2022, Vol. 34 
(2: 中国地质大学(武汉)地理与信息工程学院，流域关键带演化湖北省重点实验室，武汉 430074)
(3: 云南大学资源环境与地球科学学院，高原湖泊生态与污染治理研究院，昆明 650504)
(2: Hubei Key Laboratory of Critical Zone Evolution, School of Geography and Information Engineering, China University of Geosciences, Wuhan 430074, P.R.China)
(3: Institute for Ecological Research and Pollution Control of Plateau Lakes, School of Ecology and Environmental Science, Yunnan University, Kunming 650504, P.R.China)
新生代以来伴随着青藏高原的不断隆升，与其相邻的云贵高原地区发育了众多的构造断陷湖泊[1]. 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，因而产生了沉积连续、沉积速率较大且对区域环境变化响应尤为敏感的沉积物，在重建各种时间尺度的环境演化序列上具有其他沉积载体无法替代的优势[2]，使它成为揭示湖区古气候和环境变化的指示器[3]. 西南季风作为亚洲季风环流系统的重要组成部分，其强弱进退不仅影响着云贵高原大气环流的水汽输送、能量传输和季节降水，同时也使得生态环境对其产生敏感快速的响应. 目前在该区域已经开展了不同湖泊沉积物的孢粉、硅藻、元素地球化学和生物地球化学等方面的工作，很好地揭示了全新世以来西南季风演化和山地植被的演替过程[4-11]以及中晚全新世以来的气候突变事件[5-6, 12-13]和人类活动[14-16]. 然而，由于指标差异、年代误差和人类活动的扰动，我国西南季风影响区内不同湖泊环境对于气候突变事件的响应程度各不相同，需要更多可靠的重建记录来深入探究.
本研究以云贵高原地区深水湖泊抚仙湖沉积物为研究对象，通过分析沉积物中正构烷烃、色度、总有机碳等环境指标数据，重建了过去5000年以来抚仙湖水位变化、生物来源变化特征和快速气候突变事件，并初步探究其可能的驱动原因.
1 研究区域概况抚仙湖(24°21′~24°38′N，102°49′~102°57′E)位于云南省玉溪市，海拔1722.5 m，水域面积212 km2，东西宽约6.7 km，南北长31.5 km，呈“倒葫芦状”；平均水深95.2 m，最深处可达158.9 m，是我国最大的深水寡营养淡水湖泊之一，水资源储存量占全国淡水总量的9.2 % [17-18]. 目前，抚仙湖沿岸只有尖山大河、梁王河、东大河和牛魔大河等几条稳定的入湖河流. 抚仙湖位于我国的西南季风区，属于亚热带高原半湿润季风气候. 全年平均气温15.5℃，1月平均气温3.8℃，7月平均气温20.5℃，年平均降水量为879.1 mm，5月下旬至10月为雨季[19]. 流域内土壤以红壤为主，棕壤次之，土壤随海拔分异明显. 流域植被存在自然植被和人工植被2种类型. 在自然植被中，云南松分布在海拔较低的区域，华山松分布于海拔相对较高的区域，灌草丛相间分布于其中；在人工植被中，存在水田栽培植被、旱作植被、经济林等. 抚仙湖属于断陷湖泊，主断裂带沿东北至西南方向, 湖的南、北两岸各形成冲积性平缓岸带；而在东、西两岸，浪蚀作用导致湖岸峭壁直逼湖边；抚仙湖大部分的湖岸为陡峭的岩石，水面基本无自然生长的大型挺水植物分布，以沉水植物为主[20]. 优势种为黑藻(Hydrilla verticillata)、轮叶狐尾藻(Myriophyllum verticillatum)、篦齿眼子菜(Potamogeton pectinatus)、金鱼藻(Ceratophyllum demer)和苦草(Vallisneria natans).
