沈德福， 李世杰， 姜永見

（1.寧德師范學院 旅游系，福建 寧德352100；2.中國科學院 南京地理與湖泊研究所，江蘇 南京210008）

近兩千年的氣候環(huán)境變化研究，是研究全球變化（PAGES）的一個重要時段，受到許多地學科學家的重視，通過對地質記錄和器測資料進行分析，了解該時段古氣候、古環(huán)境變化，進而預測未來全球變化.有研究者根據(jù)物候資料與歷史資料恢復我國東部近5 000多年來的溫度變遷［1］.因湖泊沉積物可很好記錄歷史時期氣候波動與流域環(huán)境變化過程的信息，常被用來分析近時期全球變化的氣候特征.很多專家的研究中利用樹輪、歷史文獻記錄等對中國不同區(qū)域近2 000年氣候與環(huán)境變化進行深入研究，也利用湖泊沉積物進行了大量分析［2－9，23］.

青藏高原的東北部是我國東南、西南季風和西風交匯帶，對全球以及地區(qū)氣候變化的響應極為敏感，是我國古氣候及全球變化研究的理想地區(qū).該地區(qū)湖泊眾多，受到氣候與環(huán)境變化影響的自然要素的變化信息被很好地記錄在湖泊沉積剖面中，為分析地區(qū)氣候環(huán)境演替提供很好的數(shù)據(jù).以青藏高原東北部湖泊沉積物作為研究對象，通過采集和實驗，分析該地區(qū)近1 000多年來的氣候變化，為全球氣候的演變規(guī)律提供基礎數(shù)據(jù).

1 區(qū)域概況

黃河源區(qū)的希門錯是半封閉的現(xiàn)代湖泊，其形態(tài)為冰川槽谷在冰后期被水充填而成，面積3.8 km2，流域面積大約50km2，湖面海拔高度為4 020m，流域內最高峰的海拔為 5 369m.該地區(qū)的氣候具有顯著的高寒缺氧、氣溫低、光輻射強、晝夜溫差大等典型的高原大陸性氣候特點.地勢高峻，易受北方和西北方的寒流影響，日照時間長，降雨（雪）量較多，蒸發(fā)量大，多陣性大風，年均氣溫零下4℃，周邊地區(qū)年平均降水量為306 mm左右.

2 樣品采集與實驗方法

2.1 樣品采集

2009年7月，利用重力采樣器在黃河源區(qū)的希門錯采集沉積巖芯.在希門錯水深35m處采集了47cm的沉積巖芯，采集點的地理位置是北緯33°22′41″，東經(jīng)101°06′22″將希門錯上部20 cm沉積巖芯按0.5cm間隔連續(xù)取樣，在20cm以下的沉積物則按照1cm間隔連續(xù)取樣，帶回實驗室進行樣品的各種環(huán)境代用指標分析.

圖1 希門錯的沉積巖芯采集點Fig.1 The sediment collection point in Ximencuo

2.2 實驗方法

樣品年代分析在中科院貴陽地球化學研究所進行，沉積物的年代測定采用放射性同位素137Cs和210Pb的方法，實驗用由美國EG ＆ G Ortec公司生產(chǎn)的由高純鍺井型探測器、Ortec919型譜控制器以及IBM微機構成的16k道多道分析器所組成的γ譜分析系統(tǒng)進行核素測定，在60Co 1.33MeV處，γ譜儀的測量系統(tǒng)能量分辨率為2.25keV，峰康比大于60∶1，相對探測效率為66%.137Cs的含量根據(jù)662keV射線的全峰面積求得；210Pbbex的比活度為210Pb與226Ra比活度的差值，210Pb的比活度由46.5keVγ射線譜峰面積求算，226Ra比活度根據(jù) HPh的譜峰面積（351.9keV）求算.137Cs和226Ra標準樣品由中國原子能研究院提供，210Pb標準樣品由英國利物浦大學做比對標準.沉積物的化學元素分析在中科院南京地理與湖泊研究所的湖泊與環(huán)境國家重點實驗室進行，采用HCl－HNO3－HF微波消化法和ICP－AES測定法，測試元素為Al、Fe、Ca等19種元素，沉積物元素的分析誤差小于±5%.

