2014, Vol. 34文章信息
- 何奕忻, 吴宁, 朱求安, 陈槐, 朱单, 彭长辉, 杨刚, 高永恒, 赵川
- HE Yixin, WU Ning, ZHU Qiu'an, CHEN Huai, ZHU Dan, PENG Changhui, YANG Gang, GAO Yongheng, ZHAO Chuan
- 青藏高原东北部5000年来气候变化与若尔盖湿地历史生态学研究进展
- The 5000-year climate change of northeastern Qinghai-Tibetan Plateau and historical ecology of Zoige wetlands
- 生态学报, 2014, 34(7): 1615-1625
- Acta Ecologica Sinica, 2014, 34(7): 1615-1625
- http://dx.doi.org/10.5846/stxb201308052023
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文章历史
- 收稿日期：2013-8-5
- 修订日期：2013-11-19
2. 中国科学院若尔盖泥炭与全球变化研究站, 红原 624400;
3. 国际山地综合发展中心, 加德满都, 尼泊尔 GPO Box3226;
4. 西北农林科技大学, 杨凌 712100;
5. 魁北克大学蒙特利尔分校, 蒙特利尔, 加拿大 H3C3P8;
6. 中国科学院成都山地灾害与环境研究所, 成都 610041
2. Zoige Peatland and Global Change Research Station, Chinese Academy of Sciences, Hongyuan 624400, China;
3. International Centre for Integrated Mountain Development, GPO Box 3226, Kathmandu, Nepal;
4. Northwest Agriculture & Forest University, Yangling 712100, China;
5. University of Quebec at Montreal, Montreal C3H 3P8, Canada;
6. Institute of Mountain Hazards and Environment, Chinese Academy of Sciences, Chengdu 610041, China
工业革命后，温室气体的辐射强迫增长率在近万年时间内是空前的，特别是近50年来气候变暖已由古气候信息证实是至少近1300 多年来最为异常的[1]。在全球气候异常变化的今天，古气候学研究已成为全球气候变化研究不可或缺的一部分，越来越受到学界的关注[2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9]。季风活动的加强，使中全新世(6000—5000 a B.P.)成为全球古气候模拟对比研究计划(PMIP)的一个主要基准点[2]。利用考古发现以及古籍中物候学和气象学的记载，竺可桢[3]首次描述了我国近5000年来气候变迁的主要趋势。近些年来，大量学者利用孢粉、石笋、湖泊沉淀、泥炭、冰芯和树木年轮等代用证据，构建了中国诸多地区5000 a来的气候变化[4, 5, 6, 7, 8]。进一步研究表明，气候变化对文明进程可能在许多方面产生影响[9]。
青藏高原东北部处在我国地势第一、二阶梯的交界地带，大部分海拔高度在2000—4000 m，印度西南季风带来的暖湿气流使得青藏高原形成大面积湿地[10]，是全球气候变化最敏感的地区之一[11]。随着全球化的蔓延，其独特的文化形式也引起了广泛关注。因此，认识该区域5000 a来的气候变化趋势，梳理区域气候变化与若尔盖湿地植被类型、沼泽发育的关系，探究气候变化与当地文明进程的联系，对于全面认识青藏高原东北部气候变化对生态系统结构、功能与演化分异以及其对人类活动的影响具有重要意义。同时亦为相关学者日后深入探究其过程与机理提供了参考依据。
