2018, Vol. 30 
(2: 北京师范大学全球变化与地球系统科学研究院, 北京 100875)
(2: College of Global Change and Earth System Science, Beijing Normal University, Beijing 100875, P. R. China)
全新世作为地质历史时期中距离现在最近的一个阶段，与人类活动的关系十分密切，气候变化对人类的生存和发展有重要影响，而人类活动在一定程度上也影响着气候变化[1-4].在太阳辐射、大气和海洋环流以及区域地形等因素共同影响下，全新世的气候变化并非稳定而是存在着明显的区域差异，引发众多学者的关注[5-10].尤其是我国西北广泛分布的干旱半干旱地区，因其受到西风和亚洲季风的双重影响，备受古气候研究的关注[11-45](图 1A、B，表 1).研究表明，该地区全新世气候演化主要遵循由北大西洋及高纬空气块所控制而形成的西风模式以及因海洋与地表热力条件不同而形成的亚洲夏季风(包括印度夏季风和东亚夏季风)[6, 10].目前，研究结果尚存在争议，具体表现为：在空间上，西风、印度夏季风以及东亚夏季风在干旱半干旱地区等地的影响范围不明确，如位于河西走廊的花海(E1)，在全新世时期的气候干湿变化过程，与西风控制区和季风控制区的干湿变化模式均有明显不同[46]；而与花海相距不远的盐池(E2)在全新世时期受到了西风和季风的双重影响[23]，那么西风区和季风区的影响范围是不确定的.在时间上，对全新世湿润期的持续时间和起止时间范围仍有异议，例如糜地湾(E10)在早全新世为相对湿润[31]，而马家湾(E8)在中全新世相对湿润[29]；再如马家湾(E8)在中全新世湿润期的持续时间明显长于青土湖(E6)的记录[27].因此，干旱半干旱地区可以记录全新世时期的气候变化过程，选取合适的研究区域，可深入理解有效湿度演变模式及潜在的驱动机制[8].
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图 1 A.影响我国气候的主要大气环流系统：西风环流(Westerlies)、印度夏季风(ISM)、东亚夏季风(EASM)及古气候记录：赛里木湖(W1);博斯腾湖(W2);乌伦古湖(W3);巴里坤湖(W4);古里雅冰芯(A1);和尚洞(A2);董哥洞(A3)(图中虚线为400 mm等降水量线); B.季风边缘区相关记录的位置(尕海(S1);茶卡盐湖(S2);青海湖(S3);达连海(S4);小沟(S5);苏家湾(S6a); 大地湾(S6b); 花海(E1);盐池(E2);居延古湖(E3);哈溪剖面(E4);猪野泽(E5);青土湖(E6);乌兰布和沙漠(E7);马家湾(E8);盐海子(E9);糜地湾(E10);靖边(E11);定西(E12);巴汗淖(E13);锦界(E14);库布奇沙漠(E15);察素齐(E16);公海(E17);调角海子(E18);岱海(E19);查干诺尔湖(E20);黄旗海(E21);巴彦查干湖(E22);浑善达克沙漠(E23))；C.吉兰泰盐湖以及采样点 Fig.1 A. The atmospheric circulations that influence climatechange China, including the Westerlies, the Indian Summer Monsoon (ISM) and the East Asian Summer Monsoon (EASM), as well as palaeoclimate records from Lake Sayram (W1); Lake Bosten (W2); Lake Wulungu (W3); Lake Balikun(W4); Guliya Ice Core(A1); Heshang Cave(A2); Dongge Cave(A3); the dotted line is 400 mm isohyet); B. Location of relevant records in the monsoonal margin region(Lake Gahai (S1); Lake Chaka Salt (S2); Lake Qinghai(S3); Lake Dalianhai(S4); Xiaogou(S5); Sujiawan(S6a); Dadiwan(S6b); Lake Huahai (E1); Yanchi Playa(E2); JuyanPalaeolake(E3); Haxi Section(E4); Lake