賈玉連 周淑金 王朋嶺 萬智巍 凌超豪 申洪源

(1. 閩南師范大學(xué)歷史地理學(xué)院 福建漳州 363000; 2. 國家氣象中心 北京 100866; 3. 贛南師范大學(xué)地理與環(huán)境工程學(xué)院 江西贛州 341000; 4. 臨沂大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院 山東臨沂 276000)

基于各種沉積檔案, 利用物理的、化學(xué)的、生物的代用指標(biāo)所進(jìn)行的氣候環(huán)境的重建, 是過去全球變化研究的基礎(chǔ)性工作之一(Reading, 1996; Crowley,2000; Bradley, 2014; 徐兆凱等, 2021)。不論是哪種類型的代用指標(biāo), 均為通過一些手段和方法獲取的時間序列上一系列相互聯(lián)系的參數(shù)指標(biāo)信息及其組合,可以稱之為(某類)指標(biāo)體系。物理指標(biāo), 如粒度指標(biāo)體系, 包括了平均粒徑、中值粒徑、分選系數(shù)、偏態(tài)與峰態(tài)等參數(shù), 砂、粉砂、黏土等組分(Udden, 1914;成都地質(zhì)學(xué)院陜北隊, 1978; Friedmanetal, 1978;Blottetal, 2010)及各端元組份(Patersonetal, 2015)等在內(nèi)的十幾個粒度參數(shù)指標(biāo)。化學(xué)指標(biāo), 如元素地球化學(xué)指標(biāo)體系, 包括了從常量元素Si、Fe、Al、Mg、Ti 等到微量元素Zr、Sr、Hf、Nb、Ta 等幾十個元素及組合(Guptaetal, 2001; Topal, 2002; White, 2020)。生物指標(biāo), 如孢粉指標(biāo)體系, 則為幾種到幾十種孢粉種屬的含量及其組合(唐領(lǐng)余, 2016; Chenetal, 2020;Chevalieretal, 2020)。

各指標(biāo)體系中, 均有一些所謂的敏感指標(biāo), 可以更為靈敏地指示氣候環(huán)境狀態(tài)及其變化。在粒度指標(biāo)體系中, 這些指標(biāo)為平均粒徑、中值粒徑、分選系數(shù)、砂的含量(%)、C值(百分之一粒徑, 即從粗粒端累積到占比為百分之一時對應(yīng)的粒徑)等百分位數(shù)值及某些端元組分等(Pengetal, 2005; Parrisetal, 2010; Yinetal, 2011; Lapointeetal, 2012; Schillereffetal, 2014;Xiaoetal, 2015; Luetal, 2018; Rajaetal, 2018); 在元素地球化學(xué)指標(biāo)體系中, 有Ti 含量、化學(xué)蝕變指數(shù)(chemical index of alteration, CIA)、Rb/Sr、Al2O3/Fe2O3等指標(biāo)(Guptaetal, 2001; Haugetal, 2001; Jinetal,2006; Perri, 2020); 在孢粉指標(biāo)體系中, 則是一些特定屬種的孢粉及其組合(唐領(lǐng)余, 2016; Chevalieretal,2020; Liangetal, 2020)。

毋庸置疑, 這種選擇性地參數(shù)指標(biāo)信息的利用,確實能定性描述甚至定量重建某些氣候環(huán)境狀態(tài)記錄及其變化特征; 在全球變化研究中, 這種具有因果關(guān)系屬性的指標(biāo), 得到了廣泛的應(yīng)用。同樣毋庸置疑的是, 這種方法也具有某些先天缺陷: 任何氣候環(huán)境的變化, 都是處在某種背景條件下的變化, 背景條件發(fā)生變化, 會影響指標(biāo)的敏感程度, 使重建結(jié)果出現(xiàn)偏差。例如, 在洪水水文記錄的沉積學(xué)研究中, 由于涉及到包括降水強度、碎屑來源、土壤侵蝕及由此引起的洪水水文過程特點、規(guī)模、強度, 水體背景水位、具體沉積點上水環(huán)境和沉積環(huán)境背景等諸多因素的變化(Lapointeetal, 2012; Schillereffetal, 2014), 對相同強度的洪水水文事件, 某些指標(biāo)若是對這次水文事件具有敏感的響應(yīng), 下次卻不一定敏感(Schillereffetal, 2014; 冷雪等, 2017; Wangetal, 2021), 表明指標(biāo)的敏感性會隨著諸多環(huán)境背景或者其他不明因素的變化而變化。無法苛求每一次氣候環(huán)境事件的背景都是一致的, 因此, 也就不能指望優(yōu)選的指標(biāo), 每次都能一致且敏感地響應(yīng)所有相同或相似的氣候環(huán)境事件, 這是全球變化指標(biāo)重建過程中一個普遍現(xiàn)象(賈玉連等, 2023)。

另外, 包括氣候、環(huán)境狀態(tài)變化這種系統(tǒng)變化,涉及到的是地球表層系統(tǒng)中相互聯(lián)系的諸多因素在結(jié)構(gòu)和功能上全方位的變化(Alleyetal, 2003; Bradley,2014; Bathianyetal, 2018; 徐奎棟, 2021), 而不僅僅是某些敏感信息指標(biāo)的變化, 而更可能是全員指標(biāo)及其體系的變化(Bathianyetal, 2018); 只不過背景條件的不同和變化, 某些指標(biāo)并不敏感(Schefferetal, 2009)。

能否克服背景條件, 用某一指標(biāo)體系中全員指標(biāo)的信息變化來重建氣候環(huán)境變化？如何利用全員指標(biāo)信息來定性, 甚至定量重建氣候環(huán)境變化？賈玉連等(2023)首次利用粒度指標(biāo)體系中17 個粒度指標(biāo), 通過考察各指標(biāo)在時間序列上滑動平均的變化情況和指標(biāo)兩兩之間相互關(guān)系(C172種組合)的異常變化, 分別提取了兩個系列的異常指數(shù): Ai(G)-1、Ai(G)-2; 嘗試從指標(biāo)的異常變化和粒度指標(biāo)體系的結(jié)構(gòu)變化中挖掘氣候環(huán)境變化信息。對吞吐湖泊碎屑沉積的研究, 發(fā)現(xiàn)異常指數(shù)對包括降水在內(nèi)的洪水水文情勢等信息具有極為敏感的響應(yīng), 甚至可以定量重建某些洪水水文情勢信息(賈玉連等, 2023; 周雅文等, 2023), 極大地深化和拓寬了粒度這一沉積學(xué)指標(biāo)的應(yīng)用, 同時也為全球變化研究中指標(biāo)信息的提取與應(yīng)用提供了新的思路和理念。

