兴凯湖沉积物有机碳和氮及其稳定同位素反映的28kaBP以来区域古气候环境变化①

吴 健 沈 吉

(1.中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊与环境国家重点实验室 南京 210008;2.中国科学院研究生院 北京 100049)

兴凯湖地处我国黑龙江省的东部边缘,横跨中俄边界,为东北亚最大的淡水湖。兴凯湖流域位于中高纬度温带典型东亚季风区内,该区域冬季受蒙古冷高压的控制,气候严寒干燥,夏季受湿热的海洋性气团的影响,炎热多雨。该地区自末次盛冰期以来气候的冷暖、干湿变化较为突出,同我国其它高纬度地带一样,温暖期起始的时间普遍比低纬度地带要早,而且持续的时间也长[1,2],使该地区成为全球气候变化研究的敏感地区。因此,兴凯湖也是 PAGES-PEP (PAGES po le-equato r-po le)极地-赤道-极地样带计划中全球湖泊钻探工作的重点湖泊之一[3]。自20世纪 80年代以来,国内多位学者对湖泊北面的三江平原及穆棱-兴凯平原沼泽做过一些孢粉和泥炭的研究,但由于其所代表的范围小而具有区域局限性,不能很好地显示广域性特征的气候变化。兴凯湖中国一侧湖泊沉积物多种环境代用指标记录的古气候环境变化研究至今尚未见报道。湖泊沉积物中有机碳和氮及其稳定同位素比值的测定,可以指示沉积物有机质来源和初级生产力变化,因能够有效地指示湖泊流域古气候环境演化而获得广泛的应用[4,5]。本研究通过对兴凯湖岩心沉积物δ13Corg、δ15Norg、C/N比值、TOC和 TN含量的测定,探讨约 28 kaBP以来兴凯湖区域的古气候环境变化。

1 区域地理概况

兴凯湖由大小两湖组成,以一条东西向的天然沙堤湖岗将两湖隔开,中间有新开流古水道相通并流入大兴凯湖。南面的大兴凯湖位于 N 44°32′～N 45° 21′,E131°58′～E 132°51′,水位平均海拔约 69 m,南北长 91.3 km,东西最大宽 62.5 km,平均宽 48 km,湖面积约 4 380 km2。湖面上以松阿察河口与白棱河口连线为界,我国境内湖面积约 1 080 km2。最大水深约10m,平均水深4～5m。兴凯湖1942年前全湖流域面积为 22 400 km2,1942年兴修穆兴分洪道,河水一路沿穆兴水路 (分洪河道)注入小兴凯湖,一路沿穆棱河原河道继续东流;现兴凯湖全湖流域面积为36 400 km2,以湖东北角松阿察河为唯一出水口[6](图1)。我国兴凯湖平原位于三江平原的南部,又称穆棱-兴凯平原,平原地势呈西北高、东南低,面积约10 000 km2,由小湖及其洼地、湖成沙堤和两级湖成阶地组成。一级湖积阶地,相对高度 3～5m;二级湖成阶地,相对高度 10～15 m[6]。湖岸东南部地势平坦,湿地连片。平原北面为完达山,东面为锡尼山,西面为太平岭、那丹哈达岭,南部和东部濒临日本海。

图1 兴凯湖流域图及北部地形图和采样点位置Fig.1 M ap of the Lake X ingkaiBasin,reliefm ap of the no rth of the Lake X ingkaiand the position of d rilling

兴凯湖水系中我国境内直接流入大兴凯湖的河流主要是白棱河;俄罗斯境内主要有大乌萨奇河、科米萨罗夫卡河(新土河)、梅尔古诺夫卡河 (莫河)、伊利斯塔亚河(勒富河)、斯帕索夫卡河(三道河子),它们是兴凯湖的主要水源。兴凯湖的水质特征为:pH=8.1,电导 167.2μS/cm;TN、TP、K+、Na+、M g2+、Ca2+、F-、C l-和 SO的浓度分别为 0.68、0.122、3.615、11.085、5.215、16.3、0.345、5.2和 12.15(单位:m g.L-1,以上水样数据为 2007年在采样点及附近,前后 2天各采一次水样计算的平均值,数据均在南京地理与湖泊研究所湖泊与环境国家重点实验室采用D ionex-100型离子色谱进行实验测出),其水质特征为低矿化度且浑浊度高的湖水。

