商圣潭，鐘巍，魏志強(qiáng)，朱嬋，薛積彬

華南師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院，廣州　510631

末次冰消期以來，千年、百年尺度的快速氣候突變事件一直是國內(nèi)外許多學(xué)者研究的熱點(diǎn)。根據(jù)格陵蘭冰芯的記錄，晚冰期表現(xiàn)為一系列的千年尺度和百年尺度的氣候變化波動[1]，在全新世的氣候變化研究中，也有越來越多的證據(jù)表明全新世的氣候是不穩(wěn)定的[2-8]。近年來，以泥炭、冰芯、湖泊沉積物為對象來重建古氣候變化的研究越來越多[9-14]。我國南嶺及以南緯度地區(qū)是研究東亞夏季風(fēng)的理想?yún)^(qū)域，Zhouetal.[15]和蕭家儀等[16]以孢粉、總有機(jī)碳、巖相等為研究對象對大湖地區(qū)末次冰消期以來的植物與環(huán)境演變進(jìn)行了探討。薛積彬等[17]通過對南嶺東部大湖泥炭沉積記錄的腐殖化度、總有機(jī)碳及磁化率等環(huán)境代用指標(biāo)的綜合分析，在可靠14C測年技術(shù)的支持下，重建了南嶺東部大湖12 ka以來的氣候與環(huán)境變化過程。歐陽軍等[18]對定南大湖K02和KD鉆孔的研究揭示了該區(qū)16.0 ka B.P.以來的水文變化過程。Zhongetal.[19-22]也運(yùn)用干密度、平均粒徑、腐殖化度、碳同位素等多種代用指標(biāo)，對當(dāng)?shù)氐淖匀画h(huán)境演化做了詳細(xì)的論述。

湖泊沉積物粒徑作為一種有效的古氣候、古環(huán)境重建指標(biāo)，在相關(guān)研究中其發(fā)揮的作用和意義顯著。近年來運(yùn)用數(shù)學(xué)方法提取敏感組分作為古環(huán)境古氣候重建指標(biāo)的研究已經(jīng)取得了很多成果，如孫東懷等[23]提出從數(shù)學(xué)特征上提取敏感組分的方法；向榮等[24-25]對位于東海陸架濟(jì)州島西南泥質(zhì)區(qū)的B2鉆孔進(jìn)行了沉積物粒度分析，從中提取出了對沉積環(huán)境變化敏感的粒度組分；肖尚斌等[26]對東海內(nèi)陸架泥質(zhì)沉積區(qū)的 DD2鉆孔和懸浮體進(jìn)行了陸源物質(zhì)提取，通過計(jì)算粒級—標(biāo)準(zhǔn)偏差的變化獲得了對沉積環(huán)境變化較為敏感的粒度組分；薛積彬等[27]根據(jù)中國西北干旱區(qū)巴里坤湖BLK-1剖面沉積物的粒度分析，采用粒級—標(biāo)準(zhǔn)偏差法提取了對沉積環(huán)境變化敏感的粒度組分，重建了過去200年和9.4 ka B.P.以來的風(fēng)沙活動。

本文基于14C測年的結(jié)果，建立準(zhǔn)確的年代序列，通過提取對環(huán)境敏感的粒度組分來探討定南大湖地區(qū)晚冰期以來的水文變化過程。

1　研究材料和實(shí)驗(yàn)分析

大湖湖沼(24°45.3′～24°45.7′N、115°02.1′～115°02.3′E)位于粵贛兩省的交界處(圖1)，湖沼總面積0.80 km2，海拔246 m。研究區(qū)三面環(huán)山，破碎的低山丘陵和眾多大小不等的紅色盆地相間分布，花崗巖廣泛露出，易風(fēng)化的粗粒與中粒斑狀黑云母花崗巖風(fēng)化后在洼地處堆積，形成深厚疏松的紅色風(fēng)化層，大氣降水迅速下滲形成豐富的地下水，大量的植物殘?bào)w在低洼處封閉的儲水環(huán)境中沉積下來，發(fā)育沼澤，堆積泥炭[28]。研究區(qū)氣候?qū)儆趤啛釒Ъ撅L(fēng)性濕潤氣候，且同時受到東亞季風(fēng)和南亞季風(fēng)的共同影響，1月平均氣溫8.3 ℃，7月平均氣溫27.3 ℃，多年的平均氣溫17.8 ℃，年均降水量約1 592 mm[29]。

圖1　研究區(qū)位置圖Fig.1　Location of the study area

圖2　大湖湖沼K02孔剖面巖性及其年代標(biāo)尺Fig.2　Lithostratigraphy and chronology for Core K02 in Dahu Swamp

