湖泊沉积物C4 植物含量重建方法的讨论——以新生代柴达木盆地大红沟剖面为例

李 元, 孙媛媛, 邓国仕, 袁 峰, 刘 俊

(1. 合肥工业大学资源与环境工程学院, 安徽 合肥 230009; 2. 中国地质调查局成都地质调查中心,四川 成都 610081; 3. 自然资源部沉积盆地与油气资源重点实验室, 四川 成都 610081)

0 引言

陆生高等植物主要利用C3和C4两种光合作用途径进行固碳,因各自生成的第一个可观察到的产物分别为三碳和四碳有机化合物而命名。 相比于C3光合作用,C4光合作用在植物的演化中是一种相对较新的机制,存在于某些被子植物属种中,包括单子叶和双子叶植物,但主要存在于单子叶植物(Ehleringer et al., 1997),而非古老的裸子植物中(Sage and Monson,1998)。 它能在较低的 CO2浓度条件下,将CO2“泵吸”到维管束鞘细胞内,然后进行光合作用,因此光合作用效率相对较高(Lopez et al.,2017; Osborne et al., 2006; Sage et al., 2012;Tipple et al., 2007;)。 然而 C4植物的这种“泵吸”的过程需要消耗能量,因此C4植物可能更适合于温暖以及光照相对较强的环境中,譬如说中低纬度温暖地区的草原环境(Osborne et al., 2006; Tipple et al.,2007)。 据统计,目前大约有8100 种植物物种(5044 种草、1322 种莎草和 1777 种双子叶植物)通过C4光合作用途径进行固碳(Sage,2017)。 日常生活中常见的农作物,如玉米、甘蔗、高粱等都属于C4植物。 C4植物仅占陆地植被属种大约3% (Sage et al.,1999a),而它的生产率却占据了陆地植物生产率的25%左右(Still et al.,2003),这也显示了C4植物相对于C3植物光合作用方面的优势。 因此,生物学家也一直试图把C4基因引入到光合作用机制为C3的农作物中去,以提高其产量,解决人类将要面对的粮食危机(Covshoff et al., 2012; Leegood,2013; Sage et al., 2011b; von Caemmerer et al.,2012; Weissmann et al.,2012)。

除了C4植物的实际应用价值之外,它的出现和演化也影响了地质历史时期的大气组成、气候以及生态系统的变化(Cerling et al., 1997; Osborne,2008, 2011; Pagani et al., 2005; Royer et al.,2001a, b),甚至影响了哺乳动物和人类的演化(Cerling et al., 2013a, b; Sage and Stata, 2015;Royer et al.,2016),因此,引起了地质学家的广泛关注,也激起了动物学家和古人类学家的对它的研究兴趣,成为近几年来国际上很多不同领域的研究热点(Edwards et al.,2010a; Osborne et al.,2006; Rao et al.,2017; Sage et al.,2012; Tipple et al.,2007)。自从工业革命以来,由于人类活动导致了全球环境和气候的剧烈变化。 例如大气CO2含量升高,气候变暖,人类对地表地貌的直接改变,外来物种入侵对原有生态系统的破坏等(Edwards et al., 2010a;Osborne et al., 2006; Rao et al., 2017; Sage et al.,2012; Tipple et al., 2007),都可能会对以C4光合作用为主体的草原在生态系统中的扩张和消退产生巨大影响(Ma et al., 2021; Sage et al., 2003)。 同时,C4光合作用在植物中独立演化很多次,这使得C4植物成为研究环境变化和性状改变的模式植物(Christin et al.,2013a, b)。 因此,通过研究 C4植物光合作用的起源与后期演化机制,以及全面了解那些在它演化过程中起到至关重要作用的各种环境和气候因素,才能了解并有效应对未来环境和气候变化对植被造成的影响(Edwards et al., 2010a; Ma et al.,2021; Osborne et al.,2006; Rao et al.,2017;Sage et al.,2012; Tipple et al.,2007)。

