2019, Vol.39
2 中国科学院古脊椎动物与古人类研究所, 中国科学院脊椎动物演化与人类起源重点实验室, 北京 100044;
3 中国科学院生物演化与环境卓越创新中心, 北京 100044)
内蒙古东部位于我国北方东亚夏季风边缘带(图 1), 是典型的半湿润/半干旱气候过渡区。受现代夏季风降水分布影响, 该气候分界带沿线发育多个沙地, 生态环境脆弱。降水变化是研究区内植被演替、土地沙漠化、水资源演化的决定性因素, 对农业和畜牧业经济发展、绿色生态系统建设有重要影响[1]。年代际器测数据分析表明, 近50年来, 我国北方地区降水逐渐减少[2]。而在未来全球变化环境下, 科学预测东亚夏季风边缘带降水演变趋势及可能发生的百年、甚至千年尺度降水突变事件, 合理评估其可能产生的环境效应, 已经成为古气候学家广泛关注的科学问题[3]。而选择地质历史中相似类型的增温期, 探索东亚夏季风降水演变规律, 成为解决这一问题的重要方法和手段[4]。
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图 1 1981~2010年5~10月份850 hPa风场图 再分析资料来源于NOAA地球系统研究实验室(https://www.esrl.noaa.gov/); 不同的符号分别代表:(a)呼伦湖, (b)月亮湖, (c)达里湖, (d)公海, (e)布日敦湖, (f)四海龙湾玛珥湖, (g)豪猪洞石笋, (h)大九湖泥炭, (i)葫芦洞石笋, (j)湖光岩玛珥湖 Fig. 1 Airstreamtrajectory of 850 hPa from May to October, the documents were obtained from Earth System Research Laboratory of NOAA(https://www.esrl.noaa.gov/). Different symbols represent as follows respectively: (a)Hulun Lake; (b)MoonLake; (c)Dali Lake; (d)Gonghai Lake; (e)Buridun Lake; (f)Sihailongwan Maar Lake; (g)Haozhu Cave; (h)Dajiuhu Peatland; (i)Hulu Cave; (j)Huguangyan Maar Lake |
末次冰消期海洋-大气环流重新组合, 全球温度总体上升, 同时伴随多个亚轨道尺度温度突变事件, 如在约14700~12900 a B. P.时段, 出现明显温暖的博令-阿勒罗德(Bølling-Allerød, 简称BA)间冰阶, 而之后约12900~11700 a B. P.发生温度突然向冰期反转的新仙女木(Younger Dryas, 简称YD)事件[5~8]。因此, 末次冰消期是研究未来全球增温下东亚夏季风降水变化的重要参考。在东亚季风区, 古气候学家已经通过不同的地质档案, 来探索末次冰消期东亚夏季风强度和降水演变序列以及与全球气候变化的联系[9~11]。
21世纪以来, 具备高分辨率、可精确定年特征的洞穴石笋(如葫芦洞石笋, 图 1i)成为东亚季风区气候演变的重要时间标尺, 其代用指标δ18O值变化与格陵兰冰芯在时间误差范围内具有一致性, 表明亚洲夏季风强度与北高纬地区温度变化存在持续的遥相关联系[9, 12]; 而且石笋也能很好地记录了气候突变事件的起讫时间、进入和之后转入所需时间、内部结构变化等。例如, 苦栗树洞石笋表明YD事件时间为12850±40~11560±40 a B. P., 气候条件向YD事件转变时需要340 a, 但是YD事件可在小于38 a内迅速结束[13]; 而青天洞石笋δ18O记录表明YD事件内部存在百年到数十年短尺度的气候波动[14]。
目前气候突变事件在东亚季风区不同区域的表现存在差异。我国北部季风边缘带湖泊沉积高分辨率多指标记录表明, BA时期东亚夏季风增强, 降水增多, YD期间季风快速衰退, 降水减少, 气候干旱[15~19]; 但是在我国东北部相邻纬度的小龙湾玛珥湖沉积生物标记物和哈尼泥炭纤维素δ13C揭示了与季风边缘带反相位的东亚夏季风降水情况[20~21]; 而在我国中东部长江中下游地区, 豪猪洞石笋(图 1g)δ18O结合Sr、Mg、Ba与Ca的比值[22]、大九湖(图 1h)泥炭藿烷、脂类以及和尚洞石笋环境磁学参数等气候代用指标均表明[23~24], 长江中游地区在BA时期干旱, 而在YD时期湿润; 湛江湖光岩玛珥湖(图 1j)植被记录则反映了我国南部低纬度季风区与北部季风边缘带在末次冰消期时降水呈现同步变化的趋势[25]。
控制东亚夏季风强度变化, 触发降水突变事件发生的机制, 可能与太阳辐射和高纬冰量边界条件产生的温度效应有关, 但是也存在多种不一致的看法[26]。北大西洋地区冰融水输入通量, 会明显影响其经向反转环流(Atlantic Meridional Overturning Circulation, 简称AMOC)的循环速率[27~29], 进而通过与大气环流(西风带、极地冷气团)耦合, 将北高纬的温度变化影响扩展到中纬度东亚季风区[30~31]。YD时期季风边缘带降水突然减少, 可能与大量冰融水倾泻事件发生, AMOC减弱甚至停滞有关[32]; 而东北地区小龙湾和哈尼泥炭记录显示YD时期气候湿润, 则可能与鄂霍次克高压[20], 以及赤道太平洋ENSO事件发生有关[21]。Zhang等[22]则综合“水汽传输假设”和“西风急流假设”, 认为在YD时西风带位置相对偏南, 导致长江中下游地区梅雨季节延长, 降水增多, 而我国北方气候则表现为干旱, 该研究很好地解释了末次冰消期东亚夏季风不同区域水文气候变化的多相性。
湖泊是记录高分辨率气候变化的重要地质档案[33~34], 内蒙古东部夏季风边缘带有多个湖泊, 而且已经开展了不同时段丰富的古气候重建工作[17~19](图 1a~1d)。但是受有效湖泊沉积物深度限制, 以往研究的时间尺度多集中在全新世[35~39], 涉及到末次冰消期高分辨率古植被、古气候重建的较少, 而且该区域末次冰消期气候不稳定性、区域表现差异、降水突变事件及其驱动机制等还有待进一步探索。因此, 本文选择对东亚夏季风降水变化响应敏感的布日敦湖作为研究点, 通过分析湖泊岩芯沉积物中高分辨率花粉指标, 结合高精度AMS14C测年, 旨在重建末次冰消期该地区植被景观和气候特征, 明确降水突变事件对当地环境格局所产生的影响; 并广泛对比北方季风边缘带多个高分辨率古气候记录, 揭示末次冰消期气候不稳定性在东亚夏季风影响的不同区域所表现出的差异和原因。
