2019, Vol.39
2 中国科学院大学, 北京 100049)
过去2万年是距现在最近的一次冰期-间冰期旋回，经历了由寒冷的末次冰盛期(Last Glacial Maximum，简称LGM)向温暖的全新世发展的阶段，发生了一系列以快速降温和变暖为特征的千年和百年尺度的突发性事件，例如Heinrich事件(H1，约17.5~16.0 cal.ka B. P.)、Bølling/Allerød暖事件(B/A暖期，约14.7~12.9 cal.ka B. P.)以及新仙女木事件(Younger Dryas，YD事件，约12.9~11.5 cal.ka B. P.)[1]。气候突变通过快速改变大气环流路径和模式，引起季风降水和生态环境的敏感响应[2]。然而，近来关于不同指标对气候突变事件响应研究结果显示，不同指标记录对气候变化的响应存在差异[3~4]。因此，要更好地理解区域气候变化的基本特征及其机制，确定这种时滞是至关重要的。
确定时滞的方法就是通过高分辨率的、精确年代序列的不同指标之间综合对比，以确定不同指标对气候变化的超前和滞后响应。多指标分析方法，包括陆生和水生生物，是评价不同生物对气候变化响应滞后的有效方法[4]。例如，基于波兰北部Trzechowskie古湖的高分辨率、精确定年的生物指标(孢粉、植物大化石、枝角类和硅藻)和地球化学指标(XRF元素扫描、TOC、C/N比值、碳酸盐氧同位素δ18Ocarb和有机质碳同位素δ13Corg)记录显示，不同指标记录的Allerød-新仙女木事件开始和结束时间存在差异[5]；瑞士Gerzensee湖泊高分辨率枝角类和孢粉指标重建了Allerød暖期、新仙女木(YD)和早全新世时期夏季温度的变化，结果显示，水生生物指标(如枝角类)记录了YD后期的短期变暖，这是由于其繁殖时间短，比陆生植物更能快速响应气候变化[3]；Milecka等[6]利用波兰北部的湖泊沉积生物指标(孢粉、植物大化石和枝角类)记录揭示了Allerød暖期和YD寒冷时期湖泊生态环境及流域过程的变化；波兰中部的古湖沉积枝角类、硅藻和同位素指标变化反映了湖泊环境(水位、营养、水温)演化[7]。因此，多指标研究方法，对于确定气候和生态系统演替间的相关关系是必要的，提高了我们对过去生态环境和气候变化的理解。
然而，不同地区对气候突变事件的表现存在显著差异。高分辨率的深海沉积、冰芯、黄土、石笋、湖泊沉积和历史文献及近代气候记录，揭示了短时间尺度的快速气候突变事件[1, 8~14]。如：Heinrich事件[15~16]和新仙女木(YD)事件[17~19]。Heinrich事件发生在Dansgaard/Oeschger旋回中的最冷期，代表上一次旋回的结束，随后的变暖又代表新的旋回开始[8, 20~21]，被认为是一个全球性的气候事件。H1事件主要驱动力总体上归因于冷淡水突然输入北大西洋，导致了大西洋经向翻转环流(AMOC)的减缓甚至崩溃[22]。在季风区记录的H1事件被认为是由热带辐合带(ITCZ)的AMOC强迫南移引起的[16, 23]。东亚季风区石笋氧同位素(δ18O)记录显示H1事件时期气候冷干[12, 14]。印度季风区湖泊沉积记录显示H1时期季风强度总体上比末次冰盛期减弱[24~25]。在末次冰期向全新世的转换过程中(即冰消期)被一个快速的YD冷事件打断，与Heinrich事件极为相似，也被认为是末次冰期最后一次Heinrich事件，其日历年代界限为12.9~11.5 cal.ka B. P.，冷锋出现在12.2 cal.ka B. P.左右[21]。Dansgaard等[26]和Mayewski等[27]均详细研究了末次冰期到全新世过渡期格陵兰冰芯记录中的YD事件，证明了该事件在北大西洋古气候记录中是一次突然变冷的事件[28]。在YD事件中，格陵兰岛中部的温度从接近间冰期又回到了接近冰期的状态，比现在低了大约15 ℃[29]；然而，受到古气候学家广泛关注的YD事件的地理范围和原因依然存在很大争议。洞穴石笋研究的最新进展使人们对该事件的性质和地理范围有了新的认识。例如，洞穴石笋记录显示YD事件期间亚洲季风减弱[12, 30~31]。然而，YD事件在不同地区的表现存在差异。例如，来自泰国北部Malaysian Berneo的石笋δ18O记录中YD事件是不明显的[32]。在泰国西北部Tham Lod发掘的淡水双壳类珍珠蚌属Margaritanopsis laosensis的δ18O记录也没有明显的YD事件的信号[33]。YD事件在东南亚内陆或岛屿地区的任何花粉记录中似乎也是不明显的[34~37]。然而，中国学者在南海等地区及青藏高原湖区(青海湖、西藏松木希错)[38]、内蒙古扎赉诺尔湖[39]、塔里木盆地罗布泊地区[40]等记录的YD事件表现为冷干的气候特征；而甘肃巴谢黄土[41]、陕西沙漠/黄土过渡带泥炭记录和长江三角洲[42]等地区也陆续识别出的YD事件却表现为冷湿。江苏固城湖钻孔地层揭示的YD时期气候以湿润为主[43]；我国南部地区部分记录显示YD事件气候变化微弱[44~45]。王苏民等[39]认为YD事件在我国不同地区表现不同可能是不同气候带下显示出的多模式气候效应。可见，我国不同地区末次冰盛期以来气候突变的时间和频率存在差异，内在的规律性尚不清楚。
