伏夢璇，于世永，吳金甲，陳詩越，侯戰(zhàn)方,4，周瑞文，李政，魏本杰

1.聊城大學環(huán)境與規(guī)劃學院，聊城 252000

2.江蘇師范大學地理測繪與城鄉(xiāng)規(guī)劃學院，徐州 221116

3.聊城大學運河學研究院，聊城 252000

4.中國科學院地球環(huán)境研究所黃土與第四紀地質國家重點實驗室，西安 710061

全新世氣候變化研究作為過去全球變化（PAGES）關注的核心內容之一，不僅對深入認識過去百年、千年尺度氣候變化和氣候異常事件規(guī)律和驅動機制，而且對評估現代氣候變化，預估未來的氣候變化等都具有重要的科學價值[1-2]。全新世是與人類關系最為密切的一個地質時期，深入研究其氣候變化過程和機制對了解未來全球變暖的趨勢是科學界關注的重要科學問題之一[3]。在全球變暖的背景下，我國西北地區(qū)沙漠化和生態(tài)系統(tǒng)退化日益嚴重，已引起了國內外學者的廣泛關注[4-6]。前人研究表明，沙漠化是全球變化直接作用的結果，并強調沙漠化與全球氣候變化有直接聯系[4,7]。

國內學者就全新世期間我國西部地區(qū)干旱化的起始時間和成因開展了廣泛研究，并取得了諸多成果[8-12]，但仍存在一些爭議。如Yu等[13]認為，我國西部地區(qū)的湖泊在6.0 cal.kaBP之后顯著變干，沙漠化嚴重，并強調東亞夏季風衰退南撤主導了該時期的干旱；但近年來，陳發(fā)虎等[14-16]研究指出，中晚全新世期間（6.0～1.5 cal.kaBP）我國西部地區(qū)存在高湖面，氣候達到全新世期間最濕潤期，并強調亞洲中部受西風影響的地區(qū)全新世氣候變化框架與亞洲季風區(qū)的變化模式顯著不同，具有近似反相位的變化特征，可能受西風環(huán)流和高緯度北大西洋的變化驅動。因此，我國西北地區(qū)的干旱化過程和其驅動機制尚需進一步研究。

我國西北內陸干旱區(qū)處于氣候響應敏感地帶，基于高分辨率的湖泊沉積物，利用多環(huán)境代用指標重建過去的古氣候古環(huán)境具有獨特優(yōu)勢，對深入理解干旱區(qū)氣候變化過程和驅動機制具有重要意義[14-18]。巴丹吉林沙漠，位于現代東亞夏季風的北部邊緣區(qū)和西風環(huán)流過渡地帶，對氣候變化響應十分敏感，該地區(qū)高分辨率的湖泊沉積記錄為重建亞洲中部氣候變化歷史提供了極佳材料[19-21]。本文選擇巴丹吉林沙漠南緣的高臺鹽湖剖面作為研究對象，通過光釋光（OSL）定年建立年代學框架，并進行高分辨率的碳酸鹽含量、色度等多代用指標分析，結合沉積物粒度端元模擬，探討中晚全新世高臺鹽湖地區(qū)氣候變化過程，為重建我國西北內陸干旱地區(qū)氣候變化歷史、揭示其驅動機制、闡釋沙漠化過程及全球變化研究提供重要資料。

1 研究區(qū)概況

高 臺 鹽 湖 （39°43'～39°45'N、99°10'～99°22'E）（圖1）地處黑河中游沖積平原腹地，河西走廊中段，祁連山中段山前凹陷盆地，為黑河流域馬營河與豐樂河的終閭湖。高臺鹽湖流域內河網密度較小，均為季節(jié)性河流，主要靠季節(jié)性降水和地下水補給，雨期常形成短暫性洪水，攜帶流域碎屑物質注入湖盆[20]。高臺鹽湖周圍主要分布白堊紀的砂巖和礫巖[22]，其沉積物主要由黑河上游和周圍干燥剝蝕山地和戈壁流域碎屑物質、大氣粉塵和湖泊自生沉積組成，為重建該區(qū)的氣候變化提供了理想材料[20-21]。高臺鹽湖處于亞洲夏季風的北界，主要受西風帶影響，屬北溫帶大陸性氣候，冬季寒冷、干燥，夏季干熱、少雨。年均溫約為7.4 ℃。最高氣溫在7月，為22.7 ℃；最低氣溫在1月，為-10.4 ℃。年平均降水量不足100 mm，主要集中在6-8月份，年蒸發(fā)量高達2 000 mm[21-22]。

圖1 高臺鹽湖及采樣點位置Fig.1 Study area and location of the sampling sites in Lake Gaotai

2 材料與方法

2.1 樣品采集

2011年11 月在高臺鹽湖北岸（39°46′42″N、99°12′38″E）開挖深度為 357.5 cm 的探槽剖面。對該剖面黏土層以2 cm、砂層以5 cm為間隔進行系統(tǒng)采樣，共獲得136個散樣，并對樣品進行粒度、碳酸鹽、色度測試分析；光釋光樣品采用直徑5 cm、長度20 cm的鋼管采集，并用黑色塑料袋密封避免曝光，共采集OSL年代樣品5個。

從高臺鹽湖剖面沉積物巖性特征來看，沉積剖面可能包含有淺湖相、濱湖相、深湖相、風成沉積，自下而上分為4層（圖2），具體描述如下：

第1層：357.5～285 cm，淺棕色粉砂，質地較均一；

第2層：285～85 cm，淺灰色黏土與粉砂互層，黏度較高，具明顯水平層理；

第3層：85～15 cm，深褐色細砂，具有交錯層理；第4層：15～0 cm，淺褐色細砂，現代沙丘。

2.2 OSL測年

含水量樣品采集用鋁盒密封包裝，最大程度防止水分蒸發(fā)，之后在實驗室測得其濕重和干重。對采集的5個光釋光樣品，根據前人建立的一套完善的前處理方法[23-24]：首先在實驗室弱紅光條件下將不銹鋼管兩端可能曝光的約3 cm的樣品取出，測量其放射性同位素U、Th、K含量。將中間部分約100 g樣品取出加入到1 000 mL的燒杯中，并加入500 mL的蒸餾水攪拌浸泡12 h。再使用30%的HCl和30%的H2O2分別去除樣品中碳酸鹽和有機質，并使用蒸餾水洗至中性。然后利用靜水沉降法分離出4～11 μm的細顆?；旌系V物，加入30%的H2SiF6，在超聲波中浸泡3～5天，去除長石類礦物，提純細顆粒石英礦物。最后使用酒精將提純石英顆粒放到9.7 mm不銹鋼盤上，以備測量使用。

