2020, Vol.40
2 地表过程与资源生态国家重点实验室, 北京师范大学地理科学学部, 北京 100875)
沉积物粒度是古气候、古环境变化研究的一个重要代用指标，在指示物源、判断动力条件、重建沉积环境方面具有较大的优势[1~2]，被广泛应用于各类沉积物的古环境演变研究[3~7]。沉积物的粒度分布特征是气候和非气候因素综合作用的结果[8~9]，传统意义上的粒度参数如“中值粒径”、“平均粒径”、“标准偏差”等在研究气候环境信息时，其指示意义存在多解性和不确定性，并不能很好的指示区域环境变化[3, 8~9]；想要更加准确地揭示不同粒度组分所代表的古环境意义就需要更为细致和先进的粒度分析方法。
粒度端元分析模型(End-Member Modeling)由国内外众多研究者[10~13]提出，通过运用数学算法将复杂的沉积物粒度数据有效分离成多个具有某特定特征、相互独立的粒度组分，从而提高对沉积物来源和动力条件的识别[14]。目前，粒度端元分析法在判断风成沉积[9, 15]、河湖相沉积[16~18]、海洋沉积[14, 19]等的物质来源和动力，以及重建过去冰川活动历史[20]的研究中都得到了很好的应用。
特殊的大气环流背景和蕴藏气候环境信息的风成及河湖相沉积物，使得青海湖盆地成为古气候与古环境研究的理想区域[21~22]。众多学者通过分析该区域沉积物的粒度、色度、磁化率、有机质、化学元素、孢粉等指标，探索全新世以来青海湖地区气候环境变化特点[23~30]。然而，由于沉积物类型、环境代用指标及测年材料的不同，使得该区域全新世以来的气候变化依然存在着争议[31]。例如风成沉积记录表明早全新世气候寒冷干燥，风沙活动强烈[31]，而湖泊沉积中一些地球化学指标显示早全新世气候温暖湿润[21]；不同学者对青海湖盆地晚全新世气候干湿状况的研究结果也不尽相同：Lu等[7]认为进入晚全新世后气候向冷干方向发展，尤其是2.6 ka B.P.之后，气候更加干燥，而王建国等[26]却认为2.8~1.0 ka B.P.气候暖湿。因此，青海湖地区全新世气候环境变化还需要更多的证据来验证和补充。本文选取青海湖湖东沙地全新世以来的典型风成沉积剖面，运用粒度端元分析法对沉积物粒度进行分离，结合色度、磁化率及有机质的变化探讨各端元的古环境意义；在此基础上，结合剖面年代数据和已有研究结果探讨研究区全新世气候环境变化。
1 研究区概况青海湖湖东沙地(36°37′~37°5′N，100°25′~100°55′E)是指从大坂山向西到青海湖湖岸的滨湖平原区(图 1)，北抵同宝山，南接满隆山，沙地内广泛存在着新月形和金字塔形沙丘[32~33]，是青海湖流域最大的风沙堆积区[32]。研究区属于高原半干旱高寒气候，总体表现为寒冷干燥、昼夜温差大的特点。近60年来，年平均气温约2 ℃，年降水量在350~400 mm之间，主要集中在6~8月[34]；全年以西北风为主，每年春季风沙活动强烈[32~33]。研究区内保留有大量能够用于古气候和古环境研究的风成沉积物，为全新世环境演变研究提供了可靠的素材[31]。
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图 1 研究区和剖面概况图 (a)青海湖；(b)沉积剖面位置；(c)剖面照片及地层划分(剖面上的白色矩形为50 cm深度标记) Fig. 1 Study area and profiles overview. (a)Qinghai Lake; (b)Location of the deposition profiles; (c)Photos and stratigraphic division of the profiles, the white rectangle on the profile is a 50 cm depth mark |
在青海湖湖东沙地东缘采集典型风成砂-古土壤剖面大水塘3(简称DST3：36°46′12.07″N，100°53′03.86″E；h=3549 m，图 1)，剖面厚度为500 cm；顶部10 cm每5 cm采集1个样品，10~480 cm每2 cm采集1个样品，底部480~500 cm砾石层采集4个样品，剖面共采集沉积样品241个，用于沉积物粒度、色度、磁化率、有机质等环境代用指标分析。另在古土壤层采集2个AMS 14C年代样品，在其他层位采集4个光释光(OSL)年代样品用于构建年代框架(表 1和2)。
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表 1 剖面AMS 14C测年结果及校正年代 Table 1 AMS 14C dating results from the profiles |
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表 2 剖面OSL测年结果 Table 2 OSL dating results from the profiles |
为验证剖面年代结果的可靠性，选取DST3附近的大水塘4(简称DST4：36°46′45.99″N，100°53′13.15″E；h=3562 m，图 1)和水渠沟剖面(简称SQG：36°48′14.47″N，100°53′24.71″E；h=3621 m，图 1)作为年代辅助剖面。DST4位于DST3向北大约1 km处的阳坡坡脚，剖面厚540 cm，在各层位分别采集AMS 14C和OSL年代样品共5个(表 1和2)；SQG位于DST3北偏东方向大约4 km处沟口的阳坡坡脚，剖面厚270 cm，在各层位分别采集AMS 14C和OSL年代样品共5个(表 1和2)。
2.2 实验方法由于沉积物样品中含有机质和碳酸盐等杂质，所以在进行粒度测量之前需对样品进行预处理：先称取3~5 g风干土样置于小烧杯中，加入10%的双氧水约20 ml去除有机质，之后继续往烧杯中添加10%的盐酸约10 ml去除碳酸盐，在整个过程中利用加热板加快反应，直至烧杯中无气泡产生；上机测定前将样品中的酸洗去，再加入4%~5%的分散剂六偏磷酸钠((NaPO3)6)溶液10 ml，并在超声波仪器中震荡约5 min，保证土壤颗粒充分分散；最后使用Mastersizer3000激光粒度仪测定粒度，检测范围0.01~3000 μm，每个样品重复测3次，残差控制在3%以内，最终结果取3次测量结果的均值。色度(包括L *、a *和b *)采用日本柯尼卡美能达CM-5分光光度计进行测量，磁化率(χlf)的测定使用英国Bartington公司生产的MS2型双频便携式磁化率仪完成，样品有机质含量采用德国Elementar公司的有机碳分析仪测量。实验过程参见文献[35]。本研究中的粒度、色度、磁化率、有机质实验及OSL年代测定均在北京师范大学地表过程与资源生态国家重点实验室完成；AMS 14C年代测定在美国Beta实验室完成，测年结果采用软件BetaCal3.21进行校正，校正曲线为Intcal13[36]。
3 结果分析 3.1 剖面地层划分DST3为青海湖湖东沙地自然露头的风成砂-古土壤剖面(图 1)，位于大水塘河支流的左岸，表层植被为高山草甸，根据剖面岩性变化，将剖面自上而下划分为5个地层单元，地层岩性特征描述如下：
(1) 0~80 cm：浅黄棕色风成砂，表层为高山草甸，疏松，0~30 cm受植物根系影响较大，为现代生草层，36 cm以下可见假菌丝体；
(2) 80~302 cm：灰棕色砂质弱发育古土壤，较上层紧实，颗粒较粗，可见假菌丝体；
(3) 302~436 cm：灰棕色古土壤，紧实；
(4) 436~480 cm：棕黄色砂质黄土，疏松；
(5) 480 cm以下为砾石层，无分选、无磨圆，未见底。
3.2 年代序列测年结果(表 1和表 2)表明，各剖面中的年代并未出现倒置现象，且不同测年方法得到的年代结果与剖面地层具有很好的对应关系，说明年代数据可靠。为更好地与已有的不同地质证据进行比较，采用Bacon模型[37]对3个剖面(DST3、DST4和SQG)的年代数据进行拟合，获得了剖面地层的边界年代(图 2a)，DST4剖面为2417 a B.P.和8783 a B.P.，DST3剖面为370 a B.P.、3620 a B.P.和9510 a B.P.；另外建立了DST3剖面完整的年代-深度模型(图 2b)。从年代-深度模型可知，DST3剖面的年龄范围涵盖了0~10.6 ka B.P.，并在9.5 ka B.P.开始发育古土壤。吕志强等[38]统计了青海湖盆地20个风成沉积剖面的OSL和AMS 14C年代数据，发现在9.5 ka B.P.前后，青海湖盆地多个剖面中沉积风成砂和黄土；在8~4 ka B.P.期间广泛发育古土壤；而在4 ka B.P.以来，剖面中弱发育古土壤和风成砂沉积交替出现；Lu等[7]在青海湖盆地全新世风沙活动与气候变化的研究中指出古土壤的主要发育时期在9.5~4 ka B.P.之间。本研究中3个剖面的地层在大约9.5 ka B.P.以前是砂质黄土或黄土堆积，9.5~3.5 ka B.P.期间均是古土壤发育，3.5 ka B.P.以后地层是弱发育古土壤或风成砂，这与Lu等[7]和吕志强等[38]的研究结果基本一致，再次说明了本研究中年代结果的可靠性。
