張成君+張菀漪+張麗+張靜雅+程明明+王小雨+李保生

摘 要：對毛烏素沙漠南緣米浪溝灣地層（位于沙漠-黃土過渡帶薩拉烏蘇河流域）沉積物粒度、總有機碳（TOC）、碳酸鹽碳氧同位素組成以及有機分子化合物正構(gòu)烷烴進行了分析。結(jié)果表明：MIS 2階段（6.0～16.5 m、11～30 ka BP）主要以湖沼相（砂質(zhì)粉砂）-古土壤（泥質(zhì)粉砂）-河流相（粉砂質(zhì)砂）組成；總有機碳在湖沼相和古土壤沉積物中較高，而在河流相沉積物中較低；在23～29 ka BP期間，正構(gòu)烷烴主要以C27、C29、C31為主，指示了稀疏森林草原特征；在17～19 ka BP期間，沉積物中正構(gòu)烷烴雖然仍以C27、C29、C31為主，但明顯低碳數(shù)和中等碳數(shù)正構(gòu)烷烴含量增加，指示了森林草原和較長時間淡水湖泊環(huán)境；19～23 ka BP期間為該地區(qū)末次盛冰期，干冷狀態(tài)下風沙活動強烈；全新世中期2.3 ka BP左右至8.0 ka BP左右主要以指示菌藻源的C14～C18為主峰碳，為荒漠草原和分散湖泊或水洼環(huán)境；MIS 2階段主要以西風環(huán)流水汽輸入為主，全新世期間則由夏季風帶來降雨；處于季風邊緣的沙漠-黃土過渡帶，極端干冷環(huán)境下冬季風盛行，風沙活動增強，涼濕氣候條件有利于植被的繁盛；較高的溫度下，盡管絕對降雨量有所增加，但干燥度增加更明顯時，生態(tài)環(huán)境仍然面臨惡化的可能。

關(guān)鍵詞：末次冰期；MIS 2階段；湖沼相；正構(gòu)烷烴；碳氧同位素；西風環(huán)流；夏季風；薩拉烏蘇河流域

中圖分類號：P534.63 文獻標志碼：A

Abstract： Temperature decreases all the world， and summer monsoon in China retreats towards south with winter monsoon strengthened in the last glacial period. Under this palaeoclimatic background， the aeolian activity is intensified in the northern China， and sea-level declines in South China Sea， and lake shrinks. Oppositely， there are several obvious limnetic facies and river facies strata in Salawusu river valley along the desert-loess transition zone in the southern part of Mu Us Desert， which is at the boundary of modern monsoon. Grain size， total organic carbon （TOC）， carbon and oxygen isotopic compositions and organic biomarker n-alkane （m/z is 85） of sediment at Milanggouwan section since MIS 2 stage （6.0-16.5 m， 11-30 ka BP） were analyzed. The results show that the sediment in limnetic facies is made up of the sandy silt， and the mean is 4.5 Φ or so； the sediment in the paleosol strata is made up of muddy silt， and the mean is more than 5 Φ； the sediment in the river facies is made up of silty sand， and the mean is about 3 Φ； total organic carbon is 0.1%-1.0% with the average of more than 0.5% in the limnetic and paleosol facies sediments； total organic carbon is lower in the river facies sediments（0.01%-0.10%）； there is an incomplete forest steppe during 23-29 ka BP with n-alkane C27， C29， C31 preponderance； forest steppe and fresh water lake with a long residence time during 17-19 ka BP are inferred by the high contents of n-alkane C27， C29， C31， and the contents of n-alkanes with low carbon number and middle carbon number increase； 19-23 ka BP is the last glacial maximum in this area with a strongest aeolian activity under the coldest and driest condition； desert steppe and dispersal lakes and ponds along the river in Middle Holocence from ～2.3 to ～8 ka BP are inferred by the preponderance n-alkane peaks of C14-C18； westerly jet carries water vapor to this area during MIS 2 stage， and summer monsoon carries water vapor to this area during Holocene， but high aridity is not useful for vegetation flourishing； winter monsoon prevails under the dry and cold climate at desert-loess transition zone in the monsoon boundary， and aeolian activity strengthens， and vegetation flourishs under the cool and wet condition； although absolute precipitation increases under the high temperature， if the aridity increases much higher， the ecological environment will be deteriorative possibly much more.