1 C4植物起源与扩张机制

在C4植物的研究中,“为什么从其早期的起源到随后在生态系统中的大规模扩张之间的时间间隔长达20 多个百万年”是一个悬而未决的重要问题(Edwards et al., 2010a; Osborne, 2011; Sage et al.,2012; Strömberg,2011)。 目前地质学界广为接受的观点,认为C4植物起源于始新世—渐新世之交(Osborne, 2011; Kadereit et al., 2012; Sage et al.,2012; Strömberg,2011; Urban et al.,2010),还有学者研究认为C4光合作用也许在始新世(Prasad et al.,2011; Zucol et al.,2010),甚至在更早的白垩纪(Ehleringer et al.,1991; Kuypers et al., 1999)就已经在植物中演化出来了。 根据现代植物研究,Cerling et al. (1997)以及Ehleringer et al. (1997)提出了植物光合作用量子产率模型,认为在CO2浓度较低、生长季节温度高的情况下,C4光合作用途径极大地优于C3光合作用途径。 因为在温暖的气候中,低CO2浓度导致了高速率的光呼吸,从而降低了C3植物群的光合效率(Ehleringer et al., 1991)。而低CO2浓度机制让C4植物在一定的光合速率下保持较低的气孔导度,同时减少了高温下的蒸腾失水(Edwards et al.,2010b),从而极大地促进了光合作用效率和水分利用率。 因此,他们认为CO2浓度降低是C4植物起源的原因。 后来有研究将C4植物扩张时间与重大地质事件发生的时间进行比较。结果表明,C4植物的扩张确实与大气低CO2浓度有很强的相关性(Bouchenak-Khelladi et al., 2009;Christin et al., 2008),CO2浓度的降低可能是C4光合作用进化的主要触发因素(Lu et al., 2020; Sage et al.,2012),尤其是全球CO2浓度快速下降之后的渐新世早期阶段。

如果这一理论正确,当早渐新世时期CO2浓度出现大幅度降低(Beerling et al., 2011; Pagani et al.,2011),陆表温度也比现在高出不少(De Boer et al.,2010),C4植物较C3植物会显现出优势,应该出现规模性扩张。 然而这个理论推测的扩张却与C4植物在地质记录中的大规模扩张并不相符(Basu et al., 2015; Cerling et al., 1997; Edwards et al.,2010a;Osborne,2011;Sage et al.,2012;Strömberg,2011; Sun et al.,2013)。 大量的化石和同位素研究表明,C4主导的生态系统在大约10 Ma 开始广泛扩张,到5 ~7 Ma 时期,C3和C4混合型草原已经在非洲、亚洲和美洲地区广泛存在,到2 ~3 Ma 时期,在低纬度地区大规模扩张,从而达到顶峰(Sage et al.,2012)。 具体是什么原因导致了C4植物起源以及从起源到扩张存在的巨大时间差呢? 很多学者推测可能是C4植物的起源所需要的环境因素和响应机制与其在生态系统中各时间段及演化阶段的扩张所需要的环境因素和响应机制不相同(Basu et al.,2015; Edwards et al.,2010a, b; Osborne,2011; Rao et al., 2017; Sage et al., 2012; Strömberg, 2011;Sun et al.,2013)。

关于C4植物的起源研究表明(Ehleringer et al.,1991; Pagani et al., 2005; Sage et al., 2012),在渐新世大气CO2浓度降低之后的3000 万年以来,低CO2浓度并不是一个触发器,而是C4植物进化的先决条件,因此,推测是其他因素发挥了关键作用。现代植物研究表明,C4植物的生长条件不仅与CO2浓度和生长季节温度有关,并且还与光照强度、气候干湿程度、盐度和生态干扰等都有密切关系(Cerling et al.,1997; Collatz et al.,1998; Ehleringer et al.,1997; Edwards et al.,2010a, b; Keeley et al.,2005; Long, 1999; Rao et al., 2017; Sage et al.,1999b,2012; Thomas et al., 2014)。 因此,在多种因素共同制约下,C4植物扩张的模式显得更为复杂。 其中,晚中新世时期C4植物草原的扩张被认为是高温、干旱、季节性和火灾频率增加,以及CO2浓度降低(从400 μg/g 以上降低至300 μg/g)等因素造成的,但这些因素的重要程度在各研究中显示并不相同(Sage et al.,2012)。 另外,这些因素对于C4植物在上新世时期扩张中所发挥的作用存在更大的争议。

有些研究通过观测现有物种的野外栖息地和小气候环境条件来探讨促进C4植物进化的环境因素以及根本作用机制(Sage et al., 2012)。 这些物种属于从C3光合作用过渡到C4光合作用系统发育节点的物种,它们的生存环境特征一定程度上反映了促进C4光合作用进化的环境因素(Sage et al.,2012)。 利用这种方法,研究人员确定了32 个谱系中的C4光合作用最有可能出现在暖温带到热带受季风气候影响的地区(Sage et al., 2011a)。 这些地区的条件,如夏季炎热、干旱(但会定期接受季风降雨以保证夏季的生长)、太阳照射强、贫瘠的土地反射更强的红外线以及高盐度等会导致C3植物气孔导度降低引起散热差,因此这里生长的C3植物叶片白天温度升高、细胞间CO2浓度降低从而导致了高速率的光呼吸,最终降低了它们的生产力和适应性(Sage et al.,2012)。 此外,这些地区生长环境极端恶劣,对它们的生长来说更是雪上加霜。 因此,多种因素(包括低CO2浓度、高温、强光、低湿度、干旱和高盐度等因素)共同作用导致的高光呼吸作用是导致C3光合作用向C4光合作用进化的主要驱动力,极大促进了C4植物的扩张(Sage et al.,2012)。

