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2009 年 第 54 卷 第 20 期: 3108 ~ 3116
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《中国科学》杂志社
SCIENCE IN CHINA PRESS 论 文
引用格式: 朱芸, 陈晔, 赵志军, 等. 神农架大九湖泥炭藓泥炭α-纤维素δ 13C 记录的 1000~4000 a BP 间环境变化. 科学通报, 2009, 54: 3108~3116
Zhu Y, Chen Y, Zhao Z J, et al. Record of environmental change by α-cellulose δ 13C of sphagnum peat at Shennongjia, 4000―1000 a BP. Chinese Sci Bull,
2009, 54, 3731―3738, doi: 10.1007/s11434-009-0383-0
专题：季风与环境
神农架大九湖泥炭藓泥炭α-纤维素δ 13C 记录的
1000~4000 a BP 间环境变化
朱芸①②, 陈晔①②*, 赵志军①②, 萧家仪①②, 张茂恒①②, 舒强①②, 赵红艳①②
① 江苏省环境演变与生态建设重点实验室, 南京 210046;
② 南京师范大学地理科学学院, 南京 210046
* 联系人, E-mail: chenye@njnu.edu.cn
2008-11-06收稿, 2009-03-25接受
教育部长江学者和创新团队支持计划(编号: IRT0533)、国家自然科学基金(批准号: 40671193)和国家自然科学基金重点项目(批准号:
40631003)资助

摘要 神农架大九湖盆地位于典型的东亚季风区内, 是一个罕见的亚高山泥炭沼泽湿地. 该
沼泽中心部位上部 120 cm的泥炭藓泥炭层经花粉浓缩物 AMS 14C测年表明其跨时 4000 a. 根
据 C3植物碳同位素分馏模式方程和苔藓植物光合作用 CO2吸收速率方程, 利用泥炭藓泥炭样
品的α-纤维素δ 13C数据, 定量恢复了研究区晚全新世湿度的变化过程. 结合 TOC, C/N等指标
分析, 发现 1000~4000 a BP研究区环境变化的总体趋势是由暖湿变冷干, 在 3000 a BP前后的
气候特征发生显著变化. 3400~3200, 3000~2600, 2200~2000和 1600~1400 a BP发生了 4次显著
的相对偏干的突变事件, 在全球众多记录中也有反映. 大九湖湿度记录指示的晚全新世东亚
夏季风强度减弱过程与印度夏季风变化同步, 北半球夏季太阳辐射降低, 赤道热带辐合带逐
渐南移, 是这一时期亚洲季风强度持续减弱的控制因素. 大九湖盆地湿度变化存在 664, 302和
277 a的周期, 可能与太阳活动有关.
关键词
神农架大九湖
泥炭藓泥炭
全新世晚期
α-纤维素δ 13C
大气湿度



泥炭沉积具有时间分辨率高、沉积环境和过程稳
定、对气候变化响应灵敏、易于测年等优点, 是全新
世气候变化信息的重要载体 [1,2]. 自 19 世纪中期
Blytt[3]对斯堪的纳维亚半岛进行泥炭气候学分析以
来, 众多研究者通过对泥炭沉积开展孢粉、有机大分
子化石和地球化学特征等[4~6]大量工作来重建过去环
境变化. 其中, 由于泥炭中纤维素能够稳定保存, 利
用泥炭纤维素的碳、氢、氧同位素成为古气候研究的
重要手段之一 . 我国以泥炭为载体的古气候研究发
展迅速, 如于学峰等人[7]建立了若尔盖高原泥炭高分
辨率气候代用指标序列, 洪业汤等人[8]根据吉林金川
泥炭纤维素氧同位素组成时间序列论述了中国东部
过去 5000 a 历史时期温度的变化过程, 钟巍等人[9]
对雷州半岛泥炭的研究发现末次冰盛期气候呈冷干
状态 . 其中 , 洪业汤等人 [10]提出 C3 植物纤维素的
δ 13C 序列可用作反映干湿状况的灵敏指标. 使得以
泥炭为信息载体的古环境研究进入定量阶段. 不过
红原泥炭和金川泥炭都为草本泥炭 , 其植物残体均
以有气孔的维管束植物为主, 纤维素δ 13C 值的变化主
要受叶片气孔开合程度控制[11]. 而以无气孔的非维管
束植物(如藓类)为主要残体的泥炭沉积, 其纤维素的
δ 13C 值与环境气候变化的关系在国内还未见有报道.
