2021, Vol.41
过去十余年，中亚干旱区的全新世古气候历史得到了国内外学术界的广泛关注，并开展了大量研究工作[1~8]。最近Zhang等[9]报道了来自南阿尔泰山哈拉沙子(Sahara Sand Peatland，简称SSP；图 1a和1b)高山泥炭岩芯的约4100年以来的孢粉记录，并与他们之前报道的来自SSP的约11770年至3200年的孢粉记录[10]相结合，形成了覆盖完整全新世的孢粉记录[9]。主要基于孢粉数据获得的Taiga Biome Score(TBS)指标——其被认为是温度变化的指示器，Zhang等[9]认为SSP谷地在约8200~5600年期间被泰加林所占据，指示了中全新世相对偏温暖阶段；而随后的高山草地扩张，尤其是近4000年以来的TBS数值降低，被认为指示了晚全新世期间的温度下降趋势(图 1c)。进而，Zhang等[9]对Rao等[11~12]之前报道的基于SSP的α-纤维素δ13C/δ18O记录的晚全新世夏/冬季增温趋势提出了质疑。Zhang等[9]推测该泥炭地过去约4000年以来的苔藓植物种属变化，是导致期间α-纤维素δ13C/δ18O发生偏正变化趋势的原因。
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图 1 (a) 研究点的空间分布：黑色圆点代表全球分布的73个研究地点，来自这些研究点的记录被Marcott等[15]用于集成全新世温度记录；红色三角形代表欧亚大陆内部的研究地点，来自这些研究地点的全新世温度记录显示了全新世期间的增温趋势，包括晚全新世的增温趋势[16]；黑色方框代表阿尔泰山地区；(b)本文提到的阿尔泰山研究点的分布(1. Sahara sand peatland(SSP)，2. Narenxia泥炭地，3. Habahe泥炭地，4. Tuolehaite泥炭地，5. Ganhanzi泥炭地，6. Big Black泥炭地，7. Kanas Lake，8. Yushenkule泥炭地，9. Hoton-Nur，10. Akkol Lake，11. Western Belukha Plateau)；(c)~ (j)相关记录的对比：(c)SSP的TBS记录[9]，(d)SSP的desert biome score记录[9]，(e)Narenxia泥炭地(NRX)的TBS记录[17]，(f)Tuolehaite泥炭地(TLHT)的TBS记录[18]，(g)SSP的α-纤维素δ13C记录[11]，(h)SSP的α-纤维素δ18O记录[12]，(i)Big Black泥炭地(BBP)的α-纤维素δ18O记录[19]，(j)Western Belukha Plateau冰芯(WBP)的δ18O记录[20] Fig. 1 (a)Spatial distributions of the study sites: the black dots represent the 73 sites with the records were adopted to form the global Holocene temperature stack[15]; the red triangles represent the sites in inner Eurasian continent with the proposed temperature records indicated long-term warming trend during the Holocene, especially the Late Holocene[16]; the black rectangle represents the location of the Altai Mountains. (b)The locations of the study sites in the Altai Mountains that mentioned in this paper(1. Sahara sand peatland(SSP); 2. Narenxia peatland; 3. Habahe peatland; 4. Tuolehaite peatland; 5. Ganhanzi peatland; 6. Big Black peatland; 7. Kanas Lake; 8. Yushenkule peatland; 9. Hoton-Nur; 10. Akkol Lake; 11. Western Belukha Plateau). (c)~ (j)The comparison of the relevant records: (c)SSP TBS record[9]; (d)SSP desert biome score record[9]; (e)Narenxia TBS record[17]; (f)Tuolehaite TBS record[18]; (g)SSP α-cellulose δ13C record[11]; (h)SSP α-cellulose δ18O record[12]; (i)Big Black α-cellulose δ18O record[19]; (j)Western Belukha Plateau ice core δ18O record[20] |
在Zhang和Yang[13]之前发表的一篇评述性论文中，SSP的孢粉数据已经被用于质疑该泥炭地α-纤维素δ13C记录[11]能否作为夏季温度变化的指示器。笔者在对该评述性论文的回复[14]中，已经指出了该评述性论文[13]中存在的一些值得商榷的问题，比如自相矛盾的表述和观点、对孢粉相关指标的古气候解释的随意性、对相关重要科学证据和研究结果的忽视等。除了仍存在类似的问题，在Zhang等[9]最新的SSP孢粉研究论文中，还存在有基本逻辑、对原始文献的正确理解和引用等一些值得商榷的问题。一方面，我们认为对这些问题进行相应的探讨，可以加深学术界对相关科学问题的认识和理解，进而有利于对相应的古气候研究成果进行全面的评估；另一方面，类似问题的反复出现，可能也部分反映了当前古气候研究当中的一些深层次的问题，加以更多的探讨和分析，对于古气候研究工作的深入开展，或许也有一定的意义。
1 基本逻辑SSP的TBS记录之所以被认为是全新世温度变化的指示器[9]，首先基于一个假设，即Marcott等[15]2013年在Science报道的90°~30°N之间的集成温度记录，能够用来代表阿尔泰山地及周边地区的全新世温度变化历史，相应表述为：“The 60°~30°N temperature stack(Fig. 7a)is taken as an accepted temperature pattern for the Altai Mountains and the surrounding areas(Marcott et al.，2013)”[9](原文第7页第1段第1句话)。值得注意的是，在Marcott等[15]的论文中，相应的区域是90°~30°N(原文Fig. 2I)，而不是60°~30°N，这一点在笔者之前的回复性论文[14]中也指出过。其次，SSP的TBS记录曲线，由于与Marcott等[15]获得的90°~30°N之间的集成温度曲线具有较好一致性，从而被认为具有温度变化指示意义，相应的表述为：“Our pollen data from the same peat(i.e.，Sahara Sand Peat in Rao et al.