cs测试结果；(b)CRS模型计算的BRGC13-5上层上部13 cm年龄曲线；(c)利用Bayesian[29]拟合的BRLC13-1年代-深度曲线 Fig. 2 Age-depth model for Buruo Co. (a)210Pb and 137Cs measurements of the upper 13 cm section of BRGC13-5 core; (b)Chronology in upper 13 cm section based; (c)Age-depth model by Bayesian[29] for BRLC13-1 of Buruo Co |
在布若错沉积岩芯中，粉砂组分(2~63 μm)是沉积物粒度组分的主要部分，其体积分数>90 %；而粘土(< 2 μm)和砂(>63 μm)的体积分数都在5 %左右(图 3a)。在5.2 cal.ka B.P.到3.2 cal.ka B.P.之间，粘土占比很小且波动较小，砂占比较高且呈现出剧烈地波动，而在3.2 cal.ka B.P.之后，砂迅速减少，随后波动很小且其体积分数维持在3 %左右，而粘土所占比例增加且波动明显。粉砂中较细的组分(2~8 μm)与粘土变化趋势较为一致，而较粗的组分(32~63 μm)的变化则类似于砂，16~32 μm之间的粉砂组分呈现出逐渐减少的趋势，8~16 μm的粉砂组分则和粗粉砂以及砂形成了明显的对比，呈现出此消彼长的关系。
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图 3 布若错岩芯环境指标曲线 (a)不同粒径的粒度组分变化；(b)总有机碳、总氮、总无机碳、均值粒径及微量元素含量 Fig. 3 Proxies derived from the core of Buruo Co. (a)Grain size fraction; (b)TOC, TN, TIC, mean size and geochemistry elements |
TOC与TN在5.2~4.0 cal.ka B.P.之间呈现出较为平稳的变化，振幅较小，显示流域环境较为稳定(图 3b)。从4.0 cal.ka B.P.开始，二者波动幅度开始变大，TOC在3.3 cal.ka B.P.前后出现峰值，随后快速下降，于2.9 cal.ka B.P.左右达到较低水平，之后波动频繁，但TOC含量相对较低。此外，TN的变化在3.1 cal.ka B.P.也出现了明显的降低，而后稳定在低值波动。1.4 cal.ka B.P.以后，TOC和TN才开始呈现缓慢上升的趋势。
TIC在5.2~5.0 cal.ka B.P.出现了小幅的波动下降，随后稳定在较低水平，在4.0 cal.ka B.P.左右降低至最小值，随后从4.0 cal.ka B.P.到1.3 cal.ka B.P.呈现出剧烈波动上升的特征，反映了湖泊逐渐萎缩的过程。在1.3 cal.ka B.P.左右，TIC出现了一定程度的降低，随后直到0 cal.ka B.P.虽有所波动但整体趋势稳定。
布若错沉积岩芯的元素含量变化可以大致分为3个阶段：Ti等元素在5.2~3.6 cal.ka B.P.之间处于高值阶段，元素含量大致经历了先增后减的过程；随后在3.5 cal.ka B.P.左右出现一个明显的峰值，达到了3472×10-6，此后直到1.3 cal.ka B.P.，Ti等元素以高频高幅的波动方式缓慢降低；在1.3 cal.ka B.P.后Ti等元素开始缓慢增加，波动较小，随后在0.35 cal.ka B.P.开始快速增加，并于0.2 cal.ka B.P.出现峰值，达到3413×10-6，而后又快速回落，呈现出非常剧烈波动的特征。沉积岩芯中的Sr和Ca表现出相似的变化趋势，5.2~5.0 cal.ka B.P.之间二者的含量有所下降，随后直到4.0 cal.ka B.P.一直稳定的处于低值水平，并在4.0 cal.ka B.P.左右达到最低值，随后开始波动上升，呈现高频高幅的特征，且在1.7~1.3 cal.ka B.P.前后达到最高水平。在1.3~1.2 cal.ka B.P.之间，Sr和Ca经历了一次快速下降，之后二者以较小的幅度波动。