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图 1 抚仙湖采样点示意 Fig.1 Distribution of sampling sites in Lake Fuxian |
2013年8月，在抚仙湖西南侧水深约85 m处使用UWITEC平台钻取校正长度为245 cm的FXH-6岩芯(位置见图 1)，运回实验室后以1 cm间隔分样、冷冻干燥保存. 2016年7月分别在抚仙湖流域采集了19个土壤样品(图 1)；自抚仙湖东岸沿水深梯度变化采集不同水深处的5个湖泊表层沉积物样品(图 1)；随机重复采集7种典型沉水植物，包括丝藻(Ulothrix sp.)、穗状狐尾藻(Myriophyllum spicatum)、金鱼藻(Ceratophyllum demersum)、轮藻(Chara sp.)、丝叶眼子菜(Potamogeton filiformis)、光叶眼子菜(P. lucens)和苦草(Vallisneria spiralis)；同时在钻孔位置附近水深85 m和100 m处用采水器采集两个水柱垂直剖面水样(20 L，10 m间隔，共20个)，现场用预先灼烧过的0.7 μm的GF/C Whatman玻璃纤维滤膜过滤水样得到悬浮颗粒物(suspended particulate matter, SPM)样品.
2.2 样品处理和测定正构烷烃前处理和测定在中国地质大学(武汉)生物地质与环境地质国家重点实验室完成，具体实验步骤如下：选取研磨至约180 μm以下样品放入离心管内，用二氯甲烷∶甲醇(体积比为9 ∶1)混合溶剂对样品进行超声萃取，得到的萃取液放在旋转蒸发仪进行浓缩；后将浓缩后的萃取液转移至细胞瓶中晾干；样品有机提取液用层析柱进行组分分离. 正己烷淋洗分离得到烷烃组分. 利用气相色谱与质谱联用仪(GC-MS)对正构烷烃进行测定. GC-MS分析条件：气相色谱型号为HP6890，质谱仪型号为HP5973；色谱柱为HP-5MS石英毛细管柱(30 m×0.25 mm×0.25 μm)；载气为氦气；进样口温度300℃；进样量1 μL；升温过程：初始温度为70℃，升温速率3℃/min；终温300℃，终温恒温持续20 min；质谱条件：电子轰击源，电离能量70 eV；GC与MS接口温度为280℃[21].
色度测定使用日本柯尼卡美能达公司的CR-10土色仪. 将碾磨均匀(用孔径为0.15 mm过筛)的沉积物样品置于50℃的恒温箱烘干，在室温下取5 g放于白色参照色板上，压实和压平后，随机取3个区域用土色仪进行测量，最终获得样品色度参数的平均值.
3 研究结果 3.1 年代测定FXH-6钻孔的年代测定由BETA实验室采用AMS14C测年获得[22](表 1). 测年样品分别为岩芯柱3、56、99、149、203和244 cm处的6个全有机沉积物样品；表层3 cm处接近现代碳水平，因此认为抚仙湖没有碳库效应. 年代校正使用intcal20校正[23]，年代深度模型使用Bacon2.2建立[24]，得到FXH-6钻孔的年代框架(图 2). FXH-6沉积钻孔的岩性特征表现出明显的3个阶段：阶段Ⅰ(5000—2300 cal a BP)，沉积物呈现灰棕色粉砂质黏土；阶段Ⅱ(2300—2000 cal a BP)，沉积物为红棕色粉砂质黏土；阶段Ⅲ(2000 cal a BP至今)，沉积物为砖红色粉砂质黏土.
