2018, Vol. 36扩展功能
文章信息
- 闫天龙, 王振亭, 贺建桥, 黄小忠, 夏敦胜, 王宗礼
- YAN TianLong, WANG ZhenTing, HE JianQiao, HUANG XiaoZhong, XIA DunSheng, WANG ZongLi
- 3500年来祁连山中段天鹅湖岩芯记录的沉积环境变化
- A 3500 Year Environmental Changes Recorded by Sediment of Tian'E Lake, Central Part of the Qilian Mountains, China
- 沉积学报, 2018, 36(3): 521-530
- ACTA SEDIMENTOLOGICA SINCA, 2018, 36(3): 521-530
- 10.14027/j.issn.1000-0550.2018.041
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文章历史
- 收稿日期：2017-02-13
- 收修改稿日期: 2017-07-28
2. 中国科学院西北生态环境资源研究院, 兰州 730000
2. Northwest Institute of Eco-Environment and Resources, CAS, Lanzhou 730000, China
湖泊沉积物具有连续性、高分辨率以及对气候响应敏感的特性，使它在恢复各种短时间尺度的气候和环境演化系列上具有其它记录无法替代的优势[1]。上世纪80年代以后，国内在湖泊沉积与环境演变方面所涉及的研究范围不断扩大，内容也日益丰富[2]。空间上既包括中国东部季风区[3-7]，也包括西风影响区[8-10]和青藏高原[11-14]等地区，时间上进行万年[5, 11]、千年[7-8, 12]、百年[9]及年代际[15]等不同时间尺度研究。目前，不同时间尺度下，更加强调高分辨率、多环境指标的综合研究[16-17]，基于湖泊研究结果的多区域对比日益受到重视[18-20]。
青藏高原东北部处于中纬度西风环流和亚洲夏季风交汇区，对气候变化响应敏感[21]。晚全新世以来青藏高原东北部气候环境变化的研究主要来自湖泊[22-25]、冰芯[26-27]、树轮[28-30]等的记录，并详细讨论了中世纪暖期(MWP)、小冰期(LIA)和现代增温期(CWP)等时期的气候变化特征和地质历史时期的环境演替过程。已有的研究表明，中世纪暖期发生时间大致为9~14世纪[31-32]，小冰期大致为15~19世纪[33-34]，其中1 500~1 700 AD是大多数地区小冰期的主要阶段[35]。中世纪暖期和小冰期开始和结束时间因地域、代用指标、测年手段等因素不同而各有差异[36]，虽然对中世纪暖期、小冰期温度变化模式的认识基本一致，但青藏高原东北部晚全新世以来的干湿变化模式仍存在争议。Chen et al.[37]基于介形虫重建了苏干湖的盐度变化，认为1 000年来苏干湖是冷湿、暖干的气候组合模式。然而，Liu et al.[22]利用长链烯酮重建了青海湖的温度和盐度变化，指出晚全新世以来青海湖是冷干、暖湿的气候组合模式。因此，开展高分辨率气候环境变化记录对比研究，对于理解青藏高原东北部的气候环境演化特征极为重要。天鹅湖是祁连山中段典型的高山全封闭湖泊，人为扰动小，对气候变化响应敏感，可以有效地记录区域气候环境变化。通过沉积岩芯多指标分析，探讨3 500年以来环境变化特征，为区域气候环境变化研究提供一定的参考依据。
1 研究区概况天鹅湖(39°14′20″ N，97°55′26″ E)位于祁连山中段加里东褶皱带上，同时地处元古界镜铁山群之上，由石炭纪灰岩和白垩纪砂质砾岩互层形成了天鹅湖的湖盆基地(区域地质测量报告，1969年甘肃省地质局第二局地质测量队)(图 1a，b)。天鹅湖所在的山间盆地西侧是七一冰川主峰，北侧紧邻著名的镜铁山矿区。天鹅湖由1、2、3号湖泊组成(图 1c)，三个湖泊由大到小自西南向东北展布，湖面海拔3 012 m，水域面积0.12 km2，流域面积约0.28 km2，流域内没有冰川和积雪分布。甘肃省肃南县气象站多年器测资料显示，该区域年降水量约300 mm，蒸发量2 200 mm，无霜期约120天。天鹅湖没有河流补给，湖盆内无明显的冲沟，自然降雨主要以地表径流和坡面漫流方式对湖泊进行补给。现阶段该湖主要由地下泉水补给(图 1c)，是典型的高山全封闭湖泊。