湖北神农架大九湖泥炭地处于典型东亚季风区.
盆地海拔较高, 生长期内气温较低, 加上丰富的水分




3109
论 文
补给和地貌等条件导致了泥炭沼泽的形成 , 并在沼
泽中心部位发育泥炭藓泥炭[12,13]. 近年来, 李文漪等
人[14]和刘会平等人[15]利用孢粉分析重建了大九湖晚
更新世以来古植被变化; 何报寅等人 [16]发现环境磁
学参数 Xlf/Fe 可能是一个很好的气候记录代用指标;
Zhao 等人[17]用元素指标探讨了人类活动的影响; 马
春梅等人[18]恢复了晚冰期以来该区季风气候的变化
模式. 但是, 这些工作仍多以定性、半定量化的讨论
为主. 本研究试图探讨大九湖泥炭藓泥炭α-纤维素
δ 13C 的环境指示意义 , 利用泥炭藓泥炭纤维素的
δ 13C 数据获取定量化的气候变化信息, 并结合 TOC,
C/N 等指标, 恢复神农架晚全新世以来的气候环境与
季风变化历史.
1 研究区与钻孔概况
大九湖盆地泥炭沼泽位于我国地势第二级阶梯
的东部边缘、大巴山脉东麓的神农架西南部, 地理坐
标为 31°24′~31°33′N, 109°56′~110°11′E(图 1), 是华中
地区面积最大、海拔最高、保存最完好的北亚热带亚
高山泥炭沼泽湿地 . 盆地底部地势平坦 , 平均海拔
1730 m, 被海拔 2200 m 以上的陡峭山地环绕. 盆地
集水主要靠大气降水补给, 地下水位较高. 由于神农
架地区北有秦岭山脉屏障, 南有巴山山脉相隔, 山脉
呈东西走向, 西南高东北低的阶梯状地势有利于东
南季风的深入, 并削弱了西南暖湿气流的侵入, 具有
典型的东亚季风气候特征. 大九湖盆地年平均气温
7.4℃, 最热月(7 月)平均气温 18.8℃, 最冷月(1 月)均
温−4.9℃. 年平均降雨量 1528.4 mm, 湿度达 80％以
上, 降水主要集中在 4~10 月. 由于该地植物生长期
内气温和土壤温度较低, 霜冻期长, 抑制了微生物的
活动, 植物残体分解缓慢, 有利于泥炭的形成和发育.
从盆地边缘向中心依次分布低位至中高位类型沼泽,
中心部位泥炭藓略有突出.
2006 年 7 月本研究组在大九湖盆地中心部位、
未受人类扰动的地点钻取多个岩芯, 其中 DJH-2 孔
岩芯上部 120 cm 除深度 80~73 和 110~120 cm 为棕黄
色和灰黄色黏土外, 其余均为棕色和黑色泥炭, 对泥
炭层等间距选取 10 个样品送东北师范大学泥炭沼泽
研究所进行植物残体鉴定, 发现其残体多为泥炭藓.
30 cm 以下以 1 cm 间距连续取样(为防止现代植物根
系的影响, 上部 30 cm 未取样), 进行 TOC, TN 以及
α-纤维素δ 13C 分析, 并在深度 33, 51, 83, 99 和 117 cm

图 1 大九湖盆地位置图
处选取 5 个样品提取花粉浓缩物进行 AMS 14C 年代
测试.
2 样品测试
泥炭剖面中不同组分样品的 14C 测年结果往往存
在较大差异. 周卫健等人 [19]对泥炭样品不同组分加
速器 14C 测年进行对比, 表明花粉测年更能代表赋存
地层的年代. 因此, 本研究选择花粉作为测年材料.