1 青藏高原东北部5000 a来气候变化概述位于青藏高原东北部区域的青海湖是我国最大的内陆咸水湖，若尔盖湿地是全世界面积最大的高原湿地分布区，黄河源区沉积物发育保存良好[12]，因此，以上述3 个区域为分析对象，比邻高原东北边缘区的祁连山敦德冰川冰芯δ18O记录、柴达木盆地3585 a树轮气候变化记录[13]，对揭示青藏高原东北部5000 a来气候变化具有重要参考价值。
1.1 青海湖湖区5000 a来气候变化研究20世纪80 年代以来，国内学者从不同角度和不同时间尺度多方面研究了青海湖湖泊沉积，基本完成了全新世青海湖地区气候环境变化序列的构建[14, 15, 16, 17, 18, 19, 20, 21, 22, 23, 24]。
基于QH85-14C孢粉分析认为，5000—3500 a B.P.青海湖处于其气候高温期，夏季平均温度高出现代2 ℃，3500 a B.P.至今为降温期，包括3次气候波动，其中有3次显著的降温事件，它们分别发生在距今3400 a B.P.、2000 a B.P.年及1000—500 a B.P.内[15]。青海湖湖泊演化研究也印证了5000 —3500 a B.P.处于该区的高温期[16]。
多项研究同时表明了青海湖区域气候变化趋势的一致性，略有不同的是气候由暖转凉的时间节点。张彭熹等[17]利用同位素分析方法得出，5000 —2500 a B.P.期间青海湖总的气侯特征为早期凉偏湿，而晚期转变为暖干；2500 a B.P.至今特征为冷干。刘兴起等[25]通过对青海湖沉积物碳酸盐-文石含量的研究指出，区内全新世大暖期鼎盛期(6700 a B.P.)到 4000 a B.P.，文石和碳酸盐含量波动下降，反映了大暖期鼎盛期过后气候在转型过程中的冷暖和干湿的快速波动。4000—2100 a B.P.气候逐步向冷干化方向发展。沈吉等[24]通过湖泊沉积物多指标分析，建立了青海湖高分辨率的古气候变迁，其中5000—2100 a B.P.气候由温凉偏湿经凉偏干向冷干化方向发展；2100 a B.P.至今，气候冷干，且各指标剧烈波动可能与近代人类活动有关。
1.2 若尔盖高原5000 a来气候变化研究对若尔盖盆地RM钻孔[26, 27, 28, 29, 30, 31]、RH钻孔沉积学的大量研究[32, 33, 34]，以及若尔盖盆地兴措湖沉积物的研究[35, 36, 37]，获取了若尔盖盆地不同时间段的气候环境变迁数据。
通过若尔盖黑河牧场DC剖面系统的孢粉分析结合δ14C测年指出，5000—3000 a B.P.是若尔盖全新世大暖期后期，气候温湿；3000 a B.P.以来，植被逐渐演化为今日之格局，代表全新世的降温期[38]。若尔盖RM孔孢粉研究从更高分辨率解析了该区域气候变化的趋势：5000—3000 a B.P.处在若尔盖全新世大暖期后期，气温可能要高出现在数度，湿度也较大[30]；3300—1900 a B.P.气温逐渐下降，湿度也逐渐降低；1900—1400 a B.P.气温较前期有所下降，湿度较前期增大；1400—1000 a B.P.气温较前期有所上升，湿度又复下降[27]。对若尔盖湿地其他区域-红原县泥炭腐殖化度的研究表明，1050 a B.P.达到5000 a来干冷的最低纪录[39, 40]。依据主要孢粉类型的百分比关系以及加速器质谱(AMS)14C测年数据，郭春晓等[8]定量重建了若尔盖唐克区域古气候变化规律，结果也表明与中国的气候大环境是相一致的，并与周卫建等[41]对若尔盖高原泥炭沉积的可靠加速器测年和分辨率达15—30 a夏季风气候代用指标序列揭示的青藏高原8000 a以来的干冷事件中的3次大致相符，分别是6400 a B.P.，4400 a B.P和2800 a B.P。
1.3 黄河源区5000 a气候变化通过对黄河源区阿涌哇玛错[42]、希门错沉积物[43, 44]、鄂陵湖[45]的研究，对黄河源区全新世大暖期的气候环境变化有了初步了解。
