2019, Vol.39
2 中国科学院大学, 北京 100049)
末次冰消期(the Last Deglaciation)是指从末次冰盛期结束冰川开始消融退缩至早全新世冰川消亡的大幅度持续增温期(约19~11 cal. ka)[1](1 ka=1000 cal.a B.P.)。在这个总体持续增温的过程中全球气候经历了一系列以“快速增温/降温”为主要特征的千-数十年尺度的突变事件，如北半球最突出的事件有非常寒冷的Heinrich事件1(H1，约17.5~16.0 ka)和与之相关的老仙女木冷期(Oldest Dryas，约18.0~14.7 ka)、Bølling-Alleød暖期(B/A，约14.7~12.9 ka)，以及新仙女木冷事件(Younger Dryas，约12.9~11.7 ka)[2~3]。由于这些气候突变事件具有明显的高频特性，在全球范围内地质记录对这些事件的识别和对比难度较大，目前还没有足够的证据证明末次冰消期的这些高频突变事件具有全球性意义，对这些快速的冷暖气候突变事件的影响范围和成因的研究还存在很大的不确定性[1]。因此，需要在全球范围不同地区开展新的、独立的而且具有代表性的末次冰消期高分辨率的古气候研究，这将有利于全面理解地球气候系统对外部和内部动力的瞬态响应机制[1]，对认识全球变化的性质与发展趋势具有非常重要的意义。
西南季风是全球季风系统的重要组成部分，强烈影响着约占世界人口75 %的喜马拉雅山和青藏高原周围地区的人类活动与经济发展[4~5]，其强弱进退在影响我国大气环流的水汽输送、能量传输中起到了关键性的作用[6~8]。因此开展西南季风的变化规律、发生机制、影响要素和环境效应研究，无论对理解全球气候变化，还是对区域的经济发展都具有重要作用。滇西地区主要受西南季风的控制，受东南季风的影响非常小，几乎可以认为是受单一西南季风控制的区域，属于西南季风的敏感带，而且该区垂直高差大，是中国植物多样性最丰富的地区，在该区开展基于孢粉的古气候、古环境和季风演化研究具有不可替代的作用。由于滇西地区山地地形发育，南北向平行排列的山脉被深切河谷分开，交通非常不便，早期在该区开展的包含末次冰消期的古气候研究非常少，仅在较低海拔区开展了少量研究工作[9~11]，而且这些研究在末次冰消期的分辨率非常低，几乎没有检测到可靠的气候突变事件；近十多年来，随着科技发展、经济繁荣，交通日益改善，在该区开展的古气候研究逐渐增加，覆盖末次冰消期的古气候研究工作主要集中在滇西南的腾冲青海湖[12~16]、滇西北的天才湖[17~18]、属都湖[19~20]、文海[21]和泸沽湖[22~23]。虽然沈吉和肖霞云[24]在根据星云湖、腾冲青海湖、泸沽湖和伍须海的孢粉与硅藻记录探讨约2万年来南亚季风的演化历史时，也涉及了滇西末次冰消期的气候，但本文在滇西地区3个高分辨率的孢粉、炭屑记录基础上，专门就末次冰消期这一特殊时期详细重建了滇西地区的植被演替、气候变化与季风变迁，探讨了可能存在的气候突变事件及其驱动机制。
1 研究区概况本文选择的研究点是滇西地区位于不同纬度、不同海拔的腾冲青海湖、天才湖和泸沽湖，它们都位于101°E以西(图 1)。滇西地区的总体地形是北高南低，即海拔从北部的5000 m以上逐渐降到南部的不足1000 m；植被的空间分布高度浓缩，存在热带季雨林到高山砾石冻荒漠所有植被带[25]；在季风和海拔高差的影响下，温度和降水梯度显著。青海湖、天才湖和泸沽湖周围的自然地理概况简述如下：
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图 1 研究点位置与地形图 Fig. 1 Thelocation of the studied sites and the topography map |
青海湖(25° 07′ 45″~25° 08′ 07″N，98° 34′ 13″~98° 34′ 28″E；1885 m a.s.l.)是滇西南腾冲县东北部北海乡境内的火山堰塞湖，位于中国最西、海拔超过3000 m的高黎贡山南端的西面。湖泊最大水深8.1 m，主要靠降水、地表径流和地下水补给，目前无自然出流。该区以亚热带湿润季风气候为特征，夏季暖湿，冬季温偏干。腾冲气象站1980~2013年的气象数据显示年均温为15.4 ℃，1月和7月均温分别为8.6 ℃和19.8 ℃；年均降雨量为1506 mm，1月和7月月均降雨量分别为19.9 mm和291.3 mm。湖泊周边区域水平地带性植被为半湿润常绿阔叶林，海拔2300 m以上为中山湿性常绿阔叶林。周围山地原始植被破坏严重，除少量次生林外，大多为荒山荒坡和新造林。青海湖流域植被主要由秃杉(Taiwania cryptomerioides)、杉木(Cunninghamia lanceolata)和尼泊尔桤木(Alnus nepalensis)等人工纯林组成[24]。
