第四纪研究  2019, Vol.39 Issue (4): 1018-1033   PDF    
青藏高原东北缘冬给错纳湖全新世湖面波动
张菀漪1, 张静雅1, Nusrat Nazir1, Safarov Khomid1, 郑淇1, Mischke Steffen2, 张成君1     
(1 兰州大学地质科学与矿产资源学院, 甘肃省西部矿产资源重点实验室, 甘肃 兰州 730000;
2 冰岛大学地球科学学院, 雷克雅未克 101, 冰岛)
摘要:青藏高原处于东亚季风、印度季风和西风环流交互作用区。末次冰消期以来,太阳辐射对该地区的古气候环境产生了重要影响,湖泊随着季风系统的变化发生了明显的水位升降,对湖岸阶地的形成起到了直接作用。本项研究重建了青藏高原东北缘冬给错纳湖湖岸阶地记录的湖面波动历史,试图了解青藏高原季风系统演变过程。通过湖泊北岸265 cm厚湖岸阶地沉积物粒度、碳酸盐、矿物、元素和介形虫古环境指标,结合OSL年代模式,分析表明在约10.2 ka B. P.之前水体较浅;约10.2~9.0 ka B. P.湖面开始上升,气候凉湿;9.0~8.5 ka B. P.为印度季风强盛期,湖面明显上升,降雨量增高、温度上升;8.5~7.9 ka B. P.湖面降低与气候变冷有关;7.9~7.0 ka B. P.印度季风开始减弱,气温、降雨下降,但有效湿度较大,湖面降低;7.0~6.1 ka B. P.湖面上升可能与低蒸发作用有关,印度季风仍然影响该地区;6.1~5.2 ka B. P.,印度季风衰退,气候逐渐变冷、降雨量减小、水体变浅;5.2~4.6 ka B. P.气候冷干,有效湿度减小,湖面进一步下降;4.6 ka B. P.至今气候干冷,东亚季风衰退,湖面下降,期间也可能受西风环流影响而有短暂的降雨增加时期。
关键词青藏高原    冬给错纳湖    全新世    气候变化    湖面波动    
中图分类号     P941.78, P534.63+.2, P532                     文献标识码    A

0 引言

青藏高原处于高海拔和高寒的独特地理环境,为东亚季风、印度季风和西风环流交互作用区。全新世早期之前就有人类活动,随着季风系统的演变,人类活动、生态环境明显受到气候环境的严重影响[1]。全新世以来的古环境重建发现,青藏高原季风系统受太阳辐射的影响而产生了强烈的降雨[2~4],而温度的上升、下降又对该地区的有效湿度、水文过程影响较大,尤其是湖泊水位的变化。目前,青藏高原不同地区全新世以来季风降雨的空间分布特征还认识薄弱,现代的气象观测点分布也相对较少。因此,通过对高原湖泊沉积物古环境记录的研究,可以加深全新世以来温度升高对该地区生态系统影响的认识[5~8]。对未来全球温度上升情况下,预测青藏高原生态系统演变过程极为有利。

利用湖泊沉积物对青藏高原全新世的古环境研究进行了大量研究[9~13]。通常,湖泊随着季风系统的变化而发生了明显的水位变化[14]。许多学者通过对青藏高原东北部冬给错纳湖湖芯的元素、有机质组成、粒度、介形虫等指标,重建了末次冰期以来的湖泊环境进行了较多分析[15~20]。尽管湖芯的沉积比较连续,是一个很好的古环境记录材料,但是也存在对湖面波动一定程度上不敏感的特征。湖面升降对湖岸阶地的形成有直接的作用,对湖面波动十分敏感,因而,湖岸阶地与湖岸堤是恢复湖泊发育、湖岸变迁与湖面变化历史的重要标志[21~22]。因此,利用湖岸阶地沉积物的古环境记录能较好地反映湖面波动的变化过程,但当湖面波动较大时,沉积记录不一定十分连续。然而,通过这两者之间的对比,能更好地认识冬给错纳湖湖面波动状况。本文主要对冬给错纳湖北岸的湖岸阶地进行矿物学、沉积学、微体古生物和地球化学指标的综合分析,利用矿物和介形虫对水体盐度的较好指示,认识冬给错纳湖湖面全新世以来的波动历史,从而深入了解高原东北部全新世以来的古季风演变过程。

1 研究区地理地质背景

冬给错纳湖,又名黑海、托索湖(35°18′N,98°32′E),为青藏高原东北缘的一个大型淡水湖,现代湖面海拔高度(湖拔)为4090 ma.s.l.。湖泊水源为阿尼玛卿山的冰雪融水,主要从湖泊东部、北部的3~4条河流注入,同时在湖泊北部有地下热水的补给。湖水由西北缘的托索河流入柴达木盆地南霍鲁逊湖,但在下游河水渗漏、蒸发严重。20世纪70年代后湖面下降较大,主要靠人工提灌才能保持托索河具有一定流量。湖泊集水面积3040.0 km2,补给系数13.1。湖区属高寒草原半干旱气候,受冷干的冬季风和相对暖湿的夏季风影响。据附近的玛多气象站的记录,湖区1月均温为-15.8 ℃,7月均温为7.9 ℃,年均温为-4.1 ℃。夏季年均降水量为311 mm(WorldClimate:http://www.worldclimate.com/),大约85 %的降雨集中在夏季6~10月间。湖区年均蒸发量约为1000 mm。湖面在11月至次年4月间有冰层覆盖[16]。湖区的干冷气候和高海拔限制了该地区植被生长,主要为蒿(Artemisia)和冰草(Agropyron cristatum)、针茅(Stipa capillata)等混合的高山草甸和高山草原。湖水的透明度可达12 m,大型水生植物及藻类生长于30 m的区域。湖水的阴阳离子组成为Mg≈Na>Ca,HCO32->Cl->SO42-。Weynell等[23]对冬给错纳湖及周围河流水质进行野外监测,湖泊水体的电导率(SC)为711~826 μm/cm,pH值为8.7~8.9,溶解氧(DO)为292~500 μmol/L;湖泊西端的出水口SC为687 μm/cm,pH值为9.1。湖泊北部河流水体的SC为552~1368 μm/cm,pH值为8.4~8.5,DO为250~375 μmol/L。

