中晚全新世六盘山流域土壤侵蚀的湖泊沉积记录

张 欢，牛丽丽，袁子杰，张 灿，孙惠玲，张欣佳，周爱锋

1.兰州大学 资源环境学院 西部环境教育部重点实验室，兰州 730000

2.中国科学院南京地理湖泊研究所 湖泊科学与环境国家重点实验室，南京 210008

3.云南师范大学 旅游地理学院 高原湖泊生态与全球变化重点实验室，昆明 650500

4.郑州大学 地球科学与技术学院，郑州 450001

中晚全新世是人类社会快速发展的重要阶段，对该时期气候环境变化的研究有助于深入认识人类文明演化和发展的过程（安成邦等，2002；Wanner et al，2008）。黄土高原地处东亚夏季风与西风环流交汇带，其黄土连续覆盖面积之广为世界罕见，且是目前发现时间尺度最长、保存最完整的第四纪古气候记录（刘东生，1985）。全新世以来，黄土高原发生了大规模的土壤侵蚀，其中，强降水、洪水是造成土壤侵蚀的主要原因之一（Xin et al，2011）。进入晚全新世，受到气候变化和人类活动的共同影响，土壤侵蚀显著增强（Yu et al，2017；Zhang et al，2019）。近几个世纪以来，人类活动加剧了土壤侵蚀（王飞等，2003）。黄土高原土壤侵蚀与气候变化研究已有较多成果（安成邦等，2003；He et al，2004；Zhao et al，2013），目前多数研究集中在黄土-古土壤堆积剖面和河道沉积，时间分辨率较低。相较而言，湖泊沉积连续性好、分辨率高、沉积量大，具有其他自然记录（极地冰芯、黄土、深海沉积、泥炭、树轮等）无法替代的优势（王苏民和张振克，1999）。利用湖泊沉积，特别是高山湖泊沉积来恢复古环境变化是研究过去全球变化的重要内容之一（刘鸿雁等，2003；Larsen et al，2014），且湖泊沉积能够直接记录流域土壤侵蚀的信息（Yu et al，2017；Zhang et al，2019）。X射线荧光光谱（X-ray fluorescence，XRF）岩芯扫描可以提供高分辨率的元素含量变化，具有快速、无损、可靠等优点，在湖泊沉积研究中具有广泛应用（Richter et al，2006；成艾颖等，2010；李凯等，2018），在土壤侵蚀方面也已开展相关研究工作（牛洁等，2019）。

六盘山位于黄土高原西南部，地处中国自然环境交错带以及中华文化重要起源地，已有研究通过孢粉、生物标志化合物等指标，重建了六盘山地区中晚全新世以来的气候变化，指出中全新世整体较为湿润，随着东亚夏季风减弱，气候也逐渐变 干（Zhang et al，2010；Zhao et al，2010；Sun et al，2018）；晚全新世以来，人类活动对该区域自然环境的影响愈加强烈（Dong et al，2012）。前人工作多为六盘山地区植被变化与气候变化的相关研究，缺乏此区域土壤侵蚀长期演变研究。本文通过对六盘山天池沉积岩芯XRF元素数据的分析，基于可靠的年代序列，重建了中晚全新世以来六盘山流域土壤侵蚀强度变化历史，并探讨了可能的驱动机制。

1 研究区概况

六盘山主体呈南北走向，其海拔多在2000 m以上，是黄河重要支流泾河、清水河和葫芦河等水系的发源地（王香亭，1988）。六盘山天池（35°15′N，106°18′E；海拔2430 m），又名关山天池，位于甘肃省庄浪县以东30 km的六盘山近山顶处，湖泊面积约0.02 km2，流域面积为0.2 km2，流域面积与湖盆面积比为10∶1，实测最大水深约为9 m，是以降水补给为主的小型湖泊。该区域附近庄浪县气象站（海拔1615 m）30 a（1981—2010年）的观测数据显示，六盘山地区的年均温度约8℃，年降水量约为483 mm，降水多集中在夏季，占全年降水的54%。自20世纪50年代以来，受人类活动影响，流域内原始针-阔叶林被破坏。近年来，通过植树造林恢复了大量云杉林，目前植被类型主要以灌丛和草甸为主，植被覆盖率较高（Zhou et al，2010）。