K02鉆孔位于湖沼偏東北方向，巖芯總長348 cm，按1 cm間距在現(xiàn)場進(jìn)行連續(xù)取樣獲得樣品348個。粒度實(shí)驗(yàn)在華南師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院粒度實(shí)驗(yàn)室完成，采用Malvern 2000激光粒度分析儀進(jìn)行分析，測量量程為0.02～2 000 μm，樣品重復(fù)測量誤差小于5%，具體實(shí)驗(yàn)過程、巖性和年代圖的建立參照Zhongetal.[21]的研究成果。K02鉆孔測年樣品為12個，詳細(xì)測年材料與方法參照參考文獻(xiàn)[18]， 測年結(jié)果顯示K02鉆孔底部年齡約為16.0 ka B.P.(圖2)。

2　敏感組分的提取

在提取沉積物中的環(huán)境敏感粒度組分時，粒級—標(biāo)準(zhǔn)偏差算法已經(jīng)得到了廣泛的應(yīng)用，其原理是通過研究激光粒度儀所輸出的樣品每一粒級所對應(yīng)含量的標(biāo)準(zhǔn)差變化而獲得整個沉積序列粒度變化存在顯著差異的粒度組分的個數(shù)和分布范圍[30]。標(biāo)準(zhǔn)差越大則數(shù)據(jù)變異程度越大；反之亦然。一般情況下，差異大的粒徑區(qū)間即為對環(huán)境比較敏感的組分。沉積物粒度的頻率分布曲線能比較直觀的反應(yīng)出其粒度組分特征，從圖3a的K02鉆孔各層位樣品粒級含量的頻率分布曲線可以看出，其形態(tài)和分布范圍大體一致，主要表現(xiàn)為一明顯的單峰，可能指示了整個K02鉆孔的沉積環(huán)境相對穩(wěn)定，控制因素為較單一的物源或水動力條件。

圖3　大湖湖沼K02孔總剖面沉積物頻率分布曲線(a)、粒徑—標(biāo)準(zhǔn)偏差變化曲線(b)、和各地層巖性粒級—標(biāo)準(zhǔn)偏差曲線(c-f)Fig.3　Frequency distribution(a) and standard deviation curves (b)of different grain-size in Core K02 and Curve of the grain-size standard deviation from the different lithostratigraphic unit(c-f)of K02 from Dahu Swamp

從圖3b所示的K02巖芯整個剖面的粒徑—標(biāo)準(zhǔn)偏差曲線可以清楚看出，在5.6 μm和25.2 μm處有2個標(biāo)準(zhǔn)偏差波峰，在10 μm處為波谷，因此可以認(rèn)為，K02鉆孔至少存在兩個對環(huán)境比較敏感的組分。另外，從圖3所示出的不同巖性層位的粒徑—標(biāo)準(zhǔn)偏差曲線可以得知，泥炭層對沉積環(huán)境較為敏感的組分可以劃分為<10 μm和>10 μm；有機(jī)質(zhì)層對沉積環(huán)境較為敏感的組分可以劃分為<8.9 μm和>14.2 μm；淤泥層對沉積環(huán)境較為敏感的組分可以劃分為<11.2 μm和>12.6 μm。通過對比各個層位和整個剖面的敏感組分，暫且可以把K02鉆孔對沉積環(huán)境較為敏感的組分劃分為粒徑<8.9 μm和粒徑>14.2 μm兩個較大的粒度敏感組分范圍。

為進(jìn)一步確定對環(huán)境變化較為敏感的粒級，以粒級為變量，通過SPSS.19軟件進(jìn)行主成分因子分析，獲得三個主控因子F1、F2和F3，分別可以解釋粒級對環(huán)境變化敏感程度的37.5%，30.3%，14.4%。系數(shù)的絕對值越大，即越接近 ± 1，該變量對該因子的代表性就越大，也就更能反映該因子的特征[31]。為了使選取出的敏感組分更具有代表性，我們認(rèn)為三個主成分的系數(shù)大于0.7時，所對應(yīng)的粒徑對環(huán)境的變化比較敏感。因此，如圖4所示，我們最終確定了3個敏感組分，即0.6～7.1 μm為組分1(C1)，20～44.8 μm為組分2(C2)，89.3～447.7 μm為組分3(C3)。

