2015, Vol.35
云贵高原位于中国东部亚热带季风区、 南亚热带季风区与青藏高寒区的交汇地带，特殊的地理位置使其同时受到东亚季风、 南亚季风、 青藏高原环流系统的影响。新生代以来伴随着青藏高原的不断隆升，发育了众多的构造断陷湖泊[1, 2]。这些封闭、 半封闭的高原湖泊具有汇水面积小、 入湖河流短、 湖水较深的特点，因而沉积连续、 汇水区域小、 沉积速率大的湖泊对区域环境变化响应尤为敏感，在恢复和重建各种短时间尺度，如千年、 百年、 十年甚至年际气候和环境演化序列上具有其他载体记录无法替代的特性[3]，使它成为揭示湖区古气候和环境变化的指示器[4]。但是，云贵高原湖泊由于所处的特殊地理地质环境，沉积中有机质(总有机碳TOC)含量很高，同样，其碳酸盐(总无机碳TIC)含量在某些地层段几乎为零，显示了有别于内陆封闭湖泊沉积物物化构成的特性，造成分析结果解释的困难，也常常引起疑问与误解。本文旨在建立云南腾冲青海湖泊沉积物高分辨率年代序列的基础上，分析其沉积序列的粒度组成、 有机碳和碳酸盐含量、 磁化率的变化特征及其形成过程，结合与其他地区的对比分析，明确这些指标在腾冲青海湖泊沉积序列的环境意义，并探讨研究区末次冰消期以来的环境变化过程及其在人类活动干扰下的湖泊对环境变化的响应。
1 研究区自然地理概况青海湖泊(25°08′06″～25°07′44″N，98°34′11″～ 98°34′26″E) 是位于云南省西南边陲腾冲县打苴乡双海村的一个小型湖泊。湖面高程为1885m时，面积0.21km2，最大水深5.9m，湖水容积5.4×105m3，流域面积1.5km2[5]。青海为一火山口湖，水质呈微酸性，是全球为数不多的酸性湖之一[6, 7, 8]。湖泊在雨季降水集中、 降水量较大、 持续时间长时，湖水从东北部哑口溢出，经大苴乡附近汇入大盈江-瑞丽江-伊洛瓦底江，最终在缅甸仰光附近注入印度洋的安达曼海。1958年以后，出现持续、 频繁人为干预湖水出口并抽水灌溉，使得湖泊水位与水量发生非气候性变化。
湖区在大地构造上位于欧亚板块和印度板块的镶接部位，受两大板块的强烈碰撞挤压，区内地震活动频繁，地热资源丰富，岩浆活动强烈。据1951～1980年气象数据(中国气象局气候资料室提供的月平均降水资料和月平均地面气温资料)，研究区多年平均气温14.7℃，极端最高气温30.5℃，极端最低气温-4.2℃；多年平均降水量1425mm，其中5～10月雨季的降水量占全年总雨量的84.3％，年平均潜蒸发量约1575mm，属亚热带高原湿润季风气候。
2 样品采集及测试方法 2.1 样品采集湖面上利用水上平台和活塞钻提取沉积岩芯(25°07′54″，98°34′17″；位置如 图1所示)。 为保证岩芯的分辨率和良好的完整性，同时钻取2个平行岩芯。密封保存后带回实验室进行剖切，对新鲜岩芯剖面观察，以物理特征(颜色、 粒度和可以肉眼观察的特殊矿物成分)进行初步岩芯对接，然后对所有岩芯按1cm间隔进行分样，分别进行粒度、 碳酸盐和有机质含量、 磁化率等各项环境指标的测试，采集植物残体(如树枝、 树叶残体)、 碳屑等进行年代学研究(本研究中AMS 14C测年在北京大学进行)。综合上述分析测试和年代数据进行钻孔岩芯最后拼接，获得总计长度513cm的连续钻孔岩芯，本文数据来自拼接后完整岩芯513个样品的分析结果。
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图 1 腾冲青海湖泊及采样位置 Fig.1 Location of Qinghai Lake， Tengchong County and the core site |
粒度分析利用Mastersize2000型激光粒度仪测定，前处理程序为: 取样品0. 3g，加入10ml 10 ％ H2O2，在加热板上加热使其充分反应以有效除去样品中的有机质，之后加入10ml 10％ HCl煮沸使其充分反应除去碳酸盐。上述过程确保无液体溢出而导致物质损失。然后将烧杯中注满蒸馏水静置24小时，抽去上层清液，在底层浊液中加入10ml 0.05mol/LNa2P2O6作为分散剂，超声振荡10分钟后，将全部浊液移至Mastersize2000粒度仪进行测量。实验分析中对所有样品均采用相同的处理方法，每个样品重复测试3次，重复测量误差<1 ％ ，以保证其准确性。
2.2.2 总有机碳(TOC)含量测定总有机碳含量测定采用重铬酸钾氧化外加热法。在测定样品的同时必须做2个空白试验，取其平均值。有机质含量计算方法:
TOC％ ={[0.8000×5×(V0-V)×0.03×1.1/V0]/M}×100％
