ZK9孔有机碳同位素指示的气候变迁

发布网友 发布时间：2022-05-10 11:11

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热心网友 时间：2023-10-08 17:43

沉积物中的有机质是由不同类型的植物构成的，而不同类型的植物又是由不同的稳定碳同位素（下面简称碳同位素）组成的，植物的类型和分布受气候的影响，所以沉积物中的有机质碳同位素的组成与气候之间存在一定的关系。植物的碳同位素组成与气候关系，并在古气候研究的应用上，在20世纪五六十年代就开始了（Craig，1953，1954；Oana et al.，1960），后来又有不少人在这方面做了不少工作（Smith et al.，1971；Stuiver，1975；Krishnamurthy et al.，1986；Aravena et al.，1992；Cerling et al.，1993；Morgan et al.，1994；吴敬禄等，1995；张平中等，1995；Ding et al.，2000；Denniston et al.，2001；王国安等，2001；郭正堂等；2001），获得了良好的指示意义，并证实了一些重要的气候事件（Ding et al.，2000）。还有些人建立了 C3 植物与降雨之间的定量关系（Ramesh et al.，1986；Stuiver et al.，1987；Anderson et al.，1998；苏波等，2000；王国安等，2001）。

陆地上的植物种类很多，有木本的，有草本的，也有蕨类的。对这些植物研究表明，不同的属种具有不同的δ¹³C_org值（Deines et al.，1980），这就表明不同的植物种类具有不同的光合作用（王忠，2000；李合生等，2002）。根据光合作用途径的不同，陆生植物可分为C3类植物、C4 类植物和CAM植物（王忠，2000；李合生等，2002）。这三类植物的生长环境是不同的（表3-11），有的植物喜高温，而有的喜低温；有的喜干旱，而有的喜湿润。C3植物较原始，适宜生长在温度较低的环境，环境较湿润，CO₂的分压高，分布广泛，如木本植物、一些草本植物、蕨类植物和裸子植物就属于这类。C4植物比较进步，适宜生长在干旱和高温的条件下，CO₂的分压低，如草本中的一些被子植物（一些禾本科、莎草科、藜科等），在木本植物中还没有发现属C4植物的。CAM植物为景天科植物，起源于热带干旱地区，非常喜干环境，如菠萝、剑麻、仙人掌、景天科等，有些植物生长在荒漠地区。因此，一般认为C4植物代表了干旱和强光作用的环境，而C3 植物指示温度有一定变化的环境（吴敬禄等，1995）。

表3-11 C3植物、C4植物和CAM植物的生长温度（据李合生等，2002）　Table3-11 Showing growing temperatures of C3 plants，C4 plants and CAM plants（after Li et al.，2002）

续表

研究表明，在低温条件下，C3和C4类植物的光合作用基本接近。但是，当温度升高时，这两种类型植物的光合作用就不同了，C4植物的光合作用明显增强，而C3植物的光合作用受到抑制。C4植物对生长环境的高光强、高气温及干旱表现出一定的生理适应性。由于这些植物的光合作用过程对光强度和温度的不同反应，从而造成它们在¹³C/¹²C比值的不同。据Craig（1954）的研究，C3植物的δ¹³C_org值在-28‰～-25‰之间，而C4植物的δ¹³C_org值在-14‰～-12‰范围。但后来Smith等（1971）研究发现，C3植物的δ¹³C_org值变化范围可增大到-37‰～-24‰之间，在沙漠地区的C3植物的δ¹³C_org值可升高到-20‰（韩家懋等，2002），甚至可以高到-19‰（Krishnamurthy et al.，1986），而C4植物的δ¹³C_org值在-19‰～-9‰范围。

据研究，陆生植物与水生植物的δ¹³C_org值也有不同，浮游植物、藻类、植物的类脂组等的δ¹³C_org值偏负，变化范围为-26‰～-33‰；而陆生高等植物、纤维素、木质素等δ¹³C_org值偏正，变化范围为-20‰～-28‰。在水生植物中，浮游植物的δ¹³C_org值基本上接近陆生植物（C3类植物），如果受无机碳酸盐的影响将会使δ¹³C_org值偏高，因此，湖泊水体的咸化可使植物的δ¹³C_org值升高，这与干旱气候使δ¹³C_org值偏重是一致的。而沉水植物合成有机质的碳来源更为复杂，温度低时沉水植物富集¹³C（Stuiver，1975），使δ¹³C_org值升高。