中国兴凯湖平原植被属温带针阔叶混交林、草甸和沼泽地区,本区地带性植被是红松 (Pinus koraiensis)混交林,在落叶阔叶林中以蒙古栎 (Quercusmongo lica)为主;湖滨带为砂石底质,几乎没有沉水和挺水植物。湖区年平均温度 2.9～3.1℃[7],一年之内 1月份最冷,月均-18℃,最低达-39℃,7月份最热,月均 21℃,最高达 36℃。湖面多年平均降水量为567.5mm,多年平均蒸发量 587.2mm[8]。兴凯湖地区春夏季盛行西南风,秋冬季多西北风。

兴凯湖为晚第三纪敦化-密山断裂带沉降凹陷而形成的构造湖,多期火山喷发引起玄武岩覆盖面积最大,第四纪洪积冲积物厚度可达约 300m[9]。湖区随地形高低变化,土壤分布由暗棕壤直到白浆土,耕地黑土层厚达 20～50 cm。更新世晚期以来,由于古气候的波动,使兴凯湖发生了几次湖退,在北岸遗留了四道古沙堤,自岸边向外 (北)依次为:大湖岗、太阳岗、二道岗、荒岗-南岗。其中荒岗-南岗,据测定形成于约 63 900±610 cal.aBP,而大、小兴凯湖之间的湖堤是在约 12 190±610 cal.aBP前后形成的,最后一次湖退后形成小兴凯湖[6]。

2 样品采集与分析方法

2007年 7月,我们利用奥地利生产的 UW ITEC水上平台和活塞取芯设备,在兴凯湖中距离湖北岸约18km,位置 45°12′21.7“N,132°30′33.3”E(图1),水深 6.6m处采得两根平行岩心,把其中一根长 269 cm的完整岩心 XK1作为研究对象.K1岩心基本为青灰色细粉砂质泥,顶部 31 cm段为青灰色略显黄绿,其中22～25 cm显示较重黄褐色。在深度 78～ 90 cm和深度 214～235 cm处有两个特征砂层 (图2)。岩心带回实验室按 1 cm间隔进行切割分样,共得到样品 269个,于 4℃下塑料带中密封保存。每个样品中取出合适的量,进行真空冷冻干燥,研磨至100目,然后加入 5%的盐酸浸泡 12 h以上去除碳酸盐。接着蒸馏水水洗三次,每次水洗后都用离心机离心,分离沉积物和孔隙水。分离出的沉积物样品再进行真空冷冻干燥,研磨至 150目置于 45℃的烘箱中烘干。取 20～30 m g用锡纸筒包紧压实,最后在Finnigan Deltaplus型质谱仪上用于测量有机碳含量、总氮含量、有机碳同位素组成以及氮同位素组成 (δ13C以 PDB标准表示,δ15Norg以空气标准表示,标准误差均≤±0.1‰)。

样品的红度是在南京大学地球科学与工程学院表生地球化学实验室完成,用漫反射光谱 Perk in-Elm er Lam bda 900分光光度计测量,样品的前处理及测试分析按文献[23]的步骤进行。