1 布日敦湖自然环境背景布日敦湖(43°02′54″N, 119°03′31″E)位于赤峰市翁牛特旗中部, 地处大兴安岭和七老图山交界带, 科尔沁沙地西缘(图 1e和图 2a、2b)。发源于西部山地丘陵地区的布日敦河向东汇入该湖泊。湖泊东西长约1.7 km, 南北宽约1 km, 水域、流域面积分别约1.9 km2、79 km2。距离布日敦湖最近的翁牛特旗气象站(台站号54213)1981~2010年地面累年月值数据集表明, 该区域为半干旱温带大陆性季风气候(图 1和图 2c), 年均温为6.7 ℃, 其中6~8月温度最高, 在20~23 ℃之间, 年均降水量340.6 mm, 降水主要集中在6~8月, 占年均降水总量的68 %, 其中7月降水量最大, 可达到110.2 mm, 占年均降水总量的32 % (图 2c), 而年均潜在蒸发量则高达2000~2500 mm。
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图 2 布日敦湖所处植被过渡带、湖泊周围生态环境及相关气象资料 (a)我国东部和北部植被区划图: 1.南寒温带落叶针叶林, 2~4.温带北部针阔叶混交林、草甸草原、典型草原; 5.温带南部针阔叶混交林, 6.温带灌木、禾草半荒漠, 7~9.温带南部荒漠草原、典型草原、森林(草甸)草原, 10~11.暖温带南部和北部落叶栎林; (b)布日敦湖钻孔位置及湖区周围环境; (c)翁牛特旗气象站点1981~2010年降水和温度月值数据集 Fig. 2 Thegeographical location, ecological environment and meteorological data of Buridun Lake in transitional vegetation zone.(a)Map of vegetation zone in eastern and northern China, 1. deciduous conifer forest in southern cold temperate zone; 2~4. mixed coniferous and broad-leaved forest, meadow and steppe in northern temperate zone; 5. mixed coniferous and broad-leaved forest in southern temperate zone; 6. shrub and semi-desert grassland; 7~9. desert steppe, steppe and forest or meadow steppe; 10~11. deciduous Quercus forest in warm temperate zone. (b)Location of Buridun core and its surrounding environment and (c) monthly average data set of precipitation and temperature in Wengniuteqi Weather Station in 1981~2010 |
布日敦湖西部山地(与湖泊最远距离小于14 km)海拔较高, 向东逐渐下降为低山丘陵和平原沙丘。湖泊流域内为森林草原过渡带(图 2a), 最近的天然森林距湖泊约6 km。受海拔和地形影响, 西部山地植被呈垂直地带性分布。海拔1500 m以上主要为温带落叶阔叶林, 伴生少量灌丛、山地草甸, 主要种属包括白桦(Betula platyphylla)、蒙古栎(Quercus mongolica)、蒙椴(Tilia mongolica)、唐松草(Thalictrum aquilegifolium)、地榆(Sanguisorba officinalis)等; 海拔1500 m以下低山丘陵植被多为草甸草原、干草原, 包括大针茅(Stipa grandis)、贝加尔针茅(Stipa baicalensis)、冰草(Agropyron cristatum)、冷蒿(Artemisia frigida)等[40]。布日敦湖周围沙地多为耐旱的灌木和草本植物, 如黄柳(Salix gordejevii)、柠条(Caragana korshinskii)、蒺藜(Tribulus terrester)、沙蓬(Agriophyllum squarrosum)、灰绿藜(Chenopodium glaucum)等。河流沿岸低洼处水分较好的地区, 发育耐盐碱的灌木和草甸, 如多枝柽柳(Tamarix ramosissima)、灰柳(Salix cinerea)、碱蓬(Suaeda glauca)、芦苇(Phragmites australias)、羊草(Leymus chinensis)等[41]。
布日敦湖为小型尾闾湖, 主要花粉源距离较近。根据现代自然植被分布以及参考由砂质古土壤和风成砂重建的晚更新世时期科尔沁沙地活动范围[42~43], 本文认为布日敦湖沉积物中的阔叶乔木花粉主要源自西部山地。花粉雨发生后, 经过河流或风力搬运汇入湖泊, 主要代表流域范围内山地丘陵中的森林植被变化。但是灌木和草本植物花粉可能指示湖泊周围沙地和整个流域范围内的区域植被类型。
2 材料和方法 2.1 岩性描述2015年12月使用冲击钻在布日敦湖中部0.5 m水深处钻取岩芯(图 2b), 共取芯386 cm, 本文选取底部厚度为176 cm(386~210 cm)岩芯进行研究(图 3a)。具体岩芯岩性描述如下: 386~375 cm, 灰褐色粗砂; 375~355 cm, 浅灰褐色细砂; 355~341 cm, 由底部粗砂逐渐向棕褐色粘土过渡, 含植物种子; 341~286 cm, 棕褐色粉砂质粘土层夹有灰褐色薄层细砂, 发育纹层, 含较多植物残体; 286~271 cm, 棕褐色粘土; 271~247 cm, 黄褐色粘土夹有灰白色极薄钙质粘土层; 247~222 cm, 灰褐色粘土; 222~219 cm, 深灰色粗砂; 219~214 cm, 灰白色粉砂质粘土, 质硬; 214~210 cm, 黄棕色粘土(图 3a)。