天才湖(26° 38′ 01″~26° 38′ 07″N，99° 42′ 55″~ 99° 43′ 03″E；3898 m a.s.l.)是滇西北的高山冰蚀湖泊，位于青藏高原东南缘横断山地向云贵高原过渡的衔接带。湖泊最大水深7 m，湖水靠湖面降水、季节性溪流及流域内的坡地漫流、泉水等补给。湖泊三面环山，山顶最高海拔约4200 m，东北面地势低，有一出水口。湖区为高原寒温带湿润季风气候，具有“冬干夏雨、干湿季分明”的气候特点。天才湖年均温为2.5 ℃，年降水量在910 mm左右[26]。天才湖位于树线附近，湖泊周围原始森林保存完整，生长着以冷杉(Abies)为主的寒温性针叶林，仅西面有小面积的杜鹃灌丛；山顶为高山草甸和流石滩冻荒漠[27]。
泸沽湖(27° 39′ 46″~27° 44′56″N，100° 45′ 00″~100° 50′ 10″E；2690 m a.s.l.)位于滇西北宁蒗县与四川省盐源县两县交界处，在地貌区划上属横断山系北段高山峡谷区，是由断层陷落而形成的高原湖泊。湖泊最大水深93.5 m，湖盆由山体包围，海拔最高为3870 m。湖水主要靠临时性沟溪汇水和地表径流补给，出水口仅东南面的盖祖河。泸沽湖流域属低纬高原季风气候区，具有暖温带山地季风气候特点。年均温12.9 ℃，1月和7月均温分别为5.4 ℃和18.9 ℃；年降雨量1000 mm，85 %集中在6月至9月。泸沽湖流域内垂直带不明显，各垂直带间镶嵌现象突出：基带植被类型是云南松林和硬叶常绿栎类林，其中云南松林是现存面积最大的植被类型，主要分布于海拔3000 m以下；流域内硬叶常绿栎类林分布范围广，受海拔限制不明显，但不成带，从海拔2700 m的湖边到3700 m的狮子山均有分布。华山松林主要分布于2800~3100 m的阴坡或山谷等气温较低、湿度较大的陡坡；云南铁杉(Tsuga dumosa)无纯林分布，仅呈斑块状嵌于华山松林与云冷杉林中。云杉(Picea)主要在2800~3300 m范围内作为华山松(Pinus armandii)和铁杉(Tsuga)的上层伴生种出现，多形成和阔叶树的混交林；冷杉林在流域内分布面积较大，主要位于海拔3000 m以上[24]。
2 研究材料与方法研究材料分别为采自腾冲青海湖、天才湖和泸沽湖的连续沉积岩芯，具体采样位置和岩芯情况详见已发表文章[12~13, 17, 24, 27]。本研究分别选择青海湖、天才湖和泸沽湖沉积岩芯中约2万年至1万年时间段的孢粉和炭屑记录，进行末次冰消期古植被、古气候探讨。青海湖沉积岩芯底部年龄为约1.85万年，从底部到1万年岩芯的深度为8.31~4.94 m，包含了8个AMS14C年龄(其中4个植物残体样，4个全样)，年代序列基于整个剖面的植物残体样品的AMS14C年龄来建立[12, 24]；孢粉和炭屑样品的分析间距为2~3 cm，样品时间分辨率为约70年，共有孢粉样品和炭屑样品各114个。天才湖沉积岩芯底部年龄约2.1万年，但因底部24 cm岩芯为砾石，因此仅选择上部约1.99万年至1万年(对应的对接岩芯深度为10.62~7.89 m)的湖相沉积，该段岩芯包含了16个AMS14C年龄(其中3个植物残体样，13个全样)，年代序列基于整个剖面来建立；孢粉样品的分析间距为2 cm，样品时间分辨率为90年，共有110个孢粉样品[17, 27]。泸沽湖2万年到1万年之间包含的岩芯深度为7.01~4.58 m，有11个AMS14C年龄(其中3个植物残体样，8个全样)，年代序列基于整个剖面来建立；孢粉样品的分析间距为2 cm，样品时间分辨率为约80年，共有122个孢粉样品[24]。
统计的孢粉用百分比来表示，在计算孢粉百分比时，陆生植物的花粉百分比以陆生植物花粉总数为基数，其他类型的百分比以所有孢粉属种总数为基数。分别选择青海湖、天才湖和泸沽湖钻孔中百分含量较高、生态意义较明确，而且在剖面中百分含量变化较大的孢粉属种，用Tilia软件绘制孢粉图谱，根据孢粉谱中各孢粉属种的变化特征，参考CONISS聚类分析结果，分别划分成不同的孢粉组合带(图 2)。
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图 2 末次冰消期滇西3个湖泊的主要孢粉属种百分比图 Fig. 2 Pollen percentages of selected taxa from the three lakes during the last deglaciation in western Yunnan Province |
为了更直观地从样品量大、属种数目多的孢粉数据中识别出对各湖泊孢粉组合影响大的环境因子，分别对腾冲青海湖、天才湖和泸沽湖所选择样品的孢粉数据使用Canoco 5程序进行DCA分析。从腾冲青海湖114个样品的孢粉组合选取至少有两个样品的百分含量超过1 %的42个陆生植物花粉类型进行DCA排序；从天才湖110个样品的孢粉组合选取至少有两个样品的百分含量超过1 %的41个陆生植物花粉类型进行DCA排序，因天才湖孢粉属种的百分含量波动较大，在进行DCA排序时对孢粉数据进行了平方根转换；从泸沽湖122个样品的孢粉组合选取至少有两个样品的百分含量超过1 %的18个陆生植物花粉类型进行DCA排序。