Zhuyeze (E5); Lake Qingtu (E6); Ulanbuh Desert(E7); Majiawan(E8); Lake Yanhaizi (E9); Midiwan(E10); Jingbian(E11); Dingxi Section(E12); BaaharNuur(E13); Jinjie(E14); Hobq Desert(E15); Chasuqi(E16); Lake Gonghai(E17); Lake Diaojiao(E18); Lake Daihai(E19); Lake Qagan Salt (E20); Lake Huangqihai (E21); Bayanchagan(E22); Otindag Desert(E23)); C. Jilantai Playa and the core sites |
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表 1 西风区和季风边缘区的33个古气候记录(从西至东) Tab.1 33 palaeoclimate records in the westerlies dominated and monsoonal margin region (from west to east) |
吉兰泰盐湖处于现代夏季风边缘区，其沉积物可以敏感地记录历史时期气候变化.近半个世纪以来，通过对吉兰泰地区开展地貌结构和特征、沉积相、湖岸堤、台地、遥感影像、矿物成分和风沙活动等方面的分析，结合OSL和14C测年结果重建了湖泊演化过程和波动历史，取得了显著的成果[47-56].然而，受区域气候因素及盐湖沉积环境制约，尚未开展有效地生物指标研究.孢粉作为一种广泛分布并保存的生物指标，尤其是在缺少生物相关指标的干旱半干旱地区，可以有效地指示过去植被及气候演化的历史.其中，孢粉的种属组合可以有效地指示植被及气候变化的趋势，例如，班公湖的孢粉组成中，藜科孢粉浓度较高时，代表相对干旱的气候环境，而蒿属孢粉浓度较高时，代表相对湿润的特点[57]；同时，不同生长环境下孢粉种属之间的比值，如蒿藜比(A/C)、蒿属与莎草科比(A/Cy), 具有相对清晰的气候指示意义，也被广泛应用于古气候演化的重建[24, 58].
因此，位于季风边缘区的吉兰泰盐湖，可以利用盐湖沉积物孢粉指标，结合钻孔岩性特征及AMS14C年代等资料，对该地区全新世的古植被与古气候演化进行探讨.拟解决以下两个问题：(1)吉兰泰盐湖地区在全新世时期的古气候变化过程是怎样的？(2)吉兰泰地区在全新世时期气候演化过程的驱动机制是什么？
1 研究区概况吉兰泰盐湖(39°36′~39°48′N, 105°35′~105°45′E; 1022 m a.s.l.)位于内蒙古自治区西北部，贺兰山与巴音乌拉山之间，腾格里沙漠以北，乌兰布和沙漠以西，属于蒙新高原地区的构造湖，湖盆地势西高东低.研究区属温带大陆性气候，年均温10.1℃，年均降水量150 mm(乌海气象站)[59].湖泊无明显入湖及出湖河流，湖水补给方式主要为间歇性地表、地下径流、湖面降水及承压水[60].现为一个硫酸亚镁型盐湖[52]，湖水pH值为6.7，矿化度为304.9 g/L；目前，为无湖表卤水的干盐湖阶段，化学沉积作用显著，沉积物以石膏、石盐及芒硝为主[59].
吉兰泰地区周围被沙漠环绕，以荒漠植被为主，多为盐爪爪(Kalidium foliatum)、芨芨草(Achnatherum splendens)、梭梭(Haloxylon ammodendron)、籽蒿(Artemisia sphaerocephala krasch)、西伯利亚白刺(Nitraria sibirica)和四合木(Tetraena mongolica)等.此外，盐湖保护区种植着花棒(Hedysarum scoparium)、沙冬青(Ammopiptanthus mongolicus)、胡杨(Populus euphratica)和沙拐枣(Calligonum mongolicum)等植物[55, 59-60].
2 材料与方法 2.1 样品采集与年代学2010年10月利用XY-1B型钻机在吉兰泰盐湖近湖心处获取约28 m的连续长岩芯柱(图 1C)，孔径108 mm，本文以盐湖沉积物上部598 cm全新世阶段岩芯为研究对象，以2 cm分样，岩性特征如下：
598~578 cm：浅灰绿色砂或泥质粉砂，含少量石膏和盐类；578~324 cm：灰褐色细砂夹大量的石盐、石膏和钙芒硝；324~0 cm：以粒状石盐为主，含少量的灰黑色泥、黄褐色泥质粉砂以及石膏等[54].