我国西南地区受西南季风影响，平均海拔较高(> 1000 m)，分布较多的构造深水湖泊，地质历史时期人为扰动较小，具有沉积稳定和对气候敏感的特征[46]。稳定而连续的沉积记录和丰富的生物信息，为探寻生物指标记录对短期的气候快速变化及其对全球变化的响应研究提供了理想场所[47~49]。目前在该区域已经开展了不同海拔湖泊沉积孢粉、硅藻和元素地球化学等方面的工作，很好地揭示了末次冰盛期以来西南季风演化和山地植被演替的过程，以及湖泊藻类对西南季风气候变化的响应特征及机制[24~25, 50~54]。前期在云南泸沽湖开展的钻孔沉积物中硅藻、孢粉和地球化学指标的高分辨率记录的研究，对3万年来的植被和湖泊生态环境演化历史进行了重建[50]。研究表明，西南地区气候逐渐转暖开始于18.0 cal.ka B. P.，孢粉组合反映了YD冷事件结束后，气候的一次快速转暖过程；然而，YD冷事件时期泸沽湖硅藻群落结构没有出现变化[50]。而云南丽江老君山天才湖沉积钻孔记录却显示，硅藻敏感响应于YD冷事件以及全新世早期的气候转暖[55]。重要的科学问题是，泸沽湖不同生物指标记录是否响应气候突变事件？其响应是否存在时滞性？对这些问题的回答，有助于我们深入理解未来全球变暖背景下短期气候变化对生态系统变化的机制。此外，普遍认为，全球气候变化对极端天气气候事件的影响尤为强烈，对历史时期短期气候变化事件的认识，对人类生存与发展有重大意义。
1 研究区概况泸沽湖(27°41′~27°45′N, 100°45′~100°50′E)位于中国西南部云南省宁蒗县与四川省盐源县两县交界处(图 1)，是一典型的半封闭高原断陷型深水湖泊，海拔2685 m，受人类活动影响较小，最大水深为93.5 m，湖面面积为50.5 km2[57]。该湖无远源性河流流入，临时性沟溪汇水和地表径流是湖水补给的主要方式，故沉积物外源组分一般来自湖盆四周的风化壳。该区域位于西南季风气候区，主要受印度洋西南季风影响，属低纬度高原季风气候，冬春两季主要受西风环流控制，大陆季风气候显著，干旱少雨；夏季主要受太平洋西南或印度洋东南暖湿气流控制，以海洋季风为主，具有暖湿带山地季风气候的特点[58]。湖区年均气温12.8 ℃，最高气温为20.5 ℃。干湿季节分明，全年降水量约85%集中在雨季(6~10月)。泸沽湖夏季表面水温范围为18~21 ℃，pH为8.47~9.33，上部5 m处的溶解氧为7.69~8.05 mg/L以及电导率为0.208~0.223 mS/cm2[59]。水体总磷和总氮平均值分别为28 μg/L和132 μg/L(季节监测的平均值)。泸沽湖季节性分层现象较为明显，冬季湖水的整体含氧性良好，夏季底层湖水可能出现缺氧，是季节性缺氧湖泊[60]。
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图 1 (a) 研究区位置与区域大气环流系统[56]；(b)泸沽湖及本文涉及湖泊的位置(实心圈)；(c)湖泊水深分布和采样点位置(实心五角星) Fig. 1 Map showing (a) regional atmospheric circulation systems[56]; (b)location of Lugu Lake and lakes from other regions in China(solid circle); and (c) lake bathymetry and coring site(solid pentagram) |
2008年10月，利用奥地利产水上采样平台，在泸沽湖北部湖湾中心(27° 43′08.4″N，100° 46′ 33.9″E；图 1)采集长18 m的柱状沉积岩芯LG08；并于2010年10月在距离LG08钻孔采样点2 m处(27° 43′10.4″N，100° 46′ 37.9″E)采集了长9 m的平行孔岩芯(LG10)。现场对湖泊水深、pH值、电导率、浊度、水体透明度、溶解氧(DO)浓度和叶绿素α浓度指标进行测量，并采集表层水样用于湖水总磷(TP)、总氮(TN)和溶解性有机碳(DOC)浓度分析。测试的水环境数据见表 1。
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表 1 泸沽湖基本环境特征 Table 1 Basic environmental characteristics of Lugu Lake |
岩芯运回实验室进行了详细分样，本文选取了钻孔LG08的上端10 m部分，其中硅藻样品上部5 m按照1 cm间隔取样，下部5 m按2 cm间隔取样，有效分析样品共计695个；钻孔LG10上部9 m部分用于枝角类分析，其中枝角类样品按4 cm间隔分样，有效分析样品共计168个。样品密封保存后带回实验室置于4 ℃的冰箱中冷藏以备分析测试。