Mischke等[15]利用声呐探测器对湖泊的深度和形状进行了观察,湖泊为不对称形状,东部湖底平缓向西倾斜,与湖东的冲积扇地貌有关。湖盆西部最大水深约98 m[15],与构造断裂成因有关。湖泊南部主要由二叠纪灰岩、三叠纪碎屑岩系组成[24],湖泊北部由古近纪、新近纪砾岩、红色砂岩组成,见有二叠纪花岗岩侵入体[16];西北端近湖保存的冰碛物说明该地区山峰曾有冰川活动[18],其4个湖岸阶地分别相对现代湖面高3.5±0.4 m、6.1±1.0 m、10.1±0.9 m和16.7±1.2 m(T1~T4),记录了过去的湖泊水位有较明显的波动[18]

2 样品采集及年代模式

本文样品采自冬给错纳湖岸P14剖面(35°20′05″N,98°34′14″E;海拔4101.1 ma.s.l.;图 1)。该剖面位于冬给错纳湖北缘T3阶地,剖面约272 cm厚。野外样品采集过程时对剖面进行观察,明显见有地表覆盖层(披盖层)与下部水平层理的倾斜不整合接触,以及沉积剖面沉积后受多种作用,包括成土、生物和轻微的冻裂扰动作用,以及一些植物生长根、动物如鼠兔Ochotona sp.的洞穴。为了排除由于湖面较大的上升或大幅度下降产生的倾斜地层沉积,或沉积后期地表径流产生的侵蚀垮塌披盖层,本文主要对地表下部近265 cm水平层理沉积层进行样品采集。按大约每2 cm采集1个沉积物样品(单层厚度小于2 cm按单层采样),共获得179个。剖面沉积物特征如下:

图 1 冬给错纳湖岸T3阶地P14剖面位置(a)及光释光年代分析样品采样位置(b) Fig. 1 The site of P14 section in the Donggi Cona T3 terrace and positions of OSL testing samples

>265 cm砾石层。砾石分选较差、磨圆度较好,杂岩性。未见底;

265~240 cm砂层。砂粒分选、磨圆较好。见有扰动现象;

240~220 cm泥质层,较均匀;

220~180 cm泥质粉砂层;

180 ~130 cm砂层。砂粒相对较粗,分选中等,磨圆度较好。见有扰动现象;

130~100 cm泥质层;

100~55 cm为4层粉砂与3层砂层互层;

55~20 cm碳酸盐泥质层。板状构造,碳酸盐含量较高,有灰绿色或蓝白色后期氧化斑点,见有大量草根、Gyraulus螺壳,以及大量碳酸盐化植物纤维根管化石。该层下部见有薄层黑色富含有机腐泥质层;

20~0 cm黄土层,弱土壤层。

本文在沉积剖面从顶部向下30 cm、100 cm、140 cm、240 cm和265 cm处采集了5个OSL样,及样点周围剂量分析用沉积物样,样品尽可能选择含砂量较高的沉积层。OSL年代测定在中国地质大学(武汉)年代实验室完成,结果见表 1。同时对265 cm处样品在Poznań放射性同位素年代实验室进行了AMS 14C年代测定,结果为9190±60 a B. P.(P14-131,Poz-45570),利用Calib 5.10进行日历年校正,校正结果1σ为10252~10412 cal.a B. P.。尽管从数据看有很好的一致性,但是考虑到冬给错纳湖泊碳库效应不确定,可能这两者之间有一定差异。因此,本文的地层深度-年代模式主要依据OSL测年结果建立(图 2)。

图 2 冬给错纳湖泊P14剖面全新世沉积地层粒度和碳酸盐含量及年代模式 Fig. 2 Thesediment grain sizes, carbonate content and the age model of the P14 section of the Donggi Cona T3 terrace since the Holocene

表 1 冬给错纳第三级湖岸阶地P14沉积剖面光释光年代分析结果 Table 1 The OSL age results from the P14 section of the Donggi Cona T3 terrace
3 环境指标分析

粒度分析采用Mastersizer 2000型激光粒度仪(英国Malven公司)进行,量程0.02~2000 μm。取沉积物样品0.3~0.5 g,加入双氧水(H2O2)溶液,电热板上加热煮沸去除有机质。加入10 % HCl煮沸去除碳酸盐,加入蒸馏水静置12 h。然后加入10 %的六偏磷酸钠((NaPO3)6)分散剂溶液10 ml超声波震荡5~7 min后,加入到仪器中测量。共分析了179个样品。

沉积物元素含量采用X射线荧光光谱(XRF)法进行。分析仪器为X射线荧光光谱仪(PW2403,产地:荷兰)。共分析了70个样品。

沉积物样品总碳酸盐含量采用碳酸盐仪测定。将0.5 g左右的沉积物样品与0.1N盐酸溶液反应,通过测量产生的CO2压力,与标准碳酸盐物质分析结果进行对比,然后根据气态方程计算沉积物中碳酸盐的百分含量,分析误差 < 1 %。共分析了179个样品。

沉积物矿物种类分析采用粉晶X射线衍射法进行。样品除去植物残体后,研磨至200目后,涂于载样片表面。分析仪器为Rigaku D/max-2400,Cu靶,管压为40 kv,管流为60 mA,扫描范围2θ角为0°~70°,步长0.02°,在常温下进行样品分析。该实验在兰州大学材料科学学院完成。

介形虫种属分析按通用方法进行。首先将沉积物样品40 ℃左右烘干、称重。大约55 g干样用浓度为3 %的双氧水(H2O2)浸泡48 h后,用水冲洗过筛,网孔密度分别为250 μm与100 μm。过筛后的样品用96 %的酒精转移至培养皿中,在室温下晾干后待镜下鉴定。在低倍体视显微镜下,利用化石挑选针与小软刷将成年期及幼虫最后阶段的介形虫壳体从过筛干燥后的100 μm、250 μm粒级剩余物中随机挑出。在壳体含量大的样品中,挑出达到统计分析要求的最低量300枚。如果样品中壳体含量不足300枚,则所有壳体被挑出。介形虫种属鉴定在兰州大学地质科学与矿产资源学院完成,种属鉴定依据文献[25~27]等资料,共分析了32个样品。

