2021, Vol.41
2 中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心, 北京 100101;
3 中国科学院大学, 北京 100049)
青藏高原地处亚洲中低纬度地区，平均海拔高于4000 m，冰川面积大约5×104 km2，终年气候严寒，被称为地球的“第三极”[1~2]。青藏高原湖泊众多，其中面积大于1 km2的有1200个，大于10 km2的有419个[3]，是“亚洲水塔”的重要组成部分。湖泊沉积记录具有沉积连续、沉积速率大、分辨率高、信息量丰富等特点，在环境重建中具有一定的独特性[4~6]。众多的湖泊沉积记录含有多种环境变化代用指标，为在青藏高原不同地区重建过去气候环境变化历史和阐明高原地区气候与环境的演化规律，提供了丰富和有效的研究材料[7~9]。
介形虫(Ostracod)是环境变化重建中一种重要的微体生物指标。介形虫属节肢动物门甲壳动物亚门介形虫纲，广泛生活在各种天然水体中，能够耐受不同温度、盐度、溶解氧等水体环境；从幼虫到成虫通常需经过七到八次蜕壳，在生长和蜕壳过程中利用宿生水体中的物质形成钙质壳体，且壳体可以很好地保存在沉积物中[10]。相较于其他指标，介形虫对环境变化敏感性强，环境变化对于介壳地球化学成分的影响较为直接。利用不同属种介形虫的组合和丰度能够重建不同时期的环境条件，反映湖泊水位、盐度等特征[11]。介形虫壳体与周围水体发生同位素平衡分馏，因此可用介壳δ18O和δ13C来间接代表水体δ18O和δ13C[12]。介壳的Mg/Ca、Sr/Ca与水体Mg/Ca、Sr/Ca有较好的相关性，从定性的层面可以反映湖水盐度或自生碳酸盐矿物组分[13~14]。因此，介形虫属种组合、介壳同位素和微量元素是介形虫环境重建过程中应用最为广泛的手段。目前在青藏高原的环境重建研究中，通常是将多指标结合在一起，分析湖泊环境变化特征和原因[15~18]。青藏高原的介形虫与环境变化研究主要集中在东北部青海湖及周边区域[19~26]、中南部纳木错及周边区域[27~31]和南部的羊卓雍错-普莫雍错[32~33]以及西部和北部的少数湖泊[34~35]。其中，青海湖和纳木错的介形虫研究相比于其他地区较为深入，除了常用的属种组合、稳定同位素、微量元素外[36~38]，还对介形虫分类学、生态学等方面进行了探索，而青海湖更是在介壳同位素现代过程、实验前处理等方面展开了研究[39~40]。目前，高原中部地区湖泊介形虫相关记录较为匮乏，利用介形虫重建环境的研究较为有限。
长江源地区位于青藏高原中部，处于典型现代西风与季风影响的过渡地区，其气候变化特征与历史有助于深入认识西风与印度季风在青藏高原发挥的影响[41]。赤布张错是该地区一个受冰川融水补给影响程度较大的湖泊，湖泊的水量、盐度等受冰川融水影响产生变化[42]，对湖泊环境变化的探究将有助于理解湖泊与冰川的关系以及冰川-湖泊系统对气候变化的响应。陈浩[43]通过对赤布张错一根5.48 m高分辨率岩芯的多指标综合分析(粒度、元素地球化学、碳酸盐沉积等)，重建了长江源地区晚冰期(Late Glacial)到全新世(Holocene)以来的由冷干转暖湿又转冷的气候环境变化过程，反映了季风北缘冰川-湖泊系统对季风进退的响应。然而，目前仍缺少对赤布张错湖泊水环境敏感的生物指标的分析，而上述传统的环境代用指标也难以深入阐释冰川融水、季风进退对湖泊变化的影响程度，因而有必要通过其他指标进一步开展深入分析研究。
本研究以长江源地区赤布张错湖芯的介形虫为研究对象，通过对其属种的鉴定，分析介形虫丰度和组合、壳体同位素和微量元素比值等，研究湖泊的主要补给来源、湖泊盐度、冷暖干湿条件等变化，并结合赤布张错湖泊沉积物中其他环境代用指标的综合分析，重建晚冰期末期以来的湖泊环境变化历史，探讨冰川补给湖泊反映的环境变化与气候变化的关系。
1 研究区概况赤布张错(33.31°~33.67°N，90.01°~90.43°E；4941 m a.s.l.)位于羌塘高原东南部，湖泊东北部位于青海省境内，西南部位于西藏自治区境内。湖泊自2006年起与西边的多尔索洞错连通，属于半封闭状态[43]。湖泊东临唐古拉山脉，格拉丹东冰川与嘎尔岗日冰川的融水形成3条入湖河流，西北面的普若岗日冰川是低纬地区最大的冰川，发育的河流从西北部补给多尔索洞错，在高湖面时与赤布张错连通(图 1)。
|
图 1 赤布张错在青藏高原的位置(a，黑点)及流域示意图(b)，红色五角星处为钻孔CBZLC16-1采样点 Fig. 1 Location(a, the black dot) and drainage area(b) of Chibuzhang Co on the Tibetan Plateau, the red star is the sampling site of core CBZLC16-1 |
本研究组在2016年11月的实测结果显示，湖泊最大水深为116.3 m，面积为575.4 km2。湖泊平均pH值为9.13，上层水温在5 ℃左右，表层湖水电导率为7954.6 μS/cm，表层溶解氧为6.26 mg/L[43]。遥感影像显示，1993~2005年，赤布张错水位高于多尔索洞错，湖水主要从赤布张错流向多尔索洞错；而从2006年开始，随着冰川融水和降水的增加，两个湖泊迅速扩张并连通。从2003年到2014年，多尔索洞错水量增加2.4 km3，赤布张错增加2 km3，冰川融水的贡献约占19.3±4.5%[42]。赤布张错湖区为青藏高原腹地高寒草原干旱-半干旱气候，年均气温-4.0 ℃，年降水量约500 mm[44]。湖泊位于受印度季风和西风影响的过渡地带，夏季主要受印度季风影响，降雨集中在6~8月；冬季受西风影响，寒冷干燥，湖面结冰期长达5~8个月[45]。
2 材料与方法研究组利用Uwtech活塞取样器钻取湖泊岩芯CBZLC16-1，采样位置位于赤布张错中部深水湖区60 m水深处，岩芯长度为5.48 m。在实验室将岩芯纵向剖开，利用Itax岩芯扫描仪进行XRF和磁化率扫描。岩芯最上部10 cm按0.5 cm的间隔进行分样，进行210Pb和137Cs测试，其余部分按1 cm间隔分样，并进行粒度、碳酸盐、地球化学元素等指标的分析[43]。根据介形虫的大致含量和分析耗时，本研究中用于介形虫分析的样品以5 cm间隔取样。