硅藻样品的预处理参考ECRC标准方法进行[61~62]。取约0.5~1 g沉积物样品，先用10%盐酸去除钙质胶结物，再用30%双氧水去除有机质，离心清洗制片。硅藻种属鉴定参照Krammer和Lange-Bertalot分类系统[63~66]，利用Olympus BX51显微镜进行硅藻鉴定和统计(100倍油镜，放大10×100倍)，并拍照存档。每个沉积物样品中硅藻统计数至少达500个壳体。
枝角类样品处理方法根据Szeroczyńska和Sarmaja-Korjonen[67]的描述。称取3~5 g样品，先用10%的KOH溶液去除有机质。样品清洗后，用38 μm的滤网进行过滤，然后将滤网上的残留物收集到离心管中并在4 ℃冰箱中冷藏12 h，吸取上清液后加入1滴甲醛固定，加入1~2滴番红试剂进行染色并定容到2 ml。提取定量的枝角类样品制片，在光学显微镜(放大200倍)下进行鉴定和统计。枝角类几丁质残体(后腹部、爪、上颚、触角、卵和背壳)鉴定参照Flössner[68]、Frey[69~70]、Szeroczyńska和Sarmaja-Korjonen[67]的分类系统及鉴定方法。统计时把所有化石残体(头壳、壳瓣、后腹部、尾爪、卵鞍)都进行统计，选择数量最丰富的片断进行计数来代表枝角类个体数。每个样品中的统计数都达到200个以上，以减小数据统计的误差。
孢粉和地球化学指标样品处理及分析参考Wang等[50, 71]。以上所有指标均在中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊与环境国家重点实验室测试完成。
2.2 年代测定和年代序列建立钻孔岩芯中保存有完好的陆生植物的茎、叶和果实，从不同深度挑选出植物茎、叶片和全有机碳被送往新西兰地质与核科学研究所核放射性实验室(Rafter Radiocarbon Laboratory)进行了AMS 14C测年。共22个样品用于年代测定，其中15个全有机碳样品和7个陆生植物残体样品。由于全有机碳沉积物年代存在老碳效应(1104~2848 a)，并被现生沉水植物(海菜花叶)14C年代测定结果(1662±214 a B. P.)所证实。根据植物残体测定的年代数据与深度的关系和全有机碳得出的测年数据与深度的关系大致平行。因此，钻孔的沉积物深度-年代关系和沉积速率的计算依据陆生植物残体的年代测定结果[50]。根据校正年代数据，对相邻年代数据进行线性连接，并通过线性内插和外推的办法，最终建立钻孔10 m以上的沉积岩芯的年代序列(表 2和图 2)。钻孔沉积速率在0.26~0.58 mm/a之间变化，平均沉积速率为0.32 mm/a，分辨率为63 a。14C年代通过CALIB 5.1程序[72]和CalPal程序(http://www.cal.pal-online.de/)进行校准。最终获得3万年以来的年代序列，本文主要讨论30~10 cal.ka B. P.(约10.0~4.5 m)的生物指标序列，探讨生物指标对千年尺度气候突变事件的响应特征及其规律。利用磁化率指标和TOC含量进行LG08孔和LG10孔之间的对接。两孔磁化率和TOC含量变化较为一致，可以进行两孔间的相互对比。
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表 2 泸沽湖钻孔AMS 14C年龄数据测量结果[73] Table 2 The results of AMS 14C age data from Lugu Lake sediment core |
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图 2 泸沽湖LG08孔岩芯基于22个AMS 14C校正年龄建立的深度-年龄模式 (a)虚线和实线误差线分别代表基于陆生植物和总有机物AMS放射性碳测定年龄；(b)根据植物残体年龄校正的年龄与深度之间的关系 Fig. 2 The depth-age model based on 22 AMS 14C calibrated ages in LG08 sediment core from Lugu Lake. (a)Dotted error line and solid error bars represent AMS radiocarbon dates made on terrestrial plant residues and total organic matters, respectively; (b)The relationship between age and depth based on calibration using ages of plant residues |
