ACTA Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis
A Modeling Study of the Impact of Tibetan Plateau on the North African Precipitation
CHEN Zhihong1, YANG Haijun2,†
Laboratory for Climate and Ocean-atmosphere Studies, Department of Atmospheric and Oceanic Sciences, School of Physics, Peking University, Beijing 100871; † Corresponding author, E-mail: hjyang@pku.edu.cn
Abstract The impact of Tibetan Plateau (TP) on the North African precipitation is investigated using a fully coupled climate model (CESM1.0). Results from sensitivity experiments show that when the TP is removed, first of all the atmospheric circulation responds quickly and there are enhanced northeastward moisture transport from the tropical Atlantic Ocean to the North Africa and the westward moisture transport from the Indian Ocean to the North Africa. As a result, the atmospheric moisture content increases and moisture convergence enhances over the North Africa, leading to more precipitation. Later on, when the ocean circulation reaches the quasi-equilibrium (QE), the sea surface temperature (SST) in the North (South) Atlantic decreases (increases). The surface air temperature (SAT) changes synchronously with the SST. This temperature gradient anomaly leads to the moisture transport out of the North Africa, so that the atmospheric moisture content decreases and moisture convergence weakens over the North Africa. Consequently, the precipitation over there decreases. Even so, in the QE stage in the world without TP, the moisture convergence over the North Africa is still much stronger than that in the realistic topography experiment, and the precipitation still increases significantly. This study suggests that the uplift of TP may contribute to the aridification in the North Africa. Key words Tibetan Plateau; North African precipitation; moisture transport; moisture convergence