4 分析结果

剖面粒度、碳酸盐含量、矿物和元素分析结果见图 2图 3。粒度分析结果中d(0.5)代表沉积物的中值粒径,< 4 μm代表粘粒级沉积物百分含量,4~63 μm代表粉砂粒级的百分含量,>63 μm代表砂粒级的百分含量。从图 2中可以明显反映出沉积物主要由砂砾石(265 cm以下地层)、粉砂质砂、泥质粉砂、碳酸盐泥等组成。沉积物中矿物主要有粘土矿物,包括了绿泥石、伊利石、伊利石/蒙脱石混层、高岭石和云母等;碳酸盐矿物主要有方解石(占总矿物含量的8 % ~24 % wt)、文石、白云石和水镁石;碎屑矿物,主要有石英、长石;另外还含有2.0 % ~4.5 % wt的石膏。图 3中将所有检测出的矿物相对含量归一化后,以粘土百分含量代表所有粘土矿物的总含量。高碳酸盐含量与高粘粒和粉砂粒级、高粘土、方解石、文石、石膏等矿物一致。在265~55 cm地层中方解石与文石、白云石有一定的正相关性,水镁石含量变化不明显;55~0 cm则发生明显的变化,在55~35 cm段文石、白云石含量上升,在20~35 cm段方解石含量达到最高23 % wt左右,而文石和白云石含量下降;同时在该层段粘土矿物含量上升,最高达到50 % wt。石英和长石有较为一致的含量变化,而与粘土、碳酸盐矿物,以及粘粒和粉砂粒级沉积物颗粒又明显负相关性与砂粒级沉积物含量呈正相关关系。总体上,整个剖面沉积物中碳酸盐含量与粘土矿物含量呈较好的正相关性(图 4ar=0.75),石英和长石含量正相关程度高(图 4br=0.84),方解石与文石之间的相关性中等(图 4cr=0.44),与水体盐度动荡造成方解石与文石之间的转换有关,沉积物中Si/Al比值与砂粒级含量之间有中等程度的相关性(图 4dr=0.49),反映了沉积物中粗颗粒物主要以石英、长石有关。长石和石英之间的高相关性,指示了P14剖面沉积物以基岩的物理风化作用为主,与冬给错纳湖地处青藏高原东北部的高寒环境有关。

图 3 冬给错纳P14剖面全新世沉积物中矿物组成和元素比值变化趋势 Fig. 3 Thecurves of minerals and element ratios from the sediments of Donggi Cona P14 section since the Holocene

图 4 冬给错纳P14剖面沉积物矿物、Si/Al元素与砂含量相关性分析 Fig. 4 Therelationship between mineral proxies, the ratio ofSi/Aland the sand content from the sediments of Donggi Cona P14 section

本文对冬给错纳湖剖面32个沉积物样品中介形类样品进行处理统计,共获得介形类壳体6588个,经鉴定有介形类10属12种包括1个比较种(图 5)。包括:达尔西真星介(Eucypris dulcifons Diebel and Pietrzeniuk,1975)、胖真星介(E.mareotica Fischer,1855)、喜盐异星介(Heterocypris salina Brady,1868)、非调和异星介(H.incongruens Ramdhr,1808)、白玻璃介(Candona candida O. F. Müller 1776)、意外湖花介(Limnocythere inopinata Baird 1843)、萨氏斗介属(Sarscypridopsis aculeate Costa,1847)、涩北土星介(Ilyocypris sebeiensis Yang and Sun 2004)、通纳星介属(Tonnacypris cf. edlundi Van Der Meeren,Khand & Martens,2009)、豆形玻璃介属(Fabaeformiscandona rawsoni Tressler 1957),图拉真星介属(Trajancypris clavata Petkovski,1964)、背瘤白花介(Leucocythere dorsotuberosa Huang 1982)。其中Candona candidaLeucocythere dorsotuberosaEucypris mareoticaHeterocypris incongruens出现频率较低,其他种属出现频率均超过总样品数的20 %。

图 5 冬给错纳P14剖面全新世沉积物中介形虫组合 Fig. 5 Absoluteabundance of ostracod from the sediments of Donggi Cona P14 section since the Holocene

在剖面沉积物中,介形虫明显可分为6个组合带(图 5):

组合带1:265~240 cm(10.2~9.0 ka B. P.),Ilyocypris sebeiensis-Tonnacypris cf. edlundi带,少量Heterocypris salinaEucypris dulcifons

组合带2:240~170 cm(9.0~7.6 ka B. P.),介形虫壳体含量较高,Eucypris dulcifons-Heterocypris salina-Ilyocypris sebeiensis-Tonnacypris cf. edlundi组合带,含有少量Limnocythere inopinataTrajancypris clavata

组合带3:170~100 cm(7.6~6.0 ka B. P.),Eucypris dulcifons-Heterocypris salina-Ilyocypris sebeiensis组合带,含有少量Tonnacypris cf. edlundiTrajancypris clavata;其中,地层170~130 cm(7.6~7.1 ka B. P.)未见大量介形虫壳体,仅发现数个E.dulcifons壳体;

组合带4:100~55 cm(6.0~5.2 ka B. P.),Eucypris dulcifons-Ilyocypris sebeiensis组合带,含少量Heterocypris salina,后期出现Fabaeformiscandona rawsoni

组合带5:55~20 cm(5.2~4.6 ka B. P.),壳体含量较高,Ilyocypris sebeiensis-Sarscypridopsis aculeate-Tonnacypris cf. edlundi-Limnocythere inopinata组合带,含少量Fabaeformiscandona rawsoni,后期还出现少量Heterocypris salinaEucypris dulcifons

组合带6:20 cm至地表(4.6 ka B. P.至现代),Heterocypris salina-Tonnacypris cf. edlundi组合带,含量较低,中部地层中偶尔发现。