4 讨论 4.1 指标的环境意义湖泊沉积物中粒度的变化取决于沉积动力大小，与流域内的干湿条件、径流强弱、湖水动力状况等密切相关[35~37]。因而，不同的流域不同的湖泊，其粒度指示的环境意义存在着较大的差别[38~40]。在受冰川影响的流域，冰川前进对地表的磨蚀作用能产生大量的粉砂组分[41]，并在冰川融水的搬运作用下沉积到湖中。因而冰前湖沉积物中的粉砂含量被认为是冰川活动的有效指标[42~43]。Huang等[21]在藏东南来古湖的研究认为沉积物中粉砂含量高的时候，冰川对基底的磨蚀增强，冰川前进。然而，不同于藏东南丰富的水汽条件，在藏北地区的冰川前进时期，降水及冰川末端融水量相对较少。在较弱动力条件下，较细的组分可以被带入湖泊中并搬运至沉积中心，而较粗的物质则留在原地或在近岸沉积[35]。当冰川后退时，大量冰川磨蚀的新鲜基底出露，冰川融水的增加使得侵蚀和搬运能力提高，大量的粗颗粒物质被搬运入湖，湖泊沉积动力变强，沉积的粗粉砂组分增多[36]。
在布若错沉积岩芯中，沉积物粒度以粉砂为主，其占比超过了90 %，整个流域及湖泊的变化受到东西两侧冰川的强烈影响，因而，沉积物中细粉砂含量的增加可能反映了冰川前进，冰川规模较大，其对基底的磨蚀增强，然而由于融水量较少搬运能力有限，只有相对较细的物质被带入湖泊并沉积下来；相反的，粗粉砂的增加则反映了冰川融水增加导致的搬运和侵蚀能力增强，此时，冰川后退，大量裸露的冰川侵蚀物质被增加的融水以及可能的降水带入湖中。因此，我们用细粉砂来解释冰川的变化，即细粉砂增加，冰川前进。
布若错沉积物粒度分布主要是单峰型，表明沉积或搬运过程可能比较单一[44]。利用CEMMA端元分析模型[45]，根据沉积物粒度组分提取了4个端元，并给出了每个端元所对应的具有环境指示意义的典型样品。4个端元均为单峰型，端元1~4的主峰分别在31.1 μm、21.2 μm、7.64 μm和11.2 μm(图 4)。端元1和端元2主要代表了较粗的粒度组分，二者在3.2 cal.ka B.P.以前占绝对优势，端元1出现了3个峰值期，而端元2则呈现出波动下降的趋势，二者在3.2 cal.ka B.P.之后逐渐减少至极微(图 5)。端元3和端元4代表了粒度组分中较细的部分，在3.2 cal.ka B.P.之后占有较大比重。两者在3.2 cal.ka B.P.之后开始增多，且波动剧烈频繁，两者此消彼长，共同影响了布若错的沉积过程。
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图 4 基于布若错岩芯粒度数据的端元分析 Fig. 4 Modeled end members calculated from the total set of grain size measurements of the Buruo Co sediment core |
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图 5 4个端元的得分曲线 黑色曲线是对原始数据进行5点滑动平均的结果 Fig. 5 Samples scores for 4 end members. The data are smoothed with 5-point moving average method(black line) |
此外，对4个端元的典型样品石英砂表面形态进行了扫描电镜分析。镜下结果显示，端元1和端元2样品中石英砂常见圆化棱角，水下磨光面上出现密集机械撞坑。表面较少出现结晶沉淀，比较干净，撞坑密集，显示了急流条件下的特征[46](图 6)，反映了与冰川融水增加或降水增多引起的较强的径流动力条件。端元1颗粒大多保持不规则外形，但棱角多已圆化，部分出现强烈机械撞击痕迹，反映了冰水石英砂的特征[46~47]，且端元1在3.2 cal.ka B.P.以前和TOC有较强的相关性(r=0.52，p < 0.01)，TOC含量相对较高时，端元1所占比重也较高。因此认为，端元1反映了相对较温暖的环境导致的冰川融水增加的强动力径流条件；而端元2较多河流或浊流环境下机械成因形成的V形坑或凹坑，边棱角圆化[46]，反映了与降水有关的来自流域内的沉积物所占的比重变化；端元3中，石英砂表面形态显示样品磨圆较好，中浮雕，有碟形坑，体现出风力沉积的特征[46]，其主峰为7.64 μm也反映了长距离搬运的风成沉积[48]；端元4沉积物中石英砂颗粒表面多SiO2沉淀，出现溶蚀痕迹，撞击相对较少，反映了显示了缓流条件下的河流搬运过程[46]。大部分石英砂边棱角尖锐，出现平行解理，表面有擦痕，具有一定原始形态特征，且主峰出现在11.2 μm，显示冰川来源的特征[47]。