CBZLC16-1岩芯的定年由Chen(2019)等[46]完成。其中，在美国Beta实验室完成20个沉积物样品和3个植物样品的AMS 14C测定，利用树轮校正曲线IntCal13[47]，在OxCal v4.3.2系统中通过高概率密度函数方法(high probability density range method)将14C年龄校准到日历年龄[48~49]。过剩210Pb与137Cs活性测定在中国科学院青藏高原环境变化与地表过程重点实验室完成，选取上部10 cm的20个样品的沉积年龄用于校正14C年代的碳库效应。最终建立赤布张错沉积岩芯的年代框架，并推算出最底层沉积物年代大致为12.7 cal.ka B.P.(图 2)。
对于介形虫分析，每个样品中称取5 g冻干沉积物，加入约100 ml去离子水浸泡约24 h，并轻微搅拌，使样品分散开。然后将浸泡后的样品通过3层套筛(从上至下：60目-250 μm；120目-125 μm 180目-83 μm)过筛。将留在筛子中的样品冲洗到培养皿中，室温下晾干，在体视显微镜下观察、鉴定和统计介形虫属种组成，区分成年与幼年壳体的数量信息，计算样品中的介形虫丰度和各属种的百分含量。
介壳同位素的测定在中国科学院南京地质古生物研究所现代古生物学和地层学国家重点实验室完成，共测定了60个样品。每个样品挑出10~12个(约0.1 mg)背瘤白花介(Leucocythere dorsotuberosa)的完整成年壳体，用去离子水洗净，室温晾干后，使用Kiel Ⅳ Carbonate Device制样系统，通过MAT-253气体同位素质谱仪测定介壳中的δ18O与δ13C。实验室控制室温22 ± 1 ℃，湿度为50%RH ± 5%。测试结果以V-PDB为参照，δ18O分析误差小于0.15‰，δ13C分析误差小于0.04‰。
介壳微量元素的测定在中国科学院青藏高原研究所大陆碰撞与高原隆升实验室完成，共测定55个样品。每个样品挑出8~10个背瘤白花介完整成年介壳，溶解于5 ml 3%纯硝酸中，使用美国Leeman公司的Prodigy型全谱直读ICP-OES，采用标准曲线法测定介壳中的Sr、Mg、Ca的浓度，并计算Sr/Ca、Mg/Ca比值。样品选取两次曝光测定，每20个样品中间测试一个标准样品，标样为钢铁研究总院分析测试研究所的国家标准单元素溶液，溶液元素浓度分析误差小于5%。
3 结果 3.1 介形虫属种鉴定及丰度CBZLC6-1岩芯的介形虫有两属，分别是是背瘤白花介和白玻璃介(Candona candida)，二者的相对百分含量和丰度如图 3所示。其中，背瘤白花介为优势种，在大部分样品中(尤其是9.2 cal.ka B.P. 之前)几乎只有背瘤白花介的存在。白玻璃介数量较少，集中在钻孔底部(12.5~9.2 cal.ka B.P.)，并多为碎壳状态存在，完整壳体数量较少。
|
图 3 赤布张错介形虫属种组合及丰度变化 Fig. 3 The ostracod assemblage(relative abundance,%) and total abundance changes of Chibuzhang Co |
由于白玻璃介的完整壳体数量极少，背瘤白花介的数量是影响介形虫整体丰度的主要因素。从丰度变化来看，可大致分为3个阶段：13.0~9.2 cal.ka B.P. 阶段丰度较小，在0~4valves/g范围，其中12.5 cal.ka B.P. 和10.2 cal.ka B.P. 处出现小幅峰值；这部分也是白玻璃介出现较多的阶段。9.2~4.4 cal.ka B.P. 阶段丰度较大，其中8.5~7.8 cal.ka B.P. 达到最高峰值，最大丰度达到470~550 valves/g；5.1~4.8 cal.ka B.P. 处出现一个次高峰值，丰度为365 valves/g。4.4 cal.ka B.P.~0阶段丰度不高，但波动较大，其中4.0 cal.ka B.P.、3.1 cal.ka B.P. 及1.4 cal.ka B.P. 附近出现微小峰值，4.4 cal.ka B.P.、3.8 cal.ka B.P.和2.5 cal.ka B.P. 附近出现谷值。
3.2 介壳地球化学指标CBZLC16-1钻孔的介形虫壳体的地球化学指标变化如图 4所示。整个钻孔的δ18O值变化范围为-5.95‰~0.08‰，平均值为-3.94‰；δ13C的变化范围是-0.29‰~1.92‰，平均值为0.71‰；Mg/Ca在0.001~0.174的范围内变化，平均值是0.042；Sr/Ca的变化范围是0.011~0.025，平均值为0.019。
|
图 4 赤布张错介形虫丰度、介壳元素和同位素指标以及沉积物有机碳(TOC)、无机碳(TIC)和碳氮比(C/N)曲线(C/N、TOC和TIC数据源自文献[43]) Fig. 4 Proxies of ostracods abundance, shell elements and isotopes as well as sediments TOC, TIC and C/N variations of Chibuzhang Co(C/N, TOC and TIC data derived from reference[43]) |
钻孔的介壳地球化学指标变化可大致分为3个阶段。第一阶段为13.0~9.2 cal.ka B.P.，此阶段沉积物中介形虫样品量较为有限，仅有少数几个样品可以满足同位素和微量元素的测试需要，因此9.2 cal.ka B.P. 之前的曲线变化趋势不能完全反映介壳的地球化学指标变化。从仅有的几个样品来看，δ18O值在13.0~10.4 cal.ka B.P. 较高，达到-0.08‰，之后急剧下降；δ13C一直平缓下降，从1.5‰降低到1.3‰，但也在10.4 cal.ka B.P. 前后出现下降幅度有所增加的现象。Sr/Ca比值呈略微上升趋势，从0.015增加到0.02左右，在整体岩芯中处于中间位置。Mg/Ca比值在该阶段几乎没有变化，始终为低值，均小于0.01。
第二阶段为9.2~4.4 cal.ka B.P.，是δ18O和δ13C变化较为明显的阶段，Sr/Ca在整个序列中相对较高。9.2~4.4 cal.ka B.P.，δ18O值整体偏负，变化范围在-6.0‰~-3.5‰之间。δ13C出现两次剧烈波动，第一次在9.2~7.8 cal.ka B.P.，与δ18O一样均呈现升高的趋势，之后δ13C在7.8~6.7 cal.ka B.P. 下降至0.27‰，而δ18O保持稳定；第二次在6.7~5.5 cal.ka B.P.，δ13C呈现序列的最高值。Sr/Ca与δ18O表现出不同变化特征，9.2~5.5 cal.ka B.P. 变化微弱，5.5~4.4 cal.ka B.P. 呈现下降的变化特征。Mg/Ca在这个阶段依然处于低值且变化很小。