式中:0.8000为重铬酸钾标准溶液浓度(mol/L)，5为重铬酸钾标准溶液的体积(ml)，V0为空白滴定消耗的FeSO4体积(ml)，V为样品试验消耗硫酸亚铁铵标准溶液体积(ml)，M为样品重量(g)，0.03为 1/4 碳原子的毫摩尔质量(g/m·mol)，1.1为氧化校正系数。
2.2.3 碳酸盐(TIC)含量测定CaCO3含量采用气量法测试，其原理为:CaCO3＋2HCl=CO2↑＋CaCl2＋H2O，实验过程为在恒温恒压条件下，将干燥样品研磨至细于100目，然后称取0.6～0.7g，并加入10ml的1:4稀盐酸，收集反应所产生的气体并读数。先测定加入盐酸后产生CO2的气体量，然后换算成CaCO3含量，其重复测量误差小于±1 ％ 。测试中每隔10个样品进行一次标样测试，标样为纯度99.9 ％ 的碳酸钠，误差范围控制在1 ％ 以下。利用CO2体积计算CaCO3百分含量(ω)的公式为:
ω％ =100×(P×V)/(R×T×m)×100％
其中P为CO2压力(KPa)，V为CO2体积，R为气体常数，T为绝对温度，m为样品质量，100为原子量。
2.2.4 磁化率测试利用英国Bartington MS2型双频磁化率仪进行低频(0.47kHz)和高频(4.7kHz)磁化率的测定。为减少装样体积误差，选择质量磁化率作为评定指标，磁化率均为低频质量磁化率(10-7m3/kg)。实验分析中对所有样品均采用相同的处理方法，每个样品重复测试6次，以保证其准确性。
以上实验均在云南师范大学高原湖泊生态与全球变化实验室完成。
2.3 年代序列的建立对采自岩芯不同深度的16个植物残体(树叶)在北京大学加速器质谱实验室进行了测定( 表1)，对所获AMS 14C 年代数据采用IntCal09程序进行了校正，建立深度-年代框架( 图2)。从获得的深度-年代关系可以看出，青海泊沉积岩芯自约100cm以下深度-年代关系呈现相关性很高的线性关系，指示沉积稳定并具较均匀的沉积速率。本文通过对整个剖面年龄值进行拟合，采用内插的方法，建立了湖泊岩芯的沉积时间序列，在此基础上计算出湖泊岩芯钻孔各深度的实际年龄，并由此获得岩芯513cm底部年龄为15830a B .P. ，分析数据具有30～50a的分辨率，剖面32cm以上为自1950年(14C年龄为零)至2003年沉积。
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表 1 青海湖泊钻孔岩芯AMS 14 C测年结果* Table 1 The AMS 14C dating results on the samples (plant remains) from the Qinghai Lake core，Tengchong County |
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图 2 青海湖泊岩芯钻孔AMS 14C年代-深度关系 Fig.2 The AMS 14C age-depth relationship of the Qinghai Lake core， Tengchong County |
沉积物的粒度组成及其特征是恢复古气候、 古环境的一个重要代用指标。已有的湖泊沉积学研究表明，水能量是控制沉积物粒度分布的重要因素，粒度的粗细代表了水动力的强弱、 湖泊输入水量的相对大小，在一定程度上可以反映湖区降水的变化，因而具有干湿变化的指示意义[9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18]。但是，通过本研究进一步分析发现，粒度的这种干湿变化仅仅在湖泊演化过程中流域范围稳定(汇水区域稳定)、 流域物质构成均匀(没有物质构成差异影响)的理想状况下才是有效的。对于封闭性湖泊，其沉积物的来源单一，主要为陆源的碎屑物，沉积物粒度值的大小与湖区降水丰度、 湖面高度的变化密切相关并受搬运过程中分选沉积规律控制。已有的研究表明[12]，湖水的物理能量是控制沉积物粒度分布的主要因素，从湖岸到湖心，水动力条件逐渐减弱，按照理想的湖泊沉积作用模式，湖泊沉积物粒度呈环带状分布，即从湖岸至湖心依次出现砾砂、 粉砂及粘土带，沉积物粒径逐渐减小。当气候处于相对干旱期时，湖水补给量减少，湖泊水位下降，湖面收缩，浅水区的强动力条件，使细粒径的颗粒物难以沉降，而粒径较粗的颗粒物却可在该位置沉降下来； 相反，当湖泊处于气候相对湿润期时，降水增多，湖泊水位升高，湖面面积扩张，特定采样点离湖岸较远，水动力条件变弱，粒径较粗的颗粒物难以到达，有利于细粒径颗粒物在此处沉降。因此，当特定采样点沉积物粒径变粗时，则指示特定采样点离湖岸变近，湖泊水位下降，反映降水较少的干旱气候； 反之，当特定采样点沉积物粒径变细时，则指示特定采样点离湖岸较远，湖泊水位上升，反映降水较多的湿润气候。以上理想状况适用于云南腾冲青海，因为此次采样点较接近湖心，所以岩芯粒度变化大致能反映水动力条件的强弱，进而反映气候的干湿变化。