选取盐湖沉积物上部不同深度的8个总有机质样品进行AMS14C年代测定(表 2)，在新西兰国家同位素测试中心拉夫特放射性实验室完成[54].由于近地表样品容易受到现代卤水沉积环境的影响，且含有大量的石膏芒硝等盐类，有机质含量低，利用210Pb/137Cs的测年结果不理想.故选择深度约6~8 cm的样品作为第一个14C测年点，其测年结果为1593 a BP，推测为碳库效应引起的年代偏老[54].将8个AMS14C年代扣除1593年碳库效应后，在R程序中利用Bacon模型校正为日历年龄并进行插值[61]，建立钻孔年代—深度关系(图 2)，获得钻孔598 cm深度年代为10.5 cal ka BP.整个全新世阶段沉积速率较为稳定，约0.57 mm/a，仅在274~201 cm处沉积速率较快，为4.7 mm/a.
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表 2 吉兰泰盐湖JLT-2010孔AMS 14C及日历年龄[54] Tab.2 AMS14C dates and calendar ages of the core JLT-2010 in Jilantai Playa |
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图 2 吉兰泰盐湖JLT-2010孔上部598 cm处的岩性特征及AMS14C测年结果与深度的关系 Fig.2 The lithology of the upper 598 cm of core JLT-2010 in Jilantai Playa and the relationship between AMS14C dating results and depth |
以14 cm为间隔选取JLT-2010孔不同深度的47个样品进行孢粉分析.每个样品取约10~40 g，先使用蒸馏水浸泡、清洗并通过200 μm筛网去除样品中的可溶性盐类和大颗粒的不溶物质，然后采用氢氟酸法对样品进行孢粉提取[62].主要步骤如下：样品中加入一片石松孢子后添加10%稀盐酸(HCl)去除碳酸盐，加入10%的氢氧化钾溶液(KOH)并水浴加热去除有机质，随后加浓度大于40%氢氟酸(HF)去除硅酸盐；最后过7 μm筛网富集花粉.提取出的孢粉样品制片后在Olympus光学显微镜(40×10倍)下进行鉴定与统计，参考已有孢粉形态学研究资料[63]，保证每个样品统计孢粉数量在300粒以上.
用Tilia软件对吉兰泰沉积物样品中各陆生孢粉种属的组成和数量进行画图，利用CONISS结果划分孢粉带[64].为获取各孢粉种属之间的联系和相应的气候指示意义，利用CANOCO软件对47个样品13种陆生孢粉种属(孢粉种属含量超过2%或在连续3个样品中出现)进行统计学分析，即去趋势对应分析(DCA), 分析结果小于2倍标准偏差，推荐使用主成分分析法(PCA).同时，将基于中国干旱半干旱地区大型湖泊表层花粉数据建立的现代花粉—降水定量转换函数应用到吉兰泰盐湖沉积物全新世孢粉序列，利用WA-PLS法重建了过去年均降水量的变化[65].对现代花粉—气象资料的分析表明[65]，干旱半干旱地区的孢粉记录可以更敏感的记录过去降水量的变化，将该方法应用到吉兰泰盐湖孢粉记录，重建结果r2为0.81，均方根误差(RMSE)为76.6 mm.