第三阶段，4.4 cal.ka B.P. 至今，δ18O表现出波动上升的特征，4.2 cal.ka B.P. 有明显峰值，达到-2.6‰。δ13C的变化较为复杂，4.4~2.5 cal.ka B.P. 呈下降趋势，2.5 cal.ka B.P. 开始升高，在2.1 cal.ka B.P. 达到1.06‰；之后迅速降低，此后δ13C的变化特征与δ18O较为一致。Sr/Ca这个阶段为整个钻孔的最低值，在0.018~0.011范围内波动，其中4.2 cal.ka B.P. 的高值与δ18O和Mg/Ca有较好的对应。Mg/Ca发生明显变化，经历高-低-高这3个阶段，4.2~3.1 cal.ka B.P. 和1.4~0 cal.ka B.P. 为高值，3.1~1.4 cal.ka B.P. 为低值。
4 讨论 4.1 指标的环境意义 4.1.1 介形虫属种及丰度变化背瘤白花介为青藏高原的优势种，广布于淡水、半咸水、咸水湖等各类湖泊中，耐受范围广，是一种喜冷水的深水种；白玻璃介也在青藏高原多个湖泊中有发现，在浅水环境中较为常见，能够适应0.1‰~5.8‰的盐度范围[50]。介形虫的属种组合通常可用于反映水位的变化[23, 29~30]，但是由于本研究的钻孔中仅有两属介形虫出现，且背瘤白花介占绝对主导，因此认为白玻璃介相对较多的阶段是湖泊水位低、盐度高的时期，而背瘤白花介的丰度变化则可指示影响介形类生存的水体环境变化。白玻璃介集中在12.3~11.1 cal.ka B.P.和9.8~9.5 cal.ka B.P. 出现，据此推测这一时期湖泊水位低；背瘤白花介在9.4~4.4 cal.ka B.P. 丰度大，而4.4 cal.ka B.P. 之后丰度变小且波动剧烈，说明全新世早中期湖泊环境适合介形虫生存，晚期湖泊环境发生较大波动。
4.1.2 介形虫壳体地球化学指标介形虫利用宿生水体中的物质形成介壳，测得的介壳δ18O、δ13C、Mg/Ca和Sr/Ca可进一步用于判断湖泊水温和盐度变化[51]。介壳的δ18O与水体的δ18O具有相对平衡关系，δ18O偏负可能是由于温度下降导致补给的大气降水分馏减弱，或者湖水蒸发减小，也可能是由于未发生分馏的大量降水或冰川融水补给湖泊；δ18O偏正可能是由于蒸发较强，温度较高时也会使得大气降水分馏加强，从而携带偏重的δ18O[52~53]。介壳的δ13C通常可用于反映湖水溶解无机碳(Dissolved Inorganic Carbon，简称DIC)的δ13C，取决于湖泊生产力以及大气CO2与湖泊碳库的交换，但影响δ13C的因素相对比较复杂：对于高寒干旱区的湖泊而言，补给河流或冰川融水中的δ13C通常偏轻，但由于水体与大气CO2分压具有较大差异，湖水中的CO2易于向大气释放，使得湖水δ13C偏重；浅水状态则加强了湖水CO2的逃逸，因此，δ13C偏重能够指示蒸发加大、气候干旱[54~55]。湖泊生产力高对于深水湖泊来说会使得表层DIC的13C增加，进而使得底层δ13C偏轻，而对于较浅的湖泊来说则整体的δ13C都会偏重[56]。此外，pH、温度、离子浓度(HCO3-)等都可能会影响介壳δ13C。
介壳的Mg/Ca和Sr/Ca在很多研究中都用于指示宿生水体的Mg/Ca和Sr/Ca，进而指示湖泊盐度[57~58]。也有研究发现，在合适的水体Mg/Ca条件下，介壳Mg/Ca与温度呈正相关；但水体Mg/Ca过高或过低(>30~36或 < 1~2)时都可能导致介壳摄取Mg的能力下降[59~60]。介壳Sr/Ca主要会受到矿物沉积过程和离子浓度的影响，当沉积物中文石较多或者HCO3-的浓度较高时，Sr的摄入会受到抑制[13, 61]。
4.2 介形虫反映的赤布张错13 cal.ka B.P. 以来的水文和气候环境变化综合介形虫的属种和介壳地球化学指标，结合已经发表的TOC、TIC和C/N等指标进行分析，赤布张错的水文和气候变化大致可以分为3个阶段。
(1) 阶段Ⅰ：13.0~9.2 cal.ka B.P.
此阶段湖泊以低水位为主，气温呈现缓慢回暖态势。该阶段介形虫丰度仅为0~4 valves/g，且适宜浅水的白玻璃介相对较多。介壳δ18O、δ13C在13.0~10.2 cal.ka B.P. 相对较高，反映了温度上升条件下的分馏加强和蒸发加大。变暖的特点也在TOC的缓慢增加上有所体现，TIC尽管较低，但仍在缓慢增加，反映湖水的蒸发逐渐加强。Sr/Ca相对稳定，但为序列的相对高值。介壳Mg/Ca变化不大且为低值，可能是由于水体Mg/Ca较高，导致Mg的分配系数降低。
值得注意的是，在介形虫丰度处于整个序列的低值条件下，白玻璃介集中在12.3~11.1 cal.ka B.P. 和9.8~9.5 cal.ka B.P. 出现，反映了相对更低水位的情况。12.3~11.1 cal.ka B.P. 低水位期间，处于序列最低值的TOC指示了气温降低，下降的介壳δ13C值指示了蒸发减弱，而在蒸发下降时仍出现明显的湖泊水位下降，说明湖水补给在明显较少，这一寒冷干旱的情况与Younger Dryas时期一致，也具有非常一致的环境特点[61]。由于9.8~9.5 cal.ka B.P. 低水位时段伴随着TOC和C/N上升，说明气温上升与陆源有机质增加一致，同期的介壳δ18O与δ13C下降则指示了湖水分馏的减弱和蒸发减少，这可能是由于降水减少、湖泊主要由冰川融水维持所致。10.4~10 cal.ka B.P.，介壳δ18O急剧降低，指示了温度的明显下降，δ13C在此处出现明显下降，反映了蒸发的减弱。这个降温事件在突然下降的TOC中也有相应体现，而TIC的增加可能是由于低温下的融水补给减少，造成相对干旱。背瘤白花介丰度在这个时期出现一个小峰值，说明只有广适种才能在此环境下生存。在10 cal.ka B.P. 之后，TOC上升而介壳δ18O和δ13C持续下降，可能是在气候变暖条件下，湖泊补给从降水主导转为融水主导，以冰川融水补给为主的湖水处于弱分馏状态。
(2) 阶段Ⅱ：9.2~4.4 cal.ka B.P.
