丁宗艷，張家武，楊盼盼，周 姍，張玉枝

(蘭州大學資源環(huán)境學院，西部環(huán)境教育部重點實驗室，蘭州 730000)

湖泊沉積具有覆蓋面廣、沉積連續(xù)的特點，是進行高分辨率氣候環(huán)境演化研究的重要載體[1]. 以往利用湖泊沉積物代用指標進行古氣候環(huán)境重建的大多數(shù)研究均采用湖泊中單個沉積巖芯進行分析，認為湖泊深水區(qū)沉積物能較好地保存區(qū)域的環(huán)境變化信息[2-9]. 但實際中多數(shù)湖泊的沉積物在空間上的分布并不均勻[10]，尤其對于水文條件或湖底地形較為復雜的湖泊，不同位置的沉積環(huán)境不同. 例如，對青藏高原東北部冬給措納[11]、哈拉湖[12]不同位置的多個沉積巖芯對比發(fā)現(xiàn)，湖泊中不同位置的沉積巖芯在粒度、碳酸鹽含量、C/N等代用指標上均存在差異. 因此，利用湖泊沉積物代用指標進行氣候變化重建前，應評估擬選取的湖泊沉積物記錄區(qū)域氣候信號的潛力，以避免將局地環(huán)境信息誤認為是區(qū)域氣候變化的可能.

青藏高原東北部的托素湖為典型的內陸封閉湖泊，沉積物具有恢復區(qū)域氣候環(huán)境變化的潛力[13]. 但目前該湖沉積記錄研究較少，不同位置沉積物記錄氣候環(huán)境信息的狀況不清楚，因此有必要開展湖泊近現(xiàn)代以來沉積過程與區(qū)域氣候環(huán)境變化關系的研究，為進一步深入研究奠定基礎. 本文用托素湖不同位置(不同水深)的4根短鉆巖芯沉積物，在精確定年的基礎上，分析各巖芯的粒度、有機質、碳酸鹽含量及其同位素等指標在湖泊內部的空間相似性和差異性，與區(qū)域過去幾十年氣候環(huán)境變化的指標及器測資料對比分析，評估托素湖沉積物粒度、有機質和碳酸鹽含量記錄湖泊環(huán)境與區(qū)域氣候信息狀況，為該湖及類似湖泊進行較長時間尺度環(huán)境變化研究提供參考.

1 研究區(qū)概況

托素湖(37°04′～37°13′N，96°50′～97°03′E，2808 m a.s.l)位于青藏高原東北部柴達木盆地內，距青海省德令哈市約45 km，是巴音河流域的尾閭湖泊[14](圖1a). 托素湖面積145 km2 [6]，最大水深25 m. 形態(tài)似三角形，在湖泊中心略偏北的位置有一大一小兩個呈東南-西北走向的湖島. 托素湖屬咸水湖泊，湖水礦化度35.74 g/L[15]，溶解氧105.64 mg/L，pH值8.38[14]. 據德令哈市氣象站(1960-2016年)氣候資料顯示(圖1b)：區(qū)域多年平均氣溫為4℃，7月份最熱，平均氣溫為16.7℃，1月份最冷，平均氣溫為-11℃，降水季節(jié)性明顯，主要集中在5-9月，多年夏季平均降水量為180～200 mm，冬季降水量約為17～22 mm，多年平均蒸發(fā)量約1950 mm；托素湖自動氣象站(1)資料來源：青海省氣象局.記錄了湖區(qū)2017年和2018年1-10月的氣溫和降水(圖1c，2年有記錄月份的平均值)，雖缺少11月和12月數(shù)據(缺測)，但可以看出湖區(qū)的溫度和降水與德令哈站類似. 湖區(qū)的植被類型為荒漠草原，主要有藜科(Chenopodiaceae)、麻黃(Ephedra)、白刺(Nitraria)和菊科(Compositae)等荒漠植被[8].