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图 2 DST3、DST4和SQG剖面岩性和年代(a)及DST3剖面年代-深度模型(b) Fig. 2 Lithology and chronology (a) of DST3, DST4 and SQG profiles and age-depth model (b) of DST3 profile |
本文采用Paterson和Heslop[13]提出的端元分析模型算法和Zhang等[39]基于遗传算法提出的BasEMMA两种方法分别对DST3剖面进行粒度端元分析。
Paterson和Heslop[13]提出的端元分析模型算法通过在Matlab软件中运行端元计算程序AnalySize实现。在假设端元数为1~10的基础上对导入的粒度数据进行非参数端元分析，分析时，决定系数(R2)和角度偏差用于确定粒度数据集的端元数量(图 3a和3b)。决定系数表示粒度实测数据被端元拟合的程度，角度偏差表示端元与原样品粒度曲线在进行形状拟合时的偏差程度。决定系数(R2)越大(一般>80%)，角度偏差越小(一般 < 5)，表示拟合程度越高，端元对原数据集的代表性越好。分析发现，当端元数为2时，决定系数已大于0.95，但角度偏差在5之上；当端元数为3时，决定系数大于0.95，角度偏差小于5，说明3个端元已满足大部分粒级的拟合要求；当端元数为4时，决定系数和角度偏差较3个端元时改善幅度不大。根据满足拟合优度下，应选取最少端元数这一原则，将DST3剖面的粒度端元数量确定为3。
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图 3 两种方法获得的DST3剖面粒度端元分析结果 AnalySize获得的结果：(a)决定系数，(b)角度偏差；BasEMMA获得的结果：(c)粒级-复相关系数，(d)端元数为3的三次运算结果，(e)端元数为4的三次运算结果；(f)两种方法获得的端元粒度频率分布曲线对比(实线为BasEMMA，虚线为AnalySize) Fig. 3 End-member analysis results of DST3 profile obtained by two methods. Results obtained by AnalySize: (a)Linear correlation; (b)Angular deviation. Results obtained by BasEMMA: (c)Compound correlation coefficients of grain-size fractions; The results of three operations taking three (d) and four (e) end-members. (f)Comparison of the characteristics of grain-size distribution for end-members obtained by two methods(solid line for BasEMMA and dotted line for AnalySize) |
Zhang等[39]基于遗传算法提出的BasEMMA通过Microsoft Excel中的宏语言实现粒度端元分析。进行分析时，基于要选取最少端元数的原则，依次假设端元数为2、3、4、5，分别计算出各粒级的复相关系数(r2，图 3c)和所有粒级复相关系数的平均值。复相关系数(r2)表示粒度实测数据被端元拟合的程度，数值越大表示拟合程度越好。结果表明当端元数为2时，各粒级复相关系数的均值为0.58，主体粒级中20~80 μm粒级拟合度较差(图 3c)，表明2个端元不能满足拟合要求；当端元数为3时，各粒级复相关系数的均值为0.70，主体粒级4~250 μm的复相关系数均大于0.8，并且20~80 μm粒级拟合程度较2个端元时得到很大改善(图 3c)；当端元数为4和5时，各粒级复相关系数的均值分别为0.74和0.81，较端元数为3时改善不大。另外，Zhang等[39]指出选取正确端元数时的多次运算结果应是一致的。本文对DST3剖面粒度数据进行多次运算后发现，端元数为3的多次运算结果一致(图 3d)，而端元数为4时获得的端元粒度频率曲线并不稳定(图 3e)。因此，将端元数确定为3。
两种方法得到的3个端元(简写为EM1、EM2、EM3)粒度频率分布曲线较为一致(图 3f)。与AnalySize获得的端元相比，BasEMMA获得的EM1和EM2的主峰更高，次峰得到了抑制，表明BasEMMA的分析结果信号更强，分离更彻底。因此，后文采用BasEMMA获得的3个端元进行分析。
3.4 端元分析结果从3个端元的混合三角图来看(图 4)，风成砂层主要受EM3所代表的动力控制(EM3占比55.1%)，同时也受EM1和EM2的影响(分别占比10.5%、34.4%)；古土壤层主要受EM1所代表的动力控制(EM1占比48.7%)，同时受到EM2和EM3的影响(分别占比23.8%、27.5%)；砂质黄土层主要受EM2所代表的动力控制(EM2占比65.2%)，同时受到EM1和EM3的影响(分别占比16.6%、18.2%)；砂质弱发育古土壤层的样品在三角图中分布较为分散，表明3个端元对该层样品的影响相当。从端元的频率分布曲线上可以看出(图 3f)，DST3剖面3个端元的频率分布曲线表现为一个明显的主峰和一个微弱的次峰。EM1主峰峰值为11.2 μm，主体部分在风成砂中代表着悬移组分；极微弱的次峰峰值为185.8 μm，是跃移组分[40]。EM2和EM3的主峰分别是111.5 μm和126.7 μm，其主体部分均属于跃移组分；细粒端的次峰峰值分别为24.1 μm和18.1 μm，属于悬移组分[40]。
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图 4 DST3剖面3个端元的混合三角图 Fig. 4 Ternary diagram of three end-members of DST3 profile |
在对各端元粒度分布特征分析的基础上，进一步对各端元组分含量在剖面深度上的变化进行分析(图 5)。从各端元含量在剖面深度上的变化看出，端元与地层具有较好的对应关系：在大约3.6 ka B.P.之前的古土壤和砂质黄土层中，EM1和EM2这两个端元呈明显的镜像分布，而在3.6 ka B.P.之后的弱发育古土壤和风成砂层中，EM2和EM3端元也呈明显的镜像分布。3.6 ka B.P.以来，EM1和EM2含量表现出逐渐降低的趋势，EM3呈在波动中升高的趋势。
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图 5 DST3剖面各端元、色度(L *、a*和b*)、磁化率(χlf)、有机质和平均粒径(Mz)在深度上的变化特征 Fig. 5 Changes of each end-member, chromaticity(L*、a* and b*), magnetic susceptibility(χlf), organic matter and the average grain size(Mz) in depth of DST3 profile |
剖面中色度参数亮度(L*)、红度(a*)和黄度(b*)变化趋势相似，均表现为古土壤层 < 弱发育古土壤层与风成砂层 < 砂质黄土层(图 5和表 3)。本文剖面L*变化与黄土高原中部黄土-古土壤沉积剖面的亮度变化特征一致，在古土壤层为低值，反映古土壤发育时期较好的气候条件[41]；红度a*和黄度b*与以往对毛乌素沙地[42]和浑善达克沙地[43]的沉积剖面色度研究结果一致，在古土壤层为低值，风成砂层为高值。
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表 3 DST3剖面色度、磁化率及有机质测量结果 Table 3 The measurement results of chromaticity, magnetic susceptibility and organic matter of DST3 profile |
磁化率曲线的变化趋势与色度曲线变化趋势相反(图 5)，整个剖面的磁化率值波动明显。剖面底部砂质黄土层的磁化率值最低；3.6~9.5 ka B.P.的古土壤发育阶段，磁化率值有明显升高的趋势，为整个剖面的最高值；3.6 ka B.P.之后的弱发育古土壤和风成砂层，磁化率值较低并保持着相对平缓的变化趋势。