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图 3 (a) 布日敦湖岩芯岩性柱状图, 红色标记代表 4个测年材料所在深度; (b)Bacon年龄-深度模型转换结果 Fig. 3 (a)Lithologyof Buridun Lake core(red marks indicated the depth of four dating materials) and (b) the result of Bacon age-depth transforming model |
在岩性变化明显处选择沉积物, 首先经过蒸馏水冲洗和浮选, 之后烘干, 置于体式显微镜下观察, 挑选其中的炭屑、植物种子、陆生植物残体等作为可靠的测年材料, 以避免使用沉积物全样测年可能导致年代偏老的结果出现。分别在深度为213 cm、223 cm、247 cm和358 cm处选择了4个测年材料(表 1)送Beta Analytic实验室进行AMS 14C定年, 在取得14C年代之后, 通过OxCal v4.3.2和IntCal13软件进行校正[44~45], 得出高置信度的日历年代。使用贝叶斯Bacon 2.0年龄-深度模型[46], 选择最佳分层厚度和较小误差预估, 将每个花粉样品深度, 转换为对应的加权平均年代数据。
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表 1 布日敦湖钻孔岩芯AMS 14C测年结果 Table 1 AMS 14C dating results of Buridun Lake core |
钻取岩芯后, 以1 cm厚度分样, 共选取29个花粉样品, 具体样品分布情况如下: 386~223 cm, 21个, 每个5~10 cm间距; 223~216 cm, 5个, 1~2 cm间距; 216~210 cm, 3个, 2 cm间距。使用酸碱法和重液浮选法来提取湖泊沉积物样品中的花粉[47~48]; 每个花粉样品重量为5 g, 外加1粒石松孢子片(27230粒)用来计算花粉浓度。花粉提取物在ZEISS AxioImager A2生物显微镜400 ×(倍)下进行观察、统计和鉴定。除去水生植物花粉类型, 通过Tilia 2.1.1软件处理陆生植物花粉数量统计数据, 将其转换为百分比含量, 并进行地层约束CONISS聚类分析, 划分花粉组合带。
在内蒙古东部森林草原群落交错带, 不同花粉类型比例, 如乔木/非乔木花粉比值(AP/NAP), 相对于单个花粉类型来说, 可以更好的指示植被梯度[49]。随着植被从森林向草原、荒漠过渡, AP/NAP比值逐渐减小; 该比值主要受年均降水量(湿度)控制, 并与夏季降水呈明显正相关关系[50~51], 因此可以作为有效的降水变化指标。在过渡带草原中, AP/NAP比值小于0.2[49], 而在阔叶林区, 则大于0.3[52]。
花粉浓度在干旱-半干旱草原和荒漠区, 受沉积速率和花粉类型及其代表性影响, 可能并未反映真实植被盖度和有效湿度[53]。本文计算的花粉浓度值, 仅作为参考。综合以上统计分析数据, 绘制主要陆生植物花粉百分比含量图谱。
2.4 花粉百分比含量主成分分析在取得每个湖泊沉积物样品不同花粉类型所占百分比数据之后, 要对该数据包含的多个复杂变量进行主成分分析(PCA)。通过排序来解析潜在生态梯度上影响花粉数据的主要变量, 揭示植被群落结构演替及其主要气候控制因子(降水、温度)[54]。本文选择生态意义较强的主要陆生植物, 包括多数乔木和含量大于2 %的主要灌木和草本植物花粉百分比数据, 运用Canoco 4.5软件去趋势对应分析(DCA)处理, 来判定具体使用双峰还是线性排序模型。若所得DCA排序轴中梯度长度最大值小于3, 则表明应该选择线性模型, 适合使用PCA主成分分析来排序[54]。将花粉百分比含量数据进行排序处理后, 主要查看第一和第二主轴特征值大小以及不同类型花粉和样品的得分情况。
2.5 花粉代表性及其对植物群落的指示意义草本植物中蒿属和藜科花粉均为典型超代表性花粉, 实际沉积物中统计的花粉百分比并不一定反映其母体植物在植被中所占的比例[55]。表土花粉研究结果为正确解读地层花粉数据、揭示其反映的植被群落组成, 提供了科学的参考边界值。我国北方温带草原区, 蒿属花粉含量大于30 % [52]。荒漠草原区, 当藜科花粉含量大于25 %时, 才可指示研究区存在相应的建群种[56]。蒿属和藜科均反映区域范围内植被特征; 禾本科则是典型低代表性花粉, 即使在以禾本科为建群种的草原区, 其含量一般也不高于10 % [52, 57]。
乔木类型花粉中桦属具有超代表性, 在森林草原过渡区, 即使没有桦属植物, 其花粉含量也可达5 %; 而在以桦木林为建群种的森林区, 其含量通常大于40 % [52]。鹅耳枥属、栎属、柳属均为低代表性花粉, 即使有很低的含量(大于1 %), 也可反映有该类型植物生长[58]; 灌木如柽柳属、蒺藜科为低代表性花粉, 可以较好指示相应植被群落[59]。
3 研究结果 3.1 年代序列从表 1布日敦湖4个材料的测年信息来看, 213 cm、247 cm和358 cm处测年样品δ13C值均小于- 21 ‰, 而且这3个样品TOC/TN比值均大于20[60], 表明这些测年材料来自湖区周围生长的陆生C3植物(- 35 ‰ ~- 21 ‰); 而深度为223 cm的植物残体, δ13C值大于- 21 ‰, 在C4植物(- 20 ‰ ~- 9 ‰)、沉水植物(- 20 ‰ ~- 12 ‰)和一些浮游植物范围内[61~62]; 其相邻深度224 cm的TOC/TN比值为17.25, 小于高等陆生维管植物(通常大于20), 但是大于湖泊内部如藻类等无维管水生植物(通常小于10), 推测该植物残体可能是由地表径流输入的陆源C4植物[61]。另外, 223 cm沉积相发生明显变化, 由灰褐色粘土突然转变为灰色粗砂, 表明此时沉积物样品可能处于湖滨环境, 水动力加强, 可输入更多陆源植物残体。Bacon年龄-深度转换模型加权平均年代结果显示, 布日敦湖岩芯底部176 cm(386~210 cm)年代跨度为14918~10693 a B. P.(图 3b), 平均每个花粉样品年代间隔在150 a以内。