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图 6 扫描电镜下4种端元的典型样品中的石英砂颗粒外形 Fig. 6 Particle shapes of quartz grains by scanning electron microscope |
通常，TOC主要来源于流域的陆生以及水生的植物，因而是反映湖泊及流域气候条件和湖泊环境状况的良好指标[49~51]，其与气温和水温密切相关[52]，而TN则反映了湖泊的水温及营养状况[53]。沉积物中Fe和Ti的含量变化主要受到外源输入以及湖底氧化还原环境变化的影响[54]。布若错岩芯采集位置在沉积中心区域，中晚全新世以来湖水相对较深，湖底受氧化还原环境变化影响较小，因而，我们认为布若错沉积物中的Ti含量的升高反映了外源输入的增加。降水量增加引起流域湿度增加，可能会使更多的Ti被输入湖中；此外，冰川融水的增加也会使Ti的输入增加。然而，冰川径流仅能将源区及流经区周边的物质带入湖中，影响力有限。因而，Ti的变化可能主要反映了降水，但仍然不可忽视冰川的影响。沉积物中的Sr、Ca和TIC通常用来反映沉积物碳酸盐的积累[49]。在布若错沉积序列中，Ca和Ti元素含量呈较强的负相关关系(r=-0.69，p < 0.01)，这可能意味着布若错沉积物中的碳酸盐主要来自于湖泊自生过程，而外源输入的贡献相对较小。此外，Zhu等[55]对比了普莫雍错湖心和河口位置的湖水Ca浓度，发现其浓度主要受到蒸发的影响。因此，在布若错沉积物中，Ca、Sr以及TIC主要反映了受湖泊中生物和化学过程影响的碳酸盐的变化。
4.2 布若错流域冰川活动历史布若错沉积记录的气候环境变化信息显示，自4 cal.ka B.P.以来流域湿度逐渐下降，并于3.6 cal.ka B.P.开始出现冰川前进，此后在3.2 cal.ka B.P.前后再次出现大规模冰进，布若错流域转向冷干，进入新冰期(图 7c和7d)。根据布若错岩芯细粉砂组分、粒度各端元得分等指标，确定了该流域存在的4次较为显著的冰川前进时期，它们分别是3.6~3.4 cal.ka B.P.、3.2~2.3 cal.ka B.P.、1.9~1.7 cal.ka B.P.和0.4~0.1 cal.ka B.P.。
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图 7 布若错沉积记录与其他记录的对比 (a)拉龙错沉积物花粉PCA1得分，低值代表环境冷干[56]；(b)纳木错Ti含量的变化，低值代表流域湿度下降[49]；(c)布若错沉积物TIC曲线；(d)布若错沉积物细粉砂含量变化；(e)藏色岗日冰芯δ18O记录[57]；(f)卡拉库里湖粉砂含量变化，高值代表冰川前进[20]；(g)古里雅冰芯δ18O记录[10]；(h)普若岗日冰芯δ18O记录[11] Fig. 7 The comparison between the Buruo Co records and other paleoclimatic records. (a)PCA1 result from fossil pollen data at Naleng Co, and the low value represents the cold dry environment[56]; (b)The elemental concentrations of Ti derived from Nam Co sediment, and the low value represents a decrease in humidity in the basin[49]; (c)The content of TIC in Buruo Co; (d)The content of fine silt in Buruo Co; (e)Zangsegangri ice core δ18O values[57]; (f)The silt contents of Kalakuli Lake core, and the high value represents the advance of the glacier[20]; (g)Guliya ice cap δ18O values[10]; (h)Puruogangri ice core δ18O values[11] |
