柽柳沙包是干旱区发育的一种特殊生物地貌类型，它的形成和发育是柽柳和风沙长期作用的结果。每年春、夏季为风沙活动较为强烈的季节，风沙流携带沙粒遇到柽柳灌丛阻挡产生沉降和堆积，形成不同厚度的沙层；秋末冬初风速较低，空气相对湿度较大，柽柳落叶沉积于沙层上，再经霜雪的压实和保护形成一个连续的枯枝落叶层。柽柳沙包这种特有的沙层和枯枝落叶层交替沉积而成的层理结构，称为“柽柳沙包年层”。由于沙包形成的气候条件十分干燥，从而使其这种“年层”结构长期保存。柽柳沙包年层不仅与树木年轮等一样，可以用来计数年代，其组成物质还蕴含丰富的环境信息，可用于研究气候环境的变化。这对干旱荒漠区生态环境研究具有十分重要的意义^{[1, 2]}。

柽柳沙包年层结构及其形成已经引起有关学者的关注，并对其形成作过较为详细的描述和研究^{[2, 3, 4]}，年层中的组成物质有丰富的环境信息。如通过对沙层厚度、粒度和矿物组成等分析，可了解沙源、风强和干旱程度等的变化^[3]；通过柽柳枯枝落叶层δ¹³C值、有机质C、N和C/N值及阳离子Ca²⁺、K⁺、Mg²⁺、Na⁺含量等测定和分析，可了解过去气候环境的变化状况^[4]。因此，对柽柳沙包组成物质的分析，可作为研究干旱区环境变化的有效工具之一。

库姆塔格沙漠位于罗布泊洼地东南，是我国八大沙漠中唯一分布有羽毛状沙丘的沙漠。其沙漠环境成因问题引起了国内外学者的普遍关注，并从地理学角度进行了初步的研究和分析，尚缺乏荒漠植被所反映的环境变化过程分析^{[5, 6, 7, 8]}。库姆塔格沙漠属我国温带干旱区，沙漠中普遍分布有高达10 m以上的柽柳沙包，并且这里的环境长期无人为干扰，是反映荒漠环境变化较为理想的天然实验室^[9]。本文在提取沙漠中典型柽柳沙包中富含的环境信息基础上，采用年层分析法建立柽柳沙包δ¹³C序列，分析年层结构中枯枝落叶层δ¹³C组成，揭示荒漠环境的变化过程，为区域环境演化提供证据。

野外调查取样在库姆塔格沙漠进行，地理位置39°07′50′′—41°00′03′′ N，89°57′49′′—94°54′08′′ E，总面积约2.29万km²，是我国的第六大沙漠。区域气候属极端干旱大陆性气候，年均气温11.3—11.9℃，年均降水量25.2—74.6 mm，年蒸发量2800—3000 mm，干燥度指数高达92，主风向为强劲的东北风，多沙尘和浮尘天气，8 级以上大风天数在100 d以上。土壤以灰棕漠土和风沙土为主，局部水位较高的河床低地常出现不同程度的盐化现象^[10]。植被类型为典型荒漠，植被稀疏，物种贫乏，以旱生、超旱生和盐生的灌木、半灌木和小灌木为主要建群植物，柽柳属植物是调查区域内的优势植物。

柽柳属(Tamarix)植物是多年生灌木，具有耐旱、耐盐、耐高低温、耐风蚀等特点而能适应严酷的生态环境。柽柳沙包具有清晰的沙物质和枯枝落叶互层组成的层理，构成了柽柳沙包年层，它不仅是较理想的测年材料，同时记录了沙漠环境变化信息^[4]。在对库姆塔格沙漠多年考察的基础上，选取沙漠南部洪积地貌、东部湿地、东北部雅丹和西北部谷地4种地貌类型的柽柳沙包作为研究对象，通过对沙包年层样品提取与分析，探讨柽柳沙包沉积过程及其所反映的气候环境变化。

