魏海成,樊啟順,安福元,山發(fā)壽,馬海州,袁 秦,秦占杰

中國科學院青海鹽湖研究所,鹽湖地質(zhì)與環(huán)境實驗室,青海西寧 810008

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94–9 ka察爾汗鹽湖的氣候環(huán)境演化過程

魏海成,樊啟順,安福元,山發(fā)壽,馬海州,袁 秦,秦占杰

中國科學院青海鹽湖研究所,鹽湖地質(zhì)與環(huán)境實驗室,青海西寧 810008

摘 要:本文依托柴達木盆地中東部察爾汗鹽湖沉積中心102 m長鉆孔(ISL1A)巖芯,應用AMS(14)C和不平衡U系測年方法建立了年齡-深度框架,對巖芯開展了元素地球化學分析,利用主成分分析提取影響察爾汗鹽湖沉積物化學組成的2個主控因子:入湖徑流量因子和湖泊蒸發(fā)量因子,結(jié)合孢粉、粒度、沉積物中石鹽含量等環(huán)境代用指標,分析討論察爾汗鹽湖晚更新世湖泊波動與環(huán)境變化過程。結(jié)果表明:察爾汗古湖在晚更新世經(jīng)歷多次淡化期和咸化期,94–52 ka期間察爾汗古湖為微咸水-半咸水湖,湖泊入湖徑流量較大,湖區(qū)植被為草原/荒漠草原植被;約52 ka各指標均反映了察爾汗古湖環(huán)境發(fā)生了顯著變化,湖泊入湖徑流量減小,蒸發(fā)量增加,湖泊由咸水湖退縮演化為鹽湖,湖區(qū)植被由草原/荒漠草原演替為荒漠草原/荒漠。34–24 ka期間察爾汗鹽湖入湖徑流量增加,湖泊有所擴張,但湖水鹽度較高;24–9 ka期間在冷干氣候背景下,湖泊退縮演化為干鹽湖。環(huán)境指標所指示的察爾汗鹽湖波動演化過程得到了柴達木盆地及其周邊地區(qū)其他環(huán)境變化記錄的支持。

關鍵詞:柴達木盆地;元素地球化學;孢粉;環(huán)境變化;晚更新世

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本文由國家自然科學基金青年基金項目(編號:41301045;41302024)資助。

鹽湖沉積蘊含了豐富的環(huán)境變化信息,開展鹽湖沉積環(huán)境變化研究對于認識湖泊演化歷史、古氣候重建及鹽類資源富集規(guī)律具有十分重要的科學意義(張彭熹,1987;顧兆炎等,1998;魏樂軍等,2002)。柴達木盆地是我國重要的鹽湖分布區(qū),豐富的鉀、硼、鋰等鹽類資源是我國重要的戰(zhàn)略資源。柴達木盆地位于青藏高原東北部,由西北部阿爾金山,東北部祁連山脈以及南部昆侖山脈圍繞而成,盆地平均海拔2800 m,面積為1.2×105km2,流域面積達2.5×105km2(Chen et al.,1985)(圖1A)。察爾汗鹽湖位于柴達木盆地中東部,沉積了巨厚的第四系湖相沉積物和上部蒸發(fā)鹽層,在上部鹽層中賦存有大量的富鉀鹵水資源,是我國重要的液體鉀鹽礦床之一。近幾十年來,眾多學者對察爾汗鹽湖開展了大量的鹽類礦物學、古氣候以及湖泊演化方面的研究工作(Chen and Bowler,1986;張彭熹,1987;黃麒和陳克造,1990)。然而,由于缺乏長序列、高分辨率環(huán)境記錄,對晚更新世以來察爾汗鹽湖環(huán)境變化認識仍然十分不足,尤其是察爾汗鹽湖晚更新世高湖面發(fā)生階段、成鹽時代等存在不同的觀點(Chen et al.,1985;梁青生和黃麒,1995;張虎才等,2007;Lai et al.,2014;Madsen et al.,2014)。近年來,中國科學院青海鹽湖研究所研究人員依托察爾汗鹽湖沉積中心102 m長的湖泊鉆孔(ISL1A)巖芯從湖泊成鹽年代(Fan et al.,2014a)、沉積物中風成組分(An et al.,2012)、自生碳酸鹽氧同位素(Fan et al.,2014b)、孢粉記錄(Wei et al.,2015)等方面開展了察爾汗古湖晚更新世環(huán)境變化研究,取得了重要的進展。