青藏高原总面积为250 万 km2, 约占我国国土面积的 1/4, 平均海拔在4000 m以上, 能够达到对流层的中上层。凭借其独特的热力和动力作用, 青
藏高原不仅影响东亚天气, 而且影响全球气候。多年来, 已有很多科学家从各种角度揭示青藏高原对全球气候, 甚至整个地球系统的重要性[1‒4]。
CESM1.0 (http://www2.cesm.ucar.edu) 是全耦合的全球气候系统模式, 能够准确地模拟地球系统过去、现在及未来的气候状态。CESM1.0由5个分量模式(大气模式(CAM5)[16]、陆面模式(CLM4)[17]、海冰模式(CICE4)[18]、海洋模式(POP2)[19]和陆冰模式(GLIMMER-CISM)和一个耦合器(CPL7)组成。模式
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陈志宏等 青藏高原对非洲北部降水影响的模拟研究
后进入相对稳定的状态(图3(a)中红色曲线); 降水先增加, 160年后迅速回落, 260年后进入相对稳定的状态, 此时降水依然高于控制试验(图 3(b))。区域平均地表大气温度、湿度和降水的变化趋势及变化节点基本上一致, 先是瞬时响应, 100多年后经历一个迅速降低过程, 最后进入一个相对稳定的状态。从图3中灰色虚线所示的阶段平均值也可以看出, 湿度、温度和降水在前50年和最后100年明显处于不同的水平。根据这种时间演变特征, 将前50年定义为 Stage-i, 代表去掉青藏高原后气候态迅速响应的阶段, 将最后100年定义为 Stage-ii, 代表准平衡态。通过分析两个阶段气候态变化的空间分布以及 Stage-ii 相对于 Stage-i 的变化, 探究去掉青藏高原后北非气候态的变化机制。需要说明的是, 在最后 100 年, 系统并未完全达到平衡, 地表大气的温度和湿度在最后10年依然有下降的趋势。从时间序列来看, Stage-i 代表大气的调整过程, 之后的 160~260年在海洋过程的影响下迅速变化, 与两阶段之间的快速变化相比, Stage-ii的演变已经非常缓慢, 所代表的气候态与 Stage-i也有明显的区别。
[21] Yang 等 发现, 去掉青藏高原后北大西洋经向翻转流(the Atlantic Meridional Overturning Circulation, AMOC)先增强, 50年以后近线性地衰减, 300年后减弱80%, 可以认为AMOC已经崩溃。因此, Stageii中海洋调整已经近似地达到平衡, 可以认为是准平衡态。
4 Stage-i气候态的响应4.1 大气环流及水汽输送场的调整
图4展示Real实验中青藏高原及周边的大气环流结构。青藏高原区域高空是反气旋性高压(图
北京大学学报(自然科学版)第56卷 第5期 2020年9月
水汽及水汽辐合增加导致低云量增加(图 6(c)), 地表净短波辐射减少(图6(b)), 最终造成北非地区温度降低。
Stage-i中北非东西两侧海洋上的水汽变化主要来自温度变化导致的蒸发速率改变, 北副热带大西洋和西印度洋水汽都增加(图7(a))。北非陆地上的地表大气湿度也增加, 其变化主要来自周围海洋的水汽输送, 在 Stage-i 中, 其来源主要有两个途径:一是热带大西洋向东北的水汽输送, 二是自印度洋向西的水汽输送(图5(d))。
Stage-i中北非地区降水改变非常显著, 除北部边缘地带外, 其他区域降水都明显增加, 区域平均降水量增加146 mm/a, 变化幅度为25.5% (图 7(b)),特别是北部撒哈拉沙漠区域, 增幅为600%以上(图7(c))。来自印度洋向西和热带大西洋向东北方向充足的水汽输送使得局地水汽增加, 同时使得局地水汽辐合增强(图 5(d)), 导致北非降水增加。需要说明的是, 北非中东部的部分区域整层水汽通量是弱辐散的, 但是降水增加。这是由于从全球区域来看,大气中的水汽基本上集中在近地面层, 但是该区域地处撒哈沙漠腹地, 底层大气中水汽含量很低, 高空与低空大气中水汽含量的差异没有其他区域明显, 因此高空水汽通量辐散在整层积分中的占比相对较大, 导致此区域虽然整层积分的水汽通量是弱辐散的, 但是低层的水汽辐合引起降水增加。
