湖泊沉积物色度在短尺度古气候研究中的应用

第19卷第5期2004年10月

地球科学进展

A DVAN CE S I N E AR TH S C I E N C E

V o l.19　N o.5

O c t.，2004

文章编号：1001-8166（2004）05-0789-04

湖泊沉积物色度在短尺度古气候研究中的应用

吴艳宏，李世杰

（中国科学院南京地理与湖泊研究所，江苏　南京　210008）

摘　要：在O D P对大西洋海洋沉积物的研究中，色度作为最直观和简便的指标被普遍用于反映千年尺度的气候环境变化。能否用湖泊沉积物色度反映短时间尺度的气候环境变化？利用C I E/L* a*b*表色系，通过青藏高原可可西里苟仁错湖泊沉积物的L*、a*和b*值与有关地球化学指标的统计相关关系分析，对湖泊色度指标在短尺度古气候研究中的意义进行了探讨，并据此分析了1440年以来苟仁错地区的古气候演变。研究表明，L*值（亮度）与沉积物碳酸盐含量正相关，L*高时，气候冷干，碳酸盐含量较高；反之，气温上升，湿度增加；a*值（红—绿彩度）与沉积物中M g含量相关，高a*值对应于沉积物中高M g O含量和高M g /C a比值，反映气温较高；b*（黄—蓝彩度）值与三价铁的含量相关，较高的b*值代表了湖泊处于较强的氧化条件下，因此b*值可以用于反映湖水深度变化，反映有效湿度的变化，b*值高，湖水浅，氧化作用增强；苟仁错沉积物a*值和b*值曲线镜像对称进一步反映了冷干—暖湿的气候组合特征。根据沉积物的色度意义，判断苟仁错地区自1430年进入小冰期，至1890年结束。近40年来气候变化与邻近气象站的器测相吻合。

关　键　词：湖泊沉积物；色度；古气候；青藏高原；苟仁错

中图分类号：P512．32 文献标识码：A

沉积物颜色是最直观的特征之一，取决于沉积物的矿物组成和有机质含量，能反映沉积物形成时的环境及当时环境下的氧化—还原程度。传统方法常采用M un s e l l标准，凭肉眼判别颜色，带有较大的主观性，因此结果往往是定性的［1］。20世纪90年代后，在O D P对大西洋的海洋沉积物研究中，逐渐引入了C I E/L*a*b*表色系，用于研究千年尺度的气候环境变化［2，3］，并建立了色度指标与海洋沉积物碳酸盐含量的定量关系［4］。在C I E表色系中，L*表示亮度，受控于沉积物的碳酸盐和有机质含量变化；a*为红—绿彩度，主要受控于碳酸镁含量及二价与三价铁矿物的组成；b*为黄—蓝彩度，主要受控于不同价态的铁的氢氧化物的含量［2］。

本文拟通过青藏高原苟仁错湖泊沉积物色度、碳酸盐含量及主要元素的分析及其统计关系的研究，探讨沉积物色度用于湖泊沉积物研究，用于短时间尺度的古气候环境研究的可能性，为进一步定量化利用沉积物色度这一最直观、最简便且不破坏沉积物的指标提供基础。

1　研究区概况及样品采集

苟仁错又名苟鲁错，位于青海省可可西里地区的东部（34°36′N，92°28′E），苟鲁日旧山、唐日加旁山和桑恰山之间的山间坳陷盆地内。水位4666.0 m，长12.1k m，最大宽3.5k m，平均宽1.94k m，面积23.5k m2，集水面积510k m2，补给系数21.7，主要依赖地表径流补给。湖水密度1.07g/m L，矿化度33.72m g /L，pH值8.4。流域气候类型属于高寒干旱半干旱草原气候，年均气温－4～－6℃，年均降水量200～300m m，主要集中在每年的5～9月［5，6］。水汽来源主要有2条途径：一条是东路，源自孟加拉湾；另一条源自阿拉伯海［7］。

　收稿日期：2003-06-30；修回日期：2003-11-07．

*基金项目：国家自然科学基金项目“青藏高原半混合型湖泊沉积过程与湖泊环境纹泥记录”（编号：40071001）资助．　作者简介：吴艳宏（1969-），男，江苏人，副研究员，主要从事湖泊沉积与全球变化研究．E- m a i l：y hwu ＠n i g l as. a c. c n

