2019, Vol. 31 
(2: 中国科学院南京地理与湖泊研究所, 南京 210008)
(3: 中国科学院青藏高原研究所, 高寒生态重点实验室, 北京 100101)
(2: Nanjing Institute of Geography and Limnology, Chinese Academy of Sciences, Nanjing 210008, P. R. China)
(3: Key Laboratory of Alpine Ecology, Institute of Tibetan Plateau Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, P. R. China)
有机质作为湖泊沉积物的重要组成部分，其含量通常反映了流域有机质输入与湖泊生产力的变化.尽管受到外源、内源以及沉积后降解等因素的影响，湖泊沉积物有机质或者总有机碳(TOC)含量是重建湖泊生产力和气候变化特征的重要代用指标，仍被广泛应用于古气候研究中.一般认为在暖湿气候时期，湖泊内水生生物及藻类发育，并且流域内植被茂盛，因此沉积物中有机质含量较高.对于地处寒冷气候区的湖泊而言，气温可能是影响生物生长的主导因素，TOC含量在一定程度上可以反映温度的变化[1-2].此外，在季风区乃至青藏高原高寒区的湖泊沉积研究中，TOC含量也常常被当作亚洲夏季风或者夏季风降水强度的可靠代用指标[3-8].然而，不同的湖泊陆源和自生有机质的贡献比例大不相同，且不同自然条件下，流域和湖泊生物量或生产力变化的限制因子也不一样，所以对TOC变化的解释不能一概而论.
青海湖位于青藏高原东北缘，地处东亚季风边缘区，同时也受西风环流的影响，对亚洲气候变化响应敏感，而且这一区域也是史前人类定居青藏高原的重要区域[9-10].过去几十年科学家对青海湖开展了系统的研究，重建了该区域晚更新世以来的环境变化与亚洲季风演化历史[4, 11]，并对这一区域史前人类与环境相互作用开展了深入研究[9-10, 12-14].但由于代用指标环境指示意义的差异，不同指标重建的气候变化结果往往存在相互抵牾之处[15].譬如，就全新世而言，An等[4]利用青海湖沉积物CaCO3和TOC沉积通量建立了亚洲夏季风指数，随后诸多研究将青海湖TOC作为夏季风降水强度的代用指标而加以运用[5-8]，并一致认为早全新世夏季风强盛、降水较多.基于青海湖沉积物中介形虫壳体的氧同位素[4, 16]、叶蜡氢同位素[17]以及元素地球化学指标[18]等的夏季风重建结果进一步支持了这种观点.但这样的结论与早全新世青藏高原东北缘较低的湖泊水位状态[19-23]以及区域广泛发育的风沙活动事实[24-27]相矛盾.同时该区湖泊沉积物孢粉资料却反映中全新世森林最为发育[11, 28-29]；基于孢粉的降水定量重建结果也显示中全新世降水最多[30-31]；作为河流径流输入的红度指标也揭示出中全新世降水最多[32].在百年尺度乃至冰期—间冰期尺度上，青海湖TOC的变化与其他季风指标也不乏相悖之处.因此，非常有必要对湖泊沉积物TOC能否或者在何种时间尺度上作为亚洲夏季风指标开展讨论.本文通过梳理青海湖沉积物过去千年、全新世以及冰期—间冰期时间尺度上的TOC变化特征，探讨其在不同时间尺度上对气候环境变化指示的敏感性与有效性，并辨识其是否可以作为亚洲季风降水变化的有效指标.
1 青海湖及环境变化研究概况青海湖位于青藏高原东北缘，是中国最大的咸水湖(盐度14.2 g/L，pH为9.1)，湖泊面积4260 km2，流域面积29660 km2[8].湖面高程3194 m，湖泊平均水深21 m，最大水深约27 m[6](图 1b).湖区处于亚洲夏季风和西风共同影响区域；季节性温度差异较大，年平均气温约为-0.7℃[6]；年平均降水量可达370 mm，且季节分配不均，夏季降水占全年降水的65%左右[4].现代水汽示踪表明青海湖流域的水汽主要来自于东南部水汽、南部水汽以及西北部水汽[17](图 1a)，其中以东南部水汽为主导(图 1c).古气候研究表明该区域降水主要受到东亚季风的控制[11, 33-34].