3 實驗結果與分析

3.1 沉積物年代分析

137Cs是核爆炸的裂變產(chǎn)物，以137Cs元素進行的測年研究得到廣泛應用，公認的全球地表大氣沉降的137Cs有幾個峰值年，其中主要的一個是1963年，沉積物中的該峰值可作為近代沉積地層的對比與時間標尺［10－12］.希門錯的沉積巖芯用137Cs測年發(fā)現(xiàn)有2個明顯的峰值，位于巖芯的1.5cm和2.5cm深處，在4cm處含量已經(jīng)很低，結果表明137Cs核素時標1986、1963年的峰值出現(xiàn)在1.5cm和2.5cm.根據(jù)137Cs峰值計算出希門錯的沉積巖芯在0－1.5cm間的平均沉積速率為0.65mm／a，在0－2.5cm間的沉積巖芯平均沉積速率為0.56mm／a.為準確推斷巖芯年代，又進行了湖泊沉積物的210Pb放射性核素的測年分析，根據(jù)210Pb實驗數(shù)據(jù)的指數(shù)變化特征，推斷該沉積環(huán)境是較為穩(wěn)定的，輸入湖泊的外源物質的堆積速率也是基本穩(wěn)定的.

圖2 希門錯沉積巖芯的137 Cs和210Pb剖面分布圖Fig.2 The 137 Cs and 210Pb profile in Ximencuo sediment core

希門錯沉積巖芯使用210Pb的CRS模式推算沉積物柱芯年代，先計算出一定深度下各層沉積物中210Pb的累計總量（Bq／cm2），再利用137Cs的蓄積峰位置可以計算沉積物沉積速率.以該峰值的質量深度比總的質量深度，推算整個沉積巖芯的年代.根據(jù)實驗數(shù)據(jù)推斷希門錯沉積物出現(xiàn)137Cs的兩個峰值，由此計算出平均沉積速率0.006 7g／（cm2·a），累 計 值 0.12Bq／cm2；210Pbex方法平均沉積速率0.006g／（cm2·a），累計值0.18Bq／cm2；整個希門錯的質量深度Z為11.5g／（cm2·a），由此可以推算希門錯沉積巖芯的年代在1 720a左右.

圖3 希門錯AMS14 C年代糾正分析Fig.3 The AMS14 C age correction in Ximencuo sediment core

為了確認沉積巖芯的年代，采用AMS14C測量沉積巖芯的底部年代，實驗由西安環(huán)境研究所完成，實驗結果和上述分析較為一致.如希門錯AMS14C的 Age（a BP）為2472，誤差為35，經(jīng)OxCal作年代糾正分析，在其基礎上消除碳庫效應年代.其底部推算年代為1 748a，和質量深度計算年代非常接近.

3.2 希門錯沉積巖芯的總有機碳（TOC）及碳同位素δ13C分析

從希門錯沉積巖芯的有機物含量分布圖（圖4）可看出，沉積物中的TOC含量總體變化穩(wěn)定，在整個沉積過程中也有一些波動：大約在32cm以下，TOC含量呈現(xiàn)緩慢下降；在32－18cm處保持緩慢增加的態(tài)勢，有所波動；在18－3cm階段，其含量又逐步下降；在3－0cm，TOC整體呈現(xiàn)增加迅速態(tài)勢.整個沉積巖心的TOC變化范圍在40～60g／kg之間.而TN與TOC的變化極為相似，二者基本同步.希門錯的C／N比值位于10左右，波動很小.表明內源和外源有機物在湖泊有機物中各占一定的比例，周邊環(huán)境變化穩(wěn)定.TP在2cm以下呈現(xiàn)穩(wěn)定狀態(tài)，在2cm之上突然迅速增加，從1g／kg增加到3g／kg.δ13C顯示在－25‰～－23‰之間，表明其植物多為C3.δ13C在沉積巖心中存在一定的波動，自下而上含量表現(xiàn)為升高－降低－升高－降低的特征，這種變化應該與區(qū)域環(huán)境的氣候有很大關系.

