阿翁错记录的青藏高原西部全新世以来的气候与环境变化

西北地区自然环境演变及其发展趋势2003年6月2日“自然环境演变”课题组从自然历史角度看西北地区水资源问题从某种意义上说也就是干旱化的问题，干旱化历史也反映了水资源的演化历史，研究西北地区古气候的演化规律，有助于揭示干旱化的强度、分布、转化和演变特征。

一、古气候演变（一）第三纪（距今7000万～300万年）开始的青藏高原隆升改变了东亚的地理与气候格局远古时期的喜马拉雅地质运动对我国地质构造面貌产生了重大影响，造成古地中海消失、青藏高原升起，塑造了我国的现代地势格局。

1．西北地理格局的形成喜马拉雅山地质运动在我国西部表现为受印度板块向北移动的影响，以挤压、褶皱和隆起为主，形成山系与盆地相间排列，奠定了“三山两盆”的地貌形态。

早第三纪（距今7000万～2500万年），塔里木盆地西南部发生海侵，形成与古特提斯海相连的喀什海湾，而其他地区均已成陆，其中包括准噶尔、柴达木、藏北盆地和内蒙古一带的戈壁盆地等陆相盆地区，以及古天山、古祁连山和晋陕高地等山区。

到早第三纪晚期的渐新世（距今4000万～2500万年），印度板块与欧亚板块在帕米尔地区碰撞拼合，西部海湾消失，塔里木盆地与古地中海分离，形成统一的内陆盆地。

晚第三纪（距今2500万～300万年），在印度板块向北的强烈挤压下，青藏高原急剧隆升。

西北地区因此受到强烈的南北向挤压，盆地急剧下沉，天山、昆仑山快速隆升，并向盆地挤压逆冲，形成了大量的逆冲推覆构造。

在东部甘陕一带，青藏高原向北东方向挤压刚性的鄂尔多斯地块，在地块边缘受力区形成了六盘山脉，而在鄂尔多斯地块西北和东南两侧分别形成了类似“压力影”的拉张盆地，即银川、河套与汾渭盆地。

进入第四纪（距今250万年）后，青藏高原以及各盆地周围的山脉强烈隆升，在塔里木盆地山前堆积了3000多ｍ的西域砾岩，塔克拉玛干沙漠形成。

柴达木盆地早期为一巨大的淡水湖泊，晚期湖面减小变咸。

在准噶尔盆地，早期的艾比湖和玛纳斯湖为淡水湖泊，南部山前为西域砾石，盆地中部开始出现沙漠，晚期湖泊变咸，沙漠扩大。

青藏高原的环境演化与气候变迁青藏高原是全球平均海拔最高的高原，也是世界上第三大冰川集聚地。

它的环境演化与气候变迁密切相关，对地球生态系统和全球气候起着重要影响。

1. 青藏高原的形成与地质演化青藏高原形成于中新世晚期至第四纪早期，是由印度板块向北撞击欧亚板块而形成的。

这一过程引起了地壳的变形和隆起，逐渐形成了今天的高原地貌。

青藏高原还经历了多次的地壳运动，包括地震和火山活动，这些地质作用也对高原的环境演化产生了影响。

2. 青藏高原的气候特点与气候变迁青藏高原的气候特点主要表现为海拔气候和山地气候。

随着海拔的上升，气温逐渐降低，降水量逐渐增加。

此外，高原上还存在大量的冰川和积雪，对全球气候起着重要调节作用。

然而，近年来，青藏高原的气候发生了明显的变化。

一方面，气温不断升高，导致冰川融化加剧。

据研究，近几十年来，青藏高原的冰川面积在不断缩小，融水对河流径流量的贡献日益增加。

另一方面，降水模式也发生了变化，雨季和旱季的差异变得更加明显，降水量不均匀分布，对高原生态系统造成了影响。

3. 青藏高原的生态系统变化青藏高原的生态系统具有独特的植被和动物群落。

由于气候变暖和人类活动的影响，高原上一些植被类型出现了转变。

例如，高原草甸和湿地面积减少，而荒漠化和石漠化的现象加剧。

这些变化引起了生物多样性的下降，对高原生态系统的稳定性带来了威胁。

此外，青藏高原还是重要的水源地之一。

来自高原的河流，如长江和黄河，对中国及周边地区的水资源供应起着重要作用。

但由于气候变化和人类活动的影响，高原水文系统也面临一系列的挑战，如流量减少和水质恶化。

4. 青藏高原的环境保护与可持续发展面对青藏高原的环境演化与气候变迁，保护和可持续发展成为当务之急。

政府和学者们已经采取了一系列的措施来应对这些挑战。

例如，建立国家公园体制，推进生态环保工程，限制人类活动对高原的干扰等。

同时，也需要加强科学研究，深入了解高原生态系统的变化和演化规律，为保护和管理工作提供科学依据。

青藏高原的地理特征及其对气候变化的影响青藏高原是全球具有重要地理特征的地区之一。

它位于中国的西南部，并横跨西藏、青海和四川等省份。

拥有广袤宽阔的地理区域，青藏高原形成了独特的地貌特征和气候系统，对全球气候变化产生了深远的影响。

一、青藏高原的地理特征青藏高原是世界上海拔最高的高原，海拔普遍在4,000米以上，平均海拔超过4,500米。

由于其高度，该地区被称为"世界屋脊"。

高原上存在大量的山脉、高原湖泊、冰川以及大面积的草原等地理特征，形成了独特的区域生态系统。

山脉是青藏高原的主要地貌特征之一。

喜马拉雅山脉、昆仑山脉、唐古拉山脉等层层叠嶂的山脉交错分布，给高原带来了雄伟壮观的景象。

这些山脉还形成了高原内外的界限，阻隔了来自大陆的湿润气流。

同时，这些山脉还是青藏高原的重要水源，为高原上的生态系统提供了丰富的水资源。

高原湖泊也是青藏高原的独特地理特征之一。

其中，青海湖、纳木错、色林错等是最著名的湖泊。

这些湖泊位于高原最低洼的地方，是雪山融水和降水的主要蓄水源，为高原上的生物多样性提供了重要的生态环境。

冰川是青藏高原的重要地理特征之一。

青藏高原上的冰川分布广泛，包括冰川和冰帽。

冰川在气候变暖的同时也在融化，对高原上的水资源产生着重要影响。

冰川融水的变化不仅影响青藏高原地区的生态系统，也会导致全球海平面上升。

二、青藏高原对气候变化的影响青藏高原作为世界上最大的高原之一，对全球气候变化有着重要的影响。

其高海拔和丰富的水资源使其成为全球重要的气候调节区之一。

首先，青藏高原对全球气候系统发挥着重要的调节作用。

青藏高原上空的空气贫肤富氧，称为"高原大气"。

这种特殊的大气组成为高原提供了较稳定的气候条件。

高原上的冷空气密度大、压强高，对于大气的环流和气候变化有重要影响。

因此，青藏高原是全球气象系统中的一个重要调节器。

其次，青藏高原通过地表特征以及冰川的存在，对全球气候变暖产生影响。

2.第四纪是什么？第四纪是新生代最新的一个纪，包括更新世(260万年至一万年前)和全新世(一万年前至今)。

其下限年代多采用距今260万年。

第四纪期间生物界已进化到现代面貌。

灵长目中完成了从猿到人的进化。

其间发生了多次规模大小不等的冰期，全球环境发生巨大变化。

4. 质谱检测技术简介质谱法（mass spectrography, MS)是通过对样品离子的质量和强度进行定性、定量和结构分析的方法它是直接测量物质微粒的技术。

应用于1. 对物质组成、结构进行定性检测 2. 准确测定物质相对分子量质谱过程简介质谱法一般原理化合物分子在高真空条件下气化成气态分子。

气态分子经一定能量的电子流轰击后失去一个电子成为带正电荷的离子称为离子分子。

离子分子进一步碎裂为碎片离子（带正电）。

这些带正电荷的离子在电场与磁场的综合作用下，按照各自质荷比（m/z）的大小依次被收集并记录成谱，叫质谱。

所以，以正离子的质荷比（m/z or m/e）为序，排列的图称为质谱（mass spectum MS)。

用质谱进行定性、定量分析及研究分子结构的方法称为质谱法。

5. 试述第四纪在地质年代表中的位置，第四纪的划分及其绝对年代：第四纪是新生代最后一个纪。

第四纪还可以分为更新世、全新世等。

关于其下限一直存在争议，支持较多的有1.8Ma和2.6Ma。

虽然国际地层委员会推荐的第四纪的下界年龄为1.80Ma，但是由于2.6（开始认为为2.48）Ma是黄土开始沉积的年龄，因而我国地质学家，尤其是第四纪地质学家基本都采用后者。