3 孢粉结果与古环境重建腾冲青海湖(TCQH)在18.5~10.4 ka期间的孢粉组合揭示古环境演化经历了6个阶段(图 2)，即18.5~17.9 ka期间，木本花粉以常绿栎类(evergreen oaks)为主，栲/石栎属(Castanopsis/Lithocarpus)百分含量也相对较高；草本花粉禾本科(Poaceae)、蒿属(Artemisia)和藜科(Chenopodiaceae)的百分含量以及大炭屑(>125 μm)浓度都相对较高，揭示此阶段研究区周围植被是以常绿栎类(可能大部分为常绿的硬叶高山栎类)为主的半湿润常绿阔叶林，林下有较多耐旱的草本植物如蒿属，推测此期气候整体温偏干。17.9~15.0 ka期间，常绿栎类略有下降，栲/石栎属百分含量明显降低，蒿属百分含量是整个剖面最高的，炭屑浓度有所增加，反映此期研究区周围的半湿润常绿阔叶林中常绿栎类(可能大部分为常绿的硬叶高山栎类)和栲/石栎的比例下降，耐旱草本蒿属增多，推测此期气候明显更凉干。15.0~14.2 ka期间，热带木本植物(tropical trees)和栲/石栎属的花粉含量略有增加，桤木属(Alnus)花粉含量增加较多，常绿栎类、蒿属和藜科含量以及炭屑浓度明显降低，反映此期林中热带木本植物、桤木和栲/石栎的比例有所增加，耐旱草本含量明显减少，揭示此期气候变暖、变湿。14.2~11.5 ka期间，具有本剖面含量最高的常绿栎类花粉和最低的桤木属花粉，热带木本植物花粉含量又有所增加，蒿属花粉含量进一步降低，反映此阶段林中常绿栎类比例明显增加(增加的可能是较暖的常绿栎属种)，而桤木属与耐旱草本植物比例减少，热带木本植物比例稍有增加，推测此期气候相对前期更暖湿。然而，此期的炭屑浓度清楚地分成两个部分，即14.2~13.0 ka期间非常低，而13.0~11.5 ka期间非常高，揭示13.0~11.5 ka期间气候比14.2~13.0 ka期间明显更干一些，只是干旱的程度还不足以导致植被发生明显的变化。11.5~10.4 ka期间，热带木本植物、桤木属和栲/石栎属的花粉含量增加，而常绿栎类含量明显降低，炭屑浓度显著降低，反映半湿润常绿阔叶林中常绿栎类比例下降，而热带木本植物、桤木属和栲/石栎属比例增加，推测此阶段气候明显变暖变湿。
在19.9~10.0 ka期间，滇西北高山湖泊天才湖(TC)周边的树线与植被发生了8次明显的演替(图 2)，它们响应于温度和西南季风的变化。19.9~18.7 ka期间，以蒿属为主的耐旱草本花粉含量是整个剖面最高的，木本花粉含量最低，说明天才湖周围的植被类型为垂直植被带中的高山草甸，森林垂直植被带远离天才湖，指示了非常冷干的气候条件，西南季风较弱。18.7~17.7 ka期间，以桦/鹅耳枥(Betula/Carpinus)属和榆属(Ulmus)为代表的落叶阔叶乔木花粉以及云/冷杉属(Picea/Abies)花粉含量明显增加，蒿属为代表的陆生草本花粉含量明显降低，指示湖泊周围的高山草甸垂直植被带向山顶退缩，树线略有上升，推测温度和湿度稍有增加，西南季风开始增强。17.7~17.0 ka之间，落叶阔叶乔木花粉含量进一步增加，常绿阔叶乔木、松属(Pinus)和铁杉属花粉含量也明显增加，云/冷杉属和蒿属花粉含量降低，指示湖泊周围高山草甸垂直植被带继续朝山顶退缩、垂直植被带向上迁移，反映更温和、更湿润的气候条件，西南季风持续增强；17.0~15.3 ka期间，落叶阔叶乔木、松属和铁杉属花粉含量有所降低，蒿属花粉含量明显增加，指示湖泊周围高海拔的高山草甸垂直植被带明显扩张、树线下降，反映冷干的气候条件，西南季风变弱；15.3~14.3 ka期间，桦/鹅耳枥属花粉含量是整个剖面最高的，榆属花粉含量也明显增加，蒿属花粉含量迅速降低，指示高山草甸垂直植被带范围缩小，树线上升到更高海拔，垂直植被带中的阔叶林(主要为桦木林)扩张到末次冰消期期间最高的海拔区，推测温度明显上升，湿度略有增加，西南季风相对较强；14.3~12.9 ka期间，云/冷杉属花粉含量高而稳定，松属花粉逐渐增加，桦/鹅耳枥属和榆属花粉含量仍相对较高，蒿属花粉含量非常低，指示气候逐渐稳定后先锋植物桦木林逐渐演替成暗针叶林，树线达到冰消期以来的最高海拔，而高山草甸退缩到最小范围，揭示了末次冰消期期间最暖、最湿的气候条件与最强的西南季风。12.9~11.5 ka期间，松属花粉含量继续增加，云/冷杉属、桦/鹅耳枥属和榆属花粉含量明显降低，反映垂直植被带向下迁移，推测因西南季风减弱，温度和湿度略有下降。11.5~10.0 ka期间，铁杉属和杜鹃花科(Ericaceae)花粉含量明显增加，桦/鹅耳枥属花粉含量逐渐降低，首次连续出现冷杉气孔器，指示天才湖周边的植被类型演替成云冷杉林和高山杜鹃灌丛，垂直植被带中出现具有一定带宽的铁杉林，推测此期气候好转，温度和湿度都明显增加，西南季风增强。