在所有的数值分析中，为了稳定数据中的方差，将百分比数据进行平方根转换。为了表示硅藻和枝角类种群结构的总体变化趋势，将物种丰度> 1%的标准化数据库进行初步的主成分分析(Principal Component Analysis，简称PCA)。PCA第一轴显著解释了硅藻数据49.1%的信息量。间接梯度分析方法-降维对应分析(Detrended Correspondence Analysis，简称DCA)通过拟合属种与主要坐标轴的函数关系，得出属种和样点在坐标轴上的排列规律，揭示坐标轴所代表的潜在环境梯度[74]。结果显示，硅藻和孢粉的DCA梯度长度分别为1.947和2.778。DCA分析的标准偏差(standard deviation，简称SD)可作为衡量生态变化(ecological turnover)的指标[75]。将硅藻、枝角类、水生和陆生孢粉分别进行DCA排序分析，这种排序分析方法可以避免线性假设的弧形效应。DCA第一轴得分可用于识别生态变化的突变点[76]。此外，变化速率(rate of change)可通过相邻两个时间段的生物组合的差异(弦距，chord distance)除以它们之间的时间间隔计算获得[77]。将时间段之间的差异通过DCA前4个坐标轴上相邻样本间的欧氏距离计算获得，保留生态变化标准差的排序单位[74~75]。排序分析，例如DCA分析等在CANOCO 5.0软件中进行[78]。
3 结果与讨论 3.1 泸沽湖多指标记录的气候突变事件钻孔样品中的硅藻化石共鉴定248种，隶属于26属，以浮游种Cyclotella spp.、Cyclostephanos spp.、Asterionella spp.和Stephanodiscus spp.为主要优势种，底栖种类 Fragilaria spp.在末次冰盛期期间成为优势种[50]。对695个样品中硅藻属种数据(丰度> 1%)进行了DCA分析。DCA轴1(解释61.7%变量)变化趋势大致反映了硅藻群落变化的主要特征(图 3)，其主要变化趋势分组与聚类分析所得的分组结果相一致，且在约24.5 cal.ka B. P.和14.5 cal.ka B. P.时硅藻种群发生了两次重大突变。利用DCA分析可以研究样品中生物群落对生境条件的线性响应和提取主要的特征向量[79]。将硅藻DCA第一轴得分与浮游动物枝角类和孢粉(水生和陆生孢粉)DCA第一轴得分(DCA轴长度均在0.81~4.02 SD之间)对比显示，其DCA第一轴得分都呈现出相似的变化模式，对应末次冰盛期以来太阳辐射变化[80~81]，表明了气候变化可能是生物群落变化的主要驱动因素(图 3)。其中，太阳辐射与孢粉DCA1得分变化之间的显著相关关系(r=- 0.91，p < 0.01)表明，气候影响植被的长期变化。从18.0 cal.ka B. P.开始泸沽湖流域桦木增加，对应太阳辐射缓慢增加，并在14.5 cal.ka B. P.达到峰值[50]。然而，硅藻、枝角类和水生孢粉的变化速率比陆生孢粉的变化速率更大。显然，这可能与枝角类、硅藻和水生孢粉在LGM开始和结束时对降温和升温反应更为迅速有关。然而，水生孢粉的响应比生物指标(硅藻和枝角类)的响应更慢(2.699 SD units)。硅藻群落组成首先响应LGM时期的开始变冷，枝角类滞后，水生孢粉则表现为渐进的响应过程。波兰东部Lukie湖泊沉积枝角类记录的研究结果也显示枝角类对YD冷事件的响应比植被(孢粉)更早[76]。
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图 3 云南泸沽湖不同沉积指标(硅藻、枝角类、水生和陆生孢粉)DCA第一轴得分(a~d)及其变化速率(e~h)与北纬30°夏季(7月)太阳辐射(a)[80]对比图 Fig. 3 Comparisons of DCA axis 1 scores(a~d) and rate of change(e~h) in different sedimentary proxies(diatom, cladoceran, aquatic and terrestrial pollen)from Lugu Lake, Yunnan and the summer insolation(July)at 30° N(a)[80] |
尽管LGM的降温是缓慢的变化过程，但硅藻、枝角类和水生植物群落在LGM开始时发生了突变。通过计算相邻样本前4个DCA轴得分之间的欧氏距离来表示生态转变(ecological turnover)，结果显示每一种指标都表现出稳定的变化模式(图 3)。硅藻种群组合从24.5 cal.ka B. P.开始出现显著的变化，以高含量的底栖种Fragilaria为特征，表明LGM在24.5 cal.ka B. P.开始降温，并持续到大约14.5 cal.ka B. P.。这与低的北纬30°夏季太阳辐射值一致[80](图 3)。在此期间，落叶阔叶树种的减少和草本植物的增多，均表明气候表现为冷干[50]。然而，枝角类种群组合的变化速率在22.0~19.0 cal.ka B. P.期间表现出明显的变化。18.0~14.5 cal.ka B. P.