2017, Vol.37
② 哈尔滨工业大学土木工程学院, 哈尔滨 150090;
③ 兰州大学资源环境学院, 西部环境教育部重点实验室, 兰州 730000)
黄河源区(本文系指多石峡以上的集水范围)位于青藏高原东北部，处于亚洲季风区、西北干旱区和青藏高原高寒区三大自然区域的过渡地带(图 1)。该区自然环境结构相对简单，而且对气候变化的响应敏感，是研究气候变化的理想区域。研究黄河源区全新世以来的气候变化过程及其影响机制对于理解青藏高原东北部的气候、环境变迁以及冻土演化具有重要意义。
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图 1 黄河源区(a)及万隆哇玛河剖面的位置(b)示意图 图(b)中，1、2和3红色三角形分别代表斗格涌盆地9206孔、阿涌哇玛错和寇察湖 Fig. 1 Sketch map of the source area of the Yellow River(SAYR)(a)and location of the Wanlongwama River(WLR)profile(b) In map (b), the numbers 1, 2, and 3 with red triangles mark the position of the Borehole No.9206 in the Dougeyong Basin, Ayongwama Co Lake, and Koucha Lake, respectively |
截至目前，在黄河源区该方面的研究大致可分为古冻土直接证据和沉积物中的气候替代指标研究。
古冻土直接证据研究包括根据多边形楔形构造网、古融冻褶皱和冰皋遗迹等冰缘地貌的测年结果推断某一时期的区域气候状况[1~6]。例如，在青海湖盆地、兴海盆地、共和盆地及黄河源区均曾发现大量的末次冰盛期前期形成的多边形楔形构造群(网)，并推断当时年平均气温比现在低5℃[1~36, 6]。玛多县城南星星海砂楔群，形成于12.3~16.34ka B.P.左右[2]；在玛沁至昌马河公路K65处公路北侧，发现有大片的全新世寒冷期冰皋遗迹群[4]；在玛多县城东南3km三岔路口和野牛沟口的砾石层中，发现了末次冰期形成的冻融褶皱[3]；在黄河源区黄河及其支流两岸的二级阶地砾石层或基岩中，发现了两种不同形态的冰楔假型群，分别形成于全新世中期5.43~5.69ka B.P.和末次冰消期13.49ka B.P.前后，并推测当时黄河源区的降温幅度达6~7℃之多[3]。
沉积物中的气候替代指标研究主要包括根据孢粉、易溶盐含量、粘土矿物等指示区域气候状况[7~10]。例如，黄河源区玛多县斗格涌盆地9206孔的孢粉及易溶盐含量等气候代用指标显示，全新世气候演化过程可划分为3个阶段：即升温期(10.4~7.5cal.ka B.P.)、大暖期(7.5~3.5cal.ka B.P.)、暖干期(3.5cal.ka B.P.至今)，其中，大暖期要比中国东部滞后大约1.5ka[7, 8]；也有研究认为，黄河源区大暖期的起止时间为9.0~2.3cal.ka B.P.[9, 10]。然而，Herzschuh等[11]根据寇察湖的孢粉分析结果显示，早中全新世气候暖湿，6.6cal.ka B.P.以后气候凉湿；Zhao等[12]和Chen等[13]在柴达木盆地克鲁克湖以及季风边缘区潴野泽的蒿属(Artemisia)/藜科(Chenopodiaceae)比值(A/C)表明，早晚全新世湿润，中全新世干旱[12, 13]。可见，在季风边缘区气候记录所指示的全新世气候变化过程并不一致。
综上，在黄河源区已有的研究主要包括两点：1) 根据冰缘地貌的测年结果推断某一时期的气候状况；2) 根据湖沼相、冲洪积相沉积的气候代用指标指示区域的气候演化过程，但它们的分辨率均不高。虽然黄河源区已经开展了部分研究工作，但是片段式记录难以获取关键事件阶段的变化过程，连续的沉积记录仍存在分辨率不足和区域性差异等不足。因此，全新世以来，黄河源区环境演化过程仍存在争议，仍然需要其他工作的补充和完善。
在中国科学院重点部署项目“黄河源区冻土退化的水文效应”(编号KZZD-EW-13) 等项目支持下，本文根据在黄河源区中南部的勒那曲流域汤岔玛盆地南缘山地的万隆哇玛河一级阶地上的泥炭地中采集的厚层泥炭样品的磁化率、烧失量(LOI)和地球化学元素等多种气候代用指标，较细致地分析了该区6.1cal.ka B.P.以来的气候演化过程(图 1)。
1 研究区概况黄河源区大致介于33°56′~35°31′N，95°55′~98°41′E，地势高亢，海拔多介于4200~5000m；流域面积约2.5×104km2[14]。源区中南部为湖盆宽谷带，并在湖岸阶地的汤岔玛之南有一系列丘陵和谷地相间排列；源区四周山势雄浑，区内水系发育，河湖众多(图 1)。位于湖盆西端的约古宗列盆地的玛曲(麻多乡附近)为黄河正源。植被类型以高寒草甸、草原化草甸和高寒沼泽草甸为主，高山局部部位有垫状植被和流石滩稀疏植被分布。土壤以高山草甸土为主，在低洼湿地处为沼泽化草甸土[15]。
源区气候干寒，属于高原亚寒带半干旱气候区，年平均气温低于-4.0℃，绝大部分地区年降水量介于300~400mm，年蒸发量多介于1000~1500mm[15]。黄河源区属于青南-藏北高原北部高寒带大片多年冻土区，是大片-连续多年冻土、岛状多年冻土和季节冻土并存的过渡带。源区多年冻土总体上受海拔高度控制，多年冻土的下界多介于4215~4400m之间；同时，主要受断流构造控制的河湖水系、坡向、坡度、植被、岩性、含水量等局地因素对多年冻土分布亦有重要影响[16]。在过渡地带内，多年冻土在垂直方向上的分布复杂、多变，主要有衔接型和不衔接型，其中后者包括浅埋藏( < 8m)、深埋藏(>8m)和双层多年冻土等形式[16]。而且，在黄河源区，大部分地区多年冻土层厚度薄( < 100m)、年平均地温高(>-2℃)，多年冻土极不稳定。
