2023, Vol. 35 
(2: 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)
(3: 中国科学院大学, 北京 100049)
(4: 中国科学院青藏高原研究所, 青藏高原地球系统与资源环境全国重点实验室, 北京 100101)
(2: College of Earth and Environmental Sciences, MOE Key Laboratory of Western China's Environmental Systems, Lanzhou University, Lanzhou 730000,P.R.China)
(3: University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, P.R.China)
(4: State Key Laboratory of Tibetan Plateau Earth System, Environment and Resources (TPESER), Institute of Tibetan Plateau Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, P.R.China)
印度夏季风(ISM)是全球季风系统的重要组成部分，它将水汽和热量从热带海洋地区输送到亚洲中低纬陆地，进而控制了这些区域的生态环境变化，并显著影响着该区域的社会经济发展。ISM的极端变化往往会造成严重的干旱或洪涝等灾害，从而影响大量人口的生存[1-2]。为了更好地理解印度夏季风的变化规律，有必要了解其在更长的时间尺度上的变化机制。过去的几千年，在人类活动对全球气候系统与自然环境的影响持续加剧的背景下[3-4]，晚全新世成为探究分离气候自然变率与人为驱动影响的重要时间窗口。因此研究晚全新世ISM变化有利于对其在未来的演变进行合理的模拟和预测，从而为解决水资源分配以及应对生态安全和民生等问题提供科学依据[5]。
过去20年，特别是近10年，科学家利用湖泊沉积物等多种地质载体对全新世ISM强度变化进行了重建。例如，位于印度季风影响区域的云南洱海[6]、腾冲青海湖[7]、天才湖[8]、星云湖[9]等湖泊的沉积物的孢粉记录显示，全新世以来云南地区植被类型总体上呈现一致的变化，即早中全新世以木本植物为主，晚全新世草本植物占比增加，代表了印度夏季风强度的减弱。云南高原多个湖泊沉积物的碳酸盐δ18O记录也揭示出在中晚全新世北半球夏季太阳辐射强度整体降低的背景下，ISM强度呈现逐渐减弱的趋势[5, 10-12]。晚全新世印度夏季风持续减弱这一结论也得到了中国西南神奇洞的石笋δ18O记录[13]、青藏高原东南部的树轮δ18O记录[14]等其他气候载体记录的支持。然而，随着研究的推进，Xu等[15]利用云南程海湖岸露头、剖面、古湖岸遗迹与近岸溶洞石笋，重建了程海的水位变化历史并将水位高低作为反映区域降水量变化的指标，发现在晚全新世湖泊呈现高水位状态，指示区域降水增强。因此，印度季风区晚全新世气候变化的整体态势依旧存在争议，这限制了对印度季风区降水变化及其驱动机制的理解。而这一问题的关键症结在于不同研究所选用表征印度夏季风变化的代用指标可能受到了不同方式或强度的人类活动干扰，因为晚全新世云南地区存在以森林砍伐[16-17]、金属冶炼[18-19]、农田开垦[3, 19-20]、水利工程建设[21]等方式为主的强烈人类活动影响。
此外，北半球晚全新世存在着以快速增温/降温为主要特征的百年-数十年尺度的气候波动。其中，2.8 ka事件[22]、黑暗时代冷期(DACP)[23]、中世纪暖期(MWP)[24](也称中世纪气候异常期(MCA))、小冰期(LIA)[25]和现代暖期(CWP)是3000年以来的5次气候变化最为剧烈且影响范围较广的事件[26]。这些百年时间尺度的气候变化事件在印度夏季风影响区域如何体现也是学术界研究的热点问题。Xu等[27]利用云南洱海沉积物的孢粉重建过去3500年以来印度夏季风强度的变化，认为MCA期间相对干旱，LIA与DACP期间较为湿润。Tan等[13]利用我国西南季风区神奇洞石笋δ18O记录重建了青藏高原东南部近2300年来高分辨率的季风降水变化，发现我国西南地区在MCA期间降水呈现相对减少的趋势，LIA期间降水增多，作者进一步与我国华北、西北等地已有的气候记录对比，认为我国的季风气候在不同的历史阶段存在不同的空间格局，历史暖期表现为“南干北湿”的模式，历史冷期表现为“南湿北干”的模式。然而这与传统上认为的MCA期间云南地区降水较多的观点不一致[9]。因此，印度夏季风在晚全新世百年时间尺度上的变化特征仍不清楚，这亦限制了对印度季风在亚轨道时间尺度变化机制的深入理解。