本文通過對ISL1A孔巖芯開展元素地球化學研究,結(jié)合孢粉、粒度和石鹽含量等環(huán)境變化代用指標,討論察爾汗鹽湖晚更新世湖泊波動演化歷史。

圖1　研究區(qū)示意圖Fig.1 Location of the study area

察爾汗鹽湖(36°37′36″—37°12′33″N,94°42′36″—96°14′35″E)是柴達木盆地最大的干鹽湖,東西長達168 km,南北寬20～40 km,面積達5856 km2,最低處海拔為2675 m(Chen and Bowler,1986)。察爾汗鹽湖是柴達木盆地第四系沉積中心,連續(xù)沉積了超過3000 m的湖相沉積物。根據(jù)水文地質(zhì)及地球化學特征察爾汗鹽湖由西向東劃分為別勒灘區(qū)段、達布遜區(qū)段、察爾汗區(qū)段和霍布遜區(qū)段。目前察爾汗干鹽灘共有18條發(fā)源于昆侖山脈的河流補給,有10個現(xiàn)代鹽湖分布(圖1B)。根據(jù)察爾汗氣象站記錄,察爾汗鹽湖年均溫5.33℃,年均降水量僅為24 mm,潛在蒸發(fā)量為3564 mm(于升松等,2009)。察爾汗鹽湖流域植被按不同海拔呈帶狀分布,2700～3600 m之間主要由荒漠和鹽生植物組成,主要有蒿葉豬毛菜(Salsola abrotanoides)、細枝鹽爪爪(Kalidium gracile)、鹽穗木(Halostachys caspica)、膜果麻黃(Ephedra przewalskii)、唐古特白刺(Nitraria tangutorum)、沙拐棗(Calligonum mongolicunl)、檉柳(Tamarix chinensis)等;禾本科、莎草科植物主要分布在察爾汗鹽湖南部地下水出露的沖積扇緣帶,沿著河道有蘆葦(Phragmites australis)、眼子菜(Potamogeton distinctus)等水生植物分布;3600～4100 m之間主要為高寒草原,主要有針茅屬(Stipa)、蒿屬(Artemisia)、灌木亞菊(Ajania fruticulosa)、紫菀木(Asterothamnus centrali-asiaticus)、金露梅(Potentilla fruticosa)、鐵線蓮(Clematis florida)等,4100 m以上主要為墊狀駝絨藜(Ceratoides compacta)等荒漠植被。

1 材料與方法

1.1 鉆孔巖芯及年代測試

本文研究材料為察爾汗鹽湖西部別勒灘區(qū)段長102 m的鉆孔(ISL1 A)巖芯(37°3?50?N,94°43?41?E)。ISL1A孔巖芯0—51.1 m主要為石鹽層,以及含石鹽的粉砂粘土層;51.1—102 m為粉砂粘土層及黑色淤泥層(圖2)。ISL1A孔的年代共采集11個碳14加速器質(zhì)譜(AMS14C)和11個鈾系年代樣品。本鉆孔的AMS14C年代樣品由北京大學核物理與核技術國家重點實驗室完成,鈾系年代樣品由中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所鈾系年代實驗室完成測定。鈾系年代樣品包括8個鉆孔上部0—46 m鹽類樣品和3個鉆孔下部富含碳酸鹽的湖相沉積物樣品,鉆孔下部3個不純碳酸鹽的湖相沉積樣品應用鈾系L/R等時線模式測定(Fan et al.,2014a)。ISL1A孔巖芯深度-年代模型選用由上述方法測定的10個年代建立,具體已在其他文章中進行了詳細討論(Fan et al.,2014a,b;Wei et al.,2015),本文沿用上述年代框架(圖2)。

1.2 實驗室測試

本研究共采集該鉆孔巖芯的99件樣品用于化學元素測定、192件鹽類礦物樣品、282件粒度樣品、143件孢粉樣品?；瘜W元素在中國科學院青海鹽湖研究所用Axios PW4400/40 X-射線熒光光譜儀測量與分析。石鹽(NaCl)含量在中國科學院青海鹽湖研究所用X-pert Pro X-射線衍射儀測量與分析。粒度樣品在中科院青海鹽湖研究所采用英國馬爾文2000激光粒度分析儀測定,測量范圍為0.01～3000 μm,測量重復誤差<1%。孢粉分析工作在中國科學院青海鹽湖研究所孢粉實驗室完成。孢粉提取采用傳統(tǒng)的酸堿處理+重液提取的方法,每個樣品陸生花粉統(tǒng)計數(shù)超過300粒。

圖2　ISL1A孔巖性和基于鈾系和AMS14C定年方法建立的年代-深度模型Fig.2 Lithology and age-depth model based on U/Th and AMS14C dating of core ISL1A

