2015, Vol. 27 
青藏高原东北部柴达木盆地位于中纬度西风和亚洲夏季风交汇带，区域内封闭湖泊对于气候变化响应敏感[1]，利用该区湖泊沉积记录恢复区域古气候、古环境是认识该区过去环境变化历史的重要手段[2].盆地内东部德令哈附近的几个湖泊(如尕海、克鲁克湖和托素湖)近年来得到关注，如利用该区克鲁克湖岩芯沉积物孢粉[3]、同位素[4]及长链烯酮[5]等指标恢复了区域全新世气候环境的变化.尕海湖泊内部目前仅有个别较长序列环境变化的研究，He等[6-7]通过沉积物中有机地化指标重建了青藏高原北部温度和湿度的变化；湖泊北岸陆地上的钻孔初步揭示了粒度、碳酸盐含量等指标的环境意义[8-10].目前已有尕海2个短钻岩芯沉积物与气候环境的研究，其中Zhao等[11]发现过去几十年该湖沉积物碳酸盐含量和德令哈地区湿度变化有很好的对应关系，具有恢复区域湿度变化的潜力.另一短钻岩芯沉积物中介形虫壳体同位素与区域湿度变化也有较好的对应关系[12]，表明该湖沉积物在恢复区域干湿变化方面值得深入研究.但这2个短钻岩芯均位于尕海水深6m左右的浅水区，且长度均为20cm左右，为过去100多年或几十年的沉积，仍缺乏可与区域树轮[13-15]、冰芯[16]对比的稍长时段高分辨率的湖泊沉积记录.本文利用在尕海西部深水区(10m)获得的50cm短钻沉积物的磁化率、碳酸盐和粒度等指标探讨该地区过去400 a以来的环境变化.
1 研究区概况尕海(37°08′N，97°31′E，海拔2848m)位于青海省海西蒙古族藏族自治州德令哈市境内(图 1)，隶属巴音河流域.巴音河是柴达木盆地第四大内陆河，发源于祁连山支脉野牛脊山，源头海拔5000m.尕海呈椭圆形，总面积为32km2，平均水深为8m，最大水深为15m[17].湖区位于西风环流带内，亚洲季风气候和西风气候的交汇处[18].1971—2000年间该区年均温度为4℃，降水量为160mm，降水季节性明显，主要集中在下半年(5—8月)，潜在蒸发量达2000mm[11]，属于典型的荒漠半荒漠干旱气候；寒冷、干旱、风大是该气候的主要特征[9].湖盆为新生代沉降盆地，盆内冲积、湖积粉砂黏土和含沙淤泥覆盖，边缘为冲积、洪积平原，形成砂砾石、平坦戈壁沉积，接近湖滨为盐碱沼泽沉积[19].
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图 1 尕海研究点及区域古气候记录对比点(a)，尕海水深图[20]及本文钻孔位置(b)(GL05-2和LG06为已报道的2个短钻岩芯位置[11-12]) Fig.1 Locations of core site and compared paleoclimatic sites in the study area of Lake Gahai(a), bathymetry map of Lake Gahai[20] and the core site(b)(GL05-2 and LG06 are the locations of two previously published short cores[11-12]) |
2012年7月利用重力短钻在尕海西部水深10m处获取1根50cm的沉积岩芯(GHC1)，现场对岩芯进行1cm间隔采样.整个岩芯岩性变化不明显，为黑色粉砂质黏土.样品装入自封袋后运回实验室，冷冻干燥后待分析.
2.2 样品分析定年测试时，先将3~4g冷冻干燥后的样品装入特制透明塑料试管(直径×高=14.5mm×40mm)中，密封20d以上，以求226Ra-222Rn达到长期的放射性准平衡状态[21].使用堪培拉(CANBERRA)欧洲系统测量公司生产的GCW3523型高纯锗(HPGe)伽马能谱仪测定样品中的137Cs、210Pb及226Ra比活度.测量完成后使用Genie-2000 Gamma Option谱分析软件分析数据.
碳酸盐含量测定样品为湖泊沉积物过360目筛后的细粒部分，可将其作为湖相沉积物自生碳酸盐，从而基本排除风尘输入碎屑及河流搬运碳酸盐的影响.测定使用容量法，测定前要进行0.1mol/L NaOH和0.1 mol/L HCl标准溶液的配制及标定.滴定时，用万分位天平称取0.1g左右样品放于250ml锥形瓶中，加入10ml盐酸溶液以及2~3滴酚酞指示剂，摇匀使碳酸盐反应完全后用0.1mol/L NaOH溶液滴定.每隔10个样品，滴定1个分析纯碳酸钙(约0.1g)样品，作为检验实验误差的标准.