综合来看，选取不受人类活动干扰的沉积连续的湖泊沉积记录开展研究，是探究晚全新世印度夏季风变化趋势及其在百年时间尺度波动特征的关键举措。云南高原地处印度夏季风影响区域，区内湖泊众多，其沉积物为开展过去印度夏季风变化的研究提供了理想的材料，但云南地区低海拔湖泊往往受到人类活动的显著影响。本文以地处ISM影响区、位于横断山区的贡卡湖为研究对象，通过获取湖泊沉积岩芯，在建立可信的晚全新世年代框架的基础上，采用地球化学多指标综合分析的方法，结合沉积相变化，重建了晚全新世贡卡湖水文变化，并探讨其与印度夏季风的联系。
1 研究区概况横断山区位于青藏高原东南部，属于印度夏季风影响的区域。横断山区是由一系列南北走向的平行山脉和澜沧江、金沙江等河谷组成，其南北向的山脉分布与幽深的河谷为季风水汽的北上提供了得天独厚的地理条件[28-29]。由于横断山区的地势差异较大、地貌形态复杂，因此局地温度与降水的垂直变化显著，在一些高山峡谷区，气候带可由山下的热带气候过渡到高山的亚寒带气候[30]。
贡卡湖位于横断山区，行政区划隶属于云南省迪庆藏族自治州德钦县(图 1a)。德钦县气象站1991-2021年的气象监测资料显示，该区年均气温为6.36℃，年均降水量约637 mm。其中7-8月降水量远高于其他月份(图 1b)，约占当地年降水量的40 %。贡卡湖三面环山，一面临澜沧江，湖面为纺锤状，是一处下游被洪积扇阻塞形成的堰塞湖(图 1c)。当下除了放牧之外，区域极少受到其它人类活动的影响，因此基于该湖泊沉积物开展过去气候环境变化研究具有天然优势。贡卡湖湖面海拔3529 m，流域面积约3.5 km2，湖泊面积约0.016 km2。枯水期湖中央水深约为3.5 m，但水位随季节变化波动较为明显，枯水期与丰水期水位差最大可达3 m以上。湖水来源主要为流域降水与上游季节性冰雪融水。当湖泊水位高于下游由砂砾层组成的冲洪积物时，湖水溢出。2020年10月的水质分析结果显示，贡卡湖为碱性湖泊，pH值为8.76，溶解氧含量为75.2 %，电导率为223.9 μS/cm；湖水中富含Ca2+、Mg2+、Na+和SO42-等离子。贡卡湖流域植被垂直带谱特点明显，由湖岸周围较低海拔处的干旱小叶灌丛带逐渐过渡到海拔约4000 m的寒温性针叶林带，流域土壤类型以山地棕壤、暗棕壤为主。
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图 1 研究区概况：(a)贡卡湖地理位置；(b)德钦气象站气候数据(1991-2021年)；(c)贡卡湖照片及岩芯位置；(d)贡卡湖流域 Fig.1 Map of the study area: (a) Location of Lake Gongka; (b) Climate data from the Deqin Meteorological Station during 1991-2021; (c) Photo showing Lake Gongka and the location of the core; (d) The drainage basin of Lake Gongka |
2020年10月，在贡卡湖湖心(28°30′26.38″N，98°54′39.65″E)水深3.45 m处采用Livingston活塞钻通过交叉进深的方式获取四根沉积岩芯，自上而下分别命名为GK20B surface、GK20B D1、GK20B D2、GK20B D3。沉积岩芯质量良好、取样连续，钻孔直抵湖底碎屑基岩。在野外将岩芯密封后带回实验室低温保存。在实验室中将GK20B岩芯沉积物纵向剖开分为两半，一半用于XRF元素扫描，另一半以0.5 cm间隔连续采样后冷冻干燥，用于环境代用指标分析。观察保存完好的岩芯，结合沉积物的颜色标志层以及XRF元素等代用指标变化对岩芯重叠部分进行对接，得到了总长度为204.5 cm的复合记录。