3 结果与讨论

3.1 年代序列的建立

取 XK1岩心中 3个全有机质样品送日本东京大学进行14C的AM S测年,分别为岩心深度 10 cm处、223 cm和 258 cm处,结果测得其三个14C年龄 4 410 ±40 aBP、25 080±110 aBP和 26 700±130 aBP(见表1)。10 cm处日历年龄采用 calib5.0.2校正程序完成,223 cm和 258 cm处两个日历年龄根据 Hughen K的校正曲线[10],采用 CalPal-on line网上在线校正,校正日历年龄分别为 4 965 cal.aBP、30 030 cal.aBP和 31 510 cal.aBP。另外,岩心深 78～90 cm段有较集中的砂粒标志层,与我们采样点附近俄罗斯境内湖泊水深 6m处采得的岩心砂层位可以较好地对比,确定此砂层形成于新仙女木期 (YoungerD ryas)[11]。据国际第四纪联合会(INQUA)古气候委员会的整合冰芯、海洋和陆地古气候记录 (INTIMATE)文献中关于新仙女木期划定的日历年龄段 12 650～11 500 cal。 aBP[12],通过平均沉积速率推算出深度 10 cm处的日历年龄约为 1 470 cal.aBP,也就是说表层 10 cm处由于“碳库效应”产生的年龄偏老约为 3 490 cal.aBP。由于兴凯湖有机碳的百分含量极低,平均只有 0.5%左右,造成湖泊流域老地层的侵蚀,带来的“老碳”或“死碳”而使年龄偏老[13]。假定岩心表层和底部的“碳库效应”年龄大约相等,底部两个日历年龄减去 3 490 aBP,得到两个二次校正日历年龄分别为 26 540 cal.aBP和 28 020 cal.aBP(见表1)。由于兴凯湖岩心沉积物基本为粉砂质泥,整个岩心中值粒径平均为4μm,可以认为沉积速率变化不大,然后再用内插和外推法按照平均沉积速率推算出岩心各处沉积物的日历年龄(见表1)。

表1 兴凯湖 XK1岩心14 C年龄和校正年龄Tab le 1 The determ ined and ca libra ted 14 C ages of XK1 core from Lake X ingka i

3.2 兴凯湖沉积物有机碳和氮含量及其稳定同位素变化特征和意义

湖泊沉积物有机质主要来源于陆生植物及湖泊水生植物,其中总有机碳 (TOC)和总氮 (TN)含量反映了湖区初级生产力的变化。δ13Corg、δ15Norg和 C/N比值经常用于指示有机物质的来源和影响来源的因素,例如温度、湿度、营养盐水平等,所以δ13Corg、δ15Norg和 C/N比值的综合分析可以比较准确地判别沉积物有机质水生或者陆生来源及其区域环境演变[14]。一般规律是:C/N值在蛋白质含量高的藻类等水生植物中的测量值在 4～10之间,在纤维素含量高的维管植物中却大于 20;湖水中硝酸盐的δ15Norg值为 7‰～10‰,浮游植物吸收湖水硝酸盐而使其中δ15Norg升高到约为 8‰;大气中的氮气δ15Norg值约为0‰,陆生 C3植物主要利用大气中的氮气而使其中δ15Norg值平均约为 1‰[4,5]。一般的情况是:在暖湿期,湖泊沉积物中陆源有机质输入相对增加引起δ15Norg降低,冷干期沉积物中来源于浮游植物的成分相对增加造成δ15Norg升高;沉积物中δ15Norg也受地表径流带来的硝酸盐浓度增减的影响,湿润的气候环境所带来流域土壤中更多的硝酸盐也会使δ15Norg偏高[4,5]。根据光合作用途径的不同,植物主要可分为两类:C3植物和 C4植物;C3植物分布最广,陆生 C3植物δ13Corg值较低,约-21‰～-35‰,平均-28‰;C4植物δ13Corg为-9‰～-20‰,平均约-14‰[15]。挺水植物一般直接利用大气中的 CO2进行光合作用,具有与陆生 C3植物相近的δ13Corg值;沉水植物主要吸收水中重碳酸盐溶解释放出的 CO2而非大气 CO2,而正常情况下,HCO离子中δ13C值要比溶解在水中大气 CO2的δ13C值高 7‰～11‰;而浮游生物如果吸收大气 CO2,则具有同 C3植物类似的δ13Corg值,如果吸收水中重碳酸盐溶解释放出的 CO2则具有较高的δ13Corg;C3植物一般生长在凉爽湿润的环境,而 C4植物一般生长在干燥温暖的环境,气候环境的明显变化往往会引起 C3植物和 C4植物相对比例的变化[4,5]。