这一时期形成的地层称第四系。

6. 第四纪环境学：是研究地球发展历史最新的时期—第四纪时期地球自然环境发展，演变规律的科学第四纪环境学的内容：a.地球表层各层圈再第四纪期间演变及主要地质事件的发生过程 b.地球系统内部各层圈间及地表系统与其他系统间的相互作用，相互制约关系c.地表系统及各曾去安演化机制d.未来地表系统发展预测7. 第四纪下限的标准：人类的出现；古冰川出现；冷水型有孔虫某些种属的出现；古植物演化为标志；古植物演变；古温度变化第四纪下限的划分：350-300250-240180-16070万年中国第四纪下限标志：古地磁事件；构造运动事件；沉积物转型；天体碰撞；生物演变事件；新构造运动的特征；地壳进入新的构造活动期；新构造运动速度大于老的；构造应力场发生变化8. 第四纪沉积圈的特征：a.圈层连续b.主要由未胶结成岩的松散沉积物构成b.松散、不稳定c.组成成分包括陆相和海相沉积物d.松散不稳定e生物化石以哺乳动物为特征f.沉积圈厚度变化大g.沉积圈的分布、厚度及组成物质与地貌关系密切9. 第四纪生物沉积圈的特征：a.以哺乳动物为主要代表b.植物群以现生种为主，被子植物占优势c.时间短，缺少标准化石10. 中国第四纪沉积时空分布规律：a.有明显的纬向和经向地带性， b.受我国三大地貌阶梯影响，纬向分布规律受干扰，经向加强c.新构造运动影响很大d.我国第四纪沉积物在时间上有继承性，同一类型的沉积物在一个地区可重复出现。

地理学报ＡＣＴＡＧＥＯＧＲＡＰＨＩＣＡＳＩＮＩＣＡ第６１卷第３期２００６年３月Ｖｏｌ．６１，Ｎｏ．３Ｍａｒ．，２００６青藏高原不同时段气候变化的研究综述李潮流１，康世昌１，２（１．中国科学院青藏高原研究所，北京１０００８５；２．中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冰冻圈与环境联合重点实验室，兰州７３００００）摘要：综述了近年来通过冰芯、树轮、湖泊沉积等记录对青藏高原不同时段气候变化研究取得的成果，并特别着重于末次间冰期以来青藏高原的气候变化特征。

在末次间冰期，青藏高原气候变化剧烈，降温迅速升温缓慢；末次冰期温度变化与格陵兰冰芯记录具有较好一致性，同时也具有高原的独特性；新仙女木事件发生时间与欧洲和格陵兰冰芯的记录基本一致；全新世总体比较温暖；近２０００年来温度变化在波动中逐渐上升；近代温度有加速升高的趋势。

总体上青藏高原各种尺度上的气候变化要早于我国其它地区，变化的幅度也较大。

关键词：青藏高原；气候变化；冰芯；树轮；湖泊沉积１引言从１９世纪末到２０世纪８０年代，全球平均气温上升大约０．６ｏＣ［１］，以全球变暖为突出标志的全球环境变化及其可能对生态系统及人类社会产生的影响，已经引起了科学家、各国政府与社会各界的极大关注。

重建古气候变化序列不仅能认识过去气候变化的特征，而且对现代气候变化的认识和对未来气候变化的预测也有重要的科学意义。

目前，作为世界“第三极”的青藏高原已成为继南、北极之外又一个气候变化研究的热点地区［２］，青藏高原的气候变化不仅是全球气候变化的重要部分，而且对全球气候波动也可能起到触发器和放大器的作用［３］。

过去十几年来，通过不同地区的冰芯、树轮、湖泊沉积记录以及高原气象台站资料对高原自末次间冰期一直到现代的气候变化进行了比较全面详细的重建（图１）。

冰芯［４］、树木年轮［５］、湖泊沉积等代用资料在对古气候的恢复方面各有优点，可以相互补充。

气象台站资料详细可靠，缺点是时间尺度短。

本文对这些最近的研究成果进行了综述。

青藏高原的气候特征与变化青藏高原是世界上海拔最高的高原，拥有独特的气候特征和变化。

本文将从降水、温度和风力三个方面探讨青藏高原的气候特征与变化。

一、降水青藏高原地处喜马拉雅山、昆仑山和冈底斯山的腹地，是亚洲大陆内陆极地气团和热带气团相互作用的区域。

由于高原的高海拔和复杂的地形，青藏高原的降水分布呈现出明显的地域差异。

东南部和中部地区年降水量较多，呈现出春夏季集中、秋冬季稀少的特点，降水主要以夏季的暴雨和冬季的雪为主。

而西部和北部地区降水相对较少，主要以冬季的降雪为主。

近年来，由于气候变暖等因素的影响，青藏高原的降水分布出现了一些变化，部分地区的降水量有所增加，导致山区的冻土融化、冰川萎缩等现象加剧。

二、温度青藏高原的气温差异较大，表现出明显的垂直分布特点。

高原的平均气温随着海拔的升高而逐渐下降，呈现出从南到北、从东到西逐渐降低的趋势。

由于高原地处亚洲大陆内陆，受到季风气候和副热带高压的共同影响，北部和西部地区的气温较低，冬季极端低温可达到零下40摄氏度以上。

而东南部地区的气温较高，夏季最高气温可达30摄氏度以上。

另外，由于青藏高原的高海拔和绝对高度，高原上的日照时间较长，辐射量较大，气温的日较差也较大。

三、风力青藏高原是世界上风速最大的地区之一，也是风力资源丰富的地区之一。

由于高原地处喜马拉雅山脉、昆仑山脉和冈底斯山脉的交汇点，青藏高原形成了独特的地形气候条件，导致强风频繁出现。

每年春季到秋季，高原上经常出现强烈的西南风和西北风，尤其是昆仑山脉和喜马拉雅山脉之间的山谷地带，风速可达每秒30米以上。

这种强风不仅对高原地区的气候产生影响，也为风能利用提供了巨大的潜力。

总结而言，青藏高原的气候特征与变化主要表现在降水、温度和风力三个方面。

高原地区的降水分布呈现明显的地域差异，而近年来的气候变暖导致部分地区降水量有所增加。

高原的气温差异较大，山地地区气温较低，平原地区气温较高，而日照时间较长的高原气温的日较差也较大。

2019高考地理知识-青藏高原对我国气候的影响青藏高原位于我国西南部岷山—邛崃山—锦屏山以西地区，介于昆仑山、阿尔金山、祁连山与喜马拉雅山之间，平均海拔4000米以上，是世界上海拔最高的大高原，其珠穆朗玛峰海拔8844.43米，号称“世界的第三极”。

青藏高原所在地区本是古地中海海底的一部分，后来到上新世—更新世时，在亚欧板块、太平洋板块、印度板块的相互作用下，由不断扩张北移的印度洋推动刚硬的印度板块，沿雅鲁藏布江地缝合线向亚洲大陆的南缘俯冲挤压大幅度抬升形成。

因为纬度低、地势高、空气密度小、太阳辐射强、日照时间长、体积偏大，青藏高原形成了冬季不太寒冷，夏季温凉，气温年较差不大、日较差大的高原季风气候。

隆起的青藏高原也深刻影响着我国的气候。

一、青藏高原对西风气流的阻挡作用青藏高原阻挡了我国低空的西风气流，使之分为南、北两支气流(分支点在60°E)，北支气流经我国西北、华北、东北和华东等地区流向太平洋;南支气流则在流过青藏高原南侧后转变成了温度较高、湿度较大的西南气流，影响我国四川、贵州、云南、华南及长江中下游地区，这两支气流最后在青藏高原东部110°E 附近汇合。

如图1所示。

冬季，我国近地面的西风急流南移，其北支气流会因在近地面受到青藏高原的阻挡势力减弱，使我国北方广大地区气候寒冷干燥;而其南支气流则会增强并在昆明、贵阳与南下的冷空气相遇，形成昆明准静止锋，使四川、贵州、汉水流域乃至山东、辽宁一带出现大量降雪。

夏季，我国近地面的西风急流北移，其南支气流会因在近地面受到青藏高原的阻挡势力减弱，使喜马拉雅山南缘一些地区风力最小，天气最稳定;其北支气流则刚好相反。

随着西南季风势力的增强，西南暖湿气流会为我国长江流域、珠江流域等地区带来大量降水。

青藏高原北部气流对我国影响较明显，如春季我国西北气旋活动多。

四川盆地一带冬季由于受青藏高原阻挡作用影响较大，风速较小，空气湿度较大，加上地形的影响，易出现云雾天气;夏季由于处于青藏高原“背风坡”，若西南暖湿气流偏南流，东南季风西进势力减弱，就易出现干旱。