細顆粒石英的釋光信號和β輻照在美國生產的Daybreak 2200型釋光儀上測量，其紅光激發(fā)源波長為（880±60）nm 和藍光激發(fā)源波長為（470±5）nm，激發(fā)溫度為125 ℃。樣品釋光信號通過EMI 9235QA-光電倍增管并在其前后段附加兩個3 cm的U-340濾光片（290～370nm）進行檢測。樣品β放射源輻照的再生劑量率和等效劑量測定采用楊銘等[25]描述的實驗方法。OSL測年在中國科學院黃土與第四紀地質國家重點實驗室完成。

圖2 高臺鹽湖剖面巖性及深度、年代關系Fig.2 Lithology and depth-age relationship of the Lake Gaotai section

2.3 物化指標測試

對采集的136個散樣樣品進行粒度、碳酸鹽、色度測試分析。每個樣品取約0.3～0.5 g，加入濃度為10%的稀鹽酸去除碳酸鹽，再加入30%的H2O2去除有機質，然后加入去離子水洗至中性，之后加入0.05 mol/L的（NaPO3）6離散劑并超聲震蕩。最后使用英國馬爾文儀器公司生產的Mastersizer 2000激光衍射粒度儀進行測試，重復測量誤差≤0.2%。碳酸鹽含量測試采用氣量法測定，具體實驗步驟詳見楊波等[26]描述的方法。色度分析采用MINOLTA CM-508i分光光度計測定，共測得a*、b*、L*三個參數，其中a*代表紅度，b*代表黃度，L*代表亮度，每個樣品測量3次，求平均值來表征每個顏色參數的實際值。樣品處理和測試均在中國科學院黃土與第四紀地質國家重點實驗室完成。對粒度數據，采用Yu等[27]開發(fā)的分層貝葉斯模型（BEMMA）進行粒度端元分離，以便判別高臺鹽湖沉積物的來源或傳輸過程。

3 實驗結果

3.1 年代學框架

高臺鹽湖剖面不同深度的5個年代樣品結果見表1和圖2。從年代結果來看，高臺鹽湖剖面年齡覆蓋了中晚全新世，其底界年代約為7.12 ka。除2.86 m處樣品外，其余4個樣品的年齡符合下老上新的特點。2.86 m處年齡發(fā)生倒轉的原因可能是環(huán)境劑量率的改變。已有的研究表明，沉積物中放射性核素的新近吸收會影響環(huán)境劑量率[28]。環(huán)境劑量率是指埋藏礦物顆粒在一定時間內接受本身及其周圍沉積物中放射性核素40K、238U、232Th的α、β和γ衰變以及宇宙射線產生的放射性劑量。研究表明，含水量、宇宙射線、a值的改變以及氡逃逸等也會影響環(huán)境劑量率[29-30]，從而產生局部的OSL年代倒轉現象。本研究將2.86 m處的OSL年齡作為異常值進行剔除[22]。利用Origin8.5軟件對其他4個OSL年代數據進行二項式擬合回歸分析，得到年代深度方程：Y=aX2+bX+c，其中Y代表年齡，X代表深度（圖2）。

3.2 環(huán)境代用指標特征

高臺鹽湖沉積物CaCO3含量為3.00%～15.02%（圖3），平均值為9.68%。CaCO3曲線呈現明顯的階段性變化特征：第 1階段（357.5～285 cm，7.1～5.3 ka），CaCO3含量為5.17%～9.75%，平均值為6.78%，低于剖面的平均值；第 2 階段（285～85 cm，5.3～1.2 ka），CaCO3含量急劇升高并表現快速震蕩的特征，其值為3.00%～15.02%，平均值為10.89%，為剖面最高值；第 3階段（85～15 cm，1.2～0.2 ka），與第 2階段相比，CaCO3含量呈現快速下降趨勢，為4.18%～8.21%，平均值為5.63%，為剖面最低值；第4階段（15～0 cm，0.2 ka～現代），CaCO3含量較第3階段略有升高，平均值為7.02%，但仍低于剖面平均值。

沉積物中色度參數同樣呈現階段性變化特征（圖3），a*和b*表現出相同的變化特征，而L*呈現反位相的變化：第 1階段（357.5～285 cm，7.1～5.3 ka），a*和b*平均值分別為4.99、16.03，為剖面較高值，L*平均值為63.00，為剖面較低值；第2階段（285～85 cm，5.3～1.2 ka），a*和 b*值呈現快速降低的趨勢，平均值分別為2.25、13.35，為剖面最低值，L*值的平均值為64.21，為剖面最高值；第3階段（85～15 cm，1.2～0.2 ka），相對第2 階段，a*和 b*值呈現明顯上升趨勢，平均值分別為4.79、15.92，為剖面較高值，而L*值呈現下降趨勢，平均值為61.19；第4階段（15～0 cm，0.2 ka），a*和 b*值再次升高，平均值分別為6.94、17.72，為剖面最高值，而L*值呈現顯著下降趨勢，平均值為55.61，為剖面最低值。

表1 高臺鹽湖剖面OSL測年數據Table 1 OSL ages of the Gaotai Lake section

圖3 高臺鹽湖沉積物CaCO3，色度，粒度平均粒徑隨深度的變化Fig.3 Changes in carbonate content,color,and the mean grain size with depth for the Gaotai Lake