图1 六盘山天池地理位置（a）和区域温度、降水图（b）（数据来自中国气象数据网https://data.cma.cn/）Fig. 1 Geographic location of Tianchi in Liupan Mountains (a), regional monthly temperature and precipitation(b) (data from https://data.cma.cn/)

2 材料与方法

2007年9月，采用奥地利UWITEC平台活塞钻在六盘山天池湖盆中心钻取GSA07、GSB07两根岩芯，本文以GSB07（10.05 m）岩芯为研究材料。岩芯运回实验室后采用GEOTECH岩芯切割机沿其冲剖面切为两半，一半存放于4℃冷库中备用，另一半进行XRF岩芯扫描。AVAATECH XRF岩芯扫描仪可对Al（13）—U（92）的元素进行检测（Weltje and Tjallingii，2008），扫描前将岩芯表面用光滑塑料板处理平整，并覆盖一层专用的Ultralene薄膜（厚约4 μm）。设定XRF岩芯扫描分辨率为5 mm，测试条件为“10 kV，1 mA，10 s”，“30 kV，2 mA，20 s”，所有元素数据均在兰州大学西部环境教育部重点实验室完成。为了更明确地理解XRF元素的来源及其特征，采用SPSS 16.0软件对GSB07岩芯的XRF特征元素进行因子分析（factor analysis，FA），从元素数据中提取主成分因子，将其地球化学元素特征转化为具有特定意义的古环境指标，以重建古环境演化特征。

GSB07的平行孔GSA07已经建立高分辨率高精度的AMS14C年龄—深度模式（Zhou et al，2010），通过标志层对接方式得到GSB07孔的年代数据（Sun et al，2018），本文据此年代数据用Clam模型建立GSB07岩芯自身的年龄—深度模式。

3 实验结果

3.1 年龄 — 深度模式

基于GSA07钻孔25个陆生植物（冷杉）叶片在北京大学第四纪地质与考古AMS14C实验室完成测年数据，利用Intcal 09数据库对其进行日历年校正，并建立GSA07钻孔可靠的年代序列，平均年代误差为±40 a，且所有测年材料均为陆生植物叶片，避免了碳库效应的影响（孙惠玲，2011）。GSB07为GSA07的平行钻孔，两钻孔的纹层特征整体在深度上一一对应，通过标志层对接方法，将GSB07钻孔深度转化为GSA07钻孔深度，得出GSB07钻孔相应深度的对应年龄，进而得到GSB07岩芯的年代数据（Sun et al，2018）。本文利用Clam模型建立了GSB07岩芯的年龄—深度模式（图2）。结果显示：GSB07（10.05 m）岩芯底部年龄为5570 cal BP，计算得出平均沉积速率为1.80 mm ∙ a−1。

图2 基于Clam的GSB07年龄 — 深度模型Fig. 2 Age-depth model for core GSB07 based on Clam

3.2 XRF元素特征

XRF扫描后共获得24种元素数据，由于仪器扫描过程中，一些元素（如P、Ga）含量较低，无法达到检测限故予以剔除，选择含量较高、扫描结果可靠的Al、Si、K、Ti、S、Cl、Ca、Fe、Mn、Rb、Sr、Zr元素进行分析。元素扫描结果显示（图3）：Al、Si、K、Ti四种元素含量变化趋势极为一致，存在强烈的高频波动，自下而上呈缓慢下降趋势，约250 cm至顶部缓慢上升，其中，在340 — 290 cm、250 — 180 cm与65 — 25 cm这三段元素含量突降后，其趋势基本不变且波动变小。S元素含量整体呈先上升后下降的趋势，在250 cm至顶部波动较小。Cl元素含量总体呈缓慢下降的趋势，波动较小，在340 — 290 cm元素含量较低。Ca元素含量整体无明显变化，在70 cm处出现突增趋势后，至约30 cm处，含量开始下降。Fe、Mn元素含量呈现缓慢下降趋势，Mn元素含量在顶部约25 cm处呈上升趋势。Rb、Sr、Zr三种元素含量变化趋势基本一致，从底部到270 cm呈下降趋势，270 cm至顶部为缓慢上升趋势，且在约340 — 290 cm元素含量下降后，基本无变化且波动小。