Key words： last glacial period； MIS 2 stage； limnetic facies； n-alkane； carbon and oxygen isotopes； westerly jet； summer monsoon； Salawusu river valley

0 引 言

晚更新世北大西洋深海沉積物中有孔蟲記錄表明，在10～75 ka BP期間（末次冰期MIS 2階段至MIS 4階段）溫度明顯降低，與玉木冰期一致，同時也記錄到有多次海面溫度降低，有孔蟲數(shù)量減少，鹽度降低和粗顆粒碳酸鹽碎屑快速堆積的Heinrich事件[1]，以及多次冷—暖旋回（B—O旋回）[2-3]。在這一時間段，中國沙漠-黃土過渡帶也發(fā)生了較明顯的變化，毛烏素沙漠、青海共和沙地和騰格里沙漠沙丘活化，沙漠南遷[4]。末次冰期，中國馬蘭黃土也多次加強，與北大西洋沉積物中的Heinrich事件很好對應，暗示著東亞季風的變遷直接受控于北半球冰量的變化[5]。在末次冰期晚期干冷背景下，中國西部地區(qū)也顯示出氣候的千年或幾百年的氣候快速波動[6]。管清玉等通過對東亞季風邊緣區(qū)的研究，發(fā)現(xiàn)末次冰期氣候不僅存在百年至千年尺度上的快速波動，并且自西向東Dansgaard-Oeschger旋回的幅度逐漸變小，并認為末次冰期氣候是由西風與東亞夏季風共同作用造成的[7]。

孫繼敏等對末次間冰期以來沙漠-黃土邊界帶的風成沉積進行了研究，探討了東亞季風環(huán)流的演變歷史[8-9]。在中國毛烏素沙漠南緣沙漠-黃土過渡帶薩拉烏蘇河流域，李保生等發(fā)現(xiàn)從晚更新世以來該流域廣泛發(fā)育河湖相-古土壤沉積[10]，植被類型也反映出該地區(qū)氣候出現(xiàn)暖濕→干冷→涼濕的更替[11]。干冷氣候主要表現(xiàn)出蒙古高壓產(chǎn)生的冬季風增強，暖濕氣候是在較冷時期弱夏季風增強帶來一定量降雨形成的[10]。楊小平發(fā)現(xiàn)在巴丹吉林沙漠地區(qū)大約在31 ka BP、19 ka BP、9 ka BP和2 ka BP有4層雨量增加標志的鈣質(zhì)膠結(jié)層，認為其是西風環(huán)流在亞洲干旱區(qū)作用增強的信號，或者是在末次冰期總體較冷背景下，夏季風在20～30 ka BP期間增強所致[12]。Zhang等通過對騰格里沙漠中的古湖岸堤的14C測年，認為在22～35 ka BP期間其為一個古大湖，但對于古大湖是在什么樣的氣候背景下形成仍存疑惑[13]。本文擬通過對處于現(xiàn)代季風邊緣的薩拉烏蘇河米浪溝灣末次冰期MIS 2階段沉積地層組成特征、粒度、穩(wěn)定同位素組成、有機分子化合物等進行分析，探討該階段沙漠-黃土過渡帶末次冰期的氣候波動特征及影響機制。

1 研究區(qū)地質(zhì)背景

毛烏素沙漠南緣的薩拉烏蘇河流域在中國季風區(qū)和非季風區(qū)的劃分上，正好處于現(xiàn)代冬、夏季風過渡帶（圖1）。目前，該流域沙漠化現(xiàn)象日趨嚴重，生態(tài)環(huán)境成為該地區(qū)主要環(huán)境問題之一?，F(xiàn)代多年平均氣溫為6 ℃～7 ℃，7月平均氣溫為22 ℃，極端最高氣溫為33.5 ℃。冬季，該地區(qū)受蒙古—西伯利亞高壓控制，盛行偏北風，降水稀少，冬季風強且作用時間長；夏季，東南季風帶來的濕潤氣流在本區(qū)產(chǎn)生大量降水，平均降水量為350～400 mm，極端降水量達466 mm，7、8月份降水量占全年的70%左右；春季多有沙暴和塵暴。西風環(huán)流7月達到該地區(qū)，1月南侵，使該地區(qū)完全在西風環(huán)流控制區(qū)。孫繼敏等認為毛烏素沙漠至少在500 ka BP就已經(jīng)形成，在第四紀氣候振蕩的作用下，歷經(jīng)“沙漠—非沙漠”的多次轉(zhuǎn)變[8]。冬季風強盛期間，在大風與干早氣候的耦合作用下，地表風沙活動加劇，沙漠-黃土邊界帶位置南移；間冰期鼎盛時，沙漠-黃土邊界帶北移，溫濕的氣候使植被覆蓋度提高，形成了薩拉烏蘇動物群和古人類重要的活動場所之一。

