2. 吉林大学东北亚生物演化与环境教育部重点实验室, 长春 130026;
3. 吉林省油页岩与共生能源矿产重点实验室, 长春 130061;
4. 南京大学地理与海洋科学学院, 南京 210023
2. Key-Laboratory for Evolution of Past Life and Environment in Northeast Asia, Ministry of Education, Changchun 130026, China;
3. Key Laboratory of Oil Shale and Coexistent Enerny Minerals of Jilin Province, Changchun 130061, China;
4. School of Geography and Ocean Science, Nanjing University, Nanjing 210023, China
0 引言
过去2 ka的气候变化对评估20世纪气候变暖和预测未来气候变化至关重要[1-2]。作为以自然变率为主的中世纪暖期(MWP：900—1300 A. D.)和小冰期(LIA：1300—1900 A. D.)[3]，探讨其气候变化对全球变化研究有重要意义。前人古气候重建结果表明MWP、LIA在我国各区域都有所体现，但不同区域的响应程度存在差异[3-4]。树轮[5]、冰芯[6]、湖泊沉积物[7]、历史资料[8]和洞穴沉积物[9]等研究显示：西部MWP主要发生在800—1400 A. D.，东部主要发生在900—1300 A. D.，当时我国夏季降水呈北涝南旱、西干东湿的格局[10]；西部LIA多发生在1400—1920 A. D.，高纬高海拔地区多发生在1300—1900 A. D.，且降温幅度大，表现出自西向东推移的趋势[11-13]，期间我国夏季降水呈南涝北旱、西湿东干模式[14]。
分析认为，太阳辐射是MWP和LIA温度变化的主要驱动因子，火山活动也对温度变化有一定的影响[15-17]。而降水变率的驱动因素相对复杂，且受区域地形地貌和气候系统的调控[18]。我国西部干旱区主要受西风环流的控制，而东部季风区主要受季风环流的调控，同时ENSO(El Niño-Southern Oscillation)环流及全球大气涛动背景下的近地环流对百年尺度降水可能也发挥着重要作用[19-21]。
东北地区作为东部季风区的北缘，对气候变化敏感，已经有许多学者对东北地区开展了古气候环境研究[22-27]，但是对近2 ka来百年尺度的气候变化研究较少。夏玉梅[22]利用孢粉、磁化率、TOC指标重建了密山泥炭近3 ka以来的气候变化，认为10—860 A. D.气候温干，860—1450 A. D.气候温湿，1450 A. D.至今气候冷干；Chu等[23]、Li等[24]分别对小龙湾、二龙湾玛珥湖进行化学元素分析和孢粉、碳屑分析，发现MWP气候暖湿，LIA气候冷干，但期间存在次级波动；Chu等[25]对近1.4 ka湖泊沉积物中的大气降尘和韩国近2 ka雪灾记录的对比研究表明，MWP沙尘暴频发，冬季降雪减少；林庆华等[26]对大兴安岭近1 ka的泥炭纤维素和孢粉分析结果显示，近1 ka的气候有由冷湿逐渐转干的变化趋势；王芳[27]对辽宁水洞石笋氧同位素进行分析发现，MWP期间由湿润转向干旱，LIA期间气候湿润，期间存在干旱阶段。各研究成果在指示MWP和LIA的温度变化方面有较好的一致性，但是对期间湿度的记载显示出区域性差异，其原因亟待进一步研究。敦化盆地山地泥炭对MWP和LIA起止时间的响应、温湿变化记录及对影响机制的反应是本文研究的出发点。