使用Malvern Mastersizer 2000激光粒度仪进行沉积物样品粒度指标测试，前处理方法采用湖泊沉积物标准处理方法[22].称取少量冷冻干燥过的样品(约0.25g)放入100ml烧杯中，加入10ml 10 %的双氧水(H2O2)后置于电热板上加热煮沸以去除样品中的有机质，再加入10ml 10 %的稀HCl除去碳酸盐及有机质胶结物，同时用蒸馏水冲洗反应的泡沫带至烧杯壁上的沉积物，充分反应后取下烧杯，将烧杯注满蒸馏水.静置24h后抽去蒸馏水，测试前加10ml浓度为0.1mol/L六偏磷酸钠((NaPO3)6)分散剂.
磁化率测试时将称重的已干燥样品装入2cm×2cm×2cm的磁学专用盒并压实，使用英国Bartington公司生产的MS2磁化率仪测量高频(4.7kHz)磁化率(χhf)和低频(0.47kHz)磁化率(χlf).以上实验均在兰州大学西部环境教育部重点实验室完成.
3 结果与分析 3.1 年代序列的确立尕海短钻岩芯210Pbex比活度变化范围为0~275Bq/kg，从顶部往下呈递减趋势，至25cm处为0(图 2a).通过计算210Pbex并采用CRS模式建立了岩芯顶部24cm的沉积速率和年代(图 2b).不同方法的对比是获取准确计年结果的重要保证，因此岩芯同时选用137Cs时标法作为定年的对比.137Cs比活度处于0~80.3 Bq/kg之间，并仅于8cm处达到最大蓄积峰，该处210Pbex计年为1986 AD，正好与前苏联切尔诺贝利电站核泄漏事故时间对应，因此8cm处137Cs峰值应对应于1986年.Zhao等[11]于2005年在GHC1孔以北约700m水深6.4m处钻取一短钻(GL05-2)，运用CIC模式和137Cs时标法定年时，将该钻孔9cm处的137Cs峰值确定为1986年核泄漏事故造成.这与GHC1钻孔出现137Cs峰值的深度接近.本文与Zhao等[11]的137Cs峰值年代(1986年)相同，但与Li等[12]尕海东部短钻(LG06)的137Cs峰值年代(定为1963年)不同.GHC1孔210Pb年代与137Cs结果的印证进一步确认210Pb年代的可行性.
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图 2 尕海GHC1孔210Pbex、137Cs比活度(a)和年代-深度模式(b) Fig.2 210Pbex and 137Cs activity of core GHC1(a) and age-depth model(b) of core GHC1 from Lake Gahai |
岩芯上部24cm平均沉积速率为2.05mm/a.由尕海GHC1孔年代-深度图可知，沉积速率可以GHC1-18为分界点，在前17cm(1950年左右)沉积速率较大，约3.2mm/a(图 2b)，可能是因为1950年以后，湖区周围开始大规模地开垦土地而出现水土流失，一定数量的侵蚀物质被带入湖中，沉积速率增加.其后18~24 cm沉积速率为1mm/a.GHC1孔沉积物含水量和孔隙度变化不大，岩性一致，压实作用很小，故暂用18~24cm沉积速率来推算沉积岩芯的年代序列.同时，尕海其他钻孔研究结果[7]也表明，其顶部2m平均沉积速率约为1mm/a.故最终确定钻孔底部年龄为1633 AD，GHC1孔为过去380年来的沉积.岩芯1~17cm每个样品年代分辨率约3 a，18~50cm为10 a.
3.2 尕海沉积物磁化率、碳酸盐变化特征及其环境指示意义湖泊沉积物的矿物磁性特征一般都与特定的源区及其作用过程有关，磁性矿物的来源主要包括自生磁性矿物和外源磁性矿物，但可以认为湖泊沉积物中外源磁性矿物占绝对优势[23].尕海沉积物样品的磁化率在1633—1680 AD之间变动幅度大(图 3)，1680—1950 AD逐渐上升，1950 AD以后波动剧烈；磁化率介于4.61×10-8~9.65×10-8 m3/kg之间，平均值为6.62×10-8 m3/kg.尕海GHC1孔磁化率不仅低于湿润区的泥炭、沼泽以及湖泊[24-25]，而且低于同处于干旱半干旱区的青海湖和岱海[26].这主要与湖区周围的母源物质、湖泊水化学条件、湖盆面积和形态以及受其控制形成的沉积物类型有关.尕海目前没有常年性的河流输入，2002年测得矿化度为90.6g/L[19]，是2005年岱海矿化度(4.4g/L[27])的20倍，是同一流域托素湖的矿化度的3倍(30.2 g/L)[28].因此尕海径流输入磁性颗粒浓度低，且沉积物中的碳酸盐含量要比岱海高得多，而仅碳酸盐就可以大大稀释沉积物中磁性矿物的浓度.