米浪溝灣位于薩拉烏蘇河流域中段，跨于黃土高原和鄂爾多斯高原之間，南緣與溫帶亞干旱晉陜甘區(qū)西北緣接壤，處于中溫帶干旱—半干旱區(qū)與南溫帶半干旱—半濕潤區(qū)交錯地帶的西南段。該流域上游和下游分別具有黃土和風砂兩種不同的地貌景觀。該流域末次間冰期以來連續(xù)的沉積地層發(fā)育，主要由風成砂、河流相、湖相—沼澤相沉積組成[14]，很好地記錄了東亞夏季風和冬季風驅(qū)動的古環(huán)境波動及全球冰期—間冰期旋回的信息[15]。

2 樣品采集及分析

米浪溝灣剖面（108°33′05.4″E，37°45′47.2″N）位于薩拉烏蘇河中游左岸的米浪溝灣村東北500 m處（圖1）。剖面頂部海拔1 290 m左右，出露地層厚度約83 m，包括全新統(tǒng)大溝灣組和滴哨溝灣組，上更新統(tǒng)城川組和薩拉烏蘇組以及部分中更新統(tǒng)離石組[14]。按沉積剖面自上而下大約每間隔20 cm采集一個樣品，共采集349塊樣品。地層厚度不足20 cm時，按單一地層略作調(diào)整。該剖面采集樣品地層厚大約52 m，共85個層序6種成因類型的沉積，包括1層現(xiàn)代流動沙丘砂、37層古流動沙丘砂、3層固定—半固定古沙丘砂、15層河流相、20層湖沼相和9層古土壤沉積。河湖相和古土壤主要由粉砂質(zhì)極細砂組成，次為粉砂質(zhì)細砂，并有體積分數(shù)不等的黏土成分，呈松軟—致密，分選較差，常具有植物根系，偶見植物根葉殘體化石[15]。MIS 2階段主要在6.0～16.5 m（11～30 ka BP）層段，主要有4層湖沼相、1層古土壤和5層河流相沉積（圖2）。

李保生等對米浪溝灣剖面大約30個年代樣品進行了分析及討論，并建立了米浪溝灣剖面年代模式（圖2）[10，16]。本文對沉積物樣品進行了總有機碳（TOC）、部分含有較高碳酸鹽含量（質(zhì)量分數(shù)，下同）沉積物的碳酸鹽碳氧同位素組成以及總有機碳較高的3層湖沼相沉積物中可溶有機質(zhì)飽和烴組分分析，結(jié)果見圖2。

總有機碳分析采用重鉻酸鉀-濃硫酸溶液氧化滴定法，實驗誤差低于0.5%。沉積物樣品除去植物殘體后，分離出低于80目（孔徑為0.180 mm）組分，采用磷酸法進行碳酸鹽碳、氧同位素組成分析。結(jié)果分別以δ13CV-PDB、δ18OV-PDB表示，分析誤差小于±0.3‰。

將除去植物殘體后的樣品烘干，磨碎到80～100目（孔徑為0.150～0.180 mm），在索氏抽提器中用二氯甲烷-甲醇混合液（體積比為93∶7）進行72 h萃取，過濾分離萃取液。用正己烷沉淀瀝青質(zhì)，過硅膠-三氧化二鋁色譜柱進行族組分分離，石油醚萃取飽和烴，苯萃取芳香烴，酒精沖洗非烴組分。有機質(zhì)正構(gòu)烷烴組分分析采用有機色譜-質(zhì)譜分析法，分析儀器為美國Finnigan SSQ710型色譜-質(zhì)譜儀，配置HP DB-5MS彈性石英毛細柱（30.00 m×0.25 mm×0.25 μm）。色譜條件包括：載氣純度為99.999%的氦氣，進樣室與傳輸線均恒溫300 ℃；進樣溫度80 ℃，停留1 min，以20 ℃·min-1程序升溫至140 ℃；以5 ℃·min-1程序升溫至280 ℃，停留10 min。質(zhì)譜條件包括：EI模式電子能量為70 eV；離子化電流為300 μA，倍增器電壓為1 100 V；根據(jù)相對保留指數(shù)、特征碎片離子、標準譜庫檢索等對化合物作定性分析，以六甲基苯為內(nèi)標，用內(nèi)標法作定量分析。