青藏高原极端天气气候变化及其环境效应青藏高原位于亚洲大陆中部，是世界上海拔最高的高原。

其地理位置、地形和气候条件使青藏高原成为世界上极端天气气候变化最为剧烈的地区之一。

近年来，随着全球气候变暖的加剧及人类活动的影响，青藏高原的气候变化日益频繁、极端天气事件也越发严重，给该地区的生态环境和社会发展带来了一系列的影响。

极端天气是指在某一时间段内，天气现象的发生频率、强度和持续时间超过长期观测期间的极端值。

青藏高原上的极端天气主要包括强降雨、干旱、高温、冰雹、暴风雪、雾、霜冻等。

这些极端天气对青藏高原的生态环境和社会经济发展都带来了巨大的挑战。

首先，青藏高原的极端天气对当地的水资源管理产生了重要影响。

青藏高原是亚洲的“水塔”，以其丰富的冰川和大规模的冰雪储量为世界各大河流提供源源不断的水源。

然而，近年来由于气候变暖的原因，高原上的冰川融化速度加快，导致水资源供应不稳定，威胁着下游地区的农业、工业和居民生活。

同时，极端降雨和暴雪也给青藏高原地区的水资源管理带来了新的挑战。

暴雨和暴雪事件的频率和强度的增加，增加了洪水和泥石流等灾害事件的风险，造成了严重的水资源损失。

其次，极端天气也对青藏高原的生态环境产生了严重影响。

青藏高原拥有独特的高山草甸、高寒荒漠和高原湖泊等生态系统，是许多珍稀植物和动物的栖息地。

然而，极端干旱和高温的发生引发了土壤干旱，导致植被减少、土壤侵蚀和草原退化等问题。

极端降水也容易引发洪涝，对湖泊和湿地生态系统造成破坏。

这些变化可能会导致生物多样性减少和生态系统的崩溃，进而对全球生态平衡产生重要影响。

此外，极端天气对青藏高原的人类社会经济发展产生了巨大的不利影响。

极端天气给农业和畜牧业带来了严重损失。

连续干旱导致农作物减产、生态环境破坏，而持续的暴雪和寒冷天气则会导致牲畜冻死和饲料供应不足，使农牧民生计受到严重威胁。

同时，由于大规模冰川融化和暴雨引发的洪水，青藏高原的基础设施也受到了很大破坏，给交通运输、能源供应和社会服务等领域带来了困难。

青藏高原高原气象与环境变化青藏高原是世界上海拔最高的高原，同时也是亚洲的最大高原。

由于其特殊的地理位置和高海拔，青藏高原的气候和环境独特而复杂。

近年来，随着全球气候变化的加剧，青藏高原的气象和环境也发生了一系列变化。

本文将深入探讨青藏高原的气象和环境变化，从气候变化、水文循环、生态系统和人类活动等多个方面展开论述。

一、气候变化青藏高原是全球气候变化的重要“晴雨表”，其气候变化对全球气候系统产生了重要影响。

近年来，青藏高原表现出明显的气候变暖趋势，温度上升速度高于全球平均水平。

特别是在青藏高原东部和南部地区，温度升高速度更为显著。

这种气候变化对青藏高原的生态系统和人类活动产生了极大影响。

二、水文循环青藏高原是亚洲最大的水源地之一，其上汇集了亚洲和世界许多重要河流的源头，如长江、黄河、澜沧江、雅鲁藏布江等。

因此，青藏高原的水文循环对亚洲和世界的水资源分配有着重要影响。

近年来，随着全球气候变暖的加剧，青藏高原的冰川和雪水资源出现了减少趋势。

一些重要的山区河流如澜沧江和雅鲁藏布江在过去几十年中，其径流量也出现了明显下降。

这种水文变化对青藏高原的生态系统和人类活动产生了深远影响。

三、生态系统青藏高原是世界上最大的高原草甸和荒漠生态系统，其生态系统对全球生态环境和生物多样性保护具有重要意义。

近年来，青藏高原的生态系统也面临着一系列的压力和挑战。

一方面，气候变暖加剧，高原植被对温度敏感，导致草甸、湿地和冰川的退化，生物多样性遭到破坏；另一方面，过度开发和利用青藏高原的自然资源、超载放牧和矿产开采等活动，也带来了严重的生态环境破坏。

四、人类活动青藏高原是中国西部和西藏自治区的重要经济区域，也是重要的战略区域。

为了满足人类发展的需求，各种大型基础设施建设如铁路、公路、水电站和城镇化等活动快速展开。

这些活动大大改变了青藏高原的生态环境和社会文化环境，带来了很大的环境压力。

同时，过度的人类活动也引发了一系列环境问题，如水土流失、沙漠化、水资源短缺等。

青藏高原地理环境与气候变化青藏高原，作为世界上最大的高原地区之一，拥有广袤的土地和壮丽的自然景观。

位于中国西南部，其地理环境以高原地貌和独特的气候特征而闻名。

然而，随着全球气候变化的加剧，青藏高原的地理环境也发生了一系列的变化，这不仅对当地地区的生态系统和人们的生活产生了重大影响，也对整个地球的气候格局产生了重要影响。