3.2 总有机碳(TOC)的环境指示意义湖泊沉积物中的总有机碳含量(TOC)是湖泊沉积物中有机质含量的最基本的反映，是判别湖泊环境的重要指标[19, 20, 21, 22, 23, 24]。在气候适宜的条件下，流域风化作用、 有机物腐烂和降解作用和微生物作用活跃，入湖径流量大，带来丰富的陆生植物和营养物质，水生浮游生物和微生物也得以繁荣，湖泊生产力提高，使得沉积物中有机质含量较高； 相反，在干燥少雨的气候条件下，入湖径流量小，陆源有机质减少，营养矿物质降低，水生浮游生物受到限制，湖泊生产力降低，使得沉积物中有机质含量较低[25, 26, 27, 28]。因此，在一个封闭性内陆湖泊中，当沉积中总有机质含量增高，特别是陆源有机质输入和内源有机质含量共同增加时，对应于温暖湿润的流域气候环境。例如，对查尔汗盐湖近750ka的气候演化研究表明，沉积剖面总有机碳高值段对应暖期，低值段对应冷期[29]，青藏高原RH孔的研究也揭示了总有机碳高对应暖湿期[30]。这些研究说明: 处于寒冷气候区的湖泊，气温应是影响其沉积物总有机碳含量的主要因素，即沉积物中总有机碳高值对应暖期，低值对应冷期。因此，湖泊沉积物总有机碳含量的高低可以反映温度的变化。
3.3 碳酸盐含量变化的环境指示意义碳酸盐沉积是湖泊中最普遍的生物化学沉积过程，与气候环境关系密切，一般来说湖泊沉积物中自生微粒碳酸盐含量主要是湖泊生物活动或物理化学作用的结果，其含量的高低分别指示湖水的咸化和淡化，间接地反映气候的干湿变化[31, 32, 33, 34, 35]。湖泊沉积中碳酸盐来源通常认为有外源与自生两种: 外源碳酸盐指陆源碎屑，即是湖泊周围源区的碳酸盐岩石受侵蚀由径流搬运沉积形成； 自生碳酸盐较为复杂，受湖泊生产力、 温度和盐度等因素的影响[36, 37]。就碳酸盐含量分析结果而言，一般情况下高CaCO3含量对应低 δ18O，指示相对湿润的高温环境； 反之，指示低温寒冷环境[31, 33, 34]。在封闭湖盆中，CaCO3的溶解沉淀主要取决于其饱和度，后者取决于湖水的体积。当流域中降水增大，湖水上涨，CaCO3趋于溶解； 反之，则向沉淀方向发展[38]。
3.4 磁化率的环境指示意义磁化率是指示湖泊演化的有效指标之一[39, 40, 41, 42, 43, 44, 45, 46]。对湖泊沉积物磁性特征的研究已日益重视[47]。在常用磁性测量参数中，对湖泊沉积磁化率测量具有快速、 经济和无损等特点，所解决的环境地质问题是其他常规物理、 化学方法无法达到的[48]。王建等[40]对磁化率与粒度矿物之间的关系研究表明沉积物粒度与磁化率的关系与物源及沉积动力密切相关； 对于以粉砂、 粘土为主的细粒沉积物，磁化率与粒径成反比。也就是说，沉积物粒径越小，磁化率则越高。Oldifeld[48]认为，当水动力对流域内地表侵蚀较强时，粘土粒级的碎屑物对湖泊沉积物磁学性质的贡献要远大于砂。因此在一定条件下可利用两者的关系来反映物源或沉积动力[49]，进而指示气候的变化状况。
通过分析对比可以得出，在长时间尺度上，沉积物磁化率较高表示当时水动力条件较弱，湖泊水面高，气候环境较为湿润； 而较低的磁化率则反映当时气候环境较为干旱； 相应地，粗粒沉积物指示湖泊收缩、 湖水较浅的干旱气候环境； 细粒沉积物则指示湖泊扩张、 湖水较深的湿润气候环境[15, 17, 39, 42]。但是，这里需要进一步指出的是，尽管在植被覆盖度极高、 降水多且连续的情况下粒度突变易于鉴别，但沉积物中碳酸盐、 有机质含量的增加会不同程度的影响(稀释)磁化率值的高低。因此，单一气候代用指标尽管可能具有独立的环境指示意义，但在进行气候分析中还是应当综合考虑所有的代用指标，否则可能会得出矛盾的结论。
4 青海湖泊沉积理化指标的一般特征 4.1 粒度特征中值粒径是指粒度频率累积曲线坐标为50 ％ 处所表示的颗粒粒径的大小，能敏感地反映水动力条件的变化； 粘土、 粉砂与砂含量变化主要显示沉积物颗粒组分的变化。从青海湖泊沉积物粒级分布结果( 图3)可以看出: 沉积物颗粒分布均集中在一个很小的区域内，其粘土粒(<4μm)所占的组分为12.07％ ～60.89％ ； 细粉砂(4～64μm)为39.11 ％ ～74.20 ％ ，占主导地位； 而砂粒( >64μm) 含量较低，含量都在20 ％ 以下。
