若尔盖盆地200
ka以来氧同位素记录的古温度定量研究
吴敬禄 王苏民 施雅风 吉磊
摘 要：利用湖泊水体氧同位素的演化特征，建立了求解古温度的物理模型，并在若尔盖古湖研究中进行了具体应用，获得了近200
ka来的温度序列。结果表明，相当于7阶段，最高温度比现代高2.7℃；6阶段比今低4.3℃；5阶段峰值温度比今高约5.2℃；4阶段平均比现今低2～3℃，而3阶段曲线上表现为双峰一谷特征，内部温差在4℃以上。另外，通过比较模拟古温度值与碳酸盐氧同位素值两者间的关系，发现若尔盖地区6阶段环境有其特殊性，并且是暖干冷湿型环境转向暖湿冷干型环境特征的过渡阶段。
关键词：若尔盖盆地 氧同位素 古温度 物理模型▲
湖泊碳酸盐中δ18O和δ13C古气候代用指标的研究近年已引起国内外研究者的重视［1～5］，并被认为是进行古气候定量研究最有潜力的途径之一。然而，湖泊自生碳酸盐氧同位素变化除受湖水温度影响外，还与碳酸盐沉淀时周围的湖水氧同位素变化密切相关。湖水氧同位素值高同样会导致碳酸盐富集重氧同位素。因此，识别水体氧同位素对碳酸盐氧同位素变化的影响程度，是正确判别碳酸盐氧同位素指标古气候意义的关键。目前国内外大多数研究者都是通过多指标综合判别来定性获取氧同位素指标所代表的古气候信息，至于定量研究方面，尚处于探索之中，其难点主要在于湖水氧同位素变化过程的模拟。已有的研究工作多从统计学出发，将定量恢复古湖水体氧同位素这一复杂过程简单化或通过测定湖泊流域范围内现代水文气象参数及一些相关的同位素资料直接建立起湖泊自生碳酸盐氧同位素与温度间的统计模型，从而避开求解湖水氧同位素这一难题。这一思路与方法在一些地区的应用研究中，获得了较好的结果，并为国内外一些专家所推崇［4］，然而，其时空的局限性是显而易见的。对处于不同自然地理带的湖泊体而言，其碳酸盐氧同位素与温度的相关关系是不同的。同样的道理，对于一个湖泊体，其碳酸盐氧同位素与温度的相关关系也有可能随其所经历的不同演化阶段而有所变化，尤其是经历了冰期与间冰期气候环境大幅度转变的湖泊体，更是如此。因此，统计模型的应用具有较大的局限性，尤其在长序列研究中更显示了它的不足。在本文中，从湖泊水体氧同位素平衡模型入手，通过建立求解古温度的物理模型，来进一步探讨自生碳酸盐氧同位素与古温度间的关系，并通过对若尔盖盆地RM孔沉积岩芯中碳酸盐同位素分析测试以及在根据单种介形虫壳体中元素分析获得的古盐度资料基础上，对若尔盖古湖200
ka来的古温度进行了计算。
RM孔位于青藏高原东部若尔盖盆地沉积中心(33°57′N；102°21′E)，孔深310.46
m，取心率90%。根据14C测年及古地磁地层确定，该孔底部年代为0.9
Ma。笔者曾经对RM孔岩芯碳酸盐同位素记录与气候环境的关系进行了定性探讨［2］，并利用碳酸盐同位素指标重点对若尔盖地区末次间冰期与冰期的气候环境演化过程做了研究［6］。先前的工作表明，若尔盖古湖碳酸盐氧同位素主要受温度与湖水的盐度影响。如果碳酸盐氧、碳同位素呈反相位变化，氧同位素主要受温度控制；反之，则主要与湖水盐度有关。200
ka来若尔盖古湖碳酸盐氧、碳同位素呈反相变化，表明其氧同位素波动主要受温度影响。在以上研究基础上，笔者通过建立湖泊同位素古温度物理模型，对200