青藏高原的地理环境主要由高原地貌和丰富的水系组成。

高原地貌的特点之一是海拔高，平均海拔超过4000米。

这种高原地形决定了青藏高原气候的特殊性。

此外，青藏高原还拥有丰富的湖泊和河流，其中最著名的是唐古拉山脉的纳木错和怒江等。

这些湖泊和河流是青藏高原水资源的重要来源，也为当地生态系统提供了生命力。

然而，随着气候变化的加剧，青藏高原的地理环境也发生了深刻变化。

气候变化是全球关注的热点问题，而青藏高原作为全球气候系统的重要组成部分，其气候变化现象更为显著。

首先，青藏高原的平均气温持续上升。

据研究，过去几十年来，青藏高原地区的气温呈现明显的升高趋势。

这种升温不仅影响到当地生态系统的平衡，也导致了冰川的融化和高山湖泊的水位下降。

同时，气候变暖还导致了植被的改变和草原退化。

其次，青藏高原的降水模式也发生了改变。

虽然青藏高原是一个干旱地区，但过去几十年来的研究表明，降水量的分布和强度都发生了变化。

在许多地区，降水量有所增加，但降水事件的频率却减少。

这种不规则的降水模式导致了当地地表水和地下水资源的过度利用，给农业和人类生活带来了巨大的挑战。

此外，青藏高原的冰川退缩现象也成为气候变化的重要标志。

冰川是高原地区重要的水资源储存库，为当地农业和人们的生活提供了必不可少的水源。

然而，随着气温的升高，青藏高原的冰川不断融化，导致冰川水资源的减少。

这不仅对当地生态系统产生了重大影响，同时也对下游流域的水资源供应造成了威胁，进而对整个地球的水循环和气候格局产生了重要影响。

面对青藏高原地理环境与气候变化的挑战，中国政府已经采取了一系列的措施。

论 文2014 年 第 59 卷 第 26 期：2630 ~ 2642 《中国科学》杂志社S CIE N CE CHIN A PRE S S花粉揭示的青藏高原西南部塔若错全新世以来 植被与气候变化马庆峰①②*, 朱立平①*, 吕新苗①, 郭允①②, 鞠建廷①, 王君波①, 汪勇①, 唐领余③① 中国科学院青藏高原研究所, 环境变化与地表过程重点实验室, 北京 100101; ② 中国科学院大学, 北京 100049;③ 中国科学院南京地质古生物研究所, 现代古生物学和地层学国家重点实验室, 南京 210008 * 联系人,E-mail:********************.cn;***************.cn2014-02-22 收稿, 2014-05-30 接受, 2014-08-04 网络版发表中国科学院战略性先导科技专项(XDB 03030400, XDA05120300)、国家科技基础性工作专项重点项目(2012FY111400)、国家自然科学基金 重大项目(41190082)和国家自然科学基金(41171162)资助摘要 利用活塞采样器在位于青藏高原西南部塔若错 60 m 水深处获得 3.1 m 沉积岩芯. 通过 AMS 14C 测年、花粉、粒度和无机碳分析, 恢复了青藏高原西南部全新世以来的植被和气候变化. 结 果显示, 全新世初期(10200~8900 cal a BP), 植被由高寒草原向高寒草甸转换, 气候由冷干向暖湿 发展; 全新世早期(8900~7400 cal a BP), 植被由高寒草甸到高寒草原的转换, 气候相对干旱, 但偏 暖; 全新世中期(7400~3300 cal a BP), 植被从高寒草原向高寒草甸或草甸化草原转换, 气候以冷湿 为主; 全新世晚期(3300 cal a BP 至今), 植被逐渐被高寒草原取代, 气候变得寒冷干旱. 塔若错全 新世早期和中晚期的特征气候事件表明, 该地区明显受到西风区环境变化的影响, 而在全新世中 期更多受印度季风环流控制. 尤其是中晚全新世塔若错的湖泊沉积环境记录对于进一步阐述西风/ 季风在该地区的影响程度具有非常重要的意义.关键词花粉 气候变化 全新世 塔若错 青藏高原青藏高原拥有巨大的面积和较高的海拔, 诱发 了地球上最强烈的季风系统[1]. 青藏高原处于北半球 中低纬度, 决定了其受东亚季风、印度季风和西风共 同影响[2,3]. 青藏高原降水稳定同位素的观测和模拟 研究显示[4], 夏季, 暖湿的印度季风主要控制着高原 南部、东南部的大部分地区, 并能够经常深入高原内 部; 冬季, 横扫欧亚大陆的西风环流能够跃上高原, 对高原西部和北部造成深刻影响. 主要来自海洋的 印度季风和跨越大陆的西风带来不同的水热组合, 在地表过程上留下不同的烙印. 青藏高原地区的陆 上沉积记录忠实记录了二者影响下的古气候和古环 境变化. 利用湖泊沉积物在恢复青藏高原古气候方 面已经开展了较多工作[5~15]. 目前的结果普遍认为, 该地区早中全新世暖湿, 晚全新世趋于冷干[5~12], 但是, 也有一些记录与此并不一致[13~15]. 其原因一方 面可能是气候代用指标的多解性和不确定性引起的 解释偏差, 另一方面, 东部记录较多, 中西部偏少, 使我们还不能清晰全面地认识青藏高原地区全新世 气候变化的时空差异, 也就难以讨论不同历史时期 季风与西风影响的空间范围和程度.目前的记录表明, 全新世以来西风控制区的气 候水热组合与季风区具有不同特点[2,16,17]. 印度季风 区石笋记录了早中全新世季风强盛, 气候温暖湿润, 随着季风减退, 中晚全新世气候变得寒冷干燥[17]. Chen 等人[2]综合亚洲西风控制区的全新世古气候记 录, 提出与季风区不同的湿度(降水)变化模式, 即 “西风模式”, 反映亚洲中部西风控制区早全新世干 旱, 中全新世气候最为湿润, 晚全新世湿度下降, 并提出内陆干旱区在数百年尺度上, 气候表现为暖干-冷湿组合[18]. 位于高原西南部的塔若错, 处于西风和印度季风的交汇区域[2,19], 其记录的气候变化对印度季风和西风的影响程度较为敏感. 在不同的大气环流及其带来的水热组合影响下,流域植被的变迁,如高寒草原与高寒草甸的更替,会敏感地记录地质时期不同的水热组合的变化. 该地区过去环境变化研究薄弱, 具有较好年代控制和较高分辨率的古气候记录较少[15]. 本研究对塔若错TRL11-2 钻孔进行了花粉、粒度和无机碳(IC)分析, 在较好的年代控制下, 通过对塔若错地区全新世的植被与气候变化进行重建,讨论其气候变化的历史过程及其可能的影响因素.1 研究区域塔若错(31°03′~31°13′N,83°55′~84°20′E)位于青藏高原西南部仲巴县, 冈底斯山脉北麓山间盆地内(图1). 盆地外围高山环绕, 东北部曾有出口, 为半封闭湖泊[20]. 湖泊呈东西向延伸, 面积为486.6 km2, 湖面海拔4566 m, 实测最大水深132 m. 集水面积6929.4 km2, 主要靠南部冰川融水径流补给. 湖区属羌塘高寒草原半干旱气候,据中国湖泊志[20]记载该湖区年均温0.0~2.0℃, 年降水量200 mm 左右. 结合2011 和2012 年实地考察和前人工作, 发现草原和草甸是该区两种主要的植被类型. 5100 m 以下, 以紫花针茅(Stipa purpurea)群系占优势, 并有白草(Pennisetum flac- cidum) 、固沙草(Orinus thoroldii)、藏沙蒿(Artemisia wellbyi)、冻原白蒿(A. stracheyi)、羽状针茅(S. basip- lumosa)等; 5100~5400 m, 主要发育小嵩草(Kobresia pygmaea)和羊茅(Festuca ovina)组成的高山草甸或草甸化草原; 5400 m 以上, 向高山冰缘植被过渡. 另外, 湖滨及河滩附近隐域性植被也较发育, 有三毛草(Trisetum bifidum)、青藏苔草(Carex moorcroftii)、赖草(Leymus secalinus)、藏西嵩草(K. deasyi)和藏北嵩草(K. littledalei) 等组成的草甸[21], 并有少量变色锦鸡儿(Caragrnas versicdor) 灌丛和西藏沙棘(Hippophae thibetana)灌丛, 主要分布于北部山坡和砾石质沙滩上.图 1 塔若错地理位置和流域基本情况示意图(a) 塔若错地理位置(虚线为季风与西风界线, 参照文献[2]); (b) 塔若错流域概况及主要的补给河流; (c) 塔若错水深分布及活塞钻、重力钻、表层沉积物和周围表土等采样点的分布26312 材料和方法(ⅰ) 样品采集. 2011 年9 月, 利用活塞钻在塔若错水深约60 m 处获取了长度310 cm 的岩芯(TRL11-2), 在实验室以 1 cm 间隔分样, 从中按4~6 cm 间隔取出65 块样品进行花粉分析. 并在活塞钻相同位置, 采集了1 根63 cm 的重力钻短湖芯(TRG11), 对上部15 cm 以0.5 cm 间距分样, 进行了210Pb 年代测定. 根据塔若错水深不同, 采集了9 个表层沉积物样品, 并于塔若错周围采集了 3 块表土样品(S1~S2 为草原植被覆盖, S3 为草甸植被覆盖)(图1(c)).(ⅱ) 沉积物定年. 塔若错重力钻TRG11 过剩210Pb 的测定在中国科学院青藏高原研究所进行, 所花粉物种数据经过了LOG 转化[13,27,28].3 结果3.1 沉积物年代对与TRL11-2 孔相同位置的重力钻TRG11 进行了210Pb 沉积速率分析, 通过CRS 模型计算了湖芯上部7 cm 的沉积速率, 并推导相应的沉积年代(表1). 结果显示 2 和7 cm 处的年龄为-25 和82 a BP, 而同深度活塞钻AMS14C 测定的沉积物全样年龄(表S1) 分别为1995±65 和3305±25 a BP, 显示具有较大的碳库效应, 需要予以剔除. 从钻孔中获得的 2 个植物残13体样品看, 7~8 cm 深度植物残体的δ C 为-23.2‰,用仪器为高纯锗谱仪(ORTECGW L-120-15), 每个样品测量时间为80000 s. 对塔若错TRL11-2 钻孔15 个不同深度的样品进行了AMS14C 测年, 其中7 和132 cm 处的 2 个样品, 同时测定了沉积物全样和植物残体的年代, 其余深度样品为沉积物全样的年龄. 年代的测定在美国Beta 实验室完成, 利用IntCal09 程序[22] 对测定的14C 年代进行了日历年龄校正.(ⅲ) 无机碳和粒度测定. 无机碳(IC)和粒度的测定在中国科学院青藏高原研究所完成. 测量IC 使用的仪器为Shimadzu TOC-VCPH, 测量粒度使用的仪器是Microtrac S3500 激光粒度分析仪, 测量粒径范围为2~2000 μm.(ⅳ) 花粉分析. 花粉的提取过程中, 首先称取干样约 5 g(沉积物样品)或20 g(表土样品), 每个样品加入 1 片石松孢子片(18583 粒/片), 而后经10%的HCl、10%的NaOH、40%的HF 处理和硫酸乙酸酐处理, 最后经10 μm 尼龙布过滤后离心富集. 花粉的鉴定在ZIESS 显微镜下放大400 倍进行, 鉴定依据参照相关文献[23,24], 每个样品至少鉴定300 粒. 花粉图谱的绘制由Tilia 2.0 软件[25]完成, 花粉分带参照了TGView 中CONISS 聚类分析的结果.为了更好地认识主要花粉类型之间的关系,对TRL11-2 岩芯样品花粉百分含量数据进行降趋势对应分析(DCA). 