兴凯湖是个大型浅水湖,风浪扰动较大,造成水体富氧环境,因此 TOC和 TN含量都比较低,平均分别只有 0.455%和 0.0475%.4类植物在年均温度低于 10℃的温带地区所占比例很少[4]。据吴乃琴等人的研究,我国东北地区 C3植物所占比例在 80%以上,且越往北其比例越高[16]。兴凯湖沉积物δ13Corg组成变化幅度不大 (-24.56‰～-27.67‰,平均-26.34‰),全部都在 C3植物δ13Corg分布范围内。所以兴凯湖沉积物δ13Corg组成变化不是代表 C3植物和 C4植物的更替,而主要是受气候环境因素的变化影响。王国安等人研究表明,C3植物的δ13Corg表现出随年均温度降低而有变重的趋势[17],而且 C3植物的δ13Corg也随着年降雨量的减少而变重[18～20,30]。因此兴凯湖沉积物δ13Corg值的变化主要是受流域温度和降水控制。另据国外有关人员研究结果,冷期时蓝藻对13C富集也造成δ13Corg值升高[21,22]。兴凯湖 XK1岩心总氮 δ15Norg值为 1.61‰～5.96‰,平均值为3.79‰,所以有约 40%沉积物有机质来源于浮游植物;C/N比值为 5.72～25.03,平均值为 11.4,显示沉积物有机质大部分来自于水生植物。兴凯湖沉积物δ13Corg和 TOC显示较好的负相关性 (相关系数-0.457,显著水平 0.01);C/N比值和 TOC的显示较好的正相关性(相关系数 0.508,显著水平 0.01)。这些相关性也证实:δ13Corg值较低时,气候温暖或湿润,流域初级生产力增加,此时显示陆源有机质的贡献增加;气候冷干时δ13Corg值处于高值,湖泊内源藻类的贡献占主导地位;这几个环境代用指标的表现特征也与其在贝加尔湖所显示的古环境气候意义是一致的[4]。

3.3 TOC、TN、δ13 Corg、δ15 Norg和 C/N比值记录的兴凯湖区域古气候环境变化

考虑到沉积物中有机质来源复杂,其碳和氮同位素组成的影响因素众多,在研究沉积物的有机质碳和氮同位素组成时,必须综合考虑多种控制因素,并结合其他的记录,才可能获得比较明确的气候环境变化的解释。本文通过其与红度和部分孢粉数据的对比(见图2),来探讨阶段性区域古气候环境演变。红度值大小主要受控于磁铁矿和针铁矿含量,通常其高值反映暖湿的气候状况,低值反映冷干气候[23]。现分为7个阶段,具体分述如下。

图2 兴凯湖岩心 TOC、TN、δ13 Corg、δ15N和 C/N比值的变化及其与红度的对比Fig.2 Vertical distributionsof concentrationsof TOC,TN,δ13 Corg,δ15Norg and C/N ratio, compared to redness in the core from Lake X ingkai

(1)269～214 cm(约 28 480～26 160 cal.aBP)阶段,TOC含量、C/N比值和红度平均值都很低,顶部和底部的δ13Corg值比较偏正,235 cm处以下δ15Norg为整个岩心平均最高值,说明沉积物中有机质主要是来源于内源的藻类[21,22],并且初级生产力很低,反映了湖区总体上处于冷干的气候环境;其顶部大幅度降低的δ15Norg值,可能来自于夏季含氮营养盐浓度很低的冰雪融水的稀释。孢粉分析显示,此时期湖区植被为疏林草原景观,造成土壤侵蚀加强,引起入湖营养盐增加,也是 235 cm处以下δ15Norg值增加的一个原因。但此段中部δ13Corg值降低,显示中间温度和湿度有波动升高。其中 235～214 cm(约 27050～26160 cal.aBP)段含有较多的粉砂,且其顶部 2cm厚度和底部 4cm厚度的岩心内都含有较多的细砾石,显示湖泊水位很低,降水量少,流域营养盐输入也很少,造成此段δ15Norg相对较低,δ13Corg值也就相对较高。另外根据本岩心孢粉分析数据,269～214 cm也是云杉百分含量最高的层位,对应于东北地区高云杉含量的中顾乡屯组中哈尔滨北郊的阿什河冰阶[24,25],与俄罗斯兴凯湖莫河河口此阶段较高百分比含量的云杉孢粉剖面也是对应的[11]。在28 000 cal.a BP前后,普遍为一寒冷期:同样受东亚夏季风影响的陕西渭南阳郭镇剖面主要由旱生植物蒿属组成;中国东北和东部则广布着以云杉、冷杉、松和落叶松为主的暗针叶林[25～27]。