以来，太阳辐射开始增加[80]，硅藻种群结构发生了显著的变化，耐营养的浮游硅藻种Cyclotella ocellata、Cyclostephanos dubius和Asterionella formosa开始逐渐增加，取代底栖种Fragilaria种类成为优势组合。而枝角类记录没有观察到显著的变化。泸沽湖水生生物指标(枝角类、硅藻)和陆生指标(孢粉)记录变化均表明，约19.0~18.0 cal.ka B. P.是研究区末次冰盛期以来西南季风开始增强的时间[50, 82]。孢粉中以阔叶树种桦、硬叶栎的含量开始增加为特征，硅藻以浮游种类的增多和含量的微弱上升为标志[50, 82]，枝角类表现为总生物量和浮游生物量的缓慢增加。与阿拉伯海沉积记录反映的冰盛期期间浮游有孔虫丰度增高的开始时间为18.0 cal.ka B. P.一致[83]。Shen等[84]通过青海湖钻孔孢粉记录也显示了木本花粉含量在大约18.0 cal.ka B. P.开始增加。
硅藻DCA轴1显示了两个突变点(24.5 cal.ka B. P.和14.5 cal.ka B. P.)，可能是与太阳辐射以及西南季风强度的长期变化引起了泸沽湖生态系统的转变有关[50]。尽管近年来在东亚季风区，人们已经从不同的沉积记录(湖泊沉积[52]、董哥洞[30]和葫芦洞石笋[12]等记录)中，揭示了晚冰期一些重要的北半球普遍存在的突变事件，如YD事件和H1事件，这些事件被认为是与北大西洋冰筏事件有关[12, 30]。然而，这些事件无论从泸沽湖钻孔沉积硅藻还是孢粉的高分辨记录中并没有清楚地表现，尽管TOC在13.0~11.9 cal.ka B. P.期间略有降低[50]，但位于丽江老君山的天才湖沉积钻孔硅藻记录却敏感响应于YD冷事件以及全新世早期的气候转暖[55]；此外，泸沽湖晚冰期以来黑炭碳同位素(δ13CPyC)的变化却很好的对应了北大西洋的Heinrich和YD事件[85]。在阿拉伯海沉积记录中，相当于YD发生的时间段，浮游有孔虫的含量甚至出现过去2万年来的最高值[83]。显然，利用单一的硅藻指标记录，目前我们很难获得深水湖泊生态系统对气候响应的机制认识。这是由于气候变化过程是通过直接和间接的途径改变湖泊的物理、化学特征，引起生物群落结构的变化[86~88]。在深水湖泊，增温可以直接改变湖泊热力学结构，影响水体热力分层和热力循环；增温往往还会引起降水的变化，通过流域植被、土壤、径流影响营养物质输入，进而影响湖泊水文过程、生物过程和地球化学循环过程，最终影响生态系统的结构和功能[89]。例如，Fritz和Anderson[90]通过欧洲高山深水湖泊古生态研究，揭示了从早全新世到中全新世，底栖硅藻种向浮游种的转变，是对全新世气候变暖引起的湖泊营养增加和水体热量分层响应的结果；北极湖泊的沉积记录研究表明，晚冰期以来降水引起的流域过程和温度变化影响湖泊营养变化，从而导致了藻类群落组成的变化[91]。因此，气候事件判别的准确性在很大程度上取决于指标的谨慎使用，只有通过多古生态指标记录加以对比，才能获得全面可信的结论。
3.2 云南高山湖泊记录的YD和Heinrich事件对比近年来，对西南季风区湖泊沉积研究较多[71, 92~93]，但对末次冰期以来的研究相对较少。根据已有的不同地理位置和海拔梯度的湖泊沉积记录，与泸沽湖古环境记录综合对比，基于不同生物代用指标(如硅藻、枝角类、孢粉、摇蚊等)，探寻云南地区湖泊是否响应明显的气候突变事件。所选择的研究区域根据地理顺序排序依次为：东南部的星云湖(1722 m)；西部的腾冲青海湖(1885 m)；中部的洱海(1974 m)、天才湖(3898 m)和蜀都湖(3630 m)；以及北部的泸沽湖(2685 m)和小中甸盆地(3200 m)(表 3和图 1)。上述湖泊都处在西南季风区，夏季主要受西南季风影响，冬季主要受西风南部分支影响[94]。
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表 3 云南湖泊沉积指标序列记录的气候突变事件 Table 3 The abrupt climate events recorded in the lake sediment records of Yunnan |
末次冰期以来，普遍存在于北半球的典型冷事件包括Heinrich事件(H1)和新仙女木事件(YD)，在西南季风区内均有普遍反映[25, 50~52, 55, 93, 95~101](图 4)。例如，在高原东南部的星云湖，冷事件的发生(17.2 cal.ka B. P.)导致夏季风的减弱，降水偏少，湖泊沉积物中耐干的孢粉种类含量增加[25]；沉积物中的TN和TOC含量也相应地降低，同时也导致了相对较高的δ18O含量[95~96]。这些记录反映了星云湖区域冰消期向全新世过渡阶段内一次突然的降温变化，在时间上与H1事件相对应。位于高原西部的腾冲青海湖沉积物中硅藻同样响应了冷事件的发生[52, 93]。在17.0~15.0 cal.ka B. P.