圖4　敏感組分的主控因子得分Fig.4　PCA factor scores of three sensitive components

3　大湖湖沼K02孔沉積物粒度組分的討論及指示意義

3.1　敏感粒度組分的討論

C1和C2兩個敏感組分的百分含量在剖面垂直方向上的變化如圖5所示，C1和C2都有著明顯的波動變化，且變化方向大體相反。在與總體剖面平均粒徑的變化曲線對比中發(fā)現(xiàn)，C2含量與總體平均粒徑的變化較為一致，而C1則呈現(xiàn)相反變化。然而，從圖6的兩個敏感組分的平均粒徑曲線來看，C1的平均粒徑在整個剖面中沒有明顯的變化，幾乎呈現(xiàn)一條直線，而C2的平均粒徑變化則十分的明顯。這表明總體剖面平均粒徑的變化主要是由C2所引起的，C2是K02剖面中對環(huán)境變化較為敏感的粒度組分。另外，之前學(xué)者的研究表明，大湖湖沼地區(qū)由于被低山環(huán)繞形成封閉性的湖盆，并沒有河流的注入，所以其沉積物的來源應(yīng)該是花崗巖風(fēng)化物被雨水形成的坡面流水沖刷到湖沼當(dāng)中的。定南大湖坡面流水的水動力比較弱，所以不太可能攜帶大顆粒的物質(zhì)進(jìn)入湖沼[23]。因此C3大粒徑敏感組分的形成可能是由于個別樣品的貢獻(xiàn)，也可能代表了某段時間的極端氣候變化所帶來的大顆粒物質(zhì)，又由于C3總體含量低于3.5%，所以，本文主要討論了C2可能代表的環(huán)境指示意義。

圖5　K02剖面平均粒徑與敏感組分含量的變化趨勢對比Fig.5　Comparison of the trends between the mean grain-size and the content of sensitive components in the Core K02

圖6　C1和C2的平均粒徑變化趨勢Fig.6　Trends in the mean grain-size of two sensitive grain-size components

由圖5已經(jīng)得知，K02巖芯總體剖面粒徑與C2百分含量的變化趨勢比較一致。為了說明C2作為敏感組分比總體剖面平均粒徑更能指示近16 000以來的氣候變化，我們比較了其在16 ka B.P.之間的變化幅度。從圖7中的變化曲線可以看出，C2敏感組分相比總剖面粒徑在近16 ka B.P.以來的變化幅度要更加明顯。尤其是在16～15 ka、14～13 ka、11～12 ka、10～7 ka、6～4 ka之間，C2敏感組分的變化幅度比較大，相比總剖面平均粒徑的變化幅度也更加直觀，可能對應(yīng)于老、中、新仙女木事件以及9.5 ka、8.2 ka、5.5 ka、4.2 ka等冷事件。因此可以說明，C2組分相對總剖面粒徑對氣候的響應(yīng)更加敏感。綜合上文對敏感組分的討論，以C2作為敏感組分來探究其可能指示的環(huán)境意義是可行的。

圖7　C2敏感組分與總剖面平均粒徑的變化幅度比較Fig.7　Comparison of the variation of the sensitive component C2 and the total average grain size

3.2　敏感組分與其他指標(biāo)的對比

已有學(xué)者在大湖地區(qū)氣候變化研究方面已經(jīng)取得了很多成果[18-20,22]，本文通過與前人所用大湖指標(biāo)的對比來探討敏感組分所反映的干濕狀況變化，所選取的指標(biāo)包括有機(jī)碳含量(TOC)、13C和干密度。當(dāng)降水量少的時候，表現(xiàn)為TOC增高，13C偏正，干密度偏??；降水量增多時，表現(xiàn)為TOC降低，13C偏負(fù)，干密度偏大[19-20]。

根據(jù)C2敏感組分的變化(圖8)，可以劃分為四個階段：1)晚冰期(16～11.5 ka B.P.)的敏感粒度與其他代用指標(biāo)有著相似的變化趨勢。16～15 ka B.P.期間，C2含量偏高，范圍為10.28～25.55%，可能指示大湖湖泊水位偏低，氣候比較干旱，這與Zhongetal.[22]的研究認(rèn)為的此時期13C值偏正對應(yīng)冷干氣候的結(jié)論一致，可能對應(yīng)于老仙女木事件。15～12.8 ka B.P.期間，C2含量偏低，尤其是在15～14 ka B.P.期間，C2含量范圍為13.38%～17.17%，指示了較高的湖泊水位和較濕潤的氣候，之前的研究認(rèn)為此期間TOC、13C值偏低，氣候溫暖，可能對應(yīng)于博令暖期； C2對冷事件的記錄也比較明顯，比如13.5 ka B.P.前后，C2含量的突然升高，此時的氣候突變可能對應(yīng)于中仙女木事件。此后12.8～11.5 ka B.P.期間，C2含量突然升高，范圍在19.0～30.9%之間，氣候干旱，此時期與TOC、13C值偏高、干密度降低所指示的冷干氣候的結(jié)論一致，大湖湖沼進(jìn)入了晚冰期以來最冷的階段—新仙女木時期。2)早中全新世11.5～6 ka B.P.階段，C2組分含量介于13.21%～44.52%，平均值為20.88%，且總體呈下降趨勢，指示了湖泊水位偏高及濕潤的氣候條件；C2含量的上限值(44.52%)較高的原因，可能是受到“9.5 ka”、“8.2 ka”等冷事件的影響；這一結(jié)果與Zhongetal.[22]的研究13C值和TOC偏低、干密度增大所指示的全新世適宜期時間是基本對應(yīng)的。蕭家儀等[16]根據(jù)對江西定南大湖泥炭中的孢粉研究，也認(rèn)為該研究區(qū)11.5～6 ka B.P.為全新世適宜期，氣候溫暖濕潤。3)全新世中晚期6～3.8 ka B.P.階段，C2組分含量迅速升高且波動較大，指示了當(dāng)時的氣候不太穩(wěn)定；結(jié)合TOC、13C值升高、干密度值減小認(rèn)為，大湖湖沼地區(qū)此時期的氣候可能比較干旱。4)全新世晚期3.8 ka至今，由于人類活動因素逐漸加強(qiáng)[15]，且該階段的敏感組分分辨率較低，在此不做詳細(xì)討論。