2010年9月深入库姆塔格沙漠，分别沿沙漠北缘、东缘、南缘3 条路线对不同生境条件下柽柳沙包形态特征、地理分布进行调查，并结合前期沙漠考察工作积累，最终确定4 个柽柳沙包采样点，分别代表沙漠南部洪积区(HJ)、东部湿地区(SD)、西北部谷地区(GD)、东北部雅丹区(YD)的典型生境区域。选取不同生境条件的高分辨率的理想柽柳沙包剖面，进行沙包年层结构的观察描述，高密度分层采集柽柳沙包中植物枯枝落叶和沙物质，获得测试样品。4 个柽柳沙包采样信息如表 1。

从沉积层的整合形态可以直观判断每个沙包上部年层连续，按每一个年层为单位由上至下连续取样，并测量每层厚度。对于沙包下部剖面，纹层结构不清晰，很难准确辨认年层结构，可采取实际年层均值替代法进行剖面分层取样。具体取样步骤包括：先用GPS精确对采样沙包定位并对周围生境条件进行描述记录，用工具铲除去沙包表面浮土后，从沙包顶层向下依次挖去土壤剖面，用喷壶喷湿剖面纵截面，使沙包纹层更加清晰，仔细分辨沙包的连续年层，并用牙签定位，用游标卡尺测量并记录牙签所定纹层的厚度，从上至下依次取样，并装入密封袋进行编号。采样完成后，对整个剖面的高度进行测量，并采集沙包剖面基底AMS测年样品和沙包地上不同方位和层次的柽柳枝叶混合样^{[2, 4]}。

实验室内分别将样品中的枯枝落叶与沙物质用相应的筛子分离，重新标记备用。分离后的枯枝落叶样品用清水洗净、晾干，置于烘箱(80 ℃)中烘干，再进行样品磨碎，研磨后样品用燃烧法收集完全燃烧后产生的CO₂，用MAT-253质谱计分析样品¹³C/¹²C同位素比值。并通过换算以δ¹³C表示的表达式为：

δ¹³C(‰)=[(R_样品-R_标准)/ R_标准]×1000‰

式中,R_样品和R_标准分别表示样品和标准的碳同位素丰度比(¹³C/¹²C)。同位素结果采用的是PDB标准^[11]。样品处理和分析均在兰州大学西部环境教育部重点实验室进行，分析误差< 0.1‰。

为了真实反映柽柳沙包年层δ¹³C所记录的气候要素变化，使用冰芯气泡中CO₂测量值和大气中CO₂直接测量值^{[12, 13, 14]}，拟合大气δ¹³C变化曲线，并依据公式计算稳定碳同位素分辨率^{[15, 16]}，去除大气CO₂浓度的影响^[17]。稳定碳同位素分辨率(Δ)表达式为：

Δ =(δ¹³C_p-δ¹³C_a)/(1+δ¹³C_a/1000)

式中,δ¹³C_p为大气CO₂碳同位素比率，δ¹³C_a为植物组织碳同位素比率。

气象数据分析中，使用采样点附近的敦煌、若羌、哈密、红柳河4 个气象站作为参考站点。其中哈密、红柳河气象站距采样点较远，且高山阻挡效应明显，与研究区气象条件存在较大差异。敦煌、若羌气象站位于采样点东西两缘，并同属塔里木盆地区，气候条件一致。因此选取敦煌、若羌站气象数据进行分析。

收集整理敦煌、若羌气象站1951—2006年观测数据资料，个别缺失数据采用多年平均值进行插补，并经均一性和突变性检验。为消除单站数据分析带来不同采样点气象要素值的偏移，统计整理2 个气象站气温、降水、湿度、气压、光照的年度平均和春、夏、秋、冬4 个季节的平均值，并与柽柳沙包年层Δ值进行对应，分析各气象要素与柽柳沙包当年Δ值与滞后一年Δ值的相关性。

