2015, Vol.35
1 引言
国际科学理事会(ICSU)和国际社会科学理事会(ISSC)发起的为期10年(2014-2023)的“未来地球(Future Earth)”大型科学计划，目的在于为全球可持续发展提供必要的知识、 技术和对策支撑，增强全球可持续发展的能力，应对环境变化带来的挑战 1) 。“未来地球”计划设置了3个研究方向:1)动态地球(Dynamic Planet)； 2)全球发展(Global Development)； 3)向可持续发展的转变(Transition to Sustainability)。随之，过去全球变化(PAGES)也把研究的核心内容调整为气候、 环境和人类及其相互作用 2) 。在最新的关于地球可持续发展的研究中，对地球生态环境承载限界(Planetary Boundary)进行了全面评价[1]，在9个地球尺度的生态和环境因子中，气候变化和生态完整性被认为是地球可持续发展最主要的基础，但人类活动已使其发生了改变。由此可见，在第四纪环境变化研究中，应该更关注生态和环境变化的过程和动力机制、 更关心为可持续发展服务、 更关心气候和生态变化对人类活动的影响及其相互作用、 更关注气候和生态变化的变率、 定量表达及其承载限度等。
我国是一个气候和生态类型多样、 人口众多的国家，生态和环境承受的人类活动压力大。对我国过去环境和生态变化进行研究，为评估未来影响提供了重要支撑[2]，尤其是我国的黄土研究，在认识气候和生态演化过程、 机制和定量重建等方面发挥了极其重要的作用。但是，关于黄土记录与生态环境变化的研究主要集中在黄土高原地区，其它地区的相关研究工作还很薄弱。在我国东北地区，黄土分布较为广泛[3, 4]，我们开展的黄土和沙地沉积地层和测年研究[5, 6, 7, 8, 9, 10]获得了这里第四纪风成沉积序列的年代框架，为认识环境演变过程和机制打下了基础。但是，总体上这里的黄土与环境研究工作薄弱。对东北地区第四纪冰期-间冰期气候和生态环境的研究，也是未来地球计划和过去全球变化研究所强调的内容。
2 自然地理背景、 采样和实验测试东北地区处于温带半湿润到半干旱(包括内蒙古东部)大陆性季风气候区，气候变化幅度大，也是植被对气候变化响应敏感的地区。研究区位于内蒙古东北部，地貌由北部的平原沙地和南部的山地丘陵组成，剖面位于科尔沁沙地南缘的辽西山地黄土分布区( 图1)[11, 12]。受侵蚀和河流切割影响，这里形成了串珠状河谷盆地。河流一般发育2～3级阶地，穿过盆地形成宽广的河谷平原，堆积了较厚的第四纪松散沉积和风成黄土。在河谷盆地边缘和低山、 丘陵的山麓地带，黄土覆盖层较厚[4, 13]。年平均温度为5.8～6.4℃，年均降水量为343～451mm。南部辽西山地植被属于暖温带落叶阔叶林，地带性土壤为棕壤和褐土，并有大片属于耕作土类型的绵土分布。北部西辽河平原为温带草原，是温带湿润和半湿润针阔混交林向温带干草原的过渡类型，植被以疏林草原为主，地带性土壤类型为栗钙土，并以非地带性的风沙土和沼泽土为主[14, 15]。本区处于北方农牧交错带，受人类活动影响强烈。
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图 1 采样点位置及其自然地理环境 温度和降水分布图修改自陈英勇等(2013)[11]； 植被数据根据中国科学院中国植被编辑委员会(2001)[12] (a)黄土和沙漠分布(loess and desert)；(b)温度(temperature)；(c)降水(precipitation)；(d)植被(vegetation) Fig.1 Study site and the physical geography settings. The original data from Chen et al.(2013)[11]and Vegetation Map Editorial Board of Chinese Academy of Science(2001)[12] |
喀喇沁旗牛样子沟(NYZG)黄土剖面(41°55′N，118°43′E) 位于锡伯河流域( 图1)，黄土披覆在从分水岭缓慢向河谷倾斜的谷坡之上，形成一个顶部齐平的黄土台地。NYZG剖面总厚度为36m。根据野外土壤地层特征、 室内磁化率与粒度测试对地层进行划分，剖面顶部厚约1m是深灰色土壤层，下伏10层黄土-古土壤旋回。整个剖面以红色调为主，越往下颜色越深，沉积物颗粒也由粗变细。该剖面的土壤地层和磁性地层等结果已经发表[7]，本文聚集在有机质含量和碳稳定同位素的分析。