，2019 that was called Kelashazi Peat in Wang and Zhang，2019)that covers the interval from~11, 770 to~3200 cal. yr BP showed that the taiga biome score curve is in a good parallel with the 60°~30°N temperature curve of the same time interval(Marcott et al.，2013)and the taiga biome score was thus interpreted to be of temperature indicative”[9](原文第1页最后1句话和第2页第1句话)。在笔者看来，这一基本逻辑是值得商榷的。比如，就如Marcott等[15]论文中Fig. 2I所显示的那样，我国季风区董哥洞石笋δ18O曲线也与其获得的90°~30°N之间的全新世集成温度曲线具有较好的一致性，按照Zhang等[9]的基本逻辑，是否可以认为董哥洞全新世石笋δ18O记录也具有温度变化指示意义呢？这显然与学术界当前认识相悖。同样值得Zhang等[9]深思的是，如果他们的假设是正确的，亦即Marcott等[15]的90°~30°N之间的集成记录能够用来代表阿尔泰山地及周边地区的全新世温度变化过程，那还有必要在该区域开展这么多的全新世古气候重建工作么？直接用与Marcott等[15]的90°~30°N之间的集成记录相似与否，来支持或否定该区域的全新世温度历史重建结果，岂不是更加简单直接？
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图 2 SSP泥炭岩芯植物残体分析结果，直接修改自文献[11]的附件Fig.S3 Fig. 2 Results of peat core plant macrofossil analysis from the SSP, modified directly from the Fig.S3 in supplementary information of reference[11] |
值得重视的是，在Marcott等[15]用于开展集成研究的来自全球的73条全新世记录当中，只有4条来自陆地，其余69条来自海洋，且其中并不包含任何来自欧亚大陆内部的记录(图 1a)。在这样的背景条件下，能否用Marcott等[15]的集成曲线来代表阿尔泰山地及周边地区的全新世温度变化历史？亦即用绝大部分来自海洋记录的集成结果来代表内陆地区的全新世温度变化历史，是需要慎重的。此外，近期欧亚大陆内部有一系列的研究结果都显示了全新世期间的增温趋势，包括晚全新世期间的增温趋势，这些研究点的位置分布，如图 1a所示。与之相应的研究结果和记录，在最近报道的来自SSP的支链甘油二烷基甘油四醚膜类脂物(brGDGTs)的研究论文[16]中进行了总结，而该文[16]又被Zhang等[9]报道SSP的TBS记录的论文所引用(看起来，Zhang等仅仅是引用了文献[16]，而没有仔细阅读或理解它)。所以，从逻辑上讲，“舍近而求远”，将不包含欧亚大陆内部记录的90°~30°N之间的集成记录，作为阿尔泰山地及周边地区的全新世温度变化历史记录[9]；而完全忽视欧亚大陆内部、包括直接来自阿尔泰山地的全新世温度记录，这同样是值得商榷的，尤其是在相关的包含总结性结果的论文[16]已经被Zhang等[9]引用的情况下。
2 SSP的TBS记录的古气候解译SSP的TBS记录，被认为是木本孢粉含量[arboreal pollen，AP(%)]的等效物，而AP(%)被Zhang等[9]认为是温度变化指示器，相应的表述为：“Since nearly all arboreal components were included in scoring the taiga biome score and the taiga biome score is thus an equivalence to the arboreal pollen percentage or AP(%)in this study. Since the KLSZ Peat is situated above the upper treeline of the taiga forest and the taiga biome score or AP(%)can thus be taken as a temperature proxy. The justification for the temperature proxy is based on an assumption that the elevation of the upper treeline of the forest could have lowered during colder times and that the coring site was thus farther away from the upper treeline during colder times，thus a lower taiga biome score or AP(%)representing a lower temperature(Mathis et al.，2014)” (原文第3页最后1句话和第4页第1句话)。我们注意到，Mathis等[21]2014年在Quaternary Science Reviews发表的论文，曾被Zhang等[9, 13, 22]发表的数篇论文所引用，用以支撑将AP(%)指标解译为温度变化指示器。比如，Zhang和Feng[22]于2018年在Earth-Science Reviews发表的一篇关于阿尔泰山地及周边地区的孢粉研究结果的综述当中，有如下表述：“It implies that a pollen sequence in an alpine meadow-tundra zone could be farther away from the upper limit of forest during colder times，thus a lower AP(%)representing a lower temperature(Mathis et al.，2014)” (原文第851页最后1句话和第852页第1句话)。Zhang和Yang[13]于2019年在Earth-Science Reviews发表的对Rao等[11]SSP的α-纤维素δ13C记录作为夏季温度变化指示器的评述性论文中，有如下的表述：“It implies that a pollen sequence above the upper limit of forest could be farther away from the upper limit of forest during colder times，thus a higher AP(%)representing a higher temperature(Mathis et al.，2014)” (原文第1页倒数第1段倒数第2句话)。