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表 1 抚仙湖FXH-6钻孔AMS 14C测年结果[22] Tab. 1 AMS 14C radiocarbon dates for core FXH-6 in Lake Fuxian |
Ficken等[25]提出Paq指数能够反映出湖泊沉积物有机质中陆源与内源输入的相对变化；Paq＞0.4，有机质主要由沉水、漂浮植物输入，0.1 < Paq < 0.4，有机质主要由挺水植物输入，Paq＜0.1，有机质主要由陆源高等植物输入. 土壤作为一个陆源有机质的库，所有现代陆源高等植物的有机质最终会归一化到土壤中，所以本文使用土壤中正构烷烃间接指代陆源高等植物的正构烷烃. 抚仙湖流域表土、湖泊中沉水植物、悬浮颗粒物和湖泊表层沉积物的正构烷烃分布特征及Paq结果如图 3所示. 其中，表土(图 3a)呈现以长链正构烷烃n-C31为优势峰的单峰分布，奇偶优势明显；Paq值为0.07. 抚仙湖水生植物由于受到构造断陷湖泊湖岸陡深的影响，使得沉水植物生长占据优势，7种沉水植物平均的正构烷烃分布(图 3b)呈现出以n-C23为优势峰的单峰分布模式，奇偶优势明显；Paq值为0.92. 抚仙湖悬浮颗粒物(SPM, 图 3c)以长链正构烷烃n-C27和n-C29为优势峰，奇偶优势较弱，Paq值为0.41. 湖泊表层沉积物(图 3d)呈现出以短链正构烷烃n-C17和长链正构烷烃n-C31为优势峰的双峰分布模式，且n-C17的相对丰度远大于n-C31；短链正构烷烃部分(n-C17~n-C21)的奇偶优势不明显，中长链正构烷烃部分(n-C23~n-C33)具有明显的奇偶优势；Paq值为0.38.
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图 3 抚仙湖流域表层土壤(a)、沉水植物(b)、水柱悬浮颗粒物(c)、湖泊表层沉积物(d)的正构烷烃分布特征(Paq =(n-C23+n-C25)/(n-C23+n-C25+n-C29+n-C31)) Fig.3 Distribution patterns of n-alkanes in catchment soils (a), submerged plants (b), suspended particulate matter in water columns (c) and lake surface sediments (d) in Lake Fuxian (Paq =(n-C23+n-C25)/(n-C23+n-C25+n-C29+n-C31)) |
钻孔FXH-6沉积物中正构烷烃的分布模式如图 4所示，总体上，抚仙湖FXH-6沉积柱与表层沉积物中正构烷烃的分布模式相似，短链部分(图 4a)始终以n-C17为优势峰，无明显的奇偶优势；中长链部分(图 4b)呈现典型的双峰分布模式，奇偶优势明显. 随着沉积物岩性的动态变化，中长链正构烷烃的优势峰也相应发生改变：阶段Ⅰ，以n-C23和n-C29为优势峰，Paq平均值为0.50；阶段Ⅱ，也是以n-C23和n-C29为优势峰，Paq平均值为0.49，与阶段Ⅰ的结果较相似；阶段Ⅲ则明显不同，中长链正构烷烃的双峰优势除了n-C23以外，n-C31和n-C29的相对丰度均较高，且高于n-C23的相对丰度，Paq平均值为0.38.
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图 4 抚仙湖沉积物FXH-6孔正构烷烃在不同阶段的含量分布模式(a列为完整的正构烷烃分布模式；b列为中长链正构烷烃(≥n-C23) 分布模式；阶段Ⅰ为5000—2300 cal a BP，阶段Ⅱ为2300—2000 cal a BP，阶段Ⅲ为2000 cal a BP至今) Fig.4 Distribution patterns of n-alkanes content in sediments of Lake Fuxian at 3 stages (Column a: Complete distribution patterns of n-alkanes for 3 stages; Column b: Distribution patterns of medium and long chain n-alkanes (≥n-C23) for 3 stages; stage Ⅰ: 5000-2300 cal a BP, stage Ⅱ: 2300-2000 cal a BP, stage Ⅲ: 2000 cal a BP to the present) |
沉积物色度指示沉积物的颜色变化，其主要利用由亮度(L*)、红度(a*)、黄度(b*)组成的CIE表色系统来描述沉积物色度的变化. L*是描述沉积物明暗程度，L*值在0 (黑)~100 (白) 范围内变化，L*值与沉积物湿度、碳酸盐含量变化有关，L*值高，表明气候寒冷干燥，碳酸盐含量高[26-27]. a*值一般在-60(绿)~+60(红) 范围内变化. 通常a*值与含Fe2+、Fe3+矿物及碳酸镁含量有关，与气温呈正相关关系[28-29]. b*在-60(蓝)~+60(黄)范围内变化，b*值受到不同价态铁离子的氢氧化合物含量影响，常与湖泊水位和湿度变化有关，进一步反映湖泊沉积氧化－还原环境；b*值高，湖泊沉积处于氧化环境，水位低；b*值低，湖泊沉积处于还原环境，水位高[30-33]. 抚仙湖FXH-6孔沉积物颜色变化明显，其色度a*、b*、L*值结果如图 5所示. 总体上，a*、b*值变化趋势一致，呈明显上升趋势，L*变化与a*、b*值变化趋势相反，呈逐渐下降趋势. 阶段Ⅰ，a*、b*值呈低值，L*值为高值，都较为稳定；阶段Ⅱ，a*、b*值迅速上升至高值，而L*值迅速降低；阶段Ⅲ，a*、b*值呈高值，L*值为低值，a*、b*值在高值范围内波动上升，L*值在低值内频繁波动.