ka若尔盖古湖碳酸盐氧同位素记录所包含的温度信息进行了分离提取。
1 模型介绍
湖泊水体氧同位素变化过程的定量表达是建立古温度模型的关键。在这里，利用湖泊水体氧同位素平衡方程并引进湖泊盐量平衡方程，直接建立湖水氧同位素与盐度的定量关系，从而通过求解湖水的盐度来获得对应的水体氧同位素值。在此基础上，利用湖相碳酸盐氧同位素、湖水温度与湖水氧同位素关系表达式，建立了在已知碳酸盐氧同位素及湖水盐度条件下求解相应湖水温度的计算模型。
1.1 湖泊水体氧同位素与湖水盐度关系模型的建立
湖泊水体同位素平衡方程可表示为 (1)
式中V为湖水容积；δ，I，Q及E分别为湖水同位素组成、入湖水量、出湖水量以及湖面蒸发量；δI,δQ及δE分别为入湖水、出湖水及蒸发水体的同位素组成；dt为时间变量。
方程(1)中，入湖水体同位素组成可以表示为
δI为各种入湖水体的氧同位素组成之和，包括降水、径流及地下水等。而出湖水的同位素组成为δ(δ=δQ)。湖泊蒸发水体的同位素组成较为复杂，可以表示为［7］
式中α为水汽平衡分馏系数，h为相对湿度，ε为平衡富集系数(ε=1-α)，Δε为同位素动力富集参数(代表通过大气分子扩散层时水汽所产生的同位素富集效应)，δα为接近湖面的薄层大气中所包含水体的氧同位素组成。
将δI及δE代入方程(1)，得 (2)
方程(2)为湖泊水体的同位素平衡表达式。下面就两种特殊情况下湖泊水体氧同位素变化过程讨论。
(1) 湖泊水体入流量等于出流量(dV/dt=0, I=Q+E) 如果湖泊入流量等于出流量，湖泊水位和体积就会大致保持恒定，则当I=Q+E时，dV/dt=0，设E/I=x,
Q/I=1-x, D=V/I(D为湖水的平均滞留时间)，那么(2)式可以表示成 (3)
对(3)式积分得(4)
其中A和B分别为
当I=E时，湖泊无出流量，入湖水全部耗于蒸发，湖面保持基本稳定，即x=1;
t为水面蒸发使湖水同位素组成由δ0演变成δ所经历的时间。如果t很大(t→T)，那么在T时湖水的δ值最终将趋近于稳定状态(δTS)：
将(5)和(6)式代入，得
(2)
入湖水量不等于出湖水量(I≠Q+E,dV/dt≠0) 湖泊水体在演化过程中从某一时刻t0到t时刻的湖水变量(f表示)可以表示成f=Vt/V0，两边求导可得df=dVt/V0=(I-Q-E)dt/V0，将此式代入方程(2)可得
把上式积分得δ=() (9)
上式中x=E/I,y=Q/I，A和B由方程(5)和(6)给出。当I=Q=0时，δ=() (10)
由(10)式可知，当f→0时，δ→A/B，则湖水δ值接近A/B。A和B的表达式中都没有列入δ0，因此，当f→0时，湖水的δ值和初始的同位素组成δ0无关，而只取决于大气水汽的同位素组成、大气的相对湿度以及与温度、湿度相关的同位素分馏系数。所以A/B是湖泊水体由于蒸发损耗所能达到的水体氧同位素的最大值。方程(10)代表了封闭水体的同位素演化过程。
当I=0,Q≠0时，方程(9)可简化成δ=() (11)
其中Z=E/(E+Q)。方程(11)表示了无入湖水的湖泊水体氧同位素的演化过程。
当Q=0,I≠0时，方程(9)简化成δ=() (12)
方程(12)表示了无出口湖盆水体氧同位素的演变过程。
以上分析表明，对于不同类型的湖泊，其水体氧同位素的演化过程是不相同的.