(对应H1事件)和13.3~11.3 cal.ka B. P.(对应YD事件)期间，腾冲青海湖湖泊沉积硅藻表现为冷干组合的降温事件，其中嗜酸性硅藻比例都有不同程度地降低，水体pH值略有升高；把火山酸性水作为唯一补给水源的腾冲青海湖，可推论出在湖泊酸性减弱时期，此区域降水量减少，西南季风减弱[93]。位于高原中部的洱海、天才湖也表现出对冷事件较好的响应：洱海沉积孢粉和木质素生物标志物及同位素记录研究[97~98]都表明，在12.5 cal.ka B. P.，该流域的植被覆盖率突然下降，在时间上与YD事件相对应；位于海拔较高地区的天才湖孢粉研究也表明，13.0~11.5 cal.ka B. P.和17.0~15.8 cal.ka B. P.期间，此区域经历了冷干期[51]，硅藻组合、TOC和TN的变化进一步揭示了天才湖所处的强光照、高碱度、长时间冰面覆盖的水文状况[55]，摇蚊重建的夏季温度结果则表明YD期间，天才湖的ion of dating methods, sedime温度下降约为1.4 ℃[99]。位于高原北部的小中甸盆地在16.8~12.5 cal.ka B. P.期间，经历了两次湖泊收缩、湖水变浅、气候变干事件，在此期间孢粉总数显著降低，反映冷湿环境的云杉(Picea)孢粉被代表中旱生环境的柏科孢粉所代替；同时，小中甸盆地粒度增粗层位、地球化学元素Sr/Ba、CaO/MgO的记录也有相应的变化[101]。然而，同样位于高原中部的蜀都湖孢粉指标[100]和北部的泸沽湖末次冰盛期以来的硅藻和孢粉指标[71]都没有上述突变事件的信号，其原因可能是由于蜀都湖孢粉样品分辨率过低(200 a)或泸沽湖生物指标对气候的间接响应。
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图 4 云南湖泊沉积指标序列记录的气候突变事件[25, 50~52, 55, 93, 95~101]与董哥洞[30]和葫芦洞[12]石笋δ18O高分辨率记录对比 Fig. 4 Abrupt climate events recorded in Yunnan lake sedimentary sequences[25, 50~52, 55, 93, 95~101] and comparison of high-resolution δ18O records of Dongge[30] and Hulu[12] caves |
总体上，在H1和YD冷事件发生时期，西南季风区的不同地理位置、不同海拔的湖泊普遍发生了冷干组合的变化，具体表现为温度降低、季风减弱和降雨减少。这些记录与也门的Moomi洞穴[31]、印度北部的Mawmluh洞穴[102]和中国西南部三星洞穴石笋氧同位素[103]记录的气候振荡一致。西南季风区末次冰期以来气候事件与北大西洋寒冷事件在持续时间上的一致性表明，北大西洋低纬度气候和温盐环流之间存在着广泛的遥相关关系[1, 104]。由此，我们认为，基于可靠的指标记录，末次冰期千年尺度的Heinrich和YD气候突变事件在整个西南季风系统中都有反映。
3.3 界定的气候突变事件区间总的来说，30.0~10.0 cal.ka B. P.期间各湖泊沉积中代用指标均有不同程度的变化。各湖泊对气候突变事件的响应也有区别。可能由于定年手段和方法的不同，各湖泊在事件响应的时间上存在超前和滞后的差异，其中以YD、B/A和H1事件最为典型。表 3总结了泸沽湖等7个湖泊记录推论出的气候突变事件发生区间及事件峰值的时间。可以看出，YD事件在腾冲青海湖、洱海、小中甸盆地和天才湖中都有发现，界定的区间最早是在腾冲青海湖，发生于13.3~11.3 cal.ka B. P.，最晚的是来自天才湖的硅藻记录，发生于12.2~11.4 cal.ka B. P.；事件发生的跨度也从800年至2000年不等。仅在腾冲青海湖和海拔较高的天才湖中捕捉到B/A事件，界定的区间最早是在腾冲青湖的硅藻记录中，跨度为500年；其次是在星云湖、腾冲青海湖、小中甸盆地和天才湖中都响应的H1事件，界定的区间最早也是在腾冲青海湖，发生于17.9~15.0 cal.ka B. P.，其他记录则均发生始于17.0 cal.ka B. P.，结束时间略有差异。事件发生的跨度从1200年至2900年不等。
由此可见，云南不同海拔湖泊沉积记录对比明确揭示了H1、B/A和YD事件。尽管少数湖泊的古气候记录中并没有发现这些突变事件的信号，但总体上说明H1、B/A和YD事件在我国西南地区普遍存在。由于不同载体自身的分辨率(包括沉积速率和样品精度等)和不同的定年方法(测年材料和碳库效应等)都会对判定的突变事件区间产生影响[105]。其中，腾冲青海湖、洱海、泸沽湖和天才湖记录的分辨率较高，获得的事件区间相对要准确可信(表 4)。然而就变化幅度而言，这些突变事件变化幅度不如北欧[10, 106]及中国其他地区强烈，比如董哥洞[30]和葫芦洞[12](图 4)。H1相对寒冷期向B/A相对温暖期再向YD相对寒冷时期的演化趋势和转变幅度，与高分辨率记录的董哥洞和葫芦洞石笋δ18O记录以及格陵兰冰芯δ18O记录相比都比较小[10, 12, 30]。