本研究擬基于內(nèi)陸湖泊黃旗海約1885～2010 年間湖泊柱狀沉積序列, 利用粒度異常指數(shù)來認(rèn)識東亞季風(fēng)邊緣區(qū)封閉湖泊流域氣候水文環(huán)境的變化特點及人類活動對于區(qū)域環(huán)境的影響。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況與樣品采集

黃旗海(40°40′～41°00′N, 113°00′～113°30′E)位于內(nèi)蒙古自治區(qū)烏蘭察布市察哈爾右翼前旗, 蒙古高原南部邊緣地帶、東亞夏季風(fēng)的尾閭地區(qū)(圖1a)。流域受夏季風(fēng)和冬季風(fēng)的相互影響, 冬季受蒙古高壓控制, 夏季受大陸低壓控制(楊建平等, 2005; 王志超等,2021), 屬于典型的大陸性半干旱氣候: 冬季寒冷而干燥, 夏季溫涼而多雨。年均氣溫為4.0～4.5 °C, 年均降水量為250～520 mm, 主要集中在夏季(7～9 月份), 占全年降水量的79%左右; 年均蒸發(fā)量為1 964 mm (王永等,2010)。土壤以栗丐土為主, 半干旱草原植被, 為亞洲季風(fēng)區(qū)農(nóng)牧交錯帶生態(tài)環(huán)境脆弱區(qū)(李華章等, 1992)。

圖1 黃旗海流域地理位置(a), 流域內(nèi)19 座水庫分布(b), HQH4 剖面、湖床表土樣品(HQH-01～24)采集位置及1976、1990、2010 年湖岸位置(c), 2004 年8 月份湖區(qū)景觀(d), 2010 年5 月份湖區(qū)景觀(e)及HQH4 剖面采樣(f)Fig.1 Geographical location of Huangqihai Basin (a), distribution of 19 reservoirs in the basin (b), the HQH4 section and sampling site of present lake-bed sample (HQH-01～24), the lakeshore lines in 1976, 1990, 2010 (c), and geomorphologic landscape in August 2004 (d)and May 2010 (e), and on-site sampling at HQH4 profile (f)

流域地勢西北高東南低、四周高中間低, 為第三系斷陷盆地; 湖盆為較平闊的沖積-湖積平原, 海拔1 300～1 262 m, 中心是呈不規(guī)則三角形的黃旗海湖泊, 為一封閉的內(nèi)陸湖泊(圖1b、1d)。湖盆四周環(huán)繞變質(zhì)巖低山、丘陵及玄武巖臺地, 平均海拔1 400～1 550 m, 最高可達(dá)2 000 余米, 集水面積為4 511 km2。流域水系發(fā)達(dá), 地表水主要由6 條入湖河流組成, 最大為泉玉林河與霸王河(圖1b), 是黃旗海的主要水源。20 世紀(jì)五、六十年代, 黃旗海尚是一個水域面積為110～130 km2的中型湖泊, 近幾十年來, 受區(qū)域氣候變干和攔河筑壩、開采地下水等影響(付意成等,2017; 潘世兵等, 2017), 湖泊成為僅在夏季可短暫成湖、冬春季完全干枯的季節(jié)性湖泊(圖1)。

HQH4 剖面(40°48′N, 113°20′E)大致位于湖泊的幾何中心, 于2010 年5 月間在湖灘人工挖掘獲得(圖1f),取樣深56 cm。剖面中上部深度0～12 cm 為灰黃色黏土質(zhì)粉砂, 湖灘相(沖洪積相); 深度28～52 cm 為灰黃色黏土質(zhì)粉砂夾青灰色黏土質(zhì)粉砂, 湖灘相夾湖相; 其余層段(12～28 cm、52～56 cm)為青灰色黏土質(zhì)粉砂, 湖相層。為便于計算剖面的質(zhì)量深度, 研究利用內(nèi)徑為1 cm (厚)×5 cm (寬)×6 cm (長)的采樣器(多個), 對剖面由上而下系統(tǒng)采樣, 樣品封裝于聚乙烯樣品袋中,待處理。同時, 在湖灘上穿過HQH4 剖面沿西北-東南方向上布置了一個斷面(圖c), 沿斷面采集了24 個湖灘表土樣品(1 cm 深), 用于開展對比分析。

1.2 實驗測試

樣品全部烘干, 計算剖面的質(zhì)量深度(g/cm2), 之后進(jìn)行了如下三項測試:

放射性元素測試: 稱取烘干樣品4～5 g 左右, 研磨, 全部通過200 μm 篩網(wǎng), 充分混合后充填到長6 cm、直徑為1.5 cm 聚氯乙烯標(biāo)準(zhǔn)管中, 蠟封放置3 周, 使用OrtecHP-GeGWL 井式檢測儀測試樣品的137Cs、210Pb、226Ra 等放射性元素的活度(Appleby,2000; Arnaudetal, 2002; 冷雪等, 2017)。計數(shù)時間為國際通用的43 200 s (12 h), 分別在檢測譜 46.5、662、295 keV 處讀取上述放射性元素的活度, 計算樣品的質(zhì)量活度(Bq/kg)。

粒度測試: 稱取烘干樣品0.25～0.30 g, 用于激光粒度測試。前處理過程如下: 樣品用蒸餾水浸泡, 加適量 5%的 H2O2去除有機質(zhì), 然后分別加 8%的NaOH、5%的 HCL 去除生物硅、鈣質(zhì)膠結(jié)物和鈣質(zhì)生物殼體; 各去除操作完成后, 高速離心濾除上層清液, 重復(fù)3 次稀釋酸度近中性; 加入適量六偏磷酸鈉溶液作為分散劑, 超聲震蕩5 min 后上機測試。分析在江西師范大學(xué)理化測試中心粒度實驗室完成, 所用儀器為 HORIBA particle sizer LA-950 (冷雪等,2017)。

球狀碳粒(spherical carbon particle, SCP)計數(shù): 實驗步驟遵循Rose (1994, 2015)提供的改進(jìn)方法, 考慮到其硅酸鹽消解時間偏短(賈玉連等, 2023), 本實驗加入HF 后水浴時間延長至5 h 并靜置4 h。處理好的樣品, 線狀均勻構(gòu)展到載玻片上, 統(tǒng)計＞20 μm 的SCP 的顆粒數(shù), 以每克干質(zhì)量沉積物所含的顆粒數(shù)為標(biāo)識。