我们可以根据研究的湖盆特征选择方程，获得相应气候水文条件下的湖泊水体氧同位素模型。
1.2 湖泊水体盐量平衡方程的建立
由湖泊盐量平衡原理可得［7］f=() (13)
式中M0和M分别为起始时间t0与t时刻的湖水盐度；f为Δt时段内的湖水变化量(含义同方程(8)；MI为入湖湖水的盐度(x,y含义同方程(9))。
Fritz等人［7］研究认为，当湖水不随时间而变化，即dH/dt=0时，x=1-()，将此式代入(13)式，得 (14)
式中MS为湖水氧同位素处于稳定值(即最大值)时的湖水盐度。
由于M0/MS≈0，因而 (15)
1.3 湖泊自生碳酸盐氧同位素古温度模型
自生碳酸盐的氧同位素组成是水温和水体氧同位素的函数，相应的关系式为［8］
G=16.9-4.2Δ+0.13Δ2, (16)
式中Δ=δ18Oc-δ18OW，其中δ18O-为自生碳酸盐的δ18O值，δ18OW为水体的δ18O值，G为水体的温度(对于浅水湖泊其多年平均水温的均值与气温的均值相当)。
Shackleton［9］对(13)式作了修正，获得进一步的关系式：
G=16.9-4.38Δ+0.1Δ2, (17)
式中Δ值表示成
Δ=δ18Oc-δ18OW+0.27. (18)
2 模型的应用
若尔盖盆地位于青藏高原东部(32°10′～34°10′N；101°45′～102°25′E)，海拔3
400 m以上，区内发育现代草本泥炭沼泽，属于高原亚寒带湿润季风气候区。研究时段内若尔盖古湖基本上处于浅水半封闭状态，且湖盆面积大，水位变化较为稳定［10］。所以，在模型应用过程中还作了如下假定：
(1) dV/dt≠0(I≠E+Q)，但dH/dt≈0(dH为湖水位变化)；
(2) dQ/dt=0，湖盆基本无出水。
在以上假定的条件下，根据方程(9)，(15)及(17)建立了如下的求解古温度模型：(19)(20)(21)
2.1 模型中各项变量的求解
(1)项的求解 方程(7)表明，对于一个半封闭的湖盆，如果它的入湖水量全部用于蒸发散失，且E=Q，那么，dV/dt=0，随着湖泊水体的演化，其水体氧同位素值将趋向于一个稳定值(δTS)，表示成
δTS=αδI(1-h+Δε)+αhδα+αΔε+ε. (22)
考虑到|Δε|<<|h|,α≈1，则(22)式简化成
δTS=δI(1-h)+hδα+Δε+ε. (23)
对于若尔盖古湖，由于dQ/dt=0,
dH/dt≈0，所以可以将近似地以δTS表示。
(2) f-(1+Bx)/(1-x-y)项的求解 由(21)式可知， (24)
2.2 模型中各参数的确定
(1) δTS中各参数的确定 湖水入流项的同位素组成δI等于所有入流项(Ii)的加权平均同位素组成，入流项包括补给湖泊的河水，地下径流以及湖面降水直接补给等，表示成
δI=∑δi×Ii/∑Ii.
在一般情况下，δI接近于湖泊汇水区的大气降水的平均同位素组成(δα)。δα值与δI值有一定的相关关系。在空气水汽和降水处于平衡状态下，即δα=δI-ε时，δα将和δI同步变化，可以不作为独立参数考虑。
根据Gonfiantin等人［11］的研究，Δε18O可表示成
Δε18O=14.2(1-h).
平衡富集系数ε=1-α，而平衡分馏系数α是温度的函数，即
lnα=aG-2+bG-1+c,
上式中G为绝对温度，a，b，c为常数。据Fritz等人研究［7］，对于δ18O值而言，a，b，c分别为1
137，-0.415 6及-0.002 07。
(2) 变量f-(1+Bx)/(1-x-y)各参数的确定 由方程(6)可知
B=(h-Δε-ε/α)/(1-h+Δε),
式中Δε≈0,ε=1-α，而α≈1，所以B≈h/(1-h).
