黄河源区典型湖泊希门错沉积物的地球化学特征及其环境意义＊

沈德福， 李世杰， 姜永见

（1.宁德师范学院 旅游系，福建 宁德352100；2.中国科学院 南京地理与湖泊研究所，江苏 南京210008）

近两千年的气候环境变化研究，是研究全球变化（PAGES）的一个重要时段，受到许多地学科学家的重视，通过对地质记录和器测资料进行分析，了解该时段古气候、古环境变化，进而预测未来全球变化.有研究者根据物候资料与历史资料恢复我国东部近5 000多年来的温度变迁［1］.因湖泊沉积物可很好记录历史时期气候波动与流域环境变化过程的信息，常被用来分析近时期全球变化的气候特征.很多专家的研究中利用树轮、历史文献记录等对中国不同区域近2 000年气候与环境变化进行深入研究，也利用湖泊沉积物进行了大量分析［2－9，23］.

青藏高原的东北部是我国东南、西南季风和西风交汇带，对全球以及地区气候变化的响应极为敏感，是我国古气候及全球变化研究的理想地区.该地区湖泊众多，受到气候与环境变化影响的自然要素的变化信息被很好地记录在湖泊沉积剖面中，为分析地区气候环境演替提供很好的数据.以青藏高原东北部湖泊沉积物作为研究对象，通过采集和实验，分析该地区近1 000多年来的气候变化，为全球气候的演变规律提供基础数据.

1 区域概况

黄河源区的希门错是半封闭的现代湖泊，其形态为冰川槽谷在冰后期被水充填而成，面积3.8 km2，流域面积大约50km2，湖面海拔高度为4 020m，流域内最高峰的海拔为 5 369m.该地区的气候具有显著的高寒缺氧、气温低、光辐射强、昼夜温差大等典型的高原大陆性气候特点.地势高峻，易受北方和西北方的寒流影响，日照时间长，降雨（雪）量较多，蒸发量大，多阵性大风，年均气温零下4℃，周边地区年平均降水量为306 mm左右.

2 样品采集与实验方法

2.1 样品采集

2009年7月，利用重力采样器在黄河源区的希门错采集沉积岩芯.在希门错水深35m处采集了47cm的沉积岩芯，采集点的地理位置是北纬33°22′41″，东经101°06′22″将希门错上部20 cm沉积岩芯按0.5cm间隔连续取样，在20cm以下的沉积物则按照1cm间隔连续取样，带回实验室进行样品的各种环境代用指标分析.

图1 希门错的沉积岩芯采集点Fig.1 The sediment collection point in Ximencuo

2.2 实验方法

样品年代分析在中科院贵阳地球化学研究所进行，沉积物的年代测定采用放射性同位素137Cs和210Pb的方法，实验用由美国EG ＆ G Ortec公司生产的由高纯锗井型探测器、Ortec919型谱控制器以及IBM微机构成的16k道多道分析器所组成的γ谱分析系统进行核素测定，在60Co 1.33MeV处，γ谱仪的测量系统能量分辨率为2.25keV，峰康比大于60∶1，相对探测效率为66%.137Cs的含量根据662keV射线的全峰面积求得；210Pbbex的比活度为210Pb与226Ra比活度的差值，210Pb的比活度由46.5keVγ射线谱峰面积求算，226Ra比活度根据 HPh的谱峰面积（351.9keV）求算.137Cs和226Ra标准样品由中国原子能研究院提供，210Pb标准样品由英国利物浦大学做比对标准.沉积物的化学元素分析在中科院南京地理与湖泊研究所的湖泊与环境国家重点实验室进行，采用HCl－HNO3－HF微波消化法和ICP－AES测定法，测试元素为Al、Fe、Ca等19种元素，沉积物元素的分析误差小于±5%.

3 实验结果与分析

3.1 沉积物年代分析

137Cs是核爆炸的裂变产物，以137Cs元素进行的测年研究得到广泛应用，公认的全球地表大气沉降的137Cs有几个峰值年，其中主要的一个是1963年，沉积物中的该峰值可作为近代沉积地层的对比与时间标尺［10－12］.希门错的沉积岩芯用137Cs测年发现有2个明显的峰值，位于岩芯的1.5cm和2.5cm深处，在4cm处含量已经很低，结果表明137Cs核素时标1986、1963年的峰值出现在1.5cm和2.5cm.根据137Cs峰值计算出希门错的沉积岩芯在0－1.5cm间的平均沉积速率为0.65mm／a，在0－2.5cm间的沉积岩芯平均沉积速率为0.56mm／a.为准确推断岩芯年代，又进行了湖泊沉积物的210Pb放射性核素的测年分析，根据210Pb实验数据的指数变化特征，推断该沉积环境是较为稳定的，输入湖泊的外源物质的堆积速率也是基本稳定的.