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图 3 腾冲青海湖泊钻孔沉积物粒级分布 Fig.3 The grain size distribution of lake sediment from the Qinghai Lake core， Tengchong County |
从青海湖泊沉积物随深度变化的粒度分布特征 图4中可以看出，岩芯沉积物的中值粒径范围大部分在0～25μm之间，且与>64μm(砂)颗粒的含量变化趋势有一定的相似性。而就整体而言，<4μm(粘土)颗粒含量的变化曲线与4～64μm(粉砂)颗粒含量变化曲线呈现很好的负相关； 从中值粒径随深度的变化曲线可以看出，整个湖相沉积剖面表现出“细～粗～细” 的变化特征。
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图 4 腾冲青海湖泊钻孔沉积物粒度随深度变化 Fig.4 Grain size distribution of the sediment with depth of the Qinghai Lake core， Tengchong County |
在岩芯513～455cm段(15830～12790a B .P.)以粉砂(4～64μm)含量为主，含量在45.39 ％ ～73.33 ％ 之间，变幅大且波动性明显，粘土( <4μm)含量也较高，在23.41 ％ ～54.54 ％ 之间，砂( >64μm) 含量很低，最高值为5.16 ％ 。中值粒径有轻微波动，且粒径较细，小于10μm。455～235cm段(12790～4680a B .P.)，粉砂含量有所下降，变化在39.11 ％ ～72.79 ％ 之间，而粘土含量则有所上升，在25.63 ％ ～60.89 ％ 之间，中值粒径与砂含量都处于低值区，变化不大； 其中455～351cm段(12790～8360a B .P.)粘土和粉砂含量出现明显的波动，且振幅较大； 351～235cm段(8360～4680a B .P.)粘土含量在此段呈逐渐减少趋势，而相应粉砂含量则呈增加趋势，中值粒径值和砂含量都有所增大。235～83cm段(4680～312a B .P.)中值粒径和砂含量较上一阶段波动性和增加趋势更加明显，中值粒径平均值为13.46μm，砂含量最高值为22.78 ％ 。在193cm处(3080a B .P.)中值粒径快速上升并达到整个剖面的最高值，为66.03μm，之后快速下降，到191cm处(3015a B .P.)降到9.21μm，之后缓慢波动上升，到109cm时(594a B .P.)又达到一个极大值，为25.66μm。83～0cm段(312a B .P.～2004A .D .) 中值粒径值明显减小，平均值为5.60μm，处于低值区，且无显著波动特征； 粘土含量在19.11 ％ ～51.4 ％ 之间，粉砂含量在48.5 ％ ～73.0 ％ 之间，以粉砂含量为主。
4.2 沉积物总有机碳(TOC)变化特征就整个青海湖泊岩芯剖面总有机碳(TOC)变化曲线( 图5)特征而言，从513～455cm段(15830～12790a B .P.)，有机碳含量波动较大，且呈逐渐下降趋势，至455cm时(12790a B .P.)，含量仅为3.76 ％ ； 455～351cm段(12790～8360a B .P.) 有机碳含量呈上升趋势，但总体变化趋于平稳； 351～235cm段(8360～4680a B .P.)有机碳含量持续增加，较前一阶段振幅较大，波动性显著； 235～83cm段(4680～312a B .P.)内变化剧烈，其中在235～123cm段(4680～835a B .P.) 有机碳含量逐渐增加，且增加速度较快，在123cm时(835a B .P.)达到一个极大值，为66.60 ％ ，之后有机碳含量急剧下降，在85cm处(324a B .P.)降至最低值； 在83～0cm段(312a B .P.～现代)变化过程也较为复杂，其中83～19cm段(312a B .P.～1972 A.D.)呈基本稳定状态，但19cm(1972 A.D.)之后又开始呈现波动上升趋势。
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图 5 腾冲青海湖泊沉积物中总有机碳(TOC)含量变化 Fig.5 Total organic carbon(TOC) content in Qinghai Lake， Tengchong County |