將高臺鹽湖沉積物粒度進行端元分離[22]，共分離出3個端元（End-Member，EM）。各端元粒度分布頻率曲線如圖4所示。除EM1外，EM2、EM3均為單主峰，接近正態(tài)分布。EM1呈非對稱分布，且分布范圍寬，主峰峰值在40 μm（粗粉砂），次峰在5 μm（細粉砂），該端元眾數粒徑均屬于懸移組分[27]；EM2近似對稱分布，主峰的眾數粒徑為125 μm（細砂），在4 μm（黏土）處有1次峰，主體部分為躍移組分，較細的次峰屬于懸移組分[31-32]；EM3為雙峰分布，主峰在 4 μm（黏土），并在 150 μm（細砂）左右有1次峰，主體部分為懸移組分，較粗的次峰為躍移組分[31-32]。

圖4 高臺鹽湖粒度端元分析Fig.4 Grain-size end-member spectra for the Lake Gaotai section

高臺鹽湖粒度平均粒徑（圖3）和粒度端元（圖5）隨深度變化表現出階段性變化特征：第1階段（357.5～285 cm，7.1～5.3 ka），該時段沉積物平均粒徑平均值為76.9 μm，為剖面較大值，EM2與EM3組分在剖面中處于較高值，平均值分別為0.43、0.46，而EM1組分平均值為0.11，在剖面中處于較小值；第 2 階段（285～85 cm，5.3～1.2 ka），沉積物平均粒徑快速減小，平均值為18.9 μm，為剖面最小值，EM1組分快速升高，平均值為0.64，達到剖面的最高值，EM3組分呈現先降低后升高的趨勢，平均值較上一階段有所降低，EM2組分急劇減少，平均值僅為0.04，為剖面最低值；第 3階段（85～15 cm，1.2～0.2 ka），沉積物平均粒徑快速增大，平均值達到100.2 μm，為剖面較高值，EM2組分快速升高，平均值為0.50，相反EM1、EM3組分均呈下降趨勢；第4階段（15～0 cm，0.2 ka），沉積物粒徑再次增大，平均值為 154.0 μm，為剖面最大值，EM2組分繼續(xù)升高，達到0.80，而EM1和EM3組分均呈現下降趨勢。

圖5 高臺鹽湖粒度端元隨深度的變化Fig.5 Changes in end members with depth for the Gaotai Lake

4 討論

4.1 環(huán)境代用指標的指示意義

4.1.1 碳酸鹽的環(huán)境意義

湖泊沉積碳酸鹽主要由自生碳酸鹽和碎屑碳酸鹽組成，前者為化學和生物沉積，后者主要為外源輸入。因高臺鹽湖處于西北內陸地區(qū)，且湖水鹽度較高，生物量較少，生物成因碳酸鹽可忽略不計；外源主要由地表徑流搬運的流域內化學風化產生的碎屑碳酸鹽組成[33]。沉積物碳酸鹽主要受流域氣候和湖水量變化影響，同時要考慮流域的侵蝕環(huán)境和湖泊沉積環(huán)境的影響。在我國西北干旱區(qū)，當沉積環(huán)境為淺湖相和風成沉積時，碳酸鹽來源主要以流域碎屑碳酸鹽或遠源碎屑碳酸鹽為主，碳酸鹽含量較低，反映較干的氣候環(huán)境[34]。但沉積環(huán)境轉變?yōu)樯詈喑练e時，地表徑流將流域范圍內較多的Ca2+攜帶至湖盆內，考慮西北內陸地區(qū)的蒸發(fā)量遠大于降水量，造成湖水中Ca2+過飽和，碳酸鹽易發(fā)生化學沉淀[33]。因此，高臺鹽湖沉積物中碳酸鹽含量的變化可以用來重建沉積環(huán)境的變化。沉積物中碳酸鹽含量較低，可能對應沉積環(huán)境為淺湖相沉積或風成沉積，指示氣候較為干旱；相反，沉積物中碳酸鹽含量較高，反映沉積環(huán)境轉變?yōu)楹喑练e，指示流域降水增多，氣候濕潤。

4.1.2 色度的環(huán)境意義

色度作為沉積物環(huán)境指標中最直觀的特征之一，近年來被廣泛用于古氣候古環(huán)境重建中，并取得諸多成果[35-38]。前人[37-38]對湖泊沉積物色度研究發(fā)現，色度參數a*值與沉積物中的Mg含量正相關，b*值與Fe3+含量正相關，可以反映湖泊的氧化還原條件與湖泊水位情況。當湖面水位較低時，氧化作用較強，有利于Mg2+和Fe3+形成，a*值與b*值較大，氣候較干旱；反之，當湖泊水位較高時，氧化作用減弱，a*值與b*值較小，氣候濕潤。L*值與沉積物中碳酸鹽呈正相關，沉積物中的L*值可以直觀反映碳酸鹽含量的變化[37]。

4.1.3 粒度端元的環(huán)境意義

碎屑物質在水中主要通過滾動、躍移和懸移3種方式進行傳輸，并伴隨搬運介質速率減小，顆粒物依次發(fā)生沉降[39]。EM1組分為雙峰態(tài)，峰值分別為5 和40 μm，都為懸移搬運，前人[39]將細顆粒組分歸因為湖泊中的化學沉積，而粗顆粒組分是地表徑流攜帶來的流域侵蝕碎屑物經湖水改造作用之后的沉積物[22]。因此，我們將EM1組分歸結為湖泊內生沉積，懸移粒度的含量主要取決于由降水量控制的地表徑流量的大小[39]。因此，EM1組分含量指示了流域氣候干濕的變化，EM1組分含量較高，指示流域降水增多，氣候較濕潤；相反，EM1組分含量較低，指示流域降水較少，氣候較干旱。EM2為雙峰分布，主峰眾數粒徑為125 μm（極細砂），次峰眾數粒徑為4 μm（黏土），分別代表躍移和懸移組分粒徑，躍移和懸移組分粒徑具有較大的差別且不同組分粒度分布范圍幾乎不重疊，反映了淺湖相或濱湖相沉積物的基本特征[39-40]。EM3為雙峰分布，主峰眾數粒徑為 4 μm（黏土），次峰為 150 μm（細砂），分別代表懸移和躍移組分粒徑，分別代表了高空西風輸送攜帶的遠源粉塵沉積以及對流層湍流擾動近地源沉積[41]，反映風成沉積過程。