有机质含量和有机碳同位素测试在南京大学和中国科学院南京地理与湖泊所完成。在南京大学有机地球化学实验室使用Flash HT-EA-ConFlo IV-Thermo MAT 253同位素质谱仪测试。所有样品在40℃下烘干48小时，过筛、 去除未分解的植物根茎等，研磨后取样5g，加入过量10 ％ 的稀盐酸在水浴锅中恒温50℃反应24小时，反复离心清洗至上清液接近中性(pH≈7)，在50℃ 下烘干，分散待测。测试过程每10次测量加入两个实验室标准进行质量控制，多次测量所得的标准偏差< 0.2 ‰ 。报告的同位素δ13C是相对于Pee Dee Belemnite(PDB)标准。同时测定总有机质含量(TOC)。共测试358个样品。
3 结果牛样子沟黄土-古土壤剖面具有早更新世以来较为完整的地层旋回( 图2)，在冰期堆积的黄土和在间冰期发育的古土壤是温度变化的产物，并受到季风降水的改造[7]。可以看出，牛样子沟黄土序列可对应于黄土高原中部标准的黄土地层，是分析冰期-间冰期温度变化驱动下植被组成变化机制的良好材料。有机质含量和碳同位素测试结果见 图2。全部样品的总有机质含量平均值为0.131 ％ 。最大值是0.435 ％ ，出现在S5古土壤层，是我国北方温度较高、 季风降雨增强的间冰期； 最小值是0.001 ％ ，出现在L5黄土层和剖面底部的黄土层是温度很低的冰期。同样，全有机质稳定碳同位素δ13 C平均值是-23.38 ‰ ，最大值是-18.98 ‰ ，出现在S8和S6等古土壤层，为间冰期暖湿气候，但没有对应最大的磁化率值和有机质含量值； 同位素最小值是-26.99 ‰ ，出现在L7等黄土层，为冰期寒冷气候。随着磁化率在黄土(冰期)和古土壤(间冰期)中的变化，有机质含量和δ13 C值有着基本同向的变化，在古土壤中有机质含量增多、 碳同位素值偏正； 反之，在黄土中有机质含量减少、 同位素值偏负( 图2)。因为土壤有机质含量是地表生物量的量度，可以作为生物量的替代性指标[5, 16, 17]，因此，黄土-古土壤有机质含量的变化揭示了研究区在间冰期地表生物量增多，在冰期生物量减少的规律。
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图 2 牛样子沟黄土-古土壤序列的磁化率[7]、 有机质含量和碳同位素随深度变化 Fig.2 Magnetic susceptibility[7]， TOC and the δ 13 C variations with the loess-paleosol sequence in NYZG site， Northeastern China |
另外，研究区现代植物群落和种属的调查表明[18, 19, 20]，由于这里温度低、 降雨量多和人类活动的影响等，植被群落是以C3植物为主，占到生物量的90 ％ 左右； 在更新世的冰期温度更低，植被可能是纯的C3植物。由于温度的限制，这里的植被变化应该是以C3植物主导的变化过程。同时，黄土-古土壤样品的碳同位素值变化范围在-19 ‰ ～-27 ‰ 之间(平均为-23.38 ‰ )，考虑到有机质在风化降解过程中δ13 C值有约1.8 ‰ 的变正[21, 22]、 以及年均温度< 12℃和土壤有机质δ13 C值<-24 ‰ 可作为纯C3植物群落的标志[20, 23]，牛样子沟黄土-古土壤序列的稳定同位素值指示了以C3植被为主导的变化过程，其δ13 C值在间冰期偏正，峰值分布在-23.19 ‰ ～-18.98 ‰ 之间，对应于较高的生物产量； 在冰期偏负，谷值分布在-26.99 ‰ ～-22.82 ‰ 之间，对应于较低的生物产量( 图2)。这一植被组成变化机制与黄土高原西北地区[24, 25, 26, 27]、 中、 南部地区[16，23，28～32]以及我国东部地区[20, 33]的有区别，可能是东北地区地表生物量和植被组成对气候变化响应的区域表现。
4 讨论: 温度是东北地区冰期-间冰期植被变化的主要驱动因素太阳照射量、 温度、 降水量(湿度)、 大气CO2、 土壤盐度等是影响植被组成和碳同位素分馏的因素[34, 35, 36, 37]。在这些因素中，长时间尺度的太阳辐射量值很难确定，并且可能与温度相关并可能稳定变化，一般难以确定是否作为驱动植被(物)碳同位素变化的主要因子[21]。土壤盐度变化具有很强的局地性，并且受到区域干燥度的影响，而干燥度的变化是受降水量(湿度)变化控制的，因此，也不能作为区域尺度植被变化的主要因子[21, 36]。温度、 降水和大气CO2含量常常被认为是控制陆地植物碳同位素和植被组成的重要因素(见文献[37]及其相关文献的论述)。但是，哪一个因素是最主要的和直接控制因子，在区域上常常有差别，也是研究结果之间分歧的焦点[16, 23, 28, 38, 39, 40, 41, 42, 43, 44, 45, 46]。