1.3 粒度異常指數(shù)的提取

基于μm 單位, 采用矩值(算術(shù))方法(arithmetic method of moments), 求得平均粒徑、分選系數(shù)、偏態(tài)和峰態(tài)等粒度參數(shù)(Friedmanetal, 1978)。粒度組份參考了Udden (1914)的分類標(biāo)準(zhǔn): 3.9、15.6、62.5 μm 為黏土、細(xì)粉砂、中粗粉砂、砂之間的界限。參數(shù)端元分析(parametric end member analysis)利用Paterson 等(2015)軟件求算, 通過決定系數(shù)R2(＞0.99)與角偏差(＜5°)(賈玉連等, 2023)確定了6 個端元(EM1～EM6)。

上述4 個粒度參數(shù)、5 個粒度組分[包括黏土、細(xì)粉砂、中粗粉砂、粉砂、砂(%)等]、6 個端元組分(EM1～EM6)以及包括C值、中值粒徑等在內(nèi)的百分位數(shù)值, 構(gòu)成了包含17 個指標(biāo)在內(nèi)的粒度指標(biāo)體系,本文將這些指標(biāo)稱為一般粒度指標(biāo)。大量研究表明,這些粒度指標(biāo), 均具有一定的環(huán)境意義(Udden, 1914;Folk, 1966; Royse, 1968; Mcmanus, 1988; Wallingetal,1989; Bernhardt, 1994; Blottetal, 2001; Lastetal,2001; Le Rouxetal, 2007; Patersonetal, 2015)。散點圖(圖3)顯示它們之間均存在一定的關(guān)系(甚至是線性相關(guān)), 指示粒度指標(biāo)體系是指標(biāo)之間相互作用、相互關(guān)聯(lián)的一個有機體系(Udden, 1914; Folk, 1966; Ortonetal, 1993; Blottetal, 2010)。

由此, 基于56 個樣品、17 個指標(biāo)的粒度指標(biāo)體系, 獲取了Ai(G)-1、Ai(G)-2 兩類異常指數(shù)。

異常指數(shù)Ai(G)-1 的獲取: 首先, 對各粒度指標(biāo)分別進(jìn)行了Max-Min 標(biāo)準(zhǔn)化處理, 之后, 考察標(biāo)準(zhǔn)化的各粒度指標(biāo)相對于3 點或5 點滑動平均的異常變化情況: 約定高于滑動平均值的3% (或4%、5%、6%、8%、10%)視作正異常, 低于滑動平均值的-3% (或-4%、-5%、-6%、-8%、-10%)視作負(fù)異常, 對這2種異常情況分別賦值1、-1(端點的滑動平均值以全樣品均值替代), 絕對值累加得到粒度異常指數(shù)Ai(G)-1序列。按照滑動跨度(點數(shù))(3、5)和界定的異常閾值(3%、4%、5%、6%、8%、10%), 分別提取了12 個粒度異常指數(shù)Ai(G)-1: Ai(G)-3-3-1、Ai(G)-3-4-1、

Ai(G)-3-5-1、Ai(G)-3-6-1、Ai(G)-3-8-1、Ai(G)-3-10-1,Ai(G)-5-3-1、Ai(G)-5-4-1、Ai(G)-5-5-1、Ai(G)-5-6-1、Ai(G)-5-8-1、Ai(G)-5-10-1。由于滑動跨度越大, 時間序列上兩端有更多的樣品點不能被一致地納入考察范圍, 而本剖面只有56 個數(shù)據(jù)點, 故此本文只關(guān)注3點、5 點滑動平均的情形。

異常指數(shù)Ai(G)-2 的獲取: 考察上述17 個粒度指標(biāo)兩兩之間相互關(guān)系(C172種組合)的異常情況, 分別在99.999%、99.99%、99.95%、80%、30%、10%的置信水平上, 累加統(tǒng)計了各置信區(qū)間外的樣品點數(shù)(圖2), 由此構(gòu)建了粒度異常指數(shù)Ai(G)-2。具體構(gòu)建過程, 以99.99%為例, 詳述如下: 如圖2 畫出17 個指標(biāo)兩兩之間相互關(guān)系散點圖(136 個), 布設(shè)擬合曲線(線性或最優(yōu)擬合均可, 二者對異常點的數(shù)量有影響, 但對最終構(gòu)建的異常指數(shù)的變化無影響, 這一現(xiàn)象已有文章(陳溢林等, 2023①陳溢林, 賈玉連等. 結(jié)構(gòu)量化指數(shù)記錄的東亞季風(fēng)區(qū)南亞熱帶贛江流域1615-2015 年間降水漸趨增加:事實與機制. 科學(xué)通報, 2023(投稿).)詳細(xì)論述, 本文不再贅述)和置信區(qū)間。置信區(qū)間之外的樣品點, 視為異常點。讀取每一個圖上的異常點(也就是樣品點), 然后累加同一樣品的點數(shù), 獲得異常指數(shù)(序列)。

圖2 HQH4 剖面沉積物粒度參數(shù)指標(biāo)散點圖、擬合曲線及置信區(qū)間(共136 對, 僅列6 對)Fig.2 Scatter plots of grain size indexes of sediments from HQH4 profile, the fit curves, and confidence intervals (only 6 pairs of 136 are listed)

對應(yīng)上述置信水平, 這樣獲得的異常指數(shù)依次命名為Ai(G)-1-2、Ai(G)-2-2、Ai(G)-3-2、Ai(G)-4-2、Ai(G)-5-2、Ai(G)-6-2。同時統(tǒng)計了 99.999 9%、99.999%、99.99%、99.95%、99%、95%、90%、80%、70%、60%、50%、40%、30%、20%、10%等各置信水平上的總異常點數(shù)(圖3)。

圖3 HQH4 剖面粒度異常指數(shù)系列Ai(G)-2各置信水平(%)上的總異常點數(shù)Fig.3 The total number of outliers at various confidence level(%) of Ai(G)-2 set in HQH4 profile