泸沽湖(LGH)在20.0~10.0 ka期间的孢粉组合反映研究区的植被与气候经历了8次明显变化(图 2)。20.0~18.9 ka期间，木本花粉以松属和常绿栎类为主，以禾本科和蒿属为代表的陆生草本以及湿生草本莎草科(Cyperaceae)花粉含量是整个剖面最高的，反映此阶段研究区周围森林植被以松林和硬叶常绿栎类林为主，森林较开阔，林中陆生草本比例是20.0 ka以来最高的，推测此阶段气候冷干，湖泊水位相对较低。18.9~17.7 ka期间，桦/鹅耳枥属和常绿栎类花粉含量稍有增加，陆生草本禾本科和蒿属花粉含量有所降低，指示此期硬叶常绿栎类林开始扩张，林中以桦/鹅耳枥属为主的落叶阔叶乔木比例略有增加，而陆生草本比例逐渐降低，推测温度逐渐上升，降水增加。17.7~17.0 ka期间，桦/鹅耳枥属和常绿栎类花粉含量继续增加，以禾本科和蒿属为主的陆生草本以及湿生草本莎草科花粉含量为一明显的低值，反映此阶段硬叶常绿栎类林向更高海拔扩张，林中桦/鹅耳枥属等落叶阔叶乔木比例增加，陆生草本比例相对较低，推测此期为一相对明显的暖湿期，湖泊水位明显升高。17.0~15.2 ka期间，松属花粉含量相对较低，常绿栎类、陆生草本禾本科和蒿属以及湿生草本莎草科花粉含量相对较高，指示松林面积减少，硬叶常绿栎类林扩张占据松林面积减少的区域，林中草本比例明显增加，湖泊水位又有下降，推测此期明显降温、变干。15.2~14.3 ka期间，松属和常绿栎类花粉含量整体较高，桦/鹅耳枥属花粉含量有所增加，禾本科、蒿属和莎草科花粉含量逐渐降低，揭示林中落叶阔叶成分增加，草本比例下降，反映此期气候逐渐好转，湖泊水位逐渐升高。14.3~12.8 ka期间，桦/鹅耳枥属花粉含量是整个剖面最高的，蒿属花粉含量继续下降，莎草科花粉含量非常低，反映此期以桦/鹅耳枥属为主的落叶阔叶林占有一定面积，森林中草本比例明显较低，湖泊水位已经相对较高，推测气候较之前温度明显上升、降水增加。12.8~11.8 ka期间，松属花粉含量有所增加，桦/鹅耳枥属花粉含量较上阶段明显降低，指示松林扩张，落叶阔叶林面积减少，推测此期湿度下降。11.8~10.0 ka期间，松属花粉含量有所降低，常绿栎类花粉含量是整个剖面最高的，草本花粉含量非常低，指示此阶段常绿栎类林所占面积是末次冰消期最大的，松林面积略有减少，林中草本含量低，反映气温和降水有所增加。
4 区域气候突变事件与机制探讨选择的腾冲青海湖、天才湖和泸沽湖孢粉数据的DCA排序结果表明，它们的第一轴样品得分从高到低指示气候由冷干向暖湿转变(图 3a、3b和3c)，它们所揭示的气候意义与孢粉组合指示的气候意义一致。因此，通过绘制3个湖泊孢粉数据的DCA分析第一轴样品得分曲线与其他地区的气候指标和驱动要素指标进行区域气候与驱动机制的探讨(图 3)。
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图 3
末次冰消期滇西区域气候及与其他气候序列、驱动要素对比
(a)腾冲青海湖孢粉数据的DCA排序第一轴得分(本文)；(b)天才湖孢粉数据的DCA排序第一轴得分(本文)；(c)泸沽湖孢粉数据的DCA排序第一轴得分(本文)；(d)印度洋西北部的也门索科特拉岛的石笋M1-5氧同位素记录[28]；(e)阿拉伯海西北部NIOP905孔的浮游有孔虫Globigerinoides ruber的氧同位素记录[29]；(f)阿拉伯海沉积物总反射率(L*)[38]；(g)孟加拉湾KL126孔的浮游有孔虫G.ruber的氧同位素记录[39]；(h)中亚季风区的平均有效湿度[30]；(i)印度洋(紫线)和全球陆表(红线)温度与全球陆地降水量(绿线)的第一主成分[1]；(j)董哥洞(蓝线)[40]和葫芦洞(绿线)[41]的石笋氧同位素记录；(k)格陵兰冰芯氧同位素记录[42]；(l)综合CO2、CH4和N2O的辐射强迫[1]；(m)25°N夏季平均太阳辐射量[34]；(n)231Pa/230Th综合曲线(9点平滑)[32] 绿色阴影指示相对冷干期，红色阴影指示暖湿期 Fig. 3 Regionaland global correlations and forcings during the last deglaciation. DCA axis 1 sample scores of pollen data in Qinghai Lake (a), Tiancai Lake (b), and Lugu Lake (c)(this study); (d)Stalagmite M1-5 δ18O from Socotra Island, Yemen in the northwest Indian Ocean[28]; (e)The stable δ18O record of the planktic foraminifera G.rubber for the NOIP905 core, western Arabian Sea[29]; (f)Sediment total reflectance(L*)from Arabian Sea[38]; (g)The δ18O record of G.rubber from core KL126 in the Bay of