采用荷兰生产的Aavaatech XRF岩芯扫描仪对GK20B钻孔的沉积岩芯进行拍照与扫描。元素扫描前将岩芯在室温静置12 h，以排除水分对检测结果的可能影响。测试前在岩芯表面平整覆盖一层4 μm厚的Ultralene薄膜，以1 mm分辨率在“10 keV、1 mA、15s”的测试条件下获得Al、Si、S、Cl、K、Ca、Ti、Mn和Fe 9种元素的强度；在“30 keV、2 mA、25 s”的测试条件下获得Cu、Zn、Ga、Br、Rb、Sr、Y、Zr、Nb和Pb 10种元素的强度。采用烧失法获得样品有机质(OM)和碳酸盐含量[31]。取0.5 g样品于陶瓷坩埚内，在烘箱中105℃条件下加热10 h去除水分，待冷却后记录其初始质量；再次将坩埚放置于马弗炉内，550℃条件下加热4 h，冷却干燥后坩埚损失的量即为OM质量。将马弗炉设置950℃条件重复上述操作，所得质量损失乘以2.27(CaCO3与CO2的分子质量比)即为碳酸盐的含量。以上实验在兰州大学西部环境教育部重点实验室完成。
以1 cm间隔取0.5 g样品于透水坩埚中，加入足量盐酸在80℃水浴条件下去除样品中的碳酸盐后，用蒸馏水将样品洗至中性。待样品干燥后用玛瑙研钵研磨至约小于0.074 mm，并装入取样瓶中以备测试。使用德国Elementar Analysensysteme GmbH公司生产的型号为varioEL cube的元素分析仪进行总有机碳(TOC)和总氮(TN)的含量测试。测试有机碳同位素(δ13Corg)前，将适量的样品用锡杯紧密包裹好送入Flash EA 1112元素分析仪的自动进样器中，样品在高温下燃烧，并将焚烧时产生的CO2通过毛细管导入Delta Plus气相质谱仪完成测试。样品的前处理与δ13Corg的测试在兰州大学西部环境教育部重点实验室完成，TOC、TN的测试在兰州大学化学化工学院分析测试中心完成。此外，挑选4个陆生植物残体与4个全有机样品进行AMS14C测年，采用酸-碱-酸标准预处理流程[32]，分别在美国贝塔年代学实验室(Beta Analytic Inc.)和兰州大学西部环境教育部重点实验室完成。
3 结果 3.1 贡卡湖沉积物年代框架贡卡湖沉积物的年代结果如表 1所示，其中28.5、71.5、113与204 cm深度处的年代为陆生植物残体AMS14C年代结果。由于陆地植物不受湖泊碳库效应的影响，其年代能够代表较为可靠的沉积时间，可以直接用来构建钻孔年代模型[33]。52、90、145与175 cm处为全有机样品的AMS14C年代结果，由于沉积物中有机质来源的不同，全有机样品的年代结果通常受老碳效应的影响而偏老(图 2a)。因此本研究选用陆生植物残体所测的年代来构建GK20B钻孔的年代-深度框架，以全有机所测年代作为参考，通过不同的定年方法建立可靠的岩芯年龄控制。
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表 1 贡卡湖沉积物AMS14C年代数据* Tab. 1 AMS14C dates from the core GK20B from Lake Gongka |
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图 2 贡卡湖沉积岩芯年代(a)与“深度-年代”模型(b) Fig.2 AMS14C dates (a) and "depth-age" model (b) of the sedimentary core from Lake Gongka |
对两种不同测年材料测得的14C年代，使用树轮校正曲线IntCal20校准后得到日历年代[34]。使用R软件中的Clam包对两种测年材料的年代数据以平滑样条方法分别建立了年代-深度模型(图 2b)[35]。结果显示两条年代-深度曲线表现出相似的年代变化模式，即204.5~113 cm段的沉积速率大于顶部113 cm的沉积速率。此外，贡卡湖沉积物全有机具有偏老的14C年代结果，指示老碳效应的存在。
3.2 贡卡湖沉积物组成与沉积相变化贡卡湖沉积物的岩性变化剧烈，表现为在黑色的沼泽相与灰白色的深湖相之间多次转变，即湖相沉积物与陆相沉积物交替出现。将沉积物中的湖相沉积阶段记为Li，沼泽沉积记为Pi，由沉积物底端向顶部依次编号i=1, 2, 3, …, 13，可将沉积岩芯划分为以下阶段(图 3)：