2 剖面位置、材料与方法在黄河源区鄂陵湖以南的勒那曲流域汤岔玛盆地南缘的万隆哇玛河中段东侧的一级阶地面上，选择在泥炭台地手工开挖剖面进行采样。采样点地理坐标为34°39′4.71″N，97°20′0.90″E；海拔4400m，该剖面命名为“万隆哇玛河”剖面(简称WLR剖面)(见图 1)。根据泥炭剖面揭露的地下冰等冻土构造推断，研究点的最大季节融化厚度为80cm左右，整体剖面厚度480cm。沿剖面自下而上进行常规样品采集，其中，480~300cm每10cm采集一个样品，而300cm以上至地表则5cm采集一个样品，共采集样品78块(图 2)，用以分析沉积物的粒度、烧失量、低频磁化率及地球化学元素；此外，沿剖面自上而下每20cm采集一个土壤含水量样品，共计24个样品。
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图 2 WLR剖面的照片 (a)剖面0~150cm(剖面上部)，(b)剖面150~300cm(剖面中部)，(c)剖面300~480cm(剖面下部)剖面上基本为饱冰泥炭，多年冻土上限在0.8m Fig. 2 Photos of the WLR profile (a)Shows the depths of 0~150cm(upper part), (b) at depths of 150~300cm(middle part), and (c) at depths of 300~480cm(lower part). The deposits consist of mainly ice-saturated peat and permafrost table was found at depth of 0.8m |
在剖面不同深度采取了6块样品进行AMS 14C年代测定，全部为混合泥炭样品(具体测年材料见表 1)，由美国迈阿密Beta实验室测试完成。年代数据使用国际通用的校正程序CALIB 5.01进行日历年校正。根据校正结果，采用内插、外推计算得出其他深度样品的年代。
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表 1 黄河源区WLR剖面AMS 14C年龄测试结果 Table 1 The AMS 14C ages results of the WLR profile in the source area of the Yellow River(SAYR) |
土壤含水量和粒度的测试在中国科学院西北生态环境资源研究院冻土工程国家重点实验室进行。将盛放土壤鲜样的铝盒放置于烘箱中在60~70℃烘干至恒重，损失的水分占干土的质量百分比即为含水量。采用Mastersizer 2000激光粒度仪进行粒度分析，但由于沉积物中植物残体含量较高，导致剖面5~75cm的粒度缺测，仅在下部80~480cm共测试63个样品的粒度用于分析。
烧失量(LOI)、低频磁化率(
低频磁化率的测试方法为：首先将烘干、过筛后的样品装入10ml样盒，用千分位电子天平称重后，采用由Bartington Instruments公司生产的MS2型磁化率仪对样品进行3次测量，然后测量其校正值，再计算其平均值。
地球化学元素的制样及测试过程如下：首先将风干样品研磨、过筛至200目以下，然后在60~70℃烘干至恒重，取约4g样品放入制样磨具，并用硼酸镶边垫底，在30t压力下制备成镶边外径为32mm的圆形样片，然后上机测试。测试仪器采用荷兰飞利浦公司生产的X射线荧光光谱仪(型号Magix PW2403，功率3kW，超尖锐陶瓷X射线管，仪器稳定性RMS≤0.5 %)。
本文主要通过对WLR剖面烧失量、磁化率、地球化学元素氧化物及其比率的分析，对黄河源区中晚全新世以来的气候变化模式及其可能的驱动机制进行探讨。
3 结果与分析 3.1 岩性、粒度及年代剖面以砂质壤土、泥炭质砂土为主(图 3a)，80~480cm多年冻土层含水量介于91 % ~373 %，均值为240 %，属“含土冰层”，为层状、透镜体-层状或微透镜体冷生构造。植物残体含量高，尤其是在活动层(0~80cm)。剖面上部颜色较深、下部颜色较浅，在整体剖面上表现出因植物残体分解程度不同而导致泥炭沉积呈明暗相间的条带状分布(图 2)。
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图 3 WLR剖面岩性、年代-深度模式(a)及炭沉积粒度频率曲线(b) Fig. 3 Lithologic histogram, age-depth model (a), and sediment particle size frequency curves (b) of the WLR profile |
粒度频率分布曲线是沉积相的重要判别依据之一；沉积物类型不同，粒度频率分布曲线则不同[17~21]。WLR泥炭剖面80~480cm粒度分布相对集中，反应了比较稳定的沉积环境和单一且相对稳定的物质来源(图 3b)。剖面以粗粉砂(4~5ϕ)、极细砂(3~4ϕ)、中粉砂(5~6ϕ)和细砂(2~3ϕ)为主，它们的体积百分含量分别为27.2 %、22.8 %、16.0 %和12.2 %；其次是细粉砂(6~7ϕ)以及粘土(>8ϕ)、中砂(1~2ϕ)、极细粉砂(7~8ϕ)，体积百分含量分别为7.8 %和4 % ~5 %；此外，还含有极少量的粗砂(0~1ϕ)。80~480cm的平均粒径介于在5.89~6.74ϕ之间，均值为6.29ϕ(详细数据将另外发表)，这与黄土高原典型风成黄土的平均粒径5.75~5.94ϕ[18]接近，而与河流相沉积1.79~5.07ϕ的平均粒径[17, 18]明显不同，反应了本剖面沉积物以悬浮搬运为主的搬运方式。
根据测年数据计算可知，地表至475cm平均沉积速率为0.138cm/a。其中，202.5~292.5cm平均沉积速率最快，为0.326cm/a；其次是405~475cm、0~77.5cm、77.5~112.5cm和112.5~202.5cm，其值分别为0.137cm/a、0.125cm/a，0.105cm/a和0.100cm/a；292.5~405.0cm平均沉积速率最慢，为0.033cm/a。推测剖面底部年龄日历年约为6.1cal.ka B.P.，也就是说，480cm厚度的WLR剖面记录了全新世中晚期6.1cal.ka B.P.以来的气候、环境演化信息(表 1和图 3a)。