从腾冲青海湖泊沉积物中碳酸盐含量变化图( 图6)可以看出，碳酸盐含量在0～3.50 ％ 之间。 其中，在513～455cm段(15830～12790a B .P.)，沉积物中碳酸盐含量低，最高仅为0.67 ％ ； 在429～383cm段(11880～9730a B .P.)，出现一个相对高值区，最高可达1.6 ％ ； 187～111cm段(2880～628a B .P.)，曲线波动性强，振幅大，碳酸盐相对含量达到最高值，在113cm处(663a B .P.)最高值达到3.55 ％ ； 在93～25cm段(373a B .P.～1962A .D .) 碳酸盐含量低； 之后碳酸盐含量极低。
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图 6 腾冲青海湖泊钻孔沉积物中碳酸盐含量变化 Fig.6 The sediments carbonate content in the Qinghai Lake core， Tengchong County |
从腾冲青海湖泊沉积物中频率(高频、 低频)磁化率高低变化( 图7)可以看出，其沉积物不同时期的磁化率变化较大，在513～455cm段(15830～12790a B .P.)，低频、 高频磁化率值总体呈快速上升趋势，且波动幅度较大，并在深度455cm处(12790a B .P.)达到最高值； 在455～429cm段(12790～11880a B .P.)磁化率呈快速下降趋势； 429～235cm段(11880～4680a B .P.)磁化率很低且平稳； 235～109cm段(4680～594a B .P.)磁化率值比前一阶段略显降低，其中在121～109cm段(800～594a B .P.)磁化率波动起伏较大，且达到剖面最低值。深度109～0cm段(594a B .P.～2004A .D .)呈缓慢波动上升趋势，幅度变化较明显。
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图 7 腾冲青海湖泊钻孔沉积物中磁化率变化 Fig.7 Variation of the magenetic susceptibility of the core with depth in the Qinghai Lake sediments， Tengchong County |
通过以上讨论可以得出: 在典型西南季风区，或者说在西南季风独立影响的地区，在降水相对丰富的大背景下，湖泊，如本文所研究的腾冲青海湖泊，其水位变动存在一个以出水口海拔高度为上限的湖泊高度极限，由于这个高度约束，在持续降水的时期，形成常态化的湖水溢出，从而极大的影响湖泊沉积过程及气候代用指标的解译。
总有机碳的变化受流域生物量、 保存条件、 水动力条件等作用的共同影响。在受强烈西南季风影响的腾冲地区，即使相对较为干旱的时期，湖泊流域的生物量也不会有大的变化。这一点从腾冲青海湖泊岩芯有机碳的变化趋势上可以明显看出(见图5)，在末次冰消期和大约3000a B.P.至835a B.P.(123cm)有机质的含量较高，而温暖湿润的全新世早中期有机质含量反而低。当流域降水相对较少时，湖水溢出量相应较少甚至外溢过程终止，这种情况有利于有机质在湖泊的富集，而且较细的沉积物也有利于有机质的保存。当降水较多时，虽然流域生物量有所增长，但更多的有机质、 连同细粒沉积物反而容易被溢出的湖水带走，因此，即使沉积物颗粒较细，有机质含量也会出现较少的情况。沉积物中碳酸盐的变化也同此道理，不同的是当湖水外溢时，溶解态的钙离子、 碳酸根(碳酸氢根)离子随水流流失，并随流量大小使得沉积物质碳酸盐含量几乎为零至微量，如在剖面479～423cm (13560～11660 a B.P.)和382～180cm(9690～2650 a B.P.)碳酸盐含量为零(见图6)，但其中278～275cm(5990～5940 a B.P.)除外。
沉积物磁化率的变化与沉积物粒度相关[40, 50]，其中频率磁化率显得更为具体。频率磁化率(χfd，frequency dependent susceptibility)当用百分比表示时又可称磁化率频率系数，是通过分别对样品进行高频(χhf)和低频磁化率(χlf)测量来完成并以下列公式描述:(χlf-χhf)/χlf×100 ％ =χfd ％ 。因为细粒的超顺磁/稳定单畴界限附近的细粘滞性铁磁颗粒只对低频磁化率有贡献[39, 42]，这造成了高频磁化率与低频磁化率值之差。当频率磁化率值较大时，说明细粒组分含量增大。但是，当有机质、 碳酸盐含量增大到一定程度时，会稀释固体颗粒的磁化率信号，导致气候代用参数解译不一致。
5 气候环境演化阶段与讨论通过青海湖泊沉积物粒度分布特征、 TOC含量、 磁化率和碳酸盐含量变化特点的综合分析，将腾冲青海地区气候环境分为4个阶段( 图8):