泥炭沉积物中花粉的提取在南京师范大学环境演变
与生态建设重点实验室完成 , 浓缩纯化的花粉样品
在美国加利福尼亚大学 Keck AMS Radiocarbon 实验
室进行加速器质谱仪(AMS)测试. 根据 Calib 4.3 年龄
校正程序 [20]校正后 , 得到深度 33, 51, 83, 99 和
117 cm 处 的 年 龄 分 别 为 (1115±37), (1635±9),
(2600±20), (3300±38)及(3865±53) a BP. 年代和深度
关系表明泥炭的沉积速率比较稳定(图 2), 通过线性
内插和外延, 建立研究层段的年代序列. 样品的平均
分辨率为 47 a.
TOC 和 TN 的测定在南京师范大学环境演变与
生态建设重点实验室完成. 样品经烘干、研磨和过筛,
加 HCl 去除碳酸盐后, 用 Vario MAX CNS 元素分析
仪进行测试, 其氧化炉温度为 900℃, 还原炉温度为
830℃, 测量精度为 0.05%.
泥炭中植物残体的组成比较复杂, 包括纤维素、
腐殖酸、木质素、果胶、脂类和半纤维素等, 这些组
分的δ 13C 值之间有 0.3‰~4‰的差别[21], 植物残体全
样的δ 13C 值是不同组分δ 13C 值的综合表现. 由于这
些组分在沉积过程中并不都是稳定的 , 有的组分的
含量和δ 13C 值会发生不同程度的变化, 这样就会影



2009年 10月 第 54卷 第 20期
3110
120
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30
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50
60
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120
岩性
年代/a BP
泥炭 黏土
图 2 大九湖盆地 DJH-2孔顶部岩芯的深度-年代关系图
响全样δ 13C 信息的稳定保存 . 与其他组分相比较 ,
纤维素结构比较简单、物理化学性质十分稳定, 一经
合成, 在沉积和埋藏过程中不会发生变化, 可以很好
地保存该纤维素合成阶段的环境信息[22]. 因此, 研究
泥炭沉积物δ 13C 的环境指示意义时提取单一的纤维
素进行研究是十分必要的 . 纤维素按照手型结构不
同可分为α, β, γ-纤维素, 其中α-纤维素占绝大多数,
目前实验中均是保留α-纤维素进行环境信息的研究.
本研究从泥炭样品中提取α-纤维素的过程采用
标准技术程序 [23], 并对提取的α-纤维素样品用红外
光谱分析进行了纯度检验 , 表明所提取的样品为纯
净的α-纤维素样品 . 样品碳同位素的测定采用玻璃
管密闭燃烧法, 所得 CO2气体纯化后用 MAT-252 同
位素比值质谱计测定 , 实验过程中插入标准样品和
平行样品以保证实验数据的准确性与精确性 , 实验
误差控制在 0.2‰以内. 碳同位素用 PDB 标准. α-纤
维素样品的红外光谱测试及碳同位素的分析测定均
在中国科学院兰州地质研究所气体地球化学重点实
验室完成.
3 结果
3.1 α-纤维素δ 13C值和湿度记录
对大九湖上部 120 cm泥炭层中的植物残体进行
鉴定, 发现植物残体包括草本、藓类和极少小灌木,
其中藓类以泥炭藓为主, 草本以苔草属为主; 除钻孔
底部 120~110 cm和中部 80~73 cm的植物残体以草本
为主外, 其余层段都以藓类为主, 平均含量达 80%,
表明该层泥炭是一个典型的泥炭藓泥炭层.
根据光合作用固碳途径的不同, 植物可分为 C3,
C4和 CAM三种类型. 因本文所研究的泥炭层植物残
体主要为泥炭藓和苔草等 C3 类植物, 所以可以不考
虑由于光合作用方式的不同而造成碳同位素的差异.