3.2 磁化率及烧失量的分布特征及其气候意义泥炭的积累和分布是气候、地质、地貌、水文和植被等因素共同作用的结果，其中气候是基础性因素[22]。气候条件(即水热组合)决定着区域的植物初级生产力，同时通过影响土壤微生物活动而调控植物有机体的分解过程[22]。当气候趋于暖湿时，区域的植物初级生产力提高，土壤微生物的分解能力增强，二者综合作用的结果使得泥炭腐殖化度增大，烧失量减少；反之，当气候趋于冷干时，泥炭腐殖化度减小，烧失量增大[22, 23]。于雪峰等[17]和Zhou等[24]对红原泥炭、Ma等[25]对神农架大九湖泥炭和天目山千亩田泥炭的研究均表明，有机碳含量(TOC)或烧失量越高，气候往往越干；反之，有机碳含量或烧失量越低，气候往往越湿润。而黄土-古土壤沉积序列的磁化率与古气候变化的关系已得到广泛认可[26]。研究表明，淋溶作用在很大程度上有利于磁性矿物富集，而磁性矿物富集进一步导致磁化率升高，即气候湿润程度越高，持续时间越长，形成的细颗粒的铁磁性矿物就越多，其磁化率就越高；反之亦然[27]。分析结果表明，WLR剖面的烧失量介于5.3 % ~26.0 %，平均值为11.8 %；低频磁化率介于1.5×10-8~16.0×10-8 m3/kg，平均值为9.3×10-8 m3/kg(图 4)。
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图 4 WLR剖面烧失量、低频磁化率及常量地球化学元素随深度的变化及其气候演化阶段 Fig. 4 Changes in the loss on ignition(LOI), low-frequency magnetic susceptibility(Xlf)and the constant geochemical elements with depths at different climatic evolution stages in the WLR profile |
具体而言，WLR剖面烧失量和低频磁化率的变化可以明显的划分为4个阶段(图 4)：
(A)深度480~290cm，烧失量为整个剖面的最低值，介于5.3 % ~11.0 %，平均值为8.2 %，而低频磁化率为次低值，介于5.1×10-8~13.0×10-8 m3/kg，平均值为9.97×10-8 m3/kg。该阶段气候温暖湿润，又可以分为两亚阶段：(A1)480~400cm，烧失量介于6.2 % ~10.3 %，平均值为8.6 %，而低频磁化率介于8.3×10-8~13.0×10-8 m3/kg，平均值为9.9×10-8 m3/kg，气候偏暖湿；(A2)400~290cm，较之于(A1) 亚阶段，烧失量略微偏小，介于5.3 % ~11.0 %，平均值为7.9 %，而低频磁化率略微偏高，介于5.1×10-8~13.0×10-8 m3/kg，平均值为10.3×10-8 m3/kg，气候偏冷干。
(B)深度290~165cm，烧失量为次低值，介于7.1 % ~16.9 %，平均值为10.3 %，而低频磁化率为次高值，介于7.6×10-8~14.2×10-8 m3/kg，平均值为10.4×10-8 m3/kg，气候由暖湿逐渐趋于冷干，总体上气候凉湿。
(C)深度165~100cm，烧失量为次高值，其介于6.1 % ~16.7 %，平均值为11.6 %，而低频磁化率为最高值，其介于9.7×10-8~16.0×10-8 m3/kg，平均值为13.1×10-8 m3/kg，气候暖湿，推测其暖湿程度弱于A阶段的前一个亚阶段A1、而强于后一个亚阶段A2。
(D)深度100~0cm，烧失量为最高值，其介于9.5 % ~26.0 %，平均值为18.6 %，而低频磁化率为最低值，其介于1.5×10-8~13.3×10-8 m3/kg，平均值为4.4×10-8 m3/kg，气候先趋于干旱、再趋于湿润，总体上相对偏干旱。
需要指出的是，在剖面深度480~440cm、400~350cm、320~290cm、225~165cm、150~130cm和100~40cm处，WLR剖面烧失量曲线表现出明显峰值或升高的趋势，而低频磁化率曲线表现出明显谷值或降低的趋势，指示气候冷干；而在剖面深度440~400cm、350~320cm、290~225cm、165~150cm、130~100cm和40~0cm处，烧失量曲线表现出明显谷值或降低的趋势，低频磁化率曲线表现出明显峰值或升高的趋势，指示气候暖湿。
3.3 地球化学元素的分布特征及其气候意义 3.3.1 地层中地球化学元素分布的特点剖面常量元素通常以氧化物的形式存在，其含量按照由高到低的顺序依次为SiO2、Al2O3、Fe2O3、CaO、K2O、MgO、Na2O。其中，SiO2的含量介于46.4 % ~62.8 %，平均值55.5 %；Al2O3的含量介于9.6 % ~14.2 %，平均值12.0 %；Fe2O3的含量介于3.5 % ~7.7 %，平均值4.8 %；CaO的含量介于1.5 % ~13.0 %，平均值4.5 %；K2O的含量介于2.5 % ~3.4 %，平均值2.9 %；MgO的含量介于1.4 % ~2.15 %，平均值1.71 %；Na2O的含量介于1.4 % ~1.95 %，平均值1.68 %。