Eucypris dulcifons栖息于面积小、水深较浅的水体中[28];壳面光滑者所处环境盐度较高,壳面密布斑点者可能为淡水环境[29]。本文中该种壳面垂直毛细管发育,并大多密布斑点,少数壳面光滑,指示了冬给错纳湖末次冰消期以来水体主要为淡水,期间有暂时性水体盐度上升。Heterocypris salina擅长游泳,并栖息于面积小、浅水的水体中[30];该种从纯淡水到盐度较高的水体中均有分布,但偏好盐度为5 ‰ ~10 ‰ [25]的水体。Göttner[30]的研究表明,该种最高繁殖盐度为20 ‰ ~25 ‰,在纯淡水中的数量很少[31]Limnocythere inopinata分布于各种各样的水环境中,从湖边浅水带到小池塘,从淡水到强碱性水体中都有分布[32],主要生活在浅水环境,但也能在深64 m的波罗的海底部生活[33];该种可以忍受高氯含量,并且生存于高Na-HCO3-CO3、低钙含量的水体中[34],最大丰度的研究表明其偏爱的盐度范围为3 ‰ ~9 ‰,偏好低盐水至中盐水水体[29]。该种不能游泳,偏向于在平静的水域和具有丰富大型水生植物残骸的湖底生活[25]。Zhang等[35]在青藏高原现代不同水质、较浅的湖泊中发现有大量的Limnocythere inopinataSarscypridopsis aculeata更倾向于内陆和沿海的微咸水小型水体中生活[36],在纯淡水中极为罕见。该种在海岸带的永久性及暂时性小水洼,以及池塘水体中均有分布,但海边水体中最为丰富;通常与Heterocypris salina共生,指示微咸水体环境[25],该种的最适宜盐度为17 ‰ [37]Ilyocypris被认为是流动水相的标志性属[38]I.sebeiensis可能局限于青藏高原及其相邻地区;研究表明,该种对生态环境的要求很低[25],不能作为特征种。Tonnacypris cf. edlundi由Van der Meeren等[39]最先发现在溪流中,以及相邻的湿地中生活。该种的划水刚毛非常长,故该种具有强的移动性,尤其适合生存于流动水域;最适宜生境温度为6.0~15.5 ℃,pH值7.5~7.9,电导率500~1270 μS/cm的流动水体[39]Fabaeformiscandona rawsoni通常发现于温度较低、淡水到咸水的暂时或永久性池塘中[40]。该种可以忍耐相对较高的盐度(可高至45 ‰盐度)和低至2.5 mg/L的氧含量[31]。Martens[41]Trajancypris clavata的生态特性研究表明,该种是小型、暂时性并有淤泥底质水体的典型种属,偏向于营养较好的水体中。该种主要生活在春-夏季,指示富营养化的水环境[42];也能生存于电导率非常低的水体中[43]

5 冬给错纳湖全新世湖面变化

阶段1:>265 cm(>约10.2 ka B. P.),为砾石沉积。砾石的分选较差、磨圆度较好,杂岩性,具有河流相沉积特征。未见有介形虫壳体。低粘土含量,高Si/Al、低Rb/Sr比值指示了浅水、低风化特征[44~45]。可能与末次冰期YD干冷事件(约12.9~11.7 ka B. P.)[46]导致湖面降低有关。此时冬给错纳湖面海拔应低于4098.6 m。

阶段2:265~240 cm(10.2~9.0 ka B. P.),沉积物颗粒中值粒径约为48~56 μm,粘粒级沉积物颗粒含量为8 % ~13 % wt,粉砂含量为43 % ~53 % wt,砂含量为34 % ~49 % wt,砂质粉砂沉积,该层见有扰动现象,表明有多向水流作用;在该段地层中有大量的Ilyocypris sebeiensis介形虫,其次有Tonnacypris cf. edlundiHeterocypris salinaEucypris dulcifons介形虫,指示了水体范围较小、水体较浅的流动性强的淡水环境,与沉积物颗粒结构指示的水体动力学特征一致。矿物组成中有较高的石英(47 % ~56 % wt)、长石(10 % ~17 % wt)含量,较低含量的粘土(10 % ~15 % wt)、方解石(6 % ~13 % wt)、文石(1.1 % ~1.5 % wt)、石膏(2 % ~3.5 % wt),没有检测出白云石。有较高的Si/Al和Rb/Sr比值,分别为4.4~5.5和0.15~0.45。方解石主要形成于淡水环境,随着水体盐度上升逐渐过渡到高镁方解石、文石、白云石[47]。现代沉积环境分析表明,在水体较淡的环境下主要形成方解石,其含量小于30 % wt,水体咸化后大于该值[48]。较高的Si/Al说明沉积物中石英含量较多,水体较浅的浅湖环境[44]或者河流环境。Rb/Sr比值的变化可以作为反映流域物理化学风化强度的指标[45],在陆相环境中,高Rb/Sr比值指示了较强水流作用下的强风化作用[49];而湖泊沉积则相反,低Rb/Sr比值表明较多的Sr被地表水或地下水带入湖泊,指示了流域强风化过程,气候暖湿;高Rb/Sr比值指示了流域弱风化过程,气候干冷[45]

综合分析介形虫、矿物组成和沉积物结构构造特征,该时期沉积环境代表了以溪流为主的河流边缘或湖滨三角洲环境,指示了从大约10.2 ka B. P.以来降雨量开始增加,但总体上气候相对凉湿,冬给错纳湖湖面开始上升。Opitz等[18]认为冬给错纳湖从11.5 cal. ka B. P.到4.3 cal. ka B. P.期间湖面再次升高。Dietze等[17]通过沉积物粒度特征分析,认为冬给错纳湖面在约11 cal. ka B. P.开始上升形成湖滨沉积与湖相、冲/洪积交互沉积,比现在湖面高大约7.1 m;从约10.5 cal. ka B. P.到9.8 cal. ka B. P.湖面持续上升,但在10 cal. ka B. P.有明显的湖面短期下降。

阶段3:240~180 cm(9.0~7.9 ka B. P.),碳酸盐含量、矿物组成和元素比值特征变化趋势相似。沉积物粒度组成明显分为2个亚段:阶段3-1,240~220 cm(9.0~8.5 ka B. P.);阶段3-2,220~180 cm(8.5~7.9 ka B. P.)。阶段3-1沉积物颗粒中值粒径约为10 μm左右,粘粒级沉积物颗粒含量为10 % ~20 % wt,粉砂含量为60 % ~70 % wt,砂含量为10 % ~20 % wt,为泥质粉砂沉积;阶段3-2沉积物颗粒中值粒径约为10~50 μm,主要为30 μm左右,粘粒级沉积物颗粒含量为10 % ~20 % wt,粉砂含量为40 % ~60 % wt,砂含量为20 % ~50 % wt,为砂质粉砂沉积。在该层段沉积物中,介形虫种属以Eucypris dulcifonsHeterocypris salina为主,含有Ilyocypris sebeiensisTonnacypris cf. edlundi以及少量Limnocythere inopinataTrajancypris clavata介形类,指示了水体较浅、流动性减弱的浅湖淡水环境,盐度可能在5 ‰ ~10 ‰范围。从沉积物颗粒特征和介形虫种属分析,该阶段水体前期(9.0~8.5 ka B. P.)明显上升,后期(8.5~7.9 ka B. P.)稍微下降,总体上属于水体较淡、水动力相对较弱的浅湖环境。