通过来自古土壤的植物研究和火灾事件频率的对比,Keeley et al. (2005)认为晚中新世时期导致C4植物扩张的因素是火灾作用,当时气候的季节性变化提供了C4草原取代林地的火灾条件。 即一年中的部分时间里生产高生物量,随后的旱季大大降低了燃料的水分,再加上季风气候产生的大量的闪电增加了引燃植物的几率,随之林地因燃烧而变得更加开阔。 相比C3草,高光条件更有利于C4草的生长。 并且在反馈过程中,C4草的生产力提高更增加了高度可燃的燃料,从而进一步增加火灾活动的频率,C4草原也因此维持下去。 在之后的研究中,Hoetzel et al. (2013)利用来自纳米比亚海岸海洋沉积物中的孢粉、微木炭和植物叶蜡的稳定碳同位素组成分析发现非洲西南部的C4植被扩张也伴随着干旱和火灾活动的发生,从而再次强调了火灾活动造成的生态干扰作用,指出它可能不仅是导致中新世C4植被扩张的原因,而且是上新世C4植被系统建立的重要反馈机制。 火灾活动的关键作用也得到了最近在青藏高原东北缘开展的晚中新世相关研究的支持(Hui et al.,2021)。 同样系统发育学有关C4物种栖息地植物冠层打开与火灾联系的研究也支持这种观点(Sage et al., 2012)。 然而,近几年来火灾对C4植物扩张的促进作用受到了挑战。 澳大利亚和东非高海拔地区全新世C4植物分布规律的相关研究(Nelson et al., 2016)以及上新世C4植物全球扩张的相关研究(Lu et al.,2020),显示火灾在C4植物的扩张中并没有扮演特别重要的作用(Hui et al.,2021)。

Lu et al. (2020)对全球C4植物研究显示,导致晚中新世时期C4植物全球扩张可能因素之一的干旱,在早上新世C4植物扩张环境中并没有扮演明显的作用。 但此研究却发现CO2浓度的降低与这次事件吻合,进一步支持了Cerling 等人提出的植物光合作用量子产率模型(Cerling et al., 1997; Ehleringer et al.,1997)。 全新世C4植物在澳大利亚和东非高海拔地区的分布规律再次肯定了CO2浓度降低对促进C4植物扩张的作用(Nelson et al., 2016)。 但在北美平原,末次冰期以来C4植物扩张却伴随着CO2浓度的升高和生长季节的降雨,体现出生长季节的降雨比大气CO2具有更重要的影响力(Cotton et al.,2016)。

总而言之,基于目前的认识来说,C4植物的起源和扩张机制可能是不完全相同的,有些关键因素在起源中发挥了重要作用,而在后来的扩张中可能成为了前提条件(Ehleringer et al., 1991; Osborne,2008; Pagani et al., 2005)。 另外 C4植物扩张的原因可能因地域不同而不同,也可能是多因素叠加造成的,这也许与C4光合作用在植物中的多次独立演化有某些关联。 随着植物(包括C3植物和C4植物)的演化,各种外在因素在不同演化阶段发挥了不同的作用。 因此,还需要通过多方法的研究进行现代以及地史时期全球范围的植物研究,尤其是更加深入地针对各独立演化类群的研究(目前未达到这种研究精度),集合大数据再重新分析其中的规律性也许能更清楚地勾画出C4植物的起源与扩张机制,以及各因素在其中发挥的具体作用。