3.3.2 地球化学元素氧化物含量变化及其比率的气候意义和反应的气候变化过程风成沉积物中化学元素含量及其比率的变化主要受控于物质来源、风化程度及地表植被对其的吸附作用[28]。在本研究区，因为沉积物物质来源相对稳定，所以气候变化为其主要控制因素。在表生地球化学环境中，受气候、地形地貌等因素的影响，地球化学元素常常会发生不同程度的淋溶、迁移与聚集，进而导致在地层的不同深度元素含量产生变化[29]。因此，地层中地球化学元素氧化物及其比值忠实地记录了沉积环境与气候演化过程的信息，是探讨气候及环境演化的理想指标[30]。研究表明，风化壳中常量地球化学元素通常以氧化物的形式存在，其活动性由强到弱依次为K2O、Na2O、CaO、MgO、SiO2、Fe2O3、Al2O3和TiO2[31]。在温湿气候条件下，化学风化作用增强，沉积物颗粒变细，SiO2先于Al2O3、Fe2O3淋失，其含量降低；相反，在干冷气候条件下，化学风化作用减弱，沉积物颗粒变粗，SiO2相对富集，含量升高。因此，沉积物中SiO2含量的升降可作为分别指示气候干冷、暖湿波动的指标[31]。Al2O3、Fe2O3和TiO2化学性质接近，在潮湿气候条件下，由于化学风化强烈，水溶液酸性较强，沉积物中其他易溶元素淋失，造成Al2O3、Fe2O3和TiO2相对富集；反之，在干旱气候条件下，化学风化减弱，水溶液碱性增强，沉积物中的其他易溶元素逐渐富集，Al2O3、Fe2O3和TiO2含量相对降低[32]。因此，Al2O3、Fe2O3含量的升高或降低分别指示气候潮湿、干旱；而硅钛比(SiO2/TiO2)、硅铝比(SiO2/Al2O3)和硅铝铁率(SiO2/(Al2O3+Fe2O3)，分子比，下同)的升高或降低分别指示气候冷干、暖湿。
在相对暖湿的气候条件下，碱土金属Ca、Mg易于被较多地淋失，而在半干旱气候条件下，则利于其富集[33, 34]。通常在暖湿情况下，碱金属K、Na易于淋失，但在化学风化过程中二者存在明显的分异：在暖湿气候条件下，K易受地层中生物及粘土矿物的吸附作用而使其含量增加，而Na则易于被淋失，因此，在暖湿气候条件下，钾纳比(K/Na)较大，而在冷干气候条件下，K/Na较小[26]。
一般情况而言，在温湿气候条件下，CaO、MgO和K2O、Na2O会易于淋失，但在实际情况中，往往由于生物吸附作用超过了它们的淋失率，从而导致淋溶系数(SiO2/(RO+R2O))降低；反之，在冷干气候条件下，淋溶系数则增大[26]。由于碱金属及碱土金属氧化物化学性质活泼，在化学风化过程中，较之于Al2O3先淋溶，且随着暖湿程度的增加，其淋失程度越强烈，退碱系数((CaO+K2O+Na2O)/Al2O3)则越小；反之，在冷干气候条件下，退碱系数则增大。化学风化指数(Al2O3/(Al2O3+CaO+Na2O)，简称CIW)的变化过程则与退碱系数相反[26]。
(1) 元素氧化物含量变化特点
在本研究剖面中表现出显著的规律性，按照各元素含量变化，可明显地划分为以下4个阶段(图 4和5a)：
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图 5 WLR剖面不同气候阶段地球化学元素氧化物含量(a)及其比率(b)的变化 Fig. 5 Changes in contents (a) and ratios (b) of constant geochemical elements at different climatic evolution stages of the WLR profile |
(A)深度480~290cm：SiO2、Fe2O3和Na2O含量为次高值，Al2O3含量为次低值，CaO和MgO含量为最高值，K2O含量为最低值(其值与100~0cm的相同)。区域气候温暖湿润，其又可以进一步划分为2个亚阶段，即(A1)480~400cm和(A2)400~290cm。较之于A2亚阶段，A1亚阶段的SiO2和Na2O含量较低，其值分别介于47.2 % ~56.3 %和1.4 % ~1.7 %，平均值为51.0 %和1.6 %，而Al2O3、Fe2O3、MgO、CaO和K2O含量较高，其值分别介于11.7 % ~14.2 %、4.2 % ~6.4 %、1.7 % ~2.2 %、6.0 % ~13.0 %和2.6 % ~3.3 %，平均值分别为12.6 %、4.9 %、1.9 %、9.9 %和2.9 %；A2亚阶段的SiO2和Na2O的含量较高，其值分别介于53.3 % ~58.3 %和1.6 % ~1.9 %，平均值为56.4 %和1.8 %，而Al2O3、Fe2O3、MgO、CaO和K2O含量较低，其值分别介于11.0 % ~12.5 %、3.9 % ~5.2 %、1.5 % ~1.9 %、5.3 % ~8.6 %和2.6 % ~2.9 %，平均值分别为11.9 %、4.6 %、1.7 %、6.1 %和2.8 %。因此，A1亚阶段气候偏暖湿，A2亚阶段则偏冷干些。
(B)深度290~165cm：SiO2含量为最高值，Al2O3和K2O含量为次高值，Fe2O3、MgO和CaO含量为次低值，Na2O含量为最低值(其值与165~100cm相同)，区域气候凉湿。
(C)深度165~100cm：SiO2的含量为次低值，Al2O3、Fe2O3和K2O含量为最高值，MgO和CaO含量为次高值，Na2O含量为最低值。区域气候暖湿，但其暖湿程度弱于A阶段的前一亚阶段A1而强于后一个亚阶段A2。
(D)深度100~0cm：SiO2、Al2O3、Fe2O3、MgO、CaO和K2O含量为最低值，Na2O的含量最高值。总体上而言，气候相对冷干，但表现出明显的向暖湿方向变化的趋势。
(2) 元素氧化物比值的变化特点
在剖面中同样也存在着规律性的变化；而且，较之于地球化学元素氧化物，其变化更为明显。因此，整个剖面可划分为4个阶段(图 6和5b)：
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图 6 WLR剖面常量地球化学元素比率随深度的变化及其气候演化阶段 Fig. 6 Changes in the ratios of constant geochemical elements with depths at different climatic evolution stages in the WLR profile |
(A)深度480~290cm，硅钛比为次高值，硅铝比、硅铝铁率、钾钠比、化学风化指数为次低值，淋溶系数为最低值，退碱系数为最高值。该阶段又可以进一步划分为两个亚阶段：(A1)480~400cm，硅钛比、硅铝比、硅铝铁率和淋溶系数均表现出三峰-两谷的变化，其值明显较低，而退碱系数、钾钠比、化学风化指数则表现出明显的三谷-两峰的变化，其值明显较高；(A2)400~290cm，硅钛比、硅铝比、硅铝铁率和淋溶系数明显大于前一个亚阶段A1，而退碱系数、钾钠比、化学风化指数则则明显小于前一个亚阶段A1。