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图 3 尕海GHC1孔磁化率、碳酸盐含量及粒度分布 Fig.3 Distribution of magnetic susceptibility, carbonate content and grain size of core GHC1 from Lake Gahai |
湖泊沉积物中自生碳酸盐含量主要是湖泊中生物活动或物理化学作用的结果，其含量高低的变化，一般反映湖泊的盐度变化，从而能够间接指示区域气候干湿的变化[29-32].当湖区降水增加或蒸发较弱时，因淡水注入，湖水淡化，碳酸盐含量降低；反之升高.尕海GHC1孔碳酸盐(图 3)平均含量为18.7 %，最大值为29.0 %，最小值为11.5 %，变化趋势与磁化率相反；与中值粒径变化一致，即当碳酸盐含量低时，沉积物粒径变细，中值粒径减小，粗粒组分含量减少.指示了当区域气候湿润时，湖水淡化，湖泊沉积碳酸盐含量降低，同时湖区土壤湿度大，植被覆盖增加，土壤侵蚀减弱，随径流入湖的沉积物颗粒变细，风沙活动扬起的粗颗粒减少，带进湖区的粗粒物质也就会减少(见3.3节).
3.3 尕海沉积物粒度特征及其指示的区域风力强度粒度组成是表述碎屑类沉积物特征的重要指标之一，可以追溯沉积物形成的力学性质、物质来源、输送介质和沉积环境等.GHC1孔粒度分布曲线主要表现为单峰和双峰(图 4a、b、c)，单峰反映了较为单一、比较稳定的水动力沉积环境；双峰形态则反映出两类不同动力机制沉积物的混合[33].“粒级-标准偏差”是一种能够有效指示沉积物粒度敏感组分的方法，通过计算可获得每个粒级组分的标准偏差随粒级变化的情况.此方法已经成功地应用于海洋沉积[34-35]、风成沉积[36-37]以及湖泊沉积[38]等研究中.明显的峰值出现在11.9 μm以及66.9μm的位置，表示处于此粒级范围的颗粒在整个钻孔中表现出巨大波动特征，而30μm处的谷值对应的颗粒波动较小(图 4d).依据曲线上的突变点，将沉积物粒径分为4个组分：超细粒组分(＜1.3 μm)、细粒组分(1.3~30μm)、粗粒组分(30~266μm)和超粗粒组分(＞266μm).GHC1钻孔岩芯剖面粒度组成以1.3~30μm的细粒组分为主，平均粒径为22.3μm.本文将主要探讨＞66.9μm的颗粒组分所指示的环境意义.
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图 4 尕海GHC1孔沉积物代表性粒度分布频率曲线(a、b、c)及粒级-标准偏差变化曲线(d) Fig.4 Typical grain-size frequency distributions(a, b, c) and variation curve of grain-size and standard deviation(d) of core GHC1 from Lake Gahai |
对柴达木盆地内苏干湖沉积物粒度的研究显示[39]，＞63μm组分可以指示研究区尘暴事件或者风沙活动的演化历史.同样，通过对盆地内尕海钻孔沉积物分析及对现代过程的连续跟踪研究认为[40]：该湖沉积物中粗颗粒组分最先是被强风搬运来的，而且冬季风力要强于夏季；其砂粒组分(＞63μm)可以作为该区域指示风沙活动的代用指标.对新疆巴里坤湖沉积物的分析[41]认为，在干旱-半干旱地区的湖泊记录中，粗颗粒(＞60μm或＞100μm)组分在一定程度上能够反映地质历史时期沙尘活动.Deckker等[42]在研究澳大利亚北部的Carpentaria湖沉积物记录的风尘活动时，选取＞60μm组分用来指示风沙活动过程，认为径流是不能将＞60μm的颗粒输送到距湖岸60km的钻孔位置，只有强风携带才能使粗颗粒在湖心沉积.实际上在我国干旱区，湖泊冬季结冰后，冰面通常能发现大量粗颗粒沙，其随风力搬运、跃移至湖泊，随冰的融化这些粗颗粒沉积在湖底.因此湖泊沉积物中粗颗粒包含直接入湖和冰面捕获两个部分.