4.1.4 粒度端元與物理指標的關系

沉積物的粒度端元分析結果表明高臺鹽湖沉積物來源較為復雜。因此，各物理指標的環(huán)境意義需進一步明確。我們將各物理指標與粒度端元進行相關性分析（圖6）：EM1與L*呈正相關，而與a*和b*呈反相關，EM1組分主要反映流域降水和湖水位環(huán)境指標，EM1組分較高，流域降水增多，風化侵蝕加強，地表徑流攜帶更多的Ca2+進入湖盆，碳酸鹽易于沉積。L*增大，同時造成湖泊水位上升，沉積物處于還原環(huán)境，a*和b*值減小。EM2與各環(huán)境指標無明顯相關關系，可能與EM2代表淺湖相或濱湖相沉積，流域侵蝕較弱，主要為流域碎屑沉積，與氣候指示不明顯相關；EM3與CaCO3和亮度L*呈反相關，與a*和b*呈正相關，EM3與EM1的曲線變化呈現相反的變化趨勢（圖6），可能指示了兩種物質來源彼此消長的變化。

圖6 高臺鹽湖剖面各粒度端元與各物理指標的相關性Fig.6 Relationship between grain-size end members and environmental proxies of the Gaotai Lake

4.2 湖泊演變與古氣候重建

基于建立的年代框架，綜合高臺鹽湖剖面沉積物平均粒徑、粒度端元、碳酸鹽含量、色度等環(huán)境代用指標的變化特征，可以將高臺鹽湖中晚全新世氣候變化序列劃分為4個階段（圖3，圖5）：

第1階段（7.1～5.3 ka）：該時段沉積物巖性為淺棕色細砂，平均粒徑為剖面的較大值，高于剖面的平均值，主要以EM2和EM3組分為主，EM1組分為剖面較低值，表明沉積物主要由河流沖積攜帶的流域碎屑物質和西風帶攜帶的細顆粒以及對流層湍流擾動的近源物質組成，為淺湖相或濱湖相沉積，湖泊水位較低，較粗顆粒物易于到達采樣點[42-43]；CaCO3含量和L*值均為剖面較小值，反映流域侵蝕較弱，水中Ca2+濃度較低，CaCO3難以沉積，主要以流域碎屑碳酸鹽和遠距離的黏土碳酸鹽沉積[33]；a*值和b*平均值為剖面較高值，表明沉積環(huán)境為氧化條件[36-37]，沉積物易于暴露在地表，水位較低。以上環(huán)境指標均指示了該時段高臺鹽湖地區(qū)降水較少，流域侵蝕較弱，氣候相對干旱。來自巴丹吉林沙漠西部的居延澤和騰格里沙漠西部的潴野澤孢粉記錄也表明，本區(qū)在7.0～5.0 ka期間發(fā)生了明顯的氣候干旱，湖泊干涸[44]。在7.4～6.0 ka期間，蒙古高原南部旗蓋努爾湖的花粉記錄也表明區(qū)域氣候較為干冷，湖泊水位較低[45]。亞洲中部的博斯騰湖巖性和孢粉記錄也指示了8.0～6.0 ka期間的氣候相對干旱，湖泊水位相對較淺[46]；博斯騰湖孢粉記錄顯示，該湖在8 ka開始形成現代湖泊，區(qū)域氣候逐漸變濕，但是相比6.0～1.5 ka最濕潤階段，氣候相對干旱[15]。

第2階段（5.3～1.2 ka）：該時段沉積物巖性為淺灰色黏土和深灰色粉砂，平均粒徑為剖面最小值，EM1組分急劇上升，達到了0.64，粒度端元EM2組分為全剖面最低值，指示該時期高臺鹽湖沉積環(huán)境轉變?yōu)楹喑练e，流域來水增多，湖泊水位快速升高，較粗顆粒沉積物不易達到采樣點[42-43]。CaCO3含量和L*值均為剖面最大值，也表明該時期降水量增多，流域侵蝕加強，地表徑流攜帶更多的Ca2+進入湖盆。研究區(qū)蒸發(fā)量遠大于降水量[21-22]，Ca2+易于飽和，CaCO3易于沉淀；a*值和b*值為剖面的最低值，表明沉積環(huán)境處于還原環(huán)境，湖泊水位較高。以上環(huán)境指標均指示該時期高臺鹽湖水源增多，流域侵蝕較強，氣候濕潤。造成湖泊水位增高的原因可能有兩個方面：其一，中晚全新世期間大氣降水增多，如天山中段巴音布魯克剖面地層結果顯示，5.0～1.6 ka期間，古土壤發(fā)育，指示我國西北地區(qū)在該時段氣候濕潤[47]；內蒙古北部的金努爾湖沉積物記錄表明，在約5.6～2.5 ka期間，沉積物中TOC含量明顯增多，指示該時期氣候明顯轉濕[48]；來自內蒙古中北部的特爾曼湖孢粉證據顯示，在4.5～2.5 ka期間，該湖泊水位明顯升高，氣候最濕潤[49]；其二，高臺鹽湖通過弱水河與高山冰川相連，溫暖的氣候造成周邊高山冰川融水增多，入湖水量增多[50]。