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图 1 研究区现代气候状况及青海湖钻孔位置示意图 (a：青海湖流域现代水汽来源示意图(修改自文献[17]，白底黑色圆圈代表青海湖); b：青海湖水深及钻孔位置分布图(底图引自文献[6]，图中A为QH85-14B; B为QH85-16A; C为QH-2000; D为QH-2005; E为LQDP05-1F; F为QH07; G为QH-2011; H为2C; 1为QING-3; 2为QING-5; 3为QING-7/8; 4为QING-11; 5为QH00A; 6为QH0407-C-1/2); c：青海湖逐月平均温度(1976—2007年)[4]、降水以及不同来源水汽所占比例[6]示意图(修改自文献[17])) Fig.1 Modern climate of the study area and locations of sedimentary cores from Lake Qinghai (a. Modern precipitation sources for the Lake Qinghai catchment (a is modified from reference [17]; Black circle with white background in a represents Lake Qinghai); b. Isobath of Lake Qinghai and locations of drilled cores (b is modified from reference [6]; A: QH85-14B; B: QH85-16A; C: QH-2000; D: QH-2005; E: LQDP05-1F; F: QH07; G: QH-2011; H: 2C; 1: QING-3; 2: QING-5; 3: QING-7/8; 4: QING-11; 5: QH00A; 6: QH0407-C-1/2); c. Amount of monthly temperature (1976-2007) [4] and precipitation [6] that falls at Lake Qinghai as a result of the three trajectories shown in a (c is modified from reference [17])) |
青海湖一直是国际国内环境变化研究的焦点.从20世纪初开始的湖区湖泊水文地质调查，再到20世纪中叶以来尤其是1980s之后基于钻孔的环境变化研究，特别是国际大陆科学钻探计划实施以来，已在青海湖获取了诸多钻孔，开展了系统的环境变化研究.长时间序列钻孔包括QH85-14A/B/C[28, 35]、QH1[36]、QH-2000[11]、QH-2005[37]、LQDP05-1F[4]、QH07[6]、QH-2011[22]和2C[38]等.同时也获取了一系列过去千年尺度的短钻孔，比如QING-1/3/6/10[39-40]、QHN3/01[33]、QH0407-C-1/2[34, 41-42]和QH00A[1-2](图 1b).基于这些钻孔，大量关于不同时间尺度环境变化的研究成果相继发表[1-2, 4-8, 11, 15-18, 21-23, 32-42].
2 青海湖沉积物不同时间尺度TOC变化 2.1 过去千年青海湖沉积物有机质和TOC变化及其控制因素大量研究表明，湖泊沉积物在550℃条件下的质量损失量可以衡量有机质的含量[43-44].从青海湖6个钻孔的有机质和TOC随深度变化的结果(图 2a~f)可以看出，这些钻孔的有机质和TOC表现出相似的周期性变化特征，这不仅表明有机质含量波动可以代表TOC含量变化，也说明青海湖湖盆的不同水深区岩芯具有很好的对比性.沈吉等[1]和张恩楼等[2]对钻孔QH00A的研究显示，过去千年青海湖沉积物TOC存在数次周期性波动(图 2f)，揭示出青海湖区域冷湿—暖干交替的气候组合类型，TOC的高值对应暖期，低值对应冷期；通常在暖湿气候时期，湖泊内水生生物及藻类发育，并且流域内植被茂盛，因此沉积物中含有较高的有机质.对于地处寒冷气候区的青海湖而言，气温可能是影响生物量的主要因素，因此TOC在一定程度上反映了温度的变化[2].