浅层分析仪声呐扫描结果显示，天鹅湖1号湖泊最大水深14.5 m，水面以下湖盆四壁呈断崖式近垂直状展布(图 1d)。围绕湖盆存在三条断裂带且呈“△”形状发育，初步推断湖盆可能由柱状节理长期演化而成。天鹅湖湖盆植被主要为芨芨草、扁穗冰草、碱草，参杂一些如风铃草、柴胡、青椒等干旱区植被；近水与浅水区域大量发育芦苇、蒲草等挺水植物以及各种藻类植物。湖泊没有鱼类，浅水区偶见虾类活动。天鹅湖水及泉水水化学性质经离子色谱和酸标准溶液滴定法分析，结果如表 1所示，湖水的Ca2+含量小于泉水，而湖水的HCO3-大于泉水。湖水pH值为8.19，属于弱碱性水，总固体溶解物(TDS)为441 mg/L，电导率为900 μs/cm，湖水十分清澈。
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| 图 1 天鹅湖地理位置及湖盆概况(底图来源于国家测绘地理信息局) Figure 1 The position of the TE Lake and the situation of the lake basin |
| Ca2+ | Mg2+ | Na+ | K+ | Cl- | NO3- | SO42- | HCO3- | |
| 天鹅湖水 | 72.763 4 | 67.878 3 | 7.567 5 | 4.896 1 | 6.796 9 | 0.421 8 | 250.188 7 | 267.987 1 |
| 泉1 | 86.499 1 | 61.482 6 | 6.655 8 | 4.310 6 | 10.899 3 | 3.294 4 | 415.097 8 | 101.237 5 |
| 泉2 | 85.803 5 | 63.102 2 | 6.543 3 | 4.448 6 | 10.841 5 | 2.509 1 | 382.518 0 | 123.549 6 |
采用奥地利平台钻(UWITEC Sediment Corer)于2015年1月在天鹅湖1号湖泊中心水域14.18 m处钻取得到7.9 m的TEB孔岩芯。根据沉积物的结构、颜色、动植物特征，整个沉积岩芯存在四次不同阶段(图 2)：0~0.55 m为深褐色淤泥，其间偶见壳体类生物残体；0.56~1.55 m为灰褐色湖相沉积物，中间夹杂着大量的钙结核和藻类残体；1.56~5.6 m为深褐色淤泥，分布有多个沙质互层，同时沙层中出现大量陆源植物残体；5.61~7.9 m为灰褐色沉积物，同样存在大量的植物钙结核。
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| 图 2 天鹅湖TEB孔岩芯地层特征 Figure 2 The lithological characteristics of Core TEB in TE Lake |
沉积岩芯样品在实验室按照1 cm/样间隔进行分取，并使用冷冻干燥仪进行真空冻干处理。元素含量利用X射线荧光光谱(XRF)岩芯扫描仪对岩芯孔进行扫描，以2 mm为间隔，单位以计数率(count per second, cps)表示；碳酸盐以1 cm间隔在950 ℃下通过烧失法(Loss on ignition, LOI)获得，具体方法按照Dean(1974)[38]的步骤进行；矿物分析利用X射线衍射法(XRD)以10 cm间隔获得；总有机碳(TOC)及总氮(TN)利用元素分析仪(VarioEL Cube, Elementar Analysensysteme GmbH, Germany)以5 cm间隔测定；TEB孔共计挑选出各类残体90个，选取可靠的陆源植物大化石进行AMS 14C年代测试。大块的植物残体样品用手术刀切割成2~3 mm条块，使用酸—碱—酸方法处理[39]后，由北京大学加速器质谱实验室完成年代测试。年代结果日历年校正使用Calib 6.01程序，使用1 σ误差范围(68.2%)取值。
3 结果与讨论 3.1 年代框架湖泊沉积岩芯总长为7.9 m，但6.2~7.9 m缺少可靠的定年材料，无法建立高分辨率年代框架，因而本文仅对6.21 m以上部位进行分析。6.21 m以上部位共计挑选出各类残体77个，选取10个木本类陆源植物残体进行测年(图 3)，可以避免“碳库效应”的影响[40]。年代结果如表 2所示，底部6.2 m和6.21 m处的年代分别为3 585 B.P.和3 484 B.P.。利用已有年代结果对TEB孔沉积岩芯沉积速率进行了计算，并根据沉积速率对各个沉积层位进行线性内插，获取整个沉积岩芯不同沉积层位的年代结果(图 4)。整个岩芯平均沉积速率为0.175 cm/a，1 cm取样对应的平均分辨率为5.7年。