1998年7月在湖心用重力采样器采集沉积物柱状样，深度1m，样品保存于塑料管中，带回实验室，上部50c m按0.5c m间隔采样，下部采样间隔为1c m。

2　实验方法

沉积物色度和元素组成在日本东京都立大学（T o k y o M e t r o p o lit a n U n i ve rs it y）测定。色度测定利用日本M i n o lt a公司生产的S P A D-503土色计，元素组成利用R i ga ku 3270 X衍射仪测定。碳酸盐含量在中国科学院南京土壤研究所利用化学方法测定。沉积物210Pb和137C s利用E G＆G O r t e c公司生产的高纯锗探测器（O r t e c H P G e G W L）与O r t e c 919型谱控制器构成的多道γ谱分析系统测定。

3　实验结果

3.1　沉积年代序列的建立

对苟仁错沉积物137C s分析表明，137C s首次检出于11.5c m处，在6.5m处出现第一次峰值，根据137C s时标，11.5c m和6.5c m处理论上对应于1952年和1963年。将该孔顶部沉积时间定为1997年，0～6.5c m和0～11.5c m对应于137C s时标的平均沉积速率分别为0.191c m/a和0.261c m/a。

210Pb的检测结果根据C I C模式计算0～6.5c m 和0～11.5c m的平均沉积速率分别为0.181c m/a 和0.199c m/a。同时根据C R S模式计算这2个沉积段的平均沉积速率分别为0.171c m/a和0.169 c m/a（表1）。

小冰期是全球性的降温事件，一般认为小冰期由3个明显的冷期组成，最后一次冷期一般认为是1840—1890年［8，9］。小冰期内湿度的变化具有区域性，综合分析表明19世纪青藏高原地区降水偏少，尤其是1850—1890年年降水量比现在少5％～10％［10］。降水减少在湖泊沉积中最直接的表现是碳酸盐含量的增加。根据苟仁错碳酸盐含量变化，将19.5c m处碳酸盐含量突然降低假定为小冰期的结束，据此推测平均沉积速率为0.182c m/a。

显然，在同一深度137C s所获沉积速率明显偏大，且随深度增加，137C s所获沉积速率与210Pb所获沉积速率差别越大，表明C s元素在垂向上的迁移能力较Pb元素强，其机理有待进一步探讨，但可以肯定用137C s时标建立苟仁错沉积年代序列会产生误差。根据小冰期结束时间推算的苟仁错沉积速率与210Pb结果较为接近，而根据C R S模式计算的6.5c m和11.5c m的沉积速率相差仅0.002c m/a，因此，本文以210Pb的C R S计算结果，确定苟仁错平均沉积速率为0.17c m/a，据此建立苟仁错沉积年代序列。

表1　不同方法计算的特定深度苟仁错平均沉积速率T ab l e1　M e an s e d i m e n t a t i on r a t e of G ou re n c o

L ake c a l c u l a t e d b y d i ff ere nt m e t hods

137C s210Pb

时标

（A D）

深度

（c m）

平均沉积速率

（c m/a）

C I C沉积速率

（c m/a）

C R S沉积速率

（c m/a）

根据小冰期推测

沉积速率（c m/a）1963

1952

6.5

11.5

0.191

0.261

0.181

0.199

0.171

0.169

0.182

3.2　沉积物色度变化

L*最大值为53.76，出现于1859年前后；最小值40.1，出现于1811年前后，平均值为47.3。整个剖面上L*呈周期性高低变化，较大值出现于1470—1523年、1590—1710年和1840—1880年，其中1840—1880年为整个剖面最大值；较低值出现于1523—1590年、1710—1840年和1880年以来，但1880年以来，L*总体上呈上升趋势，尤其是20世纪70年代后，L*处于一个相对较高的时段。L*与剖面碳酸盐含量正相关（r＝0.7735，n＝93），与M g /C a 呈弱的负相关关系（r＝－0.4109，n＝150），与其他2个色度指数a*和b*呈弱的负相关关系（相关系数分别为－0.4307和－0.2028，n均为150，图1，表2）。

表2　苟仁错沉积物色度指标及部分地球化学指标的相关关系T ab l e2　C o rre l a t i on b e t w ee n l ake se d i m e nt c o l or a nd s om e g e o c h e m i c al p r ox i e s o f G ou re n c o L ake

L*a*b*M g O Fe2O3C a r b o n a t e L*1

a*－0.43071

b*－0.20280.01271

M g O－0.05530.75330.13171

Fe

2

O

3　

0.25080.03060.7248－0.12981

C a r b o n a t e　0.7735－0.37860.1011－0.23930.36761

a*值在苟仁错剖面底部（1412—1423年）较高，除此之外变化不大，也呈现周期性变化的特点。a*与碳酸盐含量、L*呈弱的负相关关系，与M g O含量正相关（r＝0.7533，n＝150），与M g /C a正相关（r＝0.6858，n＝150）。

除苟仁错剖面底部外，b*高值出现于1650—1700年，其次是1960—1986年。b*值与Fe2O3含

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