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图 2 过去千年青海湖沉积物有机质和TOC含量变化与区域温度降水对比 (a~e：有机质含量[40]；f：TOC含量[1]；g：青藏高原温度波动[49]；h：树轮重建的青藏高原东北部降水[53]；i：西宁旱涝指数[34]；a~f：深度；g~i：年代) Fig.2 Variation of organic matter and TOC contents during the past millennium recorded in Lake Qinghai and its relationship with regional temperature and precipitation (a-e: organic matter content[40]; f: TOC content[1]; g: Reconstructed area-weighted temperature anomalies on the Tibetan Plateau[49]; h: Reconstructed precipitation in the northeastern Tibetan Plateau from tree rings [53]; i: Drought/Flood (D/F) index of Xining[34]; a-f: depth; g-i: age) |
近30年来，随着青藏高原持续变暖，遥感观测显示高原生长季植被活动呈持续增强趋势[45].就青海湖流域而言，陈晓光等[46]使用1981—2003年月归一化植被指数，计算了青海湖地区植被覆盖度，发现22年以来增加了14%.青海湖周边的天峻、刚察、共和以及茶卡4个气象站1958—1998年的气象资料表明，青海湖地区降水年际变化较大，但无明显的长期趋势，而该地区的年平均气温却明显升高[47].这说明在全球变暖的背景下，青海湖流域陆地植被生产力提高.伴随着全球变暖和流域人类活动的加剧，青海湖水体营养水平也相应提高. 2012年的水质情况相较于1960s表现为水体NH4+、NO3-、总磷、总氮浓度的升高[48]，这些营养物质的供应势必增强湖泊的生产力，同时水体增大的化学需氧量和降低的透明度也间接说明了这点.另外，C/N比值表明最近几十年的沉积物中有机质主要来源于湖泊自生植物[48].不同短钻揭示的青海湖沉积物TOC变化具有较好的可对比性(图 2)，其近几十年以来均表现出增加趋势[1-2, 34, 39-40]，这恰恰说明了温度增高导致的陆源和水生有机质供给量增加.因此，温度的升高可能是导致过去几十年青海湖沉积物有机质含量增加的主导因素.
张家武[39]的研究结果显示，青海湖沉积物过去千年有机质含量与CaCO3的周期性变化呈显著负相关. An等[4]认为青海湖CaCO3的沉积主要受控于水体中的Ca2+含量，而水体中的Ca2+主要受到河流输入量的影响，所以沉积物中CaCO3的含量可以反映区域降水的变化；同时诸多研究也将青海湖TOC作为季风降水指标加以应用[4-8]，认为高TOC含量反映强降水.由此可见这种解释至少在过去千年内的百年时间尺度上二者是相互矛盾的.如果认为过去千年里CaCO3含量在百年时间尺度上的波动可以反映降水的变化，那么与之呈相反变化趋势的TOC势必受到非降水因素的制约.
通过对比基于树轮等重建的青藏高原过去2000年的暖季温度记录[49](图 2g)，同时结合青藏高原北部库赛湖的纹层厚度重建的过去1600年夏季温度变化[50]，可以发现周期性的温度波动可能是高原，特别是高原北部的共同特性[7, 50-52]，而且这种周期性的温度波动与青海湖有机质或TOC含量的变化具有相似性.此外，对比青藏高原东北部的降水记录[53]，以及能够反映区域干湿变化的西宁洪涝指数[34]可以发现，降水除了与温度表现出相似的变化趋势之外，更存在强烈的年代际波动.考虑到青海湖顶部沉积物过去近千年有限的埋藏后还原成岩作用，其TOC含量主要受到有机质来源总量的控制，进而反映了降水与温度共同影响下流域和湖泊生产力的变化.