在3.6~3.4 cal.ka B.P.之间，细粒沉积物组分占比增加，径流搬运能力减弱，冰川融水减少。这种冰进也反映在增加的端元4组分上，较弱径流条件下源自于冰川的细粒物质增多。而Ti等元素含量在此阶段有一个峰值，Sr、Ca有一个较为明显的降低，说明了流域外源输入相对较多，造成湖面相对较高。同样的，端元2得分在此阶段有一段高值。这说明此时冰川的前进可能也受到降水增加的贡献，说明3.6~3.4 cal.ka B.P.是长期变冷变干过程中的一个短暂的冷湿阶段。
从3.2 cal.ka B.P.开始，布若错流域进入冷干时期，细粉砂含量快速增加，而粗粉砂则逐渐下降，显示流域冰川大规模前进，强烈影响着布若错的沉积环境。在3.2~2.3 cal.ka B.P.之间，端元4和端元3的增加反映沉积物主要源自弱动力条件下的融水输入以及寒冷时期增强的风力携带。端元2也反映了降水的贡献急剧减少。同时TOC、TN的陡降说明了流域环境恶化，向冷干方向发展，Ti含量的逐渐降低以及TIC的持续增加也说明了外源输入持续减少，湖泊逐渐萎缩。
在1.9~1.7 cal.ka B.P.之间，布若错沉积物中细粉砂出现峰值，在端元分析中，端元4虽然出现减少，但仍然占有较大比例，且端元1并没有增加，说明了流域冰川持续前进，融水减少，流域处于弱动力条件下。而端元3组分则出现了峰值，正好对应了端元4的减少，说明了冷期融水输入更少，而风力携带所占比重增加。这说明了流域环境变冷，伴随着风力的增强以及更少的融水。
在0.4~0.1 cal.ka B.P.之间，细粒沉积物增多，同时TOC、TN出现了一个较小的波谷，反映了流域环境较差，冰川有所扩张。Ti等元素的增加反映了外源输入物质的增多，这可能与增加的降水或增强的风力输入有关。增加的降水导致冰川前进，而有效湿度的增加可能释放更多的地表粉尘进入湖中[58]，导致端元3增加。而TIC、Sr和Ca含量的变化，反映出碳酸盐积累减少，较弱的蒸发可能是碳酸盐积累减少的主因。
4.3 青藏高原中晚全新世气候不稳定性受研究资料限制，青藏高原全新世以来的气候变化尚未形成统一的认识[59]。但在诸多古气候的研究中都显示出了全新世气候不稳定的特征[60]。中晚全新世气候开始转冷转干，随后出现的新冰期、小冰期等冷事件的记录已通过高原不同区域的不同研究材料得以恢复(图 7)。
布若错流域的气候变冷事件也广泛出现在其他记录中，然而不同区域的不同地理要素的响应可能也有所不同。如色林错表现为在4 cal.ka B.P.开始，湖面高度现出4次呈阶梯式下降[61]；昂拉仁错湖面在3.6 cal.ka B.P.左右的一次快速下降后维持在较低水平，随后缓慢降至现今高度[62]；在高原西北部地区，卡拉库里湖沉积记录的慕士塔格地区冰川在4.2~3.7 cal.ka B.P.出现了显著的冰进[20]。然而，位于羌塘腹地的布若错和普若岗日冰原在3.6 cal.ka B.P.前后出现了扩张[11]，与色林错和卡拉库里湖的记录存在一定的差异，这可能是地理位置不同导致的。季风的南退导致色林错流域在4 cal.ka B.P.变干，西风的增强也会给位于高原西北部的慕士塔格带来一定的水汽，促进了冰川的前进。然而羌塘腹地受到地形和地理位置的影响，更难获得西风带来的水汽。虽然冷事件发生的起讫时间有所差异，但兹格塘错[63]、更尕海[64]以及古里雅冰芯记录[10]等大量的记录证明青藏高原及周边地区在4 cal.ka B.P.前后环境开始恶化，向冷干方向发展，并进入了新冰川作用时期。