圖1 研究區(qū)及采樣點位置(a)、德令哈氣象站(1960-2016年)(b)、托素湖自動氣象站(2017-2018年)(c)月均氣溫、降水數(shù)據Fig.1 Study area and the cores site (a), monthly temperature and precipitation from Delingha Station (b) and Toson Station (c) (data from Delingha meteorological station during 1960-2016 AD, and Lake Toson automatic meteorological station during 2017-2018 AD)

2 材料與方法

課題組于2015年8月使用重力鉆在托素湖獲得短鉆巖芯3根(位置如圖1a)，分別為TSL15S1(水深1 m)，TSL15S3(水深16.5 m)和TSL15S7(水深16.5 m)，長度分別為33、38和40 cm；于2017年8月在水深25 m 處獲得短鉆巖芯1根(TSLG17，長55 cm). 4根短鉆巖芯均以5 mm間隔分樣，用自封袋密封后編號稱重、冷凍干燥備用.

利用210Pb和137Cs方法分別測定4個巖芯沉積物的年代. 將2～3 g冷凍干燥后的樣品裝入特制透明塑料樣品管(直徑×高=14.5 mm×40 mm)內蓋緊，靜置20天以上，使得226Ra與222Rn達到永久放射性準平衡狀態(tài). 然后用堪培拉歐洲系統(tǒng)測量公司生產的高純鍺γ能譜儀(井型探測器)進行210Pb和137Cs核素比活度測試，每個樣品測試時間均為86400 s，使用Genie-2000 Gamma Option譜分析軟件分析測得的數(shù)據.

使用氣量法[16]對碳酸鹽含量進行測試，并利用下式計算碳酸鹽含量：

(1)

式中，P為當時的大氣壓強，hPa；V為生成的CO2氣體體積，mL；m為樣品質量，g；T為溫度，℃.

使用Mastersizer 2000激光粒度儀對沉積物樣品粒度指標進行測試，測試前需先對樣品進行去除有機質和碳酸鹽的處理，前處理方法采用湖泊沉積物標準處理方法[17]，粒徑測量范圍在0.02～2000.00 μm，測量誤差小于0.2%.

利用燒失法對沉積物中有機質含量進行測試. 具體步驟如下：(1)將10 mL坩堝在600℃的馬弗爐中，煅燒半小時，去除有機質. 放入干燥皿中待冷卻后用萬分位天平秤取其重量，記M1；(2)稱取大約 0.5 g干樣放入坩堝內，在105℃下烘干12 h冷卻后稱重，記M2；(3)將坩堝置于馬弗爐中，升溫至550℃燒4 h，冷卻后稱重記M3. 用550℃的燒失量值代表有機質含量，記作OM(%)，計算公式為：

(2)

以上實驗均在蘭州大學西部環(huán)境教育部重點實驗室完成.

3 結果

3.1 年代序列的建立

根據放射性活度測試結果，4根巖芯的210Pb總活度和226Ra活度平衡深度分別在16、20、18和11 cm，此深度以下，過剩210Pb(210Pbex)活度為零，不再具有計年意義，其137Cs及210Pbex結果如圖2所示. 各孔沉積巖芯137Cs活度均有較為明顯的單一峰值，210Pbex活度均存在不同程度的波動.

圖2 TSL15S1、TSL15S3、TSL15S7與TSLG17孔巖芯沉積物137Cs及210Pbex的垂直分布Fig.2 Vertical distributions of excess 137Cs and 210Pbex of the TSL15S1, TSL15S3, TSL15S7 and TSLG17

目前，基于210Pbex活度計算沉積物年代的方法主要包括恒定沉積通量模式CIC和恒定放射性通量模式CRS[18]，其中CRS模式是基于210Pb沉積通量不變，沉積速率可能發(fā)生改變的情況. 我們先采用CRS模式建立了托素湖4孔沉積巖芯年代序列(圖3)，結果發(fā)現(xiàn)，4孔沉積巖芯210Pb年代均偏離137Cs 1963年時標，定年結果存在誤差. 周愛鋒等在研究柴達木盆地西北部蘇干湖的210Pb和137Cs年代時也發(fā)現(xiàn)，137Cs時標(公元1963年)與210Pb年代(公元1972年)之間存在差異，且不能用Cs元素的遷移來解釋[19]. 同時，有研究表明，雖然沉積物中137Cs存在一定擴散遷移，但其峰值位置不會發(fā)生改變[20]. 故我們采用另一種常用的方法——復合模式[21-22]，根據137Cs的1963年時標深度將沉積巖芯劃分為上下兩部分，分別進行沉積巖芯年代計算，結果見圖3. 將CRS模式和復合模式計算的年代結果進行對比發(fā)現(xiàn)，其中2種模式得出的TSL15S1、TSL15S3與TSLG17孔年代結果大體一致，而復合模式計算的TSL15S7孔年代結果明顯較CRS模式結果偏老，因此，本文最終采用復合模式的計算結果作為TSL15S1、TSL15S3、TSL15S7和TSLG17孔的年代數(shù)據，其底部年代分別為1911 AD、1895 AD、1934 AD和1901 AD.