3 結(jié)果分析

從圖2可以看出，米浪溝灣MIS 2階段（6.0～16.5 m、11～30 ka BP）湖沼相地層沉積物平均粒度大約為4.5 Φ（砂質(zhì)粉砂），古土壤地層沉積物平均粒度大于5 Φ（泥質(zhì)粉砂），河流相地層沉積物平均粒度大約為3 Φ（粉砂質(zhì)砂）。在野外地層觀察中發(fā)現(xiàn)，湖沼相和古土壤地層發(fā)育較好的鈣質(zhì)頂?shù)装鍖?，表明有明顯的水體作用。湖沼相和古土壤地層沉積物中，總有機碳較高，為0.1%～1.0%，平均在0.5%以上；組成河流相的沉積物顆粒較粗，總有機碳較低，為0.01%～0.10%。由于較粗沉積顆粒對有機質(zhì)“稀釋效應”的影響，較低的總有機碳可能并不能完全說明當時的植被環(huán)境狀況很差。在全新世期間（2～6 m、2.3～11.0 ka BP），尤其是在2.3～8.0 ka BP期間，湖沼相地層相對發(fā)育，沉積物粒度較細（4～5 Φ），總有機碳相對較高（0.5%～1.0%）。MIS 2階段和全新世期間總有機碳較高的地層可溶有機質(zhì)飽和烴正構(gòu)烷烴（荷質(zhì)比為85）分析表明：末次冰期23～29 ka BP（16～18 m）期間的沉積物中，正構(gòu)烷烴主要以C27、C29、C31為主，低碳數(shù)正構(gòu)烷烴含量較低，姥植比（Pr/Ph）低于1；在末次冰期17～19 ka BP（11 m左右）期間，沉積物中正構(gòu)烷烴雖然仍以C27、C29、C31為主，但低碳數(shù)和中等碳數(shù)正構(gòu)烷烴含量明顯增加，姥植比低于1；全新世中期3～5 ka BP（2.5～5.0 m）期間，主要以C14～C18為主峰碳，中等碳數(shù)和高碳數(shù)正構(gòu)烷烴含量相對較低，姥植比低于1。23～29 ka BP（16～18 m）、17～19 ka BP（11 m左右）期間的湖沼相沉積物中碳酸鹽碳同位素組成（δ13C）為-6‰～-2‰，氧同位素組成（δ18O）為-10‰～-8‰；全新世（2.3～8.0 ka BP）期間，沉積物碳酸鹽δ13C值為-10‰～-6‰，δ18O值為-7‰～-4‰。

4 討 論

4.1 末次冰期古環(huán)境

以前的野外調(diào)查中發(fā)現(xiàn)，在末次冰期期間（尤其是最盛期），由于陸地冰量增多，導致氣溫急劇下降，在巴丹吉林沙漠東南緣的查格勒布魯剖面、毛烏素沙漠南緣的滴哨灣剖面與米浪溝灣剖面出現(xiàn)了凍融褶皺[17-18]，在稍南一點的河西走廊也發(fā)現(xiàn)有砂楔形成，指示了當時的溫度比現(xiàn)在低6 ℃～15 ℃[19]。在此寒冷氣候驅(qū)動下，冬季風顯著增強，沙漠急劇擴張，當時的沙漠-黃土邊界帶已越過甘肅蘭州[20]。毛烏素沙地堆積了厚層古風成砂沉積，且分布范圍達長城沿線及其以南地區(qū)，流動沙丘的范圍、規(guī)模遠遠大于現(xiàn)代。騰格里沙漠末次冰期也普遍發(fā)育古風成砂，其分布越過現(xiàn)代沙漠以南數(shù)千米至數(shù)十千米，到達寧夏中衛(wèi)、沙坡頭、孟家灣、長流水、紅衛(wèi)及干塘一線，一度抵達東祁連山以北的山麓帶及黃河北岸，古風成砂堆積厚5～8 m，因此，高尚玉等將末次冰期稱作“沙漠擴張奠基階段” [4]。沈吉認為末次盛冰期15～20 ka BP以來，青藏高原東北部絕大多數(shù)湖泊由于氣候寒冷干燥而處于干涸狀況，如察爾汗、大柴旦等湖泊沉積了多層夾含石膏粉砂黏土的原生石鹽層[21]。新疆阿爾泰山在（27.2±2.0）ka BP與（16.1±1.5）ka BP有較大規(guī)模的冰進，在喀納斯河流域形成高大側(cè)磧壟[22]。在東北、華北地區(qū)，13～23 ka BP期間孢粉貧乏，缺少禾本植物，草本類占絕對優(yōu)勢，反映極端干冷的環(huán)境[23]；黃土高原在10～25 ka BP期間黃土堆積加速；長江下游在15～18 ka BP期間草本植物擴展，氣溫比現(xiàn)在低7 ℃～8 ℃；黃海海面曾最大下降160 m[24]。由此表明，在末次冰期MIS 2階段，中國幾乎所有地區(qū)表現(xiàn)出干冷、風沙-黃土加強。