结果显示, 第一轴的梯度长度为0.94, 小于2 个标准差(SD), 指示孢粉组合序列对环境变量呈线性响应关系,因此选用线性模型-主成分分析(PCA)对岩芯花粉谱进行排序分析[26]. PCA 分析用Canoco4.5 来实现, 为了消除不同花粉科属数据间的差异, 改善花粉科属的“信噪比”(signal to noise ratio), 代表了陆生草本植物和水生植物的混合体[29,30], 因此, 植物残体的年龄应较实际年龄老. 132~133 cm 深度的植物残体因含量小, 未测量到δ 13C 值, 从表S1 结果看, 整个钻孔的全样有机质δ 13C 较为恒定, 认为利用植物残体年龄得到的碳库效应在钻孔中也应稳定, 但由于全样有机质含有非植物残体来源, 其年龄与植物残体年龄的差值并不一定均一. 根据14C 测年推断的沉积速率和获得的 2 个植物残体年龄, 以20 cm 深度为界, 分 2 段进行了年代校正(表S1). 20 cm 以上, 7 cm 处的沉积速率年龄为82 a BP(210Pb 测定), 而其植物残体的年龄为2810±10 a BP, 因此, 植物残体的碳库效应为2728 a, 该深度沉积物全样年代为3305±25 a BP, 比植物残体年龄偏老495 a, 因此, 沉积物全样的碳库效应为3223 a. 20 cm 以下, 132 cm 处植物残体的碳库效应也是2728 a, 而该处沉积物全样比植物残体年龄偏老755 a, 故沉积物全样的碳库效应为3483 a. 对20 cm 以上和以下测定的沉积物全样年代分别减去3223 和3483 a , 即获得整个钻孔的年代序列(表S1). 深度为217 和305 cm 的2 个样品, 测年结果出现倒转,考虑到样品质地及沉积速率等,在建立年代序列时, 予以剔除. 对全部样品年代序列进行了曲线拟合(图2), 计算出每个深度的沉积物年龄.3.2 现代表层沉积/表土花粉组合塔若错不同水深表层沉积物花粉组合结果(图S1) 显示, 蒿属(Artemisia)含量最高, 占42.9%~54.9%, 其次是莎草科(Cyperaceae), 占8.1%~17.4%, 禾本科(Poaceae)占 5.9%~9.6%. 乔木花粉含量较少, 主要有松属(Pinus)(3.2%)、常绿栎(6.3%)、桦木属(Betula)26322014 年9 月第59 卷第26 期样品号深度(cm)表1 塔若错TRG11 湖芯顶部过剩210Pb 测试结果与年龄分析210Pb ex(Bq)年份210Pb 推算的年龄(cal a B P)TRG11-1 0.5 214.14TRG11-2 1.0 115.38TRG11-3 1.5 69.45TRG11-4 2.0 67.16TRG11-5 2.5 31.94TRG11-6 3.0 27.31TRG11-7 3.5 21.50TRG11-8 4.0 25.84TRG11-9 4.5 33.32TRG11-10 5.0 6.72TRG11-11 5.5 7.90TRG11-12 6.0 19.78TRG11-13 6.5 23.55TRG11-14 7.0 13.022011 年-611994 年-441984 年-341975 年-251966 年-161960 年-101954 年-41949 年 11942 年81930 年201927 年231923 年271909 年411868 年82图2 塔若错TRL11-2 钻孔年代拟合曲线(2.3%)和桤木属(Alnu s)(2.4%). 现在塔若错流域内没有乔木生长,这些乔木花粉应该是风从远处携带而来. 灌木花粉主要有蔷薇科(Rosaceae)(2.2%)、麻黄属(Ephedra)(0.3%)和沙棘属(Hippophae)(0.3%). 草本花粉除蒿属、莎草科和禾本科以外, 还有藜科(Cheno-podiaceae) (2.5%)、毛茛科(Ranunculaceae)(1.4%), 其他花粉含量<1%. 从不同水深的湖泊表层沉积物花粉来看, 各个样品具有基本类似的花粉种属和含量,反映了湖泊沉积物对流域花粉的富集及其在沉积过程中的均匀分配作用. 而在湖泊周围的 3 个表土样品中, 草原植被下的S1 和S2 样中, 蒿属含量最高(分别为53%和35%), 其次是禾本科(16%和15%)和莎草科(13.8%和15.7%); 而草甸植被下的S3 则是莎草科(41.5%) 和禾本科含量(44.3%) 高, 蒿属花粉含量(3.4%)低. 蒿属与莎草科花粉的比值(A/Cy)除在草甸植被下的S3 样品中小于1 外, 在其他表土样品S1~S2和表层沉积物TL1~TL9 中均大于1.3.3 钻孔沉积物花粉组合在塔若错TRL11-2 孔65 块花粉样品, 共鉴定出58 个科属的花粉类型. 花粉类型以草本植物花粉为主,蒿属、莎草科和禾本科含量最为丰富, 三者之和占花粉总数的61.4%~91.3%, 其他草本花粉类型有藜科、毛茛科、唇形科(Labiatae)、唐松草属(Thalictrum)、十字花科(Cruciferae)、豆科(Leguminosae)、石竹科(Caryophyllaceae)、蓼属(Polygonum)、紫菀属(Aster)、葎草属(Humulus)和马先蒿属(Pedicularis)等. 乔木花粉(5.9%)有松属、云杉属、栎属、桦木属和桤木属等.灌木花粉(6.6%)主要有蔷薇科、麻黄属、沙棘属和白刺属(Nitraria)等.根据TRL11-2 孔主要花粉含量的变化, 利用聚类分析, 将整个钻孔花粉组合分为 4 个带(图3).TRL-1 带(303~242 cm, 10200~8900 cal a BP): 花粉浓度为整个钻孔最低, 平均只有9040 粒/克. 蒿属2633重量(g)质量沉积速率(mg a-1cm-2)C R S模型推算的沉积时间(a)5.6517.5205.3719.16176.2823.65274.9018.29365.4629.02454.4227.70514.8529.97574.9521.21624.1212.97694.7345.26814.5534.84844.8612.27885.276.631023.64 3.39143图 3 塔若错钻孔花粉百分含量及花粉分带含量(31.6%)较低, 而莎草科含量(36.3%)较高. 莎草科含量呈先增加后减少趋势, 在9600 cal a BP 左右达到峰值54.5%. A/Cy 快速由2 降到0.6, 之后比较稳定. 该带分为2 个亚带TRL-1A 和TRL-1B.TRL-1A 亚带(303~290 cm, 10200~9900 cal a BP): 莎草科含量(23%)较低, 蒿属含量为38.3%, 禾本科含量8%. 松属(3.8%)、藜科(3.3%)和麻黄属(3.8%)含量为整个序列最高. A/Cy 值较高, 平均为 1.8.TRL-1B 亚带(290~242 cm, 9900~8900 cal a BP): 本亚带蒿属含量(27.9%) 比较低, 而莎草科含量(43.6%)上升. 松属(1.4%)和藜科(1.4%)、麻黄属(0.6%) 等含量降低. A/Cy 值为0.7, 较低而且波动不大.TRL-2 带(242~188 cm, 8900~7400 cal a BP): 花粉浓度平均为26000 粒/克, 比上一阶段TRL-1 显著升高. 蒿属花粉含量平均为56.5%, 为全序列最高; 而莎草科含量(20.6%)为序列最低. 花粉谱以蒿属(莎草科)含量快速上升(下降)区别于上带. A/Cy 值比较高, 平均为2.9.TRL-3 带(188~77 cm, 7400~3300 cal a BP): 花粉浓度为21000 粒/克, 较TRL-2 略有降低, 花粉含量以莎草科占优势, 蒿属比较低. 本带可进一步划分为 2 个亚带TRL-3A 和TRL-3B.TRL-3A 亚带(188~163 cm, 7400~6500 cal a BP): 花粉浓度平均为26000 粒/克, 蒿属由55.8%降至22.9%, 莎草科由26.6%升至50.2%, 桦木属、蔷薇科、沙棘属、唐松草属略有增加, 禾本科和其他花粉含量变化不大. A/Cy 由 3.8 降至0.7.TRL-3B 亚带(163~77 cm, 6500~3300 cal a BP): 花粉浓度平均为19700 粒/克, 莎草科含量最高, 平均含量44.2%, 在5400 cal a BP 左右达到61.2%的峰值; 蒿属含量显著降低, 平均23%. 毛茛科、唐松草属、唇形科、沙棘属、蔷薇科、栎属等花粉含量比TRL-2 有所增加, 其他花粉没有明显变化, A/Cy 值比较低, 平均为0.6.TRL-4 带(77~0 cm, 3300 cal a BP 至今): 蒿属含量呈上升趋势, 莎草科含量下降. 乔木花粉中,松属、桦木属、桤木属、栎属含量较TRL-2 和TRL-3 有明显升高, 藜科含量也有所增加. 本带可分为两个亚带TRL-4A 和TRL-4B.TRL-4A 亚带(77~23 cm, 3300~900 cal a BP): 花粉含量平均为21000 粒/克, 蒿属含量升高, 平均为34%; 莎草科含量下降, 平均为31%; 禾本科花粉含量8%, 略有降低. 乔木花粉明显增加,藜科花粉含量上升, 平均1.8%. A/Cy 值平均为1.3, 较TRL-3 明显升高.TRL-4B 亚带(23~0 cm, 900 cal a BP 至今): 花粉浓度较高, 平均为34000 粒/克, 蒿属由30.6%升至64%, 莎草科含量下降至11.2%, 禾本科(7%)也有所26342014 年9 月第59 卷第26 期下降. 乔灌木花粉如松属(1.7%)、桦木属(1.3%)、桤木属(1.2%)、栎属(2.3%)、蔷薇科(2.7%)、藜科(1.4%)4讨论含量较高, 其他花粉含量低于1%. A/Cy 值由0.7 升高 4.1花粉比值与花粉谱排序的意义至5.2.3.4 粒度和无机碳含量塔若错TRL11-2 孔平均粒径(Mz)结果(图4)显示, 10200~9900 cal a BP, Mz(13.5~5.4 μm) 快速下降; 9900~9300 cal a BP, Mz 值比较低, 而且平稳, 平均4.6 μm; 9300~8900 cal a BP, Mz 突然由 5.1 μm 快速增加到12.3 μm, 之后又快速下降至 5.6 μm. 8900~6500 cal a BP, Mz (5.5~13.7 μm)呈上升趋势. 6500 cal a BP 左右, Mz 迅速下降, 并于6000 cal a BP 左右降至 5.6 μm. 之后, 一直呈增加趋势, 并于4600~4200 cal a BP 出现谷值和2900 cal a BP 左右出现峰值.TRL11-2 钻孔无机碳IC 含量(图4)在10200~9900 cal a BP 从3.0%快速降为 1.1%; 9900~8900 cal a BP, IC 含量先降至0.21% (9400 cal a BP), 而后上升至0.89%, 含量总体较低; 8900~6500 cal a BP, IC 含量比较稳定, 在0.58%~0.89%之间波动, 平均为0.76%; 6500~6300 cal a BP, IC 含量持续下降, 至6300 cal a BP 左右降为0; 6300~1100 cal a BP, IC 含量一直为0; 1100 cal a BP 以来, IC 含量开始增加, 并升至 1.4%.