通过对4 个采样点的柽柳枝叶及其沙包近30 个年层的枯枝δ¹³C平均值进行比较分析(图 1)，结果表明，柽柳枝叶δ¹³C偏轻，介于-25.61‰—-22.89‰之间，平均为-24.33‰；沙包枯枝δ¹³C相对偏重，介于-25.34‰—-22.63‰之间，平均为-23.90‰。由于沙包年层中枯枝落叶的分解导致残余的有机质同位素偏重，柽柳枝叶δ¹³C较沙包年层枯枝δ¹³C低1.16‰，说明植物光合产物在运转过程中存在稳定碳同位素分馏过程^{[18, 19]}。不同分布海拔区柽柳枝叶及沙包枯枝δ¹³C差异显著，表现为沙漠东缘、南缘高海拔区的HJ柽柳沙包和SD柽柳沙包偏重，北部低海拔区的GD柽柳沙包和YD柽柳沙包偏轻，南北柽柳枝叶δ¹³C差值为2.54‰，沙包枯枝δ¹³C差值为2.17‰。分析认为柽柳沙包δ¹³C的海拔变化主要与其相联系的环境因素，如气压、气温、水分等差异造成的。如高海拔区温度和CO₂分压低，植物为增加光合效率，降低了叶肉组织对CO₂吸收的限制，造成植物内部CO₂分压降低，导致植物叶片δ¹³C变重。

图1 不同柽柳沙包年层δ13C值比较 Fig. 1 Comparison of the δ13C in age layers in different Tamarix sand-hillocks HJ：南部洪积地貌 The proluvial landforms of southern desert； SD：东部湿地The wedland landforms of eastern desert； GD：西北部谷地The valley landforms of northwestern desert；YD：东北部雅丹The Ya Dan landforms of northeastern desert

图选项

植物的生长是通过光合作用固定大气中的CO₂以合成自身的组成物质，因此植物在同化大气中的CO₂的过程中会引起碳同位素的分馏。通过对4 个典型柽柳沙包年层δ¹³C序列测定分析(图 2)认为：沙漠南部HJ和东部SD柽柳沙包年层测定为120a左右，δ¹³C值在-20.99‰—-24.50‰之间，这与新疆罗布泊柽柳沙包δ¹³C变化基本吻合^[4]，百年尺度上的2 个柽柳沙包年层δ¹³C序列变化基本一致，20世纪40年代前平稳变化，40—60年代出现波动变化，80年代后呈现下降趋势，由于受生境条件的限制，沙漠东部SD沙包地处党河流域，人为灌溉影响是不可避免的，其柽柳沙包年层δ¹³C变化不是完全由气候变化所致；沙漠北部GD、YD沙包年层测定为38—72a之间，δ¹³C值在-23.02‰—-26.59‰之间，年层δ¹³C与南部和东部沙包具有较好的对应趋势，并在20世纪80年代以后呈现显著下降趋势，但由于测定沙包的沉积年层数量少，很难反映百年尺度上的环境信息。

图2 柽柳沙包120年以来δ13C序列 Fig. 2 The series of the δ13C in age layers of Tamarix sand-hillocks since 120 years

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自工业化革命以来，化石燃料CO₂排放的增加使得大气CO₂浓度明显增大^{[20, 21]}，改变原有大气CO₂的碳同位素组成，导致柽柳枝叶δ¹³C值的下降，这一变化趋势在调查的4 个柽柳沙包年层δ¹³C序列变化中，仅在20世纪80年代以后比较明显，可见大气CO₂浓度增加会对柽柳沙包年层δ¹³C造成影响。为了能够真实反映柽柳沙包年层δ¹³C所记录的气候要素变化，需计算碳同位素分辨率，以去除大气CO₂浓度增加对柽柳沙包年层δ¹³C的影响。

