0 引言

湖泊沉积物具有沉积连续、分辨率高、代用指标丰富等优点，是研究古气候古环境变化的良好载体^[1]。沉积物中的粒度是一个比较成熟的古环境指标，已被广泛应用于古环境研究之中^[2-4]。近年来，研究者们多通过对样品的粒度资料进行各种数学运算^[5-9]，提取敏感粒级组分，进而追溯古环境信息。

乌伦古湖地处温带大陆性干旱气候区，生态环境体系脆弱，对气候变化及人类活动的响应敏感。前人已经通过孢粉、粒度、介形类、黏土矿物等多指标分析了该湖晚冰期以来尤其是全新世以来的气候环境演化过程^[10-13]，但对衔接自然与人类记录的百—千年尺度方面的研究较少，而相关研究对预测未来气候环境变化尤为重要^[14]。

在乌伦古湖骆驼脖子处获取了高分辨率的沉积岩芯(WL孔)，基于对WL孔沉积物粒度特征的分析，采用粒径—标准偏差方法，提取沉积物中的敏感粒度组分，在其与湖区器测气象数据的相关性分析及其与区域树轮记录对比分析的基础上，明确敏感粒度组分的环境指示意义，探讨近200年来湖泊沉积环境的变化以及人类活动对湖泊演化的影响，以期为湖泊环境保护和流域规划提供基础资料。

1 研究区概况

乌伦古湖(46°59′~ 47°25′ N，87°~87°35′ E)位于新疆阿勒泰地区福海县境内，流域面积约35 400 km²，为干旱区内陆半封闭湖泊，湖泊水位为478.6 m时，湖泊面积约760 km²，南北最大宽约27 km，平均宽18.4 km，东西长约41 km，为新疆第二大湖^[15]。湖区气候寒冷干燥，据福海县气象资料统计，年均温为3.4℃，年降水量为116 mm，年蒸发量为1 844 mm。20世纪70年代以前，乌伦古湖的唯一入湖河流为乌伦古河，乌伦古河发源于阿尔泰山东部，长821 km，流域面积32 000 km²，径流来源以季节性积雪补给为主，夏季降雨混合补给为辅^[16]。1970年，在乌伦古湖北部73公里处开渠，引额尔齐斯河河水补给乌伦古湖，同年在乌伦古湖东南岸直接引乌伦古河河水入湖。1987年冬，又扩大了“引额济乌”工程。气候变化与人类活动的双重影响使得乌伦古湖近百年来水位波动变化较大。

2 采样与分析方法

2015年8月在乌伦古湖骆驼脖子湖心水深12 m处，用重力采样器采集了长68 cm的完整沉积岩芯，表层沉积岩芯未受扰动。在野外现场按1 cm间隔分割样品，共获得样品68个。样品装入密封袋中保存，以备分析测试。

用于同位素测定的样品经冷冻干燥后，采用ORTEC公司生产的高纯锗井型探测器(HPGe GWL)与Ortec 919型谱控制器构成的多道γ谱分析系统，分别测定总²¹⁰Pb(²¹⁰Pb_tot)、²²⁶Ra和¹³⁷Cs的放射性比活度。用于定年分析的过剩²¹⁰Pb(²¹⁰Pb_ex)为²¹⁰Pb_tot与²²⁶Ra活度的差值。

用于粒度分析的样品，加10%的双氧水去除有机质，加10%的稀盐酸去除碳酸盐，加5%的六偏磷酸钠溶液，超声振荡。振荡后的样品用Mastersize 2000型激光粒度仪测量粒级组成，各粒级组分平行分析误差小于5%。