花粉比值作为一种半定量的指标, 用来指示地质时期气候和环境变化已有不少应用, 其中A/C(蒿属与藜科花粉含量的比值)[5,8,13,31~34]和A/Cy(蒿属与莎草科花粉含量的比值)在高原上较为常用. 因研究区藜科花粉含量很低, 故本文未讨论A/C 的意义[35]. A/Cy 值可以指示草原/草甸的植被变化, 一般认为草原区的A/Cy>1, 草甸区的A/Cy<1[35,36]. 蒿属相对于莎草科植物更喜暖干环境, 因而有学者将A/Cy(蒿属和莎草科花粉含量比值)作为温度或湿度指标. Hez- schuh 等人[32]认为在青藏高原东部较湿润区, A/Cy值可以指示夏季温度的变化, 而Fowell 等人[37] 对Telmen 湖研究认为, 在内陆干旱区, 蒿属和莎草科花粉含量主要受控于湿度的差异.这可能是因为两者研究区不同,控制植物生长最主要的限制因子有差异. 塔若错地处青藏高原西南部半干旱区, 年降水量仅为200 mm 左右. 蒿属和莎草科是该地区现代以及钻孔最主要的花粉类型, 本文认为A/Cy 值主要反映了湿度的差异.对比湖泊表层沉积物与钻孔花粉组成,结合现代流域内没有乔木生长, 在对钻孔花粉谱进行主成图 4 塔若错钻孔花粉指标主成分分析结果与平均粒径、无机碳之间的比较图A/Cy 为蒿属莎草科含量比值; Mz, 平均粒径; IC, 无机碳2635分分析(PCA)时, 选取了17 个主要的草本和灌木花粉类型进行分析. PCA 结果如图5, 第一主成分轴(PCA 1)和第二主成分轴(PCA 2)分别解释了25.9%和21.7%的花粉谱变化信息. PCA 1 正载荷主要是蒿属、麻黄属、藜科等, 为高寒草原与高寒半荒漠和荒漠成分, 负载荷主要是莎草科、毛茛科、唐松草属等, 为高寒草甸成分, 故第一主成分轴主要反映了干湿变化. 正值表示趋向干旱, 负值表示趋向湿润. PCA 2 正载荷的主要是莎草科、毛茛科、麻黄属、藜科等, 为高寒草甸、高寒半荒漠和荒漠成分; 负载荷为蒿属、禾本科、沙棘属等, 为高寒草原成分. 相对喜冷的高寒草甸和半荒漠、荒漠成分与相对喜暖的高寒草原成分分别居于第二主成分轴的两端, 表明PCA 2 反映了冷暖程度的变化. 正值表示趋向寒冷, 负值表示趋向温暖.4.2 花粉谱、粒度和IC 揭示的全新世气候变化根据塔若错TRL11-2 孔的花粉组合、粒度与无机碳酸盐的变化(图4), 可以将该区全新世环境演化分为4 个阶段.阶段I(10200~8900 cal a BP)花粉浓度很低, 平均为6400 粒/克, 具有缓慢上升趋势. 蒿属花粉含量下降, 藜科、麻黄属等干旱花粉和松属等乔木花粉含量快速下降, 莎草科花粉含量上升. PCA 1, A/Cy 值均快速降低, 反映了这一时期流域湿度增大. Mz 和IC 的快速降低, 指示由于湖泊水位快速上升, 水动力变弱, 碳酸盐沉积析出能力下降. PCA 2 下降意味着流图 5 塔若错钻孔花粉主成分分析PCA 1 和PCA 2 分别解释了25.9%和21.7%的花粉科属信息域由冷向暖发展. 尤其是10200~9900 cal a BP 期间, 麻黄、藜科等花粉含量以及Mz, IC 等指标的快速变化, 反映了气候由冷干变得暖湿.阶段II(8900~7400 cal a BP)蒿属花粉含量高, 莎草科花粉含量为全序列最低,湖区周围发育以蒿属为主的草原. PCA 1 和A/Cy 出现序列中的高值, 反映了湖区的干旱环境, 而相对高的PCA 2 代表了当时流域相对温暖.阶段III(7400~3300 cal a BP)可以分为 2 个亚阶段. 7400~6500 cal a BP, 蒿属含量呈下降趋势, 莎草科含量上升,说明植被由高寒草原向高寒草甸或草甸化草原演替. PCA 1 和A/Cy 下降, 反映了流域湿度增加. 在7200 cal a BP 左右, PCA 2 出现高值, 而PCA 1 和A/Cy 都出现突然下降, 可能反映了一个强冷湿事件. 在这个亚阶段, Mz 呈上升趋势, 与较强的入湖补给有关(湿度增大反映的降水或温度升高带来的较多冰川融水). 6500 cal a BP 开始, Mz 迅速下降, 由于PCA 1 指示的流域湿度已比较稳定, 沉积物粒度迅速变细的原因可能与冰川融水减少, 水动力减弱有关, 这也与PCA 2 迅速上升代表的温暖程度减弱相吻合. 至6300 cal a BP 左右, IC 值降为0, 本文的解释是当时湖泊有大量的淡水注入,甚至湖泊不再封闭, 碳酸盐等沉积物不能析出保存在沉积物中[29,36], 这种条件一直维持到1100 cal a BP 左右. 6500~3300 cal a BP, 蒿属的含量低, 平均只有23.6%, 莎草科含量为全序列最高, 表明流域以高寒草甸或草甸化草原为主. A/Cy 和PCA 1 略呈上升趋势, 但总体值很低, 说明该时期塔若错地区依然比较湿润. 其中, 4600~4200 cal a BP, A/Cy 出现高值, 反映了一个短暂的干旱事件,Mz 在同期出现下降, 可能与降水减少造成补给动力下降有关.阶段IV(3300 cal a BP 至今) 蒿属花粉含量呈增加趋势, 莎草科花粉含量下降,高寒草原植被发育. A/Cy 和PCA 1 值增大, 说明该时期塔若错地区整体变干, 尤其是1400 cal a BP 以来变干趋势明显. IC 在约1100 cal a BP 开始出现, 并持续增加, 说明塔若错已经封闭, 湖水水位的持续下降致使水中的碳酸盐达到饱和状态析出并保留在沉积物中.PCA 2 在3200~3000 cal a BP 和1200~1000 cal a BP 值比较低, 指示了 2 个相对温暖时期. 2900 cal a BP 左右出现的PCA 2 上升和Mz 增加, 可能是由于短暂变冷引起冰川融水较少, 导致湖面突然下降引起水动力增强的26362014 年9 月第59 卷第26 期结果. 900 cal a BP 以来, PCA 1, A/Cy 和IC 均反映了湖区向干旱化发展.4.3 塔若错环境变化的区域和全球意义比较塔若错与青藏高原其他地区以及亚洲中部西风控制区早全新世湖泊沉积记录的气候环境变化特点, 可以发现该区受西南季风影响较为明显. 10200~8900 cal a BP, 塔若错PCA 1 和PCA 2 指示了气候由冷干变得暖湿, 与高原季风区和季风/西风过渡区的湖泊记录具有较好的一致性. 在这一时期, 川西地区拉龙错孢粉PCA 1 快速增加, 气候向暖湿发展[10,38]. 高原东南部红原泥炭纤维素δ13C 虽有波动,但总体值偏负, 反映了季风强盛, 气候温暖湿润[39]. 高原东北部青海湖记录表明, 乔木花粉含量增加, 气候变得更为暖湿[6]. 高原中部兹格塘错A/C 值波动较大, 但相对较高也反映了该时期的湿润环境[40]. 高原中部色林错的花粉记录发现, 9600 a BP(14C 年龄) 左右,草原植被代替了高山稀疏植被, 气候变得暖湿[41]. 这与西风控制区巴里坤湖高含量的藜科花粉[42]和Gun Nuur 低的湿度指数[43]等所反映的普遍干旱明显不同. 这说明全新世早期, 塔若错地区受西南季风影响, 气候由冷干变得暖湿(图6).早全新世后期, 塔若错湖芯记录在8900~7400 cal a BP 出现相对干旱和温暖的特征, 这与季风控制区暖湿的气候组合有明显差异,而与西风控制区较为一致. 阿曼石笋记录[45]反映出早中全新世季风强盛, 气候暖湿. 云南洱海沉积物多指标分析[46], 青藏高原东南部海登湖[11]和拉龙错[10]花粉记录也均指示了早中全新世暖湿的气候特征.西风控制区的新疆乌伦古湖多环境代用指标综合分析, 反映了10000~ 7000 cal a BP 时期, 气候温暖干旱[47]. 赛里木湖9600~5500 cal a BP 发育典型的荒漠草原/草原植被[48], 气候温暖偏干. 博斯腾湖花粉分析, 表明这一地区早全新世气候干旱[44]. 巴里坤湖在7900 cal a BP 之前, 植被以藜科为主, 气候干旱[42]. 亚洲中部干旱区气候记录集成研究[2], 反映出8000 cal a BP 之前, 气候干旱. 托勒库勒湖[49] 地区全新世开始至7900 cal a BP 时期, 发育荒漠植被, 气候干旱. Gun Nuur 湿度重建[43]也反映出这一时期气候干旱的特征. 季风与西风过渡区这一时期的气候特征不尽相同,如班公湖花粉记录[8]均显示出这一时期, 气候温暖湿润. 然而, 扎布耶茶卡沉积物δ 13C, δ 18O 和总有机碳含量指示10600~7200 cal a BP 气候暖干[15]. 兹格塘错8700~7300 cal a BP 低的A/C 值反映了稀疏的植被, 干旱的气候条件[40]. 高原东北部克鲁克湖地区9500~ 5500 cal a BP 发育以藜科为主的荒漠植被, 花粉数据PCA分析也指示这一时期气候干旱[13].青藏高原早全新世的气候转暖与30°N 夏季太阳辐射增强[50] 具有密切联系. 在强烈的太阳辐射下,包括塔若错地区的整个高原全新世初期温度均呈快速上升趋势,这与北大西洋地区数据集成所反映出来的温度变化[51] 类似. 一方面, 气候变暖引起海陆热力差异加大, 可能使季风增强, 为过渡区带来较多的降水; 另一方面, 气温升高会加剧高原内陆冰雪的消融, 也使得湿度增加. 然而, 塔若错在8900~7400 cal a BP 呈现的干旱和相对温暖的特点, 与季风区早- 中全新世的暖湿特点不相一致,其原因存在以下两种可能: 一是该区在太阳辐射的驱动下, 温度较高,强盛的印度季风带来较丰富的降水,但由于辐射强烈, 蒸发作用强, 供植物生长所需要的水分反而较少; 二是由于北半球大陆仍有较大范围的冰盖,西风环流较为强盛[2], 该地区受干旱的西风影响, 气候比较干旱. 亚洲干旱区湿度指数变化[2]也指示了在8000 cal a BP 之后, 气候才开始由干旱变得湿润. 考虑到塔若错在8900~7400 cal a BP 主要以干旱为主, 仅在PCA 2 上显示了相对温暖的特点, 作者认为该时期的干旱更可能受西风区的环流影响.塔若错地区在中全新世(6500~5600 cal a BP)最为湿润, 这通过A/Cy 和PCA 1 值最低可以反映出来. 青藏高原季风区和过渡区的其他湖泊环境记录也反映了这个特点, 如高原中部的纳木错7000~6000 cal a BP 干旱花粉指数DI 值最低, 指示了气候最为湿润[35]; 兹格塘错A/C 值在7300~4400 cal a BP 值最高, 反映了湿润的环境[40]; 错鄂TOC、元素、δ 13C 等多指标分析, 表明8560~5750 cal a BP, 气候温暖湿润[7]. 高原南部的沉错花粉[12,52]、元素、TOC、粒度等[52]均反映了早中全新世的湿润环境; 高原东南部的海登湖8000~6000 cal a BP 是其气候最适宜期[11]等. 另外, 在印度Thar 沙漠中的湖泊记录[53] 也指示了7000~ 6000 cal a BP 的高湖面. 对于青藏高原季风与西风过渡区而言, 中全新世湿润可能是由于北半球大陆冰盖消失, 中高纬度温度升高, 西风环流衰弱北撤,尚为强盛的西南季风更为主要地控制这一区域, 使得气候比较湿润.2637。