2 研究結(jié)果

2.1 ISL1A孔巖芯元素地球化學分析結(jié)果

X-射線熒光光譜儀共分析20種化學元素,含量較高的常量元素主要包括硅(Si)、鋁(Al)、鐵(Fe)、磷(P)、鉀(K)、鈣(Ca)、錳(Mn)、鈦(Ti)等元素,微量元素主要包括銣(Rb)、鍶(Sr)。其他微量元素Zn、Cr、Ni、Cu、Ce、Pb、Dy、As、Co、Cs等含量低且在鉆孔巖芯中不連續(xù)出現(xiàn)。本文主要對Si、Al、Fe、P、K、Ti、Mn、Rb、Ca和Sr元素含量變化進行分析討論。其中Si含量最高為212.00 g/kg,最低為18.50 g/kg,平均值為136.71 g/kg;其次為Ca含量最高為207.08 g/kg,最低為23.07 g/kg,平均值為68.18 g/kg。以下按平均含量依次為Al 44.97 g/kg、Fe 29.27 g/kg、K 17.96 g/kg、Ti 2.74 g/kg、Sr 0.64 g/kg、Mn 0.57 g/kg、P 0.42 g/kg、Rb 0.10 g/kg。上述元素含量在整個鉆孔中變化顯著,反映了湖泊環(huán)境的多次變化過程,總體上劃分為7個演化階段(圖3)。Si、Al、Fe、P、K、Ti、Mn、Rb變化趨勢極為相似,101.95～51.64 m,30.07～23.13 m段整體平均含量較高,51.64～30.07 m,23.13～1.24 m段平均含量較低。Ca和Sr含量曲線波動整體一致,在101.95～92.13 m段,51.64～30.07 m段含量較高。

圖3　察爾汗鹽湖ISL1A孔巖芯元素含量變化Fig.3 Elements content in sediment core of ISL1A in the Qarhan Salt Lake

2.2 ISL1A孔巖芯其他環(huán)境指標分析結(jié)果

石鹽百分含量變化十分顯著,102.13—51.54 m段百分含量平均值為5.9%;51.54—0.50 m段百分含量平均值為42.5%。ISL1A孔巖芯中值粒徑2.18—75.85 μm,其中<2 μm組分百分含量為0.6%～40.3%,平均12.5%;2—10 μm組分百分含量為9.4%～66.4%,平均34.9%;10～70 μm組分百分含量為11.3%～74.5%,平均46.5%;>70 μm組分百分含量為0.1%～63.1%,平均4.4%。ISL1A孔孢粉研究結(jié)果(Wei et al.,2015)顯示孢粉組合中蒿屬(Artemisia)、藜科(Chenopodiaceae)和麻黃屬(Ephedra)花粉占絕對優(yōu)勢。其中蒿屬花粉含量7.0%～63.2%,平均31.2%;藜科花粉含量4.3%～53.4%,平均24.1%;麻黃屬花粉含量0～26.6%,平均7.1%。ISL1A孔中有盤星藻(Pediastrum)孢子出現(xiàn),含量在0～90.5%之間變化。