整个剖面总体上有机质平均含量较低，变化范围0.06% ~2.84% (表 3和图 5)。其中，古土壤层的有机质平均含量最高，但不超过2%，风成砂和弱发育古土壤层有机质含量相当，均接近于1%，砂质黄土的有机质平均含量最低。总体来看，有机质与地层岩性的变化相对应，在古土壤层对应高值，而在砂质黄土和风成砂层对应低值。
4 讨论 4.1 粒度端元的古环境意义3个端元与地层之间具有明显的对应关系，表明各端元指示不同的环境控制因素。因而在各端元曲线形态分析的基础上，结合色度、磁化率及有机质指标进行对比分析，探讨各端元所指示的古环境意义。
EM1粒度组成以粉砂(2~63 μm)为主，是剖面中最细的端元组分。从垂向变化来看(图 5)，EM1在9.5~3.6 ka B.P.的古土壤发育时期占主导地位，而在风成砂层含量最低，说明EM1可能与已有风成堆积物的风化成壤作用有关。分析发现，EM1与剖面的磁化率、有机质含量以及 < 2 μm的粘粒含量在p < 0.01水平上显著正相关(图 6a~6c)。亚洲季风区风成沉积物的已有研究表明，磁化率能够作为区域成壤作用的代用指标[44~47]，可以反映东亚夏季风的强弱，其高值代表着暖湿的气候条件[48]。有机质含量能够反映沉积时期的植被状况[49~51]，古土壤发育阶段区域水热组合较好，植被覆盖度较高，有机质含量较高，而干旱半干旱区的植被生长受热量限制较小，主要受水分影响[52]，因此本文研究区的有机质含量主要指示水分条件。< 2 μm粘粒含量受沉积物风化成壤作用的影响，土壤年龄越老，发育越深，风化成壤作用使其含量越高[53]。因此，我们认为EM1与区域暖湿气候条件下的风化成壤作用有关，可以间接指示区域的水分条件。
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图 6 相关分析及曲线对比 EM1与磁化率(a)、有机质(b)和 < 2 μm颗粒含量(c)的相关性(p < 0.01)；EM3与>63 μm砂物质(d)和平均粒径(e)的相关性(p < 0.01)；EM3与典型风成砂[35]频率曲线对比(f) Fig. 6 Correlation analysis and curves comparison. Correlation results(p < 0.01)between (a) EM1 and magnetic susceptibility, (b)EM1 and organic matter, (c)EM1 and clay content(< 2 μm); (d)EM3 and sand content(>63 μm), (e)EM3 and the average grain size; (f)Comparison of frequency curve between EM3 and typical aeolian sand[35] |
EM3是剖面中最粗的组分，粒级组成主体是以细砂(125~250 μm)为主的粗颗粒物质，属于近地面跃移组分。Pye等[40]认为70~500 μm的颗粒在一般的尘暴事件中通过短距离的跃移或蠕移运动，就近形成风成砂堆积。风成沉积中140~250 μm粒径组分可以作为柴达木盆地东南缘地区冬季风的替代指标[54]。汪海斌等[55]认为黄土高原西部黄土-古土壤序列中>40 μm的颗粒含量可作为反映该地区冬季风强度变化的指标；隆浩等[56]从湖泊沉积物中提取60~550 μm的粒径指示腾格里沙漠的风沙活动变化；共和盆地全新世以来泥炭沉积中指示冬季风强弱的粒径范围是63~252 μm[57]。因而，本研究中EM3可能指示了区域风沙活动的强弱。经对比发现，EM3与青海湖盆地典型风成砂的粒度分布特征类似[35]，由含量较高的粗颗粒部分和含量较少的细颗粒部分组成(图 6f)，并且在剖面0.36 ka B.P.以来的风成砂地层中，该端元的百分含量最高。此外，EM3与>63 μm的砂物质、平均粒径间均呈显著正相关(p < 0.01，图 6d和6e)，结合砂物质和平均粒径的古环境指示意义，进一步证实我们分离出的EM3指示区域风沙活动的强弱。
EM2以极细砂(63~125 μm)和细砂为主，含有少量粉砂，属于近地表悬移和跃移组分。EM2含量在砂质黄土层最高，其次是弱发育古土壤层和风成砂层；在砂质黄土和古土壤层中与EM1呈镜像分布，在弱发育古土壤和风成砂层与EM3呈镜像分布(图 5)，说明EM2受控于风力强弱，但与EM3所指示的环境并不完全一致。研究表明研究区风成沉积物中红度值a*与近地面风力强弱有关[58]，本文a*在古土壤中为低值、风成砂中为高值的特点也表明其值大小与风力有关。而EM2与a*在剖面垂直方向上变化趋势相似(图 5)，因此我们认为EM2可能是在较低强度近地面风的作用下，经过短距离的跃移和悬移搬运至此的近源沉积，与EM3共同指示区域风沙活动的强弱。
4.2 青海湖湖东沙地全新世以来的环境变化根据DST3剖面沉积相、年代序列以及各端元和指标的垂直变化特征，结合35°N夏季太阳辐射[59]、青海湖湖泊沉积的总有机碳(TOC)含量[21]、青海湖湖泊沉积中乔木孢粉浓度[60]以及青海湖盆地全新世以来风成沉积频数累积图[35]，可以将研究区全新世环境演化过程大致划分为以下4个时期(图 7)。
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图 7 湖东沙地端元与其他古环境记录对比 (a)DST3剖面EM3曲线；(b)DST3剖面EM1曲线；(c) 35°N夏季太阳辐射量[59]；(d)青海湖湖泊沉积总有机碳(TOC)通量[21]；(e)青海湖乔木孢粉浓度[60]；(f)青海湖盆地全新世以来风成沉积频数累积柱状图[35] Fig. 7 Comparisons of end-members with other paleoclimatic records. (a)The EM3 curve of DST3 profile; (b)The EM1 curve of DST3 profile; (c)Northern Hemisphere summer insolation at 35°N[59]; (d)Total organic carbon(TOC)flux from lake sediments in Qinghai Lake[21]; (e)Pollen concentration of trees in Qinghai Lake[60]; (f)Column chart of aeolian deposition frequency accumulation since Holocene in Qinghai Lake Basin[35] |
进入全新世开始到9.5 ka B.P.这一阶段，对应剖面中的砂质黄土地层。指示风沙活动强弱的EM3进入全新世后开始出现降低的趋势，而与已有沉积物风化成壤作用有关的EM1含量从11 ka B.P.开始增加(图 7a和7b)，色度参数L*、a*和b*值在全剖面处于峰值，磁化率为谷值，有机质含量波动升高(图 5)；这一时期的夏季太阳辐射强度处于较高的水平[59]，湖泊记录的乔木孢粉浓度也在上升的过程中[60]，湖泊沉积中的TOC含量有所增加[21](图 7c~7e)；青海湖的风成记录中，从10.5 ka B.P.开始古土壤出现频率和所占比例有所升高，但总体仍较低，到9.5 ka B.P.古土壤所占比例与黄土和风成砂所占比例基本持平[35](图 7f)。表明该时期，青海湖盆地气候呈现向暖湿化发展的趋势，风力开始减弱；沉积物开始风化，成壤作用有所提高，地表植被开始发育；但这一时期的气候整体并不稳定，存在波动。
9.5 ~3.5 ka B.P.期间，对应剖面古土壤发育阶段。与区域风积物风化成壤作用有关的EM1含量在这一阶段达到了峰值，而指示风沙活动强弱的EM3处于低值(图 7a和7b)；同时，色度参数L*、a*和b*处于整个剖面中的低值，磁化率和有机质含量为高值(图 5)；这一阶段中，夏季太阳辐射强度逐渐减弱[59]，青海湖盆地中广泛发育古土壤，风成沉积物明显减少[35]，湖泊沉积中的乔木孢粉浓度和TOC含量处于较高水平[21, 60](图 7c~7f)。此外，前人关于青海湖湖泊水位研究中的高水位也出现在这一时期[61]。对青海湖江西沟细石器文化遗址研究发现，9~6 ka B.P.是新石器文化的鼎盛期，说明适宜的气候为古人类的生活提供了优越的物质基础[62]。以上证据表明该阶段青海湖盆地水热组合条件较好，气候温暖湿润，成壤作用相对较强，地表覆盖度较高，风沙活动被削弱。这与共和盆地和毛乌素沙地中风成砂-古土壤序列的古气候记录[63]，以及内蒙古高原孢粉和化学元素记录的古气候特点[64]相一致。