图3 GSB07孔元素随深度的变化趋势Fig. 3 Variations of elements in core GSB07

3.3 XRF元素因子分析

湖泊沉积物主要包括流域侵蚀带来的外源组分和湖泊水体产生的自生组分两部分，同种来源矿物及其元素具有很强的相似性（沈吉，2010）。通过SPSS 16.0软件实现的因子分析（FA），根据特征值大于1的原则，本文共提取了3个主成分因子，累积方差占总方差的77.64%，FA 1、FA 2、FA 3的方差贡献分别占总方差的53.15%、13.43%和11.05%（表1）。

FA 1的方差贡献占总方差的53.15%，明显高于其他主成分因子，是六盘山天池湖泊沉积元素组成的主要贡献因子。Al、Si、Ti、K、Rb、Sr、Zr元素在FA 1中具有非常高的载荷量，其中FA 1与Al、Si、K、Ti元素的垂向变化趋势极其一致，自下而上呈缓慢下降趋势，约250 cm至顶部缓慢上升（图4）。此外，部分岩芯样品的XRD结果也显示，沉积物矿物类型主要是石英、钠长石、多硅锂云母、斜绿泥石，元素组成类型和FA 1结果相近，反映这些元素有着相似的特点、来源、搬运及沉积过程。整体而言，GSB07孔FA 1结果呈剧烈的高频振荡波动，呈先下降后上升趋势，在340 —290 cm存在较为明显的低值阶段（图4），对GSB07钻孔进行了重复XRF元素扫描实验，结果表明并非数据测试问题。FA 2的主要贡献变量为Fe元素，二者整体都呈缓慢下降趋势，且在顶部为上升趋势。FA 3主要贡献变量为Mn、Ca，整体变化趋势与Mn元素基本一致，而在顶部出现的先降后突增趋势与Ca元素相同。

4 讨论

4.1 湖泊沉积物元素来源分析

湖泊沉积物地球化学元素含量变化能够记录区域环境与气候变化等信息（辛首臻等，2015）。Al、Si、K、Ti、Rb、Sr、Zr元 素 对FA 1贡 献 较大，且都为正相关（表1）。其中，Al、Si、K、Ti这4种元素多赋存于外源碎屑物质中，其含量的变化主要受控于流域土壤侵蚀作用强弱、植被覆盖程度等，可以指示流域的侵蚀作用和环境状况（Kylander et al，2011；张晓楠等，2015）。此外，研究者多采用Rb/Sr、Zr/Rb元素比值指示流域内的环境变化（金章东和张恩楼，2002；陈诗越等，2003）。Rb / Sr是衡量化学风化的良好指标，强风化条件下，被淋失的Sr元素随地表径流进入湖泊，Rb / Sr低值表明Sr元素富集，指示风化作用较强（Jin et al，2006；崔巧玉和赵艳，2019）。而Zr / Rb表示沉积物搬运中原生沉积物颗粒的大小及流域物理风化强度，其比值越高，粗颗粒物质越多，指示流域物理风化越强（Dypvik and Harris，2001；陈诗越等，2003）。对比发现（图4），FA 1高值与Rb / Sr低值、Zr / Rb高值变化趋势相一致，共同指示了物理风化、化学淋溶过程，反映了流域的侵蚀状况。六盘山地区年均降水量为483 mm，流域面积与湖盆面积比为10∶1，天池周围山坡上的沟壑能够将带有碎屑物质的水流引入湖泊（Zhang et al，2019），而六盘山附近黄土高原的风尘输入通量和沉积速率远远低于湖泊的沉积速率，表明流域内输入是湖泊沉积的组成主体。综上，FA 1能够反映外源碎屑物质输入的多少，指示六盘山流域土壤侵蚀的强弱。