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图 3 贡卡湖沉积物“岩性-深度-指标”图 Fig.3 Lithostratigraphy and depth-series of multiple environment indexes of sedimentary core from Lake Gongka |
L1段(204.5~175 cm)，灰白色黏土层；P1段(175~168 cm)，黑色的有机质泥炭层，沉积物中含大量植物残体；L2段(168~164 cm)，灰白色黏土层；P2段(164~133 cm)，黑色的有机质泥炭层，含大量植物残体；L3段(133~129 cm)，灰白色黏土层；P3段(129~118 cm)，沉积物主要为深层理状有机质，包含大量植物残体；P4段(118~110 cm)，棕色层理状有机质层；L4段(110~104 cm)，灰白色黏土层；P5段(104~95 cm)，深棕色层状有机质层；L5段(95~91 cm)，浅棕色有机质层；P6段(91-89 cm)，黑色有机质泥炭层；L6段(89~85 cm)，灰白色黏土层；P7段(85~80 cm)，黑色有机质泥炭层；P8段(80~68 cm)，深棕色有机质层，含有少量植物残体；L7段(68~48 cm)，浅棕色有机质层；P9段(48~36 cm)，深棕色有机质层，沉积物中夹茎、杆等植物残体与大量炭屑；P10段(36~28 cm)，黑色有机质泥炭层，含有茎、杆等植物残体与大量炭屑；P11段(28~21 cm)，棕色有机质层，夹水生植物残体；P12段(21~16 cm)，深棕色有机质层，夹水生植物残体；P13段(16~0 cm)，棕色有机质层，沉积物中夹水生植物叶片与炭屑。
当沉积岩芯为灰白色或浅棕色的湖相沉积时，沉积物中的Ti元素含量较高，同时碎屑物质含量占较大比例，Ca元素含量极低，TOC含量较低，约在0~5 % 之间波动。当沉积岩芯为棕色至黑色的有机质层或泥炭时，沉积物中的Ti元素含量与碎屑物质的占比较低，TOC含量明显增加，在10 % ~40 % 之间波动。碳酸盐含量仅在沉积物为棕色或深棕色有机质层时含量较高，在黑色的有机质泥炭层中含量较低。此外，沉积物C/N比值在大约7~15之间波动，δ13Corg值整体趋势性变化并不明显，波动于-30 ‰ ~-24 ‰之间，且清晰表现出P1与L2阶段的显著负偏。
元素地球化学指标在沉积物物源的研究中被广泛应用，可以示踪不同地质历史时期的沉积物来源[36]。为了进一步判别贡卡湖沉积物中不同元素组分的来源与贡献，本研究使用R软件中的corrplot包对XRF元素扫描结果中的19种元素进行相关性分析[37]。元素相关分析对揭示元素间的伴生关系起着重要作用，相关性越高说明元素来自同一稳定输入源的可能性越大[38]。如图 4所示，Al、Si、K、Ti、Mn、Fe、Cu、Zn、Rb、Zr、Pb元素之间具有较好的正相关关系。此外，Ca与Sr元素也具有较强的相关性，且与沉积岩芯的碳酸盐含量具有相同的变化趋势。元素相关性分析的结果表明，控制贡卡湖元素沉积的主要因子有2个，在沉积序列上以Ti元素与Ca元素作为代表性元素，2个主要因子随沉积相发生显著的变化(图 3h~i)。
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图 4 XRF元素相关性分析 Fig.4 Correlation analysis of XRF-based elements |
自然条件下，湖泊沉积物中的矿物组分主要有2种来源：第1类是由流域侵蚀带入湖泊的外源碎屑；第2类是湖泊中各种物理、化学、生物过程所产生的内生沉淀[39]。因此，湖泊沉积物中无机化学元素的含量既与元素的赋存状态、固有的地球化学行为有关，又与沉积环境的理化条件相关[40-41]。Ti元素作为主要赋存于陆源碎屑矿物中的惰性元素，通常以机械搬运作用的方式被径流输送至沉积环境中，是指示流域侵蚀强度的可靠代用指标[42-43]。考虑到Ca元素与Ti元素的来源不同，沉积物中的Ca元素被认为与水位和矿化度等湖泊水文特征相关的变化有关[44-45]。湖泊沉积物中的TOC含量则被认为是对湖泊及流域综合生产力现状的直接体现[46]。在气候暖湿的时期，湖泊内的藻类、水生植物发育，流域内的植被茂盛，因此湖泊沉积物中的有机质含量升高[47-48]。然而当湖泊水位变动较大，原湖泊的深水位置变为浅水或湖沼状态时，挺水植物与浮游植物大量生长，这也会导致沉积物中的有机质含量增加[49]。此外，当流域水体处于迅速扩张的状态时，会降低流域的初级生产力[50]。