第3階段（1.2～0.2 ka）：該時段沉積物巖性為深褐色交錯層狀細砂，平均粒徑較第1階段較粗，主要以EM2組分為主，EM1組分快速減少，為全剖面較低值，沉積物物源主要為河流沖積攜帶的流域碎屑物質，為河流相或濱湖相沉積，水位急劇下降，較粗顆粒物易于到達采樣點[42-43]。CaCO3含量為剖面最低值，L*值為剖面較低值，反映流域侵蝕較弱，水中Ca2+濃度快速降低，CaCO3不易沉積，主要反映流域碎屑碳酸鹽含量[33]；a*值和b*值呈現快速上升趨勢，較第1時段值更高，表明沉積環(huán)境處于氧化環(huán)境，水位更低，更容易暴露地表。綜合以上環(huán)境指標，該時期氣候發(fā)生轉型，流域降水急劇減少，侵蝕較弱，氣候干旱。該時期氣候轉型在西北地區(qū)其他湖泊也有諸多記錄，如陳發(fā)虎等[14]對亞洲中部的博斯騰湖盤星藻、孢粉A/C比值研究發(fā)現，在1.5 ka以來，湖泊開始萎縮，氣候變干；Tian等[51]對內蒙古南部戈登努爾湖多環(huán)境指標分析表明，1.9 ka以來，湖泊開始收縮，氣候開始轉干；唐曉宏等[52]通過分析新疆巴里坤湖地球化學元素指標表明，在1.0 ka以后，氣候轉為干旱。

第4階段（0.2 ka～）：該時段沉積物巖性為淺棕色細砂，平均粒徑為全剖面最大值，EM2組分為剖面最大值，達到0.8，EM1組分和L*值為剖面最小值，CaCO3含量為剖面較小值，L*值為剖面最小值，a*和b*值達到剖面最高值。綜合以上環(huán)境指標表明，該時期湖泊處于強氧化環(huán)境，沉積物可能完全暴露地表，流域侵蝕較弱，降水極少，氣候十分干旱，為風成沙丘沉積，高臺鹽湖消亡。陶士臣等[53]通過新疆巴里坤湖孢粉記錄研究表明，在0.53 ka以來，我國西北地區(qū)出現荒漠植被景觀，氣候干旱。近0.1 ka以來新疆伊犁河谷氣候也趨于暖干[54]。

4.3 研究區(qū)環(huán)境變化模式探討

可靠的年代學是古氣候記錄的基礎，是過去環(huán)境與氣候變化重建的關鍵，沉積年代測定有多種方法，加速器14C質譜測年方法（AMS-14C）與OSL測年是較為常見的兩種測年方法。然而AMS-14C在西北干旱貧有機質地區(qū)存在較大的測年誤差，Feng等[55]論述了亞洲干旱區(qū)風成地層和湖相地層放射性碳測年值得注意的一些問題，指出湖相沉積物容易受到生物干擾和植物生長的影響，容易造成測年的不確定性。例如，青藏高原西部的班公錯受湖水大量老碳的輸入影響，存在6 000多年的碳庫效應[56]。陳天源等[57]對巴丹吉林沙漠湖泊沉積物進行了14C測年研究，發(fā)現沙漠中湖泊植物殘體來源存在很大的不確定性，可能來源于地層較老的植物殘體再沉積，導致測年結果整體偏老。因此，巴丹吉林沙漠附近湖泊沉積物進行AMS-14C測年時，由于受各種確定性因素影響，應謹慎選擇AMS-14C作為測年方法。

高臺鹽湖剖面多代用指標記錄（粒度端元、CaCO3、色度）表明，研究區(qū)從中全新世開始由干轉向濕潤再轉為干旱，在5.3～1.2 ka氣候達到中全新世以來的最濕潤期，在晚全新世中期（約1.2 ka）開始轉干。陳發(fā)虎等[14]對亞洲中部干旱區(qū)博斯騰湖記錄研究表明，約6.0～1.5 ka期間代用指標A/C值指示的流域濕度增加，盤星藻指示湖泊深度最大，為全新世以來的最濕潤時段，并在1.5 ka之后氣候明顯干旱，與本研究結果相一致（圖7），反映了中亞內陸干旱區(qū)環(huán)境演變的“西風模式”[15]。Yu等[22]通過高臺鹽湖剖面的全有機質AMS-14C測年和光釋光測年對比，發(fā)現該湖泊剖面的AMS-14C測年同樣出現多次的年齡倒轉，可能存在最大11 000±2 000 a的碳庫效應，原因主要來自于外源老碳輸入和湖泊內源貧無機碳經光合作用轉化的有機碳，并強調在西北地區(qū)的鹽湖使用14C測年應充分考慮“碳庫效應”的影響，本論文選擇光釋光測年建立年代序列可有效避免這一問題。

圖7 高臺鹽湖CaCO3含量 （a） 與EM1 （b）、博斯騰湖濕潤指數[15]（c）、博斯騰湖孢粉A/C比值[15] （d）、Gun Nuur有機質含量[48] （e）、西風模式 （f）、季風模式[14] （g） 對比Fig.7 Comparison of the carbonate content of Gaotai Lake (a) and EM1 (b) with Holocene moisture records from Bosten Lake (c),Pollen A/C index from Bosten Lake (d),organic matter content in Gun Nuur (e),patterns in westerly Central Asian (f)and monsoonal Asia (g)

高臺鹽湖曲線降水指標EM1和湖泊水位指標CaCO3曲線與博斯騰湖A/C、濕潤指示及西風指數曲線階段性變化的一致性（圖7），可能表明在中晚全新世之間區(qū)域氣候受到相似氣候系統(tǒng)的控制，具有明顯的“西風模式”特征。因此，高臺鹽湖中晚全新世氣候變化可能受到了西風環(huán)流和高緯度大西洋變化的共同驅動。

5 結論

高臺鹽湖中晚全新世氣候變化可以劃分為4個階段：早中全新世期間（7.1～5.3 ka），沉積物物源主要以河流沖積攜帶的流域碎屑物質和西風帶攜帶的細顆粒以及對流層湍流擾動的近地源物質為主，為淺湖相或湖濱相沉積環(huán)境，氣候相對干旱；5.3～1.2 ka期間，沉積物物源主要以地表徑流攜帶的近地源物質經湖水改造沉積為主，流域降水增多，湖泊水位較高，氣候暖濕，為中全新世以來的最濕潤期；1.2～0.2 ka期間，沉積物物源主要以河流沖積攜帶的流域碎屑物質為主，為河流相或濱湖相沉積環(huán)境，湖泊萎縮，水位降低，氣候轉為干旱；約0.2 ka以來，湖泊消亡，湖盆廣泛接受風沙沉積。