然而，在Mathis等[21]的原文当中，关于AP(%)气候指示意义的表述为：“For similar consideration，the arboreal pollen sum(or AP)is widely used for palaeoclimatic interpretation to document changes in the landscape openness of forest steppe and montane/sub-alpine environments. It has a significant positive correlation with MAP(r2=0.44)in modern surface samples(whereas the link with summer temperature is more complex；Herzschuh，2007)，which supports applicability of the AP sum as a semi-quantitative indicator for regional precipitation changes(Fig. 5)” (原文第178页第3段最后1句话)，Mathis等[21]显然认为AP(%)与降水量关系更密切，与前述的Zhang等[9, 13, 22]的引用和理解相去甚远。
Zhang等[9]还引用了来自临近的Hoton-Nur湖泊[23]和位置相对较远的Akkol Lake[24]的全新世AP(%)记录(这两个研究地点都在林线以上，见图 1b)作为将SSP的TBS数据解译为温度记录的支撑证据(见Zhang等[9]原文图 6)。然而，在相应的引用文献当中，来自Hoton-Nur湖泊的孢粉指标记录[23]，包括AP(%)和TBS记录，均被解译为降水量变化的指示器，而不是温度变化的指示器。同样的，来自Akkol Lake湖泊沉积物的乔木孢粉[和AP(%)稍有差异，在原始文献中并未提供AP(%)记录曲线]变化[24]也被认为受控于湿度和温度的变化，而不是仅仅是、或者主要是温度的变化。在没有其他新证据的情况下，任意重新解释已经发表的结果，似乎同样是值得商榷的。
此外，Zhang等[9]的SSP的TBS记录论文中，基于约8200~5600年前相对较高的TBS数值(图 1c)，认为该时段的SSP谷地被泰加林所占据(dominated by taiga forests)。然而，相同的时段内，基于SSP孢粉数据所得到的desert biome score数值同样相对较高，其绝对数值与TBS数值处于相同的范围，甚至略高于TBS数值(图 1d)[9]，但这显然不能作为约8200~5600年前SSP谷地被沙漠植被所占据的证据。在我们看来，对于SSP这样的、位于林线以上的研究地点，孢粉的传播动力学过程，应当予以慎重考虑。在Zhang作为合作作者之一的关于来自东阿尔泰山的Yushenkule泥炭地(该泥炭地同样位于林线之上，见图 1b)晚全新世孢粉记录的论文[25]中，有如下的表述：“Arboreal pollens of YSKL Peat are primarily transported by wind from lower elevation areas”(原文第5页第3段最后1句话)。同样的，在Zhang等[9]引用的前述的Hoton-Nur湖泊孢粉研究论文[23]中，Rudaya等[23]也考虑了AP孢粉远距离输送的影响(原文第550页第1段最后1句话)。让我们感到困惑的是，为何在Zhang等[9~10]对SSP孢粉数据的分析和古气候解译当中，风动力对孢粉传播的影响，可以完全被忽视？而且似乎是有意的忽视。
3 对高度相关的重要研究结果的忽视Zhang等[9]选择将临近的Kanas Lake(图 1b)的AP(%)记录[26]，以及他们研究团队未公开发表的临近的Ganhaizi泥炭地(图 1b)的正构烷烃(n-alkanes)平均链长(average chain length)记录，与SSP的TBS记录开展对比分析(见Zhang等[9]原文图 6和7)；但是完全忽视了位于Kanas Lake湖畔的Narenxia泥炭地(图 1b)的孢粉研究结果，尽管其中一组Narenxia孢粉研究结果[17]由Zhang所在的研究团队所发表(Zhang是文献[17]的合作作者之一)。实际情况是，Zhang所在研究团队在Narenxia泥炭地获得的TBS记录显示了过去4000年期间的明显上升趋势(图 1e)[17]，这也得到了另一研究团队在相同泥炭地获得的过去4000年期间相对较高的AP(%)值[27]的支持，但是这显然与Zhang等[9]报道的SSP的TBS记录(图 1c)呈反向变化趋势。更为重要的是，Zhang所在研究团队基于Narenxia孢粉数据重建的温度记录显示了过去约4000年期间相对较高的温度值[17]，也到了另一研究团队基于Narenxia孢粉证据得到的过去约4000年期间的明显增温趋势[27]的支持，但是这同样与基于SSP的TBS记录(图 1c)所认为的过去约4000年期间的降温趋势[9]呈反向变化趋势。上述两个研究团队在Narenxia获得的孢粉研究结果[17, 27]，由于可以相互验证，因而显得具有较好的可靠性。很难理解为何来自Narenxia的孢粉研究结果[17, 27]，在Zhang等[9]的SSP的TBS论文中被完全忽视了，尤其是考虑到SSP的孢粉结果[9~10]和Narenxia的一组孢粉结果[17]都由Zhang所在研究团队所发表。
除了来自Narenxia的孢粉研究结果，还有其他相当多的高度相关的研究结果，也被Zhang等[9]所忽视了。试举一例，考虑到来自SSP的有关brGDGTs的研究论文[16]已经被Zhang等[9]所引用，那么Zhang等应该知道SSP的brGDGTs的研究结果，同样支持晚全新世期间的增温趋势[16]；而且这一泥炭brGDGTs记录的增温趋势，也得到了来自临近的Habahe泥炭地(图 1b)基于brGDGTs的温度重建结果的支持[28]，Habahe泥炭岩芯brGDGTs研究结果[28]又被前述的Zhang所在研究团队报道的Narenxia泥炭地孢粉研究论文[17]所引用。此外，最近报道的来自SSP的化石昆虫记录[29]，尽管是非连续记录，但是在年代误差范围内，其完全支持SSP的α-纤维素δ13C夏季温度变化记录[11]；该文[29]还对SSP的孢粉记录可能存在的问题，进行了相应的分析和讨论。同样的，很难理解，既然Zhang等[9]认为SSP的TBS记录是温度变化的指示器，为何不对来自SSP的brGDGTs[16]和化石昆虫[29]研究结果进行相应的对比、分析和讨论，毕竟这些研究结果也被认为是全新世温度变化的指示器。
我们还注意到，Zhang所在研究团队最近又报道了来自南阿尔泰山的Tuolehaite泥炭地(海拔高度约1700 m，与Narenxia近似，都处于林带当中；图 1b)的孢粉分析结果[18]，其获得的TBS记录显示了全新世期间的整体上升趋势(图 1f)[18]。非常有意思的是，Zhang等[9]所在研究团队报道的，来自南阿尔泰山3个泥炭研究地点的TBS记录显示了3种不同的变化模式。具体而言，SSP的TBS记录表现为中全新世偏高，早、晚全新世偏低的变化模式(图 1c)[9]；Narenxia的TBS记录表现为早、晚全新世偏高，而中全新世偏低的变化模式(图 1e)[17]；Tuolehaite的TBS记录则表现为全新世期间总体上升的变化模式(图 1f)[18]。此外，在这3个泥炭地的孢粉分析结果中[9~10, 17~18]，大体都以Cyperaceae和Artemisia占据主导地位，而且二者呈总体的“此消彼长”的关系。在这样的情况下，更应该对木本孢粉进入泥炭地的传输过程和机制，包括前述的风动力的影响等，进行更细致的研究和分析。当然，这已经超出了我们的专业研究领域，我们无法做出更深入的分析和判断。