泥炭是记录气候变化的良好载体[28]，植硅体具有产量高、抗腐蚀性强、耐高温、耐酸碱、抗分解能力强和原地沉积等特性[29]，在还原区域性古植被演化、分析古气候环境过程等研究领域有着不可替代的作用[30-31]。本文选取敦化盆地北部山地泥炭样品进行高分辨率植硅体组合特征分析，以期在复杂的气候背景下，重建近2 ka以来敦化北部山地泥炭沼泽演化的气候背景，探讨其对MWP、LIA的响应，分析期间存在的干湿冷暖特征以及人类活动对泥炭植被及沉积的影响，进而研究东北季风区百年尺度的气候变化规律，试图阐明该剖面对全球气候变化机制的响应，为全球气候变化研究提供可靠的资料。
1 研究区概况 1.1 自然地理背景研究区(图 1)位于吉林省敦化市雁鸣湖保护区附近的丘陵河谷(42°42′—44°20′N，127°28′—129°13′E)，海拔360~520 m，大气降水为地表水的主要补给来源。该区地处大陆性中温带湿润气候区，气候温凉，雨量充沛，日照充足；春季干燥多风，夏季温热多雨，秋季温和凉爽，冬季漫长寒冷。年均气温2.6 ℃[32]，年均降水量为620 mm，平均湿度0.51[33]。
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| 图 1 研究区位置图 Fig. 1 Location of the study area |
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研究区植被属于温带针阔叶混交林带，以红松(Pinus koraiensis)为优势种，地带性土壤为暗棕壤[34]。泥炭沼泽属裸露草本泥炭，主要造炭植物有苔草(Carex scmidtii)和芦苇(Phragmites communis)，优势种为小叶章(Deyeuxia angustifolia)、水稗(Echinochloa phyllopogon)、香蒲(Typha orientalis)和芦苇(Phragmites communis)，还有少数的木本、藓类等，如败酱(Patrinia scabiosaefolia)、野百合(Lilium brownii)、萎陵草(Potentilla chinensis)和早熟禾(Poa annua)等[32, 35-36]。
1.2 剖面岩性特征在研究区内选取多个泥炭沼泽区域，于塔头间的空隙间垂直地面取样，从地表向下以1 cm为间隔分割样品并分别编号保存。
本文对06-1710剖面泥炭样品的研究结果进行描述。本泥炭剖面深度为205 cm，自下而上岩性特征表现为：205~191 cm为棕褐色、分解较差的含泥草炭；191~128 cm为灰黑色泥炭，自下至上泥炭的分解程度变差；128~105 cm为褐色含泥草炭，分解略差；105~71 cm为棕褐色泥炭，分解程度不一；71~52 cm为灰黑色泥炭，分解程度差；52~10 cm为黑色草炭，分解程度很差；10~0 cm为棕褐色草炭，分解程度很差(图 2)。
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| 图 2 岩性剖面和时深曲线图 Fig. 2 Lithological profile and time-depth curve |
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在剖面上每1 cm选取1 g样品，恒温烘干称重。将称重样品放入10%的过氧化氢溶液中隔夜处理后移入100 mL烧杯中；加入稀盐酸和硝酸处理直到上部液体变成澄亮；加入蒸馏水后静置4 h，小心地倒掉上部清液，重复数次直至中性。将样品用2.38 g/mL的重液浮选3次；蒸馏水洗至中性，中性树胶制片。
2.2 数据处理王永吉等[37-40]研究发现：植硅体的棒型、尖型、帽型和齿型为示冷型，数量百分比随着纬度的增加而增加，可多达到70%；扇型、方型、长方型、哑铃型、多铃型、长鞍型、短鞍型为示暖型，向北数量百分比逐渐降低；画眉草亚科的短鞍型主要代表了干、热的环境；长鞍型则指示暖湿的气候环境。