这一阶段的湖泊由温暖的浅水状态，逐渐转向变凉的深水条件，湖泊补给由降水为主转向冰川融水为主。具体可以细分为4个亚阶段：
Ⅱ-1：9.2~7.7 cal.ka B.P.，这是相对温暖湿润的时期。此阶段背瘤白花介丰度迅速增加，达到550 valves/g，为钻孔最高值，说明此时湖泊适于大量的介形虫生存。介壳δ18O和δ13C均较上一时期回升，指示了补给水源的分馏加强。尽管TOC略微下降，但依然处于高值，而相对较高的C/N也说明，陆源有机碎屑的输入较多，判断这个亚阶段的湖泊以降水补给为主，温暖的状态使得降水分馏较强。同时，较多的陆源碎屑输入也会导致湖泊δ13C增加。介壳Sr/Ca与沉积物TIC在这一时期持续上升，指示了湖泊持续处于浅水环境。介壳Mg/Ca变化不明显，仍为低值，可能是因为此时水体中Mg2+过低。Marco-Barba等[62]发现，一种正星介(Cyprideis)的壳体Mg/Ca在水体Mg/Ca < 6的环境下就无法反映温度或盐度变化；而现代赤布张错的水体Mg/Ca为2.35，全新世早期水体Mg/Ca很可能会更低，这可能是介壳Mg/Ca在此阶段一直为低值的原因。与此同时，水体Mg2+低有利于方解石的形成，介壳主要成分为方解石，因此这一时期介形虫丰度的增加也进一步佐证了水体Mg/Ca低的事实。
Ⅱ-2：7.7~6.8 cal.ka B.P.，介形虫丰度明显下降，说明这一亚阶段的湖水温度不如上个亚阶段高。介壳δ18O处于较低范围波动，也符合温度较低或有较轻氧同位素水源注入的条件。略微下降的TIC说明湖泊在轻微扩张状态。下降的TOC和C/N指示了陆源有机碎屑减少，推测该亚阶段的降水下降，湖水可能主要由冰川融水补给，因而使得湖水温度较低而δ18O较轻。介壳δ13C在这一亚阶段明显下降，指示了湖泊的蒸发在减弱。较低的C/N至少说明内源有机质相对外源增多，在湖泊内源生产力较强时，12C被表层浮游植物光合作用大量吸收，随着12C富集的有机质不断下沉到底层，湖泊底部的δ13C逐渐偏轻，进而使得底栖的介形虫壳体δ13C偏轻。
Ⅱ-3：6.8~5.4 cal.ka B.P.，介形虫丰度、介壳δ18O、C/N和TOC与上一亚阶段相比基本没有变化，指示了这一亚阶段的湖水仍处于偏凉状态。介壳δ18O处于较低范围波动，也符合温度较低或有较轻氧同位素水源注入的条件。但TIC出现轻微的上升，说明湖泊出现轻微收缩。介壳δ13C出现明显上升，指示了湖泊的蒸发明显加强，呈现温凉干旱的特征。同时，该亚阶段的C/N继续轻微下降，可能反映了湖泊变浅后有利于内源浮游生物的生存，但在浅水条件下，湖泊表面和底部有机质的12C可能没有明显变化，因而湖泊底部的δ13C仍然受蒸发影响而变重。
Ⅱ-4：5.4~4.4 cal.ka B.P.，背瘤白花介在5.0 cal.ka B.P. 出现另一个高峰，可能对应着全新世暖期[61]的另一次气候变暖过程。沉积物TIC和介壳Sr/Ca明显下降，指示了湖泊扩张、水深加大，也与下降的介壳δ13C指示的蒸发减弱彼此吻合，反映了此阶段温暖湿润的特征。与上一亚阶段相比，介壳δ18O仍在较低范围波动，指示这一亚阶段的湖泊仍然以较凉的冰川融水补给为主。
(3) 阶段Ⅲ：4.4 cal.ka B.P.至今
此阶段整体上介壳的丰度较低，持续下降的介壳Sr/Ca和沉积物TIC指示了湖泊仍在微弱扩张状态，介壳δ13C较上一时期持续下降，则指示了蒸发减弱的变化特征。然而，介壳δ18O相对上一个时期明显上升，代表了同位素较重的水源补给加入，这可能是由于降水增加和气温上升导致湖泊补给水源δ18O增加所致。尽管沉积物TOC较上一阶段变化不明显，但出现多个上升的峰值，推测在TOC峰值时期，降水对湖泊的补给发挥更重要的影响。介壳Mg/Ca在这一时期发生剧烈变化，由于TIC变化不明显，Mg的富集可能与温度变化有较好的对应关系，推测4.4~2.9 cal.ka B.P.、2.9~1.5 cal.ka B.P.和1.5 cal.ka B.P.~0出现温度高-低-高的变化。在2.9~1.5 cal.ka B.P. 这一相对低温时期，Ma/Ca和δ13C在2.4~2.0 cal.ka B.P. 出现明显上升，指示在寒冷时期的短暂回暖或蒸发加强。在1.5 cal.ka B.P.至今的温暖时期，C/N和TOC在1.5~1.0 cal.ka B.P. 出现明显增加，并在介壳δ13C变化上具有一定响应，指示了降水在这个时期对湖泊补给发挥了更重要的影响。
4.3 与其他地区环境变化的比较分析青藏高原地区的冰川-湖泊系统关系可能会受不同气候水文模态的影响[63]。目前的气候变暖过程中，主要受西风影响的藏北地区出现冰川前进、湖泊扩张，而受季风影响的藏南地区则出现冰川退缩、湖泊萎缩[63]。
赤布张错在晚冰期末期到全新世早期呈现由冷转暖的过程(图 5a)，由降水补给转为融水补给，与同处受西风和季风影响过渡区的塔若错有较好的对应(图 5c)。塔若错介形虫记录显示这一时期温度升高使大量冰川融水注入湖泊，湖泊水位迅速上升[35]。这一阶段季风作用较强，来自温暖地区的水汽大量输送到青藏高原，冰川与湖泊因而出现相应的变化[35]。位于高原东北部以降水补给为主的青海湖介壳δ18O反映的湖面变化[20]与赤布张错略有不同(图 5e)，尽管在9.2 cal.ka B.P. 之前也出现微弱偏负的趋势，但整体变化不大，说明季风输送的水汽尚未对该区构成明显影响，全新世早期水位升高仅使得若干小的干盐湖合并，青海湖地区仍在干冷的西风主控影响之下[20]。
|
图 5 赤布张错环境记录与西风、印度季风以及过渡区其他环境记录的比较 (a)赤布张错(本文)；印度季风区：(b)普莫雍错[32]；过渡区：(c)塔若错[35]，(d)纳木错[29]；西风区：(e)青海湖[20]，(f)库赛湖[64] Fig. 5 Comparisons among environmental changes of Chibuizhang Co and other lake environmental records from the Westerlies, Indian Monsoon and transition zone domination. (a)Chibuzhang Co(this study), Indian Monsoon: (b)Pumoyum Co[32], transition zone: (c)Taro Co[35] and (d) Nam Co[29], Westerlies: (e)Lake Qinghai[20] and (f) Lake Kusai[64] |
从全新世早期到中期，赤布张错经历了由暖向凉的转变，整体上流域湿度增加，蒸发下降，湖泊扩张。该特征与青藏高原过渡区和西风区的其他湖泊记录基本一致(图 5)，如纳木错介形类记录反映其从8.4 cal.ka B.P. 开始温度逐渐下降(图 5d)，但湖泊在6.8~2.9 cal.ka B.P. 期间扩张[29]；塔若错在7.5~6.4 cal.ka B.P. 经历了轻微收缩(图 5c)，从6.4 cal.ka B.P. 开始大量淡水注入湖泊，湖面较高，湖水外溢[35]；位于西风区的青海湖的干旱条件维持到7.4 cal.ka B.P.，之后转为温暖湿润(图 5e)，湖泊水位升高[20]。因此，推测这一时期赤布张错的变化可能受西风环流影响较大。与位于季风区的普莫雍错环境记录相比(图 5b)，普莫雍错除在4.3~3.8 cal.ka B.P. 为高湖面外，全新世中期的其他时段均为低湖面，其原因是由于季风带来的水汽相对减少，导致降水和冰川融水的影响被削弱[32]。然而，值得注意的是，赤布张错在4.3~3.8 cal.ka B.P. 出现介壳δ18O升高，同时期普莫雍错湖面上升，推测该时期由于气温升高导致赤布张错湖水分馏加强，而普莫雍错的冰川融水显著增加使得湖面上升。
全新世晚期赤布张错为高湖面状态，2.9~1.5 cal.ka B.P. 为相对低温时期，1.5 cal.ka B.P.至今有所回暖。在这一时期，位于季风区的普莫雍错[32]、过渡区的塔若错[35]和纳木错[29]以及西风区的青海湖[20]均呈现扩张趋势或保持较大水深，说明无论是冰川融水还是大气降水均对湖泊水量增加产生影响。位于西风区的库赛湖正构烷烃等重建的温度显示[64](图 5f)，尽管近2.5 cal.ka B.P. 该区出现从暖湿到冷干的变化态势[64~65]，但在0.85 cal.ka B.P. 后温度出现回升[66]，指示了西风区降水增加和季风区气温升高引起的冰川融水加强。因此，这个时期整个过渡区的湖泊水量增加与季风加强下的降水和冰川融水增加均有密切关系。