然而，通過對毛烏素沙漠南緣薩拉烏蘇河流域米浪溝灣末次冰期MIS 2階段（11～30 ka BP）以來的沉積地層野外考察，發(fā)現(xiàn)該地區(qū)至少有2次明顯的湖沼相和古土壤沉積期（23～29、17～20 ka BP），表明該時期有較大的湖沼水體以及濕度較大。事實上，以前對西風區(qū)的地質(zhì)記錄和數(shù)值模擬表明，青藏高原西部在15～24 ka BP期間為較高湖面，如西昆侖山南坡的甜水海、阿克賽欽—苦水湖等湖泊聯(lián)為一個統(tǒng)一大湖[25-26]，在新疆天山東段的柴窩堡、巴里坤湖[27]、艾比湖[28]、伊塞克湖也處于高湖面時期。秦伯強等對已發(fā)表的中亞地區(qū)湖泊地質(zhì)記錄分析總結(jié)后，發(fā)現(xiàn)死海、黑海、里海、巴爾喀什湖、阿富汗的賽伊斯坦、蒙古西部的吉爾吉斯等湖盆在末次盛冰期時的湖面遠高于目前的水位[29]。其中，最典型的是位于土耳其高原的科尼亞湖（Konya），古湖岸線表明在17～23 ka BP期間其為一大湖，其后水位下降[30]。在巴丹吉林沙漠地區(qū)，大約在31 ka BP、19 ka BP、9 ka BP和2 ka BP也發(fā)現(xiàn)有4層雨量增加標志的鈣質(zhì)膠結(jié)層[12]。本文薩拉烏蘇河流域米浪溝灣在31 ka BP為一層明顯的河流相沉積，與巴丹吉林沙漠31 ka BP的鈣質(zhì)膠結(jié)層一致，說明在該時期濕度較大。Zhang等發(fā)現(xiàn)騰格里沙漠在大約35 ka BP到22 ka BP期間為一個古大湖，說明在中國西北及北方在MIS 2階段有濕度增加氣候事件[13]。在毛烏素沙漠以南的黃土高原地區(qū)，薛祥煦等在陜西西安與咸陽地區(qū)之間的河流階地沉積剖面中，發(fā)現(xiàn)了與晚更新世薩拉烏蘇古菱齒象-披毛犀動物群的同類化石，但咸陽動物群中還有喜居暖濕森林或林緣草地的梅花鹿和曾見于河南孟縣的楊氏水牛，表明在距今大約20 ka時，薩拉烏蘇河流域以南的黃土高原渭河流域氣候溫涼偏濕[31]。巴丹吉林沙漠、騰格里沙漠、毛烏素沙漠以及陜西關(guān)中盆地晚更新世的地質(zhì)記錄表明，盡管末次冰期全球氣溫降低，但似乎也存在氣候環(huán)境的冷干、涼濕顫動，可能在全球寒冷的背景下出現(xiàn)夏季風降水增加。周衛(wèi)健等認為，末次冰期極盛期，東亞季風降水的增加也許與來自高緯度地區(qū)的冷空氣、來自低緯度熱帶海洋的暖濕氣流相互作用有關(guān)[32]。