(B)深度290~165cm，硅钛比、硅铝铁率为最高值，硅铝比、淋溶系数、钾钠比、化学风化指数为次高值，退碱系数为次低值，区域气候凉湿。较之于邻近的A2亚阶段，其硅钛比、退碱系数、化学风化指数较低，硅铝比、硅铝铁率、淋溶系数、钾钠比较高。
(C)深度165~100cm，硅钛比、淋溶系数为次低值，硅铝比、硅铝铁率为最低值，退碱系数为次高值，钾钠比、化学风化指数为最高值。较之于A1亚阶段，其硅钛比、硅铝铁率、退碱系数、钾钠比、化学风化指数较低，硅铝比、淋溶系数较高。
(D)深度100~0cm，硅钛比、硅铝比、硅铝铁率、淋溶系数先剧烈增大(100~80cm)，再在波动中逐渐减小(80~15cm)，在约15~0cm又表现出略微增大的趋势；退碱系数总体上表现出明显的增大的趋势，而钾钠比、化学风化指数则表现出明显减小的趋势。总体而言，硅钛比、退碱系数、钾钠比、化学风化指数为最低值，硅铝比、淋溶系数为最高值，硅铝铁率为次高值。
以上各个阶段又存在次一级的波动。总体而言，在480~440cm、400~350cm、320~290cm、225~165cm、150~130cm和100~40cm，WLR剖面SiO2含量以及硅钛比、硅铝比、硅铝铁率、淋溶系数曲线表现出明显峰值或升高的趋势，Al2O3、Fe2O3、MgO、CaO、K2O和Na2O含量以及钾钠比、退碱系数、化学风化指数曲线均表现出明显谷值或降低的趋势，指示气候冷干；而在440~400cm、350~320cm、290~225cm、165~150cm、130~100cm和40~0cm，则与之相反，即SiO2含量以及硅钛比、硅铝比、硅铝铁率、淋溶系数曲线表现出明显谷值或降低的趋势，Al2O3、Fe2O3、MgO、CaO、K2O和Na2O含量以及钾钠比、退碱系数、化学风化指数曲线均表现出明显峰值或升高的趋势，指示气候暖湿。
4 讨论 4.1 黄河源区气候变化过程对全球变化的响应根据黄河源区WLR泥炭剖面的年代标尺以及沉积物的烧失量、低频磁化率、常量地球化学元素氧化物及其比率，重建了全新世中晚期6.1cal.ka B.P.以来青藏高原东北部黄河源区的气候变化过程，具体可分为4个阶段(图 4~6)：
(A)阶段：6.1~2.1cal.ka B.P.(480~290cm)
区域气候温暖湿润，其又可以分为两个亚阶段：(A1)6.1~5.4cal.ka B.P.(480~400cm)，气候偏暖湿；(A2)5.4~2.1cal.ka B.P.(400~290cm)，气候偏冷干。其中，A1亚阶段在时间上与前人在黄河源区及其周边地区的研究结论[35~44]比较吻合，如在9.0~5.1cal.ka B.P.，柴达木地区为高温期[35]；在7.7~5.9cal.ka B.P.，内蒙古达里湖为高湖面，湖水显著变暖，湖泊生产力大幅度增加[36]；在7.5~5.0cal.ka B.P.，青海湖为全新世大暖期最佳期，湖泊生产力大，湖区蒸发和光合作用较强[37]，与此同时，青藏高原古人类活动范围达到全盛期[38]；在全新世早中期，共和盆地气候湿润，山地针叶林植被发育，湖泊碎屑物质的流水输入过程增强；在晚全新世，降水减少，山地针叶林植被整体衰退，风沙活动频繁，湖泊碎屑物质的风力输送过程增强[39, 40]；在7.4~4.0cal.ka B.P.，西门错流域风化作用强烈，湖区初级生产力增加[41]；早全新世居延海盆地主要为风沙沉积环境，在约6.7cal.ka B.P.开始出现间断的、局地水体[42]；在6.5~4.7cal.ka B.P.，若尔盖盆地为全新世大暖期最佳期[43]；在6.5cal.ka B.P.前后，青海湖盆地森林扩张达到鼎盛期，乔木花粉含量最高[44]。而在4.7~2.0cal.ka B.P.，若尔盖盆地气候变干[43]，这与本研究的A2亚阶段接近。
其间也存在多次波动，在6.0~5.8cal.ka B.P.、5.4~3.9cal.ka B.P.和3.0~2.1cal.ka B.P.气候冷干。这在黄河源区及其周边地区、中原地区乃至西亚两河流域都有相应的发现，如在6.6cal.ka B.P.，在巴颜喀拉山中段寇察湖地区气候由早中全新世的暖湿向凉湿方向转变，植被类型相应地由高寒草原向苔原(高寒草甸)演替[11]；在6.3~6.1cal.ka B.P.、5.6~5.2cal.ka B.P.、4.8~3.9cal.ka B.P.、3.7~2.8cal.ka B.P.和2.3~1.8cal.ka B.P.这几个时间段，共和盆地更尕海受风沙活动较为强烈[40]；在6.0cal.ka B.P.前后，茶卡盐湖转变为超盐生环境[45]；与此同时，青海湖盆地森林减少，并逐渐向森林草原植被过渡[46]。而在5.90~4.85cal.ka B.P.内蒙古达里湖湖面显著下降，湖泊生产力快速降低，其后，湖水温度逐渐减低，盐碱度则逐渐升高[36]；在5.7cal.ka B.P.，西门错流域气候则趋于冷干[41]。在5.7~3.9cal.ka B.P.，共和盆地达连海湖区气候突然变干，岩芯突然出现砂层，狐尾藻(Myriophyllum)大量出现，松属(Pinus)迅速减少[47]；在5.69ka B.P.和5.43ka B.P.鄂陵湖北岸和玛多县城南野马滩的河流二级阶地砂砾层中分别发育冰楔假型群，并推测在此期间黄河源区降温幅度达6~7℃[3]；在5.5cal.ka B.P.和2.6cal.ka B.P.，青海湖盆地地层发育风成砂[37]；在5.0cal.ka B.P.，玛多县城南阿涌哇玛错地层高岭石含量明显降低，伊利石和伊利石/蒙脱石混层矿物含量明显升高[9]；在4.4cal.ka B.P.，兹格塘附近的植被类型从以蒿属为优势种的温带草原向以莎草科(Cyperaceae，以嵩草属(Kobresia)为主)为优势种的高寒草甸(苔原)演替[48]；在4.2cal.ka B.P.