3.5~1.5 ka B.P.是剖面中的砂质弱发育古土壤发育时段。EM1表现出在波动中下降的趋势，EM3则表现出频繁波动的特点(图 7a和7b)，较上一阶段色度参数L*、a*和b*值有所增大，磁化率值和有机质含量有所减小(图 5)；这一阶段夏季太阳辐射已经较弱[59]，乔木孢粉浓度逐渐降低[60]，区域内的风成堆积物增加，古土壤沉积减少[35](图 7c~7f)。揭示气候正在向冷干化发展，地表植被开始退缩，成壤作用也随之减弱，区域风沙活动在这一时期比较频繁。
1.5 ka B.P.至今对应着剖面中的砂质弱发育古土壤和风成砂发育阶段。EM1按上一阶段的变化趋势进一步发展，EM3则与EM1变化趋势相反(图 7a和7b)，色度参数、磁化率和有机质保持着基本不变的趋势(图 5)；综合其他指标的变化特点(图 7c~7f)，表明该阶段区域气候进一步变冷变干，风沙活动加剧。晚全新世干冷的气候特点在柴达木和共和盆地的部分地区也得到了证实[65~66]。
5 结论本研究利用粒度端元分析方法提取出青海湖湖东沙地全新世风成砂-古土壤剖面沉积样品中的3个粒度端元组分，同时结合剖面中色度、磁化率和有机质指标探讨了各端元的指示意义，并与已有的研究结果结合，共同探讨了研究区全新世气候环境变化。结果表明：
(1) EM1(主峰峰值为11.2 μm)与区域暖湿条件下的风化成壤作用有关，可以间接指示区域的干湿变化；EM3(主峰峰值为126.7 μm)指示区域风沙活动的强弱；EM2(主峰峰值为111.5 μm)可能是在较低强度近地面风的作用下，经过短距离的跃移和悬移搬运至此的近源沉积，与EM3共同指示风沙活动强弱。
(2) 青海湖盆地全新世气候环境变化可大致分为如下4个阶段：9.5 ka B.P.以前，气候总体较为冷干，有向暖湿化发展的趋势，风力逐渐减弱，成壤作用有所提高；到9.5~3.5 ka B.P.期间水热组合条件较好，气候温暖湿润，成壤作用较强；3.5~1.5 ka B.P.期间气候趋于冷干，区域风沙活动开始增强，成壤强度减弱；1.5 ka B.P.以来，气候进一步恶化，总体表现为冷干特点，风沙活动加剧。
致谢: 非常感谢编辑部杨美芳老师和审稿专家对完善本文提出的建设性意见；感谢刘畅、段晨曦和刘荔昀在野外采样工作中给予的帮助。
| [1] |
徐树建, 丁新潮, 倪志超. 山东埠西黄土剖面沉积特征及古气候环境意义[J]. 地理学报, 2014, 69(11): 1707-1717. Xu Shujian, Ding Xinchao, Ni Zhichao. The sedimentary characteristics of Buxi loess profile in Shandong Province and their paleoclimatic and palaeoenvironment significance[J]. Acta Geographica Sinica, 2014, 69(11): 1707-1717. |
| [2] |
Sun M, Zhang X, Tian M, et al. Loess deposits since Early Pleistocene in Northeast China and implications for desert evolution in East China[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2018, 155: 164-173. DOI:10.1016/j.jseaes.2017.09.013 |
| [3] |
孙有斌, 高抒, 李军. 边缘海陆源物质中环境敏感粒度组分的初步分析[J]. 科学通报, 2003, 48(1): 83-86. Sun Youbin, Gao Shu, Li Jun. Primary analysis on the sensitive grain-size of terrigenous sediment to environments in the marginal sea[J]. Chinese Science Bulletin, 2003, 48(1): 83-86. |
| [4] |
Liu X, Vandenberghe J, An Z, et al. Grain size of Lake Qinghai sediments:Implications for riverine input and Holocene monsoon variability[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2016, 449: 41-51. DOI:10.1016/j.palaeo.2016.02.005 |
| [5] |
王琳栋, 杨太保, 梁烨, 等. 会宁地区全新世黄土沉积粒度特征及其古气候意义[J]. 干旱区研究, 2016, 33(6): 1150-1156. Wang Lindong, Yang Taibao, Liang Ye, et al. Grain size characteristics in the loess-paleosol at Huining section and its signification to palaeoclimate during Holocene[J]. Arid Zone Research, 2016, 33(6): 1150-1156. |
| [6] |
Qiang M, Jin Y, Liu X, et al. Late Pleistocene and Holocene aeolian sedimentation in Gonghe Basin, northeastern Qinghai-Tibetan Plateau:Variability, processes, and climatic implications[J]. Quaternary Science Reviews, 2016, 132: 57-73. DOI:10.1016/j.quascirev.2015.11.010 |
| [7] |
Lu R, Jia F, Gao S, et al. Holocene aeolian activity and climatic change in Qinghai Lake basin, northeastern Qinghai-Tibetan Plateau[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2015, 430: 1-10. DOI:10.1016/j.palaeo.2015.03.044 |
| [8] |
董诗培.干旱沙漠地区沉积物粒度组分分离及其环境指示意义[D].兰州: 兰州大学硕士学位论文, 2019: 1-2. Dong Shipei. Unmixing Grain Size from Sediments and Its Environmental Implications in the Arid Region of Northwestern China[D]. Lanzhou: The Master's Degree Thesis of Lanzhou University, 2019: 1-2. |
| [9] |
程良清, 宋友桂, 李越, 等. 粒度端元模型在新疆黄土粉尘来源与古气候研究中的初步应用[J]. 沉积学报, 2018, 36(6): 1148-1156. Cheng Liangqing, Song Yougui, Li Yue, et al. Preliminary application of grain size End Member Model for dust source tracing of Xinjiang loess and paleoclimate reconstruction[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2018, 36(6): 1148-1156. |
| [10] |
Dietze E, Hartmann K, Diekmann B, et al. An end-member algorithm for deciphering modern detrital processes from lake sediments of Lake Donggi Cona, NE Tibetan Plateau, China[J]. Sedimentary Geology, 2012, 243-244: 169-180. DOI:10.1016/j.sedgeo.2011.09.014 |
| [11] |
Weltje G J. End-member modeling of compositional data:Numerical-statistical algorithms for solving the explicit mixing problem[J]. Mathematical Geology, 1997, 29(4): 503-549. DOI:10.1007/BF02775085 |