尕海为西北内陆干旱区封闭湖泊，一方面无常年性地表径流输入，湖水主要依靠大气降水和地下潜水补给，径流输入的粗颗粒物质极少.另一方面其所处的柴达木盆地是我国强烈遭受风蚀的地区之一[43]，当发生尘暴时风中携带的粗颗粒物质在湖面上方直接沉降或被冰捕获后沉积在湖泊内.风力带动形成的湖浪也可能将岸边的粗颗粒物质运送到钻孔位置，但由于钻孔位置距岸边1km且水位较深，所以水动力对沉积物粗颗粒组分贡献不大.粒度组分在66.9μm处存在峰值(图 4d)，说明该粒级范围可能是沉积物来源的一个转变点，综合前人研究结果与尕海自身特点，本文认为尕海沉积物＞66.9μm的粗颗粒组分可指示当地近400年来风力强弱的变化.即当粗颗粒组分含量增加时，表明区域内风力强度大，有尘暴活动；反之则风力弱.
4 讨论 4.1 尕海近400 a气候环境的变化根据磁化率、碳酸盐和粒度的曲线波动情况，将剖面划分为3个阶段(图 3)：
Ⅰ阶段(50~38cm，约1633—1750 AD)：该阶段气候特征总体表现为干湿波动，不稳定；区域风力强劲.1633—1653 AD：磁化率升高，碳酸盐含量降低，＞66.9μm粗颗粒组分含量增大；反映该时期区域降水相对增多，湿度增大，风力增强.1653—1683 AD，磁化率降低，碳酸盐含量显著上升；表明在这段期间湖区干旱，蒸发较前期增大，湖水中Ca2+出现饱和状态，结晶沉淀.1683—1750 AD，区域干旱逐渐缓解；风力强度也有所减弱.1650—1720 AD，气候环境较大的波动在我国其他地方也都有不同程度的体现(具体见4.2节).
Ⅱ阶段(38~19cm，约1750—1950 AD)：该阶段各指标变化较稳定，气候变化波动不大，湖区湿度逐渐增大.粗细粒径组分含量变化小，粗粒组分含量低，风力强度相对较弱；同时，该段粒度的频率曲线都是单峰型仅峰值存在不同(图 4b)，表明该段沉积物多为同种营力作用下形成，只是同一种营力动力强度存在差异，出现强弱的变化过程.
Ⅲ阶段(19~1cm，约1950—2010 AD)：该阶段各指标变动剧烈，磁化率与碳酸盐含量、平均粒径变化趋势相反.区域虽降水增多但由于蒸发加强，湿度降低；出现高强度尘暴事件.结合气象资料[11]，在1956—2000 AD期间，德令哈地区年平均气温上升3℃，降水量从1956 AD的60mm波动增加到2000 AD的200mm，然而由于区域温度升高、蒸发加剧，有效湿度却存在降低趋势，碳酸盐平均含量比Ⅱ阶段高，区域环境表现为暖干.1974 AD以后粗粒组分含量激增，记录高强度的尘暴事件.同时该时期人类活动活跃，对区域环境也产生一定影响.
4.2 区域对比将本文的湿度代用指标碳酸盐含量(图 5a)与利用祁连圆柏树木年轮重建的德令哈地区年降水量[13](图 5b)进行对比，发现两者变化趋势相反.Ⅰ阶段的降水量为区域近400 a来最低值，青藏高原年均温[44](图 5c)自1660 AD开始上升，且至1750 AD都呈现高温，而此阶段碳酸盐含量在3个阶段中最高，同时反映出区域湿度低，较干旱；Ⅱ阶段中1750—1880 AD处于小冰期后期，高原温度较低，区域降水缓慢增加，碳酸盐含量逐渐下降，湿度增大.敦德冰芯微粒含量的多少，反映气候不同类型组合：气候干旱时期，微粒含量相对较高；气候湿润时期，微粒浓度相对较低(图 5d).将本文的碳酸盐含量(图 5a)与可用来反映气候干湿的敦德冰芯微粒浓度[45](图 5d)进行对比，发现两者变化趋势一致.即当碳酸盐含量降低时，冰芯中微粒浓度也随之下降，对应区域降水增多，湿度升高.特别是在1680—1740 AD及1810—1860 AD，两次微粒的主要减少期对应明显的碳酸盐含量的降低，说明区域湿度增加.由于不同海拔对湿度的影响存在差异，故岩芯碳酸盐含量与树轮及冰芯微粒含量进行比对时出现差异.但就其整体所反映的变化趋势而言，本文利用碳酸盐含量所恢复区域湿度的变化比较可靠.