黄河源区孢粉、有机碳和粘土矿物的分析，认为5000—2300 a B.P.为全新世大暖期后期，气候较为暖湿，但波动较大，尤其是5000 a B.P.前后有剧烈降温事件的记录[42]。张玉芳等[46]认为，黄河源区自3500 a B.P.以来，气温呈逐渐降低、湿度呈逐渐变干的趋势，大暖期则出现在3500 a B.P.之前。黄河源区1000 a年来的环境变化分为三大阶段，1000 a以前和360 a以来气候相对比较干旱，1000—360 a B.P.期间气候相对比较湿润，显示出一个较大的干冷-温湿-干冷气候变化旋回。而且，在后两大阶段中又可进一步划分出4 个相对温湿的气候段和3 个相对干冷的气候段，形成3 个温湿-干冷-温湿的气候变化旋回[45]。
综上所述，青藏高原东北部由于其特殊的地理区域及其复杂的环流模式，近5000 a来气候变化具有明显的突发性[47]，对气候序列的划分大多以干冷气候事件作为划分标志。比邻青藏高原东北部的祁连山敦德冰芯δ18O记录，距今3000 a左右是过去5000 a中该地区气候变化的一个界限：在此之前，以温暖气候为主，在此以后，气候趋于变冷[5]。这与竺可桢温度曲线，施雅风等关于中国全新世大暖期的论述具有广泛的一致性[3, 48]。SHAO等[13]通过对青藏高原东北部3585 a来树轮气候变化记录的研究印证了该区域气候干湿变化的趋势。基于以上论述，青藏高原东北部不同环境代用证据证明明显的干冷气候事件有7次，发生在：5000 a B.P.左右，4600—4500 a B.P.，4100—3900 a B.P.，3300—2900 a B.P.，2400—2100 a B.P.，1700—1500 a B.P.以及1000—950 a B.P.。5000 a B.P.左右的干冷事件作为早全新世温暖期与晚全新世干冷期的分界[49]，认为5000年来气候大幅波动，总体干冷。综合高原东北部各种环境代用证据，尽管5000—3000 a B.P.之间有多次干冷事件发生，但其平均温度要高出现在2 ℃左右[3, 5, 15]，因此作者认为5000 a B.P.左右的降温事件到3000 a B.P.升温事件之间是区域内全新世暖湿期到干冷期的过渡时期，5000—4000 a B.P.是夏季风主导的亚暖湿期，4000—3000 a B.P.是冬季风逐渐增强的前干冷期。3000a B.P.至今为气候干冷期，其中1000 a B.P.左右是过去5000 a中最寒冷时期。
2 若尔盖湿地植被类型对气候变迁的响应森林、草原的分布以及乔木、草本类型的变化与气候冷暖干湿的波动密切相关[9]。若尔盖湿地位于青藏高原东部，地处四川、青海和甘肃三省交界，行政区域主要包括四川省若尔盖县、红原县、阿坝县以及甘肃省西南部的碌曲县、玛曲县和青海省东南部的久治县等的大部或部分地区，面积约3万 km2，平均海拔3400—3600 m，东向接壤横断山脉。以该区域作为研究对象，对于揭示青藏高原东北部气候变化对区域植被演替特征具有一定代表意义。
前人对若尔盖地区进行了孢粉学、沉积学等方面的研究，获得了大量该地区孢粉和植被序列与气候波动的信息[8, 41, 50, 51, 52, 53, 54, 55]。以中国5000 a来气候变化[3]、若尔盖5000 a来气候变化趋势[50]为参照，图 1列举了部分学者的研究结论。
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| 图 1 不同学者对若尔盖区域5000 a来气候变化背景下植被类型演化分析 Fig.1 Analysis of vegetation types evolution in 5000 years of Zoige Plateau |
图 1所反映的植被演替状况呈大体一致趋势，共同反映出若尔盖地区在5000—3000 a B.P.左右，常绿针叶林占据优势地位，草本植物以莎草科为主，从这些植被类型的现代生境来看，亚高山常绿针叶林需要相对温暖湿润的环境，而高山、亚高山草甸要求的气温条件较低，因此，认为在5000—3000 a B.P.期间，若尔盖区域气候暖湿；3000—1000 a B.P.左右，针叶林不断向低地退缩，气候变得干冷，可能反映西南季风在此阶段减弱；近1000 a来，针叶林开始扩张，气温逐步上升。这充分印证了上述关于青藏高原东北部气候变化的结论。此外，莎草科是莎草草甸和莎草沼泽草甸的主要成分，相对喜湿，它的孢粉含量也反映了若尔盖地区的沼泽化程度[50]。