由于若尔盖古湖现已消失，因而确定参数x(x=E/I)难度较大。考虑到若尔盖古湖入湖水量主要用于蒸发，在本文中，将x作为一个待定系数(设0.9≤x≤1.1)进行模型调试.
参数MS是依据RM孔的古盐度最大值为模型调试的基本点，通过调试获得。M通过测定介形虫(土星介)Sr/Ca值，经过计算获得［12］。对应于古盐度值同步测定自生碳酸盐氧同位素值用于计算。由于研究的介形虫分布不连续，得到的古盐度资料也影响了高分辨率古温度序列的建立。
据最近研究，140 ka来全球气温最大变幅达11℃［13］。本文的模型调试中，将这一结果作为一个参照条件，即假定研究区140
ka来温度的最大变幅为11℃。
2.3 计算结果
在模型调试中还需要的参数是研究区多年平均气温0.6℃，多年平均降水量700
mm/a，相对湿度65%1)，降水平均δ18O值-14‰［14］，以及测定的自生碳酸盐氧同位素值和计算的古盐度。代入以上参数值到模型中，计算获得近200
ka来各相应年代的古温度值(图1)。计算结果表明，5e阶段峰值温度比今高约5.2℃，4阶段平均比现今低2～3℃，3阶段曲线上表现为双峰一谷特征，内部温差在4℃以上(图1)。若尔盖古湖约在20
kaBP被黄河切穿［15］，受河流沉积影响，同位素记录的古气候意义不明显［6］。在本文中因受盐度资料的限制，1和2阶段的温度难以获得。将本文模拟计算得到的末次间冰期以来的温度曲线与古里雅冰芯氧同位素曲线比较发现，两者变化较一致。古里雅冰芯氧同位素记录的古温度显示，5a，5c，5e三个暖峰的氧同位素值分别高出现代1.7‰，0.5‰以及3.2‰；3阶段较为特殊，在古里雅冰芯除了阶段中部的一段温度较低外，其早期与晚期均达到间冰期5c的程度，特别是后期暖峰更明显［16］，这一趋势也与本孔氧同位素记录具有较好的可比性。所以，末次间冰期以来古温度模拟曲线与古里雅冰芯氧同位素曲线基本一致，这从另一个侧面证实了古温度模型的可靠性.
比较模拟古温度曲线与碳酸盐氧同位素曲线，140 ka来两者完全呈同步变化趋势，表明该段碳酸盐氧同位素值大小主要受温度控制，与先前的研究结果是一致的［6］。但从两者的比较中也可以看出，经模式计算消除盐度效应所获得的模拟值更直观地反映了古温度变化过程。160～140
kaBP，相当于深海氧同位素6阶段，计算的温度低(最低可比现代低4.3℃)，代表了冰期气候的特征；在6阶段，氧同位素值高而模拟的古温度低，并且与其对应时段的碳同位素值及盐度也偏低(图1)，显然不同于其他各阶段，影响碳酸盐氧同位素的主要因素不是温度和盐度而是入湖水体的氧同位素。因此，笔者认为在该时期若尔盖盆地水汽来源或者流域水系曾发生大的变化，使得入湖水体氧同位素偏高。这样，模式计算的边界条件不适合于当时的环境条件，反映了6阶段环境的特殊性，其原因可能与发生在这一时期的构造运动有关，当然也不排除由于青藏高原隆升到新的临界高度，造成高原区大气环流格局改变等影响。200～160
kaBP(7阶段)，碳酸盐氧同位素值较高，对应的温度也较高(最高温度可比现代高出2.7℃)，但碳同位素值也偏正，体现了偏暖偏干的环境特征。