矿物组成中石英、长石含量明显降低,分别为33 % ~50 % wt和10 % ~16 % wt,粘土矿物含量明显上升(15 % ~21 % wt),方解石含量明显上升(8 % ~20 % wt),文石含量前期上升,后期略有下降(1.4 % ~2.5 % wt),出现白云石矿物(2.1 % ~3.0 % wt,中部出现约6 % wt的异常峰值),石膏含量也明显上升(3.2 % ~4.3 % wt)。总碳酸盐含量明显上升为16 % ~30 % wt。Si/Al和Rb/Sr比值明显降低,分别为3.0~3.5和0.5~0.2。石膏、文石高含量以及白云石的出现,指示了水体较前期咸化,高方解石含量也代表了从淡水到微咸水环境的转变。刘兴起等[50]认为湖泊沉积物中高文石含量指示了暖湿气候特征;反之,则指示了冷干气候。因此,在9.0~8.6 cal. ka B. P.时期为暖湿气候特征,水体变深,湖泊环境中的低Rb/Sr比值指示了流域强风化过程,气候暖湿[45]。总体上代表了降雨量增高、温度上升,高温造成了高蒸发使水体盐度略微上升,但淡水补给较高,湖面比现代湖面高。在8.5~7.9 ka B. P.期间则温度下降,湖面也下降,这可能与北大西洋8.2 ka B. P.冷事件相呼应[51]。Dietze等[17]对冬给错纳湖的研究认为,8.7 cal. ka B. P.开始湖面下降,8.7~8.2 cal. ka B. P.期间没有湖相沉积。

Dietze等[17]认为冬给错纳湖从大约9.8 cal. ka B. P.到8.7 cal. ka B. P.湖面上升,大约在9.2 cal. ka B. P.达到最高湖面,湖面可能比现在湖面高16.5 m左右。对青藏高原不同地区其他湖泊古环境分析表明,东部年保玉则西门错[52]、祁连山乱海子[53~54]、拉龙错[55~57]、寇查湖[58~59]等湖泊大约13 cal. ka B. P.以来湖面扩张。青海湖是青藏高原东北部地区研究最多、最详细的一个湖泊,研究结果表明从大约10.0 ka B. P.开始温度上升,季风降雨也随之增加,一直持续到大约4.0 ka B. P.[60]。尽管早全新世开始有效湿度上升为不争的事实[61],但对于水汽来源则有不同的认识。一些学者认为湖面上升可能与北半球太阳辐射增强有关,比如Kutzbach等[3]认为由于地球偏心率的周期性变化,使北半球距今18 ka以来夏季太阳辐射在11~10 ka B. P.达到最大。在早全新世大约距今9000 a夏季太阳辐射比现在高7 %以上,并诱发9~6 ka B. P.期间的季风环流,在大约10000~5000 a B. P.期间印度季风比现在强盛很多[2],使得全新世早、中期出现温湿气候;西亚的Oman石笋记录也证实了这种推测[4]。也有许多学者认为,早全新世东亚季风向青藏高原北部入侵也导致该地区湿度上升,在大约11.0 cal. ka B. P.暖湿气候下形成较高湖面[62~63]。Mischke和Zhang[27]认为早全新世青藏高原湖泊扩张可能与温度上升导致的冰川冻土融化,以及与河流径流量增加有关。也有学者[50]认为9.2~3.0 cal. ka B. P.中全新世有效湿度上升与较低的蒸发作用有关;而Saini等[20]则认为,冬给错纳湖9.2~3.0 cal. ka B. P.期间沉积物中有机地球化学指标ΔδD23-29与正构烷烃δD低值,反映了中全新世有较高的湿度,是由于蒸发和太阳辐射的减小的低温情况下产生的。

阶段4:180~130 cm(7.9~7.0 ka B. P.),碳酸盐含量下降(10 % ~25 % wt),沉积物颗粒中值粒径增大(40~80 μm),粘粒级沉积物颗粒含量下降为5 % ~15 % wt,粉砂含量下降为30 % ~70 % wt,砂含量上升为15 % ~65 % wt,为粉砂质砂沉积;在该层段下部沉积物中介形虫延续了前期的种属,但明显属于微体生物的穿时现象。该层段中上部几乎没有介形虫,仅偶见Tonnacypris cf. edlundi。说明该时期水体较前期明显下降,水体流动性加强。

矿物组成中石英、长石含量明显上升,分别为44 % ~52 % wt和13 % ~22 % wt,长石含量变化较大,可能与风化作用程度有关。粘土矿物(10 % ~15 %wt)和方解石含量(8 % ~11 %wt)明显下降,文石含量(1.1 % ~1.5 %wt)和白云石矿物含量(2.0 % ~2.4 % wt)略有下降,石膏含量下降(2.5 % ~3.8 %wt)。石膏、白云石、文石含量降低,以及低含量方解石说明水体较前期淡化。Si/Al和Rb/Sr比值明显上升,分别为4.5~5.6和0.15~0.28,指示了水体变浅,风化作用增强,较粗的沉积物颗粒特征综合表明为滨浅湖环境,湖面下降。气温、降雨可能稍微下降,但有效湿度仍然较大。与青藏高原西部地区印度季风在大约8.6~7.7 ka B. P.期间开始减弱较为一致[10]

阶段5:130~100 cm(7.0~6.1 ka B. P.),碳酸盐含量上升(15 % ~25 % wt),沉积物颗粒中值粒径减小(15~30 μm),粘土含量增高,石英、长石含量减小。粘粒级沉积物颗粒含量增加到10 % ~20 %wt,粉砂含量增加到60 % ~70 % wt,砂含量减少到10 % ~30 % wt,为泥质粉砂沉积;该层沉积物中见有少量介形虫,以Eucypris dulcifonsHeterocypris salina为主,含有Ilyocypris sebeiensisTonnacypris cf. edlundiTrajancypris clavata,指示了淤泥质淡水水底、水体相对较深的浅湖环境,但水体相对平静。