2 现代及地质记录中C4 植物含量的研究方法

因为C3和C4植物固碳途径不同,所以碳同位素分馏过程也不同,导致两种植物有机碳稳定同位素(δ13C)存在显著差异(O'Leary, 1981, 1988),即C3植物的碳同位素值分布在-35‰ ~ -20‰之间,平均为-27‰±5‰,而C4植物的碳同位素值则分布在 - 14‰ ~ - 10‰之间,平均为 - 12‰ ± 2‰(Kohn, 2010; O'Leary, 1981, 1988; Rao et al.,2017)。 C3植物和C4植物的这种同位素差异不仅可以用于现代植物光合作用类型的判别(Basu et al.,2015; Nelson et al., 2006; Rao et al., 2017; 旺罗等,2004),还可以用来重建两者在陆地植物生物量中所占的相对贡献量(Huang et al.,2006; Jia et al.,2012; Nelson et al.,2006)。 随着大量研究的开展,同位素方法在C4植物研究中的应用也日渐成熟,目前主要使用的研究材料包括(古)土壤有机质(Basu et al.,2015;Boutton et al.,1998;Rao et al.,2017)、成壤碳酸盐(Cerling et al.,1989,1993a)、陆地食草哺乳动物体组织(Cerling et al., 1999; Koch,1998)、沉积物生物标志物(Huang et al., 2001; Jia et al.,2012; Schefuß et al., 2003a)、孢粉(Nelson et al.,2006,2007,2008; Urban et al., 2010)、植硅体(Strömberg,2005)等。

土壤有机质的来源主要是陆生高等植物,因此通过获得土壤有机质的碳同位素信息并运用C3/C4植物δ13C 值差异的特性,可以计算出各自在生态系统中贡献的相对生物量。 针对现代沉积物重建C4植物生物量的贡献主要通过运用现代C3、C4植物的有机碳同位素建立的C3/C4植物含量二元混合模型来实现,经验公式如下:

其中,δ13Csample为样品的有机碳同位素;δ13CC3和δ13CC4分别为当前大气CO213C/12C 组成条件下全球范围内统计的C3、C4植物的有机碳同位素平均值;%C3、%C4分别为 C3、C4植物的百分含量。

这个C3、C4植物组成二元混合模型不仅适用于研究对象为土壤有机质的植被类型重建,还适用于针对分子级别有机质的碳同位素以及成土碳酸盐等的相关研究。 它在各种研究材料上的广泛运用都是基于如上所述C3、C4植物碳同位素分馏导致的同位素差异之上,但公式中两个端元值(δ13CC3/δ13CC4)是需要依据各种现代/近代研究材料的大量数据统计所设定,如果将二元模型应用于地质历史时期的植物类型研究,则必须考虑对应的地史时期的大气CO2同位素,并尽可能将其带来的影响排除在外(Tipple et al.,2010a,b)。 同时,因为环境因素也给碳同位素带来相应影响(Basu et al., 2015;Biasatti et al., 2012; Bowman et al., 2017),在设定端元值的时候还需要将这些因素考虑在内。

成壤碳酸盐δ13C 值基本代表了自生碳酸盐的同位素组成,主要由土壤中CO2的同位素组成所决定。 而土壤中CO2的同位素组成又受地表C3/C4植物的生物量控制,因此成壤碳酸盐δ13C 的变化可以用来反映C3/C4植物生物量的变化(Cerling, 1984;Cerling et al., 1993a)。 一般情况下,对于在中等—高等呼吸速率的土壤中(深度约为30cm) 形成的碳酸盐,由于 CaCO3和 CO2之间的平衡以及气体扩散导致的同位素分馏,其碳同位素组成相对于共存有机质更富集13C,因此土壤碳酸盐δ13C 值比有机质δ13C 值一般偏重 14 ‰ (25℃) ~ 17‰ (0℃)(Cerling et al., 1989, 1993a)。 在利用二元混合模型重建C3、C4植物生物量时,可能需要选用当前所能获得的全球统计平均值作为端元同位素值。

利用食草动物体组织(如毛发、骨胶原、牙釉质等)的碳同位素来研究动物食谱中的植物类型是建立在现/近代动物体组织的δ13C 值与当地的C3、C4植物组成具有相关性的结论基础上的(Koch,1998)。 根据现代食草动物体组织同位素的统计结果表明(Cerling et al.,1999),不同动物体组织部分在形成的时候13C 的富集程度是不同的,一般植食动物犄角比食物的δ13C 偏正3‰,牙釉质偏正11‰~14‰。 牙釉质因为其结构更致密和保存原始同位素特征的优越性而被大多数针对地质年代更加久远的材料的研究所采用。 在这些研究中大多数采用小于-8‰的值作为纯食C3植物的牙釉质δ13C值,而采用大于-3‰值则作为纯食C4植物的牙釉质 δ13C 值(Cerling et al., 1999; Koch, 1998; Wang et al.,2005)。 在某些特殊环境下(如干旱/半干旱、封闭森林等),这些同位素值可能都要根据实际情况(如植物缺水造成的正偏、土壤呼吸和低辐照度造成的负偏等)做相应调整(Basu et al., 2015;Biasatti et al.,2012; Bowman et al.,2017)。