5 Stage-ii 气候态的响应5.1 大气环流及水汽输送场的调整
图8展示到达准平衡态(Stage-ii)时大气环流的改变。达到准平衡态时, AMOC 崩溃[21], 北大西洋
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降温, 南大洋升温, 导致大气环流出现轻微的调整。与 Stage-i 相比, 此时青藏高原区域大气结构以及垂直速度没有变化, 最大的改变在于北非北部高空的高压异常增强(图8(a1)和(b1))、地面出现高压异常(图 8(a2)和(b2))以及东北部下沉气流增加(图8(a3)和(b3)), 有利于地面东北风的增强(图8(b2))。另外, 热带大西洋气流上升支南移(图8(a3)和(b3)),导致南大西洋发生抽吸作用, 造成北非南部的地面风场穿越赤道指向南半球。在北部下沉加压和南部抽吸的共同作用下, 准平衡态时地面风场由北非和
840北热带大西洋指向南半球(图8(a2))。
图 9显示, 移除青藏高原后, 受底层环流调整和水汽调整的共同影响, Stage-ii 中 600~1000 hpa垂直积分的水汽输送及水汽辐合辐散也发生调整。与Stage-i 相比, Stage-ii中北印度洋向非洲的水汽输送略微增加, 而原本由热带大西洋向北非的水汽输送转向南半球。
5.2温度、湿度和降水变化及其机制
从图10(a)可以看出, 北大西洋及周边区域SAT降低, 南半球SAT升高。这是由于去掉青藏高原后
AMOC崩溃, 海洋向北的热量输送减弱, 北大西洋SST显著降低, 南大西洋SST升高[21]。与 Stage-i 相比, Stage-ii主要的变化是北大西洋降温和南大西洋升温。此时, 北大西洋及周边陆地作为冷源, 南大西洋作为热源发生抽吸作用, 导致向南的经向风增强, 直接造成大气环流场的调整。正是南、北温度梯度的变化造成5.1节述及的大气环流场和水汽输送场再次微调整, 也体现海洋环流在青藏高原地形影响北非气候过程中对大气环流的反馈作用。从图10(a)也可以看出, 北非地区平均SAT 整体降低,但是变化的幅度并不均匀。一方面是因为北大西洋大幅度降温导致周边区域整体降温, 另一方面则是由于北非低云的减少(图10(c)), 导致地面净短波辐射增强(图 10(b)), 抵消部分降温, 因此北非降温没有同纬度周边地区明显。从图10(a)和(b)可以看出,温度水平梯度与净短波辐射水平梯度有很好的对应关系。
从图 10(d)可以看出,
与真实地形情况相比,
Stage-ii中北非地区水汽在中部和东部增多, 而在北部和西南部减少, 区域平均减少, 而 Stage-i 中几乎整个北非地区水汽都是增加的。发生这种变化的原因主要是 Stage-ii中水汽输送出现轻微调整, 一是北热带大西洋以及北非西南部的水汽输送出现偏向南半球的分量(图 9(b)), 二是北非北部出现向外的水汽输送(图9(b))。其中, 热带大西洋的水汽输送变化对北非水汽变化的影响最大。
如第2节所述, Stage-ii中北非降水比Real试验增加 26.5 mm/a (4.3%)(图 2(b))。但是, 与 Stage-i 相比, Stage-ii降水出现回落, 减少119 mm/a (图 7(b)),原因主要是 Stage-ii中水汽输送和水汽辐合发生变化。尤其在西南部, 偏向南半球的水汽输送导致水汽辐合比 Stage-i 减弱(图 9(a)和(b))。然而, 大部分区域的水汽辐合还是以增强为主, 因此平衡态时整个北非地区的平均水汽辐合依然比Real试验中强(图 9(a)), 降水也增多。
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本文利用耦合模式CESM1.0探究青藏高原对北非降水的影响, 对比两组试验发现, 去掉青藏高原地形后北非变得更寒冷, 空气更干燥, 但是降水增加, 这种变化的过程主要分为以下两个阶段。1)大气迅速响应阶段(Stage-i), 移除高原地形后, 大气环流迅速发生调整, 北印度洋自东向西往北非输送水汽, 热带大西洋也出现往北非的水汽输送异常,北非水汽增加, 水汽在北非辐合, 造成北非降水增加 25.5%。2) 准平衡态(Stage-ii)时, 加入海洋环流的影响。在大气水汽输送的触发下, AMOC崩溃,导致海温呈现“南暖北冷”的变化, 温度梯度引起向南的经向风增加, 大西洋及周边陆地大气环流和水汽输送场调整, 尤其是北热带大西洋和北非西南部出现向南半球的水汽输送异常, 导致北非地区水汽辐合略微减弱, 降水比 Stage-i 减少, 但是区域平均降水依然比真实地形情况下增加4.3%, 尤其是北部的撒哈拉沙漠区域, 降水增加幅度甚至达到400%~ 600%。