3 討論與分析

3.1 ISL1A孔巖芯元素地球化學環(huán)境指示意義

湖泊沉積物主要來源于流域侵蝕帶來的外來組分和湖泊自身物理吸附、化學沉淀和生物吸收產(chǎn)生的內(nèi)生沉淀。根據(jù)湖泊沉積物中地球化學元素含量變化特征,提取有效的氣候環(huán)境信息是研究過去環(huán)境變化的重要手段(王永等,2004;Jin et al.,2006)。目前較為常見的方法是應用元素含量的和或比值方法放大元素指標對氣候環(huán)境變化的響應或者削弱各擾動因素的影響,提高準確性和靈敏度。眾多學者嘗試應用Fe/Mn,Mg/Al,Mg/Ca,Si/P,Zr/Rb等比值反映湖泊鹽度及湖泊水位變化(羅建育和陳鎮(zhèn)東,1998;Zhu et al.,2002;陳詩越等,2003)。在鹽湖演化研究中韓淑媞和鐘巍(1 9 9 0)等采用Sr/Ba,Fe/Cl,K2O/Na2O對新疆巴里坤湖地球化學元素分析,得到三個高值和低值區(qū)間;陳克造等(1990)采用地球化學氣候指標C值:Σ(Fe+Mn+Al+Cr+Co+Ni)/Σ(K+Na+Ca+Mg+Sr+Ba)來反映察爾汗鹽湖氣候干濕變化。余素華和文啟忠(1995)認為Al2O3/MgO比值反映碎屑巖和蒸發(fā)巖在湖泊沉積物中的變化,從而反演湖泊淡化與咸化期。此外,化學風化指數(shù)(C I A = A l2O3/(Al2O3+K2O+Na2O+Ca O))和成分變異指數(shù)(ICV=(Fe2O3+K2O+Na2O+CaO+MgO+MnO+TiO2)/ Al2O3)被應用來判別源區(qū)化學風化的強度(Nesbitt and Yong,1982;Cox et al.,1995)。Rb、Sr元素在賦存礦物和表生地球化學行為方面存在顯著差異,因此Rb/Sr比值作為環(huán)境代用指標被成功應用于黃土古氣候研究(Chen et al.,1999)。隨之Rb/Sr比值也被作為環(huán)境代用指標廣泛應用于湖泊環(huán)境變化研究,Sr隨著流域巖石與土壤化學風化程度的增強容易被淋失遷移進入湖盆,Rb則殘留在原地的巖石與土壤中,從而導致相應時期湖泊沉積物Rb/Sr比值減小(沈吉等,2001)。而另一些學者認為較低的Rb/Sr比值反映了流域較弱的化學風化作用和較強的物理搬運作用(Kalugin et al.,2005)。Xu等(2010)對青海湖沉積物表層Rb/Sr比值的研究揭示了流域物理風化和化學風化作用對青海湖沉積物Rb/Sr比值有著相反的影響,沉積物中陸源碎屑組分對沉積物Rb/Sr比值有著重要影響,陸源碎屑成分含量與Rb/Sr比值呈正相關關系。青海湖鉆孔巖芯Rb、Sr元素含量分析結(jié)果同樣顯示在末次冰期(32—19.8 ka)期間Rb含量較高,而Sr含量低;在中早全新世(10.5—8.0 ka)期間Rb含量顯著降低,Sr含量顯著升高,指示了末次冰期和全新世期間青海湖流域化學風化和粉塵活動強度的變化過程(Jin et al.,2015)。陳敬安等(2013)通過對不同氣候背景湖泊沉積物中不同賦存狀態(tài)的Rb、Sr變化特征進行了研究,指出在利用湖泊沉積物Rb、Sr地球化學記錄反演古氣候/古環(huán)境變化時,需綜合考慮湖盆流域地質(zhì)地理背景和湖泊自身特點,選用合適的研究方法,才能得出可靠的結(jié)論。綜上所述,沉積物中地球化學元素受多種環(huán)境因素的影響,不同元素地球化學行為有所差異,而且不同類型湖泊的地質(zhì)地理背景和水文、氣候、植被條件等也各有差異,應用單個元素加或比值的線性處理方法不適于處理地球表層復雜的非線性地球化學過程(陳敬安等,1999)。

采用主成分分析、相關分析、聚類分析等多元統(tǒng)計方法分析湖泊沉積物化學元素行為特征上的聯(lián)系性以及含量變化的主控因子,提取與辨識多種地球化學元素反映的氣候環(huán)境變化信息(陳敬安等,1999),被廣泛應用于湖泊沉積物元素地球化學研究(羅超等,2008;張宏亮等,2009)。

本文應用SPSS 19軟件對ISL1A孔巖芯的10種元素測定結(jié)果進行多元統(tǒng)計主成分分析。結(jié)果顯示第一主成分方差貢獻率為65.15%,第二、三主成分方差貢獻率分別為16.2%和10.7%,前三個主成分累積方差貢獻率為92.1%。表明前三個主成分的數(shù)值變化基本可以代表10個原始變量的變化。在主成分載荷矩陣中(表1),第一主成分因子F1載荷值較大(絕對值≧0.79)的有Si、Al、Fe、P、K、Ti、Mn、Rb。以上元素表生環(huán)境下地球化學性質(zhì)穩(wěn)定,賦存在陸源碎屑礦物中。劉興起等(1995)對察爾汗鹽湖91-IV4孔沉積物中地球化學元素在不同化學相中賦存狀態(tài)研究表明,上述元素在殘渣態(tài)中所占比例高,以碎屑礦物的形式被機械搬運至湖泊中沉積。因此,推斷F1組分主要反映了流域徑流的侵蝕搬運能力,而流域侵蝕、搬運能力取決于流域徑流量大小。主成分F2因子方差貢獻率為16.2%,載荷值較大(絕對值≧0.62)的有Ca、Sr。地表巖石和沉積物中的Ca、Sr元素極易被淋失遷移至湖泊中,湖泊中Ca沉積主要受湖水理化性質(zhì),蒸發(fā)作用的控制。隨著湖泊蒸發(fā)量增加,Ca、Sr伴隨碳酸鹽類物質(zhì)在湖泊中沉積,互相置換形成類質(zhì)同像礦物,因此二者具有很好的相關性。前人研究表明Ca元素一般與湖泊沉積物中總碳酸鹽含量具有對應關系,在干旱區(qū)湖泊中,碳酸鹽含量的增加指示湖泊蒸發(fā)量大于入湖徑流量(李世杰等,1998),而在湖泊成鹽階段碳酸鹽較高的層位代表濕潤氣候條件下湖泊相對淡化時期的沉積(Chen et al.,1985)。因此,推斷F2因子主要反映湖泊蒸發(fā)量變化和湖區(qū)有效濕度的信息。主成分F3因子方差貢獻率為10.7%,元素載荷值絕對值均小于0.5,因此F3因子反映信息微弱且環(huán)境信息復雜,可能反映區(qū)域環(huán)境背景及塵暴、洪澇等極端氣候事件的信息。綜上所述,本文對主成分分析結(jié)果中的第一因子和第二因子所反映的入湖徑流量、湖泊蒸發(fā)量和湖區(qū)有效濕度變化特征進行討論。