4 SSP苔藓种属变化对α-纤维素δ13C/δ18O记录的影响Zhang等[9]猜测过去约4000年期间的SSP的α-纤维素δ13C/δ18O记录的偏正变化趋势(图 1g和1h)[11~12]，是由于期间的泥炭地苔藓植物种属变化造成的，相应表述为：“Specifically，the species identification results showed that the majority of plant remains at the SS peat core are Cyperaceae(see Fig.S5 in Rao et al.，2019). However，the identified moss macrofossil species began to change from moss 2 to moss 1 at ~4000 cal. yr BP. The names of moss 1 and moss 2 were not given，but the documented differences in the moss species after ~4000 cal. yr BP may be the reason for the rising trends of δ13Ccellulose and δ18Ocellulose values”[9](原文第5页第2段第2和第3句话)。值得注意的是，Zhang等[9]提到的Fig.S5，在笔者原文[11]附件当中应当是Fig.S3。尽管我们的确未能准确的判定moss 1和moss 2的种属名称，但是我们可以很有信心的认为，SSP晚全新世期间的α-纤维素δ13C/δ18O的偏正变化趋势，不是由该泥炭地苔藓植物种属变化(moss 1 vs moss 2)造成的，相应的理由和判断如下。
首先，SSP的α-纤维素δ13C数据在约8000~6000年之间和近4000年以来都处于相对偏正的阶段，其绝对数值的分布范围也基本一致(图 1g)[11]。然而，moss 1和moss 2植物残体的相对丰度在这两个阶段显示了大体相反的组合特征(图 2)。具体而言，过去约4000年以来的时段，moss 1植物残体相对丰度总体相对较高，而moss 2植物残体相对丰度总体相对较低；反之，约8000~6000年期间，moss 1植物残体相对丰度总体相对较低，而moss 2植物残体相对丰度总体相对较高(图 2)。这显然表明，moss 1和moss 2的苔藓植物种属的变化不是导致SSP的α-纤维素δ13C发生变化的根本原因；否则，上述两个时段的α-纤维素δ13C数据应当具有明显的差异。另外，之所以认为SSP的α-纤维素δ13C是夏季温度变化的指示器，是因为我们在该泥炭地开展了详细的现代过程研究工作，这在我们相应的论文[11]和对Zhang和Yang[13]之前的评述性论文的答复[14]当中，都进行了细致的说明。
其次，尽管SSP的α-纤维素δ18O数据的确在上述的两个时段(约8000~6000年期间和约4000年以来)，表现出了明显的差异(图 1h)[12]，但是这仍然不是苔藓植物moss 1和moss 2种属变化造成的。这是由于SSP的α-纤维素δ18O数据在过去约4000年以来的偏正变化趋势，得到了临近的Big Black泥炭地(图 1b)泥炭岩芯α-纤维素δ18O记录(图 1i)[19]的支持。与此同时，来自阿尔泰山Western Belukha Plateau(图 1b)的冰芯δ18O记录，尽管年代控制质量较差，只有4个颗粒碳的放射性碳同位素绝对年代[20]，但是其δ18O在过去约4000年以来的晚全新世仍处于相对偏正的阶段(图 1j)[20]。此外，来自天山两个溶洞(Kesang和Baluk)的数支石笋的δ18O记录同样在晚全新世期间表现为偏正变化趋势(图略)[2~6]。由于无论是泥炭α-纤维素δ18O、冰芯δ18O、还是石笋δ18O，其信号本质都继承自局地大气降水δ18O，因此这些结果毫无疑义的说明，晚全新世大气降水δ18O偏正，是该区域普遍性的特征。这也就说明了，SSP的α-纤维素δ18O在晚全新世期间的偏正变化趋势，与该泥炭地苔藓植物种属变化没有直接的关系。在Wang和Zhang[10]之前发表的SSP的孢粉研究论文中，已经引用了阿尔泰冰芯δ18O记录[20]，用以支撑其所发现的早全新世偏暖阶段。因此，在Zhang等[9]再次发表SSP的孢粉研究结果，并且质疑晚全新世期间SSP的α-纤维素δ18O记录的偏正变化趋势是由苔藓植物种属变化造成的时候，应当对SSP苔藓植物种属变化能否解释阿尔泰冰芯记录的晚全新世期间更为偏正的δ18O数据，加以恰当的评估。
事实上，我们已经注意到了泥炭地植物种属变化对SSP的α-纤维素δ18O记录的可能影响。为了排除这一可能的影响，我们对来自SSP的低分辨率泥炭岩芯样品进行了泥炭全样和从其中鉴定分离出的莎草(Carex pamirensis)植物残体(共29个样品，相应的植物残体鉴定结果显示于原文[12]的Fig. 5)进行了α-纤维素δ18O数据的对比分析，结果表明这两类α-纤维素δ18O数据变化具有总体的一致性(见原文[12]的图 6)，尤其是二者在约4000~2000年期间都表现为明显的偏正变化趋势[12]。这些直接的证据和结果，显然被Zhang等[9]完全忽视了。就如同我们将SSP的α-纤维素δ13C记录认定为夏季温度变化指示器[11]是基于详细的现代过程研究结果那样，我们将SSP的α-纤维素δ18O记录认定为冬季温度变化的指示器[12]，同样是基于详细的现代过程研究结果[30]。在SSP开展的详细的现代观测结果[30]表明，SSP的莎草α-纤维素δ18O信号主要来自冬季大气降水δ18O，其现代信号贡献率约为76 %。而之前在阿尔泰山Western Belukha Plateau开展的短尺度冰芯δ18O研究结果[31]表明，其主要响应于暖季(3~11月)平均温度变化，这暗示其δ18O信号主要来自暖季大气降水δ18O。这也是全新世期间，阿尔泰冰芯δ18O记录变化特征(图 1j)[20]更接近于SSP的α-纤维素δ13C记录(夏季温度，图 1g)[11]、而与SSP的α-纤维素δ18O记录(冬季温度，图 1h)[12]差异较为明显的根本原因。在Zhang等[9]质疑SSP的α-纤维素δ18O记录之前，应当对δ18O的信号来源、传输过程和记录机理、及其与相应水文过程的关系等已有研究结果(这些都在我们之前的论文[12, 30]中有详细的介绍)，进行适当的了解。
总体而言，我们认为，如果Zhang等[9]对上述第3和第4部分提及的高度相关的研究结果的确不知情，这是可以接受的。但是，他们显然对这些高度相关的研究结果是知道的。仅仅是因为这些结果不支持将SSP的TBS记录解译为温度变化指示器，进而支持该TBS记录所指示的晚全新世期间的“降温趋势”，就“合则用，不合则弃”的、有意的忽视这些相应的结果和证据，这同样是值得商榷的。