圖3 托素湖4個短鉆巖芯年代-深度模型(圖中1963為137Cs 時標)Fig.3 The age-depth model of the four short cores from Lake Toson (the 1963 represented a 137Cs marker)

3.2 托素湖不同位置沉積物近100年來代用指標變化特征

托素湖不同位置沉積巖芯沉積物平均粒徑變化如圖4所示(其中，TSLC孔[14]的年代采用經過復合模式校正后的年代，下同). 空間上距離河口較近的淺水區(qū)的TSL15S1孔的平均粒徑變化最大(范圍：26.83～111.17 μm，平均值：57.14 μm )，湖島西側中等水深16.5 m處的TSL15S3孔平均粒徑變化次之(范圍：29.07～71.45 μm；平均值46.17 μm)，而湖島東側與TSL15S3相同水深處的TSL15S7孔的平均粒徑的變化范圍(18.01～50.90 μm)和平均值(27.39 μm)都較西側小得多；湖泊偏南部的深水區(qū)TSLG17 以及TSLC孔平均粒徑變化較小(范圍分別為19.39～32.65和24.24～47.48 μm；平均值分別為27.72和32.89 μm). 可以看出，托素湖這幾個巖芯的平均粒徑整體上隨離岸距離和水深的增加而逐漸減小，符合湖泊沉積物粒度變化的一般特征. 同時，位置臨近的巖芯(TSL15S1和TSL15S3；TSL15S7、TSLG17和TSLC)沉積物平均粒徑變化較為一致，相同水深處TSL15S3和TSL15S7孔平均粒徑的差異反映了湖島東西側沉積環(huán)境差異，西側水動力大于東側. 因此，從接近河口的淺水區(qū)至遠離河口的深水區(qū)，沉積物粒度的這種差別反映了湖泊內水動力逐漸減弱的基本特征，深水區(qū)沉積物粒徑變化幅度小，沒有了類似淺水區(qū)沉積物粒徑的大幅波動.

圖4 托素湖不同位置巖芯沉積物平均粒徑(圖中1 m為采樣點水深，下同)Fig.4 Mean grain-size of the cores from five sites in Lake Toson (the 1 m represents the water depth of cores， the same below)

按黏土(<4 μm)、粉砂(4～63 μm)和砂(>63 μm)3個組分劃分的托素湖各巖芯粒度組分如圖5. 可以看出，不同位置的4孔沉積物的黏土組分含量變化不大(平均值分別為15.11%、18.69%、19.66%和20.35%)，且具有相似性，即1970s中期至1990s中期黏粒含量減少，1990s中期以后呈增加趨勢. 不同位置的沉積物均以粉砂組分為主，平均值分別為58.65%、59.67%、71.19%和69.62%；位置臨近的巖芯(TSL15S1與TSL15S3；TSL15S7與TSLG17)沉積物的粉砂組分含量變化較為一致；砂粒組分含量在淺水區(qū)(TSL15S1孔平均值為26.24%)最高，同為16.5 m水深湖島西側的TSL15S3較湖島東側的TSL15S7孔砂粒組分含量高(平均值分別為21.63%和9.15%)，這與平均粒徑的特征一致；深水區(qū)TSLG17砂粒組分含量平均值接近10%，砂粒組分含量在各孔的變化趨勢不同，相似性低. 托素湖不同位置沉積巖芯沉積物碳酸鹽和有機質含量變化如圖6所示. 由于部分巖芯剩余樣品量不足以分析有機質含量，故僅3個巖芯有有機質含量(圖6). TSL15S1孔(水深1 m)有機質含量(范圍：14.08%～40.07%；平均值：25.36%)和碳酸鹽含量(范圍：22.42%～70.59%；平均值：41.29%)均較高，且變化波動較大；TSL15S3孔和TSL15S7孔(水深16.5 m)碳酸鹽含量變化范圍接近(分別為17.40%～51.97%和16.70%～46.37%)，平均值分別為33.15%和29.06%；TSL15S7孔的有機質含量(范圍：10.84%～25.6%；平均值：17.07%)較淺水區(qū)有所降低；TSLG17孔(水深25 m)和TSLC孔(水深23.5 m)巖芯的沉積物碳酸鹽含量最低，且變化幅度最小(21.38%～38.94%和19.64%～35.82%)，平均值分別為28.8%和27.46%. 深水區(qū)TSLG17孔有機質含量進一步降低，變化范圍在12.12%～22.26%之間，平均值為15.93%. 因此，托素湖碳酸鹽和有機質含量分布的一個顯著特點是水深越淺，沉積物碳酸鹽和有機質含量越高，且相同水深處沉積物碳酸鹽含量基本相同；另一個特點是淺水區(qū)碳酸鹽或有機質含量波動幅度大于深水區(qū)(圖6中橫坐標刻度比例相同)，例如碳酸鹽含量自1970 AD以來升高并于2000 AD后降低，雖然各孔均有體現(xiàn)，但深水區(qū)變化幅度小得多.