3 结果 3.1 吉兰泰盐湖沉积物孢粉组成对吉兰泰盐湖沉积物样品进行孢粉处理后，所有样品统计的孢粉粒数均在300粒以上，共鉴定出15个科属的植物花粉，包含乔木类花粉：桦木科(Betulaceae)、胡桃科(Juglandaceae)和松属(Pinus)；灌木类花粉：麻黄属(Ephedra)、白刺属(Nitraria)和柳属(Salix)；草本类花粉：蒿属(Artemisia)、菊科(Asteraceae)、藜科(Chenopodiaceae)、旋花科(Convolvulaceae)、唇形科(Labiatae)、禾本科(Poaceae)、蓼科(Polygonaceae)、蔷薇科(Rosaceae)和唐松草属(Thalictrum).其中蒿属与藜科之和占孢粉统计总数的85%以上，其次是禾本科2.97%、麻黄属1.29%、菊科0.85%、桦木科0.63%、松属0.63%、唇形科0.29%、白刺属0.27%，其他孢粉数量所占比例小于0.2%.
3.2 吉兰泰盐湖沉积物孢粉组合带及重建降水量根据吉兰泰盐湖沉积物孢粉的组成特征，可将其划分为3个孢粉组合带(图 3)：
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图 3 吉兰泰盐湖JLT-2010孔孢粉图谱 Fig.3 Pollen diagram of core JLT-2010 in the Jilantai Playa |
孢粉带JLT-Z1(598~480 cm，10.5—8.5 cal ka BP)：以蒿属和藜科为主，二者占孢粉总量的89.18%，A/C平均值为4.11，以桦木科、松属、胡桃科为主的乔木类和麻黄属、白刺属为主的灌木类孢粉共占4.5%，为全新世时期最高的一个阶段.在8.5 cal ka BP前后蒿属花粉突降至35.76%，藜科花粉剧增至53.16%，A/C比明显下降，达到剖面最低值(0.67)，重建的年均降水量降为55 mm.
孢粉带JLT-Z2(480~200 cm，8.5—3.5 cal ka BP)：仍以蒿属和藜科为主，占孢粉总量的91.34%，桦木科、松属孢粉含量下降，以及麻黄属含量平均减少；相比前一阶段，蒿属花粉略有增加而藜科花粉含量降低，A/C平均值增高至9.58，重建的年均降水量为246 mm，且在7.1 cal ka BP左右达到峰值，即A/C平均值为32.89，重建的年均降水量达到395 mm.
孢粉带JLT-Z3(200~0 cm，3.5 cal ka BP至今)：草本类孢粉保持在较高的含量，桦木科和麻黄属的孢粉含量持续降低，松属含量略有增加；藜科花粉呈现持续性增加的趋势，A/C比值较前一阶段有所降低，平均值为3.66，重建的年均降水量为204 mm，最低值为143 mm；此外，蓼科、菊科和白刺属等花粉含量在此阶段明显升高.
3.3 统计分析对吉兰泰盐湖沉积物中13个孢粉种属的PCA分析结果表明，轴1和轴2可以解释71.5%的孢粉组成变化(其中轴1可解释58.3%，轴2可解释13.2%).如图 4所示，PCA分析Bi-plot中轴1的正半轴以藜科为代表，负半轴以蒿属为代表；轴2正半轴为白刺属、负半轴为麻黄属最为突出.根据样品孢粉组成特征及其在PCA Bi-plot上的分布可分为3组：组1为早全新世阶段(孢粉带JLT-Z1)的11个样品以藜科、麻黄属、桦木科、松属、胡桃科、唐松草属和禾本科为主；组2是中全新世阶段(孢粉带JLT-Z2)的24个样品，则以蒿属和唇形科为主；组3为晚全新世阶段(孢粉带JLT-Z3)的12个样品，该组主要包括白刺属、菊科和蓼科.
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图 4 吉兰泰盐湖JLT-2010孔孢粉组成PCA分析结果 Fig.4 The result of principal component analysis of pollen data of core JLT-2010 in Jilantai Playa |
在吉兰泰盐湖地区，蒿属和藜科在草本植物中占绝对优势，在荒漠草原中藜科生长在相对干旱的气候环境，而蒿属存在于气候相对湿润的地点[58]，其比值具有指示相对湿度的含义：A/C比值越高，相对湿度越高，反之，相对湿度越低[24].