圖8　大湖湖沼K02巖芯敏感粒度組分和其他氣候指標(biāo)記錄的對比Fig.8　Comparison of the climate variability recorded by sensitive grain-size component of Core K02 with the other multiple climate indexes in Dahu swamp

綜合定南大湖各項(xiàng)指標(biāo)以及與GISP2冰芯[1]、董哥洞D4石筍18O[32]的對比發(fā)現(xiàn)，大湖湖沼C2含量在晚冰期階段與GISP 2冰芯、董歌洞石筍記錄有比較一致的對應(yīng)關(guān)系，且時間對應(yīng)比較好，這說明大湖地區(qū)近16 ka B.P.的氣候變化具有全球性。進(jìn)入全新世以后，董歌洞石筍18O記錄與C2含量記錄變化較為一致，對“8.2 ka”、“9.5 ka”等冷事件的記錄也基本在同一時間范圍內(nèi)；敏感組分C2對于仙女木、“8.2 ka”、“9.5 ka”等冷事件的記錄要比K02孔的其他指標(biāo)所記錄的信息更加明顯。

4　研究區(qū)水文環(huán)境的形成機(jī)理

湖泊懸浮微粒沉積過程與其輸導(dǎo)機(jī)制和沉積環(huán)境的密切關(guān)系，已經(jīng)被很多學(xué)者廣為接受[34]。湖泊沉積物粒度組成的控制因素一般認(rèn)為主要有三個：1)碎屑物質(zhì)來源，2)湖泊水位變化，3)湖泊水動力[34-35]。由于定南大湖湖盆較小，且相對封閉，水動力較弱[23]，湖泊粒度成分可能主要受到碎屑物質(zhì)來源和水位變化的影響。另外，已有學(xué)者通過對湖泊沉積與水動力模型的研究，得出中國大理湖表層沉積物5種粒度組分C1、C2、C3、C4和C5所對應(yīng)的粒度大小分別為0.7～1.6、1.9～8.8、10.5～53.0、68.2～157.7和203.0～514.7 μm；并認(rèn)為，這5種粒度組分分別可以指示懸浮黏土顆粒成分、離岸懸浮細(xì)粉砂成分、離岸懸浮中粗粉砂成分、近岸懸浮細(xì)砂成分和近岸躍移中砂成分[36]。Huangetal.[37]對中國南海鉆孔的研究也認(rèn)為，13～28 μm的粒度組分主要是受到水位變化的影響。

因此，從上文我們所得到的定南大湖的三個粒度敏感組分來看，C1(0.6～7.1 μm)，C2(20～44.8 μm)C3(89.3～447.7 μm)可以分別代表離岸懸浮黏土細(xì)粉沙成分、離岸懸浮中粗粉砂成分和近岸細(xì)中砂成分。當(dāng)氣候濕潤、降水增多、湖泊水位偏高時，K02鉆孔位置離岸偏遠(yuǎn)，C1百分含量偏高，C2百分含量偏低；相反，當(dāng)氣候干旱、降水偏少、湖泊水位降低時，K02鉆孔離岸較近，C1百分含量偏低，C2百分含量偏高(圖5)。這也說明了較大(小)的平均粒徑和敏感組分可能反應(yīng)了較淺(深)的湖泊水位或較強(qiáng)(弱)的水動力[38]；而C3的百分含量在近16 ka B.P.以來都是偏低的，可能是因?yàn)楫?dāng)湖泊水位偏低甚至轉(zhuǎn)為湖沼過程中，氣候干旱雨水偏少，周圍湖盆沖刷進(jìn)湖泊的碎屑物質(zhì)偏少；再者，生長旺盛的地表植被也對碎屑物質(zhì)起到了一定的阻礙作用。