图2 希门错沉积岩芯的137 Cs和210Pb剖面分布图Fig.2 The 137 Cs and 210Pb profile in Ximencuo sediment core

希门错沉积岩芯使用210Pb的CRS模式推算沉积物柱芯年代，先计算出一定深度下各层沉积物中210Pb的累计总量（Bq／cm2），再利用137Cs的蓄积峰位置可以计算沉积物沉积速率.以该峰值的质量深度比总的质量深度，推算整个沉积岩芯的年代.根据实验数据推断希门错沉积物出现137Cs的两个峰值，由此计算出平均沉积速率0.006 7g／（cm2·a），累 计 值 0.12Bq／cm2；210Pbex方法平均沉积速率0.006g／（cm2·a），累计值0.18Bq／cm2；整个希门错的质量深度Z为11.5g／（cm2·a），由此可以推算希门错沉积岩芯的年代在1 720a左右.

图3 希门错AMS14 C年代纠正分析Fig.3 The AMS14 C age correction in Ximencuo sediment core

为了确认沉积岩芯的年代，采用AMS14C测量沉积岩芯的底部年代，实验由西安环境研究所完成，实验结果和上述分析较为一致.如希门错AMS14C的 Age（a BP）为2472，误差为35，经OxCal作年代纠正分析，在其基础上消除碳库效应年代.其底部推算年代为1 748a，和质量深度计算年代非常接近.

3.2 希门错沉积岩芯的总有机碳（TOC）及碳同位素δ13C分析

从希门错沉积岩芯的有机物含量分布图（图4）可看出，沉积物中的TOC含量总体变化稳定，在整个沉积过程中也有一些波动：大约在32cm以下，TOC含量呈现缓慢下降；在32－18cm处保持缓慢增加的态势，有所波动；在18－3cm阶段，其含量又逐步下降；在3－0cm，TOC整体呈现增加迅速态势.整个沉积岩心的TOC变化范围在40～60g／kg之间.而TN与TOC的变化极为相似，二者基本同步.希门错的C／N比值位于10左右，波动很小.表明内源和外源有机物在湖泊有机物中各占一定的比例，周边环境变化稳定.TP在2cm以下呈现稳定状态，在2cm之上突然迅速增加，从1g／kg增加到3g／kg.δ13C显示在－25‰～－23‰之间，表明其植物多为C3.δ13C在沉积岩心中存在一定的波动，自下而上含量表现为升高－降低－升高－降低的特征，这种变化应该与区域环境的气候有很大关系.

图4 希门错沉积岩芯的TOC、TN、TP和δ13 C分布Fig.4 The TOC，TN，TP andδ13 C analysis in Ximencuo sediment core

3.3 希门错沉积物地球化学元素分析

希门错地球化学元素在各沉积岩芯的含量见图5，含量较大的元素为Al、K和Na等元素，含量较小的是Co、Be等元素，这些元素含量在整个阶段的变化趋势是减少的，在35cm左右有一个较大波动，而P元素则在近些年呈现迅速增长.

图5 希门错沉积岩芯的元素含量变化Fig.5 The changes of element contents in Ximencuo sediment core

聚类分析研究在湖泊沉积物物源、重金属沉积等方面有广泛的应用［13－14］.从图6可知希门错湖泊的19种元素分为四大类，第一类元素有4种，包括 Mn、P、Fe、Ca，第二类元素包含 Mg、V、Al、Cr、Ba；第三类元素 Pb、Zn、Be、Cu、K、Ni；第四类元素为Na、Ti、Sr和Co.

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第一类元素有 Mn、P、Fe、Ca四个元素.Mn、P元素的迁移性较弱，其中Mn元素是湖泊沉积物有机质降解的主要氧化剂，它在沉积物的含量变化与有机物沉积环境极为相关.而P沉积含量波动受人类活动影响极大，这个元素是反映区域社会、经济和人类活动程度的主要指标；Fe、Ca是常量元素，迁移性较强，活性中等，在降水量不多且气候较冷的黄河源区，含量变化也较稳定.四个元素在剖面上变化规律一致，在3.5cm以下含量比较稳定，其含量在30－32cm之间有一些波动，在3.5cm－0cm之间，这类元素含量呈现迅速增加，可能与气候升高，人类活动加强有关.从元素之间比较来看，Mn、P的沉积含量比Fe、Ca更为稳定，其含量在3.5cm以下阶段保持不变，而Fe、Ca稍有波动，并略有增加.