前后，千亩田泥炭和大九湖泥炭吸光度快速增大，表明两地季风降水急剧下降，并且在3.7cal.ka B.P.前后最为干旱，在3.5~0.9cal.ka B.P.期间季风降水整体较弱[25]；在4.2~2.8cal.ka B.P.，西门错TOC明显降低，风化作用减弱，指示湖区初级生产力降低，且在3.6cal.ka B.P.达到最低[41]；在4.0cal.ka B.P.前后，在我国中原地区周边，新石器文化迅速衰落，如甘青地区的齐家文化、内蒙古岱海地区的老虎山文化及辽河地区的小河沿文化等[49]；在3.9~2.5cal.ka B.P.，青海湖盆地松属逐渐减少，云杉属-冷杉属(Picea-Abies)和桦属(Betula)很少，而蒿属扩张，表明植被类型逐渐转变为森林草原，区域气候由凉、相对湿润向冷干转变[44]；在3.5cal.ka B.P.至今，黄河源区斗格涌盆地处于暖干期[7, 8]；3.4cal.ka B.P.以来，潴野泽三角城剖面以风沙堆积为主[50]；在3.2cal.ka B.P.之后，东居延海古湖水位变得不稳定，沉积物岩芯上部出现风成沉积夹层[51]；从约3.0cal.ka B.P.开始，居延海存在多次高低湖面交替[42]。
在5.8~5.4ka cal.B.P.和3.9~3.0cal.ka B.P.，气候暖湿。环境考古发现，在8.0~3.0ka B.P.，亚洲象可以分布到位于40°10′N的河北省阳原县境内；在西安半坡新石器文化遗址出土了6.0~5.6ka B.P.时期的犀牛化石；在山东大汶口兖州王因遗址出土了6.0~5.5ka B.P.时期的扬子鳄化石[52]。在5.6~3.2cal.ka B.P.，东居延海古湖水位稳定，为湖湘沉积[51]。
(B)阶段：2.1~1.5cal.ka B.P.(290~165cm)
总体而言，气候凉湿。其中，2.1~1.9cal.ka B.P.(290~225cm)气候暖湿；1.9~1.5cal.ka B.P.(225~165cm)气候冷干。与此相似，在2.5cal.ka B.P.青海湖地区植被类型由森林草原演变为干草原，蒿属为优势种群，并伴生有禾本科(Poaceae)、莎草科和某些唐松草属(Thalictrum)，气候冷干[44]；在2.4~1.3cal.ka B.P.，若尔盖盆地乔木花粉含量最低，气候凉湿[43]；在共和盆地更尕海，2.3~1.8cal.ka B.P.岩芯GGH-C中Si元素含量以及2.6~1.5cal.ka B.P.岩芯GGH-A中>63μm组分含量较高，表明湖区受风沙活动的影响而导致湖泊碎屑物质输入增强[40]。在2.0cal.ka B.P.前后，蒙古国中部Telmen湖(48°50′N，97°20′E)突然变干，在1.6~1.2cal.ka B.P.期间则持续干旱[53]；在1.7~1.3cal.ka B.P.，西门错湖区TOC降低[41]；在1.7cal.ka B.P.之后，东居延海古湖最终干涸[51]。
(C)阶段：1.5~0.8cal.ka B.P.(165~100cm)
气候暖湿，但其暖湿程度弱于A阶段的前一个亚阶段A1而强于后一个亚阶段A2。该阶段也存在次一级的气候波动，在1.5~1.3cal.ka B.P.(165~150cm)和1.1~0.8cal.ka B.P.(130~100cm)气候以暖湿为主，暖湿程度尤其以后者最为明显，其与中世纪暖期对应，而在1.3~1.1cal.ka B.P.(150~130cm)，气候明显冷干。类似地，在1.7~1.3cal.ka B.P.，红原泥炭的腐殖化度持续降低至最低，气候冷干，而从1.0cal.ka B.P.开始，气候向暖湿方向发展，其中1150~1250A.D.对应中世纪暖期[23]；在1.4cal.ka B.P.以来，共和盆地达连海湖区湿度增加，草原植被发育[47]；在1.2~0.8cal.ka B.P.，更尕海碎屑输入过程增强，并推测其可能与降水量增加有关[40]；西藏羊卓雍错粒度记录显示820~1200A.D.期间(对应中世纪暖期)湖泊水位下降，流域气候干旱或有效湿度较低[54]；880~1260A.D.期间，青海湖处于暖干期[55]；在1.3~0.5cal.ka B.P.，若尔盖盆地气候暖湿[43]。而1.1cal.ka B.P.以来，潴野泽TOC和碳氮比(C/N)降低，δ 13C值偏正，指示流域初级生产力低[56]；在1.0cal.ka B.P.，青海湖盆地发育风成砂[46]。
(D)阶段：0.8cal.ka B.P.以来(100~0cm)
总体上而言，气候相对冷干，但表现出明显的向暖湿方向变化的趋势。其中，在0.8~0.3cal.ka B.P.(100~40cm)，气候冷干，其与小冰期相对应；在0.3cal.ka B.P.以来(40~0cm)，气候暖湿。类似地，在四川省红原地区，1550~1850A.D.对应小冰期[23]；1200~1910A.D.对应小冰期，羊卓雍错粒度变细，湖泊水位上升，有效湿度较低，气候湿润[54]；在1.0cal.ka B.P.以来，西藏当雄县沼泽湿地地层由有机土转变为粉砂质沉积物，总体上，喜暖湿习性的莎草科植被减少，喜冷干习性的蒿属、藜科、尤其是禾本科植被增加，即(蒿属+藜科+禾本科)/莎草科之比((A+C+P)/Cy)趋于增大，而且(A+C+P)/Cy的峰值可能与小冰期寒冷事件有关[57]；在0.7cal.ka B.P.，纳木错气候变干[58]；在0.6~0.1cal.ka B.P.，西门错湖区初级生产力降低，流域土壤侵蚀加剧[41]。
总之，在6.1cal.ka B.P.以来的中晚全新世，黄河源区气候变化过程具有高度的不稳定性及百年-千年尺度振荡的特点。在6.1~5.8cal.ka B.P.(480~440cm)、5.4~3.9cal.ka B.P.(400~350cm)、3.0~2.1cal.ka B.P.(320~290cm)、1.9~1.5cal.ka B.P.(225~165cm)、1.3~1.1cal.ka B.P.(150~130cm)和0.8~0.3cal.ka B.P.(100~40cm)等表现出明显的6次冷事件，而且这6次冷事件与北大西洋浮冰事件[59~61]和青藏高原东北部的青海湖[44]、西门错[41]、达连海[47]、敦徳冰芯[62]等以及东部季风区的若尔盖泥炭[43]、红原泥炭[23]等地质载体所记录的冷事件都具有明显的可比性，其中，1.9~1.5cal.ka B.P.和1.3~1.1cal.ka B.P.均与北大西洋浮冰事件1号冷事件对应。