2.2 全新世青海湖TOC变化及其与季风降水指标的冲突全新世青海湖数个钻孔的TOC相较于末次冰期均表现出显著的高值，尤其明显的是从晚冰期到全新世表现为突变(图 3a~e).基于TOC和CaCO3的突变特征，Liu等[5]提出了青海湖地区存在气候阈值的概念，并指出可能的地理屏障使得冰期环境季风减弱，进入全新世后季风突然加强.全新世青海湖沉积物TOC在早中全新世表现为高值，并在早全新世表现出较大的波动；而晚全新世除了钻孔QH07稍高之外，其余钻孔均表现为低值.由于钻孔间年代模式的差异，各钻孔TOC的峰值出现时间有所不同.基于TOC沉积通量和CaCO3含量的变化，An等[4]重建了夏季风指数，并结合沉积物介形虫壳体氧同位素的变化，认为早全新世夏季风强盛，中晚全新世季风衰退.因此，青海湖TOC被认为是夏季风变化或者季风降水变化的指标.随后的一些研究均引述这一观点，在早全新世强季风和强降水的前提下探讨了生态环境响应等问题.比如Yang等[8]研究了青海湖沉积物氨氧化古菌基因丰度并讨论了其生态意义.在一定程度上，TOC反演的早全新世夏季风强盛的结论似乎得到了青海湖介形虫壳体氧同位素值(δ18O)和叶蜡氢同位素值等的佐证[4, 16-17].但壳体的δ18O反映了其形成时水体的氧同位素变化，同时也受到温度的影响[54]，也有研究提出受到“水量效应”的控制[55].对于封闭湖泊青海湖而言，其水体氧同位素反映了流域蒸发与降水的比率[35]；在东亚夏季风区，将碳酸盐偏负的氧同位素解释为增强的夏季风强度或者季风降水越来越受到质疑[56-57]，事实上青海湖沉积物氢氧同位素更可能反映了降水氧同位素的变化[17, 33]，将其作为东亚夏季风指标实质上与石笋氧同位素面临着同样的困境[57].
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图 3 末次冰期—全新世青海湖沉积物TOC变化(a[11]、b[8]、c[5]、d[38]、e[5])与温度(f)[7]、降水(g)[30]的对比 (垂直虚线为末次冰期与全新世的分界线) Fig.3 Variation of TOC (a [11, b [8], c [5], d [38], e [5]) during the last glacial to the Holocene recorded in Lake Qinghai and its relationship with temperature (f)[7] and precipitation (g)[30] (The vertical dashed line is the boundary between the last glacial and the Holocene) |
对青藏高原东北缘树木年轮的研究显示，降水是树木生长的主要限制因子[53, 58].青海湖QH-2000钻孔的孢粉组合资料显示，木本花粉在末次冰期浓度波动较大，全新世开始木本花粉浓度增大，至中全新世木本花粉浓度和含量均达到最高，晚全新世以来降低[11]；与青海湖仅一山之隔的达连海沉积物木本花粉含量也表现出相似的变化趋势[29].基于青海湖孢粉资料的降水定量重建结果也显示中全新世降水最高[30] (图 3g).另外，青海湖沉积物的红度反映了沉积物中赤铁矿的含量，进而指示了流域河流输入量的变化，从而可以指示降水[32]. QH-2000和QH-2005钻孔的红度指标均表现出中全新世的高值，指示中全新世降水最多[32, 37].湖泊水位波动是气候变化的结果. Yu[59]基于青海湖沉积物沉积相和水生植物分布绘制出青海湖全新世以来的水位变化模式，这与Lister等[35]的重建结果极为相似；Liu等[21]的研究表明青海湖现代沉积物有机质碳同位素变化受到水深的影响，并基于此重建了青海湖全新世水位变化历史；Wang等[22]认为青海湖沉积物生物标志化合物Thaum古菌浓度也可以反映水深变化；Liu等[23]对青海湖高湖岸沉积相辨识划分之后开展了系统的OSL年代学研究，揭示了高湖岸形成的年代.以上这些水位重建结果和高湖岸年代学研究均显示出早全新世没有高水位，青海湖最高水位主要出现在中全新世.虽然湖泊水位变化是降水与蒸发平衡的结果，但若认为早全新世青海湖较低的湖泊水位是由强烈蒸发所致，这样的归因仍与早全新世偏负的介形虫氧同位素相矛盾.另外，对青藏高原东北缘共和盆地、青海湖周边以及柴达木盆地东部的风沙剖面的研究显示，早全新世该区风沙活动强烈[25-27, 60]，这除了与植被的发育、沙源的充足供应有关之外，很可能指示了相对干旱的区域环境.以上诸多研究表明青海湖流域乃至青藏高原东北缘早全新世相对干旱，降水较少，而最强降水出现在中全新世.