实际上，如前所述，欧亚大陆内部至少已有十余个研究点获得的全新世温度记录支持全新世期间的总体增温趋势(这些研究地点的空间分布如图 1a中红色三角形所示，对这些研究结果的对比和总结，请参考文献[16]中图 6)。在这些记录当中，需要特别提醒Zhang等注意的是，分别于2015年和2017年在Nature Geoscience报道的来自西伯利亚北极地区勒纳河三角洲冰契物δ18O记录[32]和来自南乌拉尔山石笋δ18O记录[33]，均被认为是冬季温度变化的指示器，其在全新世期间(包括晚全新世)的总体偏正变化趋势，均被认为记录全新世期间的冬季增温趋势。这与笔者在SSP获得的α-纤维素δ18O记录[12]具有相似的记录机理和总体一致的变化特征(这些在文献[12]中都有详细的分析和介绍，Zhang等似乎都没有阅读和理解)。此外，笔者最近又获得了基于独立定年的Narenxia泥炭岩芯的brGDGTs分析结果[34]，与之前来自SSP的brGDGTs结果[16]一样，其也显示了全新世期间，尤其是晚全新世的增温趋势。所以，对于阿尔泰山地而言，来自不同海拔高度的(约1700~4100 m)、由不同研究者获得的、基于不同沉积载体(泥炭、冰芯)和不同代用指标(孢粉、α-纤维素δ13C/δ18O、brGDGTs、冰芯δ18O)的记录均显示了全新世期间的增温趋势[34](详见原文Fig. 3)，这进一步说明了Zhang等[9]推测的泥炭地苔藓植物种属变化不是导致SSP的α-纤维素δ13C/δ18O记录在过去约4000年期间发生偏正变化的主要原因。
5 结语综上所述，由于：1)Zhang等[9]认为Marcott等[15]的90°~30°N之间的集成温度记录，能够用来代表阿尔泰山地及周边地区的全新世温度变化历史，是基于不合理的逻辑；2)Zhang等[9]将阿尔泰SSP高山泥炭岩芯TBS记录认定为全新世温度变化指示器，是基于对文献的曲解，并且缺乏对孢粉传输过程和记录机理的细致分析；3)Zhang等[9]引用了来自Kanas Lake的AP(%)记录[26]，但是有意忽视了Zhang所在研究团队报道的来自Kanas Lake湖畔的Narenxia泥炭地的孢粉记录[17]，而来自Narenxia泥炭地的孢粉证据并不支持晚全新世期间的降温趋势(自相矛盾)；4)Zhang等[9]忽视了诸多重要的研究结果和证据，包括直接来自SSP的昆虫化石[29]和brGDGTs[16]研究结果，并且对已报道的影响SSP的α-纤维素δ18O记录的水文过程和记录机理[30]，缺乏必要的了解；所以我们认为，将阿尔泰SSP高山泥炭岩芯TBS记录认定为全新世温度变化指示器[9]，缺乏可靠的证据；基于该记录而质疑SSP的α-纤维素δ13C/δ18O记录指示的晚全新世期间的增温趋势[9]，是不合理的。Zhang等[9]推测的苔藓植物种属变化并不是造成SSP的α-纤维素δ13C/δ18O记录在晚全新世发生偏正变化的根本原因。
一方面，阿尔泰山地及周边地区，已有相当多的孢粉记录发表和对这些孢粉记录的综述性论文发表，但是的确相对缺乏对孢粉传输过程和记录机理方面的研究；我们希望以后能看到更多有关“过程和机制”的研究，而不仅仅是记录的报道，从而真正推动科学认识的进步。另一方面，科学研究中存在争议和质疑是正常现象，也是科学认识进步的必经之路，我们欢迎相应的争议和质疑；但是在提出质疑之前，我们也恳请质疑者至少能够对所质疑的结果以及相应的支撑证据，进行仔细地研读。
致谢: 感谢审稿人的宝贵意见。
| [1] |
Chen F H, Yu Z C, Yang M L, et al. Holocene moisture evolution in arid Central Asia and its out-of-phase relationship with Asian monsoon history[J]. Quaternary Science Reviews, 2008, 27(3-4): 351-364. DOI:10.1016/j.quascirev.2007.10.017 |
| [2] |
Cheng H, Zhang P Z, Spötl C, et al. The climatic cyclicity in semiarid-arid Central Asia over the past 500, 000 years[J]. Geophysical Research Letters, 2012, 39(1): L01705. |
| [3] |
Cheng H, Spötl C, Breitenbach S F M, et al. Climate variations of Central Asia on orbital to millennial timescales[J]. Scientific Reports, 2016, 6: 36975. DOI:10.1038/srep36975 |
| [4] |
Cai Y J, Chiang J C H, Breitenbach S F M, et al. Holocene moisture changes in Western China, Central Asia, inferred from stalagmites[J]. Quaternary Science Reviews, 2017, 158: 15-28. DOI:10.1016/j.quascirev.2016.12.014 |
| [5] |
Liu X K, Rao Z G, Shen C-C, et al. Holocene solar activity imprint on centennial-to multidecadal-scale hydroclimatic oscillations in arid Central Asia[J]. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 2019, 124(5): 2562-2573. DOI:10.1029/2018JD029699 |
| [6] |
Liu X K, Liu J B, Shen C-C, et al. Inconsistency between records of δ18O and trace element ratios from stalagmites: Evidence for increasing mid-Late Holocene moisture in arid Central Asia[J]. The Holocene, 2020, 30(3): 369-379. DOI:10.1177/0959683619887431 |
| [7] |
范佳伟, 肖举乐, 温锐林, 等. 内蒙古达里湖沉积记录的中晚全新世干旱事件[J]. 第四纪研究, 2019, 39(3): 701-716. Fan Jiawei, Xiao Jule, Wen Ruilin, et al. Middle to Late Holocene drought events recorded by the sediments from Dali Lake, Inner Mongolia[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(3): 701-716. |
| [8] |