由于C3植物和C4植物的碳同位素构成不同，从而造成湖泊沉积物中的δ¹³C_org值的变化，而且C3类植物和C4类植物的δ¹³C_org值有一定的变化范围，并与气候存在一定的关系，因此，可以利用植物的δ¹³C_org值指示气候的变化。对我国的一些植物研究表明（王国安等，2001；韩家懋等，2002；陈拓等，2002），随着降雨的减少，C3植物的δ¹³C_org值偏重，随着纬度的增加，其值偏轻。根据上面的分析，植物的δ¹³C_org值高时气候干旱，而δ¹³C_org值低时气候湿润（Krishnamurthy等，1986）。沉积环境对δ¹³C_org值也有影响，淡水沉积有机质的δ¹³C_org平均值为-25‰，湖泥有机质为-27.5‰～-32.5‰（中国科学院地球化学研究所有机地球化学与沉积学研究室，1982）。所以在湖泊沉积物中，如果受到陆生植物的影响，δ¹³C_org值将会降低。根据对国内一些现代湖泊沉积物的δ¹³C_org值研究表明（吴敬禄等，1995），其值与纬度和温度具有良好的对应关系（图3-8）。当一个地区的沉积环境没有发生剧烈的变化时，而有机质的来源又比较稳定的情况下，δ¹³C_org值的变化与气候将存在一定的关系，当δ¹³C_org值升高时表明气候向干旱和降温方向转化；当δ¹³C_org值降低时指示升温和降雨增加。

图3-8 湖泊沉积物中的δ¹³C_org值与气候和纬度的关系

（据吴敬禄等，1995，修改补充）

Fig.3-8 Relationship of the δ¹³C_orgvalue of lacustrine sediments with climate and latitude

根据郭正堂等（2001）、吕厚远等（2001）对土壤有机质碳同位素的研究，在海拔3500m以下，δ¹³C_org值是随着海拔的升高而降低的；而在海拔3500m以上，δ¹³C_org值是随着海拔的升高而增加的。陈践发等人（1992）的研究还表明，现代沼泽环境中（若尔盖和三江平原）的有机质δ¹³C_org值明显比古代的沼泽环境沉积物（煤和炭质泥岩）偏负，约为-4‰，这可能是由于气候导致的。据殷勇等人（2002）对云南中甸纳帕海的沉积物研究认为δ¹³C_org值偏负，大气温度升高，湖泊水位下降；而δ¹³C_org值偏正，大气温度降低，湖泊水位升高。这些研究结果都表明，沉积物中的δ¹³C_org值是随着气温的降低和干旱化而升高的，反之，当气温升高和降雨增多时，δ¹³C_org值降低。这与对新近纪的研究结果也是一致的（Quade et al.，1989；Retallack et al.，1990，1992；Cerling et al.，1993；Morgan et al.，1995；Ding et al.，2000）。

ZK9孔沉积物的δ¹³C_org值分析表明，从早期到晚期总体上逐渐偏正（图3-7），但在钻孔的中、下部（孔深114.63～22.78m）的δ¹³C_org值略为偏负，所有样品的值都低于平均值，而且波动的幅度小。在钻孔的上部（22.78～1.50m）发生明显的变化，δ¹³C_org值显著偏正，所有样品的值都高于平均值，并出现大幅度的波动（图3-7）。所以在孔深22.78m处是一个非常重要的环境转折点，在前面的气候指标分析中也看到了这个点的变化。在22.78m处，δ¹³C_org值从-23.30‰变为-17.18‰，变化幅度达-6.12‰，然后就出现了剧烈的波动，这表明黄河源区在晚更新世晚期的气候及环境是非常不稳定的。

在该钻孔的近底部，孔深114.63～98.00m，相当前面阶段划分的第17阶段到第15阶段。这一段的δ¹³C_org值较低，其变化范围为-23.11‰～-23.84‰，变化幅度小（0.73‰），平均值为-23.56‰，该段所有样品的值都低于整个剖面的平均值。与C3 植物碳同位素比较，该段的δ¹³C_org值高于多数C3植物的值，但明显低于沙漠地区的一些C3植物（韩家懋等，2002），而比C4植物要低得多。这表明，当时的黄河源区气候比较湿润，C3植物还占有一定的数量，但同时也有C4植物的发育。