根据沉积物岩性的变化与Ti、Ca元素、TOC含量之间的对应关系(表 2)，将贡卡湖的沉积相及对应的湖泊水位分为以下5种类型：(1)当沉积物岩性为黑色泥炭层时，TOC含量很高，而Ti、Ca元素含量均很低，表明此时降水较少，流域侵蚀能力较弱，水位很低，对应沉积相为沼泽且有大量植物在此生长。(2)当沉积岩芯为深棕色有机质层时，Ti元素与Ca元素含量依然较低，但较沼泽相略有上升，TOC含量较高，此时沉积相为向浅湖相过渡的滨-浅湖相。(3)当沉积岩芯为棕色有机质层时，Ti元素含量进一步上升，Ca元素含量达到最高值，TOC含量居中，表明此时湖泊沉积环境稳定，降水条件适宜，湖泊内植物少量生长，对应沉积相为浅湖相。(4)当沉积岩芯为浅棕色有机质层时，Ti元素含量仍保持升高趋势，而Ca元素含量降低，与滨-浅湖相中的Ca元素含量相当。TOC含量较低，表明沉积物中有机质量相对于其他物质含量较少，湖泊沉积相为半深湖相。(5)当沉积物为浅灰色黏土时，Ti元素含量达到最高，Ca元素含量极低，表明流域降水充沛、侵蚀能力较强，湖泊水量丰裕，大部分碳酸钙溶解在水中，所以沉积物中的Ca元素含量和碳酸盐含量较低；TOC含量同样很低(接近于0)；此种情况下沉积速率较快，沉积物中含有大量的外源碎屑物质，对应沉积相为深湖相。本研究将以上5种情形对应的湖泊相对水位高低分别赋值为1~5，进而重建了贡卡湖3300年以来的相对水位变化，如图 5a曲线所示。
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表 2 表征贡卡湖水位变化的指标体系(沉积物岩性与沉积相，元素Ti、Ca以及TOC含量) Tab. 2 The water level change of Lake Gongka indicated by the indexes including sediment lithology and sedimentary facies, elements Ti and Ca, and TOC content |
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图 5 贡卡湖环境代用指标：(a)贡卡湖相对水位重建结果；(b)TOC含量；(c)TOC/TN；(d)δ13Corg Fig.5 Environmental indexes from Lake Gongka: (a) Reconstruction of the relative water level of Lake Gongka; (b) TOC content; (c) TOC/TN; (d) δ13Corg |
湖泊沉积物的地球化学指标记录了湖泊及其流域的气候和环境变化信息，可以用于重建古环境与古气候[51]。TOC含量可以代表湖泊有机质的输入状况，同时还可以反应湖泊生产力变化[52]。贡卡湖沉积物TOC含量的波动是对沉积相变化的直接响应(图 5b)，从其沉积物中的TOC含量分布来看，该湖泊生产力较高。TOC与TN的比值可以用来判断沉积物中的有机物来源，水生植物的蛋白质含量高而纤维素含量低，因此C/N比值较低，通常在4~10之间；陆生植物蛋白质含量低纤维素的含量高，因此C/N比值一般大于20；C/N比值在10~20之间说明有机物来源于水生与陆生植物的混合，且陆生植物居多[53]。贡卡湖沉积物C/N比值揭示出过去3300年来湖泊环境中有机质由水生植物与陆生植物交替主导(图 5c)。湖泊沉积物的δ13Corg值受到许多因素的制约，包括有机物来源等[51]。通常认为陆生的C3植物具有较轻的碳同位素，δ13Corg值通常在-33 ‰ ~-22 ‰之间，C4植物的δ13Corg值通常在-19 ‰ ~-9 ‰之间[54]，而湖泊水生植物的δ13Corg值分布范围较广(-50 ‰ ~-11 ‰之间)[55]，其中挺水植物的δ13Corg值通常在-30 ‰ ~-24 ‰之间[56]。贡卡湖δ13Corg值表明，湖岸周围与湖泊水体中的植被类型并未发生大的改变，沉积物中的有机质来自于陆生的C3植物与挺水植物(图 5d)。