在实体化石缺乏的情况下,植物有机质分子级别的同位素为C4植物研究提供了更多的选择。 长链正构烷烃中的碳同位素不容易被成岩作用改造,所以它能很好的记录保存在有机质中的信息(Huang et al., 2001; Schefuß et al., 2003a)。 利用C3、C4植物的长链正构烷烃(C27-31)的单体烃碳同位素同样可以建立二元混合模型计算两者各自的相对含 量 (Castañeda et al., 2009; Schefuß et al.,2003a; Tipple et al., 2010b)。 相对于混合有机质,长链正构烷烃的来源相对比较明确,即n-C27-35主要来源于高等陆生植物,因此计算的C4植物的生物量也更可靠,尤其是利用n-C31或更长碳链的δ13C 来重建C4植物的生物量。 有时因为相同光合作用类型内不同属种间存在的单体烃碳同位素差异,C4植物的重建可能需要对应的孢粉含量来辅助建立更精确的三元模型来完成(Huang et al.,2006)。 一般单体同位素要比植物组织整体更偏负6‰ ~8‰,因此前人在利用二元模型时采用-34‰作为C3植物单体烃碳同位素端元值,-19‰作为C4植物单体烃碳同位素端元值(Huang et al., 2001; Rieley et al.,1993)。 需要注意的是,来自湖泊沉积物中单体烃碳同位素的解释不仅需要考虑环境因素,还需要考虑大型水生植物相对含量变化对碳同位素产生的影响(Diefendorf et al., 2010; Kohn, 2010; Mead et al.,2005),可以利用孢粉含量、有机指标或者利用碳链更长的单体烃碳的同位素来减少重建植物组成的偏差。

利用单颗粒孢粉的同位素值分析(SPIRAL)比较直接地进行C3和C4植物判别是目前比较前沿的方法(Nelson et al.,2006,2007,2008,2016; Urban et al.,2010)。 基本原理是通过对样品进行物理和化学方法处理,提取保存下来的孢粉化石,再将样品中鉴定为草的孢粉利用绕线微燃烧装置与同位素比质谱仪(SWiM-IRMS)的联用对单颗粒孢粉进行同位素测试(Nelson et al., 2006, 2007, 2008,2016; Urban et al.,2010),最后利用C3和C4植物的孢粉δ13C 阈值进行单颗粒判断(是否为C4植物),并计算C4植物孢粉统计意义上的含量(Nelson et al.,2006,2007, 2008; Urban et al., 2010)。 Urban et al. (2010)的研究将-19‰作为现代植物判断单颗粒孢粉属于C3还是C4植物的基本阈值,但在不同地质时期的应用中同样需要根据当时大气CO2的δ13C 值进行相应矫正。

对于C4植物在生态系统中分布情况的研究除了通过同位素方法之外还可以通过形态学研究来实现,譬如植硅体(Strömberg, 2005)的研究。 植硅体因其稳定的理化性质,具有耐高温、腐蚀等优良的特征,能长期稳定地保存在沉积物中。 植硅体的形态组合记录了大量的信息,能充分反映环境的演变过程,是研究古环境、古地理演化的可靠材料(Strömberg,2005)。 植硅体的形成不仅受植物自身生理机制的影响,也会受到如温度、湿度、土壤等环境因子的影响。 沉积物中的植硅体经过清洗、氧化、离心清洗、制片、鉴定分析等步骤后,可对其形态参数进行统计分析。 了解不同形态植硅体的分布与组合情况,可以确定植被整体组成结构,重建C4植物的含量与分布,恢复古环境、古气候的变化。

以上这些同位素和形态学方法在关于新生代以来C4植物起源与扩张的各种研究中发挥了举足轻重的作用,为探讨其内在的影响因素以及驱动机制提供了大量的数据。 例如,植物和土壤有机质碳同位素的方法在全新世以来的全球及特定区域的应用中建立了C3/C4植物δ13C 值变化和C3/C4植物生物量与气候因素(年均温和年均降水量)的关系(Jiang et al., 2019; Liu et al., 2005; Ma et al.,2021; Rao et al.,2017),在中国北方平原的应用中探讨了早上新世 C4植物的扩张机制(Lu et al.,2020);成壤碳酸盐δ13C 以及食草动物牙釉质δ13C在巴基斯坦沉积物的应用中探讨了晚中新世C4植物扩张的控制因素(Cerling et al., 1993b);长链正构烷烃δ13C 在美洲湖泊、中国黄土高原的应用重建了末次冰期—间冰期以来C4植物的扩张历史,并探讨了各植物类型生物量与环境的关系(Huang et al.,2001; Liu et al., 2005);单颗粒孢粉的有机碳同位素方法在某些孢粉属种或湖泊表层沉积物中的应用,评估了该方法的有效性(Nelson et al., 2006,2007,2008),并进一步应用在 C4植物起源早期(Nelson et al.,2014)的时空分布和全新世扩张的驱动因素(气候、pCO2和火灾)讨论中(Nelson et al.,2016);植硅体的形态学分类在北美内陆地区沉积物的应用中展示了始新世到中新世植硅体组合特征,为分析C4植被生态变化和追踪进化模式等提供了重要信息(Strömberg,2005)。