區(qū)域古氣候記錄對比表明，高臺鹽湖中晚全新世氣候變化與中亞干旱區(qū)湖泊反映的氣候變化具有一致性；高臺鹽湖中晚全新世濕潤期可能受西風環(huán)流與高緯度北大西洋共同驅動造成，反映了亞洲內陸干旱區(qū)氣候環(huán)境演變的“西風模式”。

致謝：中國科學院地球環(huán)境研究所李祥忠研究員、藍江湖博士、馮添博士參與了野外采樣，吳旭龍研究員、杜金花博士在光釋光測試中提供了幫助，謹此感謝！

參考文獻(References)

[1]Kaufman D S,Axford Y L,Henderson A C G,et al.Holocene climate changes in Eastern Beringia (NW North America)-A systematic review of multi-proxy evidence [J].Quaternary Science Reviews,2016,147:312-339.

[2]Zhang J W,Chen F H,Holmes J A,et al.Holocene monsoon climate documented by oxygen and carbon isotopes from lake sediments and peat bogs in China: a review and synthesis [J].Quaternary Science Reviews,2011,30(15-16): 1973-1987.

[3]Zhang H C,Ma Y Z,Wünnemann B,et al.A Holocene climatic record from arid northwestern China [J].Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecology,2000,162(3-4): 389-401.

[4]Zhang R P,Liang T G,Guo J,et al.Grassland dynamics in response to climate change and human activities in Xinjiang from 2000 to 2014 [J].Scientific Reports,2018,8: 2888.

[5]Lu R J,Jia F F,Gao S Y,et al.Holocene Aeolian activity and climatic change in Qinghai Lake basin,northeastern Qinghai-Tibetan Plateau [J].Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecology,2015,430: 1-10.

[6]Liu B,Jin H L,Sun L Y,et al.Geochemical evidence for Holocene millennial-scale climatic and environmental changes in the southeastern Mu Us Desert,northern China [J].International Journal of Earth Sciences,2015,104(7): 1889-1900.

[7]王洪波.半干旱地區(qū)歷史時期沙漠化成因研究進展[J].干旱區(qū)資源與環(huán)境,2015,29(5)：69-74.[WANG Hongbo.Collision and integration-an overview of desertification in semiarid area during the historical period [J].Journal of Arid Land Resources and Environment,2015,29(5): 69-74.]

[8]張文麗.粒度和磁化率反映的中晚全新世以來瑪曲高原的沙漠化演化[D].西北師范大學碩士學位論文,2015.[ZHANG Wenli.The desertification evolution reflected by Grain-size and Magnatic susceptibility in Maqu plateau since Middle-late Holocene[D].Master Dissertation of Northwest Normal University,2015.]

[9]鹿化煜,郭正堂.末次盛冰期以來氣候變化和人類活動對我國沙漠和沙地環(huán)境的影響[J].中國基礎科學,2015(2)：3-8.[LU Huayu,GUO Zhengtang.Impact of climatic change and human activity on desert and sand field in northern China since the last glacial maximum [J].China Basic Science,2015(2): 3-8.]

[10]楊利榮,岳樂平.光釋光測年揭示的科爾沁沙地末次晚冰期-全新世沙漠空間格局變化[J].第四紀研究,2013,33(2)：260-268.[YANG Lirong,YUE Leping.Horqin Dunefield in northeastern China in the Last Late Glacial and Holocene as revealed by OSL dating [J].Quaternary Sciences,2013,33(2): 260-268.]

[11]劉冰,靳鶴齡,孫忠.中晚全新世科爾沁沙地演化與氣候變化[J].中國沙漠,2013,33(1)：77-86.[LIU Bing,JIN Heling,SUN Zhong.Desert evolution and climate change in the Horqin Sandy Land in Middle and Late Holocene [J].Journal of Desert Research,2013,33(1): 77-86.]

[12]尚可政,董光榮,王式功,等.我國北方沙區(qū)氣候變化對全球變暖的響應[J].中國沙漠,2001,21(4)：387-392.[SHANG Kezheng,DONG Guangrong,WANG Shigong,et al.Response of climatic change in north China deserted region to the warming of the earth [J].Journal of Desert Research,2001,21(4): 387-392.]

[13]Yu G,Xue B,Wang S M,et al.Lake records and LGM climate in China [J].Chinese Science Bulletin,2000,45(13): 1158-1164.

[14]陳發(fā)虎,黃小忠,楊美臨,等.亞洲中部干旱區(qū)全新世氣候變化的西風模式——以新疆博斯騰湖記錄為例[J].第四紀研究,2006,26(6)：881-887.[CHEN Fahu,HUANG Xiaozhong,YANG Meilin,et al.Westerly dominated Holocene climate model in arid central Asia—Case study on Bosten Lake,Xinjiang,China [J].Quaternary Sciences,2006,26(6): 881-887.]

[15]Chen F H,Yu Z C,Yang M L,et al.Holocene moisture evolution in arid central Asia and its out-of-phase relationship with Asian monsoon history [J].Quaternary Science Reviews,2008,27(3-4): 351-364.

[16]陳發(fā)虎,陳建徽,黃偉.中緯度亞洲現代間冰期氣候變化的“西風模式”討論[J].地學前緣,2009,16(6)：23-32.[CHEN Fahu,CHEN Jianhui,HUANG Wei.A discussion on the westerly-dominated climate model in mid-latitude Asia during the modern interglacial period [J].Earth Science Frontiers,2009,16(6): 23-32.]

[17]Chen J H,Chen F H,Feng S,et al.Hydroclimatic changes in China and surroundings during the Medieval Climate Anomaly and Little Ice Age: spatial patterns and possible mechanisms [J].Quaternary Science Reviews,2015,107: 98-111.