图6 希门错沉积柱元素聚类分析Fig.6 The elements lustering analysis in Ximencuo sediment core

第二类元素为 Mg、V、Al、Cr、Ba，这些元素的地球化学性质稳定，是赋存在陆源碎屑矿物中的化学元素.在沉积物中的这些元素来源于流域侵蚀带来的物质，以及在水体中经过物理、化学和生物过程产生的内生沉淀，因而这些元素含量反映了外来沉积的影响和径流的溶解能力，反映径流的侵蚀能力.在剖面分布上看，这些元素仍保持含量相对稳定但波动较大，在20cm以下，这些元素含量呈波动增加趋势，表示该阶段降水量呈微增的态势，元素含量在32cm处有一个低值，表明该时期降水量减少造成径流侵蚀能力突然锐减；在20cm之上的沉积岩芯的元素含量整体呈波动减少，表明自小冰期以来，希门错地区的降水呈现缓慢减少的趋势，在3.5cm－0cm之间，这些元素的含量迅速减少，与区域的降水减少不无关联，在20世纪变暖的阶段，该地区趋向暖干态势.

第三类元素为Pb、Zn、Be、Cu、K、Ni等；Pb、Be、Cu、Ni等元素含量较少，活动性居中；K是常量元素，性质较为活泼.这些元素在沉积物埋藏期间，参与到沉积物和水界面之间以及未固结沉积物中各种物理、化学和生物过程，和径流侵蚀的元素有着密切的关联，具有波动性.从垂直分布看，这些元素比第二类元素的波动性更大，从沉积岩芯32cm、5cm处可以看出，这些元素含量突然锐减，可能与降水波动使第二类元素减少带来的.

第四类元素为Na、Ti、Sr和Co.其中，Na和Sr为活性元素，Na是常量元素，Na含量与湖泊水质有着极大的关系，在水量增加的时候，它的含量会增加；Sr元素来自地下泉水的活动，因而能指示区域泉水活动情况，常随着CaCO3在沉积物中富集.在垂直分布上，四个元素在3.5cm之下表现比较平稳，在3.5cm之上呈下降趋势.

图7 希门错沉积岩芯部分元素比值的垂向变化Fig.7 The vertical variation of elemental ratios inXimencuo sediment core

从图7看出，Sr／Ca总体较低，反映水体盐度较低；变幅较小，表明沉积岩芯的盐度变化幅度不大，6cm以下Sr／Ca值较低，反映该时段湖水盐度较低；6cm处突然增大，表明盐度增高，可能因降水减少导致盐度增大.Fe／Al值在3.5cm以下比较稳定，比值较低，在3.5cm以上至表层逐渐增大，说明流域环境向弱碱化方向变化.Fe／Mn的比值自底部到表面呈减少趋势，表明水体环境从还原性向氧化性增强的趋势过渡，指示湖泊沉积环境在水体较深处，然后逐渐变浅；比值较高表明环境的还原性较强，湖泊水深加大，湖泊面积扩张，比值低指示环境的氧化性逐步增强.Ca／K的比值较低，表明Ca元素的迁移随着流水而淋失较大，指示气候较温暖；比值自下而上呈逐渐增大的趋势，反映气候逐步趋向暖干状态.

4 讨 论

湖泊沉积物有机碳总量（TOC）来源有两类——内源和外源有机碳.外源有机碳是流域内陆生植物和流域侵蚀的结果.内源有机碳则受湖泊自身水生生物影响，通常在暖湿气候时期，湖泊内水生生物和流域陆地上植被茂盛，因而湖泊沉积物中的有机质含量较高.对于地处寒冷气候区的湖泊而言，气温成为影响生物生长的主导因素，因而沉积物中TOC的高值常对应暖期，低值对应冷期［17］.