3.2 花粉分析结果分析29个沉积物样品, 每个样品统计花粉300粒以上, 共计数10310粒, 分属40个科属, 包括松属(Pinus)、云杉属(Picea)、桦属(Betula)、栎属(Quercus)、榆属(Ulmus)、柳属(Salix)、蒺藜科(Zygophyllaceae)、蔷薇科(Rosaceae)、十字花科(Cruciferae)、蒿属(Artemisia)、藜科(Chenopodiaceae)、菊科(Compositae)、禾本科(Poaceae)、蓼科(Polygonaceae)、香蒲属(Typha)、黑三棱属(Sparganium)等。总体上灌木和草本植物花粉含量在14918 a B. P.以来占较高比例(54 % ~96 %), 以蒿属(24 % ~75 %)、藜科(2 % ~26 %)、禾本科(0~8 %)、豆科(0~7 %)花粉为主; 乔木花粉含量在14167 a B. P.后明显升高, 以桦属花粉(2 % ~42 %)最为显著; 其他类型乔木花粉含量则非常低(图 4)。
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图 4 布日敦湖主要陆生植物花粉百分比图谱花粉含量较少种属曲线放大5倍 Fig. 4 Mainterrestrial plant pollen percentage diagram. The curves of some pollen with little content were exaggerated by 5× |
根据重建的年代序列、地层约束CONISS聚类分析以及PCA花粉种属和样品综合分析数据(图 4~6), 可将布日敦湖主要陆生植物花粉谱划分为4个花粉组合带。
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图 5 布日敦湖主要陆生植物花粉百分比数据和所有花粉样品PCA排序图 Fig. 5 PCAordination of data from main terrestrial pollen percentage and all pollen samples |
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图 6 (a) AP/NAP比值和PCA第一主轴样品得分以及(b)二者相关性分析 Fig. 6 (a)AP/NAPratio and sample scores of Axis 1 calculated by PCA, and(b) correlation analysis of these two kinds of data |
带Ⅰ(386~343 cm, 14918~14167 a B. P.):灌木和草本植物花粉含量高(88 % ~96 %), 以蒿属和藜科花粉为主, 蒿属花粉含量(53 % ~75 %)呈逐渐降低趋势, 藜科花粉含量(4 % ~12 %)上升; 禾本科(2 % ~6 %)、豆科(0~7 %)、柽柳属(1~4 %)有一定含量。乔木花粉含量低(4 % ~12 %), 而且包含的乔木种属少, 可见少量桦属花粉(2 % ~8 %); AP/ NAP比值(0.03~0.13)为整个岩芯剖面中最低值。
带Ⅱ(343~235 cm, 14167~12695 a B. P.):该时段最明显的花粉含量变化特征是桦属花粉(12 % ~42 %)显著增加, 在12695 a B. P.时达到该沉积序列最高值42 %; 蒿属(24 % ~52 %)花粉减少, 藜科花粉含量开始增加(16 % ~26 %), 在13531 a B. P.之后含量逐渐降低(26 % ~7 %)。因桦属花粉含量明显增加, 同时出现含量很少的栎属(0~3 %)、鹅耳枥属(0~2 %)、栗属(0~1 %)、榆属(0~1 %)、柳属(0~1 %)、榛属(0~3 %)等多种阔叶树花粉, 乔木花粉含量(15 % ~46 %)较带Ⅰ增幅较大, 而灌木和草本植物花粉含量(55 % ~85 %)下降; AP/NAP比值增加(0.17~0.83), 达到整个岩芯剖面最高值。
带Ⅲ(235~217 cm, 12695~11505 a B. P.):乔木花粉含量(14 % ~44 %)迅速减少, 其中以桦属花粉含量(12 % ~42 %)变化最大, 在12695~12446 a B. P.期间快速波动降低, 之后略有增加; 栎属、鹅耳枥属花粉消失, 其余乔木类型花粉仅在个别时段零星出现。草本植物花粉占据绝对优势(56 % ~86 %), 其中蒿属花粉含量最大(41 % ~66 %), 并且呈持续上升趋势, 藜科花粉含量较少(4 % ~12 %), 禾本科花粉含量(0~6 %)较带Ⅱ有所降低; 豆科花粉几乎消失, 出现少量沙棘属(0~2 %)花粉; AP/NAP比值(0.15~0.79)随着桦属花粉含量变化趋势而改变, 在该阶段开始时突然下降。
带Ⅳ(217~210 cm, 11505~10693 a B. P.):随着桦属花粉含量(15 % ~24 %)在波动中增加, 以及栎属、榛属、柳属等含量很少的乔木花粉再次重新出现, 乔木花粉总含量(19 % ~30 %)缓慢增加; 灌木和草本植物花粉依然占据更多比例(69 % ~81 %), 蒿属花粉含量(36 % ~65 %)先减少, 后增加, 藜科花粉含量(2 % ~5 %)较低, 禾本科花粉含量有所增加(3 % ~8 %), 柽柳属(0~4 %)和蒺藜科(0~7 %)等灌木花粉含量增加; AP/NAP比值(0.23~0.43)呈上升趋势, 总体上小于带Ⅱ。
3.3 PCA主成分分析结果DCA分析结果表明, 梯度长度最大值小于3, 指示该地区植被演化为典型线性模式[54]。因此本文使用PCA对花粉百分比含量进行排序, 结果显示第一主轴(AX1)和第二主轴(AX2)特征值分别为0.743和0.173, 可以解释全部花粉百分比数据的74.3 %和17.3 % (图 5)。桦属(- 0.89)、栎属(- 0.38)、鹅耳枥属(- 0.41)、榛属(- 0.55)等乔木以及喜湿草本如唐松草属(- 0.39)、毛茛科(- 0.12)等, 在第一主轴载荷偏负; 而蒿属(0.97)、柽柳属(0.18)、蒺藜科(0.21)等一些耐旱灌木和草本植物在第一主轴载荷偏正。种属得分可能反映了以桦属和蒿属为代表的森林和草原植被群落演替过程。另外, 根据乔木、灌木和草本植物生长所需水分差别, 可将第一主轴作为降水梯度变化指示信息, 载荷偏正表示干旱, 载荷偏负则代表湿润, 降水较多。第一主轴排序结果揭示降水是该地区植被变化的主要控制因子。带Ⅰ、带Ⅲ花粉样品大多位于第一主轴偏正方向, 带Ⅱ花粉样品主要落在第一主轴偏负方向, 而带Ⅳ花粉样品在第一主轴正、负方向均有分布(图 5)。