植物中的碳全部来源于大气 CO2, C3植物碳同位
素的分馏模式可表示为[24]:

13 13
p a 2 i 2 a
*
2 a
C C ( )([CO ] / [CO ] )
( T e / ) / [CO ] ,d
a b a
f R k
δ δ= − − −
+ +
(1)
A =([CO2]a − [CO2]i) / r, (2)
方程(1)右边最末一项与光呼吸及暗呼吸有关 , 这种
作用产生的分馏效应通常很小, 常可忽略. δ 13Cp 表
示纤维素的碳同位素组成, δ 13Ca 指大气的碳同位素
组成, 可从 C4植物化石或冰芯档案获得; a表示扩散
过程中不同分子量的CO2分子(13CO2和 12CO2)扩散速
度差异产生的同位素分馏, 约为 4.4‰; b为 C3植物光
合作用过程中 Rubisco 反应中羧化酶对 12CO2选择性
固定而产生的同位素分馏, 约 27‰. [CO2]i 和[CO2]a
分别指植物生长时细胞间隙和大气中的 CO2 浓度 ,
由于(1)式中的[CO2]i/[CO2]a项的变化远大于δ 13Ca的
变化, 所以δ 13Cp 的变化主要取决于[CO2]i/[CO2]a 比
值的变化. A为植物叶片对 CO2的吸收速率, r为 CO2
的扩散阻力.
有气孔的维管束植物可以通过控制叶表气孔的
开合来调节碳和水的交换 . 泥炭藓等植物属于非维
管束植物, 其叶片上没有气孔, 光合作用过程中利用
CO2 的效率由其叶表面的水膜厚度所控制[25], White
等人[26], Rice和 Giles[27], Murray等人[28], Williams和
Flanaga[29]在泥炭藓纤维素δ 13C值对环境的指示意义
方面都有研究 . 研究指出 , 当降水相对较少的时候 ,
叶表面没有水膜或水膜厚度很薄 , 储水的透明细胞
小而细胞间的空隙大, CO2就容易通过空气介质进入
到 叶 肉 中 , 叶 肉 与 大 气 中 CO2 浓 度 的 差 值
小, [CO2]i/[CO2]a 值较高. 这种情况下, 由于光合作
用过程中有充足的 CO2, 碳同位素的分馏主要由光合
作用酶导致的分馏效应所控制 , 产生偏负的碳同位
素值. 当降水较多的时候, 水膜包裹着藓类植物, 阻
碍了 CO2直接进入叶绿体的通道, CO2需要通过水介
质进入叶肉中, 由于 CO2 在水中的扩散速率比在空
气中慢 4个数量级, 从而减少了细胞中 CO2的浓度而
增大了叶肉与大气中 CO2的差值, [CO2]i/[CO2]a值降




3111
论 文
低. 尽管 12CO2 比 13CO2 有更快的扩散速率, 但是由
于到达叶绿体的 CO2 总量受到限制, Rubisco 反应中
羧化酶对碳同位素分馏作用的影响减小, 碳同位素
值更多的是受 CO2 扩散所导致的分馏效应影响, 产
生偏正的碳同位素值 . 对水膜效应与苔藓植物碳同
位素值之间关系的对比实验研究也指出 [26~29], 与降
水很多的时候相比, 降水相对较少时 12C 会更优先地
被结合利用 . 因此 , 降水的增多可以引起泥炭藓的
δ 13C 值变大, 反之则会引起泥炭藓δ 13C 值变小.