基于每个样品中的植硅体总数来计算各类植硅体的数量百分比，根据石松孢子片中的平均孢子数及样品的干重来计算各类型植硅体的产量。利用Tilia软件进行数据统计、处理和成图[41]。参考Diester-Haass等[42]提出的干旱指数以及王伟铭等[43]提出的温暖指数和干旱指数，文中采用温暖指数Iw=示暖型植硅体总数/(示暖型植硅体总数+示冷型植硅体总数)=(哑铃型+十字型+扇型+鞍型)/(哑铃型+十字型+扇型+鞍型+尖型+齿型+棒型)来反映剖面的冷暖变化；采取干旱指数Iph=画眉草亚科/(黍亚科+画眉草亚科)=短鞍型/(十字型+哑铃型+短鞍型)来指示泥炭剖面的干湿变化。
3 结果分析 3.1 测年结果对剖面每1 cm进行样品分割，分别选取深度为72~73 cm、93~94 cm、129~130 cm和204~205 cm共4个样品在美国Beta实验室进行AMS14C年龄测定，测年数据如表 1。在R软件中运行“WinBacon 2.2”对测年结果进行贝叶斯时深校正，建立本泥炭沉积剖面时深模型[44]，选择适宜的函数建立准确的年龄框架[45-46]，其余样品年龄均通过插值获得(图 2)。
| 样品编号 | 实验室编号 | 深度/cm | 检测材质 | 14C常规年 龄/a B. P. | δ13C/‰ | 2σ校正(A. D.) | 贝叶斯校正的 年龄中位数/a B. P. |
| 06-1710-73 | Beta-480364 | 73 | 植物残体 | 270±30 | -26.4 | 1616—1669 | 350.4 |
| 06-1710-94 | Beta-480365 | 94 | 植物残体 | 380±30 | -28.1 | 1445—1524 | 470.6 |
| 06-1710-130 | Beta-480366 | 130 | 植物残体 | 580±30 | -26.5 | 1304—1364 | 722.7 |
| 06-1710-205 | Beta-480367 | 205 | 植物残体 | 2 090±30 | -26.8 | (—195)—(—42) | 1 905.4 |
参照ICPN1.0[47]，结合王永吉等[37-39]的分类标准，在400倍的光学显微镜下对剖面中的植硅体进行统计和鉴定。剖面自底部至顶部除58~59、68~69、88~89、97~98、117~118、147~148、151~152、194~195、198~199 cm这9个深度的样品中1 cm2盖玻片下植硅体少于300粒，其余196个样品植硅体统计数大于350粒。
将植硅体分类为鞍型、三棱柱型、多铃型、哑铃型、乳突型、扇型、导管型、帽型、方型、齿型、棒型、尖型(图 3)；由于剖面中的十字型植硅体很少见，所以在统计过程中将十字型和哑铃型归为哑铃型大类。燃烧植硅体(burnt phytolith or charred phytolith)对火事件有很强的指示意义，本文一并做了统计[39, 48-50]。薄片中可被鉴定的炭屑粒径均小于150 μm，视域中所有出现的炭屑均被统计[51-52]。
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| 1—4.鞍型；5—8.哑铃型；9.多铃型；10—11.乳突型；12—13.帽型；14—15.尖型；16.长方型；17.多齿型；18—19.棒型；20—21.三棱柱型；22—23.扇型；24—25.导管型；26.炭屑。 图 3 敦化地区泥炭剖面植硅体及炭屑形态特征 Fig. 3 Phytolith and charcoal micrographs from studied peat profile in Dunhua |
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基于植硅体组合的时序聚类分析结果，结合剖面的岩性特征，可将该剖面分为4个植硅体组合带(图 4、图 5)。整个剖面植硅体平均产量约为106粒/g，最小值位于26~27 cm，约为6.97×104粒/g，最大值出现在87~88 cm，约为3.92×106粒/g。通过与植硅体指数Iw、Iph(图 6a、b)的对比来探讨泥炭沼泽的干湿冷暖变化。