由上述指數(shù)的獲取方式, 研究認(rèn)為: Ai(G)-1、Ai(G)-2 并不關(guān)注指標(biāo)本身絕對數(shù)值的大小所指示的環(huán)境狀態(tài)(函數(shù))的變化, 而是指示了環(huán)境演進(jìn)過程中指標(biāo)體系中各指標(biāo)相對于某種時間尺度的環(huán)境狀態(tài)背景的變化、一定置信水平上各指標(biāo)之間相互關(guān)系的異常變化(賈玉連等, 2023)。也就是說, 不論Ai(G)-1還是Ai(G)-2, 都是對某種背景環(huán)境下出現(xiàn)的異常狀況的描述。這種描述, 可視作一種特征[或異常者(outliers)]提取(周志華, 2016), 指示的是粒度指標(biāo)體系在演化軌跡上由各指標(biāo)的變化而體現(xiàn)的體系的某種結(jié)構(gòu)性變化, 可以稱之為結(jié)構(gòu)量化指標(biāo)(賈玉連等,2023); 顯著不同于全球變化研究中普遍采用的諸如粒度、孢粉、元素等物理、化學(xué)或生物學(xué)等具有因果屬性的指標(biāo), 它屬于系統(tǒng)學(xué)指標(biāo)。

1.4 黃旗海過去200 年來湖面波動、區(qū)域降水與流域攔河建壩記錄搜集與整理

為了對比分析粒度異常指數(shù)、一般粒度指標(biāo)對于區(qū)域降水、湖面波動及區(qū)域人類活動(主要是攔河筑壩)的響應(yīng)特點, 研究還基于史料記錄(《內(nèi)蒙古歷代自然災(zāi)害史料》編輯組, 1982; 察右前旗自然災(zāi)害史料編輯組, 1987; 內(nèi)蒙古自治區(qū)人民政府參事室,1988; 李華章等, 1992)及遙感圖像(時相為夏季七、八月份)解譯等, 獲取了1865 年來69 個時間節(jié)點上的黃旗海湖泊面積(km2)、流域水庫建成開始蓄水的時間(圖1、7、8)。同時, 搜集整理了東安格利亞大學(xué)氣候研究中心(Climatic Research Unit in University of East Angli, www.cru.uea.ac.uk) (Harrisetal, 2020)(4 000, 11 250)柵格(規(guī)格: 2.5°×3.75°)上1900～1998 年間降水記錄、集寧氣象站1953～2010 年間的降水記錄(圖7、8)和黃旗海1980 年以來入湖水量(圖8), 以利于區(qū)域氣候環(huán)境變化的對比分析。其中, 降水與入湖流量均在各自序列上進(jìn)行了 Max-Min 標(biāo)準(zhǔn)化處理。

2 結(jié)果與分析

2.1 剖面地層年代控制

放射性測試表明, HQH4 剖面137Cs 活度為1.3～50.2 Bq/kg, 高值階段比附近岱海(Zhangetal, 2021)略高, 與新疆博斯騰湖(Chenetal, 2006)大致相當(dāng),顯著高于中國南方長江中游諸多湖泊(劉恩峰等,2009; 冷雪等, 2017)。HQH4 剖面137Cs 活度具有單峰蓄積特點, 與附近安固里諾(Yinetal, 2011)相似, 而與岱海(Zhangetal, 2021)有些區(qū)別。137Cs 首次出現(xiàn)在31 cm 深度上, 峰值出現(xiàn)在21 cm 處。結(jié)合137Cs 在北半球的釋放特點(Aoyama, 1988; Ritchieetal, 1990;Appleby, 2008), 這兩個時標(biāo)大致對應(yīng)1954 年和1963年沉積層節(jié)。

根據(jù)黃旗海方圓200 km 范圍內(nèi)近四十年來火電電廠機組并網(wǎng)發(fā)電情況, 1989～1990 年不足50 km 遠(yuǎn)的豐鎮(zhèn)電廠3 個機組的并網(wǎng)發(fā)電、2001～2002 年前后區(qū)域火電電力發(fā)展的井噴階段應(yīng)是黃旗海SCP 沉積記年的關(guān)鍵節(jié)點。HQH4 剖面SCP≥20 μm 的顆粒計數(shù)的躍升, 基本上對應(yīng)這兩個節(jié)點。據(jù)此確定了剖面1990 年、2001 年沉積層節(jié)。

HQH4 剖面的過剩210Pbex活度, 其垂向分布, 除22～34 cm深度上略有增加外, 總體是波動下降的, 但不論是210Pbex活度-深度(cm)、還是210Pbex活度-質(zhì)量深度(g/cm2)剖面, 均不具有經(jīng)典的指數(shù)變化的特點;226Ra 活度較為穩(wěn)定, 在約42 cm 深度上, 與210Pbex基本達(dá)到平衡。由此, 基于210Pbex活度變化特點, 利用恒定補給速率(constant supply rate, CSR)模式(Appleby, 2008), 也稱為恒定通量模型(沈吉等,2010)。計算了剖面年代(圖4a), 與上面確定的4 個年代時標(biāo)(1954 年、1963 年、1990 年、2001 年)相比, 偏差分別為: 3～4、19～20、6～7 與3～4 a (圖4a), 以1963年層節(jié)最大。

圖4 HQH4 剖面地層剖面及其年代控制Fig.4 The stratigraphy of HQH4 profile in Huangqihai (Huangqi Lake) and its age control

眾所周知, SCP 極為穩(wěn)定, 在成巖作用階段基本上不會發(fā)生移動(Rose, 2015)。元素137Cs, 化學(xué)性質(zhì)也較為穩(wěn)定, 然而黏土與有機質(zhì)結(jié)合態(tài), 在碎屑沉積物中存在一定的擴散能力; 在某些特殊水化學(xué)環(huán)境(例如強堿性水環(huán)境和有機質(zhì)豐富)中, 其分子擴散有時能夠改變蓄積峰的位置(Davisetal, 1984; 項亮,1995; 周愛鋒等, 2008)。但在一般水-沙環(huán)境中, 尚未觀察到這種現(xiàn)象,137Cs 定年是可靠的(Robbinsetal,1975; Ritchieetal, 1990; 儲國強等, 2005)。鑒于上述1954、1990、2001 年等沉積層節(jié)與210Pbex年代具有較好的匹配, 1963～1964 年沉積層節(jié)的不匹配推測可能是因湖泊環(huán)境變化造成的沉積速率的不穩(wěn)定性和210Pbex輸入通量的變化(其活度在22～34 cm 深度上較高)而引起的。由此斷定基于137Cs 和SCP 確定的上述四個時標(biāo)1954 年、1963 年、1990 年、2001 年是可靠的。

由此, 本文以上述四個時標(biāo)為基點, 基于質(zhì)量深度內(nèi)插和外推獲得各樣品的年代, 從而獲得整個剖面的年代?；?10Pbex的CSR 模式年代, 僅作為參考年代。圖4a 表明, 整個HQH4 剖面記錄了大約1885～2010 年期間125 a 的湖泊沉積。