[18]Huang X T,Oberh?nsli H,von Suchodoletz H,et al.Hydrological changes in western Central Asia (Kyrgyzstan) during the Holocene as inferred from a palaeolimnological study in lake Son Kul [J].Quaternary Science Reviews,2014,103: 134-152.

[19]Wang N A,Ning K,Li Z L,et al.Holocene high lake-levels and panlake period on Badain Jaran Desert [J].Science China Earth Sciences,2016,59(8): 1633-1641.

[20]李育,張成琦,周雪花,等.我國西北夏季風邊界千年尺度變化的證據——來自鹽池和豬野澤鹽類礦物分析結果[J].沉積學報,2015,33(3)：524-536.[LI Yu,ZHANG Chengqi,ZHOU Xuehua,et al.An evidence of millennial-scale summer monsoon boundary change in the Northwest China—analysis results from saline minerals in lake sediments of Yanchi Lake and Zhuye Lake [J].Acta Sedimentologica Sinica,2015,33(3): 524-536.]

[21]李育,王乃昂,李卓侖,等.河西走廊鹽池晚冰期以來沉積地層變化綜合分析——來自夏季風西北緣一個關鍵位置的古氣候證據[J].地理學報,2013,68(7)：933-944.[LI Yu,WANG Naiang,LI Zhuolun,et al.Comprehensive analysis of lake sediments in Yanchi Lake of Hexi Corridor since the late glacial [J].Acta Geographica Sinica,2013,68(7): 933-944.]

[22]Yu S Y,Cheng P,Hou Z F.A caveat on radiocarbon dating of organicpoor bulk lacustrine sediments in arid China [J].Radiocarbon,2014,56(1): 127-141.

[23]Wintle A G.Luminescence dating: laboratory procedures and protocols [J].Radiation Measurements,1997,27(5-6): 769-817.

[24]Lu Y C,Wang X L,Wintle A G.A new OSL chronology for dust accumulation in the last 130,000 yr for the Chinese Loess Plateau [J].Quaternary Research,2007,67(1): 152-160.

[25]楊銘,王松娜,康樹剛,等.河南三楊莊剖面光釋光年代學研究[J].地球環(huán)境學報,2018,9(6)：580-588.[YANG Ming,WANG Songna,KANG Shugang,et al.Optically stimulated luminescence dating of Sanyangzhuang profile,Henan Province [J].Journal of Earth Environment,2018,9(6): 580-588.]

[26]楊波,劉興起 ,王永波.湖泊沉積物碳酸鹽含量的XRD半定量分析[J].湖泊科學,2014,26(4)：637-640.[YANG Bo,LIU Xingqi,WANG Yongbo.Carbonate contents of lake sediments determined by XRD method [J].Journal of Lake Sciences,2014,26(4): 637-640.]

[27]Yu S Y,Colman S M,Li L X.BEMMA: A hierarchical Bayesian endmember modeling analysis of sediment grain-size distributions [J].Mathematical Geosciences,2016,48(6): 723-741.

[28]Li B,Li S H,Wintle A.Overcoming environmental dose rate changes in luminescence dating of waterlain deposits [J].Geochronometria,2008,30: 33-40.

[29]張克旗.釋光測年中環(huán)境劑量率影響因素研究[J].地質力學學報,2012,18(1)：62-71.[ZHANG Keqi.Quantitative calculations of environmental dose rate at different influencing factors in luminescence dating [J].Journal of Geomechanics,2012,18(1): 62-71.]

[30]張克旗,吳中海,呂同艷,等.光釋光測年法——綜述及進展[J].地質通報,2015,34(1)：183-203.[ZHANG Keqi,WU Zhonghai,Lü Tongyan,et al.Review and progress of OSL dating [J].Geological Bulletin of China,2015,34(1): 183-203.]

[31]Song C H,Hu S H,Han W X,et al.Middle Miocene to earliest Pliocene sedimentological and geochemical records of climate change in the western Qaidam Basin on the NE Tibetan Plateau [J].Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecology,2014,395: 67-76.

[32]Sun D H,Bloemendal J,Rea D K,et al.Grain-size distribution function of polymodal sediments in hydraulic and Aeolian environments,and numerical partitioning of the sedimentary components [J].Sedimentary Geology,2002,152(3-4): 263-277.

[33]藍江湖,徐海,劉斌,等.湖泊沉積中碳酸鹽、有機質及其同位素的古氣候意義[J].生態(tài)學雜志,2013,32(5)：1326-1334.[LAN Jianghu,XU Hai,LIU Bin,et al.Paleoclimate implications of carbonate,organic matter,and their stable isotopes in lacustrine sediments: A review [J].Chinese Journal of Ecology,2013,32(5):1326-1334.]

[34]陳忠,馬海州,曹廣超,等.尕海地區(qū)晚冰期以來沉積記錄的氣候環(huán)境演變[J].海洋地質與第四紀地質,2007,27(1)：131-138.[CHEN Zhong,MA Haizhou,CAO Guangchao,et al.Climatic-environmental evolution in Gahai Lake area since the late Glacial period from loss-onignition [J].Marine Geology & Quaternary Geology,2007,27(1):131-138.]

[35]Sun Y B,He L,Liang L J,et al.Changing color of Chinese loess:geochemical constraint and paleoclimatic significance [J].Journal of Asian Earth Sciences,2011,40(6): 1131-1138.

[36]陳宗顏,陳克龍,羅正霞.察爾汗地區(qū)130 ka B.P.以來湖相沉積物顏色記錄的氣候變化探討[J].鹽湖研究,2011,19(4)：1-14.[CHEN Zongyan,CHEN Kekong,LUO Zhengxia.Climatic change recorded by the Chroma of lacustrine sediments from 130 ka B.P.in Qarhan Area [J].Journal of Salt Lake Research,2011,19(4): 1-14.]

[37]吳艷宏,李世杰.湖泊沉積物色度在短尺度古氣候研究中的應用[J].地球科學進展,2004,19(5)：789-792.[WU Yanhong,LI Shijie.Significance of Lake sediment color for short time scale climate variation [J].Advance in Earth Science,2004,19(5): 789-792.]