3 C4植物研究方法的应用及存在的问题——以柴达木盆地大红沟剖面的研究为例

虽然前文讨论的同位素方法在C4植物起源与扩张研究中提供了大量的基础数据,但数据的有效性是值得商榷的。 因为这些方法大多基于同位素的二元混合模型,还存在一些不可规避的问题。 主要原因在于环境因素对同位素的影响以及方法本身存在的一些偏差(不确定性)等。 下面我们以目前在柴达木盆地大红沟剖面获得的新生代长链正构烷烃单体碳同位素变化(Sun et al., 2020)的初步结果来尝试分析C4植物含量变化(图1)。

图1 青藏高原东北缘柴达木盆地大红沟剖面位置及岩性综合柱状图(修改自Gradstein et al., 2012; Ji et al., 2017; Sun et al.,2020; 宋博文等,2010)Fig.1 Location and lithological column with paleomagnetic correlations of Dahonggou Section in the Qaidam Basin, Northeastern Tibetan Plateau

大红沟剖面的碳优指数(CPI)在30 Ma 之前相对较低,而Paq 相对较高。 结合对应地层的岩性及沉积特征,Liu et al. (2014)认为有机质正构烷烃CPI 的波动主要反映了沉积环境的变化而非热演化程度,即较低的CPI 值在大红沟剖面代表了较低的水位。 因此,不能以CPI 值的大小来判断高等植物单体烃碳同位素受后期成岩作用的影响(杨柳,2020)。 通过 δ13Calk值与 CPI( <2)和 Paq( >0.3)值相关性研究显示它们之间的关系很弱,表明单体烃碳同位素受成岩作用影响很小,尤其是那些对应高 CPI 和低 Paq 值的 δ13Calk(Sun et al., 2020)。 为了进一步排除潜在的成岩作用影响,以下C4植物含量变化的分析仅限于对应高 CPI 和低 Paq 值的δ13Calk数据。

虽然长链正构烷烃 (n-C27,n-C29和n-C31) 一般认为来源于陆生高等植物(Huang et al., 2001;Schefuß et al.,2003b),但是有研究显示在湖泊沉积物中,大型水生植物也可能是来源之一(Aichner et al.,2010; Liu et al.,2015),因此将其干扰排除是有必要的。 通常可以利用此类植物孢粉的相对含量辅助判断受影响程度,还可以利用有机质中不同链长的正构烷烃的比例经验值将这些受影响的样品排除掉(即排除Paq >0.3 的对应数据;Liu et al.,2014; Sun et al.,2020)。 在大红沟剖面的孢粉中确实存在水生植物的贡献,但含量并不高(路晶芳等,2010),通过利用有机指标(Paq >0.3)并通过利用陆生植物孢粉的含量来辅助建立二元模型来尽量将它的影响降到最低(Liu et al., 2014; Sun et al.,2020)。