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| 图 3 天鹅湖TEB孔有代表性的陆源植物残体 Figure 3 The typical terrestrial plant residues of Core TEB in TE Lake |
| 样品编号 | 深度 /m |
材料 | δ13C /‰ |
14C年龄 /a B.P. |
日历年龄 (cal yr B.P.，1 σ) |
| TE1-1-003 | 0.01 | 植物残体 | -37.33±0.23 | Modern | -64±80 |
| TE1-1-023 | 0.26 | 植物残体 | -35.23±0.23 | 125±25 | 137±25 |
| TE1-1-047 | 0.56 | 植物残体 | -32.89±0.23 | 250±45 | 213±45 |
| TE1-2-026 | 1.66 | 植物残体 | -29.53±0.24 | 305±25 | 367±25 |
| TE1-2-085 | 2.4 | 植物残体 | -26.21±0.23 | 615±25 | 603±25 |
| TE2-2-003 | 4.07 | 植物残体 | -25.97±0.24 | 1 170±40 | 1 093±40 |
| TE2-2-103 | 5.27 | 植物残体 | -27.51±0.23 | 2 065±40 | 2 033±40 |
| TE3-1-044 | 5.85 | 植物残体 | -25.47±0.23 | 2 985±30 | 3 160±30 |
| TE3-1-078 | 6.2 | 植物残体 | -21.66±0.25 | 3 355±45 | 3 585±45 |
| TE3-1-079 | 6.21 | 植物残体 | -23.56±0.24 | 3 255±35 | 3 484±35 |
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| 图 4 天鹅湖TEB孔年代模型及沉积速率变化特征 Figure 4 The age model and sedimentation rates of Core TEB |
元素按照水迁移系数大小分为易迁移元素和弱迁移元素，易迁移元素包括Ca、Sr等碱土类元素，弱迁移元素包括Fe、Al、Ti、Rb等金属元素和Si等非金属元素[41]。湖泊沉积物中各元素主要来自于湖泊流域内岩石和土壤风化物、人类活动排放物及大气沉降物等[42]。对于人类活动干扰小且封闭的天鹅湖来说，沉积岩芯中元素主要来源于湖盆母岩风化形成的碎屑物质，上述弱迁移元素彼此相关性较好且大量赋存于这些碎屑物质中。Ca、Sr元素与上述弱迁移元素呈现明显的负相关关系(图 5)，且Ca、Sr元素两者之间相关性较好，反映易迁移元素与弱迁移元素之间不同的输入来源，初步推断天鹅湖弱迁移元素主要来源于陆源碎屑输入，易迁移元素来源于地下水输入。
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| 图 5 天鹅湖TEB孔元素含量 Figure 5 The content of elements of Core TEB in TE Lake |
天鹅湖TOC和TN含量变化较为一致(图 6a，b)，均值分别为1.77%、0.15%。湖泊有机质含量主要取决于陆源有机质补给量和自生生物生产率[43]。前人研究认为[44-45]，C/N值可以反映有机质来源，该比值小于10和大于20分别代表水生和陆生来源。天鹅湖C/N均值为12.41%，表明湖泊有机质来源于自生和陆源混合输入过程。湖区降水增多，一方面导致湖泊植物大量发育，TOC含量上升；另一方面，地表径流也可以带入更多的陆源有机质[21, 43]。因此，天鹅湖沉积岩芯中TOC含量可以反映湖区降水量的变化。
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| 图 6 天鹅湖TEB孔岩芯环境代用指标变化特征 Figure 6 Environmental indicators of Core TEB in TE Lake |