表1　主成分載荷矩陣表Table 1 Component matrix of elements in sediment core of ISL1A

3.2 ISL1A孔巖芯其他環(huán)境指標指示意義

湖泊完整的正向演化過程中,隨著礦化度的不斷增加,蒸發(fā)鹽類的結(jié)晶順序一般為碳酸鹽、硫酸鹽、氯化物鹽。因此,湖泊中石鹽沉積是湖泊進入鹽湖階段的重要標志。湖泊沉積物粒度是重建湖泊水動力和水位變化的重要指標,湖泊沉積物粒度從湖岸至湖心粒徑逐漸減小,因此湖心沉積物粒度垂向變化反映湖泊的水位波動。在長時間尺度(百年、千年)上湖泊沉積物粒度增大指示湖泊水位退縮、氣候干旱,粒度變細指示湖泊擴張,氣候濕潤。此外、干旱半干旱區(qū)湖泊還接受粉塵物質(zhì)的輸入而直接在湖泊中沉降,因此使得湖泊沉積物粒度組分呈多源性和環(huán)境信息的多解性(孫千里等,2001)。對ISL1A孔巖芯粒度特征和來源研究發(fā)現(xiàn)沉積物2—10 μm部分以湖成組分為主,而10—70 μm和＞70 μm部分中可能含有風沙活動的信息(安福元等,2013),因此本文選用ISL1A孔沉積物粒度中(2—10 μm)組分為環(huán)境指標討論察爾汗古湖湖面變化特征。

圖4　察爾汗鹽湖ISL1A孔巖芯各環(huán)境代用指標變化圖Fig.4 Environmental proxies changes in sediment core of ISL1A in Qarhan Salt Lake

蒿屬、藜科和麻黃屬三種花粉屬于西北干旱-半干旱區(qū)典型種類,但其對應植物在生態(tài)習性、表土花粉散布特征上各有差異。蒿屬植物主要分布于溫帶草原-荒漠草原,其花粉具有超代表性,降水量200～500 mm之間的區(qū)域表土中蒿屬花粉百分含量較高;而藜科植物的較多種類更耐干旱、耐鹽堿,表土花粉研究表明在柴達木盆地、新疆諸盆地、河西走廊等區(qū)域含量較高,降水量在50～338 mm的區(qū)域絕大多數(shù)表土樣點中藜科花粉百分含量高達50%以上;麻黃屬植物根系發(fā)達,在荒漠、戈壁環(huán)境中生長,多指示極端干旱的氣候條件和較低的地下水位。降水量低于200 mm的區(qū)域表土樣點麻黃屬花粉含量顯著增加(Zheng et al.,2008;Wei et al.,2011)。因此上述3類植物花粉對區(qū)域氣候特征(尤其是降水量)具有較為明確的指示意義。此外、盤星藻(Pediastrum)屬于綠藻類生物,廣布于世界眾多湖泊中。盤星藻作為湖泊環(huán)境的指示器在古環(huán)境研究中用來指示湖泊水體的溫度、富營養(yǎng)化程度或者pH值(Weckstr?m et al.,2010),以及湖泊水位變化(Whitney and Mayle,2012)。雖然盤星藻種類繁多,生態(tài)習性有所差別,但是目前觀察研究證實盤星藻類只能在淡水或微咸水中生存。柴達木盆地東部克魯克湖表層沉積物研究發(fā)現(xiàn)盤星藻含量隨著湖泊深度的增加而增加(Zhao et al.,2007)。張華等(2004)也指出盤星藻生存的水深一般不超過15 m。因此,盤星藻是研究察爾汗古湖水體特征和湖面波動的理想生態(tài)指標。本文采用蒿屬、藜科和麻黃屬百分含量以及盤星藻屬含量為環(huán)境代用指標討論察爾汗鹽湖植被與水文條件變化過程。