由于大九湖沉积物中 80~73 和 110~120 cm 的岩
性发生变化, 鉴定结果也表明这两段植物残体的类
型以草本为主 , 不同于其他层段以泥炭藓为主要植
物残体的特征, 考虑到同一植物类型δ 13C 值的变化
对气候环境变化的指示意义较为明确 , 本文在对顶
部 120 cm 以泥炭藓为主要残体的沉积物δ 13C 值的研
究中未对这两层段进行讨论 . 其他层段α -纤维素
δ 13C 的测试结果如图 3(a)所示. δ 13C 值的变化范围
在−26.2‰~−30‰之间 , 总体趋势为早期相对偏正 ,
晚期偏负, 其间出现多次波动. 3600~3000 a BP, α-纤
维素δ 13C值平均为−27‰, 总体偏正, 在 3400~3200 a
BP 出现一相对偏负层段, δ 13C 值近−28‰; 此后至
2700 a BP, δ 13C 值连续下降, 降幅可达 3‰, 其中尤
以 2700 a BP 左右的δ 13C 值最低, 2700 a BP 后δ 13C
开始升高; 2500~1000 a BPδ 13C 值比前期总体偏负,

图 3
大九湖 DJH-2孔泥炭沉积物α-纤维素的δ 13C值(a) (实心方块)及大气
湿度数据(b) (空心方块)的年代变化曲线与 DJH-C孔泥炭沉积物α-纤
维素δ 13C值(c)的深度变化曲线对比
平均在−28‰上下小幅波动 , 其中在 2200~2000 和
1600~1400 a BP时期又出现两个δ 13C值快速大幅减
小的层段.
此外, 我们还对与该岩芯相距 10 m 的 DJH-C 岩
芯上部的泥炭层做了α-纤维素δ 13C 分析(图 3(c)), 两
孔的测试结果能进行很好的比对 , 表明α-纤维素
δ 13C 记录在一定的区域范围内是可靠的.
在长时间尺度上, 植物叶片对 CO2 的吸收速率 A
也会受到其他一些环境因子(如温度、大气 CO2 浓度
等)的影响. 综合这些环境因子, White 等人[26]提出了
苔藓植物光合作用过程中植物叶片对 CO2 的吸收速
率方程:
Amoss = Pmaxv(T)f(I)i(W)j([CO2]a)k(O), r 为常数, (3)
Pmax = P○max(1+λ∆T), (4)
j([CO2]a) = α + β [CO2]a, (5)
i(W) =(W − Wdry)/(Wopt − Wdry), (6)
其中, k(O)代表其他因素(如土壤肥力等)对 CO2吸收
速率的影响, 可以忽略不计; f(I)为关于光照强度变化
的函数 , 截至目前的研究尚不能准确区分光照强度
对植物碳同位素变化的影响力的大小, 所以在本研
究中暂不考虑光照强度的影响, f(I) ≈ 1; Pmaxv(T)为关
于温度变化的函数, 其中 v(T)与短期(几天或几周)温
度变化有关, 在本研究时间尺度上可以设为 1; P○max
为研究区现在的平均温度下 CO2 的最大吸收速率, λ
为常数, ∆T代表温度的变化值. Schleser等人[30]研究
表明, 温度变化对植物碳同位素的变化影响很小, 温
度升高或降低 1℃, 植物δ 13C的变化一般小于 0.3‰;
而White等人[26]在忽略温度变化影响的前提下, 通过
方程(3)很好的重建了全新世以来大气 CO2 含量的演
化过程; j([CO2]a)为关于大气 CO2变化的函数, α=280
ppm, β=3.7×10−3 ppm, [CO2]a为大气 CO2浓度, 可从
冰芯或 C4植物的数据中获得; i(W)为关于湿度变化的
函数, Wdry和 Wopt分别为 0和 80%.
综合上述分析, 已知方程各参数, 就可以用α-纤
维素δ 13C 数据计算出湿度的数值. 我们用上述方程
定量恢复了研究区湿度的变化(图 3(b)). 在 1000~
4000 a BP 期间, 大九湖地区大气湿度变化在 52%~
80%之间, 平均为 64%, 比现在该地区平均 80%的湿
度明显偏低, 环境总体略偏干. 其中 3000 a BP 前后
湿度值出现明显不同, 3000~3600 a BP 湿度的平均值



2009 年 10 月 第 54 卷 第 20 期
3112
为 73%, 而 1000~3000 a BP 则下降为 61%, 反映了环
境由前期湿润到后期变干的过程. 在这一变化趋势
背景下, 大气湿度值还出现了多次短期高低值波动,
较为显著的是 3400~3200, 3000~2600, 2200~2000,
1600~1400 a BP 4 个大气湿度值偏低的时期, 其大气
湿度值分别为 71%, 60%, 54%和 59%.