通過對研究區(qū)地層和古環(huán)境分析，中國西部地區(qū)、中亞地區(qū)在末次冰期期間并非一直是十分冷干氣候背景，而是存在多次濕度較大的時期，并且也與中國東部季風影響地區(qū)有明顯的差異。圖3表示了米浪溝灣MIS 2階段以來的古環(huán)境變化與格陵蘭冰芯GISP 2、中國南方石筍的古環(huán)境記錄之間的關(guān)系。從圖3可以看出，MIS 2階段以來的湖沼相、古土壤地層與冰芯GISP 2中相對濕潤時期十分一致，代表低溫的寒冷事件YD、H1、H2、H3也有很好的對應關(guān)系，說明與格陵蘭地區(qū)的氣候演化有較好的一致性，與中國貴州都勻洞[33]、貴州七星洞[34]、廣西響水洞[35]、江蘇湯山洞[36]石筍記錄相比則有明顯的時間差異。

從北半球30°N和60°N末次冰期太陽輻射強度對比可以明顯看出，中國南方石筍在太陽輻射強度越大時期，石筍記錄到的氣候相對暖濕。而薩拉烏蘇河流域則剛好相反，在太陽輻射強度高的時期，如30～40 ka BP和8～15 ka BP期間，米浪溝灣主要以風成砂堆積為主，總有機碳較低。邵亞軍進行的孢粉分析也表明，這些階段主要以稀疏草原植被為主[11]。在太陽輻射強度較低的時期，如15～30 ka BP和全新世2～8 ka BP以來，米浪溝灣主要以湖沼相沉積為主，沉積物中總有機碳也明顯增高[11]。但是，在太陽輻射強度最低的20～25 ka BP期間，米浪溝灣主要以風成砂和河流相沉積為主。根據(jù)沉積物中可溶有機質(zhì)正構(gòu)烷烴分子化石特征分析，在23～29 ka BP和17～20 ka BP期間的沉積層中反映出陸生植被主要以森林草原為主，尤其是在17～20 ka BP期間，不僅森林范圍增加，而且低碳數(shù)正構(gòu)烷烴代表的菌藻類以及中等碳數(shù)代表的水生植物明顯增加，說明不僅水體范圍擴大，而且處于比較長期穩(wěn)定的狀態(tài)。這說明在較冷的末次冰期冬季風占主導因素背景下，這種時間差可能并不是以前認為的相位差，而是代表了冬、夏季風之間強弱相互作用過程的表現(xiàn)。

在19～23 ka BP期間，薩拉烏蘇河流域米浪溝灣主要為風成砂沉積物，較粗的沉積物顆粒、較低的總有機碳指示了氣候干冷、冬季風增強的古環(huán)境特征。20世紀70年代初，Dreimanis等提出末次盛冰期（Last Glacial Maximum，LGM）的概念[37]，時間為14～22 ka BP，目前多采用經(jīng)校正的日歷年21 ka BP；或者末次盛冰期年代界定是隨不同地區(qū)的H2事件出現(xiàn)的時間而定[38]，其年代范圍按Clark等利用4 271個14C記錄及475個地球宇宙源核素（TCN）記錄[39]，現(xiàn)在一般確定為19.0～26.5 ka BP。薩拉烏蘇河流域在19～23 ka BP期間為該地區(qū)的H2事件末次盛冰期，極端干冷狀態(tài)下生態(tài)環(huán)境仍十分惡劣。

4.2 全新世古環(huán)境

盡管全新世中期也形成了明顯的湖沼相沉積，且沉積物中總有機碳較高，但是從有機質(zhì)正構(gòu)烷烴分布特征可以看出，這段時期陸生植被不發(fā)育，主要以荒漠草原特征為主。低等菌藻類和水生植物相對繁盛，表明水體較淡且滯留時間較長。從北半球太陽輻射強度看，該段時間盡管強度相對于早全新世減弱，但明顯與23～29 ka BP期間強度一致，陸生植被特征卻相差較大。湖泊的形成可能與全球全新世以來上升的溫度、中國內(nèi)陸大部分地區(qū)增強的夏季風、研究區(qū)受夏季風帶來的大量降雨有關(guān)。研究區(qū)附近其他剖面的研究也證實全新世期間有大量分散的湖泊或水洼形成[40-41]，并且南部的黃土高原孢粉分析結(jié)果也證實在全新世中期（3～8 ka BP）降雨和溫度同步上升[11]。然而，米浪溝灣的有機生物標志化合物特征表明，陸生植被十分貧乏，這可能與當時較高的溫度有關(guān)。盡管降雨量增加，但較高的蒸發(fā)量使該地區(qū)的干燥度指數(shù)上升，從而導致陸生植被反而衰退。研究區(qū)溫度較低有利于植被的發(fā)育，但明顯在極端寒冷（如19～23 ka BP）氣候條件下仍以風成沉積為主，植被極不發(fā)育。