圖4 希門錯沉積巖芯的TOC、TN、TP和δ13 C分布Fig.4 The TOC，TN，TP andδ13 C analysis in Ximencuo sediment core

3.3 希門錯沉積物地球化學元素分析

希門錯地球化學元素在各沉積巖芯的含量見圖5，含量較大的元素為Al、K和Na等元素，含量較小的是Co、Be等元素，這些元素含量在整個階段的變化趨勢是減少的，在35cm左右有一個較大波動，而P元素則在近些年呈現(xiàn)迅速增長.

圖5 希門錯沉積巖芯的元素含量變化Fig.5 The changes of element contents in Ximencuo sediment core

聚類分析研究在湖泊沉積物物源、重金屬沉積等方面有廣泛的應用［13－14］.從圖6可知希門錯湖泊的19種元素分為四大類，第一類元素有4種，包括 Mn、P、Fe、Ca，第二類元素包含 Mg、V、Al、Cr、Ba；第三類元素 Pb、Zn、Be、Cu、K、Ni；第四類元素為Na、Ti、Sr和Co.

如果企業(yè)所屬成員受同種文化熏陶，則比較容易建立共同的企業(yè)文化，因為彼此不存在文化隔閡和價值觀等各方面的差異，也不存在政治、經(jīng)濟、法律、制度、風俗、習慣等方面的不同，企業(yè)的經(jīng)營文化環(huán)境相對單純，也容易在管理模式、營銷模式、經(jīng)營模式等方面取得共識.

第一類元素有 Mn、P、Fe、Ca四個元素.Mn、P元素的遷移性較弱，其中Mn元素是湖泊沉積物有機質降解的主要氧化劑，它在沉積物的含量變化與有機物沉積環(huán)境極為相關.而P沉積含量波動受人類活動影響極大，這個元素是反映區(qū)域社會、經(jīng)濟和人類活動程度的主要指標；Fe、Ca是常量元素，遷移性較強，活性中等，在降水量不多且氣候較冷的黃河源區(qū)，含量變化也較穩(wěn)定.四個元素在剖面上變化規(guī)律一致，在3.5cm以下含量比較穩(wěn)定，其含量在30－32cm之間有一些波動，在3.5cm－0cm之間，這類元素含量呈現(xiàn)迅速增加，可能與氣候升高，人類活動加強有關.從元素之間比較來看，Mn、P的沉積含量比Fe、Ca更為穩(wěn)定，其含量在3.5cm以下階段保持不變，而Fe、Ca稍有波動，并略有增加.

圖6 希門錯沉積柱元素聚類分析Fig.6 The elements lustering analysis in Ximencuo sediment core

第二類元素為 Mg、V、Al、Cr、Ba，這些元素的地球化學性質穩(wěn)定，是賦存在陸源碎屑礦物中的化學元素.在沉積物中的這些元素來源于流域侵蝕帶來的物質，以及在水體中經(jīng)過物理、化學和生物過程產(chǎn)生的內生沉淀，因而這些元素含量反映了外來沉積的影響和徑流的溶解能力，反映徑流的侵蝕能力.在剖面分布上看，這些元素仍保持含量相對穩(wěn)定但波動較大，在20cm以下，這些元素含量呈波動增加趨勢，表示該階段降水量呈微增的態(tài)勢，元素含量在32cm處有一個低值，表明該時期降水量減少造成徑流侵蝕能力突然銳減；在20cm之上的沉積巖芯的元素含量整體呈波動減少，表明自小冰期以來，希門錯地區(qū)的降水呈現(xiàn)緩慢減少的趨勢，在3.5cm－0cm之間，這些元素的含量迅速減少，與區(qū)域的降水減少不無關聯(lián)，在20世紀變暖的階段，該地區(qū)趨向暖干態(tài)勢.

第三類元素為Pb、Zn、Be、Cu、K、Ni等；Pb、Be、Cu、Ni等元素含量較少，活動性居中；K是常量元素，性質較為活潑.這些元素在沉積物埋藏期間，參與到沉積物和水界面之間以及未固結沉積物中各種物理、化學和生物過程，和徑流侵蝕的元素有著密切的關聯(lián)，具有波動性.從垂直分布看，這些元素比第二類元素的波動性更大，從沉積巖芯32cm、5cm處可以看出，這些元素含量突然銳減，可能與降水波動使第二類元素減少帶來的.