以上分析表明，定南大湖粒度敏感組分的變化趨勢可以反應(yīng)定南大湖的水文變化特征。當(dāng)C2敏感組分含量高的時候，說明懸浮顆粒中的中粗粉砂含量偏高，可能指示了當(dāng)時定南大湖氣候比較干旱，降水偏少，湖面萎縮，水位降低，K02孔位置離岸較近；反之，C2敏感組分含量低的時候，氣候比較濕潤，降水較多。因此，研究區(qū)敏感組分的變化與降水有著密切的聯(lián)系。研究區(qū)屬于亞熱帶季風(fēng)性濕潤氣候，降水主要受到亞洲夏季風(fēng)的影響。夏季風(fēng)強(qiáng)，大湖地區(qū)降水多，氣候表現(xiàn)的就較為濕潤；夏季風(fēng)弱，大湖地區(qū)降水少，氣候表現(xiàn)的就較為干旱。而對于亞洲季風(fēng)強(qiáng)弱的形成機(jī)制，已有很多學(xué)者做了比較全面的研究，例如Wangetal.[39]在貴州荔波董歌洞的研究中，對石筍的氧同位素與太陽活動記錄進(jìn)行了對比，發(fā)現(xiàn)兩者之間有比較好的相關(guān)性：較高的太陽輻射(較低的大氣剩余Δ14C)對應(yīng)較強(qiáng)的亞洲夏季風(fēng)，較低的太陽輻射(較高的大氣剩余Δ14C)對應(yīng)較弱的亞洲夏季風(fēng)；Zhongetal.[40]通過對南嶺西部大坪泥炭鉆孔的有機(jī)碳同位素分析表明，較低的大氣剩余Δ14C 對應(yīng)較強(qiáng)的亞洲夏季風(fēng)，較高的大氣剩余Δ14C對應(yīng)較弱的亞洲夏季風(fēng)。

本文將16 ka B.P.以來大湖C2百分含量與大氣剩余Δ14C值豐度值做了對比，并且運(yùn)用Schulza和Mudelsee共同設(shè)計(jì)的周期分析軟件(Redfit38)對K02孔的C2含量進(jìn)行了周期分析。如圖9所示，在90% 的置信度檢驗(yàn)下，檢驗(yàn)出了1 070 a這一個千年尺度周期和若干個百年尺度周期(349 a，291 a，217 a，170 a，136 a，128 a，121 a和116 a)；其中所檢驗(yàn)出來的349 a、291 a、217 a、136 a和121 a的周期在大氣剩余Δ14C的周期中也有明顯的對應(yīng)，而且1 070 a、349 a和291 a的周期與Limetal.[41]在對韓國濟(jì)州島湖泊沉積物的研究所得到的1 056 a、370 a和289 a的太陽活動周期非常接近，349 a的周期與Sagawa[42]和Liuetal.[43]所研究的350 a的太陽活動周期對應(yīng)較好；Cosfordetal.[44]通過金灘灣洞石筍18O所得到的121 a周期和Zhangetal.[45]通過石筍研究所得到的117 a、138 a的太陽活動周期記錄，也與本研究所得到的136～116 a的周期記錄相吻合。

圖9　大湖湖沼K02鉆孔敏感粒度組分和大氣剩余Δ14C周期分析的對比Fig.9　Comparison of periodic analysis between sensitive grain-size component of Core K02 and atmosphere Δ14C records

以上分析表明，通過定南大湖沉積物C2敏感組分所提取的能夠反映研究區(qū)水文環(huán)境特征的周期與通過大氣剩余Δ14C所反應(yīng)出的太陽活動周期是具有可比性的，與他人研究得到的周期對應(yīng)也較好。太陽活動的周期變化可能影響了亞洲夏季風(fēng)的強(qiáng)弱變化，從而影響了定南大湖地區(qū)的水文變化特征，這說明定南大湖地區(qū)的氣候環(huán)境變化可能受太陽活動驅(qū)使。

5　結(jié)論

通過對大湖湖沼地區(qū)粒度的分析，對粒度運(yùn)用粒級—標(biāo)準(zhǔn)偏差法和主成分分析法提取出了對環(huán)境變化敏感的組分，并用敏感組分C2探討了定南大湖近16 ka B.P.以來的氣候變化。通過與該區(qū)其他指標(biāo)對比發(fā)現(xiàn)，在16.0～11.5 ka B.P.期間，C2含量波動較大，依次經(jīng)歷了老仙女木事件、B/A暖期、新仙女木事件；全新世以后降水逐漸增多，在6.0～3.8 ka B.P.期間，降水則減少；與冰芯18O、董歌洞D4石筍18O的對比可以說明，定南大湖地區(qū)作為夏季風(fēng)的橋頭堡對全球氣候的波動有比較敏感的反映。本文又對大湖地區(qū)C2含量與大氣剩余Δ14C豐度值做了對比，并通過Redfit38周期分析軟件得出研究區(qū)的幾個太陽活動周期，與其他學(xué)者的研究周期有很好的吻合度。結(jié)果表明，南嶺大湖地區(qū)的環(huán)境變化可能與太陽活動有關(guān)。

參考文獻(xiàn)(References)

[1]Stuiver M, Grootes P M, Braziunas T F. The GISP2 δ18O climate record of the past 16,500 years and the role of the sun, ocean, and volcanoes[J]. Quaternary Research, 1995, 44(3): 341-354.