图4 GSB07岩芯元素因子分析结果Fig. 4 Factor analysis of elements in GSB07 core

表1 GSB07孔元素因子分析（FA）结果Tab. 1 Factor analysis (FA) results of the XRF elements in core GSB07

FA 2的主要载荷变量是Fe元素，一般而言，缺氧环境下Fe3+氧化物更易被溶解，Fe元素较多指示Fe从还原态转变为更为难溶的氧化态，高值指示湖泊水位较低（Wersin et al，1991）。FA 3与主要贡献元素Mn、Ca呈正相关关系，Mn元素通常以氢氧化物形式存在，相对来说更易被还原，可指示氧化还原环境（伊海生等，2006）。来自GSA07钻孔的碳酸盐含量测试结果显示，碳酸盐含量变化范围在1.3% — 13.8%，自底部到约400 cm处含量较少且稳定，400 cm之上其含量呈增加趋势（孙惠玲，2011）。这与Ca元素的变化趋势也较为一致，表明Ca元素可能主要来自碳酸盐，其含量变化可能指示湖泊水位变化（李婷等，2019）。此外，Fe/Mn比值也可指示湖泊的水位深浅（崔巧玉和赵艳，2019）。尽管FA 2、FA 3可能反映的是湖泊水位的变化，但其方差贡献较低（13.43%、11.05%），在此不做过多讨论。六盘山天池沉积物元素变化主要受控于FA 1（53.15%），即六盘山流域的土壤侵蚀因子反映外源碎屑输入的多寡，指示六盘山流域土壤侵蚀的强度变化，其正（负）值指示湖泊流域外源碎屑输入量大（小），流域土壤侵蚀作用强（弱）。

4.2 中晚全新世以来流域土壤侵蚀记录

通过对六盘山天池湖泊GSB07岩芯XRF元素数据分析，本文确定了六盘山流域的土壤侵蚀强度变化指标。XRF结果分辨率高，忠实记录了各种高低频信号，为了突出流域土壤侵蚀强度的信号，对FA 1进行了100 a的低通滤波分析（图5a）。结果显示：中晚全新世六盘山流域土壤侵蚀强度整体呈现降低趋势，在1600 cal BP之后增强，根据侵蚀强度特征可分为三个阶段：5570 — 3400 cal BP，土壤侵蚀强度维持在较强的程度，中低频波动信号明显，流域土壤侵蚀严重；3400 — 1600 cal BP，土壤侵蚀强度较前阶段有所降低，然而高频信号明显增加，流域土壤侵蚀略微降低，但是表现出更为频繁的侵蚀波动；1600 cal BP至今，土壤侵蚀强度在经历了一段低值后逐渐升高。