(2)214～184 cm(约 26 160～22 880 cal.aBP)阶段,TOC和红度明显增加,δ13Corg值逐渐减少, δ15Norg有所增加,C/N比值先升高后降低,反映了气候状况得以改善,水生植物初级生产力增加,说明此阶段流域处于温湿气候控制之下。本岩心孢粉分析显示仍然有一定量的云杉存在,对应于东北地区中顾乡屯组的哈尔滨荒山脚下山根屯间冰阶[24,25],与俄罗斯兴凯湖莫河河口此阶段桦、柳属和云杉组合的孢粉剖面也是相对应的,其河口剖面浅水沉积相也证明了湖面升高的沉积环境[11],代表北半球普遍存在的末次盛冰期来临之前的暖波动[27]。

(3)184～143 cm(约 22 880～18 185 cal.aBP)阶段,此时期孢粉浓度也是本岩心中最低的,主要是桦 (可能是耐寒的岳桦型[24,28])、蒿和黎等草本植物,组成疏桦林草原,与前述俄罗斯河口剖面同期蒿和黎孢粉组合也是对应的[11],相应于末次盛冰期。其中开始的 184～174 cm段,TOC、δ15Norg值和红度明显降低,δ13Corg值有所升高,反映水生和陆生植物的初级生产力均很低的冷干气候,持续约几百年,可能对应于北大西洋的 HE2冷事件 (Heinrich2事件)。上部的174～143 cm段,开始阶段 TOC、红度值和 C/N比值迅速升高,显示了短时间的迅速升温。其后δ15Norg由低到高,C/N比值又由高值迅速降低,反映了末次盛冰期有机质中浮游植物来源的成分逐渐增加。但是由于末次盛冰期多年冻土的存在,使流域土壤表层处于经常过湿状态[29,30],红度值仍然比最底部 269～ 214 cm段的高,δ13Corg值仍然较低;同时由于盛冰期湖泊冰封时间很长,也使得有机质易于保存,所以TOC仍然较高。

(4)143～90 cm(约 18 185～12 650 cal.aBP)阶段.OC、C/N比值和红度由高到低波动性减少; δ15Norg先升高后大幅度降低,反映了后期随着降水减少,湖水营养盐也减少;δ13Corg值略有增加;总体上反映了气候由暖湿到冷干的波动性变化,对应于北欧Bφlling/O lderD ryas/A llerφd暖期。

(5)90～78 cm段,岩性为泥夹细砂,前文已经叙述俄罗斯该湖中岩心同层位对应于 YoungerD ryas事件[11],年代约为 12 900～11 500 cal.aBP[10]。此段中间δ13Corg值和 C/N比值明显减少,而 TOC、δ15Norg和红度明显升高,显示前后冷干,中间出现冷湿的阶段,与我国黄土高原东亚季风的研究结果是一致的,这是由于在新仙女木期北半球夏季太阳幅射强度比较大,造成夏季海陆间的气压梯度增大、东亚夏季风增强和降水增加[31,32]。

(6)78～31 cm(约 11 500～4 570 cal.aBP)阶段.N含量和红度逐渐增加到本剖面的较高值, δ13Corg值处于低值,TOC含量较高,反映了温度和降水逐渐增加,陆源和水生有机质输入均增加较多;本段岩心桦属花粉含量也是全部剖面中最高的,反映了流域植被茂盛,弱的地表侵蚀带来的营养盐减少, δ15Norg值较低且逐渐减少。这些都说明了此时期逐渐进入降水充沛的全新世暖期,其中约 8 000～5 000 cal.aBP期间,红度值和 TN含量处于高值段,本区气候处于全新世暖湿期(气候适宜期)。11 500～4 570 cal.aBP段早期,δ15Norg值较高,红度较低,显示温偏干气候;此阶段晚期,C/N升高较多,TN含量迅速降低,说明了湖区变为温湿气候;兴凯湖流域 11 500～ 4 570 cal.aBP阶段气候变化与湖北面的三江平原孢粉记录的全新世气候变化也是一致的[33]。据文献资料,在 10 000～5 500 cal.aBP时间段,海面快速上升,沿海各地发生海侵,黑潮北进,对马暖流逐渐增加为最强时期,日本海海水表面温度比现在平均高约1℃[34,35],兴凯湖地区变为沿海气候环境。冰后期北半球夏季受岁差引起的日射强度不断增加,夏季太阳辐射增强引起海陆热力对比度加大,东亚夏季风强大,带来丰富的低纬海洋和西太平洋暖湿气流产生的降水。