| [12] |
Sun D H, Bloemendal J, Rea D K, et al. Grain-size distribution function of polymodal sediments in hydraulic and aeolian environments, and numerical partitioning of the sedimentary components[J]. Sedimentary Geology, 2002, 152(3-4): 263-277. DOI:10.1016/S0037-0738(02)00082-9 |
| [13] |
Paterson G A, Heslop D. New methods for unmixing sediment grain size data[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2015, 16: 4494-4506. DOI:10.1002/2015GC006070 |
| [14] |
赵松, 常凤鸣, 李铁刚, 等. 粒度端元法在东海内陆架古环境重建中的应用[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2017, 37(3): 187-196. Zhao Song, Chang Fengming, Li Tiegang, et al. The application of grain-size end member algorithm to paleoenvironmental reconstruction on inner shelf of East China Sea[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2017, 37(3): 187-196. |
| [15] |
Vandenberghe J. Grain size of fine-grained windblown sediment:A powerful proxy for process identification[J]. Earth-Science Reviews, 2013, 121: 18-30. DOI:10.1016/j.earscirev.2013.03.001 |
| [16] |
聂军胜, 李曼. 柴达木盆地晚中新世河湖相沉积物粒度组成及其古环境意义[J]. 第四纪研究, 2017, 37(5): 1017-1026. Nie Junsheng, Li Man. A grain size study on Late Miocene Huaitoutala section, NE Qaidam Basin, and implications for Asian monsoon evolution[J]. Quaternary Sciences, 2017, 37(5): 1017-1026. |
| [17] |
刘兴起, 姚波, 杨波. 青藏高原北部可可西里库赛湖沉积物及风成物的粒度特征[J]. 第四纪研究, 2010, 30(6): 1193-1198. Liu Xingqi, Yao Bo, Yang Bo. Grain size distribution of aeolian and lacustrine sediments of Kusai Lake in the Hoh Xil region of the northern Qinghai-Tibetan Plateau[J]. Quaternary Sciences, 2010, 30(6): 1193-1198. |
| [18] |
韩鹏, 刘兴起. 内蒙古中东部查干淖尔湖流域7000年以来的气候演变[J]. 第四纪研究, 2017, 37(6): 1381-1390. Han Peng, Liu Xingqi. The climate evolution inferred from Chagan-Nuur in middle-east part of Inner Mongolia since the last 7000 years[J]. Quaternary Sciences, 2017, 37(6): 1381-1390. |
| [19] |
张晓东, 季阳, 杨作升, 等. 南黄海表层沉积物粒度端元反演及其对沉积动力环境的指示意义[J]. 中国科学:地球科学, 2015, 45(10): 1515-1523. Zhang Xiaodong, Ji Yang, Yang Zuosheng, et al. End member inversion of surface sediment grain size in the South Yellow Sea and its implications for dynamic sedimentary environments[J]. Science China:Earth Sciences, 2015, 45(10): 1515-1523. |
| [20] |
许腾, 朱立平, 王君波, 等. 青藏高原北部冰前湖沉积记录的中晚全新世冰川活动[J]. 第四纪研究, 2019, 39(3): 717-730. Xu Teng, Zhu Liping, Wang Junbo, et al. Glacial activity since the Mid-Late Holocene reconstructed by the proglacial Lake Buruo Co, northern Tibetan Plateau[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(3): 717-730. |
| [21] |
An Z, Colman S M, Zhou W, et al. Interplay between the Westerlies and Asian monsoon recorded in Lake Qinghai sediments since 32 ka[J]. Scientific Reports, 2012, 2: 619. DOI:10.1038/srep00619 |
| [22] |
Colman S M, Yu S Y, An Z, et al. Late Cenozoic climate changes in China's western interior:A review of research on Lake Qinghai and comparison with other records[J]. Quaternary Science Reviews, 2007, 26(17-18): 2281-2300. DOI:10.1016/j.quascirev.2007.05.002 |
| [23] |
刘兴起, 王苏民, 沈吉. 青海湖QH-2000钻孔沉积物粒度组成的古气候古环境意义[J]. 湖泊科学, 2003, 15(2): 112-117. Liu Xingqi, Wang Sumin, Shen Ji. The grainsize of the core QH-2000 in Qinghai Lake and its implication for paleoclimate and paleoenvironment[J]. Journal of Lake Sciences, 2003, 15(2): 112-117. |
| [24] |
Ji J, Shen J, Balsam W, et al. Asian monsoon oscillations in the northeastern Qinghai-Tibet Plateau since the Late Glacial as interpreted from visible reflectance of Qinghai Lake sediments[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2005, 233(1-2): 61-70. DOI:10.1016/j.epsl.2005.02.025 |
| [25] |