湿度数据与α-纤维素δ 13C 数据的变化趋势基本
一致, 表明湿度数据的波动主要反映了降水的变化;
其中, 2000 a BP 以前湿度数据与α-纤维素δ 13C 值可
以很好的重合, 但 1000~2000 a BP 两组数据在变化
幅度上出现略微差异 , 反映出这一时期除了降水起
重要作用以外, δ 13C 的变化还受其他因素的影响. 结
合方程分析后我们认为可能是 1000~2000 a BP 期间
CO2 含量的明显上升[31]造成泥炭藓光合作用固 C 过
程中受 CO2 含量的影响增强, 从而导致δ 13C 值比之
前整体偏正.
3.2 TOC 与 C/N 记录
沉积物中有机碳含量不仅受当时的植被状况影
响, 而且与沉积环境和植物分解速度也有密切的关
系[32]. 一方面, 就沉积环境而言, 由于泥炭沉积物主
要来源于有机体 , 所以其有机碳含量远大于湖泊沉
积; 另一方面, 植物死亡后腐烂的速度取决于温湿条
件, 偏冷湿的气候有利于有机质的保存. C/N 比值可
用于判断沉积物中水生生物和陆生植物来源的相对
比例[33], 当沉积物以内源为主时, C/N 比值低, 一般
小于 10, 反之 C/N 比值大.
大九湖上部沉积物 TOC 含量的变化范围在 1.5%
到 45.7%之间, C/N 为 4.2~19.3(图 4(a), (b)). 3600 a BP
以前 C/N 较低, 平均为 9.6, 指示沉积物中的有机物
质主要来源于水生植物, 而 TOC 含量平均仅 4.8%,
40
20
0
9.0
9.5
20
10
0.6
0.7
0.8
1000 1500 2000 2500 3000 3500 4000
26
28
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
  / a BP
1000 1500 2000 2500 3000 3500 4000
  / a BP

图 4 大九湖 1000~4000 a BP的 TOC百分含量(a), C/N(b), 大气湿度(c)的年代变化曲线与三宝洞石笋的δ 18O值(d)
及红原泥炭苔草纤维素的δ 13C值(e)的对比




3113
论 文
推断此时处于浅湖环境, 气候较为暖湿, 同时 C/N和
TOC 都出现逐步升高趋势, 表明水体开始逐渐收缩
向沼泽转化, 陆生植物增多, 气候相对前期开始变冷
干; 3600 a BP以后, C/N跳至 16以上, 此时已开始进
入沼泽沉积环境, 陆生植物占据主体, TOC含量大幅
连续升高, 至 3000 a BP达到 42%, 表明此时温度开
始降低, 有利于有机物质的保存和积累; 3000~2500 a
BP为典型的沼泽沉积环境, C/N稳定而 TOC略有波
动; 2500~2300 a BP TOC含量突然出现大幅降低, 岩
性记录为黄色粉砂质黏土, 表明此时处于积水沉积
环境, 气候湿润, 但是 C/N 没有大的波动, 显示沉积
物有机质的来源仍以陆生植物为主 , 推断这一时期
钻孔周边仍为沼泽环境 , 而钻位处因为微地貌差异
处于较浅的水下环境中; 2300~1400 a BP为沼泽沉积,
TOC 与 C/N 的变化都很平稳 , 环境相对稳定 ;
1400~1000 a BP TOC与 C/N均出现不同程度的波动
下降趋势 , 表明水生植物对沉积物有机质的贡献增
多, 气候变得更为暖湿.