沙漠北部的GD沙包和YD沙包采集到的沉积年层数量少，反映的环境信息量相对较少，同时沙漠东缘SD沙包又受人为灌溉的影响较大，很难真实反映出自然环境的变化信息。为全面反映柽柳沙包所 记录的全部环境信息变化过程，本文主要分析沙漠南部HJ柽柳沙包年层序列，建立该柽柳沙包年层稳定碳同位素分辨率(Δ)序列(图 3)，包括沙包下部年层均值替代法取样的层次序列和沙包上部计年法取样的年代序列。从图 3可以看出，120a以来的柽柳沙包年层Δ序列呈现阶段性变化，Δ值在20世纪40—60年代有较大的波动，90年代后呈稳定增长趋势，并与沙包年层δ¹³C序列呈互反变化过程；而120a以前柽柳沙包Δ值相对较高且变化平稳，并在后期呈现明显的低值过渡。从全球气候变化趋势分析，16世纪进入1000年来最长冷季(1590—1850)，1660年之后温度回升，但到1700年呈现微弱下降趋势，1835年后温度持续上升到现在，尤其20世纪80年代之后，升温明显加快^[9]。本研究柽柳沙包在120a来反映的Δ值较小，δ¹³C组成偏重，主要是由于大气CO₂浓度增高形成温室效应，导致了全球气候变暖，同时，由于西北内陆区远离海洋，高山环绕，区域降水稀少，蒸发强烈，形成以干热为主的气候环境；柽柳沙包下部层次Δ序列主要指示了19世纪80年代以前的气候变化，Δ序列变化平稳，Δ值较大而δ¹³C组成偏轻，由于受大气CO₂浓度影响较小，气温相对较低，代表冷湿的气候环境。 Δ序列在20世纪40—60年代出现较大的波动变化可能与小范围的年季降水、温度的变化有关，这在近代其他气象资料分析中有所反映^{[22, 23, 24]}。可见，去除大气CO₂浓度后柽柳沙包Δ序列变化与气候环境具有显著的响应关系。

图3 去除CO2浓度影响后的Δ序列 Fig. 3 The series of Δ after detrend the effects of atmosphere CO2 concentration

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考虑到柽柳沙包年层Δ值滞后性，对柽柳沙包当年Δ值及前一年Δ值与各气候要素相关系数分别进行分析比较。在取样的4 个柽柳沙包中，东北部YD沙包取样年层不到50a，数据较少，未进行相关性分析，其它3个柽柳沙包年层Δ序列与各气候要素相关系数如表 2。由表 2显示：柽柳沙包因分布的生存环境不同，对各气候要素的响应也有所不同。沙漠南部HJ沙包年层Δ值与水分要素最为密切，大气相对湿度和降水与柽柳生长年层Δ值均呈负相关性，年均降水、夏季降水与年层Δ值相关性均达到显著水平，而年均相对湿度及春季、夏季和秋季平均相对湿度则达极显著水平；季节性气压与光照对HJ柽柳沙包年层Δ值影响也较为明显，春季气压、光照及夏季光照与柽柳当年Δ值相关性达极显著水平，与滞后年Δ值达显著相关性，季节性滞后效应不明显；沙漠北部GD沙包年层Δ值与气温的相关性最为显著，年均气温、春季气温与柽柳沙包Δ值相关系数高，相关性均达极显著水平，夏季、秋季气温与Δ值相关系数较高，与当年Δ值呈显著相关性，与滞后年Δ值呈极显著相关性，即气温的滞后性明显，而春季降水、湿度对GD沙包年层Δ值也达到显著水平；沙漠东部SD沙包年层Δ值受气温、光照的影响较大，年均气温与当年Δ值呈显著性相关，与滞后年Δ值呈极显著相关，具有明显的年度气温和生长季气温滞后作用，年均光与年层Δ值达到显著相关性，光照的滞后性较弱。