Bengal[39]; (h)The mean effective moisture from the Asian monsoon margin, inferred from palaeoclimate records[30]; (i)Principal component(PC)1 for temperature in Indian Ocean(purple line), principal component(PC)1 for temperature in global land(red line) and principal component(PC)1 for precipitation in global land(green line)[1]; (j)Dongge Cave δ18O(blue line)[40] and Hulu Cave δ18O(green line)[41] in China; (k)The oxygen isotope(δ18O)records from Greenland Ice Sheet Project Two(GISP2)[42]; (l)The combined radiative forcing from CO2, CH4, and N2O relative to preindustrial levels[1]; (m)Average summer insolation for 25° N(red line)[34]; (n)231 Pa/230 Th composite curve(9-point moving average)[32]. The light green shadings indicate relatively cold and dry periods, and the light red shadings indicate relatively warm and humid periods |
时间跨度达2万年的天才湖和泸沽湖的孢粉记录表明，末次冰消期开始转暖的时间分别发生在18.7 ka和18.9 ka。除了孢粉记录外，天才湖的摇蚊组合也显示在18.6 ka发生了明显变化，基于摇蚊的7月均温重建结果显示此时温度明显增加[18]；泸沽湖在约18.0 ka浮游硅藻的扩张和TOC含量的增加，也指示了区域温度升高[22]；滇西北属都湖的磁化率、烧失量和孢粉指标也显示从约18.0 ka气候开始转暖[19]。滇西地区不同研究点、不同指标几乎一致地揭示了末次冰消期开始转暖的时间发生在19~18 ka之间，与Clark等[1]定义的末次冰消期的开始时间具有较好的一致性。在受西南季风影响的其他地区，也有较多研究发现最早的末次冰消期变暖发生在约19.0 ka，如：印度洋西北部的也门索科特拉岛的石笋M1-5氧同位素记录表明印度洋降水在18.9 ka左右开始增加(图 3d)[28]；阿拉伯海西北部NIOP905孔的浮游有孔虫Globigerinoides ruber的氧同位素重建的海表温度在18.8 ka左右开始上升(图 3e)[29]；中亚季风区的平均有效湿度在约18.9 ka逐渐增加(图 3h)[30]；印度洋和全球陆地首次增温分别开始于约18.5 ka和18.8 ka(图 3i)[1]。这个约19.0 ka的末次冰消期开始转暖时间稍早于CO2[31]和综合CO2、CH4和N2O的辐射强迫(图 3l)[1]在约17.5 ka开始增加的时间，但与231Pa/230Th(图 3n)[32]指示的大西洋温盐环流(Atlantic Meridional Overturning Circulation，简称AMOC)开始减弱时间相同，反映CO2等温室气体不是末次冰消期开始转暖的驱动因素[33]，而可能是北半球低纬地区夏季平均太阳辐射量(图 3m)[34]从20 ka开始逐渐增加，触发了中国西南地区冰消期变暖。同时，AMOC在约19.0 ka开始减弱，在两极跷跷板的作用下导致南半球变暖，而且AMOC的减弱有助于南大洋深处CO2的排放，进而导致全球变暖[33]。
末次冰消期开始以后，滇西北的天才湖和泸沽湖的孢粉记录揭示17.7~17.0 ka期间为一明显的暖湿期(图 3b和3c)，基于天才湖摇蚊定量重建的7月均温在此期也是一个相对较高值[18]；滇西南的腾冲青海湖孢粉记录揭示在17.9~15.0 ka期间气候整体较凉干，但在17.4~17.2 ka之间有稍偏暖湿的波动，但程度明显不如天才湖和泸沽湖。该暖湿期更早发现于滇西北的属都湖，即在17.7~17.1 ka期间，磁化率和烧失量明显增加，孢粉浓度是明显的峰值，松属、桦属(Betula)和落叶栎类(deciduous oaks)等木本花粉含量明显更高[19]。另外，星云湖孢粉在此期热带木本植物、常绿栎类和落叶栎类花粉含量都相对较高，反映了明显的暖湿气候[24]。关于约17.7~17.0 ka期间的暖湿期虽然在其他研究区没有明显的表现[28~30, 35]，但它在中国西南地区的多个研究点中发现，肯定不是偶然，但是否具有区域性还需要更多高分辨率的研究来验证。这个暖湿期大致对应于CO2等温室气体在约17.5 ka开始增加的时间[31]，推测可能是对温室气体增加的响应。