5 结论通过介形虫属种和丰度变化以及介壳δ18O、δ13C、Mg/Ca和Sr/Ca的分析，结合沉积物的TOC、TIC和C/N变化，划分了赤布张错近13 cal.ka B.P. 以来环境变化的阶段性，并初步分析了变化的原因，得出结论如下：
(1) 赤布张错近13 cal.ka B.P. 以来环境变化出现3个阶段：阶段Ⅰ为13.0~9.2 cal.ka B.P.，具有相对温暖、湖泊由降水补给为主转为融水为主的特征。其中，12.3~11.1 cal.ka B.P. 低水位指示的寒冷干旱反映了本区对Younger Dryas事件的响应。阶段Ⅱ为9.2~4.4 cal.ka B.P.，湖区由以降水补给为主的相对温暖的浅水状态，转向以冰川融水补给为主的温凉状态，水深逐渐加大，该阶段的4个亚阶段分别为9.2~7.7 cal.ka B.P.、7.7~6.8 cal.ka B.P.、6.8~5.4 cal.ka B.P. 和5.4~4.4 cal.ka B.P.，分别具有浅水下的温暖湿润、温凉湿润、温凉干旱和深水下温凉湿润特征。阶段Ⅲ为4.4 cal.ka B.P.至今，湖区出现相对剧烈的环境变化，总体上为高湖面状态，呈现温暖-寒冷-温暖的变化特征，其中在2.9~1.5 cal.ka B.P. 的寒冷时期，气温在2.4~2.0 cal.ka B.P. 出现短暂回暖。
(2) 赤布张错晚冰期以来的环境记录反映了青藏高原中部季风和西风过渡区受西风和季风影响程度的变化：晚冰期末期到全新世早期，与西风区湖泊记录反映的相对干旱环境不同，赤布张错环境记录反映了过渡区气候转暖和季风加强的影响。全新世早期到中期，赤布张错的环境变化不仅与其他过渡区的湖泊环境记录一致，显示了由温暖转为凉湿的特点，也与全新世中期西风区湖面上升相一致；但其与季风区湖泊水量相对减少不同，说明了赤布张错受西风影响更为明显。全新世晚期，赤布张错与位于季风区的普莫雍错、过渡区的塔若错和纳木错以及西风区的青海湖均呈现水量扩张趋势或保持较大水深，指示整个过渡区的湖泊水量增加与季风加强下的降水和冰川融水增加均有密切关系。
致谢: 感谢中国科学院青藏高原研究所马庆峰副研究员、黄磊博士、刘翀博士生，郑州大学乔宝晋博士，中国地质大学(武汉)林晓博士帮助获取野外样品，中国科学院南京地质古生物研究所刘静博士和中国科学院青藏高原研究所刘晓明工程师帮助开展介壳同位素和微量元素测试。
| [1] |
Yao T, Thompson L G, Mosbrugger V, et al. Third pole environment (TPE)[J]. Environmental Development, 2012, 3: 52-64. DOI:10.1016/j.envdev.2012.04.002 |
| [2] |
Qiu J. China: The third pole[J]. Nature, 2008, 454(7203): 393-396. DOI:10.1038/454393a |
| [3] |
Zhang G, Luo W, Chen W, et al. A robust but variable lake expansion on the Tibetan Plateau[J]. Science Bulletin, 2019, 64(18): 1306-1309. DOI:10.1016/j.scib.2019.07.018 |
| [4] |
郭娅, 薛滨, 沈吉. 地球系统科学时代的湖泊科学[J]. 第四纪研究, 2020, 40(1): 18-27. Guo Ya, Xue Bin, Shen Ji. Progress of lake science in the age of Earth System Science(ESS)[J]. Quaternary Sciences, 2020, 40(1): 18-27. |
| [5] |
吴铎, 周爱锋, 张家武, 等. 我国季风边缘区湖泊沉积记录的全新世亚洲夏季风衰退事件[J]. 第四纪研究, 2019, 39(3): 665-677. Wu Duo, Zhou Aifeng, Zhang Jiawu, et al. Abrupt decreasing of Holocene Asian summer monsoon recorded by lake sediments from monsoon margin[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(3): 665-677. |
| [6] |
王苏民, 张振克. 中国湖泊沉积与环境演变研究的新进展[J]. 科学通报, 1999, 44(6): 579-587. Wang Sumin, Zhang Zhenke. Latest progress in study of lake sediments and environmental change in China[J]. Chinese Science Bulletin, 1999, 44(6): 579. DOI:10.3321/j.issn:0023-074X.1999.06.004 |
| [7] |
朱少航, 朱立平, 王君波, 等. 西藏玛旁雍错沉积揭示的晚冰期以来环境变化[J]. 第四纪研究, 2019, 39(3): 602-614. Zhu Shaohang, Zhu Liping, Wang Junbo, et al. Environmental changes reflected by core sediments since Late Glacial in Mapam Yumco, southwest Tibet of China[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(3): 602-614. |
| [8] |
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. |
| [9] |
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. |
| [10] |
Smith A J, Horne D J, Martens K, et al. Class Ostracoda[M]//Thorp J, Rogers D C. Ecology and General Biology: Thorp and Covich's Freshwater Invertebrates. Waltham: Academic Press, 2015: 757-780.
|
| [11] |
Mischke S. Quaternary Ostracods from the Tibetan Plateau and their significance for environmental and climate-change studies[M]//Horne D J, Holmes J A, Rodriguez-Lazaro J, et al. Ostracoda as Proxies for Quaternary Climate Change. Oxford: Elsevier, 2012: 263-279.
|
| [12] |
Wrozyna C, Frenzel P, Daut G, et al. Holocene lake-level changes of Lake Nam Co, Tibetan Plateau, deduced from Ostracod assemblages and δ18O and δ13C signatures of their valves[M]//Horne D J, Holmes J A, Rodriguez-Lazaro J, et al. Ostracoda as Proxies for Quaternary Climate Change. Oxford: Elsevier, 2012: 280-295.