第四類元素為Na、Ti、Sr和Co.其中，Na和Sr為活性元素，Na是常量元素，Na含量與湖泊水質有著極大的關系，在水量增加的時候，它的含量會增加；Sr元素來自地下泉水的活動，因而能指示區(qū)域泉水活動情況，常隨著CaCO3在沉積物中富集.在垂直分布上，四個元素在3.5cm之下表現(xiàn)比較平穩(wěn)，在3.5cm之上呈下降趨勢.

圖7 希門錯沉積巖芯部分元素比值的垂向變化Fig.7 The vertical variation of elemental ratios inXimencuo sediment core

從圖7看出，Sr／Ca總體較低，反映水體鹽度較低；變幅較小，表明沉積巖芯的鹽度變化幅度不大，6cm以下Sr／Ca值較低，反映該時段湖水鹽度較低；6cm處突然增大，表明鹽度增高，可能因降水減少導致鹽度增大.Fe／Al值在3.5cm以下比較穩(wěn)定，比值較低，在3.5cm以上至表層逐漸增大，說明流域環(huán)境向弱堿化方向變化.Fe／Mn的比值自底部到表面呈減少趨勢，表明水體環(huán)境從還原性向氧化性增強的趨勢過渡，指示湖泊沉積環(huán)境在水體較深處，然后逐漸變淺；比值較高表明環(huán)境的還原性較強，湖泊水深加大，湖泊面積擴張，比值低指示環(huán)境的氧化性逐步增強.Ca／K的比值較低，表明Ca元素的遷移隨著流水而淋失較大，指示氣候較溫暖；比值自下而上呈逐漸增大的趨勢，反映氣候逐步趨向暖干狀態(tài).

4 討 論

湖泊沉積物有機碳總量（TOC）來源有兩類——內源和外源有機碳.外源有機碳是流域內陸生植物和流域侵蝕的結果.內源有機碳則受湖泊自身水生生物影響，通常在暖濕氣候時期，湖泊內水生生物和流域陸地上植被茂盛，因而湖泊沉積物中的有機質含量較高.對于地處寒冷氣候區(qū)的湖泊而言，氣溫成為影響生物生長的主導因素，因而沉積物中TOC的高值常對應暖期，低值對應冷期［17］.

圖8 希門錯沉積巖芯氣溫、TOC和δ13 C的相關性分析Fig.8 The analysis of temperature，TOC andδ13 C in Ximencuo sediment core

湖泊沉積物有機質碳同位素δ13C是一種重要的環(huán)境代用指標，許多分析湖泊沉積的研究顯示湖水pH、鹽度、溫度等波動會引起δ13C的變化［18］，因而δ13C在解釋湖泊沉積環(huán)境變化中具有復雜性和多種可能性［19］，如Nakai在日本琵琶湖的分析中認為暖期的δ13C偏高，冷期偏低，學者對我國東部地區(qū)湖泊如江蘇固城湖、吉林大布蘇湖等湖泊沉積物研究表明有機質δ13C的高值表明氣候溫暖，低值對應氣候寒冷［20］.而對青藏高原若爾蓋盆地、青海湖等的分析卻得出氣候較暖時δ13C偏負，而在氣候較冷時δ13C偏正，結論完全相反［21］.因此，有專家認為青藏高原地區(qū)的湖泊沉積物δ13C波動與寒冷環(huán)境的植被關系是：暖期偏低，冷期偏高［21－22］.

根據(jù) TOC、δ13C等變化特征，認為希門錯存在這樣幾個階段：32cm以下，時間大約在900AD之前，該階段δ13C呈上升趨勢，而TOC含量波動下降，表明該階段為氣溫變冷階段；32－20cm之間（900－1300AD），δ13C表現(xiàn)為下降趨勢，而 TOC含量波動上升，這個變化表明該階段為氣溫變暖階段，與中世紀暖期相對應；在20－3.5cm之間（1300－1900AD），δ13C 表 現(xiàn) 為 波 動 上 升 趨 勢，而TOC含量下降，這個變化表明該階段為氣溫變冷階段，與小冰期較為吻合；3.5－0cm（大約1900AD至今），δ13C含量為下降趨勢，而TOC波動上升，這個時期為20世紀暖期.