从PCA第一主轴不同样品得分曲线来看, 14918~14167 a B. P.由1.89波动降低到0.6; 14167~12695 a B. P.得分总体偏负, 而且存在百年尺度振荡, 在13277 a B. P.时达到最小值(- 1.86); 12695~11505 a B. P.得分开始迅速增加, 并在11819 a B. P.时达到最高值(0.95);而在11505~10693 a B. P., 得分有较大波动(- 0.39~0.74)。AP/NAP比值和PCA第一主轴样品得分相关性分析表明二者显著负相关(P < 0.01), 相关系数R为- 0.884(图 6a和6b), 因此均可作为东亚夏季风降水代用指标。
4 讨论 4.1 布日敦湖区域植被演替及其所反映的降水不稳定性根据布日敦湖花粉组合带(图 4)和PCA主成分分析结果(图 5和6), 可将该地区古植被、古气候变化过程划分为4个阶段:
阶段Ⅰ(14918~14167 a B. P.):以蒿属和藜科为主的草本植物花粉占据绝对优势, 该时段布日敦湖蒿属花粉含量大于53 %, 藜科花粉含量小于12 %, 禾本科花粉(2 % ~6 %), 桦属花粉含量为(2 % ~8 %), 表明整个湖泊流域内植被主要是开阔的草原景观, 而在其西部山地丘陵地带, 可能有少量桦属植物生长。另外, 乔木花粉为整个岩芯序列中的最低值, 对应AP/NAP比值较低, 小于0.2, 而且PCA第一主轴样品得分明显偏正, 表明该区域气候干旱, 降水少, 东亚夏季风较弱。
阶段Ⅱ(14167~12695 a B. P.):桦属花粉含量大幅增加, 其峰值超过40 %。而且出现少量其他阔叶树花粉。鹅耳枥属、栎属花粉含量在一些时段大于1 %。蒿属花粉含量在多数时间段内大于30 %, 藜科花粉含量只是在13531 a B. P.含量大于25 %。花粉数据分析表明, 桦属作为先锋树种, 率先在湖泊周围水分条件较好的山地中扩展, 并广泛分布, 最终形成以桦属植物为建群种同时伴生多种喜湿乔木的温带落叶阔叶林, 但推测其他区域还是以草原植被景观为主。AP/NAP比值明显增大(多数大于0.3), PCA第一主轴样品得分显著偏负, 二者在中间时段数据变化幅度较大, 指示存在3次百年尺度降水波动, 分别为12790 a B. P.、13026~13151 a B. P.、13417~13659 a B. P.。该时段总体上降水显著增加, 夏季风增强, 为整个序列中最湿润时期。
阶段Ⅲ(12695~11505 a B. P.):桦属花粉含量迅速下降, 最低值为12 %; 乔木花粉含量多小于30 %; 蒿属花粉含量明显增加, 大于30 %; 藜科花粉含量降低, 在12 %之内; 禾本科花粉含量最高可达6 %。这说明山地丘陵区植被由阶段Ⅱ的温带落叶阔叶林转变为开阔的疏林草原景观。虽然可能存在桦属植物生长, 但并未形成以其为建群种的阔叶林, 因此推测湖泊周围植被是以草本植物为主的开阔草原景观。AP/NAP比值快速降低, 在11819 a B. P.时小于0.2, PCA第一主轴样品得分对应偏正, 表明该时段降水快速减少并保持低值, 出现千年尺度气候干旱期。
阶段Ⅳ(11505~10693 a B. P.):桦属花粉保持在15 %以上, 含量很低的阔叶树乔木花粉, 如栎属、柳属、桤木属(最高接近2 %)等再次零星出现; 蒺藜科、柽柳属等灌木花粉占一定比例; 蒿属花粉含量最低值为36 %, 而禾本科花粉含量最高值为8 %。花粉数据指示湖泊流域内植被有所恢复, 阔叶树和灌木种类增加, 形成与现今当地类似的森林-草原植被过渡景观。AP/NAP比值均大于0.2, PCA第一主轴样品得分偏负。与阶段Ⅲ相比, 气候条件好转, 降水逐渐增加, 但波动较大, 表明东亚夏季风总体增强, 但表现并不稳定。
4.2 内蒙古东部降水不稳定性及其在不同区域的表现综合阶段Ⅰ和Ⅱ古植被重建结果, 表明14167 a B. P.之前整个湖泊流域内以草原植被为主, 乔木可能有零星分布, 但其比重逐渐增加; 之后随着气候条件改善, 在山地丘陵区, 植被组成发生明显转变, 形成以桦属植物为主的温带落叶阔叶林(图 7d和图 8f)。但是AP/NAP和PCA第一主轴样品得分均表明, 14512 a B. P.之后, 降水快速增加, 并在14512~12695 a B. P.降水总体较多(图 6), 指示东亚夏季风较强, 可以到达现今布日敦湖地区并形成持续影响。岩芯沉积相在约14600 a B. P.时, 由之前的灰褐色粗砂, 转变为浅灰褐色细砂; 约14200 a B. P.湖泊沉积物发生明显变化, 开始出现以灰白色和棕褐色粘土为主的纹层沉积(图 3a), 沉积速率明显加快, 为0.07 cm/a, 表明湖泊水位明显上升, 湖泊有充足的水源供给。因此, 区域降水和湖泊沉积相在年代误差范围内具有同步变化; 但是花粉重建划分的植被带, 在降水迅速增加时期, 并没有快速演替, 而是随着夏季风不断增强, 植被类型才明显转变, 因此滞后于降水变化。这可能因为当地降水和温度等气候条件突破一定阈值以后, 新植被系统才可完成取代和达到平衡, 也可能与下垫面土壤条件相联系, 如湖泊周围砂质古土壤形成, 山地冻土消融及其范围减小均需要一定时间[63~64], 延缓了东亚夏季风降水增加对当地植被产生的环境效应[65]。
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图 7 布日敦湖与东亚季风区重要高分辨率古气候记录对比 (a)呼伦湖乔木花粉含量[19]; (b)四海龙湾乔木和灌木花粉含量[68]; (c~d)月亮湖[18]、布日敦湖乔木花粉含量; (e)达里湖湖泊水位高度[10]; (f)公海花粉定量重建年降水量[16]; (g)豪猪洞石笋微量元素Sr、Mg、Ba与Ca比值的主成分估算[22] Fig. 7 Comparisonbetween Buridun Lake and other prominent high resolution paleo-climate records.(a)Tree pollen percentage of Hulun Lake[19]; (b)Tree and shrub pollen content of Sihailongwan Maar Lake[68]; (c~d)Tree pollen content of Moon Lake[18] and Buridun Lake, respectively; (e)Elevation of Dali Lake level[10]; (f)Annual precipitation reconstructed by pollen of Gonghai Lake[16]; (g) Principal component calculation of trace elements Sr, Mg and Ba to Ca ratios in Haozhu Cave stalagmite[22] |