综上分析认为，不同生境柽柳沙包形成了不同的微气候环境，进而导致了柽柳沙包年层Δ值对各气候要素的敏感程度不同。HJ柽柳沙包分布在海拔较高的山前洪积区，气温、湿度及降水变化受山体的阻挡效应较为明显，形成了相对冷湿的微气候环境，低温虽影响植物生长，但大气湿度、降水有利于植物保持水分，并使植物生长周期相对延长，光照时间相对较长，从而使柽柳沙包年层Δ值对湿度、降水及光照气候因子相关性增强；GD柽柳沙包分布与高纬度、低海拔的干旱沙漠区，长期处于高温、缺水状态的植物能最大限度的通过关闭气孔、降低气孔导度使蒸腾水分散失减至最少，以维持正常代谢活动，植物为适应干旱气候环境，在适宜的温度和降水条件下能快速完成季节性生长代谢，因此气温对柽柳沙包年层Δ值的响应最为敏感，气温的季节性滞后作用较明显；SD柽柳沙包分布于东部沙漠与湿地的过渡带，对水分的效应不明显，柽柳沙包年层Δ值受气温、光照的影响较大，存在气温的滞后效应。

柽柳沙包计年法作为一种简捷的测年手段，在干旱荒漠区生态环境演变研究中具有十分重要的意义。1985年夏训诚根据柽柳沙包发育特征确定了年层结构，并将柽柳沙包年层与AMS测年和考古资料进行了对比，验证了柽柳沙包年层计年的准确性^[2]；南京大学曹琼英教授多年来通过对柽柳枝叶层稳定同位素δ¹³C、有机碳、氮元素分析和沙层厚度分析，以解释“红柳沙包年层的环境记录”^[1]。本文依据柽柳沙包取样时间及取样层理进行沙包沉积纹层定年，柽柳沙包取样当年的纹层结构尚未形成，因此以沙包取样年份上年度作为沙包沉积的最后年代，并以连续取样的沉积纹层数依次类推确定柽柳沙包年代序列。为验证柽柳沙包沉积纹层定年结果准确性，通过对沙漠东缘SD沙包和东北部YD沙包剖面基底样品进行AMS测年，结合柽柳沙包沉积层平均厚度及沙包基底层取样深度推算沙包沉积年代，并与实际测年结果进行比较(表 3)，结果表明测试的柽柳沙包沉积纹层计年与AMS年龄推断存在很好的对应关系，误差值均<5%。同时，通过收集采样点东部敦煌市气象站年度风速数据，与沙漠南缘HJ沙包和西北缘GD沙包近40a的年层厚度序列变化进行对应分析(图 4)，结果显示：柽柳沙包沉积层厚度随年平均风速变化基本趋于一致，20世纪50年代以来随着风速值的波动变化，年层沉积层厚度呈现增减变化，20世纪80年代和90年代风速出现2次明显的下降趋势，对应的柽柳沙包年层沉积随着风速逐年递减，沉积层厚度变薄。可见，2个柽柳沙包沉积层厚度基本反映了区域风沙过程及其沉积环境变化，利用柽柳沙包沉积纹层定年可作为理想可靠的计年手段而应用。

图4 柽柳沙包年层厚度与风速变化 Fig. 4 The chang with wind speed and thickness in annual stratum for Tamarix sand-hillocks