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表 4 云南湖泊记录的定年方法、沉积速率和代用指标信息 Table 4 The information of dating methods, sediment rate and proxies from the lake records in Yunnan |
其原因可能是由于以下认识：1)云南湖泊研究区北部冰雪覆盖的青藏高原的缓冲和阻挡作用使得冷气流达到此区域时被减弱，从而降低了千年尺度的低量级气候突变事件发生的强度[30]。这得到了泸沽湖等记录的佐证[50, 52]。Cook等[100]甚至认为只有万年时间跨度较大的气候事件才会在云南地区有明显的响应。2)伴随末次冰消期夏季太阳辐射逐步增强，西南夏季风强度明显增强和热带辐合带北移引起的季风降水量的增加，对来自高纬度的千年尺度气候变化信号产生了明显的抑制和消减作用，使得云南湖区对全球冷事件不敏感。这一推论受到前人研究的支持[107~108]。3)气温变化的不明显还可能与云南湖泊研究区的下垫面的削弱作用有关。毛雪等[109]认为植被与气候变化之间存在一种正反馈作用，即植被覆盖大，地表反射率低，对太阳辐射的吸收也较大，这可能导致对气温变化敏感度的削弱。云南湖泊地处我国西南地区，距西太平洋较近、水汽供应充足、且植被覆盖较好，良好潜热下垫面的形成可能对温度变化也有较大的缓冲作用。
4 建议与结论中国西南部云南泸沽湖高分辨率沉积指标(硅藻、枝角类和孢粉)记录了30.0~10.0 cal.ka B. P.以来不同生物指标记录对气候变化的响应存在差异，水生生物(硅藻和枝角类)和孢粉记录对末次冰盛期期间气候变化表现为快速响应过程。在24.5 cal.ka B. P.和14.5 cal.ka B. P.生物群落发生了两次重大突变。硅藻、枝角类和孢粉记录的变化速率显示，水生孢粉的变化速率比陆生孢粉的变化速率更大，其中硅藻群落组成首先响应LGM时期的开始变冷，枝角类滞后，水生孢粉则表现为渐进的响应过程。末次冰盛期后孢粉和硅藻记录从18.0 cal.ka B. P.开始以流域阔叶树植被开始发育与浮游硅藻含量和浓度增加为特征，指示了区域温度的升高和季风降水的增多。然而，这些指标对短时间尺度的气候快速变化事件响应不明显。
近年来在东亚季风区，研究者们已经从不同的沉积记录(湖泊、石笋和黄土等记录)中，揭示了一些重要的气候突变事件，并且这些事件在北半球普遍存在。但是将云南不同海拔湖泊(星云湖、腾冲青海湖、洱海、泸沽湖、小中甸盆地、蜀都湖和天才湖)沉积记录与董哥洞和葫芦洞石笋的高分辨率记录相对比发现，在H1和YD冷事件发生时期，西南季风区的不同地理位置、不同海拔的湖泊普遍发生了冷干组合的变化，具体表现为温度降低、季风减弱和降雨减少；云南湖泊沉积代用指标对千年尺度气候突变事件的响应也有区别。可能由于定年手段和方法的不同，各湖泊在事件响应的时间上存在超前和滞后的差异，其中以YD、B/A和H1事件最为典型。总的来说，末次冰盛期以来，云南地区湖泊对气候突变事件有普遍响应且变化幅度相对较小，其原因推测是由于北部青藏高原的阻挡、太阳辐射导致的热带辐合带强烈北移引起的季风降水的增加、下垫面的削弱作用，抑制和消减了来自高纬的影响，导致云南不同海拔湖泊对气候快速变化事件响应较弱。
致谢: 感谢英国拉夫堡大学John Anderson教授帮助提出数据分析方法；中国科学院南京地理与湖泊研究所肖霞云研究员协助孢粉的分类。感谢审稿专家和编辑部杨美芳老师宝贵的修改意见，在此一并感谢!
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2 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049)
Abstract
Lugu Lake is located in the boundary between Yunnan and Sichuan provinces in Southwest China, on the southeast margin of the Tibetan Plateau with 2685 m a.s.l. It is a sub-tropical, deep, alpine lake and affected by southwest monsoons from the Indian Ocean. The climate in this region is temperate with distinct dry and wet seasons. The continuous sedimentary cores were recovered using UWITEC piston corer from Lugu Lake (LG08 core:18 m and LG10 core:9 m) at a water depth of 69.3 m in the central part of Lugu Lake (27°43'08.4"N, 100° 46' 33.9"E). 