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图 8 布日敦湖区域降水与北高纬地区温度、北半球夏季太阳辐射的关系 (a)北大西洋深海沉积231 Pa/230 Th综合, 指示AMOC循环速率[29]; (b)北大西洋海表温度[32]; (c)格陵兰冰芯(NGRIP)δ18O记录[7]; (d)青海湖沉积大于25 μm组分通量[15]; (e)60°N 6月太阳辐射[70]; (f)布日敦湖乔木花粉百分含量 Fig. 8 Therelationship between precipitation of Buridun Lake, high northern latitude temperature and summer solar radiation in the Northern Hemisphere.(a)Integrated 231 Pa/230 Th records of north Atlantic sediment for showing AMOC circulation rate[29]; (b)Atlantic surface temperature[32]; (c)Oxygen isotope record of NGRIP[7]; (d)Component flux with size exceeding 25 μm in Qinghai Lake sediment[15]; (e)Solar radiation in June at 60°N[70]; (f)Tree pollen percentage of Buridun Lake |
降水指标反映的第二次气候突变事件时间为12695~11505 a B. P., AP/NAP比值以及PCA分析结果表明该时间段降水急剧减少, 东亚夏季风强度明显减弱。与第一次(14512~12695 a B. P.)降水突然增加的表现不同, 本次植被转型与降水突变事件有很好的一致性, 以桦属为主的温带落叶阔叶林, 在约200 a时间内, 快速退化为疏林草原; 同时, 湖泊沉积也在短时间尺度内由灰褐色粘土迅速转变为灰色粗砂(图 3a)。钻孔附近出现这种湖滨相沉积, 表明湖泊水位快速下降; 在12531~11505 a B. P., 沉积速率非常缓慢, 平均0.006 cm/a。
布日敦湖末次冰消期两次千年尺度降水不稳定事件分别为14512~12695 a B. P.和12695~11505 a B. P.; 前者持续时间为1817年, 后者持续时间为1190年。在年代误差范围内, 与北高纬环大西洋地区格陵兰冰芯和深海沉积物记录的BA间冰阶(14692~12896 a B. P.)气候转暖和YD冰阶(12896~11703 a B. P.)温度异常反转气候突变事件时间相一致[7, 32, 66](图 8b~8c)。布日敦湖花粉记录的降水不稳定性, 在内蒙古东部季风边缘带如月亮湖[18](图 7c)、呼伦湖[19](图 7a)、公海[16, 67]以及东北区域范围内四海龙湾玛珥湖[68~69](图 1f和图 7b)等多个重要高分辨率湖泊档案的植被记录中均有反映。虽然呼伦湖乔木花粉比例在YD时有所增加, 但是湖盆和周围山地植被盖度均降低[19]。另外, 达里湖水文记录和公海花粉定量降水重建也直观表明末次冰消期湖泊水位和东亚夏季风降水存在明显的千年尺度变化, BA时期东亚夏季风降雨带向北推进, 降水明显增加, 湖泊水位高, YD时期季风衰退, 降水迅速减少, 湖泊水位随之快速下降[10, 16](图 7e~7f)。这与东北部小龙湾玛珥湖、哈尼泥炭以及长江中游地区降水不稳定性呈反相位变化[20~24](图 7g)。
BA时期布日敦湖记录3次百年尺度次级降水波动, 这在月亮湖沉积物中也有相似的记录。月亮湖花粉分析表明该地区13600 a B. P.、13400~13200 a B. P.、13000 a B. P.时草本植物花粉比例增加, 乔木花粉含量下降, 表明这3个时段东亚夏季风减弱, 降水减少[18]。布日敦湖地区降水在YD时期并未表现出次一级波动, 这与哈尼泥炭粒度指示YD时期气候干—湿—干变化结构不同[71], 可能因为布日敦湖该时段沉积速率缓慢, 每个花粉样品代表的时间分辨率较低所致。而且需要指出的是, 内蒙古东部几乎所有湖沼沉积记录, 均指示末次冰消期气候不稳定性的起讫时间不同, 这可能与测年材料可靠性、样品时间分辨率、年龄模式不确定性等因素有关。
4.3 末次冰消期气候不稳定性触发机制布日敦湖末次冰消期降水不稳定性在时间上与北高纬环大西洋地区温度突变事件耦合, 表明二者存在广泛的遥相关, 但是其具体表现过程也有明显差异。布日敦湖与内蒙古东亚夏季风边缘带多个湖泊记录均指示降水在BA时期总体呈持续增加趋势[10, 15~19], 与格陵兰冰芯δ18O同位素记录北高纬地区在H1向BA转变时突然增温, 但随后温度逐渐下降的趋势不一致[32, 66]。YD时期, 内蒙古东部夏季风边缘带气候干旱, 与北高纬地区温度明显降低同步[32, 66]。
AMOC是影响北大西洋地区温度的重要海洋环流系统[29], 而西风急流则是将高纬北大西洋温度变化与中纬度东亚夏季风影响区降水变化联系起来的大气传输带[15, 22, 31]。在H1冰阶事件之后, 随着北半球夏季太阳辐射增加[70](图 8e), 北大西洋深层水生成速率提高, AMOC循环恢复并增强[29](图 8a), 将低纬热量和水汽传输到高纬地区, 导致北大西洋海表温度升高[32](图 8b)。此时北半球高纬和中低纬经向温度梯度差异较小, 西风强度较弱[15](图 8d), 而且其相对于青藏高原的位置总体偏北, 促使东亚夏季风可以向北穿透、推进到更远的内陆地区[22], 导致内蒙古东部降水增加。但是在BA早期阶段之后, 随着温度升高, 高纬冰盖冰融水注入增加, AMOC循环速率开始减弱, 北大西洋地区逐渐降温[32]。