在干旱地区，蒿属和藜科之和应占孢粉总数的一半以上，才具有良好的气候指示意义，一般认为：荒漠区A/C比值小于0.5以下; 荒漠草原约在0.5~1.2之间；草原区一般大于1[66].但是吉兰泰盐湖的A/C比值整体偏高，平均值为7.05，最低值为0.67，最高值为32.89.这与普通值差异较大，总体数值偏高的原因可能为以下几点：在卤水环境下，因样品是盐湖沉积物，孢粉长时间受到高矿化度卤水浸泡，与表土的沉积环境不同，则其指标意义可能存在差异[67]；同时，碱性和氧化性强的沉积环境均不利于花粉的保存，尤其是藜科花粉外壁薄，厚度在2 μm左右，容易腐蚀掉表面纹饰和孢粉结构，保存性差[68-69].然而，在吉兰泰盐湖沉积物孢粉鉴定过程中发现花粉颗粒保持相对完整，排除沉积过程中被破坏的可能性.另一方面，蒿属和藜科是当地主要的植被建群种和优势种，李月丛等[70]在对中国北方表土花粉研究表明蒿属花粉产量高于藜科.赵艳等[71]对中国干旱半干旱地区表土孢粉的A/C比值的分析显示，沙漠草甸和草甸等的A/C比值最高可达到23.09和33.33，与我们的研究结果基本一致.此外，与吉兰泰距离相近的湖泊或地区，包括居延古湖(E3)[24]、糜地湾(E10)[31]、察素齐(E16)[37]、调角海子(E18)[39]和岱海(E19)[41]在内，均显示出较高的A/C比值，表明该地区的主要植被类型为蒿属且蒿属相对偏高的孢粉产量造成A/C比值偏高.
在PCA分析中，轴1的正半轴以藜科为代表，数值越高，表明相对干旱的气候条件；负半轴以蒿属为代表，数值越高代表相对湿润的气候环境，故认为轴1代表相对湿度的变化.
轴2的正半轴以白刺属为代表，负半轴以麻黄属为代表.在中国西北地区，麻黄属和白刺属均是典型的灌木类植被，与干旱的气候条件呈正相关的关系.但麻黄属的生态位宽度大于白刺属，表明麻黄具备优势种的条件，在环境变迁过程中具有更高的稳定性，可出现在多种生态环境中，而白刺属具有超旱生性的特征，仅出现在沙漠草甸中[72-75]；轴2的正半轴分布着以菊科和蓼科为主的草本植物，由于鉴定中的菊科和蓼科的孢粉数量偏少，无法明确指示此阶段的气候特征.轴2的负半轴分布着以桦木科、松属和胡桃科为主的乔木类，可能为巴彦乌拉山和贺兰山在东亚夏季风风力较强的时段内带来的乔木类孢粉.
4.2 吉兰泰盐湖沉积物孢粉记录的全新世阶段植物与气候演化过程根据吉兰泰盐湖沉积物孢粉的组成变化，该地区全新世阶段的气候环境演化历史为：
早全新世(10.5—8.5 cal ka BP)，以蒿属孢粉为主，伴随出现少量藜科、禾本科及麻黄属孢粉，A/C比值相对稳定(4.11左右)，指示全新世早期气候逐步转湿的过程.在8.5 cal ka BP，蒿属孢粉数量下降且被藜科孢粉取代，A/C比值明显下降，平均值为1.06，重建的年均降水量也降低为64 mm，指示一次明显的干旱气候事件.
中全新世(8.5—3.5 cal ka BP)，以蒿属和藜科为主，蒿属孢粉含量增加及藜科孢粉含量降低，A/C平均值增高至9.58，重建的年均降水量为246 mm，A/C比值在7.1 cal ka BP左右达到峰值，植被生长茂盛，东亚夏季风增强带来丰沛的降水，重建的年均降水量升至395 mm，指示该地区全新世阶段气候最为湿润的时期.