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| 图 4 植硅体组合数量百分比图式 Fig. 4 Relative abundance diagram of phytoliths in the study profile |
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| 图 5 植硅体组合产量图式 Fig. 5 Phytoliths production in the study profile |
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组合带Ⅰ：205~166 cm(45—680 A. D.)：植硅体组合主要由棒型、帽型、尖型、长鞍型、三棱柱型和齿型组成。各类型植硅体的产量均波动不明显，炭屑产量在201 cm处达到峰值，约为72.00×104粒/g。乳突型植硅体数量百分比低于该剖面的其他部分；长鞍型、尖型和帽型植硅体数量百分比较高。
组合亚带Ⅰ-1：205~191 cm(45—275 A. D.)：植硅体总数产量的平均值约为83.1×104粒/g，处于较低水平。最高值出现在204 cm处，约为175.00×104粒/g。帽型、棒型、三棱柱型和长鞍型植硅体数量百分比较高，燃烧植硅体也处于相对较高水平。Iph由低变高、Iw呈现波动降低的特点，但整体高于平均值，指示气候处于在较温暖背景下变冷变干的状态。
组合亚带Ⅰ-2：191~166 cm(275—680 A. D.)：植硅体产量平均值约为52.4×104粒/g，较低，波动不大。齿型、帽型、尖型数量百分比增大，哑铃型、长鞍型植硅体没有明显的变化，燃烧植硅体数量百分比较高；乳突型植硅体数量百分比减少。Iw曲线波动较大，均值相比Ⅰ-1亚带略低，高值出现在本亚带顶部；Iph值与Ⅰ-1相比亚带较高。总体上此阶段气候相对早期略凉转干。
组合带Ⅱ：166~115 cm(680—1340 A. D.)：植硅体产量平均值约为98.0×104粒/g，下段维持在Ⅰ带水平变化，中上段呈上升特点。燃烧植硅体、长鞍型和尖型植硅体数量百分比减少，短鞍型和齿型数量百分比高于Ⅰ带，其他变化平稳。
组合亚带Ⅱ-1：166~130 cm(680—1225 A. D.)：植硅体产量相对稳定，在顶部有上升的趋势，平均值81.8×104粒/g，炭屑产量在153 cm达到峰值，约为51.5×104粒/g。植硅体数量百分比以长鞍型、哑铃型增加较明显，燃烧植硅体数量百分比较低。Iph曲线在较高波峰附近波动，Iw曲线升至波峰附近后缓慢下降，整体显示出温暖干燥的气候环境。
组合亚带Ⅱ-2：130~115 cm(1225—1340 A. D.)：植硅体产量平均值约为136.0×104粒/g，呈升高趋势，尖型、短鞍型植硅体产量在整个剖面中达到最大值。长鞍型植硅体数量百分比降低，乳突型、齿型数量百分比增加，其他类型变化不明显。Iw曲线在平均值附近呈降低趋势，表现出变凉的趋势，Iph曲线高于平均值且波动明显，指示凉爽适宜气候条件。
组合带Ⅲ：115~27 cm(1340—1870 A. D.)：植硅体产量变化明显，出现先增加后降低再增加的趋势。植硅体数量百分比以哑铃型波动最为明显，乳突型次之。
组合亚带Ⅲ-1：115~83 cm(1340—1540 A. D.)：植硅体产量较高，平均值约为144.0×104粒/g，其中齿型、帽型、尖型产量明显较高。长鞍型、短鞍型和齿型数量百分比减小。底部115~110 cm(1340—1375 A. D.)之间植硅体仍然保持与组合亚带Ⅱ-1一致的增长趋势，在109 cm(1380 A. D.)处植硅体产量骤降后增长，尖型植硅体也表现为该特点。推测此时可能出现气候突变。Iw值低于平均值，Iph值指数略高但呈逐渐降低趋势，显示冷干特点。总体表现出冷干的气候背景。