3.3 94—9 ka察爾汗古湖波動演化過程

入湖徑流量是控制湖面變化的重要因素,入湖徑流量決定徑流機械侵蝕搬運作用強弱。ISL1A孔粒度組分中的細粒組分(2—10 μm)含量變化與Si、Al、Fe、P、K、Ti、Mn、Rb具有相似的變化趨勢,表明細粒組分反映的湖泊水位變化與元素主成分因子F1反映的入湖徑流量變化具有一致性(圖4)。因此在本研究中F1因子值大小結(jié)合沉積物粒度組分的變化能反映湖泊擴張與退縮過程。入湖徑流又是湖泊周圍陸生植物花粉的重要輸送動力(Xu et al.,2005),湖泊沉積物孢粉反映湖盆氣候變化過程(溫度、降水)。因此,本文通過ISL1A孔巖芯元素地球化學主成分因子值結(jié)合孢粉(Wei et al.,2015)、粒度、石鹽含量(安福元等,2013)以及35°N夏季太陽輻射強度(Laskar et al.,2004),多指標交叉檢驗,討論察爾汗古湖晚更新世湖泊波動演化歷史(圖4)。

3.3.1 94—52 ka BP階段

本階段總體沉積物粒度細粒組分含量較高,F1因子值較高,指示流域徑流量較大,湖面較高。孢粉組合中蒿屬和藜科花粉占絕對優(yōu)勢,盤星藻間斷出現(xiàn),指示湖區(qū)植被為草原-荒漠草原,古湖為半咸水-淡水。本階段古湖有多次波動:94—85 ka期間,沉積物細粒組分含量略低,F1因子指示的徑流量減小,F2因子指示的湖泊蒸發(fā)作用增強。孢粉組合中麻黃屬花粉含量較高,盤星藻少量不連續(xù)出現(xiàn),指示氣候暖偏干,湖泊咸化;85—74 ka期間,沉積物細粒組分含量增加,F1因子值增大,F2因子值減小,指示的徑流量增加,湖泊蒸發(fā)量減小,湖泊擴張。孢粉組合中蒿屬花粉含量較高,指示草原植被在湖區(qū)發(fā)育,盤星藻含量增加且連續(xù)出現(xiàn),指示流域為溫濕氣候,湖水淡化,出現(xiàn)高湖面期。74—63 ka期間沉積物細粒組分含量波動減小,F1因子值波動下降,F2因子值有所上升,指示徑流量減小,湖泊水位下降。麻黃屬花粉含量顯著增加,湖區(qū)植被荒漠組分增加,湖區(qū)有效濕度降低。該階段盤星藻仍然連續(xù)出現(xiàn),指示湖水鹽度較低。63—58 ka期間F1因子值上升,F2因子值降低,沉積物細粒組分含量顯著增加,指示徑流量增加,湖泊蒸發(fā)量減小。孢粉組合中蒿屬花粉含量顯著增加,指示湖區(qū)植被由荒漠草原向草原植被發(fā)展,氣候溫偏濕;58—52 ka期間,湖泊發(fā)生快速的兩期波動。早期F1因子值降低,F2因子值升高,指示徑流量減小,湖泊迅速咸化。沉積物粒度組分含量也顯著減少,麻黃屬花粉含量顯著增加,盤星藻消失。后期F1因子值迅速升高,F2因子值降低,盤星藻大量出現(xiàn),指示徑流量增加,古湖出現(xiàn)快速淡化期。柴達木盆地東北緣尕海湖湖岸堤光釋光年代記錄顯示85—72 ka,63—55 ka期間出現(xiàn)高湖面(Fan et al.,2012),與柴達木盆地東部相毗鄰的青海湖古湖岸堤光釋光年代結(jié)果也表明青海湖在深海氧同位素5階段(MIS5)階段晚期出現(xiàn)高湖面(Madsen et al.,2008),因此,該階段湖面的擴張可能與區(qū)域降水量增加有關。