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图 8 腾冲青海湖泊沉积物中值粒径、总有机碳和碳酸盐含量以及磁化率变化曲线 由于剖面32cm为14C测年零年，即公元1950年，时间标尺发生变化，此处未包括1950年以后变化 Fig.8 Median diameter of sediment, total organic carbon, carbonate contents and magnetic susceptibility curve of the Qinghai Lake core, Tengchong County. The age at 32cm depth in the core was calculated at 0 a B.P by AMS 14C method, which is 1950A.D., see the text for discussion |
第一阶段(Ⅰ):513～455cm段(15830～12790a B .P.)。此时段沉积物中值粒径呈波动减小的趋势，平均值为6.24μm，处于低值段，组分主要以粉砂和粘土为主，夹带着极少量的砂粒，其中粉砂比例为60.52 ％ ，粘土比例为38.34 ％ ，指示此时段水动力条件较弱； TOC含量较高，呈波动下降趋势，指示此时间段总体气候特征为低温湿润，且气温有逐渐降低趋势，而降水逐渐增多； 另外，碳酸盐含量处于低值段，含量在0～0.67 ％ 之间，其变化与中值粒径的变化特征具有很强的一致性，表明入湖水量大，有一定的年际波动并伴有湖水溢出外流。频率磁化率值此时段较小，这与有机质含量较高对其具有一定的稀释作用有关，也说明此时湖泊水动力条件较弱，环境较为湿润。这与彭子成等[51]对贵州七星洞晚更新世晚期石笋记录的古气候环境一致，气候向温湿趋势发展。
第二阶段(Ⅱ):455～235cm段(12790～4680a B .P.)，此阶段的特征是碳酸盐含量和频率磁化率的变化明显，并可进一步分为2个亚阶段。
455～351cm亚段(Ⅱ-1，12790～8360a B .P.)，此亚阶段中值粒径处于谷值且较稳定，无显著波动，平均值为4.19μm，平均粒径值较前一阶段小； 而粘土含量则达到最大，比例在34.94 ％ ～60.89 ％ 之间； TOC含量由前阶段最低值转化为波动上升之势。
351～235cm亚段(Ⅱ-2，8360～4680a B .P.)，此亚阶段中值粒径值波动性弱，振幅小，趋势平稳； TOC含量呈显著波动上升，含量在12.75 ％ ～41.50 ％ 之间； 碳酸盐含量极低，大多数地层段含量为零，频率磁化率在此段也较之前有所上升。这些特征指示该时期降水量或入湖水量偏多，湖水在此阶段前后期均有外流历史，为一较湿润期。吴江滢等[52]对贵州白骨洞石笋δ18O记录的全新世季风气候演化与突变的研究，指示10.5～5.8ka B .P. 为本区气候湿润期，此后进入季风降水衰退期。羊向东等[53]对沔阳地区一万多年来孢粉记录的环境演变的研究认为，约10.0～8.9ka B .P. 喜冷的针叶树种逐渐减少，暖性阔叶树成分呈上升趋势，常绿树种不断增多，气候开始好转，为全新世初期升温阶段； 约8.9～3.9ka B .P. 植被演替为常绿阔叶、 落叶阔叶和针叶混交林、 森林中主要建群种有青冈、 栲、 栗和松等，总体上反映了暖湿至半湿润的气候特点。 因此，推测当时的温度明显高于现今。
第三阶段(Ⅲ): 235～83cm段(4680～312a B .P.)。 根据物化指标，本段可以也分为两个亚段。
235～109cm亚段(4680～594a B .P.)中值粒径开始呈波动上升的趋势，平均值达到13.46μm，粉砂比例达到了67.65 ％ 。颗粒粒径较大的砂含量变化趋势与中值粒径变化曲线变化特征相似，值得注意的是，在岩芯深度193cm处(3080a B .P.)粒径值突然快速增大，达到66.03μm，这也是整个剖面最大值，此时TOC含量也较高，为44.95 ％ ，碳酸盐含量则接近为零，指示此时可能出现一段快速极端的降雨高峰期，此段之后则有可能是随后持续暖干气候的开端； 另外，TOC含量很高且呈现明显的波动上升趋势，最高含量可达66.60 ％ ，指示此阶段气候由外溢的高湖面湿润气候向暖干化演变趋势加剧。同样，吴江滢等[52]的研究发现: 5.8-3.3ka B .P. 石笋 δ 18 O逐渐偏正，由-9.73 ‰ 升至-8.56 ‰ ，表明季风降水减少，气候向干旱化方向发展。杨建强等[43]对云南点苍山冰川湖泊沉积物磁化率的影响因素及其环境意义的研究发现，3.3～0.8ka B .P. 时，点苍山冰川湖泊沉积物粒度变细，磁化率值降低，表征地表径流减弱、 气候变干。 证明区域气候变化的可对比性。