4.3 末次冰期和全新世水-熱差異

薩拉烏蘇河流域在末次冰期和全新世期間的古環(huán)境特征明顯不同，對于降雨或者水汽的來源仍不是特別清楚。李吉均認為西風區(qū)與季風區(qū)雖然具有相同的全球冰量驅(qū)動大背景，但是其氣候分別屬于兩種變化模式[42]。在西風區(qū)內(nèi)，其氣候主要受控于西風，熱帶西太平洋對其影響甚微；而北半球高緯度地區(qū)（北大西洋地區(qū)）的快速氣候波動事件，則可以通過驅(qū)動洋面溫度與北大西洋深層水（NADW）的變化，經(jīng)由大氣、洋流傳送到其他地區(qū)。陳發(fā)虎等也提出，亞洲中部西風帶控制區(qū)在現(xiàn)代間冰期從數(shù)千年到年代際的各個時間尺度上均存在不同于季風區(qū)的濕度（降水）變化模式，稱之為現(xiàn)代間冰期氣候變化的“西風模式”[43]。于革等根據(jù)國際古氣候模型對末次盛冰期進行模擬，認為中國西部地區(qū)有效降水有所增加，變化幅度為每年70～95 mm [44]。該模型揭示了末次冰期西風帶不僅位置向南移動，其強度也有所增強，影響范圍東擴，同時表明歐亞大陸降溫幅度為4 ℃～16 ℃，地表蒸發(fā)能力極弱，有利于在中國西部形成相對冷濕氣候。但是，劉曉東等的數(shù)值模擬研究表明，末次冰期冬季風明顯加強，夏季風有所減弱[45-46]。Chen等也認為在東亞季風系統(tǒng)中，盡管末次冰期時冬季風占優(yōu)勢，其影響強度甚至可以到達中國南海，但夏季風雖然較弱，其帶來的影響同樣是不容忽視的[47]。即是說，在末次冰期時盡管冬季風占絕對優(yōu)勢，但是在此期間也有弱的夏季風侵入，湖沼相沉積或與夏季風有關(guān)。在青藏高原高寒地區(qū)的情況可能與此有很大差別，高原地區(qū)的濕度以及湖泊的狀況與太陽輻射可能直接相關(guān)，不僅在太陽輻射強度增高時印度季風加強[48-53]，而且末次盛冰期被冰覆蓋的湖泊由于冰的融化使湖面上升[54-55]。

對MIS 2階段和全新世總有機碳較高地層的可溶有機質(zhì)飽和烴正構(gòu)烷烴（荷質(zhì)比為85）分析表明：末次冰期29～23 ka BP（16～18 m）期間沉積物中，正構(gòu)烷烴主要以C27、C29、C31為主，低碳數(shù)正構(gòu)烷烴含量較低；在17～19 ka BP（11 m左右）期間沉積物中，正構(gòu)烷烴雖然仍以C27、C29、C31為主，但低碳數(shù)和中等碳數(shù)正構(gòu)烷烴含量明顯增加；而在全新世中期3～5 ka BP（2.5～5.0 m）期間沉積物中，有機質(zhì)正構(gòu)烷烴分布特征發(fā)生了明顯變化，主要以C14～C18為主峰碳，中等碳數(shù)和高碳數(shù)正構(gòu)烷烴含量相對較低；相同的是，植烷含量比姥鮫烷高。一般認為，這種狀況（姥植比低于1）表明水體有較強的還原性[56]。低成熟度有機質(zhì)的姥植比可能不能反映古環(huán)境狀況，張成君等通過對青藏高原現(xiàn)代過程分析，發(fā)現(xiàn)在干旱、寒冷地區(qū)的土壤中有植烷優(yōu)勢[57-58]。盡管薩拉烏蘇河流域米浪溝灣為湖沼相和古土壤地層，但在MIS 2階段以陸生植物組分來源為主，因此，植烷優(yōu)勢可能代表了當時的氣候總體較冷，與末次冰期全球較低氣溫背景一致。水藻和光合合成細菌的正構(gòu)烷烴主導成分是C17，沉水和漂浮大型植物等非外源維管植物往往有最大的C21、C23和C25正構(gòu)烷烴豐度，而陸地植物的表皮蠟質(zhì)層則含有較多的C27、C29和C31，其中，C27和C29主要代表了木本植物的輸入，而C31則指示草本植物的輸入[59-60]。中等碳數(shù)正構(gòu)烷烴的存在說明這一時期有大量水體，可能與較低的溫度、低蒸發(fā)強度有關(guān)。全新世期間明顯與末次冰期MIS 2階段時不一致，沉積物中有機質(zhì)主要來源于內(nèi)源水體，外源植物相對較少，植烷優(yōu)勢說明其是水體較深、滯留時間較長所致。