2.2 異常指數(shù)序列變化特點及指數(shù)選擇

異常指數(shù)Ai(G)-1 系列的若干指數(shù), 相同的滑動點數(shù)之間, 指數(shù)變化較為相似, 從界定閾值為3%、4%、5%、6%、8%到10%, 指數(shù)是逐漸變化的。而不同的滑動點數(shù)之間, 指數(shù)差異較大, 其線型變化差異也較大(圖5)。其中, Ai(G)-3-10-1 與Ai(G)-5-10-1 線型變化相似程度最高(r=0.74), 且具有最大的相對變化幅度、最豐富的變化細(xì)節(jié), 可以作為這個系列的代表性指數(shù)。

圖5 HQH4 剖面記錄的粒度異常指數(shù)Ai(G)-1 系列變化特點Fig.5 Comparison of variation characteristics of grain size anomaly index (Ai(G)-1 set) of HQH4 profile

異常指數(shù)Ai(G)-2 系列的若干指數(shù), 置信水平從99.999%、99.99%、99.95%、80%、30%到10%, 也是逐漸變化的(圖6)。Ai(G)-6-2 值最大, 相對變化幅度最小, Ai(G)-1-2 值最小, 相對變化幅度最大, 細(xì)節(jié)變化也更豐富(圖6)。也就是說, 置信水平高, (總)異常點越少(圖3), 指數(shù)相對變化幅度越大, 細(xì)節(jié)變化越豐富; 置信水平低, (總)異常點較多, 指數(shù)相對變化幅度越小, 其細(xì)節(jié)變化亦不明顯(圖6)。不難想象,隨著置信水平降低到極小值, 所有的樣品點都可被視為異常點, 這時的異常指數(shù)就是一條直線; 而置信水平增加到極大值(接近100%), 所有的樣品點都是正常點, 提取不到異常點。從統(tǒng)計學(xué)的角度而言, 兩種極端情況, 都沒有現(xiàn)實意義; 只有在某種置信水平約束下, 統(tǒng)計的異常點中, 盡量剔除了正常點而最大可能地保留了異常點; 理論上, 這種異常指數(shù)可能就具有某種環(huán)境意義(賈玉連等, 2023; 周雅文等, 2023)。

圖6 HQH4 剖面記錄的粒度異常指數(shù)Ai(G)-2 系列變化特點Fig.6 Comparison in variation characteristics of grain size anomaly index (Ai(G)-2 set) of HQH4 profile

由上分析, 并根據(jù)統(tǒng)計的置信規(guī)范(≥90%)、指數(shù)的變化幅度、特點(圖6)及總異常點數(shù)隨著置信水平的變化規(guī)律(圖3), 本文選擇置信水平＞95.000%情況下獲取的異常指數(shù)Ai(G)-1-2 和Ai(G)-2-2 (置信水平分別為99.999%、99.000%)作為Ai(G)-2 系列的代表。

2.3 異常指數(shù)對湖面波動、人類活動的指示

基于史料與遙感圖像解譯的黃旗海1865～2010 年的湖面波動, 大致經(jīng)歷了如下四個階段: 1865～1895 年、1944～1987 年間為高湖面階段; 湖面海拔1 265～1 275 m(現(xiàn)代湖床為1 262 m), 對應(yīng)湖泊面積為60～130 km2。1895～1944 年、1987～2010 年為低湖面階段, 黃旗海為湖面海拔低于1 265 m, 水深小于3 m、面積小于60 km2的碟形淺水湖泊; 湖泊極易干枯或近干枯, 如1900、1929 和2004～2010 年間, 湖泊演變?yōu)橄募径虝悍e水、春季則完全干枯的季節(jié)湖泊(圖1d、1e)。在年代際尺度上, 湖泊波動與區(qū)域降水變化基本一致(圖7i、7j), 表明區(qū)域降水是湖泊變化的主控因素。1985～2010 年來, 降水無明顯降低趨勢, 但由于攔河筑壩(圖7m)和地下水過量開采(付意成等, 2017; 潘世兵等, 2017)等人類活動的影響, 入湖流量急劇降低(圖7l), 致使黃旗海水面逐漸下降并在2004～2006 年前后干枯(圖1)。

圖7 HQH4 剖面記錄的1885～2010 年間砂(%)(a)、分選系數(shù)(b)、C 值(μm)(c)、中值粒徑(μm)(d)、粒度異常指數(shù)Ai(G)-3-10-1(e)、Ai(G)-5-10-1(f)、Ai(G)-1-2(g)、Ai(G)-2-2(h)、黃旗海湖面波動記錄(1880～2010)(i)、區(qū)域降水[包括CRU 與集寧氣象站降水?dāng)?shù)據(jù)(標(biāo)準(zhǔn)化)記錄](j、k)、1980 年以來年入湖水量(標(biāo)準(zhǔn)化)(l)及1958 年以來流域攔河建壩等人類活動記錄(m)的對比關(guān)系Fig.7 Comparisons in sand content (%) (a), sorting coefficient(b), C value (μm) (c), median particle size (μm) (d), particle size anomaly indexes [Ai(G)-3-10-1 (e), Ai(G)-5-10-1 (f), Ai(G)-1-2(g), and Ai(G)-2-2 (h)] in HQH4 profile, the fluctuation record of the Huangqi Lake surface during 1880-2010(i), the regional precipitation [including CRU(j) and Jining meteorological station precipitation data standardized (k)], the annual input amount of water to Huangqi Lake (l), and the record of human activities such as dam construction since 1958 (m)

高湖面階段, 基本對應(yīng)HQH4 剖面的青灰色黏土質(zhì)粉砂層(湖相); 低湖面階段, 對應(yīng)剖面的灰黃色黏土質(zhì)粉砂層(湖灘相)或灰黃色黏土質(zhì)粉砂層夾青灰色黏土質(zhì)粉砂層(湖灘相夾湖相)。上部與底部青灰色湖相層, 平均沉積通量分別為66 和98 mg/(cm2·a); 頂部湖灘相和下部湖灘相-湖相層, 平均沉積通量分別為101 和92 mg/(cm2·a)。大致表現(xiàn)為低湖面階段, 沉積通量偏高, 高湖面階段, 沉積通量偏低; 1950～1985年高湖面時段, 沉積通量最低, 1985 年以來的低湖面階段, 沉積通量最高。圖7 顯示, 在HQH4 剖面年代誤差范圍內(nèi)(2～7 a), 粒度異常指數(shù) Ai(G)-3-10-1、Ai(G)- 5-10-1、Ai(G)-1-2、Ai(G)-2-2、一般粒度指標(biāo)[如砂(%)、分選系數(shù)、C值(μm)、中值粒徑(μm)]與湖面波動、區(qū)域降水量、人類活動在年代際尺度上, 存在如下關(guān)系:

(1) 1885～1985 年間, 基本上表現(xiàn)為降水增加→湖面上漲→指數(shù)降低; 降水減少→湖面下降→指數(shù)增大(圖7)。就是說, 降水與湖面變化為正相關(guān)關(guān)系,湖面變化與異常指數(shù)變化為負(fù)相關(guān)關(guān)系。1900～1950 年間, 黃旗海流域降水低, 為低湖面階段, 湖泊數(shù)度干枯, 湖泊碎屑沉積異常指數(shù)高。1885～1895 年、1950～1985 年間, 黃旗海為高湖面階段, 湖泊碎屑沉積異常指數(shù)低, 前一階段降水未知, 但1950～1985 年間降水是顯著增加的。降水與湖面波動成正相關(guān)關(guān)系, 是湖面波動的主要驅(qū)動因素, 這是自然狀態(tài)下農(nóng)牧交錯帶湖泊漲縮的特點, 對夏季風(fēng)強弱具有敏感的響應(yīng)(Yinetal, 2011; Xiaoetal, 2015)。異常指數(shù)與湖面波動具有反相關(guān)關(guān)系, 指示湖泊作用似乎能降低粒度異常指數(shù), 這其實表明未受湖泊作用的沖洪積碎屑沉積的粒度異常指數(shù)較高, 這與現(xiàn)代湖灘碎屑沉積的粒度異常指數(shù)的分布是一致的: 三角洲及湖濱異常指數(shù)高, 湖泊中心異常指數(shù)低。

(2) 1985～2010 年間, 降水與湖面波動、湖面波動與粒度異常指數(shù)之間的關(guān)系變得較為復(fù)雜。整體上,此時段湖面波動降低并在2004 年前后接近干枯, 而降水無明顯趨勢性變化; 但入湖水量在1985 年以后已不及八十年代初高峰期的一半, 并且持續(xù)降低, 湖面降低并近干枯也就是必然的結(jié)果。由于這期間降水無明顯趨勢性變化(圖7k), 流域人類活動, 例如攔河筑壩和過量開采地下水, 被認(rèn)為是入湖水量降低與湖面干枯的主要因素(付意成等, 2017; 潘世兵等,2017)。隨著湖面的波動, 粒度異常指數(shù)也存在一定程度的波動變化, 在2004～2010 年間黃旗海干枯-近干枯階段, 湖泊沉積粒度異常指數(shù)達(dá)到最低, 湖面波動與異常指數(shù)在此時段整體具有一定程度的正相關(guān)關(guān)系(圖7), 而這種關(guān)系在1985～2000 年間并不明確。同為低湖面近干枯階段, 1900～1950 年間, 異常指數(shù)總體較高且波動劇烈, 1985～2010 年間, 異常指數(shù)總體較低并階段性地表現(xiàn)出高湖面時所具有的特征低值, 表明這兩個低湖面時段, 可能具有不同的水沙關(guān)系(水文-泥沙環(huán)境關(guān)系)特點。前者為一個自然湖泊過程, 后者則疊加了攔河筑壩等人類活動的強烈影響對自然湖泊過程的改造作用。

(3) 一般粒度指標(biāo), 除了對1900～1950 年間的低湖面環(huán)境具有一定的辨識能力, 對其他階段的湖泊環(huán)境演化均沒有明顯指示。并且, 任何一個粒度指標(biāo)也未表現(xiàn)出對年代際尺度上湖面波動的嚴(yán)格響應(yīng)(圖7), 表明一般粒度指標(biāo)對于湖泊環(huán)境演化的指示能力具有很大的局限性(Pengetal, 2005; Parrisetal,2010; Lapointeetal, 2012; Schillereffetal, 2014;Rajaetal, 2018)。

(4) 在1900～1950 年、1980～2010 年等年代際低湖面階段, 異常指數(shù)能敏感地辨識出1904、1911、1925、1937、1944、1949 年, 1989、1990、1998、2008年等偏豐水年份。而一般粒度參數(shù)指標(biāo), 如平均粒徑、中值粒徑、C值以及中-粗砂含量(%)、分選系數(shù)等, 能部分辨識出上述偏豐水年中的部分年份, 但辨識能力和敏感程度遠(yuǎn)不及異常指數(shù)(圖7)。

總體而言, 不論在年-年際亦或年代際尺度上,人類活動影響偏弱還是偏強的時段, 異常指數(shù)均具有比一般粒度指標(biāo)更為敏感和更強的辨識能力, 對封閉湖泊環(huán)境演變具有獨特的敏感性, 而一般粒度指標(biāo)則不具有這種特點。

3 討論

3.1 基于異常指數(shù)對湖面水文及降水波動指示的內(nèi)在機制

從粒度異常指數(shù)、一般粒度指標(biāo)對黃旗海湖面波動、區(qū)域降水記錄等的指示特點, 研究認(rèn)為, 基于粒度指標(biāo)體系發(fā)展的粒度異常指數(shù), 具有對封閉湖泊流域湖泊漲縮、降水(特別是湖泊低水位時期)等流域水文情勢信息的敏感響應(yīng), 這是傳統(tǒng)上廣泛應(yīng)用的一般粒度指標(biāo)(Udden, 1914; Mcmanus, 1988; Blottetal,2001; Schillereffetal, 2014; Wangetal, 2021)所不具備的; 但在利用其進(jìn)行定量重建湖泊水文情勢信息之前, 異常指數(shù)的內(nèi)在機制需要明確。