现代水汽示踪表明，南部来的水汽仅占青海湖流域植物生长季降水的16%，而绝大多数降水来自青海湖东部的局地水汽[17]，这一区域包括了整个黄土高原以及毗邻区域，其降水主要受到东亚季风的控制[61-62]. Xu等[34]基于青海湖有机碳同位素、C/N等指标重建了过去500年降水变化，并指出在年际—年代际时间尺度上，青海湖区域的水汽来源受到东亚季风的控制，而非印度季风.而且在过去500年内的年际、年代际时间尺度上，青海湖附近的西宁市旱涝指数与东亚季风控制区的华北旱涝指数变化一致[34]，这进一步说明了东亚夏季风对该区降水具有重要的贡献.来自于黄土高原上的267个古土壤发育年代数据的频率分布分析结果显示，8.6~3.2 ka黄土高原古土壤普遍发育，指示了这一时期黄土高原降水最多[63].中国北方岱海沉积记录[64]、洛川榆林黄土剖面[65]以及关中盆地黄土剖面基于环境磁学指标重建的夏季风降水历史[66]均反映出，全新世东亚夏季风最强盛时段出现在距今约8 ka后的中全新世.基于山西宁武公海沉积物孢粉资料重建的全新世华北地区降水显示，早全新世东亚夏季风持续增强，7.8~5.3 ka夏季风最强盛；5 ka以来持续减弱，尤其是3 ka以来快速减弱[67].这些地质记录一致表明，东亚季风在中全新世达到鼎盛时期.
由此可见，全新世青海湖沉积物TOC的变化与区域降水变化并非完全一致：早全新世青海湖区域降水较少而TOC含量整体较高，但中晚全新世二者表现出较高的一致性.因此，将青海湖沉积物TOC解释为夏季风强度或者季风降水的结论是值得商榷的.青海湖QH-2000钻孔沉积物的C/N比值大部分小于10[11]，指示了青海湖沉积物有机质的供应主要来自湖泊自生水生植物[68]；另外Liu等[21]对现代沉积物研究发现水生植物类型显著影响了沉积物有机质碳同位素的组成，因此可以推断，青海湖水生植物是沉积物有机质的主要来源，全新世青海湖TOC的变化反映了湖泊自生生产力的变化.另一方面，湖泊沉积物TOC除了受到湖泊的初始生产力和流域有机质输入的影响外，也受到有机质保存能力的制约.不可否认青海湖沉积物在沉积之后存在还原成岩作用，比如在青海湖晚更新世的沉积物中检测到了与硫酸盐还原作用密切相关的胶黄铁矿[69].青海湖顶部大约5 m的全新世沉积物由深灰色—浅棕色湖相粉砂质黏土或者具有水平层理的黏土组成[4]，而且其磁化率表现为低值且没有像冰期那样的剧烈波动[69]，并与Fe含量的变化趋势一致[6]，这除了与有机质和碳酸盐等的稀释作用导致的沉积物中较低的磁性矿物浓度有关外，也反映了全新世相对稳定的沉积环境和有限的后期磁性矿物改造作用，进而揭示了较低的有机质分解程度.此外，沉积物中TOC含量也受到沉积物颗粒大小以及沉积模式的影响[70]，因此在可靠年代控制下的有机质沉积通量变化往往更能有效地反映TOC的变化[68]. An等[4]计算的青海湖TOC的沉积通量变化与TOC含量变化具有一致的趋势，这说明稀释效应对全新世青海湖TOC的影响不大.最新的一项基于青海湖生物标志化合物长链烯酮的夏季温度重建结果显示(图 3f)，早全新世温度波动较大[7]，这正好对应于TOC的显著波动.同时就整个全新世而言，TOC的波动与重建温度的变化也具有较好的相关性.因此温度也是控制青海湖TOC变化的重要影响因素.