东亚夏季风降水为锋面雨带, 其强度主要受西太平洋副热带高压位置控制[72]。BA时期北半球夏季太阳辐射持续增加[70], 热带辐合带和西太平洋副高等在内的气压带总体向北迁移。而且由于BA时期海平面上升, 缩短了东亚夏季风从热带大洋输送水汽到达我国北方的距离[73]。这些由太阳辐射产生的内部反馈效应, 可能导致BA时期北高纬大西洋地区温度逐渐小幅度下降时, 内蒙古东部季风边缘带锋面降水反而持续增加。这说明BA时期北半球夏季太阳辐射增加及其岁差周期驱动作用, 可能要大于北高纬地区降温变化对内蒙古东部地区降水的影响。
而在YD时期, 北高纬地区发生大量冰融水倾泻事件[27, 74], 注入北大西洋的淡水通量增加, 海水异常淡化, 导致深层水生成速率减小, AMOC明显减弱甚至可能停滞[29, 32](图 8a), 北大西洋及其邻近高纬地区急剧降温(图 8b~8c)。YD时期北半球高纬和中低纬经向温度梯度差增大, 北半球气压带整体向南移动, 更多北高纬极地冷气团向处于下风向的中纬度输送[31]。青海湖沉积中大于25 μm的组分大幅增加, 表明有更多风成沉积输入, 西风增强[15](图 8d), 而且其平均位置偏南, 这就抑制了东亚夏季风向北推进强度和可以到达的内陆范围[22], 导致内蒙古东部地区降水减少。虽然该时段北半球夏季太阳辐射接近峰值[70](图 8e), 但是冰融水触发北大西洋快速降温, 并通过海-气耦合模式, 对季风边缘带降水产生的影响显然更大。
5 结论布日敦湖沉积物敏感的记录了末次冰消期该地区植被演替历史和气候不稳定性特征。由可靠AMS 14C测年结果和Bacon年龄-深度转换模式建立的年代序列表明布日敦湖底部岩芯厚度176 cm(386~210 cm)年代为14918~10693 a B. P.。高分辨率花粉指标显示, 14918~14167 a B. P.流域内以蒿属、禾本科、藜科等草本植物花粉为主, 为典型草原景观; 14167 a B. P.后桦属花粉含量快速增加, 栎属、鹅耳枥属、柳属等多种乔木花粉出现, 表明流域内植被发生明显变化, 开始向森林草原景观转变; 而在12695 a B. P.时桦属花粉所占比例超过40 %, 达到该沉积序列最高值42 %, 指示湖泊周围山地形成以桦属为主的温带落叶阔叶林。但是PCA、AP/NAP、湖泊沉积相、沉积速率变化等指标, 反映该地区于14512 a B. P.降水开始突然增加, 14512~12695 a B. P.时间段, 东亚夏季风较强, 降水总体呈增加趋势, 但存在百年尺度的降水波动。12695 a B. P.之后桦属花粉含量迅速减少, 草本植物花粉含量增加, 表明分布在流域内西部山地中的温带落叶阔叶林快速退化为疏林草原, 指示东亚夏季风减弱, 降水突然减少, 气候干旱; 11505~10693 a B. P., 草本植物花粉依然占有绝对优势, 但乔木花粉种类增加, 桦属花粉含量在波动中逐渐上升, 植被景观恢复为森林草原, 表明东亚夏季风开始增强, 降水波动增加。布日敦湖降水不稳定性特征, 在内蒙古东部季风边缘带多个湖泊记录中均有体现, 与北高纬大西洋地区BA间冰阶和YD冰阶温度异常变化在时间上具有同步性, 但是内部变化趋势存在差异。北半球夏季太阳辐射及高纬冰量边界条件、西风强度和位置、西太平洋副热带高压位置等海气耦合反馈机制, 可能是影响内蒙古东部降水不稳定性的主要因素。
致谢: 感谢审稿人和杨美芳老师对本文提出的修改建议; 感谢中国科学院资源环境科学数据中心和国家气象信息中心提供植被分区资料和翁牛特旗站点气象数据。
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2 Key Laboratory of Vertebrate Evolution and Human Origins of Chinese Academy of Sciences, Institute of Vertebrate Paleontology and Paleoanthropology, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100044;
3 CAS Center for Excellence in Life and Paleoenvironment, Beijing 100044)
Abstract
Vegetation in eastern Inner Mongolia is an important part for protecting ecological system of semi-arid area in north China. Local precipitation is controlled by the East Asian Summer Monsoon (EASM) and it affects water resources, vegetation succession, agriculture and husbandry economy. In northern margin of the EASM, it is essential for developing analog of warming period in geological history, for better predicting vegetation response, rainfall change and evaluating environment effect of abrupt arid climate events. Buridun Lake (43°02'54"N, 119°03'31"E) region is a vulnerable ecotone and sensitively responses to the EASM. A 386-cm long core was drilled and only 176 cm at the bottom of the core was used. The lithology was described as follows, 386~375 cm, grey coarse silt; 375~355 cm, brownish fine sand; 355~341 cm, transition zone from silt to clay; 