從碳酸鹽碳氧同位素組成也可以明顯反映出這種變化特征。δ18O值主要受溫度影響，溫度高有利于碳酸鹽富集重氧同位素18O；δ13C值主要受大氣CO2與湖泊水體中碳的交換、湖水的硬度、湖泊生產(chǎn)力等因素影響，其值的波動間接地指示溫度變化，溫度低有利于碳酸鹽富集重碳同位素13C。因此，溫度的變化可以造成δ18O值與δ13C值之間存在負相關(guān)關(guān)系（圖4）。Menking等研究表明，湖泊沉積物中碳酸鹽δ18O值與δ13C值之間的相關(guān)性可以反映出湖泊的狀況[61]。如果這兩者之間有較好的相關(guān)性（相關(guān)系數(shù)高于0.7），說明湖泊處于封閉狀態(tài)，水體滯留時間較長，如相關(guān)性較差或不相關(guān)，則說明湖泊處于半開放—開放狀態(tài)[61]。圖4反映出碳酸鹽δ18O值與δ13C值之間的相關(guān)性較好（相關(guān)系數(shù)為0.82），表明水體處于封閉狀態(tài)，與湖沼相沉積地層一致，水體相對較大。MIS 2階段δ13C值為-6‰～-2‰，δ18O值為-10‰～-8‰，相對偏輕，明顯水體較淡，與冰雪融水和低蒸發(fā)有關(guān)；全新世期間則正好相反，δ13C值為-10‰～-6‰，相對偏輕，δ18O值為-7‰～-4‰，相對偏重，指示了較為溫暖的水體環(huán)境。這說明全新世期間溫度相對較高，水體滯留時間較長。趙琦等對滴哨溝灣剖面研究認為，該地區(qū)從早全新世開始逐漸形成湖泊環(huán)境，5.85～9.10 ka BP期間溫濕多雨，是湖泊發(fā)育最大時期，湖泊水體滯留時間較長[41]。很明顯，全新世時期該地區(qū)湖泊的形成與強烈的夏季風有關(guān)。在較高溫度下，降雨量大于蒸發(fā)量時可以形成湖沼環(huán)境。但是，如果干燥度較高，則陸地植被狀況較差。因此，全新世期間薩拉烏蘇河流域不太可能形成一個統(tǒng)一大湖，而最大可能是在2.0～7.1 ka BP期間，該地區(qū)存在與河流環(huán)境有關(guān)的較多分散的小湖泊或水洼[40]。MIS 2階段湖泊環(huán)境是在低溫、低蒸發(fā)狀態(tài)下形成的，并且植被狀況明顯好于全新世時期，說明該地區(qū)涼濕氣候環(huán)境比干燥度較大的高溫、低濕度環(huán)境有利于植被的繁盛。蒸發(fā)量是一個重要的生態(tài)環(huán)境限制因子，水汽的來源與西風環(huán)流有關(guān)。

5 結(jié) 語

（1）無論從沉積地層記錄，還是古環(huán)境替代指標（粒度、總有機碳），還是有機質(zhì)正構(gòu)烷烴指示的古生態(tài)環(huán)境，均表明沙漠-黃土過渡帶薩拉烏蘇河流域在末次冰期期間的古氣候環(huán)境極不穩(wěn)定，說明末次冰期期間氣候不穩(wěn)定性具有全球性。

（2）對于沙漠-黃土過渡帶，在末次冰期期間存在的湖沼相沉積水體來源無論是西風環(huán)流，或者是夏季風帶來的水汽，在溫度相對較低的溫涼情況下有利于植被的繁盛；在溫度較高的環(huán)境，盡管絕對降雨量增加，但干燥度增加更明顯時，生態(tài)環(huán)境仍然面臨惡化的可能。

華南師范大學李保生教授提供了米浪溝灣剖面樣品，華南師范大學溫小浩副教授、牛東風博士等協(xié)助進行了野外工作，在此一并致謝！

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