青藏高原隆升是重大的古气候事件之一, 其对现代气候形成的影响已经得到广泛的研究。本研究的意义在于利用反证法, 从古气候的角度定量地揭示出, 正是青藏高原在距今8~10百万年期间的隆升造成北非降水的减少, 并指出海洋环流在其演变过程中起着不可忽略的作用。另外, 青藏高原的隆升与早期人科在非洲的出现时间吻合, 意味着青藏高原的隆升通过影响北非气候, 间接地改变了人类演变进程。本次试验虽然对青藏高原加剧非洲干旱的原因给出相对合理的定量化的解释, 但也存在局限性。首先, 结果的可信度依赖于模式的准确度, 与实际情况存在一定的偏差。例如, 本次试验采用的分辨率较低, 海洋模式不能准确地模拟出拉布拉多海的对流。其次, 除地形外, 同时期的其他因素(CO2浓度、轨道参数、植被类型、海‒陆分布以及太阳活动等)对北非干旱化也有不可忽略的影响, 而模式中这些参数都是根据现代气候设置的, 与距今8~10百万年期间不完全一致。例如, 模式中将CO2浓度设置成固定值285 ΜL/L, 实际上, 根据 Lowenstein
[24]等 的研究, 距今 8~10百万年期间大气中CO2 浓度并不等同于这个数值。地中海、红海和特提斯海等洋盆10百万年前与现在差异较大, 会在一定程度
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上影响海洋环流, 进而造成非洲气候变化。Zhang等[10]指出,特提斯海在晚中新世的收缩造成撒哈拉沙漠的干旱。并且, 距今 8~10百万年期间植被类型、轨道参数以及太阳活动等要素与现代也有很大的差别。因此, 需要强调的是, 本文只是探讨青藏高原隆升这一因素对北非干旱化的影响, 而不是对真实世界中所有因素的综合讨论。
本文主要分析年平均气候态的变化, 由于北非地区的降水有很强的季节特征[25], 并且青藏高原的热力作用在冬季与夏季也不相同[22], 因此后续工作中将针对季节性变化特征进行更深入的探究。
陈志宏等 青藏高原对非洲北部降水影响的模拟研究
version 4.1 [EB/OL]. (2010‒05‒05) [2010‒07‒20]. https://github.com/cice-consortium/cice-svn-trunk /releases/tag/cice-4.1 Smith R S, Gregory J M. A study of the sensitivity of ocean overturning circulation and climate to freshwater input in different regions of the North Atlantic. Geophysical Research Letters, 2009, 36(15): 66‒78 Yang H, Li Q, Wang K, et al. Decomposing the meridional heat transport in the climate system. Climate Dynamics, 2015, 44(9/10): 2751‒2768 Yang H, Wen Q. Investigating the role of the Tibetan Plateau in the formation of Atlantic Meridional Overturning Circulation. Journal of Climate, 2020, 33(9): 3585–3601叶笃正, 罗四维, 朱抱真. 西藏高原及其附近的流场结构和对流层大气的热量平衡. 