晚全新世(3.5 cal ka BP至今)，藜科孢粉含量增加且超过早全新世阶段，乔木类和灌木类植被浓度最低，而蓼科、菊科和白刺属含量明显升高，A/C比值低至3.66，重建的年均降水量为204 mm，最低值为143 mm，接近现代年均降水量.距今2.0 ka前后，已有秦人采盐食用的历史[59]，推测当时的湖泊已经进入卤水沉积阶段或者干盐湖方向发展，人类活动影响着当地的生态环境，整体的气候条件朝着干旱化方向发展.
4.3 区域对比 4.3.1 吉兰泰地区的演化过程对比过去半个世纪，众多学者开展了至吉兰泰盐湖的演化过程和波动历史的研究[49-58].针对全新世阶段，有学者利用矿物组成重建了盐湖全新世以来的演化过程，认为全新世时，该湖逐渐萎缩，使得盐度增高，成盐作用持续加强，中全新世时期，吉兰泰盐湖的萎缩咸化加剧[54].然而，本研究中基于孢粉记录对该地区全新世阶段气候演化的研究表明，该地区在中全新世阶段是湿润的，与矿物组成的结果有所出入.分析其原因，可能是由于不同气候代用指标所反映的气候过程有所差异，孢粉记录更多的指示区域气候演化的历史，而矿物组成的变化更多的代表湖泊自身水体演化的过程，关于孢粉记录与湖泊水生生物指标和沉积学指标指示结果的差异性，已经在青藏高原地区的苦海[76]和冬及错那湖[65]有所报道.内蒙古地区的蒿属和藜科等植物花期主要集中在夏秋之际(5—9月)[77]与东亚夏季风的影响同步(详见下文)，因而孢粉记录可以有效地记录东亚夏季风的演化历程，表明在全新世中期(8.5—3.5 cal ka BP)东亚夏季风达到强盛状态.另一方面，吉兰泰盐湖与青土湖(E6)[27]、岱海(E19)[40-41]、巴彦查干(E22)[44]以及Wang等[7]的结果基本一致，为中全新世时期湿润的气候特点(图 5).
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图 5 太阳辐射与吉兰泰盐湖的蒸发盐含量、A/C比值以及季风边缘区的湖泊在全新世时期的记录 (a: 39°N地区6月太阳辐射量[78]；b: 39°N地区12月太阳辐射量[78]；c:吉兰泰盐湖蒸发盐含量[56]；d:吉兰泰盐湖钙芒硝含量[56]；e:吉兰泰盐湖A/C；f:吉兰泰盐湖PCA轴1得分；g:吉兰泰盐湖孢粉重建降水量；h:青土湖孢粉总浓度[27]；i:岱海TOC含量[41]；j:巴彦查干木本孢粉含量[44]; k:东亚夏季风PC2记录[7]) Fig.5 The relationship of solar insolation, content of evaporates, A/C, and records of lakes of the monsoon margin region in the Holocene period(a: 39°N insolation in Jun.[78]; b: 39°N insolation in Dec.[78]; c: the content of evaporite of Jilantai Playa[56]; d: the content of Glauberite of Jilantai Playa[56]; e: A/C of Jilantai Playa; f: the scores of PCA axis 1 of Jilantai Playa; g: reconstructed Pann of Jilantai Playa; h: the content of pollen conc. of Lake Qingtu [27]; i: the content of TOC of Lake Daihai [41]; j: the content of tree pollen of Bayanchagan[44]; k: PC2 records of EASM[7]) |
矿物分析表明自全新世中期开始出现高含量的蒸发盐矿物，表明湖水盐度逐步增加[54].冬季太阳辐射的增强引起冬季温度升高而导致的蒸发量加大，在湖泊演化过程中可能起到一定作用，如图 5所示，吉兰泰盐湖沉积物中钙芒硝的含量变化与蒿藜比具有较好的一致性，尤其是在全新世中期阶段.研究表明，钙芒硝的形成是由于浓缩湖水中因淡水注入，流经地表时带来部分溶解物质(如钙离子)，与浓缩的湖水混合后形成钙芒硝[79].钙芒硝的含量变化与蒿藜比、重建降水量和PCA轴1得分均有相似的变化趋势，指示在中全新世时期吉兰泰盐湖有淡水的注入，这与孢粉指标记录的结果相一致(图 5).因此，吉兰泰盐湖沉积物中保存的孢粉记录反映了区域气候的演化过程，指示了东亚夏季风在全新世阶段的演化历史，沉积物矿物组成指示湖泊水文演化过程.有学者研究吉兰泰盐湖地区沙丘的沉积序列，结合OSL测年，恢复该地全新世以来的风沙活动历史，指出在7.8—6.4 cal ka BP时期为相对湿润的气候特征[56]，这与本文的研究结果相近.另外，在4.0—3.8 cal ka BP(即岩芯深度为274~201 cm)时，吉兰泰盐湖沉积物的沉积速率加快，表明在气候即将由相对湿润转化为相对干旱的过渡时期时，湖泊的水位变浅，导致沉积加快.