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图 5 抚仙湖FXH-6孔色度a*、b*、L*指标变化特征 Fig.5 Variation characteristics of chromaticity parameters a*(redness), b*(saturation) and L*(brightness) in core FXH-6 from Lake Fuxian |
由现代样品(图 3)和FXH-6沉积钻孔(图 4)的正构烷烃分布结果可知，抚仙湖表层沉积物和钻孔沉积物都具有极高的n-C17相对丰度，而流域表层土壤、水体悬浮颗粒物、沉水植物的正构烷烃的n-C17相对丰度接近于零. 说明陆源土壤、内源水生大型植物、浮游植物均不是沉积物中正构烷烃n-C17的主要贡献者. 虽然，沉积物中短链正构烷烃n-C17也有可能受到石油烃类污染，但是，一般出现石油烃类污染的沉积物会具有两大特征：一是表层更易检测出石油烃类污染；二是它多集中于石油开采区、渡船较为频繁的水域[34-36]. 抚仙湖FXH-6孔在整个中晚全新世阶段持续出现以n-C17为优势峰的分布模式，在此时期内抚仙湖流域并未有油气船舶大规模使用现象；可排除石油烃类污染是抚仙湖沉积物短链正构烷烃n-C17的来源. 另一方面，Van Bree等[37]对东非查拉湖现代过程的研究证实短链正构烷烃n-C19主要来源于蓝细菌；此外，Johnson和Calde等[38]发现湖泊沉积界面的微生物降解转化作用可导致正构烷烃分布奇偶优势不明显. 张永东等[39]对抚仙湖近百年沉积物中烷烃的研究发现，高丰度的C2n化合物与支链烷烃可能源于在抚仙湖含氧量低的沉积环境中改造藻类的异养细菌. 说明抚仙湖底部的沉积环境可能存在对初级有机质的降解改造. Li等[40]的研究也指出沉积物在缺氧条件下，仅有短链正构烷烃会被微生物降解大量产生，而几乎不降解产生长链正构烷烃. 综合推断，抚仙湖沉积物的短链正构烷烃n-C17组分很有可能是来源于抚仙湖中蓝细菌和低含氧量的沉积界面改造其他有机化合物降解而成.
在排除短链正构烷烃的干扰之后，由现代流域土壤、沉水植物、水柱悬浮颗粒物、湖泊表层沉积物中正构烷烃分布的对比结果(图 3)可知，湖泊表层沉积物(图 3d)中正构烷烃呈现以n-C31和n-C23为优势峰的双峰型分布模式，与流域表层土壤(陆源高等植物)来源(单峰，n-C31相对丰度最高)和沉水植物来源(单峰，n-C23相对丰度最高)的正构烷烃分布特征(图 3a, 3b)一一对应. 虽然湖泊表层沉积物中长链n-C27和n-C29正构烷烃也具有较高的相对丰度. 但以浮游生物为来源的水柱悬浮颗粒物(图 3c)也具有较高丰度的长链正构烷烃单化合物(n-C29、n-C27)，使得沉积物中的n-C27和n-C29正构烷烃来源相对复杂. 而沉积物中n-C31和n-C23正构烷烃的指示来源都相对单一，流域表层土壤(陆源高等植物)和沉水植物都呈现极高的单一优势峰(n-C31和n-C23). 因此，沉积物中正构烷烃单化合物(n-C31、n-C23)可以用来指示抚仙湖中陆源土壤(陆源高等植物)和内源沉水植物输入有机质的情况.