气象学报, 1957, 28(2): 20‒33 Yang H, Dai H. Effect of wind forcing on the meridional heat transport in a coupled climate model: equilibrium response. Climate Dynamics, 2015, 45 (5/6): 1451‒1470 Lowenstein T K, Demicco R V. Elevated Eocene atmospheric CO2 and its subsequent decline. Science, 2006, 313: 1928 Hulme M. Rainfall5 changes in Africa: 1931–1960 to 1961–1990. International Journal of Climatology, 1992, 12(7): 685‒699
1. 北京大学城市与环境学院, 北京 100871; 2. 陕西师范大学地理科学与旅游学院, 西安† 通信作者, E-mail: why@urban.pku.edu.cn 710119;
摘要 根据西佛爷池(海拔 3410 m)剖面的有机地球化学指标, 重建太白山高山带过去2000年的气候变化。对采自该剖面的样品进行孢粉分析, 并结合太白山跑马梁(海拔3556 m)、三清池(海拔3080 m)和芳香寺(海拔 3000 m)剖面的孢粉数据, 进行聚类分析, 探讨高山带不同海拔植被对气候变化响应规律。结果表明, 不同海拔植被对相对冷干气候的响应有更好的一致性, 且林线过渡带内这种一致性更明显。随着现代升温期的到来, 植被对气候的响应主要受高程影响。研究结果可为认识晚全新世以来高山环境系统的气候‒植被耦合关系提供一定的参考。关键词 晚全新世; 太白山; 高山带; 孢粉分析; 气候响应
杨秀云等 近 2000 年来太白山高山带不同海拔植被对气候变化的响应
高海拔地带的冰川发生消融, 在冰蚀洼地或终碛垄处形成若干湖泊和沼泽, 其中的沉积物连续性好,分辨率高, 且因海拔高度较大, 受到人为扰动较少,在一定程度上可以真实地反映晚全新世以来的气候变化[7‒9], 受到学界的广泛关注, 并在此开展有关
[7,9‒14] [8,15‒17]古气候变迁 和高山林线动态 等的一系列研究。Wang等[14]通过对佛爷池沉积物进行TOC和 C/N分析、粒度分析、稳定碳同位素分析、孢粉分析和矿物磁性测定, 重建近2300年太白山高山带
[12]的气候和环境变化。宋雅琼等 对沉积物记录做小波分析, 讨论太白山全新世气候变化的周期性波动。由于测年精度和代用指标不同, 这些针对单一剖面重建的古气候结果不完全一致, 目前对太白山高山带气候变迁的认知尚不够全面和准确。尽管
[15]刘鸿雁等 重建该区域的气候变化过程以及高山林线位置和树种组成的变化, 并分析林线对气候变化的响应机制, 但是对太白山高山带内不同海拔植被对气候变化的响应是否具有同步性仍然不明确。Cheng 等[8]利用太白山南坡不同海拔剖面的云杉属(Picea)、冷杉属(Abies)和落叶松属(Larix)孢粉通量, 讨论近 6000年以来太白山高山林线演化及其对东亚季风的响应, 但没有对各剖面的孢粉组合进行比较。本研究基于太白山林线交错带内西佛爷池的沉积物柱芯, 利用地球化学指标, 重建近2000年来的气候变化, 通过孢粉分析, 恢复西佛爷池的植被动态。在此基础上, 对不同海拔多个剖面的孢粉记录进行聚类分析, 以期揭示太白山高山带不同海拔植被对气候变化的响应规律, 为认识晚全新世以来高山环境系统的气候‒植被耦合关系提供依据。
1研究区概况及样品采集
在太白山南坡, 海拔3270 m附近为郁闭森林分布的上限(即森林线), 海拔3480 m附近为孤立木分布的上限(树线), 二者之间为林线过渡带(简称林线)[8,17]。北坡林线分布的海拔范围与南坡略有差异, 但植被结构大体上一致[18‒19]。太白山高海拔地带保留着第四纪冰川遗迹。气候转暖之后, 冰川逐渐消融, 在冰蚀洼地或冰碛垄环绕处形成若干湖泊和沼泽, 如玉皇池、 大爷海、二爷海、三爷海、
[20‒21]佛爷池和三清池等 。这些冰蚀湖和冰碛湖以及其中的沉积物为古环境研究提供了良好的场所和材料[22‒23]。