3 结果与分析 3.1 定年结果

乌伦古湖WL孔主要由黏土质粉砂组成，岩性变化较为均一。图 1a、b显示出了过剩²¹⁰Pb(²¹⁰Pb_ex)、¹³⁷Cs活度的垂直分布。²¹⁰Pb_ex到58 cm处达到了平衡，58~0 cm，²¹⁰Pb_ex活度随岩芯深度的增加呈指数衰减(图 2a)。WL孔¹³⁷Cs活度在40 cm处出现了最大峰值，Liu et al.^[9]曾将乌伦古湖湖心区沉积物¹³⁷Cs活度的最大蓄积层位定为1986年，但根据WL孔²¹⁰Pb_ex数据计算得到的40 cm处的年龄为1960年，更接近¹³⁷Cs的1963年时标，且1963年是全球公认的一个¹³⁷Cs沉降峰值^[17]，因此本文认为40 cm处对应1963年¹³⁷Cs的最大富集层位(图 2b)。本文采用复合模式计算年代，基于¹³⁷Cs的1963年时标深度(40 cm处)，把沉积岩芯分成上、下两段，根据²¹⁰Pb_ex活度变化的数据，采用不同公式计算年代^[18]。采用复合模式计算得到58~0 cm层位的年代，深58 cm处对应的年代为1872 AD。68~59 cm层位的年代通过外推法获得(由最小二乘法拟合得到58~40 cm层位的平均沉积速率为1.75 mm/a)，深68 cm处对应年代约为1810 AD。岩芯年代与深度的对应关系据此建立(图 2c)。

与Liu et al.^[11]对湖心区WLG-2004孔的研究相比较，WL孔根据²¹⁰Pb_ex和¹³⁷Cs定年计算的沉积速率显著偏快(WL孔平均沉积速率为3.32 mm/a；WLG-2004孔根据¹⁴C测年计算的14 cm以下层段的平均沉积速率为0.37 mm/a，根据²¹⁰Pb_ex和¹³⁷Cs定年计算的14~0 cm的平均沉积速率约为0.085 mm/a。)，²¹⁰Pb_ex及¹³⁷Cs活度偏低(分别约为WLG-2004孔的一半)。由于WL孔所在的骆驼脖子为一相对封闭的潟湖，风浪作用小，水体沉积环境相对稳定，随水流携带来的物质能较快沉积下来；同时WL孔离岸相对较近，短尺度降水冲刷的流域表土物质也能较快到达WL孔所在湖区并沉积下来，因而相较于WLG-2004孔，WL孔沉积速率显著偏快。两孔沉积部位差异较大，沉积物岩性及沉积特征都有较大的不同，因此²¹⁰Pb、¹³⁷Cs蓄积和迁移都会存在差异。另外，沉积物来源和沉积速率的差异也造成蓄积量的不同。

3.2 粒度特征

乌伦古湖WL孔沉积物主要由黏土质粉砂组成。根据伍登—温特华斯方法划分的黏土(＜4 μm)、细粉砂(4~16 μm)、中粉砂(16~32 μm)、粗粉砂(32~63 μm)和砂(＞63 μm)5类组分的含量、中值粒径(M_d)、平均粒径(Mz)、标准偏差随深度的分布见图 3。黏土、细粉砂、中粉砂、粗粉砂和砂的平均含量分别为27.9%、40%、20%、9.9%、2.4%。与湖心区沉积物的粒度组成(Liu et al., 2008)相比较，黏土组分偏多，中值粒径偏小。黏土组分含量在40~32 cm(约1963~1970 AD)略高于平均值，在32~31 cm(约1970 AD)显著下降，而＞16 μm的各组分在32~31 cm则显著升高，与黏土组分含量的变化趋势相反，但与中值粒径及平均粒径的变化趋势较为一致。

沉积物的粒度频率曲线特征是判断沉积作用形式的重要手段之一^[5]。当搬运方式一定且介质动力大小稳定时，它所搬运的沉积物粒度总体是一个单因子控制的单组分分布，表现为单峰态曲线^[5]。由图 4a可知，乌伦古湖WL孔沉积物的粒度频率曲线主要表现为单峰负偏态曲线，粒度组成主要集中在细粉砂粒级，砂组分含量较低，与流水沉积作用曲线的变化较为一致。这表明，WL孔所在湖区沉积物的搬运方式较为单一，主要反映了水流的搬运作用，不同层位粒度频率曲线向粗或向细粒侧偏移反映了介质动力的变化。