贾飞飞, 鲁瑞洁, 高尚玉. 毛乌素沙漠东南缘湖沼相沉积物粒度特征记录的12.2 cal.ka B. P. 以来的区域环境变化[J]. 第四纪研究, 2018, 38(5): 1211-1220. Jia Feifei, Lu Ruijie, Gao Shangyu. Environmental changes recorded from grain-size characteristics of the lacustrine-peat sediments from southeastern margin of Mu Us Desert since 12.2 cal.ka B. P.[J]. Quaternary Sciences, 2018, 38(5): 1211-1220. |
| [9] |
Zhang D L, Chen X, Li Y M, et al. Holocene vegetation dynamics and associated climate changes in the Altai Mountains of the Arid Central Asia[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2020, 550: 109744. DOI:10.1016/j.palaeo.2020.109744 |
| [10] |
Wang W, Zhang D L. Holocene vegetation evolution and climatic dynamics inferred from an ombrotrophic peat sequence in the southern Altai Mountains within China[J]. Global and Planetary Change, 2019, 179: 10-22. DOI:10.1016/j.gloplacha.2019.05.003 |
| [11] |
Rao Z G, Huang C, Xie L H, et al. Long-term summer warming trend during the Holocene in Central Asia indicated by alpine peat α-cellulose δ13C record[J]. Quaternary Science Reviews, 2019, 203: 56-67. DOI:10.1016/j.quascirev.2018.11.010 |
| [12] |
Rao Z G, Shi F X, Li Y X, et al. Long-term winter/summer warming trends during the Holocene revealed by α-cellulose δ18O/δ13C records from an alpine peat core from Central Asia[J]. Quaternary Science Reviews, 2020, 232: 106217. DOI:10.1016/j.quascirev.2020.106217 |
| [13] |
Zhang D L, Yang Y P. Comments on "Reconciling the 'westerlies' and 'monsoon' models: A new hypothesis for the Holocene moisture evolution of the Xinjiang region, NW China" by Zhiguo Rao, Dandan Wu, Fuxi Shi, et al[J]. Earth-Science Reviews, 2019, 198: 102942. DOI:10.1016/j.earscirev.2019.102942 |
| [14] |
Rao Z G, Huang C, Shi F X, et al. Reply to the comments on "Reconciling the 'westerlies' and 'monsoon' models: A new hypothesis for the Holocene moisture evolution of the Xinjiang region, NW China" by Dongliang Zhang and Yunpeng Yang[J]. Earth-Science Reviews, 2019, 198: 102943. DOI:10.1016/j.earscirev.2019.102943 |
| [15] |
Marcott S A, Shakun J D, Clark P U, et al. A reconstruction of regional and global temperature for the past 11, 300 years[J]. Science, 2013, 339(6124): 1198-1201. DOI:10.1126/science.1228026 |
| [16] |
Wu D D, Cao J T, Jia G D, et al. Peat brGDGTs-based Holocene temperature history of the Altai Mountains in arid Central Asia[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2020, 538: 109464. DOI:10.1016/j.palaeo.2019.109464 |
| [17] |
Feng Z D, Sun A Z, Abdusalih N, et al. Vegetation changes and associated climatic changes in the southern Altai Mountains within China during the Holocene[J]. The Holocene, 2017, 27(5): 683-693. DOI:10.1177/0959683616670469 |
| [18] |
Zhang D L, Chen X, Li Y M, et al. Holocene moisture variations in the arid Central Asia: New evidence from the southern Altai Mountains of China[J]. Science of the Total Environment, 2020, 735: 139545. DOI:10.1016/j.scitotenv.2020.139545 |
| [19] |
Xu H, Zhou K E, Lan J H, et al. Arid Central Asia saw mid-Holocene drought[J]. Geology, 2019, 47(3): 255-258. DOI:10.1130/G45686.1 |
| [20] |
Aizen E M, Aizen V B, Takeuchi N, et al. Abrupt and moderate climate changes in the mid-latitudes of Asia during the Holocene[J]. Journal of Glaciology, 2016, 62(233): 411-439. DOI:10.1017/jog.2016.34 |
| [21] |