佛爷池是太白山南坡的一个冰蚀洼地, 处于现代林线过渡带。湖面呈椭圆形, 湖水面积为8000~ 12000 m2, 正常年份湖水深度为1~2 m, 较干旱年份湖水深度不足1 m[22]。流域内年平均气温为−0.7ºc,年平均降水量为710 mm[18], 遍布花岗岩类风化碎屑, 主要植被类型为高山‒亚高山灌丛或高山草甸,主要土壤为高山草甸土和亚高山草甸森林土[9,22]。佛爷池中间有凸起的基岩将其分为东西两个部分,分别称东佛爷池和西佛爷池。本研究的采样点在西佛爷池(33°56′N, 107 °45′E; 海拔 3410 m)。
跑马梁剖面(33º57′n, 107º45′e; 海拔3556 m)位于一个有沼泽的洼地, 处于太白山南坡现代林线之上, 主要植被类型是高山草甸和灌丛[8]。三清池剖面(33º55′n, 107º46′e; 海拔3080 m)位于太白山南坡二爷海‒三清池槽谷的末端, 处于现今林线之下, 主要植被是以巴山冷杉林为主的针叶林[8,13]。芳香寺剖面(33º59′n, 107º44′e; 海拔3000 m)位于秦岭太白山北坡的沟谷中, 植被为太白红杉林[10]。上述 3个剖面及西佛爷池采样点的位置如图1 所示。
在西佛爷池底的沉积物剖面内壁, 沿垂向从下至上, 用 22 cm×13 cm铝制饭盒连续地扣取样品,得到长度为93 cm的沉积序列XFYC13。取样过程中, 在整个剖面未发现明显的沉积间断。将样品带回实验室, 按 1 cm间隔分样, 置于 30 ℃烘箱内烘干, 用塑料自封袋密封保存。
2 研究方法2.1 年龄测定
选取深度为 29.5, 59.5, 73.5 和 92.5 cm 的 4 个
北京大学学报(自然科学版)第56卷 第5期 2020年9月
沉积物样品, 在北京大学考古文博学院加速器质谱实验室完成AMS 14C测年。样品中未发现适用于测年的植物残体, 考虑到研究区位于花岗岩类分布区域, 无河流注入, 陆源“老碳”进入湖泊的机会相对较小,“碳库效应”对测年结果的影响较小[9], 故用沉积物中的腐殖质进行测年。测试结果使用Oxcal v3.10程序校正为日历年龄(表1)。沉积序列未发现明显的沉积间断, 采用线性内插方法得到其他样品年龄, 建立全剖面的年代序列。
2.2有机地球化学分析和数据处理
总有机碳(TOC)和总氮(TN)的分析在北京大学分析测试中心完成, 所用仪器为德国生产的Vario MICRO CUBE元素分析仪。取每个样品约10 mg,装入锡舟中进行精确的称量, 并加入助燃剂。将锡舟密封, 放入元素分析仪中进行测试, 得到 TOC和TN含量。通过计算, 得到 C/N值。有机碳同位素组成(δ13c)的测试在自然资源部地下水科学与工程重点实验室完成, 使用Thermo finnigan MAT253气体同位素比值质谱仪和Thermo Finnigan Flash EA1112HT元素分析仪。
TOC反映沉积物中有机质含量, 其值升高, 说明有机质积累量增加。佛爷池为一冰蚀洼地, 湖泊中水温较低, 有机质主要来自湖泊周围陆生植被,较高的有机质含量反映植被发育较好, 气候较为暖
[12,24‒25]湿 。TN反映湖泊初级生产力水平, 其含量上升表明湖泊初级生产力提高[26]。C/N值反映外源和内源植物对湖泊有机质贡献的相对大小[7,26], 水生植物的 C/N 值较小(一般为 4~10), 陆生植物的C/N值较大(一般大于 20)[26‒27], C/N值升高说明外源有机质的贡献增大。
δ13c是恢复湖泊古气候的一个重要指标, 通常认为高δ13c值对应气候温暖期, 低 δ13c值对应气候
[28]寒冷期 。但是, 高纬度或高海拔(>3200 m)地区以C3 植物为主, C4植物的生长受到很大的限制, 甚
Table 1至消失[28‒29], δ13c值的大小主要由大气中CO2和湖水中HCO3−合成的有机质含量决定, 低 δ13c值对应暖期, 高 δ13c值对应冷期[28]。本文根据上述指标随年代变化曲线的峰值和谷值, 划分太白山高山带2000 ABP以来的气候变化阶段。
2.3孢粉分析和数据处理
孢粉能以化石的形式在地层中长期保存, 在恢复古植被时有不可替代的作用[4,30‒31]。湖泊沉积物中的孢粉浓度和百分比可以指示山区植被的垂直分带及其分布情况, 是重建湖泊流域内植被的直接证据[8]。孢粉分析在北京大学地表过程分析与模拟教育部重点实验室完成。采用重液浮选法, 对93个样品进行预处理。将所得孢粉浓缩物用甘油密封制片,在 Leica生物显微镜下进行孢粉鉴定和统计, 对每个样品统计孢粉500粒以上。