一些研究认为黄土高原强土壤侵蚀发生在湿润气候期（刘东生，1985；贾志伟等，1990），而另一些则认为气候过渡期或干旱期比湿润期更易发生强侵蚀事件（唐克丽等，1991；景可和李凤新，1993）。来自黄土-古土壤、湖泊的资料表明，黄土高原中全新世湿润，晚全新世气候变干（安成邦等，2003；Zhao et al，2010；Wang et al，2014）。本文数据显示，可能正是由于气候湿润 — 干旱的长期演变造成了中全新世流域侵蚀强度整体高于晚全新世。并且，中晚全新世以来六盘山流域土壤侵蚀强度（图5a）与孢粉重建的六盘山降水量（图5b）以及公海定量重建的降水量（图5d）整体都表现为逐渐下降趋势（Chen et al，2015），表明流域土壤侵蚀和降水量存在正向关系，即降水减少，土壤侵蚀减弱。这一证据说明流域土壤侵蚀受降水影响，湿润期更易发生土壤侵蚀（Xin et al，2011）。此外，区域历时短的强降水也会造成严重的土壤侵蚀（王万忠，1984），由于六盘山天池孢粉重建的降水量（Chen et al，2015）分辨率较低（~100 a分辨率），可能没有记录到强降水事件。本文选取距离六盘山最近的秦岭九仙洞石笋δ18O（Cai et al，2010）与重建的侵蚀强度进行对比，发现六盘山流域强侵蚀时期与九仙洞石笋δ18O偏负时期，即强降水时期基本相 对 应（图5a，5e），如4740 — 3930 cal BP、2610 —2110 cal BP、1730 — 1630 cal BP发生的强降水导致了严重的土壤侵蚀。数据结果支持了降水强度显著影响黄土高原区域土壤侵蚀的结论，区域性强降水将导致土壤侵蚀增强（王占礼等，1998；Wu et al，2016）。然而，也存在土壤侵蚀较强时期并未对应强降水，如1350 — 1140 cal BP，天池记录到强侵蚀事件，但石笋δ18O显示此时段降水无明显变化（图5e）。这种不一致性表明可能有其他因素影响着流域的土壤侵蚀。有学者指出，植被覆盖也会影响土壤侵蚀强弱，植被覆盖密集，土壤侵蚀较弱，反之，土壤侵蚀将增强（Zhou et al，2008；Yu et al，2017）。来自同一沉积岩芯的树木花粉总量（Zhao et al，2010）显示，距今6200 a以来，该区域森林植被逐渐下降，至1600 cal BP之后下降速度增快（图6c）。树木花粉总量的降低或与2610 — 2110 cal BP、1730 — 1630 cal BP和1350 — 1140 cal BP的 土 壤侵蚀有所增强相关（图5a，5c），由于植被覆盖减少，土壤黏结性降低，易造成土壤侵蚀（Yu et al，2017）。但并不是每次强侵蚀时期森林覆盖都较少，这可能因为树木花粉总量以百分比表示，受其他植物花粉含量的影响，并不能完全反映区域植被覆盖情况（Zhang et al，2019）。

图5 区域气候记录对比Fig. 5 Comparison of regional climate records

图6 功率谱分析Fig. 6 Power spectrum analysis

随着晚全新世气候变干，在1600 cal BP之后土壤侵蚀却呈增强趋势（图5a），显然气候变化已不足以解释此现象。而1600 cal BP之后土壤侵蚀的增强趋势似乎与人类活动密切相关。历史文献资料显示，这一时期人口数量快速增加，自1600 cal BP开始人口数量从约250万增加至1000多万（方荣和张蕊兰，2007；孙惠玲，2011）。而且炭屑含量也明显升高，由于炭屑含量往往指示火的发生频率，这或许指示了快速增加的人口数量使得木材消耗增加，森林砍伐量增大（Zhao et al，2010）。此外，由于六盘山极其重要的军事位置，自秦始皇时期开始，该地区一直处于战火不断的状态（孟万忠等，2007）。同时研究证实，过去2000 a以来，由于六盘山地区人口数量急剧增长，人类活动（如砍伐森林、开垦土地、战争）影响着区域的自然环境状况，甚至在500 cal BP左右，六盘山原生冷杉林全部消失（Zhang et al，2010；Sun et al，2011；Dong et al，2012）。唐宋时期（1332 —671 cal BP）黄土高原区域天然植被开始大量消失，直至进入20世纪后，植被仍继续遭到破坏（桑广书，2005）。1600 cal BP之后森林覆盖下降速度显著快于前一时期（图5c），也指示了人类活动造成了植被的锐减（Zhao et al，2010）。而砍伐森林、开垦土地等人类活动通过影响自然过程，加剧了土壤侵蚀（唐克丽等，1994；李有利等，1999）。因此本文认为，1600 cal BP之后流域土壤侵蚀强度受到人类活动的显著影响。