695 diatom samples and 168 cladoceran samples from Lugu Lake were analyzed. The present study mainly focused on the time interval 30.0~10.0 cal.ka B. P. (corresponding to 10.0~4.5 m depth in the sediment core), which had a stable sediment deposition rate (0.32 mm/a). These diatoms, cladoceran and pollen records spanning ca. 30 ka reveal different response processes of aquatic organisms (diatoms, cladocerans and pollen) to climate change during the Last Glacial Maximum (LGM). The results show that the aquatic biological organisms (cladocerans and diatoms) showed more rapid responses to cooling at the start and warming at the end of the LGM than aquatic pollen, and the aquatic pollen showed a gradual response process. The cooling associated with the LGM seems to have been first perceived by the diatoms, with a short lag by cladocerans and a gradual response by aquatic pollen. However, the sedimentary records (diatom, cladoceran and pollen) from Lugu lake sediments did not respond to the short-time abrupt climate change, e.g. the Heinrich events and Younger Dryas (YD) event. The synchronous changes of biological proxies (diatom, cladoceran and pollen) at 18.0~19.0 cal.ka B. P. indicated that the initial strengthening of southwest monsoon in Southwest China started at 18.0~19.0 cal.ka B. P. Compared with other data and sequences obtained from the sedimentary records of lakes at different altitudes (diatoms, pollen, chironomids, etc) in southwest monsoon region of Yunnan over 30 ka, it is demonstrated that the millennium abrupt climate events (Heinrich 1, Bølling/Allerød warm period and YD cold event) are reflected in the southwest monsoon system, manifesting as cold and dry climatic conditions. However, there are regional differences in the timing, range and magnitude of biological proxies' response to abrupt climate events, which may be caused by the buffering effects of Qinghai-Tibetan Plateau, movement of ITCZ and weakening effect of underlying surface.