4.3.2 吉兰泰地区全新世气候演化驱动因素吉兰泰盐湖及其周边区域受到由北大西洋和高纬空气块所控制而形成的西风、以及因印度洋、太平洋与地表热力条件不同而形成的印度夏季风和东亚夏季风的影响，各气团的演化过程可以影响区域降水量的变化[80-81]，导致不同的研究区域内所对应的全新世湿润期是不一致的(图 6).
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图 6 西风区和季风边缘区33个研究记录以及吉兰泰盐湖记录在全新世时期的干湿变化序列 (W1~E23的详细名称请见图 1) Fig.6 The sequences of Jilantai Playa and the 33 records of wet-dry changes from the westerly dominated and monsoon margin region during the Holocene period (the detailed name of W1-E23 could be check in the Fig. 1) |
新疆高纬度地区的赛里木湖(W1)[11]、博斯腾湖(W2)[12]、乌伦古湖(W3)[13]和巴里坤湖(W3)[14]，在早全新世时期，由于夏季辐射量增强，夏季温度升高，蒸发强烈以及受西风减弱、水汽输送减少等原因，导致气候偏干旱；中全新世和晚全新世西风环流增强，带来充足的水分，气候转向湿润[11].
吉兰泰盐湖西南方向青藏高原以东33°~37°N位置的湖泊或地区，如尕海(S1)[15]、茶卡盐湖(S2)[16]、青海湖(S3)[17-18]、达连海(S4)[19]、小沟(S5)[20]、苏家湾和大地湾(S6)[21]等地文献资料表明，在早全新世和中全新世时期，低纬度地区太阳辐射量的增加使印度季风增强，降水量丰富，气候湿润，晚全新世随着太阳辐射减少自6—5 cal ka BP后逐渐减弱，气候逐步干旱.
吉兰泰盐湖西北或东南方向37°~45°N位置的季风边缘区，如花海(E1)[22]、盐池(E2)[23]、居延古湖(E3)[24]、哈溪剖面(E4)[25]、猪野泽(E5)[26]、青土湖(E6)[27]、乌兰布和沙漠(E7)[28]、马家湾(E8)[29]、靖边(E11)[32]、定西(E12)[33]、巴汗淖(E13)[34]、锦界(E14)[35]、库布奇沙漠(E15)[36]、察素齐(E16)[37]、公海(E17)[38]、调角海子(E18)[39]、岱海(E19)[40-41]、查干诺尔(E20)[42]、黄旗海(E21)[43]、巴彦查干湖(E22)[44]以及浑善达克沙漠(E23)[45]等地的研究结果与吉兰泰盐湖孢粉记录基本一致，显示早全新世和晚全新世气候相对干旱，中全新世降水量偏多，气候湿润.然而，湿润期的持续时间和起止时间不同，位于区域中部的戈壁沙漠、巴丹吉林沙漠、腾格尔沙漠、乌兰布和沙漠等区域的记录(居延古湖(E3)[24]、猪野泽(E5)[26]、青土湖(E6)[27]、乌兰布和沙漠(E7)[28]、靖边(E11)[32]、巴汗淖(E13)[34]和察素齐(E16)[37])，中全新世湿润期的持续时间偏短，与吉兰泰盐湖最为湿润期相近，这可能与研究区域处于沙漠或者是沙漠中的尾闾湖有关[28]，因距离东亚夏季风影响的区域较远，在东亚夏季风强盛时期，与东部的湖泊和地区相比，水汽输送量偏少，导致湿润期的持续时间偏短.相比之下，查干诺尔(E20)[42]、黄旗海(E21)[43]、巴彦查干(E22)[44]以及浑善达克沙漠(E23)[45]湿润期开始的时间较早且持续时间长，推测为与距离东亚夏季风水源源区近，水汽充足，受东亚夏季风影响较大.同时也注意到，糜地湾(E10)[31]的记录与周边结果均不一致，显示早全新世相对湿润，中全新世相对干旱.综上，在全新世阶段吉兰泰盐湖地区植被、气候变化主要受到东亚夏季风的影响，呈现出中全新世相对湿润的状态，与周边众多的研究记录一致.