|
| [13] |
Jin Z, Bickle M J, Chapman H J, et al. Ostracod Mg/Sr/Ca and 87Sr/86Sr geochemistry from Tibetan lake sediments: Implications for Early to mid-Pleistocene Indian monsoon and catchment weathering[J]. Boreas, 2011, 40(2): 320-331. DOI:10.1111/j.1502-3885.2010.00184.x |
| [14] |
Michelson A V, Park L E. Taphonomic dynamics of lacustrine Ostracodes on San Salvador Island, Bahamas: High fidelity and evidence of anthropogenic modification[J]. Palaios, 2013, 28(2): 129-135. DOI:10.2110/palo.2012.p12-031r |
| [15] |
张菀漪, 张静雅, Nusrat Nazir, 等. 青藏高原东北缘冬给错纳湖全新世湖面波动[J]. 第四纪研究, 2019, 39(4): 1018-1033. Zhang Wanyi, Zhang Jingya, Nusrat Nazir, et al. The records of Donggi Cona lake-level fluctuations since the Holocene in the northeastern Tibetan Plateau[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(4): 1018-1033. |
| [16] |
张家武, 王君兰, 郭小燕, 等. 博斯腾湖全新世岩芯沉积物碳酸盐氧同位素气候意义[J]. 第四纪研究, 2010, 30(6): 1078-1087. Zhang Jiawu, Wang Junlan, Guo Xiaoyan, et al. Paleoclimatic significance of oxygen isotope composition of carbonates from a sediment core at Bosten Lake, Xinjiang, China[J]. Quaternary Sciences, 2010, 30(6): 1078-1087. DOI:10.3969/j.issn.1001-7410.2010.06.02 |
| [17] |
Mischke S, Kramer M, Zhang C, et al. Reduced Early Holocene moisture availability in the Bayan Har Mountains, northeastern Tibetan Plateau, inferred from a multi-proxy lake record[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2008, 267(1-2): 59-76. DOI:10.1016/j.palaeo.2008.06.002 |
| [18] |
Li X, Zhou X, Liu W, et al. Oxygen isotopic composition of bulk carbonates in recent sediments from Lake Kuhai (NW China) and implications for hydroclimatic changes in headwater areas of the Yellow River on the northeastern Tibetan Plateau[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2017, 134: 150-159. DOI:10.1016/j.jseaes.2016.11.001 |
| [19] |
Li X, Liu W. Water salinity and productivity recorded by ostracod assemblages and their carbon isotopes since the Early Holocene at Lake Qinghai on the northeastern Qinghai-Tibet Plateau, China[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2014, 407: 25-33. DOI:10.1016/j.palaeo.2014.04.017 |
| [20] |
Li X, Liu W. Lake evolution and hydroclimate variation at Lake Qinghai(China) over the past 32 ka inferred from ostracods and their stable isotope composition[J]. Journal of Paleolimnology, 2017, 58(3): 299-316. DOI:10.1007/s10933-017-9979-6 |
| [21] |
Li X, Liu W, Zhang L, et al. Distribution of recent ostracod species in the Lake Qinghai area in Northwestern China and its ecological significance[J]. Ecological Indicators, 2010, 10(4): 880-890. DOI:10.1016/j.ecolind.2010.01.012 |
| [22] |
Zhu Z, Chen J, Li D, et al. Li/Ca ratios of ostracod shells at Lake Qinghai, NE Tibetan Plateau, China: A potential temperature indicator[J]. Environmental Earth Sciences, 2012, 67(6): 1735-1742. DOI:10.1007/s12665-012-1617-z |
| [23] |
Mischke S, Bößneck U, Diekmann B, et al. Quantitative relationship between water-depth and sub-fossil ostracod assemblages in Lake Donggi Cona, Qinghai Province, China[J]. Journal of Paleolimnology, 2009, 43(3): 589-608. DOI:10.1007/s10933-009-9355-2 |
| [24] |
Li X, Liu W, Zhou X, et al. A 700-year macrophyte productivity record inferred from isotopes of macrophyte remains and bulk carbonates in Lake Koucha, northeast Qinghai-Tibetan Plateau[J]. Quaternary International, 2017, 430: 32-40. DOI:10.1016/j.quaint.2015.11.053 |
| [25] |
Zhang J, Holmes J A, Chen F, et al. An 850-year ostracod-shell trace-element record from Sugan Lake, northern Tibetan Plateau, China: Implications for interpreting the shell chemistry in high-Mg/Ca waters[J]. Quaternary International, 2009, 194(1-2): 119-133. DOI:10.1016/j.quaint.2008.05.003 |
| [26] |
Holmes J A, Zhang J, Chen F, et al. Paleoclimatic implications of an 850-year oxygen-isotope record from the northern Tibetan Plateau[J]. Geophysical Research Letters, 2007, 34(23). DOI:10.1029/2007GL032228 |
| [27] |
Xie M, Zhu L, Peng P, et al. Ostracod assemblages and their environmental significance from the lake core of the Nam Co on the Tibetan Plateau 8.4 ka BP[J]. Journal of Geographical Sciences, 2009, 19(4): 387-402. DOI:10.1007/s11442-009-0387-3 |
| [28] |
Jin Z, Bickle M J, Chapman H J, et al. Early to mid-Pleistocene ostracod δ18O and δ13C in the central Tibetan Plateau: Implication for Indian monsoon change[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2009, 280(3-4): 406-414. DOI:10.1016/j.palaeo.2009.06.028 |
| [29] |
Zhu L, Peng P, Xie M, et al. Ostracod-based environmental reconstruction over the last 8, 400 years of Nam Co Lake on the Tibetan Plateau[J]. Hydrobiologia, 2010, 648(1): 157-174. DOI:10.1007/s10750-010-0149-3 |
| [30] |
Frenzel P, Wrozyna C, Xie M, et al. Palaeo-water depth estimation for a 600-year record from Nam Co(Tibet) using an ostracod-based transfer function[J]. Quaternary International, 2010, 218(1-2): 157-165. DOI:10.1016/j.quaint.2009.06.010 |
| [31] |
Wrozyna C, Frenzel P, Xie Manping, et al. A taxonomical and ecological overview of recent and Holocene Ostracodes of the Nam Co region, southern Tibet[J]. Quaternary Sciences, 2009, 29(4): 665-677. |
| [32] |
Peng P, Zhu L, Frenzel P, et al. Water depth related ostracod distribution in Lake Pumoyum Co, southern Tibetan Plateau[J]. Quaternary International, 2013, 313-314: 47-55. DOI:10.1016/j.quaint.2013.08.054 |
| [33] |
Zhu L, Li Y, Li B. The ostracod assemblages and their environmental significance in the Chen Co area, southern Tibet in recent 1400 years[J]. Journal of Geographical Sciences, 2002, 12(4): 451-459. DOI:10.1007/BF02844603 |
| [34] |
李元芳, 张青松, 李炳元. 青藏高原西北部17000年以来的介形类及环境演变[J]. 地理学报, 1994, 49(1): 46-54. Li Yuanfang, Zhang Qingsong, Li Bingyuan. Ostracod and environmental evolution of past 17, 000 years in the northwest of the Tibetan Plateau[J]. Acta Geographica Sinica, 1994, 49(1): 46-54. DOI:10.3321/j.issn:0375-5444.1994.01.006 |
| [35] |
Guo Y, Zhu L, Frenzel P, et al. Holocene lake level fluctuations and environmental changes at Taro Co, southwestern Tibet, based on ostracod-inferred water depth reconstruction[J]. The Holocene, 2015, 26(1): 29-43. |