随后，天才湖地区在17.0~15.3 ka期间、泸沽湖地区在17.0~15.2 ka期间有变冷干的波动，它们与腾冲青海湖在17.9~15.0 ka期间气候整体较凉干在时间上大致对应于哈因里奇1事件(Heinrich Event 1或H1冷事件)。该事件除了反映在孢粉记录中外，腾冲青海湖同钻孔的黑炭、Ti、粒度和硅藻等指标都揭示了明显的H1事件的存在[14~15, 36]；泸沽湖的碳同位素(δ13CPyC)指标也指示了H1事件期间西南季风减弱[37]。H1事件在这3个湖泊中起始时间和气候变化程度的差别，应该主要受不同地区对气候的敏感性不一样，以及测年可能存在不确定性等因素的影响，但它们一致地反映了H1冷事件在滇西地区普遍存在。在受西南季风影响的其他地区、东南季风区和北半球高纬等典型地区，H1事件在越来越多的古气候记录中被发现，如在印度洋西北部的石笋M1-5氧同位素(图 3d)[28]、阿拉伯海NIOP905孔的浮游有孔虫Globigerinoides ruber的氧同位素(图 3e)[29]、阿拉伯海沉积物总反射率(L*)(图 3f)[38]、孟加拉湾KL126孔的浮游有孔虫G.ruber的氧同位素(图 3g)[39]、中亚季风区的平均有效湿度(图 3h)[30]、印度洋和全球陆表温度与全球陆地降水量(图 3i)[1]、董哥洞和葫芦洞的石笋氧同位素(图 3j)[40~41]和格陵兰冰芯氧同位素(图 3k)[42]等记录中都具有清楚的H1事件。
孢粉记录反映腾冲青海湖地区在15.0~14.2 ka期间，气候变暖、变湿；14.2~13.0 ka期间，气候明显更暖湿；13.0~11.5 ka期间，气候相对更干一些。天才湖地区在15.3~14.3 ka期间，温度明显上升、湿度略有增加；14.3~12.9 ka期间，具有末次冰消期期间最暖、最湿的气候条件；12.9~11.5 ka期间，温度和湿度略有下降。泸沽湖地区在15.2~14.3 ka期间，气候逐渐好转；14.3~12.8 ka期间，温度明显上升、降水增加；12.8~11.8 ka期间，湿度下降。这3个湖泊的孢粉记录揭示的气候在H1冷事件以后具有很好的一致性，气候变化依次对应于波令前增暖期(pre-Bølling warming)、波令-阿勒罗德暖期(Bølling-Allerød warm period，简称B/A)和新仙女木冷事件(Younger Dryas cold event，简称YD)(图 3a、3b和3c)。除了孢粉记录，腾冲青海湖同钻孔的黑炭、Ti和粒度指标[14, 36]，天才湖基于摇蚊定量重建的7月均温[18]以及泸沽湖的TOC含量与碳同位素[22, 37]都分别揭示了相应的B/A暖期和YD冷事件。在图 3中提到的具有清楚的H1冷事件的其他古气候记录中，也同样清楚地记录了B/A暖期和YD冷事件，而且这些突变事件的起始时间在测年误差范围内与本研究区具有较好的一致性(图 3)。关于滇西地区这3个湖泊都检测到了发生在H1冷事件之后、B/A暖期之前的波令前增暖期，虽然不像H1冷事件、B/A暖期和YD冷事件一样普遍存在，但也出现在世界各地的许多古气候记录中[43]，如阿拉伯海NIOP905孔的浮游有孔虫的氧同位素(图 3e)[29]、孟加拉湾KL126孔浮游有孔虫的氧同位素(图 3g)[39]、中亚季风区的平均有效湿度(图 3h)[30]、印度洋和全球陆表温度与全球陆地降水量(图 3i)[1]。B/A时期，滇西地区一致地表现为明显更暖湿；而YD时期，除天才湖温度和降水都略有下降外，腾冲青海湖和泸沽湖主要表现为湿度的变化。这可能是由于天才湖海拔更高，在树线附近，对温度变化更敏感，而腾冲青海湖和泸沽湖海拔相对较低，在相对较高的温度背景下，可能对降水的变化更敏感一些。腾冲青海湖、天才湖和泸沽湖的孢粉记录反映滇西地区全新世开始时间在11.8~11.5 ka之间，与国际地层学委员会把YD事件的结束时间定在(距公元2000年)约距今11700年，以及与北半球高纬、受西南季风影响的其他地区等典型区域古气候记录的YD结束时间(图 3)在测年误差范围内具有很好的一致性。
滇西地区的腾冲青海湖、泸沽湖和天才湖的孢粉记录揭示了末次冰消期期间滇西地区普遍存在H1冷事件、波令前增暖期、B/A暖期和YD冷事件等气候突变事件。H1和YD冷事件是末次冰消期开始转暖以后，在整体逐渐增温的背景下，存在的两次突然变冷事件，这些突然变冷事件在时间上与指示AMOC减弱的231Pa/230Th峰值相对应(图 3n)[32]，反映这些冷事件的发生可能由大西洋温盐环流减弱导致，即由于AMOC的减弱，导致赤道热量向北输送减少，从而使北半球变冷[44]。而逐渐增温的趋势主要受夏季太阳辐射量从20 ka逐渐增加，到11 ka左右达到峰值的控制(图 3m)[34]；波令前增暖期、B/A时期和全新世开始时的温度和降水明显增加对应AMOC的增强和辐射强迫的明显增加，在YD时期辐射强迫值又略有降低(图 3l)[1]，说明这些气候变暖事件除受AMOC增强为北半球输送更多赤道热量的影响外，温室气体浓度的变化对研究区末次冰消期的气候突变事件也起了重要的调制作用。