Mathis M, Sorrel P, Klotz S, et al. Regional vegetation patterns at Lake Son Kul reveal Holocene climatic variability in central Tien Shan(Kyrgyzstan, Central Asia)[J]. Quaternary Science Reviews, 2014, 89: 169-185. DOI:10.1016/j.quascirev.2014.01.023 |
| [22] |
Zhang D L, Feng Z D. Holocene climate variations in the Altai Mountains and the surrounding areas: A synthesis of pollen records[J]. Earth-Science Reviews, 2018, 185: 847-869. DOI:10.1016/j.earscirev.2018.08.007 |
| [23] |
Rudaya N, Tarasov P, Dorofeyuk N, et al. Holocene environments and climate in the Mongolian Altai reconstructed from the Hoton-Nur pollen and diatom records: A step towards better understanding climate dynamics in Central Asia[J]. Quaternary Science Reviews, 2009, 28(5-6): 540-554. DOI:10.1016/j.quascirev.2008.10.013 |
| [24] |
Blyakharchuk T A, Wright H E, Borodavko P S, et al. Late Glacial and Holocene vegetational history of the Altai Mountains (southwestern Tuva Republic, Siberia)[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2007, 245(3-4): 518-534. DOI:10.1016/j.palaeo.2006.09.010 |
| [25] |
Yang Y P, Zhang D L, Sun A Z, et al. Pollen-based reconstructions of vegetation and climate changes during the Late Holocene in the southern Altai Mountains[J]. The Holocene, 2019, 29(9): 1450-1458. DOI:10.1177/0959683619854515 |
| [26] |
Huang X Z, Peng W, Rudaya N, et al. Holocene vegetation and climate dynamics in the Altai Mountains and surrounding areas[J]. Geophysical Research Letters, 2018, 45(13): 6628-6636. DOI:10.1029/2018GL078028 |
| [27] |
Zhang Y, Yang P, Tong C, et al. Palynological record of Holocene vegetation and climate changes in a high-resolution peat profile from the Xinjiang Altai Mountains, Northwestern China[J]. Quaternary Science Reviews, 2018, 201: 111-123. DOI:10.1016/j.quascirev.2018.10.021 |
| [28] |
汤雨. 新疆阿勒泰地区泥炭地甘油二烷基甘油四醚化合物记录的全新世环境变化[D]. 兰州: 兰州大学硕士学位论文, 2014: 28-31. Tang Yu. Holocene Environment Changes Inferred from the GDGTs from the Peatlands in Altai Mountains, Xinjiang[D]. Lanzhou: The Master's Dissertation of Lanzhou University, 2014: 28-31. |
| [29] |
Zhang T S, Elias S A. Holocene palaeoenvironmental reconstruction based on fossil beetle faunas from the southern Altai region, North-West China[J]. Journal of Quaternary Science, 2019, 34(8): 593-602. DOI:10.1002/jqs.3135 |
| [30] |
Shi F X, Rao Z G, Cao J T, et al. Meltwater is the dominant water source controlling α-cellulose δ18O in a vascular-plant-dominated alpine peatland in the Altai Mountains, Central Asia[J]. Journal of Hydrology, 2019, 572: 192-205. DOI:10.1016/j.jhydrol.2019.02.030 |
| [31] |
Henderson K, Laube A, Gäggeler H W, et al. Temporal variations of accumulation and temperature during the past two centuries from Belukha ice core, Siberian Altai[J]. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 2006, 111(D3): D03104. |
| [32] |
Meyer H, Opel T, Laepple T, et al. Long-term winter warming trend in the Siberian Arctic during the mid-to Late Holocene[J]. Nature Geoscience, 2015, 8: 122-125. DOI:10.1038/NGEO2349 |
| [33] |
Baker J L, Lachniet M S, Chervyatsova O, et al. Holocene warming in western continental Eurasia driven by glacial retreat and greenhouse forcing[J]. Nature Geoscience, 2017, 10: 430-435. DOI:10.1038/NGEO2953 |