圖5 托素湖不同位置沉積巖芯沉積物粒度組分Fig.5 Grain size composition of sediments of the cores from four sites in Lake Toson

圖6 托素湖不同沉積巖芯碳酸鹽和有機質含量Fig.6 Contents of carbonate and organic matter of the cores from five sites in Lake Toson

從有機質含量和碳酸鹽含量的關系(圖6)看，3個巖芯沉積物中碳酸鹽含量和有機質含量隨時間變化趨勢類似，即同時升高或降低. 其中TSL15S1和TSL15S7孔有機質和碳酸鹽的相關性達到顯著正相關，深水區(qū)TSLG17孔的有機質和碳酸鹽含量相關性較弱.

4 討論

4.1 不同位置沉積巖芯指標變化及其環(huán)境意義

上述湖泊內不同位置沉積物粒度的差異性(圖4～5)證實，同一湖泊不同位置沉積巖芯的沉積物粒度大小會有明顯的不同[23-24]. 在湖泊面積、水深都較大的情況下，深水區(qū)(如大于20 m[25])沉積物的粒度變化范圍很小，與相距較遠位置的沉積物粒度已不具備可比性. 例如，托素湖深水區(qū)沉積物粒度在短時間尺度上(過去100年，圖4)、小幅度的波動僅體現(xiàn)了沉積環(huán)境(水體動力狀況)的細微波動. 湖泊深水區(qū)沉積物平均粒徑穩(wěn)定，實際研究中經常使用沉積物粒度組分[23,25]或計算粒度特征參數(shù). 例如，青海湖，深水區(qū)沉積物平均粒徑較小(16 μm左右)，過去一萬年以來也變化不大，實際研究中使用粒度資料計算粒度參數(shù)并與已知的氣候變化序列進行對比[26]；納木錯水深60 m 的巖芯沉積物平均粒徑的變化不及其粒度組分(<4 μm、4～63 μm和> 63 μm) 的指示意義明確[27]. 托素湖沉積巖芯粒度各組分中(圖5)，僅黏土組分變化具有相似性，可能代表了可長時間懸浮的懸移組分；粉砂和砂組分在淺水區(qū)(TSL15S1)和深水區(qū)(TSLG17)均不具備可比性. 托素湖的情況表明，湖泊沉積物的平均粒徑或主要組分(如粉砂)含量的大幅度波動出現(xiàn)在淺水區(qū)，深水區(qū)這兩個指標都很穩(wěn)定. 因此，使用湖泊內單個點沉積物粒度指標時，其環(huán)境意義有限，需要結合其他多指標相互印證才可確認.

盡管干旱區(qū)湖泊沉積物中有風成組分(風力搬運)，但在沒有詳細的觀測進行量化的情況下，用特定組分的含量[28-30]或者各類端元數(shù)學模型分離出來的組分[26,31-32]來代表風力輸入的成分的研究，都需要謹慎. 因此，本文對沉積物中風力搬運貢獻的組分未作討論.