青藏高原的隆起与环境效应000000000高原第三次强烈隆升发生在距今15万年左右，这段时间，高原的平均高度已达到4000米以上，一些高山超过了6000米，使高原内部的气候更加寒冷干燥。

地质历史进入全新世(距今一万年前)，高原继续抬升，形成了今天高原面平均高度达到4700米。

高原的强烈降升，给亚洲东部的自然环境以深刻的影响，高原的动力作用和势力作用改变了周围地区的环境。

1 青藏高原的隆起及其气候和环境效应2000 m这一高度被认为是高原隆起—黄土堆积的临界高度。

在共和运动时期，喜玛拉雅山由于普遍超过了6000 m而成为阻塞印度洋季风的重大障碍。

近年来随着构造隆升驱动气候变化假说的提出，用以青藏高原为代表的构造隆升导致的各种物理化学过程及其气候效应来解释大冰期的来临和全球气候变化，考虑青藏高原大地形存在时的1月份100 k Pa等压面上的大气环流图式与现今实际观测值近似一致，当不存在青藏高原时，现有的西伯利亚高压就不复存在,由于青藏高原的存在，欧亚大陆的冬季才有西伯利亚高压.青藏高原的隆起增加了冬季雪的覆盖厚度，改变了局部乃至全球的反照率，从而可能对全球气候产生不可忽视的影响。

通过理论分析与数值模拟把晚新生代地球的变冷及区域分异性的增强归因于晚新生代青藏高原及北美西部高原的隆起。

从孢粉植物分异及演变、干旱碎屑及膏盐沉积分布等方面，对柴达木盆地西部新生代气候与地形的演变进行了探讨。

其结果表明，盆地西部新生代两个极端干燥的气候期（膏盐发育期）分别出现在始新世至渐新世及上新世至第四纪。

前者与老第三纪行星环流控制下的副热带干燥带有关，而后者与青藏高原的隆升有关。

通过对柴达木盆地的研究结果表明：青藏高原于25～17第二期强烈隆升即相当于喜马拉雅运动的二期，其所达高度与宽度，足以改变环流形势，它和同时期的热带太平洋的变暖、南极冰盖出现越赤道气流增强、亚洲东缘、东南缘边缘海盆的扩大、亚洲大陆的向西伸展、副特提斯洋的萎缩等因素相结合，共同加强了大陆与大洋的热力差别和动力作用，孕育了以夏季风为主的亚洲季风系统，替代了东亚地面老第三纪的行星风系，导致了东亚干旱草原带大收缩与湿润森林带大发展等重大环境变化。