Lister S, Kelts K, Chen K Z, et al. Lake Qinghai, China:Closed-basin lake levels and the oxygen isotope record for ostracoda since the latest Pleistocene[J]. Palaeogeography, Palaeclimatology, Palaeoecology, 1991, 84(1-4): 141-162. DOI:10.1016/0031-0182(91)90041-O |
| [26] |
王建国, 马海州, 谭红兵, 等. 青海湖南岸黑马河黄土剖面碳酸盐含量与记录的古气候变化[J]. 盐湖研究, 2005, 13(4): 5-8. Wang Jianguo, Ma Haizhou, Tan Hongbing, et al. Change of carbonate content and record on palaeoclimate fluctuations in Heimahe loess section on southern Qinghai Lake shore[J]. Journal of Salt Lake Research, 2005, 13(4): 5-8. |
| [27] |
Liu X J, Colman S M, Brown E T, et al. Abrupt deglaciation on the northeastern Tibetan Plateau:Evidence from Lake Qinghai[J]. Journal of Paleolimnology, 2014, 51(2): 223-240. DOI:10.1007/s10933-013-9721-y |
| [28] |
刘向军, 赖忠平, Madsen David B, 等. 晚第四纪青海湖高湖面研究[J]. 第四纪研究, 2018, 38(5): 1166-1178. Liu Xiangjun, Lai Zhongping, Madsen David B, et al. Late Quaternary highstands of Qinghai Lake, Qinghai-Tibetan Plateau[J]. Quaternary Sciences, 2018, 38(5): 1166-1178. |
| [29] |
曾方明, 杨欢, 卞昊昆. 青海湖地区全新世风尘堆积的GDGTs化合物及其环境指示意义[J]. 第四纪研究, 2018, 38(5): 1233-1243. Zeng Fangming, Yang Huan, Bian Haokun. GDGTs compounds of the Holocene eolian deposits in Qinghai Lake area and their paleoenvironmental implications[J]. Quaternary Sciences, 2018, 38(5): 1233-1243. |
| [30] |
李秀美, 侯居峙, 王明达, 等. 季风与西风对青藏高原全新世气候变化的影响:同位素证据[J]. 第四纪研究, 2019, 39(3): 678-686. Li Xiumei, Hou Juzhi, Wang Mingda, et al. Influence of monsoon and westerlies on Holocene climate change in the Tibetan Plateau:Isotopic evidence[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(3): 678-686. |
| [31] |
Chen F, Wu D, Chen J, et al. Holocene moisture and East Asian summer monsoon evolution in the northeastern Tibetan Plateau recorded by Lake Qinghai and its environs:A review of conflicting proxies[J]. Quaternary Science Reviews, 2016, 154: 111-129. DOI:10.1016/j.quascirev.2016.10.021 |
| [32] |
徐叔鹰, 徐德馥. 青海湖东岸的风沙堆积[J]. 中国沙漠, 1983, 3(3): 11-17. Xu Shuying, Xu Defu. A primary observation of aeolian sand deposits on eastern shore of the Qinghai Lake[J]. Journal of Desert Research, 1983, 3(3): 11-17. |
| [33] |
张登山, 田丽慧, 鲁瑞洁, 等. 青海湖湖东沙地风沙沉积物的粒度特征[J]. 干旱区地理, 2013, 36(2): 203-211. Zhang Dengshan, Tian Lihui, Lu Ruijie, et al. Grain-size features of aeolian deposits in the eastern shore of Qinghai Lake[J]. Arid Land Geography, 2013, 36(2): 203-211. |
| [34] |
丁之勇, 鲁瑞洁, 刘畅, 等. 环青海湖地区气候变化特征及其季风环流因素[J]. 地球科学进展, 2018, 33(3): 281-292. Ding Zhiyong, Lu Ruijie, Liu Chang, et al. Temporal change characteristics of climatic and its relationships with atmospheric circulation patterns in Qinghai Lake basin[J]. Advances in Earth Science, 2018, 33(3): 281-292. |
| [35] |
吕志强.青海湖湖东沙地风成沉积记录的风沙活动与气候变化研究[D].北京: 北京师范大学硕士学位论文, 2018: 17-63. Lü Zhiqiang. Aeolian Activities and Climate Change Recorded by the Aeolian Deposits in Hudong Sandy, Qinghai Lake[D]. Beijing: The Master's Degree Thesis of Beijing Normal University, 2018: 17-63. |
| [36] |
Reimer P J, Bard E, Bayliss A, et al. IntCal13 and Marine13 radiocarbon age calibration curves 0-50, 000 years cal BP[J]. Radiocarbon, 2013, 55(4): 1869-1887. DOI:10.2458/azu_js_rc.55.16947 |
| [37] |
Blaauw M. Methods and code for 'classical' age-modelling of radiocarbon sequences[J]. Quaternary Geochronology, 2010, 5(5): 512-518. DOI:10.1016/j.quageo.2010.01.002 |
| [38] |
吕志强, 鲁瑞洁, 刘小槺, 等. 青海湖湖东沙地沉积记录的全新世以来风沙活动变化[J]. 干旱区地理, 2018, 41(3): 536-544. Lü Zhiqiang, Lu Ruijie, Liu Xiaokang, et al. Holocene aeolian activities on sedimentary record at the east of Qinghai Lake[J]. Arid Land Geography, 2018, 41(3): 536-544. |
| [39] |
Zhang X, Wang H, Xu S, et al. A basic End-Member Model algorithm for grain-size data of marine sediments[J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 2020, 236: 106656. DOI:10.1016/j.ecss.2020.106656 |
| [40] |
Pye K. Aeolian Dust and Dust Deposits[M]. London: Academic Press, 1987: 1-256.