109～83cm亚段(594～312a B .P.) 中值粒径出现明显减少的趋势，从25.66μm减小到4.79μm； TOC含量也出现了剧烈减少，从43.76 ％ 迅速降低到9.46 ％ 。 此亚阶段的中值粒径和TOC含量曲线变化的指示气候出现异常突变现象，降水急剧增多，湖泊水位明显上升形成外流，气温则有所降低，呈现出一次气候从暖干到温湿的快速演替。这与杨建强等[43]对云南点苍山冰川湖泊沉积物的研究结果可以对比。
第四阶段(Ⅳ): 83～0cm段(312a B.P.～2004A.D.)。根据物化指标，本段可以进一步分为两个亚段。
其中83～19cm亚段(312a B .P.～1972A.D.)，中值粒径和TOC含量变化趋于平稳，碳酸盐含量波动较大，频率磁化率变化平稳，指示该时期气候维持较为温湿的气候特征，湖泊水位变化较大。
19～0cm亚段(1972～2004A.D.)，中值粒径值突变增大，TOC的含量呈现一定程度波动上升，碳酸盐含量极低，频率磁化率值较低但波动频繁，指示出20世纪80年代后期以来，腾冲青海地区人类活动强烈，人为取水导致碳酸盐含量降低，对自然植被的破坏程度加剧而导致河流侵蚀作用的增强造成的粒度和频率磁化率变化很大，掩盖了对于气候信号的指示功能，故与气候的关联性不大。
6 结论腾冲青海湖泊沉积物记录了气候环境变化的历史。根据岩性、 有机碳、 碳酸盐、 磁化率及粒度特征等指标显示了青海湖区域15830a B .P. 以来沉积环境与气候的干湿变化。总体呈现冷湿-温湿-暖干-温和偏干的气候演变趋势。15830～12790a B .P. 气候温凉偏湿，为冷湿发展期； 12790～4680a B .P. 湖泊水位高，气候降水多，为温暖湿润期，特别是8360～4680a B .P. 期间降水量明显偏多，气候异常湿润； 4680～594a B .P. 气候特征呈现出从温湿到暖干逐渐演化趋势，降水减少，湖泊水位下降； 594～312a B .P. 期间，气候出现一次短时间内从暖干到温湿的快速演替过程，312a B .P. 以后，气候特征为继续维持温和湿润，而在20世纪80年代后期以来，研究区人类活动加剧，对湖泊沉积记录影响巨大。
本研究进一步揭示沉积物粒度参数、 总有机碳和碳酸盐含量、 磁化率值与环境关系密切，在准确解译其环境意义的条件下能正确的反映出该地区气候变化过程。在典型西南季风控制区，总有机碳的变化尽管受流域生物量、 保存条件、 水动力条件等作用的共同影响，但主要决定于保存条件和水动力状况。当流域降水相对较少时，湖水溢出量相应较少甚至外溢过程终止，这种情况有利于有机质在湖泊的富集，而且较细的沉积物也有利于有机质的保存。当降水较多时，虽然流域生物量有所增长，但更多的有机质、 包括细粒沉积物反而容易被溢出的湖水带走，同时，溶解态的钙离子、 碳酸根(碳酸氢根)离子随水流流失，并随流量大小使得沉积物质碳酸盐含量仅有微量甚至零，所以，湖泊沉积中碳酸盐含量的变化与水位波动相关。
致谢 十分感谢审稿人认真负责且具有价值的修改意见和建议。
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Abstract
Qinghai Lake, which located at Tengchong County in Yunnan Province near the border between China and Myanmar(25°08'06"~25°07'44"N, 98°34'11"~98°34'26"E), is a small crater lake with an area of 0.21km2, a maximum water depth of 5.9m and a drainage area of 1.5km2(when the water level at 1885m a .s .l.). According to the meteorological data, the annual average temperature is 14.7℃, with a maximum temperature of 30.5℃ and a minimum temperature of -4.2℃, the annual average precipitation is 1425mm, among that the rainfall amount between May and October takes up 84.3 %.the annual average potential evaporation amount is 1575mm, therefore, the study area is a tropical plateau humid monsoon climate.