[2]Enzel Y, Ely L L, Mishra S, et al. High-resolution Holocene environmental changes in the Thar Desert, northwestern India[J]. Science, 1999, 284(5411): 125-128.

[3]郭正堂，魏蘭英，呂厚遠(yuǎn)，等. 晚第四紀(jì)風(fēng)塵物質(zhì)成分的變化及其環(huán)境意義[J]. 第四紀(jì)研究，1999，19(1)：41-48. [Guo Zhengtang, Wei Lanying, Lü Houyuan, et al. Changes in the composition of late Pleistocene aeolian dust and the environmental significance[J]. Quaternary Sciences, 1999, 19(1): 41-48.]

[4]陳發(fā)虎，朱艷，李吉均，等. 民勤盆地湖泊沉積記錄的全新世千百年尺度夏季風(fēng)快速變化[J]. 科學(xué)通報(bào)，2001，46(17)：1414-1419. [Chen Fahu, Zhu Yan, Li Jijun, et al. Abrupt Holocene changes of the Asian monsoon at Millen-Nial-and centennial-scales: evidence from lake sediment document in Minqin Basin, NW China[J]. Chinese Science Bulletin, 2001, 46(17): 1414-1419.]

[5]Baker P A, Seltzer G O, Fritz S C, et al. The history of South American tropical precipitation for the past 25,000 years[J]. Science, 2001, 291(5504): 640-643.

[6]Baker P A, Rigsby C A, Seltzer G O, et al. Tropical climate changes at millennial and orbital timescales on the Bolivian Altiplano[J]. Nature, 2001, 409(6821): 698-701.

[7]Noren A J, Bierman P R, Steig E J, et al. Millennial-scale storminess variability in the northeastern United States during the Holocene epoch[J]. Nature, 2002, 419(6909): 821-824.

[8]Mayewski P A, Rohling E E, Stager J C, et al. Holocene climate variability[J]. Quaternary Research, 2004, 62(3): 243-255.

[9]施雅風(fēng)，孔昭宸，王蘇民，等. 中國全新世大暖期的氣候波動與重要事件[J]. 中國科學(xué)(B輯)，1992，22(12)：1300-1308. [Shi Yafeng, Kong Zhaochen, Wang Sumin, et al. The climatic fluctuation and important events of Holocene megathermal in China[J]. Science in China (Series B), 1992, 22(12): 1300-1308.]

[10]李志忠，凌智永，陳秀玲，等. 新疆伊犁河谷晚全新世風(fēng)沙沉積粒度旋回與氣候變化[J]. 地理科學(xué)，2010，30(4)：613-619. [Li Zhizhong, Ling Zhiyong, Chen Xiuling, et al. Late Holocene climate changes revealed by grain-size cycles in Takemukul Desert in Yili of Xinjiang[J]. Scientia Geographic Sinica, 2010, 30(4): 613-619.]

[11]Leuenberger M C, Lang C, Schwander J. Delta15N measurements as a calibration tool for the paleothermometer and gas-ice age differences: A case study for the 8200 B.P. event on GRIP ice[J]. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 1999, 104(D18): 22163-22170.

[12]吳錫浩，安芷生，王蘇民，等. 中國全新世氣候適宜期東亞夏季風(fēng)時空變遷[J]. 第四紀(jì)研究，1994，14(1)：24-37. [Wu Xihao, An Zhisheng, Wang Sumin, et al. The temporal and spatial variation of East Asian summer monsoon in Holocene optimum in China[J]. Quaternary Sciences, 1994, 14(1): 24-37.]

[13]An Z S. The history and variability of the East Asian paleomonsoon climate[J]. Quaternary Science Reviews, 2000, 19(1/2/3/4/5): 171-187.

[14]An Z S, Porter S C, Kutzbach J E, et al. Asynchronous Holocene optimum of the East Asian monsoon[J]. Quaternary Science Reviews, 2000, 19(8): 743-762.

[15]Zhou W J, Yu X F, Jull A J T, et al. High-resolution evidence from southern China of an early Holocene optimum and a mid-Holocene dry event during the past 18,000 years[J]. Quaternary Research, 2004, 62(1): 39-48.