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自工业革命革命以来，大气CO₂浓度持续升高，造成全球植物δ¹³C下降，本研究的4个柽柳沙包年层δ¹³C有着与全球树轮δ¹³C变化一致的下降趋势^{[25, 26, 27, 28, 29]}，尤其在19世纪50年代后的下降更为明显，表明大气CO₂浓度增加会对柽柳沙包年层δ¹³C造成影响。为了去除大气CO₂浓度增加对柽柳沙包年层的影响，对柽柳沙包层次Δ序列的气候响应进行分析认为：柽柳沙包年层Δ序列的总体变化过程与全球气候变化趋势相一致^[9]。柽柳沙包在120a来反映的Δ值较小，δ¹³C组成偏重，主要是由于大气CO₂浓度增高形成温室效应，导致了全球气候变暖^{[30, 31]}，结合干旱内陆区降水稀少，蒸发强烈等特点^[32]，可推断120a以来的气候环境以暖干为主，而柽柳沙包指示19世纪80年代以前Δ序列变化平稳，Δ值较大而δ¹³C组成偏轻，由于受大气CO₂浓度影响较小，气温相对较低，代表冷湿的气候环境。另外，通过前人对树木年轮分析所指示的气候变化及其他气象资料分析中，20世纪以来以来气候环境曾经历过干湿交替变化，可与本研究Δ值在20世纪40—60年代呈现的波动变化相对应^{[33, 34]}。同时据库姆塔格沙漠周边5个气象站点50a以来年平均气温变化趋势统计数据表明^{[35, 36]}，1985年以前区域年平均气温相对稳定，90年代后区域年平均气温呈现出明显的上升趋势，这也与柽柳沙包Δ值反映的全球气候明显变暖的环境特点相一致。因此，通过年层计年法对柽柳沙包稳定碳同位素组成的分析，可作为研究干旱区环境变化的有效手段，在重建百年尺度上的温度、降水时空变化过程，获得更为客观、可信的气候环境变化信息。本研究利用采集到120a来的柽柳沙包年层δ¹³C序列进行近世纪以来的环境分析，采集到的沙包年层短暂，所反映的气候环境变化序列也较为短暂，今后需要结合地质学测年方法建立更大尺度内的年代序列，分析柽柳沙包在形成过程中所反映的气候环境变化过程。

植物对气候要素的响应因植物种类、生长季节及其生境而异，对荒漠植物而言,环境温度、水分等均对其稳定碳同位素组成产生影响。首先温度是影响植物碳同位素分馏的重要气候因子，直接影响参与光合作用的酶的活性，又影响叶片的气孔导通系数(g)、CO₂的吸收率及Ci/Ca值，从而影响植物的碳同位素分馏^[37]。水分作为干旱区植物生长的最主要的限制因子，干旱区降水减小，水分胁迫加重，空气湿度、土壤含水量必然降低，水分亏缺能促使植物关闭气孔、降低气孔导度以减少水分散失，同时进入植物叶片内部的CO₂减少，从而达到植物对δ¹³C的分馏能力减弱^{[16, 38]}。另外，光照可影响植物光合羧化酶的活性等与光合相关的过程，因而影响植物碳同位素分馏^{[39, 40]}。但光照过强会抑制叶片光合作用、加速蒸腾，当水分供应不上时，气孔会关闭以减少水分散失，因此造成对¹³C的分馏减弱^{[16, 41]}。目前，不同植物δ¹³C与温度、降水关系研究尚存在较大争议，如Pearman、Tans等人研究认为植物δ¹³C与温度呈正相关关系^{[34, 35]}，而Farmer、Leavitt等人结果则为负相关性^{[42, 43]}，Ehleringer和Peuelas等研究发现δ¹³C与降水量之间存在显著负相关^{[44, 45]}，这些研究的差异性主要是因植物种类、生长特点及其生境差异造成的，同时大气CO₂浓度也对植物碳同位素产生分馏。本研究利用柽柳沙包年层Δ序列的推算消除了大气CO₂浓度对柽柳沙包年层δ¹³C的影响，进而分析Δ值对其它气候要素的响应。不同生境环境柽柳沙包年层Δ值在对各气候要素的响应程度不同。高海拔的山前洪积区气候要素受山体的阻挡，微气候环境相对冷湿，大气湿度、降水、气压、光照因子对柽柳沙包年层Δ值均产生显著相关性，表明Δ值受多个气候要素的影响；低海拔的干旱沙漠地带气候条件相对严酷，荒漠植物为适应干旱的气候环境，能快速完成季节性生长代谢活动，因而气温及季节性降水对柽柳沙包年层Δ值的响应较为敏感；沙漠湿地过渡带柽柳沙包年层Δ值受气温、光照的影响较大。可见，随着生境条件的改变，气候环境因子将发生相应的变化，植物为了适应不同的微气候环境，通过叶片气孔开闭、气孔导度的升降改变细胞内外CO₂比率，进而调节植物对¹³C的识别能力，对气候环境因子做出不同的响应。