341~286 cm, brown laminated layer with grey brownish interlayer; 286~271 cm, brownish clay; 271~247 cm, yellowish brown clay and thin white calcium clay interbedding; 247~222 cm, greyish brown clay; 222~219 cm, grey coarse silt; 219~214 cm, whitish grey silt clay; 214~210 cm, yellowish brown clay. Pollen and AMS 14C dating were used to reconstruct high resolution vegetation succession and precipitation history. The result showed that the date of 386~210 cm sediments spanned 14918~10693 a B. P. Pollen types in total 40 included Pinus, Picea, Betula, Quercus, Ulmus, Salix, Zygophyllaceae, Rosaceae, Cruciferae, Artemisia, Chenopodiaceae, Compositae, Poaceae, Polygonaceae, Leguminosae, Typha, Sparganium and other genus. Shrub and herb pollens accounted for prominent component 54%~96% since 14918 a B.P., such as Artemisia (24%~75%), Poaceae (0~8%) and Leguminosae (0~7%). Tree pollen percentage distinctly increased at 14167 a B. P. with high Betula and low other tree pollen content. Based on the pollen spectra, vegetation types were divided into four zones. Steppe dominated by Artemisia and Poaceae plants was main vegetation landscape in 14918~14167 a B. P. Pioneer tree represented by Betula expanded in the upland and hill located in western Buridun Lake in 14167~12695 a B. P., and then formed temperate deciduous broad-leaved forest with Betula as constructive species. In 12695~11505 a B. P., Betula and other broad-leaved trees significantly decreased and vegetation cover degraded and became steppe with sparse trees in the western catchment of the lake. Forest and steppe ecotone formed like modern time in 11505~10693 a B. P. Results of arboreal/non-arboreal pollen percentage ratio and principal component analysis of main terrestrial pollen percentage indicated that vegetation of Buridun Lake area was mainly controlled by precipitation. According to other evidences from lithology and accumulation rate, precipitation abruptly rose at 14512 a B. P. Wet climate appeared in 14512~12695 a B. P., but precipitation was fluctuated on centurial time scale. In 12695~11505 a B. P., arid climate was prevalent in this region. The trend of precipitation revealed above resembled other high resolution records of lakes lied in the north fringe of the EASM, but differentiated in details. Within age uncertainties, the timing of abrupt precipitation change in Buridun Lake area was synchronous with Bølling-Allerød interstadial and Younger Dryas stadial reverse in north high latitude. Precession cycle of solar radiation, Atlantic Meridional Overturning Circulation rate and westerlies jet strength and position might force Western Pacific Subtropical High anomaly shift and further affected precipitation change in north fringe of the EASM.