图8 希门错沉积岩芯气温、TOC和δ13 C的相关性分析Fig.8 The analysis of temperature，TOC andδ13 C in Ximencuo sediment core

湖泊沉积物有机质碳同位素δ13C是一种重要的环境代用指标，许多分析湖泊沉积的研究显示湖水pH、盐度、温度等波动会引起δ13C的变化［18］，因而δ13C在解释湖泊沉积环境变化中具有复杂性和多种可能性［19］，如Nakai在日本琵琶湖的分析中认为暖期的δ13C偏高，冷期偏低，学者对我国东部地区湖泊如江苏固城湖、吉林大布苏湖等湖泊沉积物研究表明有机质δ13C的高值表明气候温暖，低值对应气候寒冷［20］.而对青藏高原若尔盖盆地、青海湖等的分析却得出气候较暖时δ13C偏负，而在气候较冷时δ13C偏正，结论完全相反［21］.因此，有专家认为青藏高原地区的湖泊沉积物δ13C波动与寒冷环境的植被关系是：暖期偏低，冷期偏高［21－22］.

根据 TOC、δ13C等变化特征，认为希门错存在这样几个阶段：32cm以下，时间大约在900AD之前，该阶段δ13C呈上升趋势，而TOC含量波动下降，表明该阶段为气温变冷阶段；32－20cm之间（900－1300AD），δ13C表现为下降趋势，而 TOC含量波动上升，这个变化表明该阶段为气温变暖阶段，与中世纪暖期相对应；在20－3.5cm之间（1300－1900AD），δ13C 表 现 为 波 动 上 升 趋 势，而TOC含量下降，这个变化表明该阶段为气温变冷阶段，与小冰期较为吻合；3.5－0cm（大约1900AD至今），δ13C含量为下降趋势，而TOC波动上升，这个时期为20世纪暖期.

根据希门错的沉积岩芯化学元素含量及其比值在沉积岩芯上的变化，以沉积岩芯32cm、20cm、3.5cm为界从下至上划分出四个阶段，各阶段的元素含量特征及湖泊环境变化如下：

在岩芯47－32cm阶段，沉积岩芯中Ca、Sr、K元素含量低，而Fe、Mn、Al含量保持平稳；Ca／K元素比值低；Fe／Al元素的比值也处于低值.表明该阶段流域沉积物经受的化学风化作用较弱，易迁移的元素都未被淋滤，大都保留在沉积物中.而Fe的富集使Fe／Mn比值高，表明当时为还原环境；Sr／Ca的值较低指示湖水盐度较低.

在岩芯32－20cm阶段：迁移能力较强的Ca、Sr、Zn、K元素含量增高，Fe、Mn、Ti等元素含量稳定，Ca／K和Fe／Al比值呈现增大趋势，表明此阶段化学风化强度有所增强.Sr／Ca值逐步下降，反映水体盐度变低，Fe／Mn值降低指示当时水体变浅.

在岩芯20－3.5cm 阶段：Ca、Sr、Fe、Mn、Al、Ti等含量继续增高，元素Zn变低，而Ca／K比值仍然较低，Fe／Al比值低并稳定，反映此阶段流域风化壳化学风化强度仍然不高，一些易迁移的元素被水淋滤带走，而Fe和Al的含量相对较高.Fe／Mn比值逐步降低，反映湖泊深度继续变浅；Sr／Ca值由低逐步升高表明湖水盐度在增大，降水减少.

岩芯3.5－0cm阶段：迁移能力较强的Ca、K和Sr含量继续降低，Zn稍有增加；迁移能力较弱的Fe、Mn呈增加态势，而Al、Ti含量自下而上呈明显下降趋势.Ca／K比值增高，Fe／Al元素的比值也增高；表明湖泊流域的化学风化作用增强，该阶段流域风化壳处于中高级阶段（酸性硅铝阶段），这个阶段和20世纪变暖时间相吻合.

5 结 论

（1）黄河源希门错沉积物由137Cs核素时标1963年的峰值出现在2.5cm，根据平均沉积速率和质量深度推算希门错47cm沉积岩芯的年代在1 720a左右.

（2）希门错沉积物47cm柱状岩芯中有机质和地球化学元素含量变化反映了此湖近1 150年的环境演化过程和特征，可分为四个阶段：32cm以下（900AD之前），该阶段为气温变冷阶段，降水多；32－20cm 之间（900－1300AD），该阶段为气温变暖阶段，和中世纪暖期相对应，降水减少；20－3.5cm之间（1300－1900AD），该阶段为气温变冷阶段，和小冰期较为吻合，降水较多且逐步减少；3.5－0cm（1900AD至今），这个时期为20世纪暖期，降水较少.