|
| [41] |
王千锁, 宋友桂, 李吉均, 等. 末次冰期-间冰期旋回朝那黄土颜色特征及古气候意义[J]. 地理科学, 2015, 35(11): 1489-1494. Wang Qiansuo, Song Yougui, Li Jijun, et al. Characteristics of color in Chaona section and its paleoclimatic significance during the last glacial-interglacial cycle[J]. Scientia Geographica Sinica, 2015, 35(11): 1489-1494. |
| [42] |
刘荔昀, 鲁瑞洁, 刘小槺. 风成沉积物色度记录的毛乌素沙漠全新世以来气候变化[J]. 中国沙漠, 2019, 39(6): 83-89. Liu Liyun, Lu Ruijie, Liu Xiaokang. Climate change in the Mu Us Desert since Holocene based on soil chromaticity[J]. Journal of Desert Research, 2019, 39(6): 83-89. |
| [43] |
付旭东, 周广胜, 张新时. 浑善达克沙地沙丘剖面颜色变化的古气候意义[J]. 沉积学报, 2016, 34(1): 70-78. Fu Xudong, Zhou Guangsheng, Zhang Xinshi. Color variations of paleosol-sand profiles across Otindag Sandy Land and its paleoclimatic implications[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2016, 34(1): 70-78. |
| [44] |
杜婧, 鲁瑞洁, 刘小槺, 等. 青海湖湖东沙地全新世风成沉积物磁化率特征及其环境意义[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2018, 38(2): 175-184. Du Jing, Lu Ruijie, Liu Xiaokang, et al. Magnetic susceptibility of aeolian sediments deposited since Holocene in the east of Qinghai Lake and its environmental implications[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2018, 38(2): 175-184. |
| [45] |
刘秀铭, 刘东生, 夏敦胜, 等. 中国与西伯利亚黄土磁化率古气候记录-氧化和还原条件下的两种成土模式分析[J]. 中国科学(D辑:地球科学), 2007, 37(10): 1382-1391. Liu Xiuming, Liu Dongsheng, Xia Dunsheng, et al. The analysis of two different pedogenesis models in reductive and oxidative conditions record by Chinese and Siberia loess[J]. Science in China(Series D:Earth Sciences), 2007, 37(10): 1382-1391. |
| [46] |
马兴悦, 吕镔, 赵国永, 等. 川西高原理县黄土磁学特征及其影响因素[J]. 第四纪研究, 2019, 39(5): 1307-1319. Ma Xingyue, Lü Bin, Zhao Guoyong, et al. Magnetic properties and their influence factors of Lixian loess in western Sichuan Plateau[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(5): 1307-1319. |
| [47] |
楚纯洁, 赵景波, 周金风. 毛乌素沙地中部黄土-古土壤剖面沉积特征与地层划分[J]. 第四纪研究, 2018, 38(3): 623-635. Chu Chunjie, Zhao Jingbo, Zhou Jinfeng. Sedimentary characteristics and stratigraphic division of the loess-paleosol section in Wushen County, the central Mu Us dune field in North China[J]. Quaternary Sciences, 2018, 38(3): 623-635. |
| [48] |
An Z, Kukla G J, Porter S C, et al. Magnetic susceptibility evidence of monsoon variation on the Loess Plateau of Central China during the last 130, 000 years[J]. Quaternary Research, 1991, 36(1): 29-36. DOI:10.1016/0033-5894(91)90015-W |
| [49] |
王发刚, 王启基, 王文颖, 等. 土壤有机碳研究进展[J]. 草业科学, 2008, 25(2): 48-54. Wang Fagang, Wang Qiji, Wang Wenying, et al. Research progress on soil organic matter[J]. Pratacultural Science, 2008, 25(2): 48-54. |
| [50] |
马雪云, 魏志福, 王永莉, 等. 末次冰盛期以来东北地区霍拉盆地湖泊沉积物记录的C3/C4植被演化[J]. 第四纪研究, 2018, 38(5): 1193-1202. Ma Xueyun, Wei Zhifu, Wang Yongli, et al. C3/C4 vegetation evolution recorded by lake sediments in the Huola basin, Northeast China since the Last Glacial Maximun[J]. Quaternary Sciences, 2018, 38(5): 1193-1202. |
| [51] |
郑邦, 周斌, 王可, 等. 晚全新世东海泥质区物源输入、源区植被变化及其影响因素:来自MD06-3039A孔的正构烷烃记录[J]. 第四纪研究, 2018, 38(5): 1293-1303. Zheng Bang, Zhou Bin, Wang Ke, et al. Changes of provenance input and source vegetation changes and their impact factors since Late Holocene based on n-alkanes-records from core MD06-3039A in the muddy area of the East China Sea[J]. Quaternary Sciences, 2018, 38(5): 1293-1303. |
| [52] |
Bai Y, Wu J, Xing Q, et al. Primary production and rain use efficiency across a precipitation gradient on the Mongolia Plateau[J]. Ecology, 2008, 89(8): 2140-2153. DOI:10.1890/07-0992.1 |
| [53] |
黄成敏, 龚子同. 土壤发生和发育过程定量研究进展[J]. 土壤, 2000, 32(3): 145-150, 166. Huang Chengmin, Gong Zitong. Progress in quantitative study on soil genesis and development[J]. Soils, 2000, 32(3): 145-150, 166. |
| [54] |
牛光明, 强明瑞, 宋磊, 等. 5000 a来柴达木盆地东南缘风成沉积记录的冬季风演化[J]. 中国沙漠, 2010, 30(5): 1031-1039. Niu Guangming, Qiang Mingrui, Song Lei, et al. Change of Eastern Asian winter monsoon recorded by aeolian deposits over the past 5000 years at the southeastern margin of Qaidam Basin[J]. Journal of Desert Research, 2010, 30(5): 1031-1039. |
| [55] |
汪海斌, 陈发虎, 张家武. 黄土高原西部地区黄土粒度的环境指示意义[J]. 中国沙漠, 2002, 22(1): 21-26. Wang Haibin, Chen Fahu, Zhang Jiawu. Environmental significance of grain size of loess-palesol sequence in western part of Chinese Loess Plateau[J]. Journal of Desert Research, 2002, 22(1): 21-26. |
| [56] |
隆浩, 王乃昂, 马海州, 等. 腾格里沙漠西北缘湖泊沉积记录的区域风沙特征[J]. 沉积学报, 2007, 25(4): 626-631. Long Hao, Wang Nai'ang, Ma Haizhou, et al. Eolian activity and environment evolution history recorded by the Qingtu Lake, NW Tengger Desert[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2007, 25(4): 626-631. |
| [57] |
刘冰, 靳鹤龄, 孙忠, 等. 共和盆地开额泥炭剖面粒度敏感组分提取与全新世气候环境变化[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2013, 33(4): 125-134. Liu Bing, Jin Heling, Sun Zhong, et al. Extraction of sensitive grain-size component from the KE peat deposit of the Gonghe Basin and its implication for Holocene climatic and environmental change[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2013, 33(4): 125-134. |
| [58] |
鄂崇毅, 曹广超, 侯光良, 等. 青海湖江西沟黄土记录的环境演变[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2013, 33(4): 193-200. E Chongyi, Cao Guangchao, Hou Guangliang, et al. The environmental change recorded in Jiangxigou loess sections in Qinghai Lake region[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2013, 33(4): 193-200. |
| [59] |
Berger A, Loutre M F. Insolation values for the climate of the last 10 million years[J]. Quaternary Science Reviews, 1991, 10(4): 297-317. DOI:10.1016/0277-3791(91)90033-Q |