A 513cm long sediment core(25°07'54", 98°34'17"), which has been composed by two parallel cores took from Qinghai Lake has been studied. Our purpose is to understand how the grain size, paleomagnetic susceptibility, total organic(TOC)and inorganic(TIC)contents changed and what did these parameters mean. Based on 16 AMS 14 C dates, the chronology of the core was established and the age at 513cm depth is 15830a B.P.Totally 513 sample were analyzed and based on the age-depth relationship it was calculated that each the samples analyzed possesses a resolution of 30~50 years.
Among the four parameters we discussed, we found that the organic content in some part of the Tengchong core can be as high as 66. 60 %, e .g. at 123cm (835a B.P.) depth in the core, while in some parts the CaCO3 content can be as low as zero, e .g. at 479~423cm (13560~11660 a B.P.) and 382~180cm (9690~2650 a B.P., excepth at 278~275cm, 5990~5940 a B.P.) depth in the core. We attribute the high TOC content to the very stable climate with not very high amount of precipitation. The extreme low TOC content is attributed to the out flow of the lake water when the input of the water amount excesses the capacity of the lake, due to the strong rainfall. According to the grain-size characteristics, total organic carbon and carbonate contents, paleomagnetic susceptibility and chronology of the sediments from Qinghai Lake, the environment and climatic change history since 15830a B.P.were reconstructed. Phase Ⅰ (15830~12790a B.P.):climate condition was warm-cool, and partial wet. Phase Ⅱ (12790~4680a B.P.): warm-humid, higher water level of lakes and precipitation increasing. Phase Ⅲ (4680~312a B.P.):warm-humid to warm-dry, precipitation decreasing and the water level of lakes descending. Phase Ⅳ (312a B.P.):reflecting the trend of climate change in recent decades under the global warming condition, mild-humid at prophase, warm-dry at anaphase.