矿物组成中石英、长石含量明显减少,分别为35 % ~42 % wt和12 % ~18 % wt。粘土矿物含量明显上升(12 % ~20 % wt)。方解石、文石、白云石以及石膏含量略有上升,分别为10 % ~14 % wt、1.2 % ~2.0 %wt、3.0 % ~4.2 %wt和2.8 % ~3.6 %wt,表明水体的盐度较前期略微上升,但水体仍为淡水。Si/Al和Rb/Sr比值明显下降,分别为3.5~4.5和0.15~0.23,指示了水体变深、风化作用减弱,气候相对冷干。有效湿度相对减小、湖面上升可能与低蒸发作用有关。Mischke等[15]利用冬给错纳湖湖芯沉积物中介形虫组合,认为在约6.8 cal. ka B. P.时湖泊处于开放状态,水体从微咸水转化为淡水环境,湖泊水位最高;Dietze等[17]则认为大约7.5~6.8 cal. ka B. P.期间冬给错纳湖第二次湖面上升,导致湖泊开放外流,但是此次湖面上升可能与非气候因素有关。而本文该阶段沉积物中文石、白云石含量略微增加,指示了尽管湖泊仍为淡水,但是明显有滞留、蒸发而导致水体盐度比前期略微上升。尽管湖面有所上升,但还不处于外流状态。青藏高原西部班公错在7.5~6.2 ka B. P.期间最为温暖湿润[64]。因此,该段时期湖面上升仍然可能与印度季风影响有关。

阶段6:100~55 cm(6.1~5.2 ka B. P.),碳酸盐含量略微下降(15 % ~22 % wt,后期含量逐渐上升),沉积物颗粒中值粒径明显增加(23~59 μm),粘粒级沉积物颗粒含量为8 % ~15 % wt,粉砂含量为53 % ~66 % wt,砂含量略微增加到19 % ~39 % wt,为砂质粉砂沉积;该层沉积物中介形虫明显减少,主要有少量浅水生活的Eucypris dulcifonsHeterocypris salina,但是后期则出现了代表较低温度的暂时或永久性地表水洼的Fabaeformiscandona rawsoni,说明气候变冷情况下水体变浅,出现了面积较小的水洼,可能指示了研究的湖岸阶地由滨浅湖向河漫滩相沉积转变。

矿物组成中石英、长石含量上升,分别为35 % ~45 % wt和12 % ~19 % wt。粘土矿物含量略微较小(12 % ~20 % wt)。方解石、文石含量略微下降,而白云石、石膏含量略有上升,且变化较大,分别为9 % ~13 % wt、1.0 % ~1.8 % wt、3 % ~8 % wt和2.5 % ~4.8 % wt,表明水体的盐度与前期略微增加,但水体仍为淡水。Si/Al比值明显上升(4.2~5.0),Rb/Sr比值下降(0.10~0.25),指示了水体变浅,风化作用减弱。表明气候相对冷干,有效湿度相对减小,湖面下降。很明显,在温度较低情况下蒸发作用减小而湖面下降。Dietze等[17]认为中全新世(6.8~4.3 cal. ka B. P.)时期,冬给错纳湖湖面下降,但一直维持较高湖面到大约4.7 cal. ka B. P.,之后由于干旱开始下降;Mischke等[15]则利用冬给错纳湖湖芯中介形虫组合,认为该时期湖泊水体从微咸水转变到淡水;然而,Shen等[60]对青海湖的研究认为在7.4~4.5 cal. ka B. P.期间暖湿程度最大,呈高湖面状态,从4.5 cal. ka B. P.之后气候才逐渐干冷。Fleitmann等[4]认为大约7 cal. ka B. P.之后印度季风逐渐衰退,但Wanner等[65]认为大约6.3 cal. ka B. P.之后全球变冷。这种差异性可能明显指示了印度季风、东亚季风在大约6.0 ka B. P.时就退出了冬给错纳湖地区,而更北的青海湖地区还受到东亚季风的影响,直到大约4.5 cal. ka B. P.影响减弱。

阶段7:55~20 cm(5.2~4.6 ka B. P.),这一时期沉积地层发生了明显的变化,碳酸盐含量明显增加,地层中有大量草根、Gyraulus螺壳、植物纤维根管化石等,该层下部有薄层黑色富腐泥质层。碳酸盐含量下部(5.2~4.9 ka B. P.)为23 % ~40 % wt,上部(4.9~4.6 ka B. P.)为40 % ~45 % wt。沉积物颗粒中值粒径明显减小(5~10 μm),粘粒级沉积物颗粒含量为20 % ~40 %wt,粉砂含量为50 % ~70 %wt,砂含量略微增加到10 % ~20 % wt,为含碳酸盐泥质粉砂沉积。该层沉积物中不仅有大量陆相植物,而且介形虫明显增多,以Ilyocypris sebeiensis-Sarscypridopsis aculeate-Tonnacypris cf. edlundi-Limnocythere inopinata为主,含少量Fabaeformiscandona rawsoni,后期还出现少量Heterocypris salinaEucypris dulcifons。后期出现大量的Sarscypridopsis aculeata,以及少量Heterocypris salinaEucypris dulcifons,指示了微咸水体环境[25];而在湖泊、溪流中均有发现的广适种Limnocythere inopinata也在后期大量出现,表明了水体碱性增强、水体中水生植物比较繁盛[25]。总体上,5.2~4.6 ka B. P.期间气温下降,水体逐渐咸化成较小的水洼,但在4.9~4.6 ka B. P.期间水体可能滞留时间较长,此阶段代表了研究的湖岸阶地为河漫滩湖泊沉积环境。而冬给错纳湖中心的湖芯研究也指示了在4.7~3.9 cal. ka B. P.由于湖面退缩而成为了滨湖沉积[18]

矿物组成中石英、长石含量明显下降,分别为18 % ~28 % wt和8 % ~14 % wt。粘土矿物含量明显在5.2~4.9 ka B. P.上升(20 % ~45 % wt),4.9~4.6 ka B. P.期间下降到20 % ~30 % wt。方解石含量在5.2~4.9 ka B. P.略微上升(12 % ~16 % wt),文石含量明显增加(6.0 % ~7.5 % wt),石膏含量为2.6 % ~4.4 % wt,表明水体的盐度略微增加,但水体的碱性更强。Si/Al比值明显偏低(2.5~3.0),Rb/Sr比值下降(0.01~0.10),代表了水体的封闭性,以及弱风化作用[44~45],表明气候相对冷干,有效湿度减小,冬给错纳湖湖面进一步下降。