| [60] |
Shen J, Liu X Q, Wang S M, et al. Palaeoclimatic changes in the Qinghai Lake area during the last 18, 000 years[J]. Quaternary International, 2005, 136(1): 131-140. |
| [61] |
Liu X J, Lai Z, Madsen D, et al. Last deglacial and Holocene lake level variations of Qinghai Lake, north-eastern Qinghai-Tibetan Plateau[J]. Journal of Quaternary Science, 2015, 30(3): 245-257. DOI:10.1002/jqs.2777 |
| [62] |
侯光良, 魏海成, 鄂崇毅, 等. 青藏高原东北缘全新世人类活动与环境变化——以青海湖江西沟2号遗迹为例[J]. 地理学报, 2013, 68(3): 380-388. Hou Guangliang, Wei Haicheng, E Chongyi, et al. Human activities and environmental change in Holocene in the northeastern margin of Qinghai-Tibet Plateau:A case study of JXG2 relic site in Qinghai Lake[J]. Acta Geographica Sinica, 2013, 68(3): 380-388. |
| [63] |
高尚玉, 王贵勇, 哈斯, 等. 末次冰期以来中国季风区西北边缘沙漠演化研究[J]. 第四纪研究, 2001, 21(1): 66-71. Gao Shangyu, Wang Guiyong, Ha Si, et al. A case study on desert evolution in the northwestern fringe of monsoon area, China since the Last Glacial epoch[J]. Quaternary Sciences, 2001, 21(1): 66-71. |
| [64] |
Feng Z D, An C B, Wang H B. Holocene climatic and environmental changes in the arid and semi-arid areas of China:A review[J]. The Holocene, 2006, 16(1): 119-130. DOI:10.1191/0959683606hl912xx |
| [65] |
Yu L P, Lai Z P. OSL chronology and palaeoclimatic implications of aeolian sediments in the eastern Qaidam Basin of the northeastern Qinghai-Tibetan Plateau[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2012, 337-338: 120-129. DOI:10.1016/j.palaeo.2012.04.004 |
| [66] |
刘思丝, 黄小忠, 强明瑞, 等. 孢粉记录的青藏高原东北部更尕海地区中晚全新世植被和气候变化[J]. 第四纪研究, 2016, 36(2): 247-256. Liu Sisi, Huang Xiaozhong, Qiang Mingrui, et al. Vegetation and climate change during the Mid-Late Holocene reflected by the pollen record from Lake Genggahai, northeastern Tibetan Plateau[J]. Quaternary Sciences, 2016, 36(2): 247-256. |
2 State Key Laboratory of Earth Surface Processes and Resource Ecology, Faculty of Geographical Science, Beijing Normal University, Beijing 100875)
Abstract
The Qinghai Lake Basin, located in the northeast of Qinghai-Tibet Plateau, is an ideal region for studying palaeoenvironmental changes due to its special geographical location and sensitive response to climate change. In this paper, we obtained a typical aeolian sand-paleosoil profile on the eastern edge of the east sandy land of Qinghai Lake, named DST3 (36°46'12.07"N, 100°53'3.86"E; 3549 m a. s. l.; ca. 500 cm in thickness). Using AMS14C and Optically Stimulated Luminescence (OSL) chronometry to determine the age of the profile, the ages of the profile is 0~10.6 ka B. P. At the same time, the climatic proxies such as the grain-size, chromaticity, magnetic susceptibility and organic matter of the sediment of the profile were measured, and using the End-Member unmixing method to decompose the grain-size data into 3 End-Members. Among them, the End-Member 1 (peak value is 11.2 μm) consists of a silt-sized (2~63 μm) main component, which is a near-surface suspended component, and its content is the highest in the palaeosol layer (48.7%). Combined with the support of other climate proxies, we think that the End-Member 1 is related with the pedogenesis of aeolian deposits, and indirectly indicates the dry and wet changes in the area. End-Member 3 (peak value is 126.7 μm) is the coarsest component in the profile, and the main component of the grain size is fine sand (125~250 μm), which belongs to the near-surface jump component, and its content is the highest in the aeolian sand layer (55.1%), combined with the support of other climate proxies, we think that End-Member 3 can indicate the strength of the regional aeolian activity. End-Member 2 (peak value is 111.5 μm) is dominated by very fine sand (63~125 μm) and fine sand, and contains a small amount of silt, which is a near-surface suspension and jump component. Its content is the highest in sandy loess layer (65.2%). End-Member 2 and the chromaticity parameter a*have a similar change trend in the vertical direction of the profile, indicating that the End-Member 2 is controlled by the strength of the wind, but it is not completely consistent with the environment indicated by End-Member 3. Therefore, we think that End-Member 2 may be a near-source deposition under the action of lower-intensity near-surface winds, which together with End-Member 3 indicates the strength of regional aeolian activity.In order to explore the characteristics of the Holocene climate change in the study area, we combined the existing records of paleoenvironmental proxy records, such as summer insolation, content of total organic carbon in sediments and pollen concentration of trees in Qinghai Lake, etc. The Holocene climate and environmental changes in the study area is roughly divided into four phases: (1) Before 9.5 ka B. P., the climate was generally cold and dry, with a tendency toward warm and humid. The wind force was weakened, and the effect of pedogenesis was improved. (2) In the period of 9.5~3.5 ka B. P., the conditions of hydrothermal combination were better. The climate was warm and humid, and the pedogenesis effect was relatively strong. (3) The climate tended to be cold and dry during the period of 3.5~1.5 ka B. P., regional aeolian activity began to increase, and the intensity of pedogenesis weakened. (4) Since 1.5 ka B. P., the climate has further deteriorated and the aeolian activity has intensified.