组合亚带Ⅲ-2：83~49 cm(1540—1740 A. D.)：植硅体产量减小，平均产量约为83.0×104粒/g，齿型、尖型植硅体数量百分比增加，扇型、哑铃型数量百分比亦升高，其他波动不大。Iw在较低背景下出现短暂较高值，Iph曲线显示此时气候湿润。
组合亚带Ⅲ-3：49~27 cm(1740—1870 A. D.)：各类植硅体产量再次呈增长趋势，产量平均值约为120.0×104粒/g。齿型、棒型、乳突型和三棱柱型植硅体产量明显升高；乳突型植硅体数量百分比升高。长鞍型、扇型植硅体数量百分比减小，指示气候转冷，湿度较大。Iw值降低，气候寒冷；Iph低于平均值，由波谷向峰值波动。
组合带Ⅳ：27~0 cm(1870—2017 A. D.)：植硅体产量增加，居于最高水平。棒型、齿型、导管型植硅体的产量和数量百分比均增加较显著；帽型、尖型植硅体数量百分比降低至本剖面最低值。同时，多铃型植硅体产量居于最高水平。燃烧植硅体和炭屑产量增加，可能与人类活动有关。
组合亚带Ⅳ-1：27~16 cm(1870—1935 A. D.)：植硅体产量平均值约为157.0×104粒/g，乳突型植硅体产量在18 cm处达到峰值，约为87.0×104粒/g，产量较高，但数量百分比变化不大。Iw指数有上升特点，但仍表现为较冷背景下的回暖特征；Iph值高于平均值，显示出干燥特征。推测气候为较冷背景下的回暖过程，整体干燥。
组合亚带Ⅳ-2：16~0 cm(1935—2017 A. D.)：植硅体产量平均值约为189.0×104粒/g，为整个剖面最大值。棒型、齿型、导管型植硅体产量和数量百分比呈上升趋势，乳突型数量百分比减小，鞍型、扇型数量百分比增加。Iw曲线表现为波动式升高趋势，Iph值表现为略高背景下的波动式降低趋势，总体表现为较暖背景下的干湿波动。Iph在表层陡增代表干燥度的增加，这一现象以及炭屑和燃烧植硅体产量增加可能暗示了本区人类活动的干扰。
4 讨论 4.1 植硅体反映的沼泽发育背景敦化地区自698 A. D.开始有人类活动记载，且主要以狩猎和渔猎为生，植被以自然演替为主[33]。
本次研究结果所获取的植硅体组合及植硅体参数曲线变化特征显示，近2 ka来研究区气候干湿波动明显，在45—680 A. D.和1540—1740 A. D.期间曾存在明显的气候湿润阶段。植硅体组合显示45—680 A. D.期间植硅体产量处在较低水平，指示当时植被稀疏；植硅体Iw和Iph曲线变化幅度均较大，波动明显，推测这一阶段存在次级气候波动；由于此时泥炭的沉积速率低，识别小尺度详细的气候变化略有不足，但是整体呈现温暖湿润的气候特点。680—1340 A. D.，气候环境从暖干转向凉爽适宜。1340—1870 A. D.表现为寒冷的背景，偶有短暂的回暖现象，干湿波动明显。1870—2017 A. D.表现为气候回暖的过程。其中680—1225 A. D.气候温暖干旱，对应MWP；1340—1870 A. D.期间气候寒冷对应LIA。
在此背景下，泥炭沼泽发展经历了由缓慢逐渐加快的过程。在45—680 A.D.期间植硅体产量低，显示植被稀疏，泥炭沼泽发育缓慢。在680—1225 A. D.期间植硅体指数显示气候暖干，此时示暖型植硅体数量百分比大，植硅体产量仍处于较低水平，说明此时该沼泽地带植被生长仍然欠佳，泥炭发育缓慢。
1225—1340 A. D.之间气候凉爽湿度适宜，植硅体产量开始增加，植被生长状况好转，泥炭累积加快。1340—1540 A. D.，喜暖型植被减少，植硅体产量增加，沼泽植物生长旺盛，且泥炭积累呈稳定速增趋势。气候变冷变湿润，情况好转，在冷湿的气候条件下泥炭沼泽开始稳定发育。