[16]蕭家儀，呂海波，周衛(wèi)健，等. 末次盛冰期以來江西大湖孢粉植被與環(huán)境演變[J]. 中國科學(xué) D輯：地球科學(xué)，2007，37(6)：789-797. [Xiao Jiayi, Lü Haibo, Zhou Weijian, et al. Evolution of vegetation and climate since the last glacial maximum recorded at Dahu peat site, South China[J]. Science in China Series D: Earth Sciences, 2007, 50(8): 1209-1217.]

[17]薛積彬，鐘巍，彭曉瑩，等. 南嶺東部大湖泥炭沉積記錄的古氣候[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì)，2007，27(5)：105-113. [Xue Jibin, Zhong Wei, Peng Xiaoying, et al. Paleo-climate significance for the past 12 kaBP revealed by Dahu peat record in the eastern south mountain[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2007, 27(5): 105-113.]

[18]歐陽軍，鐘巍，薛積彬，等. 我國低緯季風(fēng)區(qū)晚冰期以來水文變化：南嶺東部高分辨率湖沼沉積記錄[J]. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，2010，84(12)：1839-1853. [Ouyang Jun, Zhong Wei, Xue Jibin, et al. Hydrological variation of monsoon-dominated low latitude region since late glacial: High-resolution lake sedimentary record from East Nanling Mountains, China[J]. Acta Geologica Sinica, 2010, 84(12): 1839-1853.]

[19]Zhong W, Xue J B, Zheng Y M, et al. Variations of monsoonal precipitation over the last 16,000 years in the eastern Nanling Mountains, South China[J]. Journal of Paleolimnology, 2010, 44(1): 177-188.

[20]Zhong W, Xue J B, Zheng Y M, et al. Climatic changes since the last deglaciation inferred from a lacustrine sedimentary sequence in the eastern Nanling Mountains, South China[J]. Journal of Quaternary Science, 2010, 25(6): 975-984.

[21]Zhong W, Xue J B, Zheng Y M, et al. Sediment geochemistry of Dahu Swamp in the Nanling Mountains, South China: implication for catchment weathering during the last 16,000 years[J]. International Journal of Earth Sciences, 2012, 101(2): 453-462.

[22]Zhong W, Xue J B, Cao J X, et al. Bulk organic carbon isotopic record of lacustrine sediments in Dahu Swamp, eastern Nanling Mountains in South China: implication for catchment environmental and climatic changes in the last 16,000 years[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2010, 38(3/4): 162-169.

[23]孫東懷，安芷生，蘇瑞俠，等. 古環(huán)境中沉積物粒度組分分離的數(shù)學(xué)方法及其應(yīng)用[J]. 自然科學(xué)進(jìn)展，2001，11(3)：269-276. [Sun Donghuai, An Zhisheng, Su Ruixia, et al. The mathematic methods about separating the particle-size components of sediment and its application in paleoenviroment[J]. Progress in Natural Science, 2001, 11(3): 269-276.]

[24]向榮，楊作升，Saito Y，等. 濟(jì)州島西南泥質(zhì)區(qū)近2300 a來環(huán)境敏感粒度組分記錄的東亞冬季風(fēng)變化[J]. 中國科學(xué) D輯：地球科學(xué)，2006，36(7)：654-662. [Xiang Rong, Yang Zuosheng, Saito Y, et al. East Asia Winter Monsoon changes inferred from environmentally sensitive grain-size component records during the last 2300 years in mud area southwest off Cheju Island, ECS[J]. Science in China Series D: Earth Sciences, 2006, 49(6): 604-614.]

[25]向榮，楊作升，郭志剛，等. 濟(jì)州島西南泥質(zhì)區(qū)粒度組分變化的古環(huán)境應(yīng)用[J]. 地球科學(xué)——中國地質(zhì)大學(xué)學(xué)報(bào)，2005，30(5)：582-588. [Xiang Rong, Yan Zuosheng, Guo Zhigang, et al. Paleoenvironmental implications of grain-size component variations in the mud area southwest off Cheju Island, ECS[J]. Earth Science——Journal of China University of Geosciences, 2005, 30(5): 582-588.]

[26]肖尚斌，李安春. 東海內(nèi)陸架泥區(qū)沉積物的環(huán)境敏感粒度組分[J]. 沉積學(xué)報(bào)，2005，23(1)：122-129. [Xiao Shangbin, Li Anchun. A study on environmentally sensitive grain-size population in inner shelf of the East China Sea[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2005, 23(1): 122-129.