[38]章云霞,葉瑋,馬春梅,等.浙江北湖橋孔色度記錄的早-中全新世環(huán)境變化[J].第四紀研究,2016,36(5)：1331-1342.[ZHANG Yunxia,YE We,MA Chunmei,et al.Environment variabilities archived by color of the drill core Beihuqiao in Hangjiahu Plain during the Early-Mid Holocene,China [J].Quaternary Sciences,2016,36(5): 1331-1342.]

[39]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學方法及其應用[J].自然科學進展,2001,11(3)：269-276.[SUN Donghuai,AN Zhisheng,SU Ruixia,et al.The mathematical methods and their application to separate sediments in ancient environment [J].Progress in Natural Science,2001,11(3): 269-276.]

[40]聶軍勝,李曼.柴達木盆地晚中新世河湖相沉積物粒度組成及其古環(huán)境意義[J].第四紀研究,2017,37(5)：1017-1026.[NIE Junsheng,LI Man.A grain size study on late Miocene Huaitoutala section,NE Qaidam Basin,and its implications for Asian monsoon evolution [J].Quaternary Sciences,2017,37(5): 1017-1026.]

[41]Dietze E,Maussion F,Ahlborn M,et al.Sediment transport processes across the Tibetan Plateau inferred from robust grain size end-members in lake sediments [J].Climate of the Past,2013,9(4): 4855-4892.

[42]Sly P G.Sedimentary processes in lakes[M]//Lerman A.Lakes:Chemistry,Geology,Physics.New York: Springer,1978: 65-89.

[43]Sly P G.Sediment dispersion: part 1,fine sediments and significance of the silt/clay ratio [J].Hydrobiologia,1989,176(1): 99-110.

[44]Chen F H,Wu W,Holmes J A,et al.A mid-Holocene drought interval as evidenced by lake desiccation in the Alashan Plateau,Inner Mongolia,China [J].Chinese Science Bulletin,2003,48(14): 1401-1410.

[45]Sun A Z,Feng Z D.Holocene climatic reconstructions from the fossil pollen record at Qigai Nuur in the southern Mongolian Plateau [J].The Holocene,2013,23(10): 1391-1492.

[46]Huang X Z,Chen F H,Fan Y X,et al.Dry late-glacial and early Holocene climate in arid central Asia indicated by lithological and palynological evidence from Bosten Lake,China [J].Quaternary International,2009,194(1-2): 19-27.

[47]Long H,Shen J,Tsukamoto S,et al.Dry early Holocene revealed by sand dune accumulation chronology in Bayanbulak Basin (Xinjiang,NW China) [J].The Holocene,2014,24(5): 614-626.

[48]Feng Z D,Wang W G,Guo L L,et al.Lacustrine and eolian records of Holocene climate changes in the Mongolian Plateau: preliminary results [J].Quaternary International,2005,136(1): 25-32.

[49]Fowell S J,Hansen B C S,Peck J A,et al.Mid to late Holocene climate evolution of the Lake Telmen Basin,North Central Mongolia,based on palynological data [J].Quaternary Research,2003,59(3):353-363.

[50]Yu Y T,Yang T B,Li J J,et al.Millennial-scale Holocene climate variability in the NW China drylands and links to the tropical Pacific and the North Atlantic [J].Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecology,2006,233(1-2): 149-162.

[51]Tian F,Wang Y,Liu J,et al.Late Holocene climate change inferred from a lacustrine sedimentary sequence in southern Inner Mongolia,China [J].Quaternary International,2017,452: 22-32.

[52]唐曉宏,鐘巍,尹煥玲.新疆巴里坤湖9.0 cal.kaBP以來沉積物地球化學元素分布特征與古氣候環(huán)境演化[J].華南師范大學學報: 自然科學版,2012,44(2)：134-140.[TANG Xiaohong,ZHONG Wei,YIN Huanling.Study on the characteristics of the geochemical elements and paleoclimate changes in Lake Barkol,Xinjiang since about 9.0 cal.kaBP [J].Journal of South China Normal University: Natural Science Edition,2012,44(2): 134-140.]

[53]陶士臣,安成邦 ,陳發(fā)虎 ,等.孢粉記錄的新疆巴里坤湖16.7 cal.kaBP以來的植被與環(huán)境[J].科學通報,2010,55(22)：2449-2457.[TAO Shichen,AN Chengbang,CHEN Fahu,et al.Polleninferred vegetation and environmental changes since 16.7 kaBP at Balikun Lake,Xinjiang [J].Chinese Science Bulletin,2010,55(22):2449-2457.]

[54]靳建輝,李志忠,陳秀玲,等.新疆伊犁河谷晚全新世風沙沉積主量元素特征及其氣候意義[J].古地理學報,2010,12(6)：675-684.[JIN Jianhui,LI Zhizhong,CHEN Xiuling,et al.Major elements in Aeolian sediments of the Late Holocene in Yili valley and their climatic implications [J].Journal of Palaeogeography,2010,12(6):675-684.]

[55]Feng Z D,Ran M,Yang Q L.Geomorphological and sedimentological precautions in radiocarbon dating of eolian and lacustrine sequences in arid Asia [J].Quaternary International,2013,286: 126-137.

[56]Fontes J C,Gasse F,Gibert E.Holocene environmental changes in Lake Bangong basin (Western Tibet).Part 1: Chronology and stable isotopes of carbonates of a Holocene lacustrine core [J].Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecology,1996,120(1-2):25-47.

[57]陳天源,劉斯文,賴忠平,等.巴丹吉林沙漠湖泊年輕沉積物14C測年初步研究[J].鹽湖研究,2017,25(2)：60-66.[CHEN Tianyuan,LIU Siwen,LAI Zhongping,et al.A preliminary study of AMS14C dating of young lacustrine sediments in the Badain Jaran Desert [J].Journal of Salt Lake Research,2017,25(2): 60-66.]