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图 5 区域对比(a：尕海碳酸盐含量，b：德令哈降水量[13]，c：青藏高原年均温[44]，d：敦德冰芯微粒浓度[45]，e：尕海＞66.9μm组分，f：中国历史雨土频数[46]，g：太阳辐射[55]) Fig.5 Regional comparison(a: Carbonate content of Lake Gahai, b: Precipitation of Delingha[13], c: Annual temperature of Tibet Plateau[44], d: Microparticle concentration in Dunde ice core[45], e: > 66.9μm, f: Dust fall frequency over past 400 years[46], g: Total solar irradiance[55]) |
Zhang[46]利用历史文献资料重建我国近1700 a降尘频数曲线(图 5f)，认为近1000 a“雨土”频发期大约有5个.其中在1610—1700 AD期间降尘事件的高频次与尕海＞66.9μm组分(图 5e)记录的强风力时期具有可比性，两个记录均显示出该时段为风力强度大、高频降尘时期.然而在1800—1890 AD期间，历史资料记录该时段为降尘频发期，在尕海沉积物中却没有突出显示，同区域的苏干湖同样也仅表现出非常弱的尘暴过程(图略)，强明瑞等[39]认为这与不同的粉尘源区有关，同时这种差异也受到观测站点和人工记录的影响[38, 47].尕海沉积记录了20世纪后半期高强度尘暴事件，这与现代气象记录符合.
根据重建结果，德令哈气候环境在1650—1720 AD经历了一个明显的干旱—湿润转变过程，这次突变在我国其他地区也有不同程度的表现，揭示该时期气候状态在大尺度上的不稳定性.严中伟等[48]将这种大范围的气候突变称为非局地性跃变事件.在祁连山中部1000多年的降水重建中，显示出1641年该区发生降水突变[49]，该结果同样也得到历史记载的验证[50-51]，《西北灾荒史》中记载1649年甘州地区发生水灾.通过对黄河中游地区500多年旱涝历史[52]的检验判别，揭示在17世纪中期(1638—1664 AD)该区发生旱-涝的跃变；在东部6个区域近1000多年的干湿序列重建中[53]，发现其中的5个区域在1644年发生干湿跃变；青藏高原东北部，青海湖在小冰期中的1620—1680 AD阶段，各项指标出现高低值变化，气候环境冷湿，相对湿度增加[54].
德令哈气候环境在1650—1720 AD发生的转变恰好与太阳活动进入Maunder极小期较为一致[55](图 5g)，说明该区短尺度气候环境变化与太阳活动有关.1650 AD左右太阳活动进入Maunder极小期[56]，尕海碳酸盐含量也在1660 AD左右迅速升高，区域湿度下降；然而碳酸盐含量在1685 AD左右达到顶峰之后便逐渐降低，显示区域湿度开始回升，这比Maunder极小期结束时间早约25 a.对比之下，树轮重建的降水变化与Maunder极小期更为一致，表现在1710 AD左右区域降水开始增加.
5 结论本文通过对尕海沉积物磁化率、碳酸盐及粒度的分析得出以下结论：
1) 1633—1750 AD：区域风力强劲，气候环境变化波动大、不稳定，多次出现干湿交替.1750—1950 AD，区域湿度逐渐增大.1950—2010 AD，总体表现为暖干，1974 AD以后出现高强度尘暴事件；人类活动对区域环境变化产生影响.
2) 德令哈地区在1650—1720 AD期间发生干湿环境的转变，与太阳活动进入Maunder极小期较为一致，说明太阳活动的变化可能是导致该区短尺度气候环境变化的原因之一.
总之，尕海沉积岩芯较好地记录了该区近400 a来的干湿交替和粉尘活动历史，是重建区域环境变化的良好载体.尽管如此，本文仍受到短钻岩芯底部没有绝对定年控制的限制，底部年龄可能存在误差，待将来有绝对定年后进一步提高年代精度.
致谢: 兰州大学李晖参加湖泊岩芯的钻探，特此致谢.| [1] |
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