青藏高原气候与环境变化综合研究青藏高原作为中国最大的高原，地理位置位于西藏和青海边境，是一个海拔较高的地区。

这个地方尤其被称为“水塔”，因为其冰川融雪和雨水为中国和亚洲其他地区提供了重要的水资源。

同时，青藏高原的环境变化和气候异常也成为了人们关注的焦点。

本文将综合介绍青藏高原气候与环境变化的研究现状和对未来可能产生的影响。

一、青藏高原气候的主要变化趋势自上个世纪60年代以来，中国科学家和国际科学家们一直在青藏高原上开展一系列的气候和环境研究。

这些研究表明，青藏高原的气候近年来呈现出明显的变化趋势。

根据研究结果，青藏高原的气温近年来持续上升，而气压则呈下降趋势。

此外，研究还表明，青藏高原的降雨量也在变化，呈现出“东多西少”、“南多北少”的分布特征。

对此，科学家们做出了不同的解释。

一些学者认为，全球气候变暖是导致青藏高原气候变化的主要原因。

通过对青藏高原的气候变化进行调查和分析，他们认为，青藏高原上的气温升高和降雨减少已经成为地球气候变化的重要信号之一。

同时，这些气候变化还意味着可能会出现长期干旱、水资源短缺和生态环境破坏等问题。

二、青藏高原环境变化对生态系统的影响青藏高原上的生态系统是一个包含大量植被、土壤和动物的复杂生态系统。

由于气候和环境变化的影响，青藏高原上的生态系统也在发生变化。

研究表明，这些变化将直接影响青藏高原上的许多野生动物种群和其他生态系统。

1.植被与土壤青藏高原上的植被和土壤生物群落在气候变化的影响下表现出了“颠倒位置”的趋势。

以植被为例，高温和降雨减少造成的气候变化为一些草原和盆地带来了一些新的生长机会，但是对于一些高海拔山区的植被来说，由于气候变化造成的环境干旱，这些植物无法承受这种变化，因此会出现退化的情况。

至于土壤，随着植物死亡和土壤的干旱，青藏高原上的土壤肥力和水分质量会出现变化，进而影响周边生态系统的健康发展。

2.野生动物青藏高原上的许多野生动物种群也可能受到气候变化的影响。

青藏高原气候与冻土状况变化分析青藏高原是世界上海拔最高、高原面积最广的高原，也是地球上最大的冻土区之一。

由于地理位置和地形特征的影响，青藏高原的气候和冻土状况变化非常引人关注。

本文将从气候和冻土两个方面来分析青藏高原的变化。

首先，让我们来看看青藏高原的气候状况。

青藏高原的气候受到喜马拉雅山和山脉的阻隔，形成了典型的高原季风气候。

该地区分为东部和西部两个气候区域。

东部气候温和湿润，夏季多雨，冬季多雪，气温变化较小。

西部气候干旱寒冷，降水量少，气温波动大。

近年来，随着全球气候变化以及人类活动影响的加剧，青藏高原的气候也发生了明显的变化。

第一方面，降水量的变化。

青藏高原降水量多年来一直呈现波动的趋势。

根据太阳辐射的变化，青藏高原的降水模式也在逐渐改变。

近十年来，高原东部的降水量逐渐增多，而西部则呈现逐渐减少的趋势。

这种变化对于高原地区的生态系统和农业生产来说都是有一定影响的。

第二方面，气温的上升。

全球变暖对青藏高原的影响尤为明显。

数据显示，青藏高原的平均温度在过去几十年里上升了约1.5摄氏度，比全球平均水平高出近两倍。

由于气温上升，高原上的冰雪融化速度加快，导致冰川退缩、湖泊面积减小，进一步影响到青藏高原的生态系统平衡。

以上是青藏高原气候变化的大致情况，接下来我们来谈谈冻土状况的变化。

首先，冻土退化。

青藏高原的冻土属于高寒地区的永久冻土，是该地区生态系统和水资源的主要稳定因素之一。

然而，随着气温的上升，青藏高原的冻土状况正在发生变化。

冻土融化速度增加，导致土壤结构疏松，水分渗透性增强。

这对于高原地区的生态环境和农业生产都有一定的影响。

其次，冻土下沉。

由于气候变暖和人类活动产生的影响，青藏高原的冻土下沉现象在一些地区十分严重。

冻土下沉对于当地的建设和基础设施造成威胁，同时也影响到当地居民的生活和生产。

最后，冻土退化对生态系统的影响。

冻土是高原地区生态系统稳定的基石，其退化将对生态系统产生不可逆转的影响。

青藏高原的地貌演化与地理环境变化青藏高原是世界上海拔最高、面积最大的高原，其独特的地貌演化和地理环境变化对整个亚洲乃至全球气候和生态系统都有着重要的影响。

本文将从地貌演化和地理环境变化两个方面来探讨青藏高原的独特之处。

首先，青藏高原的地貌演化是持续了几千万年的过程。

该高原开始形成于6500万年前的晚白垩纪至古新世时期，地壳的隆起使得高原逐渐形成。

随着地壳的隆起，一系列地质现象和作用发生。

例如，断裂和地震活动加剧了地壳的变动，形成了许多河谷和山脉。

另外，冰川运动也起到了至关重要的作用。

在冰川的侵蚀下，青藏高原的地表被冰川削减和改造，形成了大量的冰碛和冰川湖泊。

这些冰碛在冰川融化之后形成了广袤而肥沃的冰碛平原，为人类的农业生产提供了重要的土地资源。

其次，地理环境变化是青藏高原的另一个显著特征。

由于位于高海拔地区，青藏高原的气候条件非常恶劣，这导致了其地理环境的快速变化。

气候变化是最直接的表现之一。

近年来，随着全球气候变暖，青藏高原也受到了明显的影响。

温度的上升导致冰川和雪峰消融，山间的冰川湖泊不断增多，这给地区的生态系统和人类社会带来了巨大的挑战。

此外，由于高原地区的缺氧和低气温等极端条件，青藏高原的动植物生物多样性也非常丰富。

在这片区域，有许多独特的物种，如藏羚羊、藏狐和青藏高原野驴等。

然而，由于气候变化和人类活动的影响，这些物种面临着生存的威胁，这对保护生物多样性和生态平衡带来了挑战。

最后，青藏高原的地貌演化和地理环境变化对全球气候和环境变化有重要的影响。

由于其高海拔、大面积的特点，青藏高原被称为“世界上的水塔”。

高原上的冰川和冰雪是世界上最大的淡水资源储量之一，对全球水循环和水资源的平衡起着重要作用。

此外，青藏高原的气候条件和地理环境变化也对全球气候产生着重要的影响，尤其是对亚洲地区的降水和季风系统有重要影响。

综上所述，青藏高原的地貌演化和地理环境变化不仅是地理学研究的重要课题，也对人类社会和全球环境产生着深远的影响。

青藏高原气候变化趋势相关性解读青藏高原是全球最大的高原，也是世界上最大的冰川和蓄水量最多的高山湖泊聚集区，其独特的地理位置和地貌条件使其成为全球气候系统中的关键要素之一。

近年来，随着全球气候变暖的加剧，青藏高原的气候变化引起了广泛关注。

本文将对青藏高原气候变化趋势的相关性进行解读，分析其对人类社会和生态环境的影响。

首先要明确的是，青藏高原的气候系统是复杂而多变的，受到多种因素的综合影响。

其中，全球气候变暖是主要的影响因素之一。

科学家们通过对大量的观测数据进行分析和模拟研究，发现青藏高原气候变化呈现出明显的趋势性。

一方面，青藏高原的平均气温呈上升趋势。

根据气象观测数据，近几十年来，青藏高原的平均气温呈现出逐渐升高的趋势。

尤其是高寒区域，升温速度更加迅猛。

这种升温现象不仅引起了冰雪的消融，还导致了高山湖泊和河流的水位变化。

此外，升温还改变了高原的生态环境，影响了植物的分布和动物的栖息地。

另一方面，降水的分布和量级也发生了显著变化。

研究表明，青藏高原的降水模式正在发生转变，降水量和降水强度呈现出不均衡的分布特征。

例如，西藏和青海地区的降水量减少，而四川和云南地区的降水量则增加。

这种不均衡的降水分布可能导致区域水资源的供需矛盾加剧，影响农业生产和生态系统的平衡。

与此同时，青藏高原的冰川和冻土融化现象也日益加剧。

冰川是青藏高原重要的水源之一，而冻土则是该地区生态环境的重要组成部分。

然而，由于气候变暖，青藏高原的冰川和冻土融化速度加快。

这不仅导致了河水径流量的变化，还可能引发山体滑坡等自然灾害。

同时，冻土融化还释放了大量的温室气体，进一步加剧了全球气候变化。

由于青藏高原是世界上最大的高山湖泊聚集区，其湖泊的变化对于气候系统的影响不可忽视。

研究发现，近年来，青藏高原的湖泊数量和面积都在逐渐减少。

湖泊的消失不仅减少了地表水的蓄存量，还可能导致局部气候的变化。

而大量的蒸发还会造成湖泊周边地区的干旱和土壤盐碱化。

总的来说，青藏高原的气候变化趋势与全球气候变暖密切相关。