这可能是继6.3 cal. ka B. P.之后全球变冷的持续[65]。全球不同地区从5 cal. ka B. P.开始的气候逐渐变冷[60]。许靖华[66]详细总结了全新世以来气候对人类活动的影响,认为在5200 a B. P.在欧洲北部气候最先开始变得寒冷。阿尔卑斯冰川发生冰进,非洲的撒哈拉沙漠延伸,沙漠内湖泊消失;后来在约4000 a B. P.前,在欧洲、北非、近东、远东、美洲同步发生了气候变冷,5200~4000 a B. P.前的几个世纪构成了后全新世的第一次小冰期[66]。Van Campo和Gasse[11]对青藏高原西部苏木西错湖芯沉积物中孢粉、硅藻种属分析,表明在5500~4300 a B. P.期间气候干旱,从4300 a B. P.开始最为干旱;Van Campo等[67]的研究表明,班公错5500 a B. P.、3900~3200 a B. P.和700 a B. P.气候干旱,并且干旱程度逐次加强;中部地区的色林错5.2~1.2 cal. ka B. P.时期水体变浅,温度和降水大幅度减少,气候干冷[68]。青藏高原东部地区大约从14.0 ka B. P.开始夏季风加强,气候暖湿,其间经历短暂的YD事件后,暖湿强度更大,直到5.0 ka B. P.前后以来气候变得干旱[61]。唐领余等[69]对藏南的海登湖、仁错孢粉分析结果表明,在8~5 ka B. P.期间,1月和7月气温均高于现在2~3 ℃,年降水量比现在大200 mm左右,5 ka B. P.以后逐渐为冷干气候;朱士光等[70]对关中地区古气候研究,认为从龙山文化期(5~4 ka B. P.)气温下降,但仍较现今温暖。西周初期即约3 ka B. P.气温开始变冷;徐海[71]总结了中国的全新世气候演变研究成果,认为中国全新世始于约10.5 ka B. P.,在约9~8 ka B. P.左右为一段降温期,7~4 ka B. P.为一段温暖期,大约3 ka B. P.左右开始降温,至近代才又升温,约1300 A.D.左右进入小冰期,到1850 A.D.左右结束后温度上升。这种情况也许进一步说明,青藏高原受印度季风和东亚季风等的共同影响而有其独特的气候演变历史。

阶段8:20 cm至地表(4.6 ka B. P.至现代),该为黄土层,弱土壤化。沉积物以泥质粉砂为主,石英、长石含量略微增加,碳酸盐含量降低。Rb/Sr比值升高,陆相地层中则与湖泊沉积相反,指示了弱风化过程。总体上,该时段反映了气候干冷,冬给错纳湖大幅度下降。在中部地层中偶尔发现的Heterocypris salinaTonnacypris cf. edlundi,指示了4.6 ka B. P.以来有短暂的降雨量增加时期。晚全新世期间(3.0~1.2 cal. ka B. P.)冬给错纳湖成为淡水湖,较高的介形虫壳体δ18O组成指示了较冷的气候环境[14]。一般认为,晚全新世干冷气候期间的少量降雨主要来自西风环流,以及当地水汽循环[20]

全球及青藏高原4.5 cal. ka B. P.之后晚全新世的干冷气候发生[27],也称之为“新冰期”[65]。青海湖从4.5 cal. ka B. P.之后气候逐渐干冷[60];黄土高原以及受西风环流影响地区的研究表明,晚全新世4~0 cal. ka B. P.为相对干旱的气候环境[72]

6 讨论与结论

本文通过对青藏高原东部地区冬给错纳湖湖岸阶地全新世早期以来沉积物粒度、矿物组成以及介形虫组合等综合分析(图 235图 6a),重建了该地区全新世以来的古环境,表明在约10.2 ka B. P.之前水体较浅;约10.2~9.0 ka B. P.湖面开始上升,随着印度季风的逐渐增强,降雨量开始增加,但总体上气候相对凉湿,冬给错纳湖面开始上升;9.0~7.9 ka B. P.印度季风强盛,温度、降雨量增高,湖面上升;8.5~7.9 ka B. P.湖面降低与气候变冷有关,Wang等[73]利用冬给错纳湖湖芯孢粉古降雨量重建,该时期为全新世以来的最低降雨阶段,年均降雨量大约200 mm左右(图 6b);7.9~7.0 ka B. P.期间,水体较前期明显下降,气温可能稍微下降,有效湿度较大,水体流动性加强,该阶段降雨量有所上升,古降雨量重建年均降雨量为200~300 mm;7.0~6.1 ka B. P.期间,有效湿度相对减小,尽管印度季风仍然影响该地区,但明显影响较弱,该时期的湖面上升可能与低蒸发作用有关;6.1~5.2 ka B. P.期间,印度季风、东亚季风逐渐退出该地区,气候逐渐变冷、降雨量减小、水体变浅,为滨浅湖向河漫滩相沉积转变,冬给错纳湖从该时期开始持续下降,水位再也没有高出前期的程度;5.2~4.6 ka B. P.期间气候相对冷干,有效湿度减小,湖面进一步下降,研究位置逐渐过渡到河漫滩陆相沉积环境。古降雨量重建表明,从大约4.5 ka B. P.以来,该地区降雨量从年均大约300 mm快速下降到240 mm左右[73]。4.6 ka B. P.至现代,气候干冷,冬给错纳湖大幅度下降。期间也可能受西风环流影响而有短暂的降雨增加时期。

图 6 古环境对比:(a)冬给错纳湖湖岸阶地矿物、元素分析(本文);(b)冬给错纳湖湖芯孢粉古降雨量重建[73];(c)GRIP冰芯氧同位素组成[74];(d)董哥洞石笋氧同位素组成[75];(e)洛川黄土基于10 Be的古降雨重建[76];(f)祁连山乱海子湖芯孢粉古降雨量重建[54];(g)青海湖湖芯介形虫壳体氧同位素组成[77];(h)青藏高原西部Tso Moriri湖古降雨量重建[78];(i)帕如湖正构烷烃氢同位素组成[79];(j)藏南地区海登湖孢粉古温度、古降雨量重建[80];(k)青藏高原湖泊氧同位素组成的湿度变化[81];(l)中国不同地区孢粉古季风重建[82] Fig. 6 Thecomparison of palaeoenvironment: (a)The mineral and element analysis on the lake terrace from Donggi Cona(this study); (b)The reconstruction of precipitation based on pollen records from Donggi Cona[73]; (c)Oxygen Isotope composition of the GRIP ice core[74]; (d)Oxygen isotope composition of stalagmites from Dongge cave[75]; (e)The reconstruction of precipitation based on 10Be analysis from Luochuan loess[76]; (f)The reconstruction of precipitation based on pollen records from Luanhaizi in Qilian Mountain[54]; (g)Oxygen isotope composition of ostracod valves from core samples in Qinghai Lake[77]; (h)The reconstruction of precipitation from Tso Moriri Lake on the western Tibetan Plateau[78]; (i)Hydrogen isotope composition of n-alkanesfrom Paru Lake[79]; (j)The reconstruction of precipitation and temperature based on pollen records from Haideng Lake in the southern Tibet region[80]; (k)The record of humidity changes based on the oxygen isotope composition from lakes on the Tibetan Plateau[81]; (l)The reconstruction of paleo-monsoon based on the pollen records from different regions of China[82]