高寒区域植被的基本特征是种类比较单一，更高尺度分辨率的孢粉记录也有研究[8, 53]，但由于研究点及采用方法的不一致，很难在低时间尺度上交叉印证气候变化的共同规律，主要从稍长时间尺度交叉印证了若尔盖区域植被经历的3 个主要阶段，并认为：该区域植被变化主要受控于气候的变化。这与周卫健通过放射性碳测年[51]、Hong 等基于植物纤维素的δ13C方法[56]得出的结论一致。
3 气候变化对若尔盖高原泥炭沼泽发育的影响泥炭主要是由植物残体、腐殖质和矿物质组成，是植物残体在无氧的环境下沉积下来的。若尔盖区域海拔高，该地区是一个多环流交汇地带，受东亚季风、印度洋季风、西风急流以及高原季风的影响。因为冬夏季风分别受控于不同的环流，或者有时同时受控于多种环流的作用，所以它们表现出不同的冬夏季风组合特点，在不同时间尺度上又相互嵌套，反映了复杂的气候系统特点[26]。
表 1列举了部分学者在若尔盖不同地区测定的泥炭年代数据。从表 1可以看出，有稳定泥炭沉积的沼泽湿地形成于全新世早期，时期大约在13500—9000 a B.P.。这是因为伴随晚冰期的结束，气候开始暖湿，为沼泽的发育提供了良好条件。大量研究表明，泥炭的积累和分布与气候、地质、地貌、水文和植被等多种因素有关，在这些相互联系的因素中，气候因素是制约泥炭积累和分布的最基本因素之一，气候因素的变化表现在不同的水热组合条件，直接影响构成泥炭的有机质的来源、植物残体的数量和性质[39]。孙广友等[54]用泥炭纹泥计年与14C测年相结合的新方法，建立了若尔盖高原高分辨率的更新世末及全新世泥炭沉积年代谱，认为距今9500—2000 a是泥炭沉积高速期。这一变化趋势与于雪峰等[26]在若尔盖区域高分辨率的泥炭记录较为一致，后者认为，5900—4100 a cal B.P.期间，冬季风开始减退，夏季风变化幅度大于冬季风，气候较为温和，4100 a cal B.P.至今，冬季风在大幅振荡中开始加强，气候变得干冷。
由此可以认为，从全新世早期到3000 a B.P.左右，在印度洋西南季风以及太平洋东南季风的共同作用下，若尔盖高原降水量较为充沛，草甸植被发育十分繁茂。由于土壤沉积层粘重，渗水不良(潜水位一般小于1 m)，构成了湿地形成和维持所需要的隔水层；同时高原气温较低(年均温-1—3 ℃，冻土时间长达半年)、土壤通气性差，植物枯立物及草根层的分解十分缓慢，加之不等量的地质下沉以及冰川作用所形成的冰蚀谷地和季节性冻土为本区沼泽发育提供了有利地貌[60]，由此为泥炭沼泽化过程创造了良好条件。
4 若尔盖区域文化发展与气候变化尽管上述关于青藏高原东北部气候变化的结论认为，近3000 a来气候较之于5000—3000 a B.P.更加干冷，但放在较低时间尺度上来看，近3000 a年期间气候冷暖波动也颇为频繁[49, 61]。通过将秦汉以来中国东中部地区气候冷暖波动曲线[62]和中国北方民族政权疆域南界的纬度变化[63]进行叠加对比，发现游牧民族阶段性南下以及向西迁移与气候冷暖周期性变化存在着大体同步的共振关系。若尔盖历史上一直是游牧民族的栖息地，属于传统上的康区和部分安多藏区，在历史、文化等方面与传统的卫藏以及青海等地的安多地区相比存在差异，由于史料的限制，本节将从若尔盖及其附近区域文化的演变来洞观气候变化与文化发展之间的联系。
秦汉时期(公元前3 世纪到公元1 世纪左右)，气候较为温暖，氐羌民族就广泛分布于甘青高原及横断山区[64]。东汉末至魏晋南北朝期间，气候寒冷，据《齐名要术》记载，仅在6 世纪便有19 次异常严寒寒冬[65]，该物候资料印证了气候寒冷的说法。这一时期氐羌族系部落、匈奴、鲜卑等游牧民族向东部大规模迁徙，旧称为“五胡”。之后，高原东部主要为氐羌族系，其部落有：吐谷浑、党项羌、白兰羌和东女国等。公元7 世纪开始，气候条件温暖，不仅出现中原唐王朝的兴盛，同时青藏高原南部的吐蕃王朝更是在公元670 a灭吐谷浑部落，将整个青藏高原东部划入其版图，并通过唐蕃“清水会盟”确定[66]。中世纪暖期(宋元)过后，气候较中世纪暖期之前更为寒冷，其中16 世纪初到19 世纪晚期的寒冷期(小冰期)为各种高分辨率的代用证据所证实，这与竺可桢[3]和张德二[67]基于历史文献记载，对中国小冰期的论述颇为一致。这一时期由于疆域的统一，战事减少，民族之间增加了交流，有效促进了民族融合。