在河道堰塞作用下，贡卡湖形成于约3300 cal a BP，随后贡卡湖的水位变化表现为在波动中整体降低的趋势(图 5a)，形态上体现为湖泊与泥炭交替出现。湖泊形成之初，由于区域降水较多，湖泊周围的碎屑、陆生C3植物残体等在强烈的径流冲刷下进入湖盆，经湖泊水体沉积作用快速堆积，以物理沉降的方式沉积在湖底。在此后的3000余年间贡卡湖流域内的气候发生了多次剧烈的变化，水位也随之大幅波动。当湖泊水位迅速降低时，指示流域气候干旱，降水量减少，湖泊沉积环境快速转变为沼泽状态；湖沼中植被大量生长且以陆生C3植物为主，并最终以泥炭的形式保留在沉积层中，沉积物中湖沼相对应的TOC含量很高。当湖泊水位维持在较高水平时，贡卡湖流域的降水量较大，水动力条件良好，流域侵蚀能力较强；湖泊中挺水植物生长状态良好，大量的外源碎屑物质与陆生C3植物残体进入湖泊，沉积相为灰白色的黏土物质。贡卡湖过去3300年的水位变化表明，自晚全新世以来我国西南地区的降水呈现逐渐减少的趋势，印度夏季风强度为整体减弱的态势。同时贡卡湖的水位在百年尺度上波动变化明显，反映出印度夏季风强度也存在百年尺度的波动。
4.3 近3300年印度季风演变及驱动机制贡卡湖位于受印度夏季风影响的高海拔区域，湖泊水文变化受季风降水变化影响显著。研究表明，长时间序列的湖泊水位波动可以反映区域气候变化及人类活动对湖泊的影响[57-58]，对贡卡湖而言，该湖泊水位波动是印度季风强度变化的直接反映。晚全新世贡卡湖整体降低的水位变化趋势以及百年时间尺度的水位波动揭示了印度夏季风在千年、百年尺度上的变化特征。这种趋势与云南高原星云湖沉积物孢粉记录重建的降水变化一致(图 6b)[9]，均代表了印度季风的变化特征。其他来自印度季风影响区域的石笋(图 6d)、泥炭(图 6c)等地质载体均记录了类似变化趋势[59-60]。
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图 6 晚全新世印度夏季风强度变化及机制：(a)贡卡湖相对水位重建结果；(b)星云湖基于孢粉重建的降水[9]；(c)红原泥炭碳同位素[59]；(d)泰国Klang洞石笋氧同位素[60]；(e)25°N 7月太阳辐射强度变化[75]；(f)太平洋西部海表温度[76]；(g)太阳活动强度[77]，即相较于1986年最小值(1365.57 W/m2) 的总太阳辐照度变化[78](虚线为基于Savitzky-Golay方法的平滑滤波曲线)；(h)ENSO活动变化[79] Fig.6 The variation and the mechanism of the ISM intensity during the late Holocene: (a) Relative water level reconstruction of Lake Gongka; (b) Pollen-based mean annual precipitation reconstruction from Lake Xingyun[9]; (c) Carbon isotope record from Hongyuan peat[59]; (d) Speleothem oxygen isotope record from Klang cave[60]; (e) July insolation at 25°N[75]; (f) Sea surface temperature in the western tropical Pacific Ocean[76]; (g) Total Solar Irradiance (solar activity)[77], given as difference to the value of the PMOD composite during the solar cycle minimum of the year 1986 AD (1365.57 W/m2) as given in reference[78] (The dashed line is the smooth filtering curve based on Savitzky-Golay method); (h) The variability of ENSO activity[79] |