[27]薛積彬，鐘巍. 干旱區(qū)湖泊沉積物粒度組分記錄的區(qū)域沙塵活動歷史：以新疆巴里坤湖為例[J]. 沉積學(xué)報(bào)，2008，26(4)：647-654，669. [Xue Jibin, Zhong Wei. Variations in dust event reflected by grain-size component of lacustrine records in Droughty area: A case study on Barkol Lake, Xinjiang, China[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2008, 26(4): 647-654, 669.]

[28]鐘金岳. 贛南埋藏泥炭的分布規(guī)律及類型特征[J]. 東北師大學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版)，1981(4)：75-82. [Zhong Jinyue. The distribution law and the pattern feature of the buried peat in the southern area of Jiangxi province[J]. Journal of Northeast Normal University (Natural Science Edition), 1981(4): 75-82.]

[29]呂海波. 南嶺山地末次盛冰期以來古植被古氣候的演化[D]. 南京：南京師范大學(xué)，2006. [Lü Haibo. The evolution of paleovegetation and paleoclimate since Last Maximal Glacial Period at Nanling Mountain region in southern China[D]. Nanjing: Nanjing Normal University, 2006.]

[30]萬世明，李安春，Stuut J B W，等. 南海北部ODP1146站粒度揭示的近20 Ma以來東亞季風(fēng)演化[J]. 中國科學(xué) D輯：地球科學(xué)，2007，37(6)：761-770. [Wan Shiming, Li Anchun, Stuut J B W, et al. Grain-size records at ODP Site 1146 from the northern South China Sea: Implications on the East Asian monsoon evolution since 20 Ma[J]. Science in China Series D: Earth Sciences, 2007, 37(6): 761-770.]

[31]馬龍，吳敬祿，吉力力·阿不都外力. 新疆柴窩堡湖沉積物中環(huán)境敏感粒度組分揭示的環(huán)境信息[J]. 沉積學(xué)報(bào)，2012，30(5)：945-954. [Ma Long, Wu Jinglu, Jilili Abuduwaili. Environmental changes inferred from environmentally sensitive grain-size component records in Chaiwopu Lake, Xinjiang[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2012, 30(5): 945-954.]

[32]Dykoski C A, Edwards R L, Cheng H, et al. A high-resolution, absolute-dated Holocene and deglacial Asian monsoon record from Dongge Cave, China[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2005, 233(1/2): 71-86.

[33]McLaren P, Bowles D. The effects of sediment transport on grain-size distributions[J]. Journal of Sedimentary Research, 1985, 55(4): 457-470.

[34]H?kanson L, Jansson M. Principles of Lake Sedimentology[M]. New York, NY: Springer, 1983: 316.

[35]Xiao J L, Fan J W, Zhou L, et al. A model for linking grain-size component to lake level status of a modern clastic lake[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2013, 69: 149-158.

[36]Xiao J L, Fan J W, Zhai D Y, et al. Testing the model for linking grain-size component to lake level status of modern clastic lakes[J]. Quaternary International, 2015, 355: 34-43.

[37]Huang J, Li A C, Wan S M. Sensitive grain-size records of Holocene East Asian summer monsoon in sediments of northern South China Sea slope[J]. Quaternary Research, 2011, 75(3): 734-744.

[38]Lerman A, Baccini P. Lakes-chemistry, geology, physics[J]. Journal of Geology, 1978, 88(2): 249-250.

[39]Wang Y J, Cheng H, Edwards R L, et al. A high-resolution absolute-dated late Pleistocene Monsoon record from Hulu Cave, China[J]. Science, 2001, 294(5550): 2345-2348.

[40]Zhong W, Xue J B, Ouyang J, et al. Evidence of late Holocene climate variability in the western Nanling Mountains, South China[J]. Journal of Paleolimnology, 2014, 52(1/2): 1-10.

[41]Lim J, Matsumoto E, Kitagawa H. Eolian quartz flux variations in Cheju Island, Korea, during the last 6500 yr and a possible Sun-monsoon linkage[J]. Quaternary Research, 2005, 64(1): 12-20.

[42]Sagawa T, Kuwae M, Tsuruoka K, et al. Solar forcing of centennial-scale East Asian winter monsoon variability in the mid-to late Holocene[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2014, 395: 124-135.

[43]Liu X X, Vandenberghe J, An Z S, et al. Grain size of Lake Qinghai sediments: implications for riverine input and Holocene monsoon variability[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2016, 449: 41-51.

[44]Cosford J, Qing H R, Lin Y, et al. The East Asian monsoon during MIS 2 expressed in a speleothem δ18O record from Jintanwan Cave, Hunan, China[J]. Quaternary Research, 2010, 73(3): 541-549.

[45]Zhang H L, Yu K F, Zhao J X, et al. East Asian Summer Monsoon variations in the past 12.5 ka: high-resolution δ18O record from a precisely dated aragonite stalagmite in central China[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2013, 73: 162-175.