根據(jù)希門錯的沉積巖芯化學元素含量及其比值在沉積巖芯上的變化，以沉積巖芯32cm、20cm、3.5cm為界從下至上劃分出四個階段，各階段的元素含量特征及湖泊環(huán)境變化如下：

在巖芯47－32cm階段，沉積巖芯中Ca、Sr、K元素含量低，而Fe、Mn、Al含量保持平穩(wěn)；Ca／K元素比值低；Fe／Al元素的比值也處于低值.表明該階段流域沉積物經(jīng)受的化學風化作用較弱，易遷移的元素都未被淋濾，大都保留在沉積物中.而Fe的富集使Fe／Mn比值高，表明當時為還原環(huán)境；Sr／Ca的值較低指示湖水鹽度較低.

在巖芯32－20cm階段：遷移能力較強的Ca、Sr、Zn、K元素含量增高，F(xiàn)e、Mn、Ti等元素含量穩(wěn)定，Ca／K和Fe／Al比值呈現(xiàn)增大趨勢，表明此階段化學風化強度有所增強.Sr／Ca值逐步下降，反映水體鹽度變低，F(xiàn)e／Mn值降低指示當時水體變淺.

在巖芯20－3.5cm 階段：Ca、Sr、Fe、Mn、Al、Ti等含量繼續(xù)增高，元素Zn變低，而Ca／K比值仍然較低，F(xiàn)e／Al比值低并穩(wěn)定，反映此階段流域風化殼化學風化強度仍然不高，一些易遷移的元素被水淋濾帶走，而Fe和Al的含量相對較高.Fe／Mn比值逐步降低，反映湖泊深度繼續(xù)變淺；Sr／Ca值由低逐步升高表明湖水鹽度在增大，降水減少.

巖芯3.5－0cm階段：遷移能力較強的Ca、K和Sr含量繼續(xù)降低，Zn稍有增加；遷移能力較弱的Fe、Mn呈增加態(tài)勢，而Al、Ti含量自下而上呈明顯下降趨勢.Ca／K比值增高，F(xiàn)e／Al元素的比值也增高；表明湖泊流域的化學風化作用增強，該階段流域風化殼處于中高級階段（酸性硅鋁階段），這個階段和20世紀變暖時間相吻合.

5 結 論

（1）黃河源希門錯沉積物由137Cs核素時標1963年的峰值出現(xiàn)在2.5cm，根據(jù)平均沉積速率和質量深度推算希門錯47cm沉積巖芯的年代在1 720a左右.

（2）希門錯沉積物47cm柱狀巖芯中有機質和地球化學元素含量變化反映了此湖近1 150年的環(huán)境演化過程和特征，可分為四個階段：32cm以下（900AD之前），該階段為氣溫變冷階段，降水多；32－20cm 之間（900－1300AD），該階段為氣溫變暖階段，和中世紀暖期相對應，降水減少；20－3.5cm之間（1300－1900AD），該階段為氣溫變冷階段，和小冰期較為吻合，降水較多且逐步減少；3.5－0cm（1900AD至今），這個時期為20世紀暖期，降水較少.

（3）磷元素沉積含量變化與自然及人類活動關系密切，沉積巖芯3.5～0cm之間磷元素含量快速增加，表明希門錯流域近20多年來人類活動的影響不斷增強.而之前磷元素沉積含量呈現(xiàn)穩(wěn)定低值，指示了該湖泊地區(qū)的磷元素自然背景.

［1］竺可楨.中國近五千年來氣候變遷的初步研究［J］.考古學報，1972（2）：168－189.

［2］姚檀棟，THOMPSON L G，施雅風，等，古里雅冰芯中末次間冰期以來氣候變化記錄研究［J］.中國科學（D輯），1997，27（5）：447－452.

［3］顧兆炎，劉嘉麒，袁寶印，等.湖相自生沉積作用與環(huán)境－兼論西藏色林錯沉積物記錄［J］.第四紀研究，1994（2）：162－174.