5 结论滇西南腾冲青海湖、滇西北相对较高海拔的泸沽湖和高山湖泊天才湖这3个湖泊沉积岩芯约2万以来的孢粉和炭屑记录揭示的末次冰消期的古气候特征具有很好的一致性，其气候变化趋势与各湖泊孢粉数据的DCA分析的第一轴样品得分指示的气候变化趋势也是一致的。对比本研究3个湖泊孢粉记录揭示的末次冰消期气候变化历史与滇西地区其他研究点、其他环境指标所揭示的同时期气候变化特征，认为滇西地区末次冰消期的区域气候特征为：滇西地区末次冰消期开始转暖发生在19~18 ka；冰消期开始以后，滇西地区普遍存在在西南季风区、东南季风区和北半球高纬等典型地区普遍存在的H1冷事件、B/A暖期和YD冷事件，这些突变事件在滇西地区分别发生在17.5±0.5~15.2±0.1 ka期间、14.3±0.1~12.9±0.1 ka期间和12.9±0.1~11.7±0.2 ka期间；在H1冷事件结束后、BA暖期之前的15.2±0.1~14.3±0.1 ka期间，滇西地区还存在一次较明显的增暖期，即波令前增暖期；YD冷事件的结束，意味着全新世的开始，滇西地区比较一致地在11.7±0.2 ka进入全新世。除此之外，滇西北地区在约17.7~17.0 ka期间可能还存在一次短暂而较明显的暖湿期，但其在滇西地区是否具有区域性还需要更多对气候敏感、高分辨率的古气候记录去验证。在末次冰消期发生这些快速的冷、暖气候变化时，滇西南腾冲青海湖和滇西北泸沽湖周围的植被类型没有发生明显的变化，仅通过植被带中的一些敏感成分如热带木本植物和耐旱草本等比例的变化来响应于这些快速的气候变化；而滇西北高山湖泊周围的植被通过垂直植被带的上下迁移来响应于气候的快速变化。
对末次冰消期气候变化机制的探讨认为，末次冰消期开始转暖及以后逐渐增温的趋势主要受夏季太阳辐射量从约20 ka逐渐增加，到11 ka左右达到峰值的控制；H1和YD冷事件是末次冰消期开始转暖以后，在整体逐渐增温的背景下，存在的两次突然变冷事件，这些突然变冷事件的发生可能由AMOC减弱导致；而波令前增暖期、B/A暖期和全新世开始时的温度和降水明显增加除主要受AMOC逐渐增强的影响外，辐射强迫代表的温室气体浓度明显增加也起了重要的调制作用。
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2 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049)
Abstract
In the course of overall continuous warming during the last deglaciation, the global climate has experienced a series of millennial-and centennial-scale abrupt events characterized by rapid warming or cooling. Because of the obvious high frequency characteristics of these abrupt events, more high-resolution palaeoclimate studies in different regions around the world are needed for comparison and mechanism discussion of these events. Western Yunnan Province is located to the southeastern margin of the Qinghai-Tibetan Plateau, which is topographically complex with many mountain ranges running roughly north to south and separated by parallel, deep and narrowly incised river valleys. The span of latitude and altitude differences are large, and the elevation of the region ranges from about 1000 m to above 5000 m. Qinghai Lake, Tiancai Lake and Lugu Lake are all located in western Yunnan Province (the west of 101° E). Their altitudes are 1885 m, 3898 m and 2690 m, respectively. This