4.3.3 与“8.2 ka事件”的对比在全新世早期，由北大西洋的倒转环流造成的一次持续了160年左右的气候异常的事件，保存在了格陵兰岛的冰芯记录中，即“8.2 ka事件” [82].在其他地方的全新世记录中也保存了该次事件的证据(图 7).例如，有学者在阿曼Qunf洞穴的石笋中，利用δ18O含量的变化记录了该事件[83]；董哥洞和和尚洞的石笋记录中δ18O含量[84-85]，古里雅冰芯记录的δ18O含量[86]等显示了由太阳辐射量改变引起大气和海洋环流的异常，季风迅速变化的现象.
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图 7 吉兰泰盐湖孢粉沉积物指示的气候事件与6个“8.2 ka事件”记录的对比 (a:格陵兰岛GISP2 δ18O含量[82]；b:阿曼Qunf洞δ18O含量[83]；c:董哥洞δ18O含量[84]；d:和尚洞δ18O含量[85]；e:古里雅冰芯δ18O含量[86]；f:吉兰泰盐湖蒿属含量) Fig.7 Comparison with climatic event indicated by pollen sediment in Jilantai Playa and six records concerning "8.2 ka event"(a:the content of GISP δ18O in the Greenland[82]; b: the content of δ18O of Qunf Cave in the Oman[83]; c: the content of δ18O in the Dongge Cave[84]; d: the content of δ18O in the Heshang Cave[85]; e: the content of δ18O in the Guliya Ice Core[86]; f: the content of Artemisia in the Jilantai Playa) |
值得注意的是，吉兰泰盐湖孢粉指标在8.5 cal ka BP左右，蒿属花粉含量急剧降低到35.76%，A/C比值突然降至0.67，远低于中全新世时期水平，指示一次明显的气候干旱事件，在时间上与北大西洋地区的“8.2 ka事件”相一致.但吉兰泰盐湖记录的此次事件与北大西洋地区差距300年时间，其原因可能是碳库效应导致的测年误差造成的，吉兰泰盐湖表层沉积物获取的碳库效应为1590年，该效应可能随时间变化，造成这300年的时间差.该事件表明，在一定程度上，吉兰泰地区全新世气候演化同样受到北大西洋环流的影响.
5 结论通过对吉兰泰盐湖沉积物的孢粉数据分析，建立湖泊古气候演化序列，并与季风边缘区的湖泊或地区进行对比，得到以下结论：(1)吉兰泰盐湖地区在全新世阶段植被类型未发生大的变化，以荒漠植被为主，沉积物孢粉记录的气候变化整体上受东亚夏季风的影响，表现为早全新世气候逐步转湿的过程，中全新世时期气候湿润，晚全新世时期气候向干旱化方向发展；(2)吉兰泰盐湖沉积物孢粉记录了8.5 cal ka BP时期的一次干旱事件，表明该地区气候演化一定程度上受到北大西洋地区的影响；(3)吉兰泰盐湖自身演化过程，尤其是在中全新世时期钙芒硝的大量出现，一定程度上指示降水量增多所带来的淡水注入，与孢粉指标指示该阶段湿润的结果一致.
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