晚全新世以来(千年尺度上)，包括印度季风区在内的北半球夏季风区的降水变化趋势一致，这主要受到了北半球夏季太阳辐射变化的影响[61]。太阳辐射作为地气系统最主要的能量来源，其微小的变化会对全球气候产生较大影响。北半球夏季太阳辐射强度在过去的3300年为持续下降的趋势(图 6e)，且不同纬度之间太阳辐射量的差异逐渐减小，这可能会削弱不同纬度间的大气经向环流，进一步加强了ISM减弱的态势[62]。此外，太阳辐射可以通过改变南北半球间的温度梯度，经过一系列的海洋与大气过程使热带辐合带(ITCZ)发生经向移动(晚全新世整体向南移)，进而影响北半球的季风系统[46]。有研究表明，由太阳辐射引起的海陆温度差异是导致全球季风强度变化的主要原因之一[63-64]。当太阳辐射减弱时，会使海陆温度差异减小，从而导致季风强度减弱[63]。
除此之外，印度季风在百年时间尺度上的变化可能与太阳活动及气候系统的内部复杂变化相关[65-66]，包括西太平洋副热带高压[67]及厄尔尼诺南方涛动(ENSO)等的变化[68]。有研究表明，热带太平洋的海表温度及ENSO变化会通过影响西太平洋副热带高压的位置和强度来控制中国西南地区的降水[69-70]。当西太平洋副热带高压增强时，其位置向西扩展至我国西南地区。西太平洋副热带高压内的下降气流抑制了由孟加拉湾向我国西南地区输送的水汽，从而导致西南地区降水减少[71]。相反，当副热带高压强度减弱时，我国西南地区降水增加。将贡卡湖的水位(图 6a)与太阳活动(图 6g)、西太平洋海表温度(图 6f)及ENSO活动变化(图 6h)记录进行对比，可以发现当太阳活动强度增加/减弱时，西太平洋副热带高压西移/东移，热带太平洋表现为厄尔尼诺/拉尼娜的状态，此时西太平洋海表温度相应降低/升高，大洋表面的水汽蒸发量与季风降水随之减少/增多，贡卡湖的水位相应降低/升高[71-72]。如冷期DACP(CE450-950)与LIA(CE1450-1850)期间太阳活动强度减弱，西太平洋副热带高压强度减弱并向东移动，其内部抑制降水的下沉气流范围不会影响到我国西南地区，热带西太平洋可能被类似拉尼娜的条件主导[71-72]。该状态下沃克环流的上升气流加强，使得西太平洋的大量水汽能够深入至我国西南地区[13]。加之此时西太平洋海表温度相对较高，大洋表面水汽蒸发量大，来自孟加拉湾与西太平洋的大量水汽进一步为我国西南地区带来丰沛的降水，贡卡湖的水位随之升高[74]。而暖期3.2~2.9 ka、MCA(CE950-1450)期间太阳活动强度升高，西太平洋副热带高压增强并向西移动，由于其内部反气旋环流异常，下沉气流阻隔了来自孟加拉湾与西太平洋的水汽，热带太平洋表现为类似厄尔尼诺的状态。且该状态下沃克环流发生反转，其西部的下降气流也会抑制我国西南地区的季风降水。此时西太平洋海表温度降低，大洋表面水汽蒸发量小，季风降水减少，进一步加剧了西南地区降水减少的干旱情况，贡卡湖的水位随之降低，由深水湖泊过渡为浅湖或泥沼状态。
5 结论本文通过对横断山区贡卡湖沉积岩芯进行分析，在以AMS14C方法获取精确年代框架的基础上，对岩芯进行XRF元素扫描、δ13Corg、TOC与烧失量等多种环境代用指标的测定，重建了过去3300年以来湖泊的水文与湖滨环境变化。研究结果显示，贡卡湖自成湖以来其水位变化表现为在波动中整体降低，形态上体现为湖泊与泥炭交替出现，沉积相波动反映了湖泊水位的变化，进而较好地指示了晚全新世以来ISM强度的变化。暖期/冷期时，贡卡湖水位相对较高/低，代表了ISM的增强/减弱。通过与海表面温度、ENSO等变化的代用指标的对比，发现晚全新世印度夏季风在千年-百年时间尺度的变化除了受到北半球夏季太阳辐射、太阳活动的变化影响之外，也与地球系统内部的海气耦合作用具有密切的联系。
致谢: 感谢中国科学院青藏高原研究所侯居峙研究员、云南大学李艳玲教授与罗育兰老师、兰州大学陈睿晋与张延利在野外采样过程中的支持与帮助。
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