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图 6 抚仙湖1988—2013年水位变化[46]与沉水植物总生物量变化[47]趋势 Fig.6 Trends of water level change[46] and total biomass change of submerged plants[47] from 1988 to 2013 in Lake Fuxian |
研究发现，沉水植物的生物量虽然受到光强、营养盐、底质、水温和悬浮物等多项环境因子的调控[41-44]，但是光照强度是最主要的限制因子[45]. 抚仙湖是断陷而成的贫营养深水湖泊, 湖泊水体内营养物质有限，水体透明度较高，使得沉水植物分布深度相应增加[20]；但是抚仙湖湖岸陡峭，湖泊水位变化极易对沉水植物分布区域产生影响，又使得沉水植物的分布在一定程度上受限于抚仙湖水位变化. 根据近25年抚仙湖水位变化[46]与沉水植物生物量[43, 47]的正相关关系(图 6) 可知，沉水植物生物量变化可敏感响应抚仙湖水位变化. 由于抚仙湖沉积物中正构烷烃n-C23以及Paq值又指示沉水植物输入量，因此在抚仙湖中，沉积物中的正构烷烃n-C23或Paq值的增加，可间接指示沉水植物生物量的增加以及抚仙湖水位的上升.
4.2 湖泊环境对气候变化和人类活动的响应基于抚仙湖FXH-6孔沉积物Paq值(图 7a)、正构烷烃n-C23和n-C31浓度(图 7c) 及其相对丰度比值(图 7b)、总氮(TN)[22](图 7d)、总有机碳(TOC)[22](图 7e)、色度a*和b*(图 7f，7g)与FXH-1孔沉积物中禾本科植物孢粉通量指标[7](图 7h) 的对比分析，抚仙湖湖泊环境近5000年以来的重建结果如下：
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图 7 抚仙湖FXH-6孔正构烷烃Paq指数(a)、n-C23/n-C31相对丰度比值(b)、n-C23和n-C31含量(c)、TN[22](d)、TOC[22](e)、色度a*(f)和b*(g)与抚仙湖FXH-1孔禾本科植物孢粉通量[7](h)变化对比分析 Fig.7 Comparison of Paq index(a), n-C23/n-C31 relative abundance ratio(b), n-C23 and n-C31 content (c), TN (total nitrogen) content[22] (d), TOC (total organic carbon content[22]) (e), chromaticity parameters a* (f) and b*(g) from core FXH-6 with Poaceae pollen influx[7] from core FXH-1 in Lake Fuxian (h) |
阶段Ⅰ(5000—2300 cal a BP)，Paq值在大于0.4的范围波动，平均值为0.5，处于整个岩芯的高值阶段；平均碳链长度ACL的平均值为28.6，正构烷烃单化合物n-C23含量明显高于n-C31含量，使得n-C23/n-C31比值均大于1，也处于整个岩芯的高值阶段，且具有与Paq一致的变化趋势. 同时，TN、TOC含量也稳定在整个沉积物钻孔的高值阶段，说明水生内源植物对抚仙湖沉积物中有机质的贡献明显高于陆源植物. 由于现代数据证明，高生物量的内源沉水植物指示抚仙湖的高水位环境，所以，正构烷烃的各指标都反映了阶段Ⅰ的抚仙湖高水位湖泊环境. 另外，色度指标a*、b*的相对低值也指示湖泊在该阶段处于还原态的沉积环境，指示抚仙湖水位相对较高，与正构烷烃指标的指示意义相吻合. 禾本科植物孢粉通量非常保持在低值则说明该阶段人类活动影响微弱.