通过有机质的指标的辅助排除挺水植物贡献后,长链烷烃n-C27、n-C29和n-C31的 δ13Calk值基本相似,平均δ13Calk值变化范围分布在 -30‰ ~ -26‰之间(图2C)。 相对正的长链烷烃 δ13Calk值出现在30 ~24 Ma,20 ~17 Ma 和 13 ~7 Ma 区间(δ13Calk=-27.43 ± 0.52‰、 - 28.28 ± 0.52‰、 - 28.34 ±0.77‰,n=12, 10, 8),而负值出现在50 ~34 Ma(数据点有限),24 ~20 Ma 和17 ~13 Ma 的区间(δ13Calk= - 28.80 ± 0.70‰, - 28.73 ± 0.57‰,-28.90 ±0.79‰, n = 3,21,15)。 导致 δ13Calk偏正的原因是什么呢? 尤其是在30 ~24 Ma 这个时期,δ13Calk相对于其它时期的正偏幅度更大。 在这个时间段,孢粉记录显示出树木和草之间的交替变化(路晶芳等, 2010)。 植物群落变化可能会导致δ13Calk的变化,尤其是涉及C4植物的输入,即使来自C4植物的微小贡献也很容易导致δ13Calk值的正偏。然而,如果要将渐新世的同位素变化归咎于C4植物的出现,可能需要更有说服力的理由和证据(Royer et al.,2016; Urban et al., 2010),因为还有几个本地因素会对单体碳同位素产生正偏的直接影响,包括干旱气候、纬度变化、高程变化和二氧化碳等因素的影响。 新生代以来主要受控于西风带的柴达木盆地气候变化、纬度和高程变化对碳同位素的直接影响主要是通过温度的改变而实现。 温度的升高/降低会导致同位素一定程度的升高/降低。 温度每变化 1℃,对碳同位素的影响约 0.013‰(Diefendorf et al., 2010; Kohn, 2010; Troughton et al.,1975)。 由此推断,即使温度有10℃的变化量,可能也不会对重建C4植物的生物量有太大的影响。整个新生代大气CO2 的δ13C 值是随时间而变化的(Tipple et al., 2010a),这也会直接影响到植物中的碳同位素值。 进行C4植物重建的时候需要利用前人(Jia et al., 2012; Tipple et al., 2010b)的经验公式(公式3)计算植物碳同位素的真值将其影响排除。

图2 大红沟剖面碳酸盐氧同位素(B)、高等植物叶蜡单体碳同位素(C)、有机质碳优指数(CPI, D)与全球底栖有孔虫氧同位素变化(A)对比图(修改自Sun et al.,2020)Fig. 2 Carbonate δ18 O (B), long-chain n-alkane δ13 Calk records (C) and carbon preferential index (CPI, D) from the Dahonggou section, compared with global benthic foraminiferal δ18O

因此,由温度、纬度、高程和二氧化碳碳同位素变化导致的同位素偏差影响在这个地区的δ13Calk变化中并不显著。 但是柴达木盆地目前作为亚洲内陆干旱区域的重要组成部分,以年降水量低至100mm 为主要特征的干旱气候条件已成为主导它广阔的沙漠、半沙漠、灌丛、高山草甸和稀树草原的景观类型的最主要因素。 根据前人在柴达木盆地开展的古地理、古气候等方面的研究表明(Jia et al.,2021; Miao et al., 2012; 李颖莉等, 2012),干旱可能在新生代大部分时间段都对其具有比较重要的影响。 因此,干旱对碳同位素的影响可能比上述这些因素都要显著,是最不可忽视的因素(Sun et al.,2020)。 较早的研究表明干旱条件下植物的碳同位素偏重(Diefendorf et al.,2010; Kohn,2010),并未区分C3、C4植物类型之间的差异,但最近更详细的研究显示现代C3植物和纯C3植被下表层土壤的δ13C值均与年平均降水量(MAP)显示负相关,而C4植物的 δ13C 值与 MAP 显示正相关(Basu et al.,2015; Rao et al.,2017)。 这无疑让 C3、C4植物生物量变化的研究更加复杂。

大红沟剖面的δ13Calk变化还显示出与气候变化相关的特征,即δ13Calk与气候代用指标δ18Ocarb具有相关性。 碳酸盐δ18Ocarb与气候条件相关,可以反映区域干旱化的历史(Sun et al., 2020),δ18Ocarb值相对负值出现在约52 ~34 Ma、24 ~20 Ma 和17 ~13 Ma 区间 (δ18Ocarb= - 9.67 ± 1.20‰、 - 8.99 ±0.87‰、 -8.76 ±0.95‰ , n =54, 31, 28),而相对正值出现在 30 ~24 Ma、20 ~17 Ma 和 13 ~7 Ma 的区间内(Sun et al., 2020),与全球底栖有孔虫δ18O所指示(Cramer et al., 2009)的全球气候条件相对应(图 2A, B)。 从 δ13Calk和 δ18Ocarb值的对比来看(图2B, C),两者显示很好的一致性,这种一致性可能代表了两者主要受干湿条件变化的主要影响,同时也可能叠加了气候(温度和干旱)对C3/C4植物生物量的控制。

如果不考虑干旱对δ13Calk的影响,仅考虑植被类型的同位素影响,C4植物在渐新世时期的生物量贡献则较为显著(见以下计算过程)。 我们将全球的δ13Calk做统计之后可以看到裸子植物的δ13Calk平均值(约-31‰)分布在C3植物较高值区,而其它C3植物的平均值(约-35‰)则分布在较低值区,C4植物δ13Calk平均值为约-22‰ (图3)。