| [34] |
Rao Z G, Guo H C, Cao J T, et al. Consistent long-term Holocene warming trend at different elevations in the Altai Mountains in arid Central Asia[J]. Journal of Quaternary Science, 2020, 35(8): 1036-1045. DOI:10.1002/jqs.3254 |
Abstract
Dongliang Zhang et al. (2020:Holocene vegetation dynamics and associated climate changes in the Altai Mountains of the arid Central Asia. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 550:109744) use a pollen-based taiga biome score record from the alpine Sahara Sand Peatland(SSP) in the southern Altai Mountains, Central Asia, which is proposed as an indicator of temperature changes, to critique our α-cellulose δ13C/δ18O records from the same site. They suggest that the decrease in the taiga biome score during the past about 4, 000 years indicates a Late Holocene cooling trend, and therefore that the Late Holocene warming trend indicated by our α-cellulose δ13C/δ18O records is questionable. However, in our view there are substantial flaws in their publication, including: (1) To propose the stacked Holocene temperature record for 90°~30°N that reported by Marcott et al. (2013:A reconstruction of regional and global temperature for the past 11300 years. Science, 339 (6124): 1198~1201) can represent the Holocene temperature pattern of the Altai Mountains and surrounding areas is logically wrong; (2) To interpret the SSP taiga biome score record as an indicator of temperature changes is based on the misunderstanding of published literatures, and which supported by no evidence about the pollen transport processes and corresponding recording mechanisms; (3) The pollen-based AP(%) record from Kanas Lake has been cited by Dongliang Zhang et al. for a comparison with their SSP taiga biome score record. However, the pollen study results from the Narenxia peatland that located at the lakeside of Kanas Lake, which reported by Dongliang Zhang's group too, was not cited. Apparently, the Narenxia pollen study results is opposite to the Late Holocene cooling trend that proposed by Dongliang Zhang's SSP taiga biome score. That is, the study results from Narenxia and SSP that reported by the same group are self-contradictory; (4) Many highly relevant study results and evidence have been intentionally ignored by Dongliang Zhang et al., such as the study results of fossil beetle faunas and brGDGTs that directly from the SSP, and the published evidence about the hydrological processes and recording mechanisms which influencing the SSP α-cellulose δ18O record. Overall, we disagree with their suggestion that the variation of moss species during the past about 4000 years was the cause of the long-term positive trends evident in our SSP α-cellulose δ13C/δ18O records. In particular, they ignore our previously-reported comparison of the α-cellulose δ18O data from bulk peat samples with equivalent data from separated Carex pamirensis residues from the same peat samples. This comparison provides direct evidence which precludes variations in plant species as the main cause of the changes in α-cellulose δ18O.