4 讨论

图 4b示出了利用粒径—标准偏差方法获得的各粒径组分的标准偏差随粒径的变化曲线，图中较高的标准偏差所对应的粒级即对沉积环境变化敏感的粒度众数。三个较为明显的标准偏差峰值分别出现在3.2 μm、17.8 μm和63 μm，其界限分别为7 μm和25 μm；此外在粗粒侧(＞178 μm)也有一较弱的峰。据此将剖面粒度划分为C1(＜7 μm)、C2(7~25 μm)、C3(25~178 μm)和C4(＞178 μm)四个组分。组分C1含量为30.1%~51.6%，平均为41.5%；组分C2含量为34.5%~45%，平均为40.3%，组分C3含量为12%~28.9%，平均为18%。由于组分C4的平均含量小于1%，本文不做讨论。

从图 5可以看出，组分C2、C3含量与组分C1含量呈负相关，组分C1平均粒径的变化不明显，而组分C2、C3平均粒径的变化较为明显，且与各自组分含量的变化趋势较为一致，表明组分C2、C3的含量变化控制了组分C1的含量变化，组分C2、C3是岩芯对环境变化较为敏感的两个粒度组分。同时，相关性分析结果表明，组分C2的平均粒径与岩芯中值粒径的相关性最高(组分C2、C3的平均粒径与岩芯中值粒径的相关系数分别为0.672和0.501(P=0.01))，因而组分C2控制了岩芯粒度的变化，是岩芯对环境变化最敏感的粒度组分。

为了明确敏感组分的环境指示意义，将组分C2含量及其平均粒径与湖区1954—2014年的器测气象数据(以阿勒泰市气象站为代表)进行相关性分析，结果如表 1。由表 1可知，组分C2的含量与冬、春季均温及冬季降水量均呈正相关，且达到显著性水平；组分C2的平均粒径与冬、春季温度均呈正相关，但未达到显著性水平。阿勒泰地区的冬季降水主要以雪的形式降落并积累下来，并主要在春末夏初(4—6月)融化，因此，7~25 μm粒级的物质主要由冬季积雪融化形成的径流所带来，组分C2的含量大小在一定程度上反映了春、夏季积雪融水入湖的强度。上一年冬季积雪较多，来年随着温度快速回升，较多的积雪融水汇入乌伦古河，主要携带了7~25 μm粒级的物质进入骆驼脖子湖区并沉积下来，组分C2含量相应增大。

沉积物粒度的粗细反映了水流搬运能力的大小及湖泊水位的变化，位于湖泊中心区域沉积物粒度的变化主要与进入湖泊的物源粗细和湖水环境对颗粒的再改造再分布两个因素有关。当湖泊水位下降以致骆驼脖子与大湖相隔成为一封闭潟湖时，湖泊沉积物粒度组成主要受到湖水环境再改造再分布的影响。当冬季积雪较多，随着春季气温回升，融雪水形成的入湖径流为乌伦古湖沉积物提供了物源。由于乌伦古河先注入吉力湖，再由库依尕河流入乌伦古湖，较粗颗粒(25~178 μm)多在吉力湖沉积下来，流入乌伦古湖并在骆驼脖子湖心沉积下来的主要是7~25 μm粒级的物质。乌伦古河的径流来源以季节性积雪补给为主，夏季降雨混合补给为辅^[15]，因此冬季积雪越多，随着春夏季气温回升，积雪融水形成的入湖径流所带来的7~25 μm粒级的沉积物也就越多，沉积物中组分C2的含量也就越大。