综上所述，可将过去5570 a划分为两个阶段：第一阶段为5570 —1600 cal BP，六盘山流域土壤侵蚀整体较强，侵蚀强度逐渐减弱。此期间侵蚀强度主要受控于降水的变化，降水多将导致侵蚀增强；植被覆盖也具有一定影响，植被覆盖少易加剧土壤侵蚀。第二阶段为1600 cal BP之后，在气候逐渐变干的背景下，流域侵蚀强度整体弱于前一阶段，但由于砍伐森林等人类活动的显著影响，加剧了土壤侵蚀，故流域侵蚀呈增强趋势，且至1890 — 1990 AD（60 — −40 cal BP）出现了一次明显的强侵蚀事件。

整体而言，六盘山流域土壤侵蚀强度主要受控于降水变化，中晚全新世流域侵蚀与公海降水同呈下降趋势，且与九仙洞石笋记录波动相对吻合，因此本文认为流域侵蚀与东亚夏季风存在密切联系，即东亚夏季风对六盘山地区降水的影响控制了本区域土壤侵蚀的强弱。太阳辐射是驱动东亚夏季风演化的主要动力（Chen et al，2015；Cheng et al，2016）。特别地，在百年—十年尺度上，气候变化受太阳辐射影响显著（Wang et al，2005），而总太阳辐射强度（total solar irradiation，TSI）变化对气候变化的影响最为直接（Shindell et al，2001；Steinhilber et al，2009；陈诗吉等，2013）。用redfit对TSI和FA 1指示的流域侵蚀强度进行频谱分析（图6）发现，六盘山流域土壤侵蚀强度、TSI都存在约300 a、230 a、145 a的周期，这表明TSI可能通过影响区域气候变化，间接影响六盘山流域的土壤侵蚀。此外，岩芯记录的强侵蚀事件并未与TSI增强阶段一一对应（图5f），这可能由于TSI变化幅度很小，未产生足够气候驱动效应（陈诗吉等，2013）。而流域强侵蚀期间的厄尔尼诺-南方涛动（El Niño-Southern Oscillation，ENSO）事件次数基本相对较少（图5g），即El Niño减弱，La Niña事件增多，亚洲夏季风增强，亚洲季风边缘区水汽输送增大，夏季降水增多（Gasse et al，1991；许武成等，2005），降水增多将导致六盘山流域土壤侵蚀增强。综上，本文认为太阳辐射可能通过间接影响亚洲季风区气候驱动侵蚀强度的变化；而ENSO通过驱动亚洲季风直接影响研究区降水，进而影响了六盘山流域土壤侵蚀的强弱；人类活动则在1600 cal BP后，通过改变植被类型等方式明显影响了六盘山区域土壤侵蚀强度，造成了土壤侵蚀加剧。

5 结论

通过对中晚全新世以来六盘山天池沉积岩芯地球化学元素含量的因子分析，提取了3个主成分因子，FA 1是湖泊沉积岩芯元素变化的主要贡献因子，其中Al、Si、K、Ti、Rb、Sr、Zr为FA 1的主要载荷因子。FA 1可作为六盘山流域土壤侵蚀的强度变化指标，指示流域土壤侵蚀的强弱，据此重建了中晚全新世六盘山流域土壤侵蚀强度变化。结果表明：5570 — 1600 cal BP期间，六盘山流域土壤侵蚀整体较强，侵蚀强度逐渐减弱，与区域降水同呈下降趋势且与强降水事件密切相关，说明此时期侵蚀强度主要受到降水的影响，植被覆盖减少也会加剧土壤侵蚀；随着气候变干及人类活动的双重影响，1600 cal BP之后的流域侵蚀强度整体弱于前一时期，但呈明显增强趋势。太阳辐射可能是六盘山流域土壤侵蚀的初始驱动力，而ENSO通过驱动亚洲季风影响区域降水，进而直接影响流域土壤侵蚀的强弱。