布若错流域在1.9~1.7 cal.ka B.P.出现的冰川前进可能对应着黑暗时代冷期(DACP)，相似的记录也出现在卡拉库里湖[20]、色林错[61]以及印度的Tso Kar[65]等地。然而高原上不同区域的DACP记录在发生和持续时间上却稍有差异。此外，布若错流域最近的一次冷期发生在0.4~0.1 cal.ka B.P.之间，是该流域近千年来最冷的时期，对应着小冰期。紧邻布若错的藏色岗日冰芯δ18O在这个阶段出现低值[57]，反映了较冷的环境，这与普若岗日冰原在0.4~0.1 cal.ka B.P.期间出现的冷期以及古里雅冰芯记录的0.35~0.05 cal.ka B.P.之间的冷期具有较好的对应关系[10~11]；同样的，在高原东部地区希门错沉积记录显示在0.6~0.1 cal.ka B.P.期间年保玉则地区也存在小冰期[19]。这说明小冰期在高原的记录比较普遍，是显著的冷期。
综上所述，青藏高原中晚全新世以来的气候变化具有不稳定性。整体表现为向冷干方向发展，并伴随着多次快速的气候变冷事件。布若错沉积记录的4次显著的冰川前进时期在不同的区域广泛存在，可能反映了不同环流系统在相同驱动下的协同变化，而不是区域的气候变化造成的。然而，不同记录的冷事件的起讫时间有所差异，这种频发的气候突变事件存在的时间差异可能是研究对象对气候变化的差异响应及区域气候调节作用引起的。当然定年的误差也可能存在一定的影响。
4.4 布若错流域对Bond事件的响应及可能存在的机制布若错位于现代西风影响区的南界，季风和西风环流系统的共同作用使得布若错流域的气候变化更为复杂。
中晚全新世以来，随着太阳辐射及太阳活动的减弱，热带辐合带(ITCZ)持续偏南[54]，季风逐渐衰退[66~67](图 8)。然而4 cal.ka B.P.以前太阳辐射相对较强，印度季风仍然能够给高原腹地带来一定的水汽，这可能是布若错流域湖面较高的原因。此后布若错流域湿度持续下降，根据粒度端元分析，布若错在3.6~3.4 cal.ka B.P.出现的冰进可能还有降水的贡献，这可能与季风带来的降水或者局地气候循环有关，反映了季风西风对该地区的共同作用。直到3.2 cal.ka B.P.流域突然转冷，布若错记录的3次冷期(0.4~0.1 cal.ka B.P.、1.9~1.7 cal.ka B.P.和3.2~2.3 cal.ka B.P.)与北大西洋的冷事件(Bond 0、Bond 1和Bond 2)对应较好[68]，且对应了几次西伯利亚高压增强的时期[69]。北大西洋的冷暖变化开始通过西风影响到该地区，导致气候的协同变化。然而冷事件Bond 3在布若错记录中却没有明显的响应。这说明在3.2 cal.ka B.P.以前布若错对北大西洋的冷事件响应并不敏感，而3.2 cal.ka B.P.之后，布若错流域才完全受到强劲西风的控制，布若错对Bond冷事件有了敏感的响应，流域变冷变干，冰川大规模前进，风力作用增强。这也说明季风的衰退与西风的南移这种环流系统主控的转换有一个过程，而不是一蹴而就的。布若错流域在1.3 cal.ka B.P.以后湖面有所上升，虽然维持在较低水平，但这种小幅上升可能是增强的西风带来了更多的水汽导致的[70]。晚全新世，北半球大陆冰盖消失，使得北大西洋海表温度和高纬气温均较高，蒸发加强，增加了西风的水汽输送，从而导致中亚降水增多[71]，这种强劲的西风可能带来了一定程度的降水，虽然降水量增加十分有限，但西风降水以及局地循环仍然可能是布若错1.3 cal.ka B.P.以来湖泊面积略有扩张的主要原因。
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图 8 气候环境序列以及快速气候变化因子对比 (a)夏季30°N太阳辐射变化[72]；(b)200年平滑的14C残余丰度变化，高值反映了太阳活动减弱[69]；(c)北大西洋染赤铁矿颗粒[68]；(d)布若错沉积物细粉砂含量变化；(e)布若错沉积物TIC曲线；(f)董哥洞石笋δ18O记录[67]；(g)西风区湿度指数[71]；(h)基于K+浓度的西伯利亚高压指数，高值反映西伯利亚高压增强[69] Fig. 8 Comparison of climate environmental sequences and rapid climate change factors. (a)The summer(June)insolation