在约1830~1842 AD、1910 AD前后，组分C2的含量显著增大(图 6a)，钻孔所在湖区沉积了较多的7~25 μm粒级的物质，指示入湖水流偏多，湖泊水位偏高。在对应时期内，阿勒泰东部树轮重建的1~2月降雪量偏大^[19](图 6c)，6—7月月均温偏高^[20](图 6d)，冬季积雪偏多，春末夏初温度偏高，则由积雪融水形成的入湖径流增大，湖泊水位相应升高，组分C2含量相应增大。据历史文献记载^[21]，“清道光二十二年，上年冬至当年春(1841/1842年)，阿勒泰连降大雪，牲畜倒毙大半，贫苦牧民伤亡甚多”，前人研究也表明^[22]，1910年前后是乌伦古湖的高水位期，与本文粒度沉积记录较为一致。1944 AD前后，组分C2含量及＞63 μm组分含量均有所升高(图 6a、b)，据文献记载，1944年乌伦古湖水位偏高(约483 m)^[15]，而对应时期内阿勒泰东部降雪量偏低(图 6c)，6—7月月均温略高于均值(图 6d)，因此春夏季积雪融水对湖泊水位的贡献有所降低，湖泊水位偏高还可能与夏季降水偏多有关。由于WL孔所在湖区离岸较近，短尺度降水形成的水流可将不同粒级的物质带入湖中并沉积下来，导致组分C2含量及＞63 μm组分含量同时增大。20世纪50年代中期以来，各粒度指标都出现明显的变化，尤其是70年代，沉积物中组分C2含量及＞63 μm组分的含量均显著升高(图 6a、b)，而黏土组分含量则显著偏低(图 3)，与岩芯上、下段粒度各组分的变化截然不同，与这一时期流域内的人类活动影响明显有关。

乌伦古湖自1956年开始受到人类活动的显著影响，1961年以来乌伦古河沿岸富蕴、福海、青河、农垦181团开垦荒地，日益增多的农业用水和生活用水使乌伦古河入湖水量不断减少，乌伦古湖的水位也随之下降。1961年乌伦古湖水位为484 m，1969年下降到480 m^[15]。

由于流域农业用水增加，导致入湖水量减少，水位下降，骆驼脖子与大湖面的连接减弱，甚至成为潟湖，改变了水体的动力条件，造成沉积物粒度的显著变化。尤其是1970s，由于咸化加剧，影响流域居民的生活，1970年在乌伦古湖东南岸直接引乌伦古河河水入湖，并在湖北部73公里处开通了“引额济乌”工程，并于1973年在引额济乌渠上修建节制闸，额尔齐斯河河水在73公里处引入乌伦古湖，导致入湖物质的改变。湖泊沉积物中黏土组分含量显著降低(图 3)，而＞63 μm粒级组分含量则显著升高(图 6b)，记录了引水工程对湖泊沉积物粒度组成的显著影响。20世纪80年代中期以来，受到区域气候向暖湿转型及人类活动调控入湖水量的影响，入湖水量相对稳定，各粒级组分变化也较为平稳。2010年以来，＞63 μm粒级组分含量又快速上升，2010年以来区域降水较多，短时间内的降水冲刷作用可携带较多的粗颗粒物质入湖并沉积下来。据此，钻孔粒度记录了不同时期气候环境和流域人类活动对湖泊的影响。

5 结论

(1) 通过粒径—标准偏差方法，提取了沉积物中的敏感粒度组分C2(7~25 μm)。与湖区器测气象数据的相关性分析表明，组分C2的含量大小受区域冬、春季温度及冬季降雪量变化的影响，一定程度上反映了积雪融水入湖的强度。

(2) 乌伦古湖WL孔沉积物粒度总体变化平稳，但在约1830~1842 AD、1910 AD前后，组分C2含量偏高，反映入湖水量偏大，湖泊水位偏高；在1970 AD前后，组分C2含量及＞63 μm粒级组分含量均显著上升，与岩芯上、下段粒度各组分的变化截然不同。

(3) 敏感组分含量与区域树轮记录的对比分析表明，约1830~1842 AD、1910 AD前后，组分C2含量偏大，与阿勒泰东部较多的冬季积雪和较高的初夏温度有关，反映由积雪融水形成的入湖径流偏大，湖泊水位偏高。约1970 AD，粒度参数的突变表明受人类引水工程的显著影响。