| [36] |
Yang Q, Jochum K P, Stoll B, et al. Trace element variability in single ostracod valves as a proxy for hydrochemical change in Nam Co, central Tibet, during the Holocene[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2014, 399: 225-235. DOI:10.1016/j.palaeo.2014.01.014 |
| [37] |
Lister G S, Kelts K, Zao C K, et al. Lake Qinghai, China: Closed-basin like levels and the oxygen isotope record for ostracoda since the Latest Pleistocene[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 1991, 84(1-4): 141-162. DOI:10.1016/0031-0182(91)90041-O |
| [38] |
Börner N, De Baere B, Francois R, et al. Application of flow-through time-resolved analysis (FT-TRA) to isolate the elemental composition in ostracod calcite[J]. Chemical Geology, 2017, 467: 53-63. DOI:10.1016/j.chemgeo.2017.07.019 |
| [39] |
Li X, Liu W, Zhang P, et al. Species, valve size, and pretreatment effects on δ18O and δ13C values of ostracod valves from Lake Qinghai, Qinghai-Tibet Plateau[J]. Chemical Geology, 2007, 246(1-2): 124-134. DOI:10.1016/j.chemgeo.2007.09.007 |
| [40] |
Zhang L, Sun Z, An Z, et al. A preliminary distribution analysis on Ostracoda of different water bodies from Qinghai Lake area, NW China[J]. Acta Micropalaeontologica Sinica, 2006, 23(4): 425-436. |
| [41] |
朱立平, 鞠建廷, 乔宝晋, 等. "亚洲水塔"的近期湖泊变化及气候响应: 进展、问题与展望[J]. 科学通报, 2019, 64(27): 2796-2806. Zhu Liping, Ju Jianting, Qiao Baojin, et al. Recent lake changes of the Asia Water Tower and their climate response: Progress, problems and prospects[J]. Chinese Science Bulletin, 2019, 64(27): 2796-2806. |
| [42] |
Qiao B, Zhu L, Wang J, et al. Estimation of lake water storage and changes based on bathymetric data and altimetry data and the association with climate change in the central Tibetan Plateau[J]. Journal of Hydrology, 2019, 578: 124052. DOI:10.1016/j.jhydrol.2019.124052 |
| [43] |
陈浩. 长江源地区赤布张错近13000年以来湖泊沉积与气候变化[D]. 北京: 中国科学院青藏高原研究所博士学位论文, 2019: 32-43, 45-48, 58-66, 91-97. Chen Hao. Lacustrine Sediment and Climate Change during the Past 13, 000 Years in Chibuzhang Co near the Source Region of the Yangtze River[D]. Beijing: The Doctor's Dissertation of Institute of Tibetan Pleteau, Chinese Academy of Sciences, 2019: 32-43, 45-48, 58-66, 91-97. |
| [44] |
周文明, 李志伟, 李佳, 等. 1992-2009年格拉丹东冰川及冰前湖面积变化的遥感研究[J]. 中南大学学报(自然科学版), 2014, 45(10): 3505-3512. Zhou Wenming, Li Zhiwei, Li Jia, et al. Variations of glaciers and glacial lake in Geladandong Mountain range in 1992-2009 with remote-sensing technology[J]. Journal of Central South University (Science and Technology), 2014, 45(10): 3505-3512. |
| [45] |
勾鹏. 青藏高原不同气候区湖冰冻融日期时空变化研究[D]. 北京: 中国科学院青藏高原研究所博士学位论文, 2018: 40-42. Gou Peng. The Spatio-temporal Change of Lake Ice Freezing/Breaking Dates in Different Climate Zones on Tibetan Plateau[D]. Beijing: The Doctor's Dissertation of Institute of Tibetan Pleteau, Chinese Academy of Sciences, 2018: 40-42. |
| [46] |
Chen H, Zhu L, Ju J, et al. Temporal variability of 14C reservoir effects and sedimentological chronology analysis in lake sediments from Chibuzhang Co, North Tibet (China)[J]. Quaternary Geochronology, 2019, 52: 88-102. DOI:10.1016/j.quageo.2019.02.009 |
| [47] |
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 |
| [48] |
Ramsey B. Bayesian analysis of radiocarbon dates[J]. Radiocarbon, 2009, 51(1): 337-360. DOI:10.1017/S0033822200033865 |
| [49] |
Ramsey B. Methods for summarizing radiocarbon datasets[J]. Radiocarbon, 2017, 59(2): 1809-1833. |
| [50] |
Mischke S, Wünnemann B. The Holocene salinity history of Bosten Lake(Xinjiang, China) inferred from ostracod species assemblages and shell chemistry: Possible palaeoclimatic implications[J]. Quaternary International, 2006, 154-155: 100-112. DOI:10.1016/j.quaint.2006.02.014 |
| [51] |
Schwalb A, Burns S J, Kelts K. Holocene environments from stable isotope stratigraphy of ostracods and authigenic carbonate in Chilean Altiplano Lakes[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 1999, 148(1-3): 153-168. DOI:10.1016/S0031-0182(98)00181-3 |
| [52] |
Devriendt L S, McGregor H V, Chivas A R. Ostracod calcite records the 18O/16O ratio of the bicarbonate and carbonate ions in water[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2017, 214: 30-50. DOI:10.1016/j.gca.2017.06.044 |
| [53] |
Mischke S, Fuchs D, Riedel F, et al. Mid to Late Holocene palaeoenvironment of Lake Eastern Juyanze(North-Western China) based on ostracods and stable isotopes[J]. Geobios, 2002, 35(1): 99-110. DOI:10.1016/S0016-6995(02)00013-X |
| [54] |
曹军骥, 王亚强, 张小曳, 等. 大气中碳酸盐的碳同位素分析及其来源指示意义[J]. 科学通报, 2004, 49(17): 1785-1788. Cao Junji, Wang Yaqiang, Zhang Xiaoye, et al. Analysis of carbon isotope of carbonates in atmosphere and its implications in sources[J]. Chinese Science Bulletin, 2004, 49(17): 1785-1788. DOI:10.3321/j.issn:0023-074X.2004.17.016 |
| [55] |
蓝江湖, 徐海, 刘斌, 等. 湖泊沉积中碳酸盐有机质及其同位素的古气候意义[J]. 生态学杂志, 2013, 32(5): 1326-1334. Lan Jianghu, Xu Hai, Liu Bin, et al. Paleoclimate implications of carbonate, organic matter, and their stable isotopes in lacustrine sediments: A review[J]. Chinese Journal of Ecology, 2013, 32(5): 1326-1334. |
| [56] |
Stiller M, Hutchinson G E. The waters of Merom: A study of Lake HulehVI, stable isotopic composition of carbonates of a 54-m core-Paleoclimatic and paleotrophic implications[J]. Archiv Fur Hydrobiologie, 1980, 89(3): 275-302. |
| [57] |
Wansard G, De Deckker P, Julià R. Variability in ostracod partition coefficients D(Sr) and D(Mg)[J]. Chemical Geology, 1998, 146(1-2): 39-54. DOI:10.1016/S0009-2541(97)00165-4 |
| [58] |
Gouramanis C, Wilkins D, De Deckker P. 6000 years of environmental changes recorded in Blue Lake, South Australia, based on ostracod ecology and valve chemistry[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2010, 297(1): 223-237. DOI:10.1016/j.palaeo.2010.08.005 |
| [59] |
De Deckker P, Chivas A R, Shelley J M G. Uptake of Mg and Sr in the euryhaline ostracod Cyprideis determined from in vitro experiments[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 1999, 148(1-3): 105-116. DOI:10.1016/S0031-0182(98)00178-3 |