预处理前, 每个样品中加入一粒石松孢子片作为指示剂, 用以计算孢粉浓度(粒/g)。某科属孢粉浓度计算公式如下:
孢粉浓度=(某科属孢粉数×加入的石松孢子总数/样品中石松孢子统计数)/样品重量。
2.4聚类分析
聚类分析是对样品进行分类的一种多指标统计方法。根据聚类过程的不同, 聚类分析方法分为快速聚类、系统聚类和判别分析3种[32]。其中, 系统聚类应用最广泛, 其特点是事先不明确所要分类的数目, 根据分类对象之间距离的远近进行高层次合并, 由分类谱系图确定在某个层面将全部对象分为几个大类, 大类之中可以再分出亚类[32]。
本次研究以太白山西佛爷池(XFYC)、跑马梁(PML)、三清池(SQC)和芳香寺(FXS) 4个剖面的孢
Radiocarbon dates for the XFYC13 sequence
杨秀云等 近 2000 年来太白山高山带不同海拔植被对气候变化的响应
粉百分比数据为基础, 确定聚类单位和变量, 然后进行聚类分析, 最终根据聚类图谱显示的剖面间孢粉组合的亲疏关系, 探讨各时期不同海拔植被对气候变化的响应规律及影响因素。首先, 引用太白山南坡跑马梁[9]和三清池剖[9,14]面 0~2000 ABP的湖泊沉积物孢粉数据以及北坡芳香寺剖面0~1000 ABP的孢粉数据[11], 结合本文获取的XFYC剖面0~2000 ABP的孢粉数据, 选取每个剖面主要孢粉类型(含量>2%)的数据, 将跑马梁、三清池和西佛爷池剖面在0~2000 ABP范围内统一为 20年尺度, 将芳香寺剖面在0~1000 ABP范围内统一为20年尺度。利用SPSS 26, 对上述数据分别进行主成分(PCA)分析。
然后, 对4个剖面的PCA指标进一步做聚类分析。为了降低时间维度对聚类结果的影响, 各剖面以 500年为聚类单位, 同时对归一化后的PCA指标取均值, 作为聚类变量。聚类图谱中叶子节点的层次越低, 说明类别之间的相似度越高, 表示在该时期剖面的孢粉组合更为接近。
3 结果3.1 西佛爷池剖面(XFYC13)有机地球化学指标反映的气候变化趋势
基于XFYC13剖面TOC, TN, C/N和 δ13c等指标的变化, 将这一沉积剖面涵盖的2055年的气候变
化划分为7个阶段(图2)。
阶段Ⅰ (2055~1400 ABP): TOC和TN均偏高, C/N偏低, 说明有机质积累量和湖泊生产力水平较高,水生植物茂盛; δ13c处于低值, 揭示该时期水体中溶解的CO2较多, HCO3−较少。该阶段的气候较为暖湿。
阶段Ⅱ (1400~1010 ABP): TOC和TN急剧降低, C/N上升, 表明有机质积累量减少, 湖泊初级生产力降低, 内源有机质贡献相对减小; δ13c上升, 说明水体中溶解的CO2减少, HCO3−增多。该阶段气候较为冷干。
阶段Ⅲ (1010~780ABP): TOC升高, 说明总有机质含量增加; C/N升高, 意味着水生植物对有机质的相对贡献率减小; TN升高, 说明湖泊初级生产力提高, 内源有机质含量增加, 推测此时搬运入湖的外源有机质含量也应增大, 且增量应超过内源水生生物; δ13c显著降低, 且在800 ABP附近出现极低值, 反映水中溶解的CO2增多。推测该时期气候温暖湿润。
阶段Ⅳ (780~690 ABP): TOC和TN降低, C/N比前一时期略为下降, 表明该时期湖泊中有机质含量较少, 内、外源有机质含量均下降, 且对外源有机质的影响更明显; δ13c明显升高。该阶段气候寒冷干燥。
阶段Ⅴ (690~500 ABP): TOC, TN和 C/N 升高,
北京大学学报(自然科学版)第56卷 第5期 2020年9月
显示湖沼区有机质积累量增加, 湖泊生产力水平提高, 外源陆生植被发育较好; δ13c降低, 表明水体中溶解的CO2增多, HCO3−较少。推测该阶段气候向暖湿转变。
阶段Ⅵ (500~230 ABP): TOC和TN降低, 表明这一阶段有机质积累量降低, 湖泊初级生产力降低; C/N降低, 意味着外源有机质贡献量相对减小, 表明陆生植被发育较差; δ13c升高。该时期气候再次转为冷干。