（3）磷元素沉积含量变化与自然及人类活动关系密切，沉积岩芯3.5～0cm之间磷元素含量快速增加，表明希门错流域近20多年来人类活动的影响不断增强.而之前磷元素沉积含量呈现稳定低值，指示了该湖泊地区的磷元素自然背景.

［1］竺可桢.中国近五千年来气候变迁的初步研究［J］.考古学报，1972（2）：168－189.

［2］姚檀栋，THOMPSON L G，施雅风，等，古里雅冰芯中末次间冰期以来气候变化记录研究［J］.中国科学（D辑），1997，27（5）：447－452.

［3］顾兆炎，刘嘉麒，袁宝印，等.湖相自生沉积作用与环境－兼论西藏色林错沉积物记录［J］.第四纪研究，1994（2）：162－174.

［4］韩淑缇，袁玉江.新疆巴里坤湖35000年来古气候变化序列［J］.地理学报，1990，45（3）：350－362.

［5］陈敬安，万国江，陈振楼，等.洱海沉积物化学元素与古气候演化［J］.地球化学，1999，28（6）：562－570.

［6］师育新.安徽巢湖杭埠河流域环境变化的湖泊沉积地球化学记录［D］.北京：中国科学院研究生院，2006.

［7］沈德福，李世杰，蔡德所，等.桂林岩溶湿地沉积物地球化学元素变化的环境影响因子分析［J］.高校地质学报，2010，16（4）：1－10.

［8］韩淑媞，钟巍.新疆巴里坤湖ZK0024孔微量元素变化的古气候意义［J］.地理科学，1990，10（2）：150－158.

［9］余素华，文启忠.试论青藏高原第四纪沉积地球化学演化与环境变迁［J］.海洋地质与第四纪地质，1995，15（4）：97－106.

［10］自占国，万国江，刘东生，等.散落核素7Be和137Cs在洱海和红枫湖沉积物中蓄积对比［J］.地球化学，2002，31（2）：113－118.

［11］徐经意，万国江，王长生，等.云南省泸沽湖、洱海现代沉积物中 Pb、137Cs的垂直分布及其计年［J］.湖泊科学，1999，11（2）：110－116.

［12］万国江.现代沉积年分辨的137Cs计年——以云南洱海和贵州红枫湖为例［J］.第四纪研究，1999（1）：73－80.

［13］姚远，张恩楼，沈吉，等，云南属都湖沉积物金属元素地球化学［J］.湖泊科学，2008，20（4）：486－491.

［14］杨丽原，沈吉，张祖陆，等.近四十年来山东南四湖环境演化的元素地球化学记录［J］.地球化学，2003，32（5）：453－460.

［15］程继满，刘弈，彭子成，等.热带海洋珊瑚Sr／Ca、Mg／Ca温度计的研究及其意义［J］.海洋地质动态，2004，20（9）：1－9.

［16］李清，王建力，李红春，等.重庆地区石笋记录中Mg／Ca比值及古气候意义［J］.中国岩溶，2008，27（2）：145－160.

［17］沈吉，张恩楼，夏威兰.青海湖近千年来气候环境变化的湖泊沉积记录［J］.第四纪研究，2001，21（6）：508－513.

［18］WOLFE B B，EDWARDS T W D，ELGOOD R J，et al.Carbon and oxygen isotope analysis of lake sediments cellulose：methods and applications［C］／／LAST W M，SMOL J P（eds）.Tracking environmental change using lake sediments.Vol 2：Physical and geochemical methods.Dordrecht：Kluwer Academic Publishers，2001.

［19］吴敬禄，沈吉，王苏民.湖泊沉积物中有机质δ13C形成条件兼论若尔盖盆地中δ13C所示古气候特征［C］／／青藏项目专家委员会编.青藏高原形成演化、环境变迁与生态系统研究学术论文年刊（1994）.北京：科学出版杜，1995.

［20］沈吉，王苏民，羊向东.湖泊沉积物中有机碳稳定同位素测定及其古气候环境意义［J］.海洋与湖沼，1996，27（4）：400－404.

［21］吴敬禄，Luecke A，李世杰，等.兴措湖沉积物有机碳及其同位素记录揭示的近代气候与环境［J］.海洋地质与第四纪地质，2000，20（4）：37－42.

［22］王苏民，薛滨，夏威兰.希门错2000多年来气候变化的湖泊记录［J］.第四纪研究，1997（1）：62－69.

［23］詹涛，周鑫，张俊，等.我国东北季风区第四纪气候演化研究进展［J］.哈尔滨师范大学自然科学学报，2014，30（3）：154－158.