1540—1740 A. D.期间较低的植硅体产量说明此时草本植被稀疏，植被覆盖度降低。但沉积速率并未明显降低，可能是气候湿润，较丰沛的降水带来了较充足的物源，也可能是气温回暖，湿度增加，泥炭分解速率低，有机物质累积，泥炭沼泽继续发育。而本阶段木本植硅体大量生长，草本植硅体减少，文献记载此时研究区封禁[33]，人类活动很少，植被生长状况良好，处于自然演替状态，植硅体组合的变化可能是长时间的湿润导致的群落更替的结果。
1740—1870 A. D.期间气候开始变冷变干，植硅体产量增加，植被覆盖度增加，沼泽开始稳定发育。1870—1935 A. D.，在较冷的气候背景下变干燥，植硅体产量继续增加，沼泽稳定发展。1935 A. D.以来，植硅体总体产量略降低，除与气候变暖相关外，与人类活动的干扰也有一定关系[53]。
综合分析结果可知，该泥炭沼泽在气候温暖时期发育较缓慢，冷凉时期发育较快。同时，湿润度也制约着沼泽的发展，较湿润的条件下沼泽植被发育较差，较干燥条件时泥炭沼泽发展亦较快。
4.2 不同指标之间的对比中国过去2 ka不同地区百年尺度的冷暖旱涝格局、气候变化过程和气候时期的划分各不相同[54]。将本剖面植硅体组合重建的古气候过程与其他研究结果进行初步对比分析(图 6)，以探讨本剖面植硅体对MWP和LIA的气候响应及剖面气候变化的区域性特征。
太阳辐射是地球主要的能量来源，是大气运动的主要动力。太阳活动制约年际降水变化和旱涝格局[60]。将近千年的太阳辐射通量变化曲线、太阳活动期(图 6c)以及东北地区温度重建曲线(图 6d)与本文植硅体温暖指数曲线Iw(图 6a)进行对比[54]，发现植硅体温暖指数曲线与东北地区古温度变化趋势呈现良好的一致性。在太阳活动的极大期：中世纪极大期(Medm, 1100—1250 A. D.)和现代极大期(Modm, 1920 A. D.之后)，气候温暖偏干旱[55-56, 60]；太阳活动极小期：奥特极小期(Om, 1010—1050 A. D.)、沃尔夫极小期(Wm, 1280—1350 A. D.)、史波勒极小期(Sm, 1450—1550 A. D.)、蒙德极小期(Maum, 1645—1715 A. D.)和道尔顿极小期(Dm, 1795—1823 A. D.)，气候寒冷，干湿参半。这与葛全胜等[60]在2014年研究中得出的结论中世纪极大期中国东部偏旱、东北夏季少雨，而太阳活动极小期中国北部地区偏涝的结论相一致。
东亚季风是亚洲重要的环流系统，影响着我国气温和降水的变化[61]。竺可桢认为中国东部的旱涝是东亚夏季风异常所导致的[57]，东亚季风的异常导致季风区水汽输送的异常，从而导致不同区域内旱涝分布的异常，石笋作为记录季风降水的良好载体，被广泛运用到古气候研究中。本文选取位于辽宁本溪暖和洞的石笋δ18O序列[58]指示的近2 ka的降水变化(图 6e)与研究区植硅体干旱指数进行对比。暖和洞δ18O序列显示：0—400 A. D.季风降水多，气候湿润；400—1000 A. D.气候干燥，1000—1700 A. D.环境湿润；1700 A. D.以后降水逐渐减少，气候转干，显示季风对研究区的降水呈减弱—增强—减弱的过程。对比Iph，二者变化趋势大体一致：45—680 A. D.气候环境湿润，逐渐向干燥转变，降水减少；680—1500 A. D.气候环境干旱，开始转湿，降水开始增加；1500—1800 A. D.气候湿润，与长春地区历史旱涝资料相符[62-64](图 7)；1800 A. D.至今，气候变干后转湿，波动明显。由此可见，研究区MWP期间气候干燥，逐渐转湿，而LIA期间呈现干—湿—干的变化趋势[60]；与暖和洞δ18O序列对比发现，研究区的干燥期更长，而湿润期较短，推测可能是东亚季风对研究区的影响相较本溪暖和洞而言较弱的缘故。