阶段Ⅱ(2300—2000 cal a BP)，FXH-6孔的各有机和无机指标都呈现锐增或锐减趋势，包括稳定碳同位素结果[22]，说明抚仙湖沉积环境发生快速变化. TN、TOC含量分别减少了约0.2 % 和3 %，表明湖泊沉积物中的有机质含量在迅速减少. Paq值从0.6降至0.4左右，平均值为0.49，ACL平均值为28.7，正构烷烃n-C23的绝对含量(图 7c)从约3 μg/g减少至0.8 μg/g，远高于陆源输入植物(n-C31) 的降幅(约1 μg/g)，显示内源输入的沉水植物降幅最大. 内源沉水植物输入的锐减间接指示抚仙湖水位的快速下降. 同时，色度a*、b*值快速增加，也意味着水位迅速降低，湖泊沉积环境由还原态向氧化态过渡. 当然，各指标的快速变化，尤其是TOC指标的快速减少，可能也与水位快速变化期湖泊分层不稳定有关. 湖泊水位的快速变化扰乱了湖底沉积环境的氧化条件，从而使得湖泊内源生物的类型和生物量相应改变，进而影响TOC的来源和保存条件. 另外，禾本科植物孢粉通量缓慢增加则说明与农业活动相关的人类扰动在这一时期初步开始影响流域土壤侵蚀.
阶段Ⅲ(2000 cal a BP至近现代)，Paq值基本都在小于0.4的范围波动，平均值为0.38；指示内源水生植物输入比例明显下降. ACL平均值为29.3，明显高于阶段Ⅰ的28.6，长链正构烷烃平均链长的增加也间接指示了陆源植物输入比例增加. 除近现代样点以外，n-C23/n-C31比值在该阶段均小于1，正构烷烃n-C23含量相对阶段Ⅰ明显减少，n-C31含量相对阶段Ⅰ变幅不大. 所以，TN、TOC在该阶段始终保持低值的原因可能与n-C23指示的内源沉水植物明显减少有关；与此同时，陆源植物的输入量实际上并没有显著变化. 结合Paq值和n-C23/n-C31比值所反映的抚仙湖沉水植物与湖泊水位的关系，说明该阶段抚仙湖呈相对低水位. 色度指标a*、b*值均表现为相对高值，指示湖泊在该阶段处于氧化条件的沉积环境，抚仙湖水位相对较低. 另外，禾本科植物的孢粉通量自阶段Ⅱ末期以来呈现大幅度上升(图 7h)，指示该阶段抚仙湖流域内加剧的人类活动扰动. 距抚仙湖不远的滇池[48]、星云湖[49]、洱海[50]沉积物均记录到2000 aBP以来加剧的人类活动. 说明以禾本科植物为主的农业发展，使得地表土壤侵蚀加强，裸露地表增加，进而导致进入湖泊的碎屑物质增加(a*、b*值较高)，陆源有机质减少(TOC较低). 但是伴随着湖泊水位下降导致的内源水生植物输入比例明显下降，使得湖泊沉积物中陆源组分的占比增加(ACL高值).
4.3 区域记录对比将抚仙湖水位变化(图 8a, 8b)记录与西南季风影响区内的泸沽湖brGDGTs重建的年均温[13](图 8c)、星云湖[4]和腾冲青海湖[51]孢粉定量重建的年平均降水量(MAP)记录(图 8d, 8e), 以及洞穴石笋氧同位素记录进行对比，以探究气候变化对湖泊环境的影响历史. 基于星云湖和腾冲青海湖的化石孢粉资料，Chen等[4]与Yang等[51]定量重建了云南过去的年均降水变化，虽然2条记录在高频波动上存在差异，但整体表现出自5000年以来降低的趋势；这种趋势与泸沽湖brGDGTs重建的年均温整体一致[13]，体现了亚洲季风区雨热同期的季风气候特征. 这种季风变化趋势受到了具有准确定年和高分辨率的石笋氧同位素记录的印证[52-54]，虽然石笋氧同位素的环境指示意义目前仍存在争议，特别是在东亚季风区，但印度季风主导的云南地区其依然是降水量变化的有效指标[55]，因此，5000年以来西南地区年平均温(MATT)逐渐降低、年平均降水量(MAP) 逐渐减小，能很好地与本文重建的抚仙湖不断降低的水位变化和降低的湖泊生产力趋势相对应，进一步说明了气候变化是湖泊环境变化的背景.