牛样子沟黄土-古土壤剖面位于以C3植物为主导的区域，沉积物有机质稳定同位素的变化受区内C3植物同位素控制。在对全球和区域尺度大量的植物碳稳定同位素的研究表明[47, 48, 49]，大气CO2含量的增多，可使C3植物的δ13 C值偏负，这是因为，大气CO2是植物进行光合作用的主要物质，在CO2浓度减低时，植物细胞间CO2及其外部大气环境的CO2气压差减低，植物光合作用受到限制。植物为了适应这些CO2浓度胁迫，气孔收缩，进入植物叶肉细胞的CO2减少，这样，羧化酶来不及对C同位素进行分馏就直接合成有机物，减少了对大气CO2稳定同位素(一般为-7 ‰ 左右)[47]的分馏作用，所以，大气CO2含量减少时C3植物的δ13 C值偏正； 反之，大气CO2含量增多，C3植物的δ13 C值偏负。在冰期-间冰期变化中，大气CO2含量发生了从180 ppm到250 ppm变化，最大变幅可达120 ppm[48]。随着间冰期的来临，大气CO2含量增高，C3植物的δ13 C值应该偏负，但是，牛样子沟黄土-古土壤剖面古土壤中的δ13 C值主体上偏正，这与大气CO2增多驱动植物δ13 C值变轻进而使得土壤的δ13 C值变负的认识矛盾，表明大气CO2浓度变化不是控制δ13 C值变化的直接因素。通过对北美干旱地区的C3植物的稳定碳同位素的研究[49]，也表明树木年轮δ13 C值与大气CO2浓度呈负相关的关系，其关系为大气CO2升高100 ppm，树轮δ13 C值降低2 ‰ 。对中国北方C3植物的稳定碳同位素的研究也表明[20, 26, 50]，是气候因素而不是大气CO2浓度变化控制植物的碳同位素分布和植被组成。大气CO2浓度增高使得C3植物的碳同位素偏负也得到了其它研究的支持[34, 42]，但其中的关系较为复杂，需要深入研究。
我国黄土高原黄土有机质碳稳定同位素的研究表明，温度或/和季风降水作用决定冰期-间冰期C3/C4植被的组成[16，17，23， 28，30～32，38， 51]，并且以前把这种认识用于解释黄土高原地区植被组成变化和定量化重建[52, 53, 54, 55]。在黄土高原中部和南部地区，这是适用的。但是，在黄土高原西部一些比较干冷的地区，如塬堡剖面，就呈现出不同的模式[24, 27, 56]。塬堡剖面的有机质来源于纯的C3植物，植被δ13 C值的变化取决于C3植物同位素受环境因素胁迫而发生同位素分馏，没有C4植物的显著影响。这一模式在较为寒冷的贝加尔湖地区[57]和亚洲中部的干旱地区[58]也存在。我国南方热带-亚热带地区，也表现为冰期中C3植物占主导地位的特征[59, 60]。对塬堡剖面的研究结果表明，降水量(湿度)变化控制了土壤有机质的δ13 C值变化，并且这一现象在黄土高原西北部的沙丘沉积中也存在[61]。这表明，在冰期-间冰期时间尺度，黄土高原中部和南部有机质稳定同位素变化与植被组成的模式已经不适应于黄土高原西部和北部一些地区。我们的测试结果表明，在间冰期牛样子沟剖面δ13 C值主体上偏正的原因也难以用降水量(湿度)的增加来解释。因为，大量的研究表明，降雨量的增多使得C3植物的碳稳定同位素变轻[62]，有约-0.4 ‰ /100mm 的变化[21, 63, 64]。 这一认识也得到了北美[49]和全球植被研究[40] 的支持。我们的研究地点是受亚洲季风降水控制的地区，间冰期降水量增多，湿度增大[5, 51]，应该使C3植被主导的δ13 C值偏负。但是，测试结果表明δ13 C值在间冰期的古土壤层基本偏正，证明降水量不是这里植被变化的主要驱动因素。
研究区以C3植物为主，C3植物同位素变化是黄土-古土壤有机质同位素变化的决定性因素。Wang等[50]对我国北方半干旱地区400mm等降水量地区的植被随温度变化梯度的研究表明，温度上升1℃，C3植物的δ13 C平均值增高0.104 ‰ ，反之，温度降低，C3植物有机质碳同位素偏负，证明了研究区植物δ13 C值与温度的良好的正相关关系。随着冰期-间冰期的变化，黄土-古土壤序列的有机质含量和δ13 C值发生同步变化，揭示了生物量和δ13 C值与气候的同步变化[28]。而由于降水(湿度)和大气CO2都使土壤的δ13 C值向反向变化，因此可以解释为温度变化是驱动生物量和同位素值生变化的主要因素。这一结论也得到了很多研究的支持(参阅文献[37]和[50]及其后参考文献)。基于这些分析，图3可以解释牛样子沟黄土-古土壤序列δ13 C值变化的机制。