3.3.2 52—34 ka BP階段

本階段湖區(qū)環(huán)境變化劇烈,沉積物粒度中細粒組分顯著減少,石鹽析出,F1因子值顯著減小,指示徑流量顯著減小。F2因子值在52—48 ka,48—43 ka和43—34 ka期間呈現(xiàn)升高降低升高的波動變化,指示湖泊在此期間經(jīng)歷碳酸鹽-鹽巖階段的反復波動,最終退縮咸化進入鹽湖階段。本階段盤星藻消失,麻黃屬花粉迅速增加,指示湖區(qū)發(fā)育荒漠植被,氣候干旱。值得注意的是52—43 ka期間蒿屬花粉含量顯著增加,本階段蒿屬花粉增加可能是由于氣候干旱導致徑流量減小,季節(jié)性河流增加,季節(jié)性裸露的河道和河漫灘中的隱域性蒿屬植物花粉被大量搬運至湖泊中(Wei et al.,2015)。ISL1A孔中自生碳酸鹽δ18O記錄同樣指示該階段察爾汗湖區(qū)氣候干旱(Fan et al.,2014b)。察爾汗鹽湖ZK88-01、ZK89-04鉆孔中原生石鹽流質(zhì)包裹體的δ18O、δD同位素在50—30 ka期間明顯偏重,指示察爾汗古湖蒸發(fā)量大于補給水量,處于穩(wěn)定析鹽階段(張保珍等,1990)。青藏高原東北部亂海子鉆孔多指標環(huán)境記錄也同樣顯示45 ka BP以后氣候趨于干旱,湖泊有蒸發(fā)巖沉積(Mischke et al.,2005)。

3.3.3 34—24 ka BP階段

本階段沉積物中石鹽含量顯著減少,陸源碎屑細粒組分顯著增加,F1因子值增大,指示入湖徑流量增加,湖面有所上升;花粉組合以蒿屬和藜科花粉為主,指示草原-荒漠草原植被在湖區(qū)重新發(fā)育,氣候溫偏濕,本段未發(fā)現(xiàn)盤星藻類,說明湖水鹽度仍然較高,察爾汗鹽湖湖面擴張幅度較小。

3.3.4 24—9 ka BP階段

本階段大量石鹽析出,F1因子值和F2因子值均顯著降低。在鹽湖早期階段由于蒸發(fā)作用增強湖泊沉積物中碳酸鹽含量升高,隨著鹽湖成鹽演化的正向發(fā)展,碳酸鹽的含量逐漸降低,本階段F2因子值變小表明察爾汗古湖進入鹽湖后期階段。因此,本階段湖區(qū)氣候寒冷干燥,察爾汗鹽湖補給水銳減,形成干鹽湖。察爾汗鹽湖ZK88-01、ZK89-04鉆孔中原生石鹽流質(zhì)包裹體的氫、氧同位素及Mg/Na值同樣顯示21—15 ka期間平均溫度比現(xiàn)今低約6～7℃(張保珍等,1995)。亞洲中部季風影響區(qū)眾多古氣候記錄顯示25.5—15.4 ka期間濕度顯著降低,氣候干旱(Herzschuh,2006)。

3.4 柴達木盆地晚更新世湖泊波動的氣候模式

西北內(nèi)陸干旱區(qū)湖泊多由發(fā)源于周圍高山區(qū)的河流補給,因此湖泊沉積物環(huán)境記錄可能包含荒漠區(qū)之外的氣候變化信息(Yang and Scuderi,2010)。柴達木盆地湖泊入湖徑流多發(fā)源于周圍山脈,徑流量的變化包含了盆地周圍山脈的氣候變化信息。蘇干湖(Zhang et al.,2010)年紋層孢粉、自生碳酸鹽δ18O、搖蚊等環(huán)境指標研究表明上述環(huán)境指標之間存在差異性,自生碳酸鹽δ18O、搖蚊等環(huán)境指標可能反映周圍山脈冰雪融水帶來的入湖徑流變化信息,而孢粉反映湖區(qū)周圍的有效濕度信息。柴達木盆地東北部克魯克湖鉆孔巖芯研究顯示全新世千年尺度的湖面變化主要由入湖徑流量控制,而入湖徑流起源的周圍山脈降水最終反映東亞夏季風強度的變化(Zhao et al.,2010)。前人研究認為柴達木盆地周圍山脈的上升氣流與盆地的下沉氣流形成的局部環(huán)流使盆地與周圍山脈的氣候出現(xiàn)差異(Zhao et al.,2007)。位于東亞季風尾閭區(qū)的柴達木盆地東緣茶卡鹽湖沉積物在晚冰期(17.2—11.4 ka)出現(xiàn)高湖面與周圍山脈冰雪融水量增加導致入湖徑流量增加有關,而盆地內(nèi)察爾汗鹽湖、小柴旦鹽湖及昆特依鹽湖在晚冰期并未出現(xiàn)反映湖泊擴張的陸源碎屑沉積,可能歸因于盆地內(nèi)干旱氣候下強烈蒸發(fā)作用抵消了由入湖徑流帶來的水量(Liu et al.,2008)。綜上所述,柴達木盆地湖泊沉積記錄了流域內(nèi)氣候變化的綜合信息,湖泊的擴張與退縮取決于入湖徑流量和蒸發(fā)量的關系,入湖徑流量與流域降水量以及溫度變化引起的冰雪融水量相關,而蒸發(fā)量取決于盆地內(nèi)溫度和有效濕度。盆地內(nèi)部有效濕度與入湖徑流量變化之間可能存在差異性,對于山-盆大氣環(huán)流引起的氣候差異以及對全球氣候變化的響應機制仍需深入開展研究工作。