图3 C3(包括裸子植物在内)植物及C4 植物中长链正构烷烃C31同位素值(δ13 C31)统计[数据来源于(Bi et al., 2005;Chikaraishi et al., 2003; Collister et al., 1994; Diefendorf et al.,2010; Duan et al.,2011; Huang et al.,2006; Krull et al.,2006; Mead et al., 2005; Pedentchouk et al., 2008; Rieley et al.,1991; Rommerskirchen et al.,2006; Vogts et al.,2009)]Fig. 3 Histogram showing normal distribution of δ13 C31 of gymnosperms, other C3 plants,and C4 plants

考虑C3裸子植物的高δ13Calk原因,可借助孢粉的结果将其单独作为一个端元来建立混合三元模型(Huang et al.,2006):

fa为裸子植物孢粉含量;fb为C3植物孢粉含量;fc为 C4植 物 孢 粉 含量; εa为采 用 当 前 δ13CCO2( -7.8‰)(Tipple et al., 2010a)计算 C3裸子植物的 εn-C31( -23.1 ± 1.4‰);εb为采用当前 δ13CCO2( -7.8‰)(Tipple et al., 2010a)计算其它 C3植物的 εn-C31( -27.4 ± 2.7‰);εc为采用当前 δ13CCO2( -7.8‰)(Tipple et al., 2010a)计算 C4植物的εn-C31( -13.9 ±2.3‰)。

因此,计算所得C4植物含量在同位素正偏幅度比较大的30 ~24 Ma 时期较高,最高可达60%,在20 ~17 Ma 时期高达40%。 然而,如前所述,如果考虑气候原因导致的同位素正偏,这个重建的C4植物含量显然是高估的。 而且大量的研究显示C4植物的规模性扩张发生在晚中新世,贸然将这个同位素正偏归咎于C4植物的贡献会导致C4植物扩张机制的错误解释。 因此,正如Urban et al. (2010)的研究所建议,C4植物含量的重建需要更加可信的直接证据。 但要将大红沟剖面的δ13Calk正偏完全归咎于气候因素的影响,也没有很强的说服力。 因为正如图 2 所示,δ13Calk和 δ18Ocarb值协同变化,但是在渐新世、早中新世却存在δ13Calk值比δ18Ocarb值正偏幅度明显偏大的现象,显示出不仅一种因素控制了δ13Calk的变化。 另外,近来的现代植物研究不仅显示出C3、C4植物δ13C 之间与降水量相反的相关性,而且存在着C3、C4植物生物量变化与温度的相关性(Rao et al.,2017),进而使得“气候因素造成同位素直接变化”还是“气候因素造成植物类型交替形成同位素变化”难以分辨。 基于大红沟剖面δ18Ocarb所反映的气候变化信息,我们倾向于将δ13Calk值在渐新世、早中新世的大幅度正偏现象解释为干旱和C4植物的双重叠加效果。

因此,在柴达木盆地大红沟剖面利用叶蜡单体碳同位素变化估算C3/C4含量的混合模型尽管有孢粉含量和有机质指标的辅助,还是很难将C4植物的贡献从气候影响中孤立出来,故而需要借助新的方法来寻求突破。 这使得利用上文所介绍的比较前沿的方法,即单颗粒孢粉碳同位素方法,直接进行C3/C4植物判别再计算相对含量显示出较大的优越性。 因此,这种方法值得进一步应用在大红沟剖面的C4植物扩张的研究中,与二元/三元混合模型形成互补。 值得说明的是,单颗粒孢粉碳同位素方法也存在一定的局限性。 一方面来自实验过程,这种方法对仪器精度和实验过程中对单颗粒孢粉的手动操作要求很高,孢粉转移过程中的人为失误会造成孢粉颗粒的损失。 另一方面来自孢粉研究自身存在的缺陷,即孢粉产率问题和后期迁移保存等方面的问题。 因此,单颗粒孢粉碳同位素方法的运用也需要与其他方法同时进行,进而形成相互印证和补充。

同理,这种同位素二元/三元模型方法在以往的应用中是否存在如大红沟剖面的研究所涉及的不确定性,还需要重新审视。 而且在未来利用这些数据进行C4植物起源和扩张因素讨论的时候务必要保持审慎的态度,尽可能把“气候因素造成同位素直接变化”和“气候因素造成植物类型交替形成同位素变化”两者区别开来。 总而言之,C4植物的起源和扩张以及内在驱动因素的研究是一个非常复杂,却对未来全球气候变化背景下的植被生态演化有着重大意义的课题,需要我们未来付出更大的努力去探索,并且将理论转化为有效地应对策略。