湖泊沉积物中碳酸盐主要来源于湖泊自生和外部物源输入[46]。已有研究表明[1, 47]，碳酸盐矿物成分中方解石和文石主要来源于湖泊自生，而白云石主要受外来物源影响。对天鹅湖湖盆内风化壳的矿物成分分析后发现不含碳酸盐类矿物，且沉积岩芯碳酸盐矿物形式主要为方解石(图 6c)，在碳酸盐含量较高的沉积层位只出现极为少量的白云石，因而初步推断，沉积岩芯碳酸盐主要为自生成因。天鹅湖湖盆由石炭纪灰岩和白垩纪砂质砾岩组成，对湖泊补给的泉水露头位于石炭纪灰岩互层上，如图 1所示。地下水中富含的Ca2+不断补给湖水，并控制湖泊中碳酸盐的沉淀。同时，天鹅湖湖盆补给区域较小，降水主要以坡面漫流和地表径流方式对湖泊补给，结合沉积岩芯元素分析结果，认为天鹅湖沉积岩芯碳酸盐含量主要反映的是地下水补给量的变化。区域降水增加可以导致地下水补给量增多，从而输入更多的Ca2+形成碳酸盐，所以碳酸盐的高值指示降水增多，低值指示降水减少。
自然界中Rb主要存在于钾长石、云母等难风化的矿物中，因此Rb在风化过程中大部分残留在原地；而Sr赋存于斜长石、碳酸盐等易风化的矿物中，Sr在风化过程中易被迁移和淋失[48]。风化作用增强时，更多的易迁移元素Sr进入湖泊，而大部分弱迁移元素Rb残留在原地。因此，湖泊沉积岩芯中Rb/Sr值低指示较强的化学风化作用，反之，比值高指示较弱的化学风化作用[7, 49-50]。Rb/Sr值与指示降水量的TOC含量及碳酸盐含量始终呈负相关关系(图 6f)，指示天鹅湖区化学风化强度的改变主要受控于降水量的变化。
3.3 3 500年来天鹅湖沉积环境变化根据天鹅湖沉积岩芯TOC含量、碳酸盐含量、矿物成分、元素相对含量及岩性特征等指标的综合分析，3 500年以来天鹅湖沉积环境经历了8次明显的干、湿变化(图 6)。
(1) 1 440~1 260 BC(6.1~5.83 m)：该时段位于灰褐色湖相沉积层内，碳酸盐含量在进入新冰期后首次出现持续180年的高值，最高可达43.5%。该时期内TOC相对含量增加，湖泊生产率提高，同时Rb/Sr比值显示研究区化学风化强度增加，反映出相对湿润的沉积环境。
(2) 1 120 ~750 BC(5.81~5.62 m)：该时期沉积岩芯同样为灰褐色湖相沉积物，碳酸盐含量的峰值相比于前期较低，最高为38.4%，但持续时间长达370年，指示一次长期的湿润期，该湿润的沉积环境得到来自TOC含量和Rb/Sr值的支持。期间在940 ~830 BC碳酸盐含量出现一次明显的下降，指示湖区湿度降低，该次干旱事件在TOC含量和Rb/Sr值中也有反映。750 BC后，湖泊沉积岩芯为深褐色淤泥，碳酸盐含量下降，进入相对稳定的干旱期。
(3) 240 ~120 BC(5.36~5.29 m)：该湿润期持续时间较短，但碳酸盐含量的峰值与1 440~1 260 BC相当，高值处达41.3%。与前两次湿润期相比，240 ~120 BC期间的降水具有快速变化的特征。同时，方解石含量在该时间段内表现为明显的高值，结合较高的TOC含量和较低的Rb/Sr值，共同指示湖区湿润的沉积环境。
(4) 200~260 AD(4.91~4.83 m)：碳酸盐含量再次升高，最高为26.1%。这次短时间的湿润期内TOC含量升高，Rb/Sr值下降，同样指示湖区降水较多。该时期内方解石含量并没有出现高值，可能原因是降水相对较少，导致地下水补给量有限，带入湖泊中的Ca2+较少，没有形成方解石沉淀的条件。
(5) 690~720 AD(4.29~4.25 m)：碳酸盐含量出现为期30年的高值，峰值处为23%，该时期内TOC含量明显升高，Rb/Sr值较低，指示湖区降水较多。随后在720~1 300 AD(4.25~2.56 m)，湖泊沉积岩芯为深褐色淤泥，该时期对应于中世纪暖期，沉积岩芯中碳酸盐和TOC含量处于稳定的低值，反映湖区降水整体较少。同时，Rb/Sr值高也反映较弱的化学风化强度，湖区气候特征为暖干。碳酸盐含量、TOC含量和Rb/Sr值变化整体较为稳定，显示湖区在中世纪暖期相对稳定的气候条件。
(6) 1 300~1 330 AD(2.56~2.46 m)：碳酸盐含量出现微弱地上升，最高为18.9%，湖区降水表现少量的增加，TOC含量没有升高同样反映了湖区湿度不大。该时段Rb/Sr值降低，记录了相对较强的化学风化强度。该时期对应于前人研究认为的小冰期开始阶段[51]，湖区气候特征为冷湿。