4 讨论
1000~4000 a BP 大九湖盆地一直维持较高的湿
度值, 湖泊-沼泽沉积发育, 同时在这一背景下也出
现了由湿到干的转变趋势. 3600 a BP 以前处于浅湖
沉积环境, TOC 和 C/N 为低值, 气候温暖湿润, 降水
丰沛; 3600 a BP 前后, 湖泊水体开始收缩向沼泽转化,
气候相对前期偏冷干, 有机质积累速度加快, 至 3000
a BP 湿度一直处于高值, 平均 72%左右, 指示气候条
件以温湿为主; 3000 a BP 以后形成稳定的沼泽沉积,
大气湿度大幅降低, 由 72%降至 56%, 降水比前期减
少 . 这种变化趋势在大九湖植物大化石和孢粉指标
记录中有显示 [17], 神农架林区的三宝洞石笋氧同位
素也记录到 4000~3000 a BP 持续冷干的变化趋势[34].
大九湖盆地记录中 3000 a BP 前后气候特征发生
的显著变化在我国其他区域也有较多报导 , 如敦德
冰芯记录显示过去 5000 a BP 中, 3000 a BP 左右是气
候由暖转冷的一个界限 [35]; 青藏高原多个湖泊显示
约 3000 a BP 以前为高湖面 , 此后干旱化趋势明
显[36,37]; 黄土高原在 3100 a BP 前后水、土、生物资
源急剧退化[38]; 海南岛在 2700 a BP 以来气候显得较
为不稳定, 东亚热带区域的气候模式在 2700 a BP 左
右可能发生了重大转折[39].
1000~4000 a BP大九湖记录中出现了 4次显著的
大气湿度值偏低的突变事件 , 分别发生在 3400~
3200, 3000~2600, 2200~2000 和 1600~1400 a BP. 这
些事件在全球很多记录中都有反映. 3400~3200 a BP
大九湖记录中的突变事件在格陵兰冰芯 [40]和敦德冰
芯[41]中有所表现; 2200~2000 a BP 的冷干事件与青海
湖流域湿度记录中的气候冷干的黑暗时代 (150
BC~150 AD)基本同时[42]; 1600~1400 a BP, 我国北方
地区沙漠扩张[43], 对应于中国近 5000 年来的第二个
寒冷期, 即东汉、三国、晋和南北朝时期[44].
大九湖记录中 3000~2600 a BP 的偏干事件在变
化幅度和持续时间方面都尤为显著 , 这一事件在若
尔盖泥炭[19]、金川泥炭[45]和红原泥炭[46]记录中都有
显示. 此时我国西部发生显著冰进[47], 北方地区沙漠
扩大[43]. 华南地区 3000 a BP 左右存在一次变化幅度
较大的突发性环境事件, 灾害性天气现象增多[48]. 江
苏龙感湖记录也反映在 2700 a BP 前后气温剧烈动
荡[49]. 历史文献中记载, 2700 a BP 前后是东部地区
全新大暖期以后的一次划时代气候事件[44], 约 1150
BC 的“古公迁岐”事件可能就是因气候变干导致水土
生物资源退化, 使先周人“弃幽迁岐”[50]. 这次气候事
件可能还导致我国新石器文化衰退和在某些地点的
中断[51]. 近来 Mayewski 等人[52]对全球数十条古气候
记录进行综合分析, 发现在 3500~2500 a BP 全球气
候发生快速变化(主要以极地降温为特征), 北半球约
在 3500 和 1500 a BP 左右发生了两次新冰期[53], 对世
界文明演化都有影响[54].