at 30°N[72]; (b)200 years smooth 14C residuals abundance change, high value reflecting decreased solar activity[69]; (c)The hematite-stained grains recorded at the North Atlantic as an indicator of the ice-drift[68]; (d)The content of fine silt in Buruo Co; (e)The content of TIC in Buruo Co; (f)Stalagmite δ18O record from Dongge cave[67]; (g)The arid Central Asian moisture index[71]; (h)Siberian High index based on potassium ion content(K+, ×10-9)proxy from Greenland ice cores at GIPS2 after a gaussian smoothing(200 a)[69] |
布若错流域自4.0 cal.ka B.P.左右气候开始恶化，湿度下降，并在3.2 cal.ka B.P.开始冰川大规模前进。这与北半球中纬度夏季太阳辐射6000年来的变化趋势较为一致[72](图 8)。有研究表明在2.7~2.3 cal.ka B.P.之间太阳辐照度十年到百年尺度出现全新世中最强的下降[73]，这也可能是布若错流域在3.2~2.3 cal.ka B.P.出现大规模冰进的原因；此外，根据14C丰度恢复的太阳活动变化记录显示在中晚全新世北大西洋的几次冷事件都与太阳活动的减弱期较为一致[69](图 8)，太阳活动的变化是中晚全新世以来驱动北大西洋变冷的原因[74]，这种变冷通过西风环流对布若错流域产生了一定的影响。这说明长期的太阳辐射的下降以及太阳活动的周期变化是影响气候变化的主要因素，并在较弱的太阳活动时期诱发冷事件。
5 结论本研究在较为精确的年代框架基础上，通过冰前湖布若错沉积物的粒度以及端元分析结果，重建了该流域中晚全新世以来的冰川活动历史，并结合元素含量变化、TOC及TIC等指标进行分析，讨论了该流域发生的4次冰川前进时期，并与青藏高原的冷事件记录进行对比，初步探讨了气候变化的驱动机制。主要结论如下：
(1) 通过AMS 14C测年以及210Pb、137Cs测试结果，确定了3856年的“碳库效应”，并利用贝叶斯模型建立了年代-深度框架，底部年代约为5216年。沉积物中细粒组分的增加可以反映冰川前进时期的弱动力环境，端元4的减少以及端元3的增加可以反映更冷的环境。TIC的增加代表湖泊的萎缩。
(2) 布若错流域在5.2~4.0 cal.ka B.P.期间，冰川退缩，气候相对温暖，融水及降水较多，湖面较高，印度季风相对较强；4 cal.ka B.P.后环境逐渐变干，印度季风持续退缩；随着3.2 cal.ka B.P.左右大规模的冰川前进，布若错流域进入新冰期，流域受到较强西风的影响，处于冷干状态；1.3 cal.ka B.P.以来，冰川仍然维持着较大规模，然而湖面却略有升高，可能反映了西风带来了一定的降水。
(3) 布若错流域自中晚全新世以来存在4次显著的冰川前进时期：即3.6~3.4 cal.ka B.P.、3.2~2.3 cal.ka B.P.、1.9~1.7 cal.ka B.P.和0.4~0.1 cal.ka B.P.。流域的冰川前进与Bond事件对应较好，反映了北大西洋气候冷暖变化通过西风环流对布若错产生影响。
(4) 流域的冰川活动历史与青藏高原其他古气候记录较为一致，反映了影响青藏高原的不同环流系统在相同驱动下的协同变化。中晚全新世以来，影响布若错流域的季风持续衰退以及西风逐渐增强，这与北大西洋的气候波动以及ITCZ的变化有关，此外，太阳辐射的长期衰减以及太阳活动的周期性变化是冷事件发生的主要因素。
致谢: 感谢汪勇、林晓、胡星、黄磊、隗如义等在采样过程中提供的帮助。感谢毛子强在石英砂形态特征鉴定上的帮助。感谢审稿专家和编辑部杨美芳老师宝贵的修改意见!