除此之外，若尔盖周边区域的史料记载也为该区域的气候变化趋势提供了佐证。有资料显示，在1300—1100 a B.P.(中世纪暖期)期间，河西走廊早期游牧生活的维吾尔族人开始在绿洲定居并从事农业生产[68]。在1000 a B.P.左右，甘肃河西走廊石羊河流域定居的人口达到其历史高峰[69]。这一时期川西地区宋代大规模“茶马互市”的兴起，除政治原因，也可管窥其间气候的适应性[66, 70]。综上所述，气候变化对若尔盖区域的文化发展有着重要影响。即在寒冷期，由于游牧民族面临生存危机，容易导致游牧民族东进，造成民族关系的紧张，而在温暖期则相反。随着疆域的统一与文化的逐渐融合，气候变化对民族关系的影响逐渐减小。由于研究方法的局限，气候变化对文化发展的影响程度还有待进一步研究。
5 讨论一方面，气候变化通过温度变化、降水量变化直接影响沼泽的发育。如前所述，沼泽的发育除了与低平的地势相关，还与季节性冻土层、湿润的气候相关。例如5000—3000 a B.P.期间，气候较为暖湿，充沛的降雨和适宜的温度为植被在夏季生长提供了充足的水分，提高了地表生物总量，利于沼泽的形成，且冻土层的存在不仅有效阻止了地表水和土壤水分的下渗迁移，使植被根系层维持较多的水分，而且使活动层淋溶的多种营养成分在此层聚集，为积累大量的有机质提供了条件[71]。
另一方面，气候变化通过影响作物产量、栖息地环境来影响人类活动，进而影响着沼泽的发育。例如2000 a B.P.前后，气候以干冷为主，大片森林被草甸所代替(栖息地环境改变)，区内氐羌族系以游牧为主的生产方式得到很大发展，体现在犏牛、骡子等杂交牲畜和储存干草等新畜牧技术的出现[72]。由于资料的限制，我们还不能确切地说这一时期内人类活动对沼泽湿地的影响有多大，但放牧活动对于处于逐渐疏干的退化沼泽以及发育初期的沼泽等脆弱湿地生态系统有着极强的破坏性。之后，伴随吐谷浑的壮大以及随后迁入并取代吐谷浑的吐蕃王朝版图东扩，区域气候逐渐湿润温暖，其间沼泽湿地可能再次向宽谷和坡麓发展。然而公元七世纪到八世纪由于唐蕃战争而迁入的数十万军队、移民和随军奴隶就地屯留[73]，造成该地区第二次大规模的人口迁入，从而使牲畜量增加，对草场和耕地的需求也增加[66]，由于气候温润而再次发育的沼泽由于人类活动受到抑制。据敦德冰芯孢粉证据，明清年间(600—100 a B.P.)是一个干湿波动变化较大的湿润期间[74]。气候的寒冷湿润同样有利于沼泽的发展，但其发展速度较为缓慢，且伴随气候的寒冷，人类和牲畜在海拔梯度上的活动范围降低，人类对冬草场的开发和耕地的开垦会更向低海拔延伸，以确保在寒冷的冬季有足够利用期的冬草场以及作物有更长的生长期[66]，因此这一寒冷期是沼泽湿地缓慢发展的时期。
除此之外，主动的人为干扰也能够对沼泽发育带来重大的影响。20 世纪中叶后，人类活动加剧，道路修建，有计划的草场焚烧及挖渠排水等，导致沼泽附近地下水位的降低，沼泽湿地严重萎缩[75]。受20 世纪70 年代沼泽湿地排水疏干扩大放牧草地活动的影响，沼泽湿地急剧萎缩了大约 52%，湖泊湿地更是减少了将近 80%[71, 76]。此外，沼泽周边山坡上暗针叶林遭到滥砍乱伐，森林面积急剧下降，其涵养沼泽的功能减弱，这也是沼泽湿地退化的原因之一[77]。
6 展望青藏高原东北部特殊的大气环流以及地理特征，使其成为中国三大自然区域的交错地带，是生态脆弱地带，是对全球气候变化最敏感的区域之一。围绕气候变化和人类活动辨识等问题，开展高海拔生态系统对气候变化的适应及其相关技术集成示范，加强区域生态系统可持续管理体系研究，对于建立高原生态安全屏障与综合评估体系，服务青藏高原经济社会可持续发展将具有重大意义。
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