［4］韓淑緹，袁玉江.新疆巴里坤湖35000年來古氣候變化序列［J］.地理學報，1990，45（3）：350－362.

［5］陳敬安，萬國江，陳振樓，等.洱海沉積物化學元素與古氣候演化［J］.地球化學，1999，28（6）：562－570.

［6］師育新.安徽巢湖杭埠河流域環(huán)境變化的湖泊沉積地球化學記錄［D］.北京：中國科學院研究生院，2006.

［7］沈德福，李世杰，蔡德所，等.桂林巖溶濕地沉積物地球化學元素變化的環(huán)境影響因子分析［J］.高校地質學報，2010，16（4）：1－10.

［8］韓淑媞，鐘巍.新疆巴里坤湖ZK0024孔微量元素變化的古氣候意義［J］.地理科學，1990，10（2）：150－158.

［9］余素華，文啟忠.試論青藏高原第四紀沉積地球化學演化與環(huán)境變遷［J］.海洋地質與第四紀地質，1995，15（4）：97－106.

［10］自占國，萬國江，劉東生，等.散落核素7Be和137Cs在洱海和紅楓湖沉積物中蓄積對比［J］.地球化學，2002，31（2）：113－118.

［11］徐經(jīng)意，萬國江，王長生，等.云南省瀘沽湖、洱?，F(xiàn)代沉積物中 Pb、137Cs的垂直分布及其計年［J］.湖泊科學，1999，11（2）：110－116.

［12］萬國江.現(xiàn)代沉積年分辨的137Cs計年——以云南洱海和貴州紅楓湖為例［J］.第四紀研究，1999（1）：73－80.

［13］姚遠，張恩樓，沈吉，等，云南屬都湖沉積物金屬元素地球化學［J］.湖泊科學，2008，20（4）：486－491.

［14］楊麗原，沈吉，張祖陸，等.近四十年來山東南四湖環(huán)境演化的元素地球化學記錄［J］.地球化學，2003，32（5）：453－460.

［15］程繼滿，劉弈，彭子成，等.熱帶海洋珊瑚Sr／Ca、Mg／Ca溫度計的研究及其意義［J］.海洋地質動態(tài)，2004，20（9）：1－9.

［16］李清，王建力，李紅春，等.重慶地區(qū)石筍記錄中Mg／Ca比值及古氣候意義［J］.中國巖溶，2008，27（2）：145－160.

［17］沈吉，張恩樓，夏威蘭.青海湖近千年來氣候環(huán)境變化的湖泊沉積記錄［J］.第四紀研究，2001，21（6）：508－513.

［18］WOLFE B B，EDWARDS T W D，ELGOOD R J，et al.Carbon and oxygen isotope analysis of lake sediments cellulose：methods and applications［C］／／LAST W M，SMOL J P（eds）.Tracking environmental change using lake sediments.Vol 2：Physical and geochemical methods.Dordrecht：Kluwer Academic Publishers，2001.

［19］吳敬祿，沈吉，王蘇民.湖泊沉積物中有機質δ13C形成條件兼論若爾蓋盆地中δ13C所示古氣候特征［C］／／青藏項目專家委員會編.青藏高原形成演化、環(huán)境變遷與生態(tài)系統(tǒng)研究學術論文年刊（1994）.北京：科學出版杜，1995.

［20］沈吉，王蘇民，羊向東.湖泊沉積物中有機碳穩(wěn)定同位素測定及其古氣候環(huán)境意義［J］.海洋與湖沼，1996，27（4）：400－404.

［21］吳敬祿，Luecke A，李世杰，等.興措湖沉積物有機碳及其同位素記錄揭示的近代氣候與環(huán)境［J］.海洋地質與第四紀地質，2000，20（4）：37－42.

［22］王蘇民，薛濱，夏威蘭.希門錯2000多年來氣候變化的湖泊記錄［J］.第四紀研究，1997（1）：62－69.

［23］詹濤，周鑫，張俊，等.我國東北季風區(qū)第四紀氣候演化研究進展［J］.哈爾濱師范大學自然科學學報，2014，30（3）：154－158.