孔深98.00～64.00m，相当第14～9阶段，沉积物的δ¹³C_org值还是较低，但波动的幅度较前一阶段增大。其中在第12阶段，出现了一个较高的值（-22.61‰）。在第11阶段（孔深81.80～70.90m），δ¹³C_org值从早期到晚期是降低的，这与氧化物比值指示的气候特点和Fe³⁺/Fe²⁺估算的古温度的变化规律一致。

在第9阶段，孔深69.50～60.00m，δ¹³C_org值的变化范围为-24.36‰～-23.33‰，其平均值为-23.98‰，明显较第12阶段偏负。该阶段δ¹³C_org值变化的另一个特点是早期的值低于晚期的值（图3-7），并在中期出现一次增重的变化。那么它们指示的气候特点是：早期比晚期的气候温暖些，并在中期存在一次气候波动。该阶段碳同位素指示的气候变化与氧化物所反映的气候一致，也与深海沉积物氧同位素的变化特征相吻合。

第8阶段，孔深60.00～51.30m。该阶段的δ¹³C_org值变化不大（-23.00‰～-23.39‰），平均值为-23.18‰，显然较第9阶段低。

第7阶段，孔深51.30～37.50m。在该阶段，δ¹³C_org值波动较大，从-24.52‰到-22.86‰，变化幅度为1.61‰，该阶段的平均值为-23.70‰，比第8阶段偏低-0.52‰。

第6阶段，孔深37.50～32.30m。该阶段的δ¹³C_org值较早期的几个阶段都偏正，平均值为-23.29‰，其变化范围为-22.97‰～-23.74‰，变化幅度较小（0.77‰），指示的气候比较寒冷。

第5阶段，孔深32.30～22.78m。该阶段的δ¹³C_org值较低，变化范围为-24.22‰～-22.35‰。由于在该阶段的晚期出现两个较高的值，所以造成平均值的升高（-23.66‰），但还是较第6阶段偏负0.37‰，接近第7阶段。从图4-7可以看出，第5阶段早期的δ¹³C_org值较第7、6、8、9阶段偏负，而接近第11阶段晚期的值。

第4阶段，孔深22.78～19.20m。从该阶段开始，δ¹³C_org值快速升高，在与第5阶段的分界处，从-23.20‰增加到-17.18‰，变化幅度达6.02‰。在本阶段，δ¹³C_org的平均值为-18.76‰，最低值只有-21.36‰，明显高于多数的C3植物的δ¹³C_org值，接近沙漠地区的C3植物（-20.00‰）。这表明黄河源区从这个时候开始，进入了更为寒冷和干旱的气候。

第3阶段，孔深19.20～4.75m。该阶段的δ¹³C_org值总体上较第4阶段偏负（图3-7），平均值为-19.04‰，低于第4阶段，所以指示的气候较第4阶段温暖。但是在第3阶段，δ¹³C_org值变化相当的大，从-10.41‰到-22.16‰，变化幅度达11.75‰，显著地大于第4阶段。在其他的气候指标中，变化的幅度也是较大的。

第2阶段，孔深4.75～2.15m。该阶段的δ¹³C_org值波动较大，从-21.82‰到-13.35‰，变化幅度小于第3阶段，平均值为-18.23‰，也比第3阶段偏重，较接近第4阶段的值，只是略偏高些。

第1阶段，孔深2.15～0m。在该阶段只有两个样品，代表性较差。不过这两个样品的值显然高于第2阶段的值，平均值为-22.32‰。

从上面的分析不难看出，从第4阶段开始，黄河源区的气候就变得更为干旱和寒冷，而在中更新世的中期气候是比较温暖湿润的。另外，在ZK9孔中还发现了另一个现象，在该钻孔的上部，有机碳的含量与δ¹³C_org值呈良好的正相关性，即有机碳含量升高时，δ¹³C_org值也升高。这就是说：在黄河源区有机碳富集与寒冷的气候对应。但是，通常都认为有机碳富集反映的是温暖湿润的气候（Gasse et al.，1991；吴敬禄等，1995；Rhodes et al.，1996；施雅风等，1998），而黄河源区的情况却完全相反，这是一个值得研究的问题。笔者认为，黄河源区是一个高海拔地区，在中更新世的早期海拔高度已达3500m（施雅风等，1998b），气候寒冷，地表的氧化条件较弱，湖泊水体的生物生产力较低，地表植被发育较差。在这样的环境下，沉积物中有机碳的富集受水位和沼泽化影响比较明显。由于进入末次冰期，气候寒冷，降雨量减少，湖泊水位减少，沼泽化明显，这可能是造成沉积物中有机碳含量增高的主要原因。