在對長江之濱的吞吐湖泊黃茅潭近、現(xiàn)代沉積序列的研究中, 粒度異常指數(shù)首先是這樣界定的(賈玉連等, 2023): 在一定的地質(zhì)、地貌與土壤環(huán)境下, 某些常態(tài)洪水水文環(huán)境的頻繁出現(xiàn), 使流域水文特點及其侵蝕、搬運、堆積)保持一定的穩(wěn)定性, 從而造成碎屑物質(zhì)及其來源等具有某種程度的穩(wěn)定性, 進(jìn)而形成所謂的常態(tài)水文環(huán)境及相關(guān)的碎屑侵蝕、搬運及沉積環(huán)境。其碎屑堆積的顆粒組成、指標(biāo)參數(shù)及其相互關(guān)系也就相對穩(wěn)定, 形成某種常態(tài)特征。在東亞季風(fēng)區(qū), 河湖懸浮泥沙, 主要來自于汛期, 這期間大大小小的洪流所攜帶的泥沙往往占全年的90%以上。這些洪流, 每年均有幾次到十幾次, 它提供了一個常態(tài)洪水水文環(huán)境背景及與此有關(guān)的碎屑侵蝕-搬運-沉積的表生作用背景(Chenetal, 2008; Tangetal, 2018;Weietal, 2020)。而疊加或鑲嵌于這種常態(tài)環(huán)境背景中的是一些異常洪水水文事件, 包括幾年、幾十年甚或更長時間尺度上一遇的大洪水水文年份和極端低洪年份。在長江流域, 像1998～1999 年、1953 年這類豐水年, 1980、1983、1994 年這類偏豐水年; 1961～1962 年、1975、2006 年這類偏枯、枯水年份便是這樣的極端水文事件年份。因其洪水流量、強度及碎屑沉積來源(包括物源遠(yuǎn)近、分布、土壤侵蝕強弱)等因素可能異于常態(tài)洪水水文事件, 而造成碎屑沉積的粒度總體出現(xiàn)異常變化, 而不僅僅是幾個粒度指標(biāo)的變化。前者(豐水、偏豐水年份)表現(xiàn)為正異常, 即相對于常態(tài)水文環(huán)境異常指數(shù)增大; 后者(偏枯、枯水年份)為負(fù)異常, 相對于常態(tài)水文環(huán)境異常指數(shù)減小或偏負(fù)。

相比于吞吐湖泊具有牽引流特征的彌散性地吐納洪水-泥沙這種湖泊水文情勢(Schillereffetal, 2014)及相應(yīng)的沉積環(huán)境, 封閉湖泊作為流域泥沙-水文過程的終端性靜水水體, 有其獨特的水-沙輸移、沉積建造的過程, 表現(xiàn)為: (1) 隨著流域降水、入湖徑流的波動變化, 湖泊具有特有的漲縮特點, 可能是年際、年代際、百、千年尺度甚至軌道、亞軌道尺度(賈玉連等, 2004; Xiaoetal, 2015; Wangetal, 2021); (2) 湖泊沉積主要來自于湖泊周緣入湖河流搬運至湖濱的沖、洪積碎屑(圖8A、8B); (3) 湖濱沖洪積碎屑被搬運至湖泊中心成為湖相沉積(包括深湖-半深-淺湖相) (圖8C、8D)之前, 經(jīng)歷了程度不等的湖泊作用(包括湖流、波浪的侵蝕、搬運、分選和再沉積作用等) (H?kansonetal, 1983; Schillereffetal, 2014)。湖泊作用的強弱, 與湖泊大小、波浪、湖泊形態(tài)和湖泊水深等諸多水文、地貌和其他環(huán)境因素有關(guān)系。經(jīng)歷了一定程度的湖泊作用后, 湖泊中心的碎屑沉積, 相比于湖濱沖、洪積碎屑, 往往具有顆粒細(xì)、分選好等特點(H?kansonetal, 1983; Lermanetal, 2012;Schillereffetal, 2014)。在湖泊萎縮甚至干枯的低湖面階段, 隨著湖泊水位下降、入湖河流河口向湖泊中心方向延伸, 河口三角洲沉積直接超覆于湖泊沉積之上, 形成基本沒接受湖泊改造作用的沖、洪積碎屑(圖8B); 由于此時湖泊面積小、湖泊水深變淺等, 湖流和波浪作用會響應(yīng)減弱, 造成對沖洪積碎屑的湖泊改造作用顯著降低。而在湖泊擴漲的高湖面階段, 隨著湖面的擴展, 河口溯源退縮, 沖、洪積碎屑遠(yuǎn)離湖心,同時水深增加, 湖流發(fā)育、波浪作用增強, 沖洪積碎屑沉積從湖濱邊緣地帶搬運至湖泊中心, 經(jīng)歷了較長時間的湖泊改造作用。顯然, 湖泊改造作用弱, 也即湖泊作用弱, 這應(yīng)是淺湖或近干枯湖泊的特點, 其湖泊沉積會保留著特定洪枯年份碎屑沉積的異常特點, 如本文所揭示的黃旗海1900～1950 年階段(圖7)。湖泊改造作用強, 也就是湖泊作用強, 這應(yīng)是大湖、深水湖泊的特點。強烈而長期的湖泊作用, 湖濱沖、洪積碎屑抵達(dá)湖泊近中心附近, 已遠(yuǎn)非特定洪、枯年份湖濱沖洪積碎屑沉積, 而是正常的湖泊(碎屑)沉積(即深湖或半深湖相沉積)。湖濱沖洪積碎屑(圖8A)粒度異常指數(shù)高(圖8a), 而正常湖泊沉積(圖8C、8D),其粒度異常指數(shù)低(圖8c、8d、圖9)。

圖8 封閉湖泊沉積從湖濱沖洪積碎屑到湖泊中心深水-半深水沉積相的湖泊作用及其異常指數(shù)的變化示意Fig.8 The transformation course of sediments from lakeshore alluvial clastic sediments to normal lacustrine sediments in closed lake basin with the variability of the grain size abnormal index

圖9 黃旗海現(xiàn)代湖灘碎屑沉積敏感粒度參數(shù)、異常指數(shù)[Ai(G)-3-10-1、Ai(G)-5-10-1、Ai(G)-2-2]變化特點Fig.9 Characteristics of sensitive grain size parameters and grain size anomaly index of detrital deposition on modern Huangqi Lake bed

黃旗?，F(xiàn)代湖灘表層碎屑沉積指示(圖9), 從北部湖灘穿過湖泊中部到達(dá)近南部湖灘和三角洲湖濱地帶(圖1c), 碎屑沉積的一般粒度參數(shù)和粒度異常指數(shù)均表現(xiàn)出一定的規(guī)律性變化(圖9), 就指示了湖泊作用對沖、洪積碎屑的改造作用。其中, 趨勢線顯示,粒度異常指數(shù)的分化和分異表現(xiàn)最為顯著: 湖泊近中心沉積具有較低的異常指數(shù), 湖濱具有較高的異常指數(shù), 其環(huán)境意義與時間序列上異常指數(shù)變化是一致的。而一般粒度指標(biāo), 包括廣泛應(yīng)用的平均粒徑(μm)、中值粒徑(μm)、分選系數(shù)、C值(μm)等, 隨著湖泊地貌環(huán)境的變化, 遠(yuǎn)不如異常指數(shù)敏感, 具體表現(xiàn)為:從三角洲到湖泊中心, 指標(biāo)變化不顯著, 例如, 平均粒徑、中值粒徑、分選系數(shù)(標(biāo)準(zhǔn)偏差)、峰態(tài)(尖度)、C值; 即使有顯著變化, 但本身數(shù)值波動較劇烈,例如,偏態(tài)(偏度), 無明顯環(huán)境指示能力。這表明粒度異常指數(shù)是一個比一般粒度指標(biāo)更為敏感的環(huán)境指標(biāo)。