(7) 1 600~1 730 AD(1.55~0.61 m)：湖泊沉积岩芯再次表现为灰褐色湖相沉积，该时段最明显的特征是碳酸盐含量和TOC含量达到3500年来最高值，分别为45.9%和8.4%，出现一次为期130年降水增多的时期。Rb/Sr值也达到最低值，反映湖区强的化学风化作用。
(8) 1 850~1 950 AD(0.23~0.1 m)：碳酸盐含量及TOC含量再次升高，碳酸盐最高值为27.5%，Rb/Sr值降低，显示湖区降水增多，该湿润期的湿润程度不及1 600~1 730 AD但高于1 300~1 330 AD。随后进入现代增温期，碳酸盐和TOC含量降低，Rb/Sr值升高，反映湖区降水量下降，化学风化强度减弱，表现为暖干的气候特征。现代增温期与中世纪暖期相比，碳酸盐含量和TOC含量相对较高，反映现代增温期湖区湿度高于中世纪暖期，该结果与来自青藏高原北部尕海及苏干湖的记录一致[25]。
小冰期到来之前，碳酸盐含量峰值出现的频次和变化幅度总体呈减少和降低的趋势，反映湖区降水逐渐减少。尤其在720~1 300 AD(4.25~2.56 m)，对应于中世纪暖期，湖区处于稳定的暖干气候条件。根据天鹅湖多指标分析，小冰期共出现三次降水增多的时期，分别是1 300~1 330 AD、1 600~1 730 AD、1 850~1 950 AD，尤其是1 600~1 730 AD，碳酸盐含量显著上升，处于小冰期内最高值，是小冰期降水最多的时期，该时期与姚檀栋等[52]利用古里雅冰芯记录的小冰期最盛期时间一致。同时，相比于中世纪暖期而言，天鹅湖记录的小冰期干湿波动较大。基于介形虫重建的苏干湖盐度变化[37]和树轮重建的青藏高原东北部降水[53]同样记录了小冰期不稳定的气候特征。Chen et al. [18-19]综合多指标重建的湿度记录结果表明，西风影响区小冰期气候特征在百年尺度上为冷湿，而东部季风影响区小冰期气候特征为冷干。位于祁连山中段的天鹅湖地区，晚全新世以来气候变化受西风环流驱动，呈现暖干、冷湿的沉积环境特征。
前人研究认为[21]，西风活动增强时期，更多的北大西洋水汽能够进入中东亚干旱区，导致该区域降水明显增多[18-19]，西风的不稳定影响湖区降水量的变化。同时，历史时期较低的气温能够降低蒸发强度，而使得区域有效湿度相对增加[54]。另外，天鹅湖位于七一冰川山前，湖泊沉积岩芯记录的干、湿等沉积环境变化可能受到冰川活动的影响，具体的响应机制有待进一步研究。
4 结论天鹅湖是以地下泉水补给为主的高山湖泊，碳酸盐含量变化主要受控于地下水补给量，可以高分辨率敏感地记录区域降水变化。根据天鹅湖沉积岩芯TOC含量、碳酸盐含量、元素相对含量、矿物成分及岩性特征等指标的综合分析，3 500年以来天鹅湖沉积环境经历了8次明显的干、湿变化，湿润期分别为1 440~1 260 BC、1 120~750 BC、240~120 BC、200~260 AD、690~720 AD、1 300~1 330 AD、1 600~1 730 AD及1 850~1 950 AD。小冰期到来之前(1 534~1 300 AD)，碳酸盐含量峰值出现的频次和变化幅度总体呈减少和降低的趋势，反映湖区降水逐渐减少，尤其是中世纪暖期(720~1 300 AD)，是3 500年来最干旱的时期。小冰期开始于1 300 AD，出现三次降水较多时期，期间在1 600~1 730 AD是小冰期最盛期。受西风环流影响，天鹅湖记录的中世纪暖期与小冰期分别是暖干、冷湿的气候组合模式，该湖反映的小冰期气候相比于中世纪暖期更加不稳定。现代增温期与中世纪暖期相比，碳酸盐含量和TOC含量相对较高，反映现代增温期湖区湿度高于中世纪暖期。另外，天鹅湖沉积岩芯中由Rb/Sr值反映的湖区化学风化强度的改变主要受控于降水量的变化。
致谢: 兰州大学王强博士参与岩芯元素扫描，在此表示感谢。| [1] | 陈敬安, 万国江. 云南洱海沉积物粒度组成及其环境意义辨识[J]. 矿物学报, 1999, 19 (2): 175–182. [ Chen Jing'an, Wan Guojiang. Sediment particle size distribution and its environmental significance in Lake Erhai, Yunnan province[J]. Acta Mineralogica Sinica, 1999, 19(2): 175–182. ] |
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