4 結(jié)論

(1)ISL1A孔巖芯元素主成分分析表明察爾汗古湖Si、Al、Fe、P、K、Ti、Mn、Rb元素含量變化主要受入湖徑流量(流域侵蝕搬運作用)變化的控制,Ca,Sr元素含量變化受湖泊自生碳酸鹽沉降作用控制,指示湖泊蒸發(fā)作用和湖區(qū)有效濕度的變化。

(2)ISL1A孔環(huán)境代用指標綜合分析表明,察爾汗古湖在晚更新世出現(xiàn)多次湖水淡化-咸化,湖泊擴張-退縮劇烈波動。在85—74 ka,63—58 ka,34—24 ka期間湖泊擴張,出現(xiàn)高湖面,湖區(qū)植被為草原-荒漠草原,其中34—24 ka期間察爾汗古湖鹽度較高,擴張幅度較小。94—85 ka湖泊礦化度升高,湖區(qū)氣候暖偏干。52—34 ka期間湖泊顯著退縮演化為鹽湖,24—9 ka期間在冷干氣候背景下,湖泊逐漸演化為干鹽湖,湖區(qū)植被為荒漠草原-荒漠植被。ISL1A孔環(huán)境變化記錄證實了前人提出的柴達木盆地高山深盆、震蕩干化模式成鹽理論(張彭熹,1987),而氣候干濕交替波動是湖泊震蕩演化成鹽的重要控制因素。

(3)察爾汗鹽湖波動演化過程包含了周圍山脈和盆地內(nèi)氣候變化的信息,二者在氣候變化特征在不同時段可能存在差異性,對于盆地內(nèi)局部大氣環(huán)流模式以及對全球氣候變化的響應機制仍需深入開展工作。

Acknowledgements:

This study was supported by National Natural Science Foundation of China(Nos.41301045 and 41302024).

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Chemical Elements in Core Sediments of the Qarhan Salt Lake and Palaeoclimate Evolution during 94–9 ka

WEI Hai-cheng,FAN Qi-shun,AN Fu-yuan,SHAN Fa-shou,MA Hai-zhou,YUAN Qin,QIN Zhan-jie
Qinghai Institute of Salt Lakes,Chinese Academy of Sciences,Qinghai Provincial Key Laboratory for Geology and Environment of Salt Lake,Xining,Qinghai 810008

Abstract:A 102 m long drill core(ISL1A)was obtained from the Qarhan Salt Lake in central eastern Qaidam Basin,northeastern Tibetan Plateau.An age-depth model was established with AMS(14)C and(230)Th dating.Chemical elements analysis was carried out for the core sediments,and two important factors including runoff of the lake and evaporation were identified using Principal Component Analysis.The chemical elements analysis results were combined with pollen analysis,grain size and percentage of halite in the sediments so as to reveal the evolution of the Qarhan Salt Lake during Late Pleistocene.The result indicates that the paleo-Qarhan Lake experienced several desalt and salinization stages.During 94–52 ka,environmental proxies indicated freshwater to oligohaline conditions of the paleo-Qarhan Lake,the runoff and detrital input to the lake were relatively high and the steppe/desert steppe vegetation developed around the lake.After 52 ka,lake level decreased significantly in volume and salinity compared with previous periods of the Late Pleistocene,and desert steppe/desert vegetation developed around the lake.The increasing of runoff of the lake diluted the water body from a hyper-saline concentration to a brackish concentration during 34–24 ka.However,it is further noted that the range of lake expansion was limited during this stage.During 24–9 ka,cold and dry climate prevailed in the basin and the Qarhan Salt Lake finally evolved into a dry playa.These environmental changes and the variations of the lake level reflected by the environmental proxies of Qarhan Salt Lake sediments are supported by other environmentalbook=194,ebook=69change records in Qaidam Basin as well as adjacent areas.

Key words:Qaidam Basin;geochemical elements;pollen;environmental change;Late Pleistocene

作者簡介:第一魏海成,男,1983年生。博士,副研究員。主要從事鹽湖沉積與環(huán)境變化研究。

通訊地址:810008,青海省西寧市新寧路18號。E-mail:hcwei@isl.ac.cn。

收稿日期:2015-07-20;改回日期:2015-11-05。責任編輯:閆立娟。

中圖分類號:K928.43;X14

文獻標志碼:A

doi:10.3975/cagsb.2016.02.07