| [60] |
Henderson A C G, Holmes J A. Palaeolimnological evidence for environmental change over the past millennium from Lake Qinghai sediments: A review and future research prospective[J]. Quaternary International, 2009, 194(1-2): 134-147. DOI:10.1016/j.quaint.2008.09.008 |
| [61] |
An Z S. The history and variability of the East Asian paleomonsoon climate[J]. Quaternary Science Reviews, 2000, 19(1-5): 171-187. DOI:10.1016/S0277-3791(99)00060-8 |
| [62] |
Marco-Barba J, Ito E, Carbonell E, et al. Empirical calibration of shell chemistry of Cyprideis torosa (Jones, 1850) (Crustacea: Ostracoda)[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2012, 93: 143-163. DOI:10.1016/j.gca.2012.06.019 |
| [63] |
姚檀栋, 朴世龙, 沈妙根, 等. 印度季风与西风相互作用在现代青藏高原产生连锁式环境效应[J]. 中国科学院院刊, 2017, 32(9): 976-984. Yao Tandong, Piao Shilong, Shen Miaogen, et al. Chained impacts on modern environment of interaction between Westerlies and Indian monsoon on Tibetan Plateau[J]. Bulletin of Chinese Academy of Sciences, 2017, 32(9): 976-984. |
| [64] |
Wu X, Liu X, Wang J, et al. Climatic and ecological changes of the past 1900 years inferred from long-chain alkenones in Kusai Lake, northern Qinghai-Tibetan Plateau[J]. Quaternary International, 2018, 487: 33-42. DOI:10.1016/j.quaint.2018.02.007 |
| [65] |
姚波, 刘兴起, 王永波, 等. 可可西里库赛湖KS-2006孔矿物组成揭示的青藏高原北部晚全新世气候变迁[J]. 湖泊科学, 2011, 23(6): 903-909. Yao Bo, Liu Xingqi, Wang Yongbo, et al. Late Holocene climatic changes revealed by mineralogical records from lacustrine core KS-2006 from Lake Kusai in the Hoh Xil area, northern Tibetan Plateau[J]. Journal of Lake Sciences, 2011, 23(6): 903-909. |
| [66] |
张成艳, 成小英, 董海良, 等. 库赛湖沉积物中正构烷烃的分布特征及古环境意义[J]. 地质科技情报, 2015, 34(1): 72-77. Zhang Chengyan, Cheng Xiaoying, Dong Hailiang, et al. Distribution of n-alkanes in sediment core and implications of paleoenvironments of Kusai Lake[J]. Geological Science and Technology Information, 2015, 34(1): 72-77. |
2 CAS Center for Excellence in Tibetan Plateau Earth Sciences, Beijing 100101;
3 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049)
Abstract
We selected a sediment core of a proglacial lake(Chibuzhang Co) to elucidate the relationships between glacial melt water and lake changes during past 13 ka B.P. period under the interaction between the Westerlies and the Indian monsoon. The Lake Chibuzhang Co(33.31°~33.67°N, 90.01°~90.43°E; 4941 m a.s.l.) is located in the transition zone between the Westerlies and the Indian monsoon domains of the central Tibetan Plateau. According to the field investigation in 2016, the maximum water depth of Chibuzhang Co is 116.3 m, its surface area is 575.4 km2, pH is 9.13, surface temperature is 5℃, conductivity is 7954.6 μS/cm, and dissolved oxygen is 6.26 mg/L. The annual average air temperature is approximately -4.0℃, and the annual precipitation is about 500 mm. The lake is mainly supplied by glacial melt water from the glaciers in the eastern part of the basin, and may be connected to its neighbor lake(Duoersuodong Co) through a narrow channel under the high lake level periods.The sediment core with a length of 5.48 m, named CBZLC16-1, was retrieved by a PISTON corer in the water depth of 60 m in the center of Chibuzhang Co in 2016. Sedimentological chronology based on AMS 14C and 210Pb dating showed that the bottom age was about 12.7 cal.ka B.P. In this study, samples of 5 cm intervals were used to analyze Ostracod assemblage and shell δ18O, δ13C, Mg/Ca and Sr/Ca from core CBZLC16-1. Results showed that two Ostracod species, Leucocythere dorsotuberosa and Candona candida, in the samples, and L. dorsotuberosa dominate throughout the core. The total abundance is 0~4valves/g between 13.0 cal.ka B.P. and 9.2 cal.ka B.P., then increases to the highest level between 9.2 cal.ka B.P. and 4.4 cal.ka B.P., reaching about 550 valves/g. From 4.4 cal.ka B.P. to present, the abundance fluctuates at low level. Shell δ18O ranges from -5.95‰~0.08‰, with an average value of -3.94‰; shell δ13C ranges from -0.29‰~1.92‰, with an average value of 0.71‰; shell Mg/Ca ranges from 0.001~0.174, with an average value of 0.042; and shell Sr/Ca ranges from 0.011~0.025, with an average value of 0.019.The environmental changes of past 13 cal.ka B.P., based on our results, is divided into three stages: Stage Ⅰ: 13.0~9.2 cal.ka B.P., presence of C.candida and high value of shell δ18O and δ13C indicated that the lake area was relatively warm and the main lake water supplies changed from precipitation to glacial-melt water. In between, an interval of 12.3~11.1 cal.ka B.P. characterized by cold and dry status was the response of Younger Dryas Event in this area. Stage Ⅱ: 9.2~4.4 cal.ka B.P., the lake changed from a warm and shallow water status mainly supplied by precipitation to a cool and deep water status mainly supplied glacial melt water. It can be further divided into four sub-stages: Ⅱ-1, 9.2~7.7 cal.ka B.P., shallow lake with warm and wet climate; Ⅱ-2, 7.7~6.8 cal.ka B.P., low lake level with cool and wet climate; Ⅱ-3, 6.8~5.4 cal.ka B.P., still shallow lake with cool and dry climate; and Ⅱ-4, 5.4~4.4 cal.ka B.P., cool and wet climate under deep lake condition. Stage Ⅲ: 4.4 cal.ka B.P.~present, the lake level was high, while relatively drastic fluctuations of lake environment was indicated from Ostracod Mg/Ca in Chibuzhang Co, showing a trend from warm to cold and to warm climate. Compared with other lake records in different areas of TP, the environmental records of Chibuzhang Co reflected that the climate was warm and the monsoon was enhanced in the transition zone between the Westerlies and the Indian monsoon from Late Glacial to Early Holocene. From Early Holocene to Middle Holocene, the Westerlies was obviously dominant in this transition zone, while in the Late Holocene the increased lake water level of Chibuzhang Co and other lakes were closely related to the increase in precipitation and glacial-melt water under the enhancing of the Indian monsoon.