阶段Ⅶ (230 ABP 至今): 该阶段前期(230~100 ABP), TOC和TN有所增加, C/N显著降低, 说明湖泊生产力水平以及有机质积累量提高, 内源有机质贡献增大; δ13c 降低, 进一步表明气候温暖。100 ABP至今, TOC, TN和 C/N的上升趋势以及δ13c 的降低趋势均显著, 说明有机质含量增大, 植被生长繁茂, 气候条件可能在迅速变暖变湿。
3.2西佛爷池剖面孢粉分析结果及其反映的植被变化趋势
XFYC13剖面鉴定出32种孢粉类型, 其中常见的乔木孢粉主要包括松属(Pinus)、铁杉属(tsuga)、冷杉属(Abies)、云杉属(Picea)、桦属(Betula)、栎属(Quercus)和胡桃属(Juglans), 灌木孢粉以榛属(Corylus)和柳属(Salix)为主, 草本孢粉主要包括莎草科(Cyperaceae)、蒿属(artemisia)、唐松草属(thalictrum)、藜科(Chenopodiaceae)、麻黄属(Ephedra)和蓼科(Polygonaceae)。
根据主要孢粉类型(含量>2%)的百分比及孢粉总浓度随年代的变化趋势(图 3), 本文将沉积序列XFYC13涵盖的近2000年划分为7个植被组合带。
植被组合带Ⅰ (2055~1400 ABP): 孢粉总浓度和落叶阔叶树总含量以及栎属、桦属、胡桃属、榛属、蓼科和唐松草属孢粉含量均达到剖面最大值,针叶乔木和耐旱草本的孢粉含量偏低, 植被生长状况较好。
植被组合带Ⅱ (1400~1010 ABP): 孢粉总浓度下降, 以栎属、桦属和胡桃属为代表的落叶阔叶树孢粉含量降低, 榛属和柳属等灌木以及莎草科、唐松草属以及蓼科等喜湿草本植物孢粉的含量也下降,而松属、云冷杉属和铁杉属等针叶乔木的孢粉含量升高。
植被组合带Ⅲ (1010~780 ABP): 与前一阶段相比, 孢粉总浓度和落叶阔叶树孢粉总含量再次上升,桦属、栎属和榛属的孢粉含量明显上升, 云冷杉属
848的孢粉含量增大, 各草本孢粉类型的含量均不同程度地减少, 高山、亚高山灌丛和草甸孢粉占比相对减弱。
植被组合带Ⅳ (780~690 ABP): 孢粉总浓度降低, 落叶阔叶树和灌木的孢粉含量明显降低, 唐松草属和蓼科孢粉含量也显著减小, 针叶乔木孢粉含量升高。
植被组合带Ⅴ (690~500 ABP): 孢粉总浓度和落叶阔叶树总含量再次升高, 除针叶乔木外, 其他类型孢粉含量均回升, 表明落叶阔叶林及林下灌木和草本较为发育。
植被组合带Ⅵ(500~230 ABP): 孢粉总浓度降低,乔木和灌木孢粉类型的含量显著降低, 草本孢粉含量明显增加, 林带可能向下迁移, 高山、亚高山灌丛和草甸生长较茂盛。
植被组合带Ⅶ (230 ABP至今): 孢粉总浓度以及桦属、栎属和胡桃属等落叶阔叶树孢粉含量均回升, 榛属和松属孢粉含量也明显升高, 莎草科和麻黄属孢粉含量降低, 唐松草属和蓼科孢粉含量下降趋势显著, 乔木和灌木孢粉含量增加, 林带可能上移。100 ABP以来, 铁杉属孢粉含量急剧减小, 推测可能是低海拔地带人为砍伐等因素导致的。
4 讨论4.1 太白山高山带晚全新世气候变化
将西佛爷池沉积序列反映的近2000年以来的环境变迁与同受东亚季风影响的其他6个地点的沉积记录进行对比, 结果如图4所示。
XFYC13沉积序列的各项指标均指示太白山高山带1010~780 ABP的气候环境非常暖湿, 为近2000年来最暖湿的阶段(图2和 3), 与对中世纪暖期(通常指 1050~650 ABP[39‒40])的已有认知相符。在金川泥炭(126°22′E, 42°20′N; 海拔600 m)沉积记录(图4 (c))中, 1020~750 ABP的气候非常温暖, 可能为中世纪暖期[33]。达里湖沉积物(116°36′E, 43°15′N; 海拔 1226 m)的TOC变化曲线(图4(d))显示, 1220~700 ABP有机质积累量较大, 气候较为暖湿[27]。基于北京石花洞(115°48′E, 39°48′N; 海拔251 m)石笋年层厚度重建的近 2000年温度距平序列(图 4(e))显示1020~720 ABP为气候暖期[34‒35]。嘉明湖(121°01′E, 23°17′N; 海拔 3310 m)的沉积记录(图 4(f))显示,中世纪暖期为1130~630 ABP[36]。大鬼湖(120°51′E, 22°52′N; 海拔 2150 m)的沉积记录(图 4(g))显示,