這是自然湖泊狀態(tài)下, 黃旗海湖泊沉積粒度異常指數(shù)能反演湖泊環(huán)境變化的內(nèi)在機制。也就是說, 如果沒有人類活動的強烈影響, 在年代際尺度上, 可以利用粒度異常指數(shù)反演湖泊環(huán)境演變: 如黃旗海1990 年之前的歷史時期, 可以定性甚至定量重建湖面波動(見下文); 在其低湖面階段, 可以利用粒度異常指數(shù)辨識流域洪水年份。而1990 年以后, 人類活動(包括攔河筑壩及地下水開采等)顯著改變了流域水文格局, 使粒度異常指數(shù)與流域降水、湖面波動之間關(guān)系不再具有自然狀態(tài)下的那種關(guān)系特點, 可能在于: (1) 攔河筑壩及地下水開采破壞了流域水文平衡, 使湖泊趨向于萎縮,湖泊作用減弱; (2) 攔河筑壩降低了入湖徑流流量并選擇性地截留了大量沖、洪積碎屑(尤其是粗碎屑顆粒), 使進(jìn)入湖泊的沖、洪積碎屑顆粒變細(xì)、分選較好(圖7), 這種碎屑堆積粒度組成表面上表現(xiàn)為更接近于深湖相沉積, 使粒度異常指數(shù)與湖泊水文關(guān)系變化不再具有自然流域狀態(tài)下的那種關(guān)系特點。

3.2 1885～1985 年間黃旗海湖面波動記錄的定量重建

基于以上事實, 并考慮到如下兩個方面的因素:(1) 在低湖面階段、異常指數(shù)較大的背景下, 異常指數(shù)顯著增加, 可能意味著沖、洪積碎屑通過河口或三角洲向湖灘延伸的方式以牽引流直接入湖堆積; 而此時湖泊水深淺、湖泊小, 湖泊作用弱, 對沖、洪積碎屑的改造作用弱, 如圖7 中1890～1951 年間低湖面階段異常指數(shù)總體較高背景下的6 個顯著增大的層節(jié)。它們指示沖洪積對湖泊碎屑堆積的直接影響, 但由此并不能指示它與前后時段湖面相比具有巨大變化, 而僅僅指示了較為干旱的低湖面階段強降水造成的洪水水文事件。因此, 有必要將其剔除, 并在樣品之間, 以線性內(nèi)插補齊異常指數(shù)。(2) 1990 年以來的粒度異常指數(shù), 受人類活動的強烈影響, 與湖面波動關(guān)系具有不確定性, 因此有必要剔除這個時段。由此, 研究基于HQH4 剖面的分辨率(平均每個樣品包含為2.23 a 的信息), 以粒度異常指數(shù)Ai(G)-5-10-1 與湖面面積之間的統(tǒng)計關(guān)系(圖10a)(1885～1990 年間),定量重建了人類活動影響較弱的1885～1990 年間黃旗海湖泊面積的波動記錄。其記錄特點與基于史料和遙感圖像解譯的黃旗海湖面波動存在著如下的關(guān)系:(1) 在1σ(σ表示標(biāo)準(zhǔn)偏差)誤差范圍之內(nèi), 二者基本是一致的(圖10b); (2) 在1890～1900 年、1910 年前后、1900～1905 年等幾個時段, 誤差較大; 推測可能與定年誤差、相應(yīng)年份的湖泊面積數(shù)據(jù)缺乏有關(guān)。相較而言, 基于Ai(G)-5-10-1 重建的湖泊面積的變化可能更接近于實際的黃旗海湖面波動。

圖10 HQH4 剖面異常指數(shù)Ai-5-10-1 與1885～1990 年間黃旗海湖泊面積(基于史料和遙感資料)散點圖(a)、基于史料與遙感資料重建的黃旗海湖泊面積與基于異常指數(shù)Ai-5-10-1 重建的湖泊面積之間的關(guān)系(1885～1990)(b)Fig.10 Relationship between grain size anomaly index (Ai-5-10-1) of sediments from HQH4 core and the area of Huangqi Lake reconstructed for the period of 1885-1990 based on historical data and remote sensing data (a), and the area of Huangqi Lake reconstructed for the same period based on the above relationship (b)

4 結(jié)論

利用東亞季風(fēng)尾閭區(qū)封閉湖泊黃旗海柱狀沉積,在SCP+137Cs+210Pb 年代時標(biāo)的約束下, 基于粒度指標(biāo)體系的17 個粒度指標(biāo)在時間序列上的變化及指標(biāo)兩兩之間相互關(guān)系的異常變化, 建構(gòu)了 Ai(G)-1、Ai(G)-2 兩類異常指數(shù), 嘗試從粒度指標(biāo)體系的結(jié)構(gòu)性變化來審視農(nóng)牧交錯帶黃旗海1885～2010 年間的湖泊環(huán)境變化。

研究表明: (1) 1885～1895 年、1950～1985 年間, 為黃旗海高湖面階段, 1900～1950 年、1985～2010 年間為黃旗海低湖面階段; (2) 異常指數(shù) Ai(G)-5-10-1、Ai-2-2 具有對湖面波動極為敏感的指示: 湖面越大(小)、湖泊水位越高(低)、湖泊碎屑沉積粒度異常指數(shù)越小(大), 湖面波動-粒度異常指數(shù)之間存在良好的線性關(guān)系, 這是一般粒度指標(biāo)不能比擬的; (3)1990～2010 年間的低湖面, 是氣候波動與人類活動(攔河筑壩等)疊加影響造成的結(jié)果, 人類活動改變了流域水文和輸沙格局, 使湖泊碎屑堆積的粒度異常指數(shù)不再與湖面波動存在自然狀況下那種關(guān)系特點。

研究基于Ai(G)-5-10-1 定量重建了1885～1990 年間的黃旗海湖面波動(1σ的標(biāo)準(zhǔn)偏差), 與基于遙感圖像和歷史資料所獲取的湖面波動數(shù)據(jù)基本一致。