许多学者认为ENSO事件是年际尺度季风气候变化的最大驱动因素[65]。不但直接影响季风环流，导致降水异常，而且改变赤道东西太平洋的海温梯度和沃克环流的强度，影响西太平洋副高进而使我国东部雨带的移动发生变化。本文将校正后的Niño3.4指数[59](图 6f)与植硅体组合进行对比，结果显示：MWP时Niño3.4区太平洋海温表面降低，处于类拉尼娜态，而LIA时Niño3.4区太平洋表面海温升高处于类厄尔尼诺态，1870 A. D.至今即现代暖期则处于类厄尔尼诺态。MWP长期的类拉尼娜态导致沃克环流增强，西太平洋副高相对较弱，副高的脊线北跳距离短，难以进入西风带，东亚季风区得到的太平洋水汽少，难以影响到我国的东北地区，使得我国东北地区降水减少，处于较干燥的条件。LIA则相反，处于湿润条件。本剖面显示的MWP期间温暖干旱的条件和LIA内漫长的湿润期可能与此相关[66-71]。
植硅体在高温或者灼烧的状态下会发生永久变色，颜色变深变黑或褐色，这在一定程度上可指示火灾事件的发生。Parr等[50-51]称这种植硅体为“charred phytolith”，并认为其是表示火事件的重要标志；顾延生等[39, 48-49]将这种植硅体称为“burnt phytolith”，也认为其具有重要火事件指示意义。中文文献中，李仁成等[72-73]称之为“燃烧植硅体”。本文根据这一现象的实质，采用“燃烧植硅体”一词，与炭屑一起进行了初步分析。剖面上，在201 cm(115 A. D.)、153 cm(890 A. D.)、101 cm(1435 A. D.)、8 cm(1980 A. D.)存在4次炭屑和燃烧植硅体产量峰值，可能指示了一定的火事件的发生。其中：201 cm(115 A. D.)和153 cm(890 A. D.)植硅体指数Iph和Iw均处于高值，指示暖干气候，此时的峰值可能是高温干旱天气导致；101 cm(1435 A. D.)处可能与1413 A. D.的火山喷发有一定关系；8 cm(1980 A. D.)处的峰值可能是人类活动导致。
综上，研究区近2 ka植硅体古温度变化与前人的重建结果有较好的一致性。MWP从680 A. D.到1225 A. D.持续了近500 a，经历了湿—干—湿的过程，期间可能涵盖了隋唐暖期。在这一阶段泥炭累积速率低，分辨率低，期间的小尺度气候波动表现不明显。研究剖面LIA持续时间从1340 A. D.到1870 A. D.表现出干燥—湿润—干燥的气候变化特征。东北地区地理特征、气候环流模式的相位和强度多变，使得该区对气候的响应有别于其他区域，目前对东北地区近2 ka的气候变化的研究较少，对中国气候格局的研究多依托于40°N以南的区域，对于东北地区对气候变化的响应机制缺乏数据支撑。加强对东北地区气候变化的研究对于建立全球气候变化系统、预测未来环境变化趋势至关重要。
5 结论1) 研究结果显示，泥炭剖面在形成过程中的气候演化过程显现出4个明显的阶段：45—680 A. D.，气候暖湿；680—1340 A. D.，气候从温暖偏干逐渐转向凉爽适宜，气候转冷，湿度增加，其中MWP出现在680—1225 A. D.；1340—1870 A. D.，出现LIA特点，早期和晚期冷干、中期湿润；1870—2017 A. D.，气候转暖，可能是人类活动的干扰，干扰程度尚不明确。
2) 研究剖面泥炭沼泽在过去2 ka里经历了由缓慢到逐渐加快的过程，在一定程度上暗示了该研究剖面在温暖和湿润的气候条件下发育较缓，在较冷条件下发育较快。
3) 太阳辐射影响着研究区温度的变化，而太阳活动则制约年际降水变化和旱涝格局。东亚季风和ENSO环流对研究区近2 ka的降水产生影响。对比暖和洞石笋δ18O序列的变化趋势，研究区受到东亚夏季风的控制，干燥期更长，而湿润期较短，受到季风影响的作用更弱。对比Niño3.4指数，MWP期间主要呈类拉尼娜态，研究区气候条件以干燥为主，LIA期间则呈现类厄尔尼诺态，对应小冰期期间漫长的湿润期。
4) 不同指标的比较结果说明，研究区域近2 ka气候环境的变化与中国东北温度重建曲线有很好的相关性，对过去全球变化有良好响应，在研究全球变化的区域性差异中具有重要意义。
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