综上，青海湖全新世沉积物TOC含量变化不是可靠的亚洲夏季风降水强度变化的指标，而是降水、温度、沉积来源及矿物稀释等众多因素的综合影响结果.因此，将湖泊沉积物TOC含量作为亚洲夏季风的代用指标使用时需要特别谨慎.
2.3 冰期—间冰期青海湖TOC变化及其指示意义在冰期—间冰期时间尺度上，青海湖沉积物TOC表现出显著的差异.末次冰期TOC为低值且波动较小.因此基于TOC以及CaCO3的变化，Liu等[6]认为青海湖区域末次冰期的气候是稳定的.但是孢粉、元素地球化学等资料却显示冰期气候不稳定，也存在一系列千年时间尺度的气候突变事件[11, 18].同时，青藏高原东北缘的其他地质记录均揭示出晚冰期的B-A事件、YD事件等表现显著[30, 71].位于青海湖东南方向的陇西黄土高原的黄土记录也显示，这一区域在末次冰期夏季风和降水存在显著的千年时间尺度的波动[61-62, 72].当然，在冰期—间冰期尺度上，间冰期夏季风强盛，同时增加的温度和降水会导致流域生产量的增加，进而湖泊陆源有机质的输入量会伴随径流输入量的增大而增加；同时相对暖湿的环境增加了湖泊营养物质的供应，从而也使得湖泊生产力有所增高，因此陆源和水体生产力的增高会导致湖泊沉积物有机质含量的增大；在冰期则相反；这种情形不论在季风区的湖泊还是我国受西风环流控制的内陆干旱区湖泊记录均是如此.在季风区湖泊中，冰期—间冰期尺度上将TOC作为夏季风指标尽管不准确，但指示的夏季风在轨道尺度的变化不会有大的问题，例如利用青海湖[4-6]或者云南鹤庆盆地[3]湖泊沉积物TOC指标重建的间冰期夏季风强盛和冰期夏季风微弱的变化模式，但这并不能说明TOC可以作为亚洲夏季风的可靠指标，TOC记录也仅可能反映出冰期—间冰期尺度的大幅度季风变化而未能很好地刻画出冰期内部弱季风的波动.
3 结论本文以青海湖研究为例，讨论了不同时间尺度上其沉积物TOC的变化以及可能的控制因素.结果显示，过去千年青海湖不同位置钻孔的TOC和有机质表现出一致的变化趋势，以百年尺度周期性旋回为主，受到降水与温度的共同影响.通过对比区域基于孢粉的降水定量重建结果、湿度状况以及基于生物标志化合物重建的夏季温度变化等，发现全新世青海湖沉积物TOC的整体变化与区域降水不完全一致，主要体现在早全新世青海湖区域降水较少而TOC含量整体较高，故将其解释为夏季风强度或者季风降水的结论需谨慎对待.在冰期环境青海湖TOC含量较低且波动较小，没有记录到千年时间尺度气候事件.冰期—间冰期时间尺度上青海湖沉积物TOC的巨大差异突显了冰期和间冰期降水与温度的巨大变幅.因此，不同时间尺度下，青海湖湖泊沉积物TOC对气候变化的敏感性不同，其沉积物TOC的变化是多个因素共同作用的综合表征，不能笼统而简单地将其作为季风降水强度的指标.
致谢: 感谢兰州大学张家武教授的宝贵意见！
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