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图 3 东北地区冰期-间冰期环境驱动植被变化的机制 Fig.3 A model to interpret vegetation dynamic forced by glacial-interglacial variations in Northeastern China |
以上的分析表明，在我国东北地区的冰期-间冰期气候变化中，影响陆地植物碳稳定同位素分馏的温度、 降水和大气CO2等都发生了显著变化，其中C3植物的碳同位素与温度变化正相关、 与降水和大气CO2负相关。在温暖的间冰期，季风降水增加和大气CO2升高都应该使C3植被的δ13 C值偏负； 在寒冷的冰期，季风降水减少和大气CO2含量降低都应该使C3植被的δ13 C值偏正。但是，图2揭示的古土壤层的δ13 C值偏正、 黄土层的δ13 C值偏负只能用温度驱动来解释。因为，温度的升高可使有机质的C3植物同位素偏重[50]。因此，本研究揭示，在冰期-间冰期的气候旋回中，我国东北地区的植被变化主要受到温度变化控制，其变化原因与我国黄土高原、 亚热带和热带植被变化的原因可能不同，显示了区域植被变化的特点。但是，由于降水和大气CO2变化对于C3植被δ13 C值强迫的定量研究还不够，我们只能从定性的分析得出温度变化驱动植被变化的认识，其中还有不确定性和不清楚的问题。比如，总有机质含量和同位素组成中乔木、 灌丛和草被的比例如何？是否有温度、 大气CO2和降水驱动植被的阈值和主要驱动因子的界限？三者在不同的间冰期和冰期是有一致的植被影响、 抑或随着不同冰期、 间冰期的变化，三者的作用发生变化？这些问题都没有解决，需要更深入的研究工作。
以上分析是基于研究区现代植物调查结果，认为在研究的时间段牛样子沟地区以C3植物占主导，C4植物基本可以忽略不计的情况下的讨论。但我们也发现，在一些特殊时段，如深度8m到4m之间出现一次明显的δ13 C增高，最高值为-21.58 ‰ ，出现在7.2m(见图2)，其升高的幅度与磁化率、 TOC升高的幅度明显不匹配。且与前后相邻的δ13 C谷值的差值达到3 ‰ 以上，很难完全用温度升高对C3植物同位素的胁迫来解释。我们推断这些时段可能出现过少量C4植物，原因可能是这些时段降水和/温度的季节分配发生了显著变化。另外，在深度24m以下，TOC一直处于低值范围，变化幅度小，但δ13 C却相对于24m以上发生了很大的变化，最大变幅高达8 ‰ (见图2)，且TOC和δ13 C很难和磁化率变化相对比。因此，其成因机制可能与24m以上的记录不同。一方面，低的有机质含量可能指示，在有机质强烈分解的过程中同位素发生了分馏； 另一方面，由于该段位于剖面下部，也可能是沉积物堆积初期，环境动力过程复杂，不同源的有机质的δ13 C影响了碳同位素值。这些特殊时段的黄土δ13 C与植被组成的关系需要深入研究。
综上所述，温度是影响东北地区更新世植被光合作用的主要因素，从而也影响了植物产量。我们的初步分析显示，在未来全球变暖的背景下[65]，东北地区生物量将增加。如果不考虑其它因素的影响，温度升高对于东北地区的林木、 水稻、 小麦、 大豆等C3作物的生产量，可能有促进作用； 但是，对于玉米、 高粱等C4植物的影响还不清楚。在东北地区以C3植被为主导的自然植被情况下，人类种植已经深刻地改变了这里的植物组成。如何通过对自然植被变化与环境的协调分析，指导农业和林业种植，也是“未来地球”计划对我们研究工作提出的要求。
5 结论我国东北地区牛样子沟黄土-古土壤序列的有机质含量和碳同位素揭示了植物生物量和植被组成的变化。在间冰期古土壤层的有机质含量增多、 δ13 C值偏正，是温度升高影响C3植物生物量和胁迫其碳同位素组成变化的结果； 在间冰期古土壤层降水量(湿度)增多和大气CO2含量升高，可使古土壤的δ13 C值偏负，但这种影响被温度升高对植被正向影响所掩盖，表明在冰期-间冰期时间尺度上温度变化对植物生长的控制作用。这一发现对于在未来全球变暖背景下，东北地区的林木和小麦、 大豆、 水稻等C3作物的种植可能有指导意义。但是，本研究中的定性分析，在统计意义上并不显著； 在一些特殊时期，C4植物对土壤δ13 C的影响也不能完全排除，表明了东北地区植物生长对环境因子响应的复杂性。
致谢 感谢徐志伟、 邱志敏、 卓海昕、 俞凯锋和张恩楼在野外采样和碳稳定同位素测试方面给予的帮助。