大九湖α-纤维素δ 13C 值与湿度数据之间有着几
乎一致的变化趋势 , 显示降水的变化是引起大九湖
湿度数据波动的主要因素 . 研究区位于典型的东亚
季风控制区, 夏季降水占全年降水的 86%以上[55], 因
此大九湖 1000~4000 a BP 湿度变化特征主要反映了
东亚夏季风强度在该时段的演化过程 . 三宝洞石笋
的δ 18O 记录[34]和红原泥炭苔草纤维素的δ 13C 记录[56]
分别是东亚夏季风强度和印度夏季风强度变化的反
应, 将大九湖湿度记录与它们进行对比(图 4), 可以
看出这 3 个记录在整体上有着一致的变化趋势, 都反
映了 1000~4000 a BP 夏季风强度不断减弱的变化过
程, 其中在 3000 a BP 左右其前后的夏季风强度特征
有显著不同, 表现出较强和较弱的两个阶段; 在变化
细节上 , 这些记录不同程度地反应了几次季风强度
突然减弱的事件, 在时间上基本吻合. 东亚季风和印
度季风这种同相位的变化在其他研究中也有报道[57],



2009 年 10 月 第 54 卷 第 20 期
3114
表明全新世晚期亚洲季风系统的演化受控于同一机
制. 采用 Redfit 软件[58]对大九湖湿度记录进行功率
谱分析, 在 90%置信度水平下, 通过红噪声检验的周
期有 664, 302 和 277a(图 5), 其中 664 a 与 Damon 等
人[59]发现的太阳黑子活动的优势周期 649 a 及太阳活
动第 6 级周期 704 a 一致, 302 a 可能对应于太阳活动
第 5 级周期 352 a, 而 277 a 与太阳的调制作用和太阳
活动的 Gleissberg 周期[60,61]有关, 说明东亚季风降水
变化在百年尺度上主要响应于太阳输出量的变化 .
引起 1000~4000 a BP 年以来亚洲季风持续减弱的主
要因素可能是北半球夏季太阳辐射控制下的赤道热
带辐合带逐渐南移. 同时, 大九湖和三宝洞记录的几
次季风强度突然减弱事件, 无论在突变点还是在变
化形态特征上都能够很好的对比; 而红原泥炭虽然
也记录到了这些事件 , 但与东亚夏季风记录在各个
事件的变化幅度和特点上存在一定的差异 , 比如
1500 a BP 事件在红原记录中比在大九湖和三宝洞记
0.000 0.002 0.004 0.006 0.008 0.010
0
40
80
120
160
200 90%
80%
664 a
302 a
277 a
 
图 5 大九湖盆地大气湿度变化序列的功率谱分析结果
录中更加明显, 而 2000~2200 a BP 在大九湖和三宝
洞记录中都出现季风强度显著减弱 , 而这在红原记
录中并不很突出 , 说明东亚季风和印度季风虽受控
于同一驱动机制 , 但是在百年尺度的响应方式上有
其独立性.
5 结论
(1) 大九湖盆地上部泥炭层是以非维管束植物
(即藓类)为主要植物残体的泥炭沉积. 非维管束植物
的δ 13C 值响应气候变化的方式与维管束植物不同,
其光合作用利用 CO2 的效率由叶表面的水膜厚度所
控制, 水膜厚度增大会引起δ 13C 值增大, 而水膜厚
度与降水量之间呈正相关关系, 所以非维管束植物
纤维素的δ 13C 值可以反映研究区的降水变化.
(2) 通过大九湖泥炭藓泥炭α-纤维素的δ 13C 数
据, 定量恢复了研究区 1000~4000 a BP 的大气湿度
变化过程, 结合 TOC, C/N 等沉积环境分析, 发现
3600 a BP 左右研究区沉积环境由浅湖收缩向沼泽
转化, 1000~4000 a BP 气候由暖湿逐渐变冷干, 其中
在 3000 前后气候发生显著变化. 3400~3200, 3000~
2600, 2200~2000 和 1600~1400 a BP 发生过 4 次显
著的相对偏干的突变事件 , 这些事件具有全球一
致性.
(3) 大九湖湿度记录与三宝洞石笋δ 18O 记录反
映了东亚夏季风强度的变化 , 与红原泥炭苔草纤维
素δ 13C 记录的印度季风变化呈同相位. 大九湖盆地
湿度变化存在 664, 302 和 277 a 的周期, 可能与太阳
活动有关. 湿度记录指示的晚全新世东亚夏季风强
度减弱过程与印度夏季风变化同步 , 北半球夏季太
阳辐射降低 , 赤道热带辐合带逐渐南移是这一时期
亚洲季风强度持续减弱的控制因素.
致谢 感谢汪永进教授和匿名评审人提出的建设性意见.
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