碳酸鹽含量在時間上變化的相似性(圖6)則表明，湖泊水體混合相對均勻，水體化學特征在湖泊不同位置大致相同，并通過水體析出的碳酸鹽沉淀保存下來. 除干旱地區(qū)湖泊外，在其他地區(qū)也較為常見，如星云湖7個位置的鉆孔碳酸鹽含量(或XRF掃描的Ca2+強度)均具有較好的對應關系[33]，因此，湖泊中不同位置的碳酸鹽含量可以用來作為巖芯對比(接)的依據，并用來反映區(qū)域氣候環(huán)境變化. 目前碳酸鹽含量主要用來反映區(qū)域有效濕度[3,34]、湖泊生產力[35-36]等. 在青藏高原湖泊沉積物中，碳酸鹽含量升高常意味著湖泊水位降低，反映流域內干旱程度增加[34,37-38]. 當湖泊沉積物碳酸鹽含量較低時，需要證明其來源為湖泊自生[39]. 在包括青藏高原在內的干旱和半干旱區(qū)，封閉湖泊沉積物碳酸鹽含量較高，且以湖泊自生碳酸鹽為主，這可以從幾個方面得到驗證：首先，中東亞地區(qū)(沒有石灰?guī)r分布地區(qū))表土碳酸鹽含量在黃土地區(qū)表土最高(10%左右)，其他地區(qū)均在5%以下[40]；其次，干旱區(qū)湖泊(新疆巴里坤湖)湖邊收集到的風塵粉塵的碳酸鹽含量平均接近10%，且在湖泊中由風力搬運的外源碳酸鹽不足碳酸鹽總量的10%[41]；第三，高原上湖泊深鉆孔揭示，河流沉積物碳酸鹽含量很低(不足5%)，但形成穩(wěn)定的封閉湖泊后，沉積物中的碳酸鹽含量顯著升高[37]，表明是由湖泊水體沉淀的自生碳酸鹽. 上述幾種情況表明，以碎屑碳酸鹽形式被流水或風力搬運入湖的碳酸鹽總含量不超過10%，當湖泊沉積物中碳酸鹽含量大于20%時，即意味著沉積物中的碳酸鹽以湖泊自生碳酸鹽為主，可以用于古氣候環(huán)境變化研究. 托素湖碳酸鹽含量多大于20%，因此可以認為以湖泊自生碳酸鹽為主，其含量的變化指示了區(qū)域有效濕度的變化.

湖泊沉積物中有機質含量雖然受到到內源、外源等因素的影響，但作為流域和湖泊生產力變化的指標，仍被廣泛應用于古氣候研究中[42-43]. 湖泊不同位置有機質含量變化趨勢(圖6)的相似性表明，有機質含量能有效地指示流域和湖泊的生產力. 陸源有機質主要由湖區(qū)降水形成的地表徑流帶入，湖區(qū)降水增加，流域內植被生產力提高，生物量增加，湖泊有機質含量增加；反之，流域降水量減少，植被生產力降低，生物量減少，湖泊有機質含量減少[44]. 對于托素湖這樣處于干旱區(qū)的湖泊來說，陸源有機質含量較少，沉積物中的有機質大多為內源有機質，其含量指示了湖泊生產力的變化. 托素湖沉積物有機質含量整體較高，指示湖泊生產力較高.

碳酸鹽與有機質含量的正相關性表明，湖泊淺水區(qū)碳酸鹽可能更多地受到湖泊水生(浮游或沉水)植物生產力的影響：淺水區(qū)水體光照、溫度條件好，浮游和沉水藻類光合作用促進水體碳酸鹽沉淀[39]，所以淺水區(qū)的碳酸鹽含量也較高. 深水區(qū)下部水溫低、光線減弱，藻類光合作用減弱，有機質含量降低，碳酸鹽與有機質含量的相關關系減弱.

4.2 區(qū)域過去幾十年來湖泊沉積記錄的解釋

托素湖各孔沉積物粒度(平均粒徑或組分含量)變化雖符合水動力在湖泊內隨水深增加而變弱的一按規(guī)律，但粒度指標與其他指標的變化都不太一致，所以該湖粒度變化代表了局地的沉積環(huán)境狀況，深水區(qū)沉積環(huán)境穩(wěn)定. 因此，我們使用深水區(qū)地球化學指標，與有器測資料時段以來的氣象觀測資料對比，分析過去幾十年的湖泊沉積記錄的環(huán)境變化.