(7)31cm～0(约 4 570 cal.aBP以来)阶段,各环境代用指标波动较频繁。其中 31～10 cm段(约4 570～1 470 cal.aBP),表现为红度值、TOC和 C/N比值明显降低趋势,δ13Corg值显著升高趋势;显示流域初级生产力降低,地表径流减少,沉积有机质仍以藻类为主要来源,反映了气候变化为冷干趋势。本段孢粉组合中松属花粉开始大量增加并成为优势属群,地表侵蚀逐渐减弱,带来的营养盐也减少,造成δ15Norg继续波动性降低[5]。此段孢粉组合与俄罗斯莫河河口孢粉剖面[28]、兴凯湖北边密山杨木、三江平原和长白山区孤山屯沼泽地泥炭孢粉剖面中[34～37]松属大量增加的大约起始时间是对应的;另据俄国兴凯湖附近的滨海边疆区环境考古证实,自约 4 cal.kaBP以来,人类开始了大规模地栽培耐干旱的粟类农作物[40,41],进一部印证了这个时期冷干的气候环境。 10 cm～0(约 1 470 cal.aBP以来)阶段,红度值显著增加,TOC、TN和 C/N比值也有所增加,δ15Norg和δ13Corg值有所降低;此段岩心孢粉分析中喜暖湿的栎属大量增加,表明流域降水增加,湖泊陆源输入增加,湖区处于暖湿气候环境。

4 结论

通过对兴凯湖沉积岩心中δ13Corg、δ15Norg、总有机碳(TOC)和总氮(TN)含量及其比值 (C/N)的测定,探讨了 28 480 cal.aBP以来,湖区生产力变化以及气候环境演化过程,结果如下:

(1)C/N比值和 TOC之间显示较好的正相关性,C/N比值平均为 11.4,显示兴凯湖沉积物有机质以内源浮游植物生产为主,当气候温暖湿润时,陆源有机碎屑输入增加,流域初级生产力增加。δ13Corg和TOC之间显示较好的负相关性,说明δ13Corg低值时期,气候温暖或湿润,流域初级生产力增加;δ13Corg值处于高值时期,气候冷干,流域初级生产力降低。 δ15Norg高值一般对应于气候冷干期,此时沉积物有机质更多的来源于浮游植物,但不同的冷干气候特点引起营养盐输入的减少也会造成δ15Norg值降低;δ15Norg低值一般对应于暖湿期,此时陆源有机碎屑对沉积物中有机质的贡献增加。

(2)28 480～26 160 cal.aBP,流域气候冷干; 26 160～22 880 cal.aBP,气候温湿;22 880～18 185 cal.aBP,湖区处于末次盛冰期多年冻土环境;18 185 ～12 650 cal.aBP,对应于 Bφlling/O lder D ryas/ A llerφd气候波动暖期。90～78 cm段,对应于 YoungerD ryas冷事件;11 500～4 570 cal.aBP,进入全新世暖期,其中早期气候温干,晚期气候温湿,约 8000 ～5000cal.aBP期间,本区气候处于全新世暖湿期(气候适宜期);4 570～1 470 cal.aBP,气候冷干; 1 470 cal.aBP以来,又转为暖湿气候。

致谢感谢张恩楼、刘恩峰、姚书春副研究员和薛滨研究员共同参加了野外水上平台采样,张恩楼和刘恩峰副研究员给予的实验指导和帮助。

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