以上结果表明，虽然青藏高原泥炭沉积与湖相沉积、冰芯、北半球低纬度泥炭沉积乃至高纬度深海沉积等记录的中晚全新世以来的寒冷事件的起讫时间、历时和降温幅度等不尽相同，但是这些地质记录均具有良好的对比关系。
4.2 黄河源区气候变化过程可能的驱动机制根据在黄河源区斗格涌盆地[7, 8]、阿涌哇玛错[9, 10]、寇察湖[11]及其周边的若尔盖[43]等地的孢粉分析的结果发现，整体而言，在黄河源区，全新世气候经历了早期寒冷干燥、中期温暖湿润和晚期凉湿的演化过程。在本研究中，WLR剖面泥炭沉积的也记录了中晚全新世以来黄河源区类似的气候演化过程。
黄河源区地处青藏高原东北部亚洲季风区的西北缘，是亚洲季风和西风环流交汇的地带[39]。亚洲季风变迁是在太阳辐射条件下，全球大气、海洋、陆地和冰系统相互作用在亚洲地区的表现[63]。早、中全新世以来，黄河源区的气候变化过程受控于太阳辐射以及大尺度边界条件(即海洋表面温度(SST)和海平面变化)的相互作用[43]。在早全新世，陆地残存冰盖诱发北大西洋和热带SST降低，进而可能影响海陆热力对比并降低夏季风强度[43]；此外，海平面降低也可能限制了的夏季风水汽来源[64]，而晚全新世以来的气候变化过程很可能是太阳辐射的减弱以及夏季风强度的降低的影响所致[43]。也有学者认为，与东部季风区明显不同，在西部干旱区和青藏高原的东北部全新世降水变化过程是受西风环流的影响所致[65]。目前，关于冷事件形成的原因还处于研究阶段，尚未形成统一认识，其中，有观点认为，早全新世的冷事件可能与融冰淡水脉冲有关，中晚全新世太阳活动减弱可能是冷事件发生的主要原因，但不排除气候系统内部振荡的影响[61]。
中晚全新世以来，黄河源区气候由温暖湿润向凉湿方向变化，而且具有高度的不稳定性以及百年-千年尺度振荡的特点，这与全球气候变化[59, 61]具有一致性。这表明，作为一个具有混沌行为和反馈机制的非线性复杂系统[66]，地球系统的全球气候变化机制在不同区域存在某种程度的、复杂的内在联系。总之，系统研究黄河源区气候、环境演化过程与机制，对于探究青藏高原东北部对全球变化的响应过程、机制乃至地球系统的运行机制等具有重要意义。
5 结论与展望根据青藏高原东北部黄河源区WLR泥炭剖面的年代标尺以及沉积物的烧失量、低频磁化率、常量地球化学元素氧化物及其比率，重建了中晚全新世6.1cal.ka B.P.以来黄河源区的气候变化过程。结果表明：
(1) 中晚全新世6.1cal.ka B.P.以来，黄河源区的气候变化过程具体可分为4个阶段：(A)6.1~2.1cal.ka B.P.，区域气候温暖湿润；(B)2.1~1.5cal.ka B.P.，总体上气候凉湿；(C)1.5~0.8cal.ka B.P.，气候暖湿；(D)0.8cal.ka B.P.以来，总体上气候相对冷干，但表现出明显的向暖湿方向变化的趋势。其中，(A)阶段又可以分为两个亚阶段：(A1)6.1~5.4cal.ka B.P.，气候偏暖湿；(A2)5.4~2.1cal.ka B.P.，气候偏冷干。
(2) 中晚全新世6.1cal.ka B.P.以来，黄河源区气候变化过程具有高度的不稳定性及百年-千年尺度振荡的特点。在6.1~5.8cal.ka B.P.、5.4~3.9cal.ka B.P.、3.0~2.1cal.ka B.P.、1.9~1.5cal.ka B.P.、1.3~1.1cal.ka B.P.和0.8~0.3cal.ka B.P.等表现出明显的6次冷事件，且与青藏高原泥炭与湖相沉积、冰芯、北半球低纬度泥炭沉积乃至高纬度深海沉积等记录的具有明显的可比性，其中，1.9~1.5cal.ka B.P.和1.3~1.1cal.ka B.P.均与北大西洋浮冰事件1号冷事件对应。因此，中晚全新世以来，黄河源区的气候变化与全球气候变化具有一致性。
本次研究中，WLR泥炭剖面仅有6个AMS 14C测年结果，难以精确控制百年-千年尺度振荡事件的年代框架，较难将这些事件与其他记录进行更为详细的对比。因此，需要对该泥炭台地进行钻探，以揭露泥炭层及其下伏的第四系沉积物，以期能更详细地对沉积物和泥炭土中富含的螺化石、植物残体和地下冰等定年，并开展对于孢粉、冻土冷生构造等的系统研究。这样，可更好揭示研究区的晚更新世以来的寒区气候变化和冻土演化过程。
致谢 感谢各位审稿专家提出的中肯且富有建设性的修改意见！
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② School of Civil Engineering, Harbin Institute of Technology, Harbin 150090;
③ Key Laboratory of Western China's Environmental Systems, Ministry of Education, College of Earth Environmental Sciences, Lanzhou University, Lanzhou 730000)
Abstract