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图 8 抚仙湖FXH-6孔沉积物正构烷烃n-C23/n-C31比值(a)、色度b*(b)与泸沽湖brGDGTs重建的年均温(c)[13]、星云湖孢粉重建年均降水量(d)[4]、腾冲青海湖孢粉重建年均降水量(e)[51]、Qunf洞(f)[52-53]、董哥洞(g)[54]石笋氧同位素含量及30°N 6月太阳辐射强度(h)[56]对比分析 Fig.8 Comparison of n-alkanes parameters, chromaticity parameter b*, reconstructed annual temperature in Lake Lugu (c)[13], reconstructed annual precipitation in Lake Xingyun (d)[4], reconstructed annual precipitation in Tengchong Lake Qinghai (e)[51], oxygen isotope content of stalagmite in Qunf cave (f)[52-53] and Dongge cave (g)[54], and solar radiation intensity at 30°N in June (h)[56] |
这里需要指出的是，我们重建的抚仙湖湖泊水位变化与基于抚仙湖FXH-B2孔全新世自生碳酸盐重建的结果[57]相反，虽然两孔反映的湖泊环境变化的时间模式对应得非常好. 导致此结果的原因在于如何解释湖泊碳酸盐含量. 但是，如何解释现在还存在着争议，同一湖泊在不同的时间尺度可能有不同的解释[58]; 或同一解释在不同的湖泊有着相反的结果[2, 57]. 我们倾向于碳酸盐含量高低代表由季风强弱也即季风降水多寡导致的湖泊水位的上升和下降的解释. 这种解释的机理是，在旱季和雨季明显的西南季风区，雨季的高降水(季风降水) 不仅给抚仙湖带来了较多的外源碳酸盐碎屑，也带来了大量的Ca2+，而旱季时强烈的湖面蒸发导致内生碳酸盐析出. 高碳酸盐含量与高季风降雨一致在柬埔寨的Kara湖也有发现[59]. 抚仙湖FXH-B2孔全新世自生碳酸盐如果按照此解释来进行，则和我们的结果一致. 但是，如果泸沽湖的碳酸盐含量按照此解释来进行，则早中全新世是低水位，晚全新世是高水位，与目前对全新世季风强度和季风降水的普遍认识相反. 因此，湖泊碳酸盐的解释除了与湖泊所处的气候环境外，可能还与湖泊的大小、水深、外流河流和流域岩性等因素有关，我们需慎重解释湖泊碳酸盐的指代意义.
5 结论1) 抚仙湖沉积物中正构烷烃n-C23和n-C31可以有效指示内源沉水植物和外源陆生植物. 基于此，研究结果表明，5000年以来抚仙湖沉积物逐渐由内源有机质输入为主过渡到内源与陆源有机质混合输入.
2) 抚仙湖沉积物多指标记录表明近5000年以来抚仙湖湖泊环境经历了3个阶段：在5000—2300 cal a BP阶段，沉水植物广泛分布，湖泊水位处于高位；在2300—2000 cal a BP阶段，抚仙湖沉积环境快速变化，内源沉水植物生物量锐减，水位快速下降；自2000 cal a BP以来至今，沉水植物生物量持续减少，湖泊水位保持低水位，同时，人为扰动也影响该阶段陆源植物的输入.
3) 本文重建的抚仙湖不断降低的水位变化和降低的湖泊生产力趋势与5000年以来西南地区的年平均温逐渐降低、年平均降水量逐渐减小趋势相对应，说明区域气候变化是湖泊环境变化的主要驱动力.
致谢: 感谢吴铎研究员对论文修改提出的建设性意见, 作者在此谨致谢忱.
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