paper compared synthetically the pollen and charcoal records between ca. 20 ka and 10 ka from the sediment cores of these three lakes, and discussed the history of vegetation evolution and climatic changes, and explored the possible climatic abrupt events during the last deglacial period. The data include 114 pollen and charcoal samples from Qinghai Lake, 110 pollen samples from Tiancai Lake, and 122 pollen samples from Lugu Lake during the last deglacial period. The results show that the initial Late Glacial warming in western Yunnan Province occurred at ca. 19.0 ka (1 ka=1000 cal.a B. P.). After the initial Late Glacial warming, there are several climatic abrupt events in western Yunnan Province, namely, a cold and dry climatic condition during the period 17.5±0.5~15.2±0.1 ka, a gradually warming and humidifying climatic condition between 15.2±0.1 and 14.3±0.1 ka, an obviously warmer and wetter climatic condition from 14.3±0.1 ka to 12.9±0.1 ka, and then a slight decrease in temperature and humidity during the period 12.9±0.1~11.7±0.2 ka. These climatic abrupt events correspond to the Heinrich Event 1 (H1), the pre-Bølling warming, the Bølling-Allerød warm period (B/A) and the Younger Dryas event (YD), respectively. In western Yunnan Province, the start of the Holocene is relatively consistently recorded at 11.7±0.2 ka. In addition, there may be a short period with relatively obviously warm and wet climatic condition in western Yunnan Province during the period ca. 17.7~17.0 ka. Based on this study, we discussed forcing mechanism of climatic changes during the last deglaciation, and considered that the initial Late Glacial warming and the tendency of gradual increase of temperature may be controlled by summer solar insolation, which increased gradually from ca. 20 ka, and then peaked at ca. 11 ka. The climatic abrupt events during the last deglaciation such as the H1, the pre-Bølling warming, the B/A and the YD were mainly influenced by the Atlantic meridional overturning circulation (AMOC). At the same time, the variations in greenhouse gas concentrations also play an important modulation role.