The source area of the Yellow River(SAYR)is located in the transition zone between the Asian monsoon zone, the northwestern arid zone, and the alpine and cold zone on the northeastern Qinghai-Tibet Plateau(QTP). It is located in the catchment area above Duoshixia, approximately between 33°56'~35°31'N and 95°55'~98°41'E, with an area of about 2.5×104km2. Its fragile ecosystems and the simple structure of its natural environment are sensitive to climate change, making it an ideal region for global climate change research. Systematic study of climatic and environmental evolution processes and mechanisms in the SAYR is of vital importance for the exploration of response of permafrost environment to climatic changes on the northeastern QTP. A peat profile WLR(34°39'4.71″N, 97°20'0.90″E; 4400m a.s.l., 480cm in length)was dig in October, 2014, which was 5km away from the Wanlongwama Lake, located in the south of the Tangchama Basin in the Lena River Basin in the south-central SAYR on the northeastern QTP. The maximum seasonal thaw depth of the active layer was about 80cm, and the average soil water content was 240% at depths of 80~480cm in the permafrost layer. 78 soil samples were collected from the bottom to the top of the profile at every 10cm between 480~300cm and at every 5cm between 300~0cm. In this study, the climatic evolution since 6.1cal.ka B.P. in the SAYR was reconstructed using the records of magnetic susceptibility, loss on ignition(LOI), and geochemical elements of the WLR profile. The results showed that the climatic evolution since 6.1cal.ka B.P. in the SAYR could be divided into four stages. The first stage was warm and wet during the period of 6.1~2.1cal.ka B.P., and could be further divided into two sub-stages:from 6.1cal.ka B.P. to 5.4cal.ka B.P. the climate was warm and humid and from 5.4cal.ka B.P. to 2.1cal.ka B.P. it was cold and dry. In the second period, from 2.1cal.ka B.P. to 1.5cal.ka B.P., the climate was cold and dry; it was relatively warm and wet in the third period, which lasted from 1.5cal.ka B.P. to 0.8cal.ka B.P., and it has been warm and wet since 0.8cal.ka B.P. The climatic evolution process in the SAYR is highly unstable and has undergone century-millennial scale oscillations throughout all four periods. There have been six cold events since 6.1cal.ka B.P.:6.1~5.8cal.ka B.P.; 5.4~3.9cal.ka B.P.; 3.0~2.1cal.ka B.P.; 1.9~1.5cal.ka B.P.; 1.3~1.1cal.ka B.P.; and 0.8~0.3cal.ka B.P. These evidently correspond with the cold events recorded by peat and lacustrine deposits and ice cores on the QTP, with peat deposits in low latitudes regions and with deep-sea sediments in high latitude regions in the Northern Hemisphere. The above results show that climatic change in the SAYR since the Mid-Late Holocene is consistent with global climatic change.