从格陵兰冰芯GRIP[74]、中国中东部地区董哥洞石笋[75]、洛川黄土[76]以及青藏高原北缘乱海子[54]、青海湖[77]、高原西部的Tso Moriri湖[78]、东南缘帕如湖[79]和海登湖[80]等末次冰消期以来的温度、降雨的变化过程以及Zhang等[81]利用青藏高原湖泊沉积物氧同位素组成,通过湿度指数P重建高原末次冰消期以来湿度的变化历史(图 6c~6k),明显可以看出从湿润到干旱的方向演化,与Wang等[82]利用孢粉重建的印度季风演化过程有很好的对应关系(图 6l),而明显不同于东亚季风演化过程[83]。另外,Wang等[82]对发表的中国东亚季风区和印度季风区72个样点的孢粉记录,综合分析后认为全新世早期属于印度季风区的印度北部、青藏高原和中国西南部与中国中东部地区湿度有较大对的差异,印度季风区湿度较大,而东亚季风区较干旱。印度季风大约在7 ka B. P.开始衰退,大约5 ka B. P.对印度季风区影响降到最低[82]。孢粉分析的结果与Fleitmann等[4]通过阿曼石笋记录的大约7 cal. ka B. P.之后印度季风逐渐衰退基本一致。代表高原西部的Tso Moriri湖[78]与印度季风演化[82]十分一致,而冬给错纳湖,以及青藏高原北部[54]、东南部[79~80]的湖泊记录的古环境演变与印度季风演化[82]有一定差异。但明显从6~5 ka B. P.以来随着印度季风的减弱,这些地区的温度、降雨快速下降,指示了印度季风对这些地区影响快速减弱。另外,高原北部、东南部地区与西部有一定差异(图 6),可能与东亚季风的影响有关,但总体上主要受控于印度季风影响。尽管这些地区古气候演变与代表全球变化的格陵兰冰芯(GRIP)总体趋势一致(图 6),但明显在细节上存在差异。通过对冬给错纳湖湖面波动记录,研究区温度、湿度的组合特征控制了古环境的变化,有效湿度反映了湖面的升降。通常,在低温、降雨量较高,或者高温、高降雨的情况下,湖面上升;而高温、较低降雨,或者低温、低降雨情况下湖面下降。

致谢: 中国地质大学(武汉)赖忠平教授为本研究提供了OSL年代测定资料。评审专家和杨美芳老师对本文提出较多建设性意见和指导,在此一并致以诚挚的谢意!

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The records of Donggi Cona lake-level fluctuations since the Holocene in the Northeastern Tibetan Plateau
Zhang Wanyi1, Zhang Jingya1, Nusrat Nazir1, Safarov Khomid1, Zheng Qi1, Mischke Steffen2, Zhang Chengjun1     
(1 Key Laboratory of Mineral Resources in Western China (Gansu Province), School of Earth Sciences, Lanzhou University, Lanzhou 730000, Gansu;
2 Faculty of Earth Sciences, University of Iceland, 101 Reykjavík, Iceland)

Abstract

The Tibetan Plateau locates in the interaction area of the Eastern Asian monsoon, Indian monsoon and westerly circulation. Solar irradiation has an important impact on the paleoclimate since the last deglacial on the plateau. The lake water-level fluctuated obviously with the changing of this monsoon system. Lake terraces formed under the lake-level fluctuation directly. Therefore, the monsoon system changing procession in the Tibetan Plateau can be understood deeply based on the paleoenvironmental reconstruction from the terrace sediments. Lake Donggi Cona (35°18'N, 98°32'E), which is also named as Dongxi Co or Lake Tuosu Hu, is located within the Burhan Budai Mountain range on the northeastern Tibetan Plateau with an altitude of 4090 m above sea level (a.s.l.). The lake is supplied by the glacial snowmelt water from the Aemye Ma-chhen Range. The inflows are mainly from the eastern and northern parts of the lake. There is an underground hot water supply in the north of the lake. The region from the mountain ranges to the north of the lake is dominated by Permian granite, limestone and sandstone formations of Early to Middle Triassic age, and Neogene conglomerates. In the eastern, western, and southern part of the lake, limestone sand siliciclastic rocks of Permian age are the dominated bedrocks. The P14 section (35°20'05"N, 98°34'14"E; 4101.1 m a.s.l.) from the terrace 3 of Lake Donggi Cona was investigated to study the lake level fluctuations since the Holocene. The section is about 265 cm thickness with five units, i.e., 0~20 cm, loess layer; 20~55 cm, mud layer; 55~100 cm, silt and sand inter bed; 100~130 cm, mud layer; 130~180 cm, sand layer; 180~220 cm, mud-silt layer; 220~240 cm, mud layer; 240~265 cm, sand layer. Samples of 2 cm thickness were taken from the section. 179 samples in total were collected. Terrace sediment grain size, carbonate content, minerals and elements had been analyzed in this paper. Combining five OSL age-depth model, we had reconstructed the paleoenvironmental change since the Holocene in this area. Our results indicate that the lake experienced several oscillations throughout the Holocene:Donggi Cona lake was a shallow lake before ca. 10.2 ka B.P; the lake level started to rise, and the climate was cool and wet during ca. 10.2~9.0 ka B.P; the lake level increased obviously with the raised precipitation and temperature during 9.0~8.5 ka B. P., which is consistent with the Indian Monsoon strengthening event; the lake level dropped during 8.5~7.9 ka B. P., which may be responding to the global event; the lake level decreased further owning to the drop of precipitation and temperature but with the high effective humidity during 7.9~7.0 ka B. P; during 7.0~6.1 ka B. P., the lake level increased with the low evaporation, and meanwhile the Indian monsoon still had an impact on this area; from 6.1 ka B. P. to 5.2 ka B. P., the lake was shallow resulted by the cold climate and low precipitation with the Indian monsoon retreating; the lake level experienced a further decrease with cold and dry climate and low effective humidity during 5.2~4.6 ka B. P.; from 4.6 ka B. P. to present, the lake level decreased with southeastern summer monsoon retreating; and a short-time high precipitation may be influenced by the westerly in this interval.
Key words: Tibetan Plateau    Donggi Cona    Holocene    climate change    lake-level fluctuation