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Abstract
Carbon isotopic composition of bulk organic matter and biomarkers have been extensively applied in reconstructing paleovegetation on the Chinese Loess Plateau(CLP), which has the thickest loess-paleosol deposit in world. Previous studies generally considered low δ 13 C values in loess sections were due to reduced input of C4 plants as a result of lower temperature during glacial periods. However, much less is known about the paleovegetation record in loess deposits outside the CLP. Here we report a high resolution study of a 36-m thick loess-paleosol sequence in Niuyangzigou(NYZG)(41°55'N, 118°43'E), Northeastern China. 358 samples were measured for total organic matter content(TOC)and bulk organic δ 13 C. Our results show that TOC of the NYAG section has an average of 0.131 %, the maximum value is 0.435 % which takes place in the S5 paleosol and the minimum value is 0.001 % which occurs in the L5 loess layer. Value of δ 13 C has an average of -23.38 ‰, with the maximum -18.98 ‰ occurs in the S8 and S6 paleosols, and the minimum value of -26.99 ‰ appears in L7 loess. Most paleosol layers are characterized by higher TOC and more positive δ 13 C values, and loess units have lower TOC and more negative δ 13 C. Different from the CLP where both C3 and C4 plants contributed to soil organic matter, organic matter in this Northeast China loess-paleosol deposit is predominated by the input from pure C3 plants. Therefore, the observed δ 13 C variations in loess and paleosol are exclusively controlled by environmental effects on the δ 13 C of C3 plants. As higher precipitation or atmospheric CO2 during interglacials tend to decrease δ 13 C in C3 plants, the observed more positive δ 13 C values in paleosol are most likely due to higher temperature. Variations in temperatures during glacial-interglacial cycles probably caused the δ 13 C variations in loess-paleosol sequence in Northeast China.