將深水區(qū)有機質含量(圖7a)和碳酸鹽含量(圖7b)的結果與托素湖已發(fā)表的TSLC孔碳酸鹽氧同位素[14]和TL06-1孔孢粉的A/C比值[8]、樹輪重建的區(qū)域降水[45]以及德令哈氣象站數(shù)據進行對比分析(圖7)發(fā)現(xiàn)，湖泊沉積物中這幾個反映區(qū)域有效濕度的代用指標(圖7b～d)變化基本一致(碳酸鹽含量增加、碳酸鹽氧同位素偏正以及孢粉的A/C比值減小)，即1960 AD以來有效濕度減小，這與同期器測資料中的相對濕度(圖7e)變化趨勢也吻合，但是與樹輪重建的區(qū)域降水量(圖7f)及同期器測的降水量(圖7g)呈增加的趨勢不一致.

上述這種沉積記錄的有效濕度變化與實際降水量之間存在的差異，值得引起注意. 通常我們認為可能是由于全球變暖，區(qū)域溫度升高，導致蒸發(fā)量增加所致. 但同期的器測潛在蒸發(fā)量(圖7h)卻在減小. 為了進一步確認，我們使用彭曼公式計算了同時期湖面的蒸發(fā)量，結果顯示也是減小的(圖7i). 盡管從月資料中蒸發(fā)量與溫度的關系看，溫度高的時候蒸發(fā)量在增加[6]，但年資料(圖7j、h)顯示溫度在增加，蒸發(fā)量在減小. 付霞等在研究TSLC孔時認為德令哈附近人類活動在流域內用水量增加導致了實際入湖水量減少[14]，即雖然區(qū)域的實際降水量在增加，但是湖泊沉積記錄的區(qū)域有效濕度卻在減小. 因此，湖泊沉積記錄與器測記錄不一致時，考慮可能是由于人類活動影響了流域的水文過程.

圖7 代用指標與區(qū)域記錄、器測資料對比：(a)TSLG17孔有機質含量；(b)TSLG17孔碳酸鹽含量；(c)TSLC孔自生碳酸鹽氧同位素[14]；(d)TL06-1孔孢粉A/C值[8]；(e)年均相對濕度；(f)樹輪重建的降水[45]；(g)年平均降水；(h)年蒸發(fā)量；(i)彭曼公式計算的蒸發(fā)量；(j)年均氣溫(所有器測數(shù)據均來自德令哈市氣象站(1960-2017年))Fig.7 Comparison of proxies with other core records of Lake Toson and instrumental data:(a) organic matter content of TSLG17, (b) carbonate content of TSLG17, (c) carbonate δ18O from TSLC[14], (d) A/C ratio of TL06-1[8], (e) relatively humidity, (f) the reconstructed regional precipitation based on tree ring[45], (g) annual average precipitation, (h) annual evaporation, (i) evaporation calculated by Penman formula, (j) annual average temperature(all instrumental data were taken from Delingha meteorological station during 1960-2017 AD)

5 結論

本文通過分析托素湖不同位置的沉積巖芯的沉積物粒度、有機質及碳酸鹽含量，并與托素湖指示意義明確的自生碳酸鹽氧同位素(δ18O)和孢粉A/C值以及樹輪重建的區(qū)域降水量、器測資料進行對比，得出以下結論：

1)湖泊內相近的沉積巖芯沉積物粒度變化具有一致性，但相距較遠的巖芯之間粒度變化差異較大. 淺水區(qū)的沉積物粒度(粒徑)在短時間尺度上可以變化很大；而深水區(qū)的沉積環(huán)境比較穩(wěn)定，在百年尺度上的變化都不明顯. 因此，托素湖粒度指標僅指示取樣點沉積環(huán)境，與氣候變化關系不明顯.

2)湖泊沉積物中有機質和碳酸鹽總體變化趨勢一致，有較好的相關性，且淺水區(qū)相關性更好，表明碳酸鹽可能受到湖泊生產力的影響. 湖泊內碳酸鹽和有機質含量變化趨勢的一致性表明在這類湖泊中選擇地球化學指標恢復區(qū)域氣候環(huán)境更可靠.

3)湖泊不同位置沉積巖芯碳酸鹽含量與碳酸鹽δ18O以及孢粉A/C值的變化均具有一致性，反映流域有效濕度的變化，但1960 AD以后與器測資料顯示的降水量增加、蒸發(fā)量減小并不一致，可能是受到人類活動的影響.

致謝：蘭州大學付霞、王林、崔雪莉以及華中師范大學梅換參加了湖泊巖芯鉆探工作，在此一并致謝！