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2 CAS Center for Excellence in Tibetan Plateau Earth Sciences, Beijing 100101;
3 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049)
Abstract
Glaciers on the Tibetan Plateau(TP) are an important freshwater resource for majorities of populations in Asian. Therefore, it is important to understand past variations in glacier activity on the TP to assess their possible response to ongoing climatic warming. Buruo Co(34°20'~34°28'N, 85°42'~85°49'E, 5170 m a.s.l.) is situated between the the Buruogangri Mountain and Zangsegangri Mountain in the "cold and dry core" of the TP. Buruo Co is a closed proglacial mountain lake with a current surface area of 87.5 km2 and catchment area of 550.5 km2. The maximum water depth exceeds 100 m. There are many glacier tongues near the lake shoreline and the lake is mainly fed by water from melting snow and glacier ice. Thus, the sediment in Buruo Co is very sensitive to the glacier activity.A 435 cm long core of Buruo Co(BRLC13-1) was obtained by piston corer, which was used for AMS14C dating and analysis of climate proxies including grain size, total organic carbon, total inorganic carbon(TIC), particle shapes of Quartz grains and the geochemical element content. Besides, a 65 cm long core(BRGC13-5) was obtained by gravity corer and used for 210Pb and 137Cs dating. Based on the CRS model, the age at 1 cm depth was -56 a B. P. while at the same depth the radiocarbon age is 3800 a B. P., indicating a carbon reservoir age of 3856 years. The age-depth frame was established by baysian model using 210Pb and 137Cs measurement and AMS14C data and the basal age of the BRLC13-1 is estimated to be 5216 cal.ka B. P. In this study, we analyzed the high resolution record and reconstructed the history of glacial activity since 5.2 cal.ka B. P. in Buruo Co catchment. We suppose that the increase in fine franction of sidements indicate the glacier advancce, and the TIC reflect the changes in lake level. The result shows that the retreating glaciers released large amounts of freshwater during 5.2~4.0 cal.ka B. P. During 4.0~1.3 cal.ka B. P., the Westerlies were gradually enhanced and the climate became colder and drier, in response, the glaciers advanced. Subsequently, during 1.3~0 cal.ka B. P., under relatively cold conditions, a large volume of glacial ice was maintained. Besides, according to the changes in fine franction of sediments, 4 episodes of glacial advance at Buruo Co catchment are detected:at 3.6~3.4 cal.ka B. P., 3.2~2.3 cal.ka B. P., 1.9~1.7 cal.ka B. P. and 0.4~0.1 cal.ka B. P. Which corresponds to Bond events in the North Atlantic and these cold events in Buruo Co were influenced by climatic oscillations in the North Atlantic, via the Westerlies. We also suppose that the summer solar insolation, solar activity and the migrations of the Intertropical Convergence Zone influence the climate on the north of TP.