引用本文
李育, 刘媛. 干旱区内流河流域长时间尺度水循环重建与模拟——以石羊河流域为例. 地球科学进展, 2017, 32(7): 731-743
Li Yu, Liu Yuan. Long-term Reconstructions and Simulations of the Hydrological Cycle in the Inland Rivers, Arid China: A Case Study of the Shiyang River Drainage Basin. Advances in Earth Science, 2017, 32(7): 731-743  
Doi:10.11867/j.issn.1001-8166.2017.07.0731
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Copyright©2017, 地球科学进展 编辑部
干旱区内流河流域长时间尺度水循环重建与模拟——以石羊河流域为例
李育, 刘媛
兰州大学西部环境教育部重点实验室,兰州大学资源环境学院,兰州大学干旱区水循环与水资源研究中心,甘肃 兰州 730000

作者简介:李育(1981-),男,甘肃兰州人,教授,主要从事古气候变化研究.E-mail:liyu@lzu.edu.cn

基金:国家自然科学基金面上项目“石羊河流域千年尺度垂直地带性规律与定量重建模型构建”(编号:41571178)和“风成沉积环境与水循环对流域性千年尺度气候变化的响应——以石羊河流域为例”(编号:41371009)资助
摘要

干旱区内流河流域水循环是干旱区古气候研究的热点,前人做了大量研究,但大部分研究主要利用气候代用指标重建古气候与古环境演化规律,长时间尺度模拟与重建对比研究较少。以石羊河流域为研究对象,在石羊河流域古环境记录基础上结合古气候模拟、全新世古季风模拟、湖泊能量与水量平衡模拟,古降水量和古径流量定量重建等方法,系统地模拟重建全新世时期石羊河流域水循环。可以看出模拟结果与重建结果具有很好的一致性,均指示中全新世是全新世“气候适宜期”。为干旱区流域性气候变化重建与模拟研究提供了新的视角。

关键词: 干旱区; 内流河流域; 水循环; 石羊河流域; 重建与模拟
中图分类号:P339 文献标志码:A 文章编号:1001-8166(2017)07-0731-13
Long-term Reconstructions and Simulations of the Hydrological Cycle in the Inland Rivers, Arid China: A Case Study of the Shiyang River Drainage Basin
Li Yu, Liu Yuan
Key Laboratory of Western China’s Environmental Systems(Ministry of Education), College of Earth and Environmental Sciences, Center for Hydrologic Cycle and Water Resources in Arid Region,Lanzhou University,Lanzhou 730000,China

First author:Li Yu(1981-), male, Lanzhou City, Gansu Province, Professor. Reserch area include paleoclimate change.E-mail:liyu@lzu.edu.cn

Fund:Project supported by the National Natural Science Foundation of China “Construction of millennium scale vertical zonality laws and quantitative reconstruction model in the Shiyang River drainage basin”(No.41571178) and “The response of aeolian sediments environment and hydrologic cycle to millennial-scale climate change of basin: A case study of the Shiyang River drainage basin”(No.41371009)
Abstract

Hydrological cycles of inland rivers are highlighted in paleoclimate studies of arid regions. A great number of studies have been published in this regard, but most of the studies have mainly used climate proxies to reconstruct the evolution of paleoclimate and paleoenvironment, and there have been little long-term simulation and reconstruction experiments. Concerning this issue, we systematically carried out the long-term reconstruction and simulation experiments of hydrological cycle based on paleoenvironment records of the Shiyang River drainage basin with a lot of methods such as paleoclimate simulations, the Holocene monsoon simulations, lake water and energy balance model and quantitative reconstruction of paleo-precipitation and paleo-runoff. The results showed that the simulation results had a good consistency with the reconstruction results, indicating that mid-Holocene was “climatic optimum” in the Holocene. This research provided a new perspective for reconstruction and simulation studies of climate change in arid areas.

Keyword: Arid regions; Inland drainage basins; Hydrological cycle; Shiyang River drainage basin; Reconstruction and simulation.
1 引言

水循环是联系大气水、地表水、地下水和生态水的重要纽带, 其变化深刻地影响着全球气候、自然地理环境的形成和生态系统的演化以及人类社会发展和生产活动[1, 2]。干旱区内流河流域水循环研究不仅可以帮助我们了解干旱区环境演变过程和机制, 同时可以帮助我们认识气候系统的复杂性和多样性。风成沉积物、河流沉积物和湖泊沉积物中包含大量的沉积物粒度、碳酸盐、有机地化指标、碳酸盐碳氧同位素、矿物等自然记录, 是研究古气候变化的良好载体, 已被广泛应用于古气候变化研究。我国分布着大量的古湖泊记录, 公海[3]、巴里坤湖[4]、青海湖[5, 6]、罗布泊[7, 8]、鹤庆古湖泊[9]、猪野泽[10, 11]等湖泊的气候与环境变化研究引起了国内外学术界的广泛关注。前人主要利用风成沉积物[12]、河流沉积物[13, 14]、湖泊沉积物[15~17]、冰芯[18]、孢粉[15, 16, 19]等古气候记录重建干旱区古气候与古环境演化规律, 而长时间尺度模拟与重建对比研究方面较少。古气候模拟与重建研究中, 前人将全球气候模式与湖泊记录进行对比, 并引入降水量— 蒸发量(P-E)等物理量来解释湖泊演化规律, 模拟结果解释了东亚、中亚地区末次盛冰期期间湖泊水位分布格局[20, 21]。但是, 流域水循环是一个复杂的过程, 涉及到内陆水循环的所有分量, 仅使用P-E无法准确模拟湖泊演化过程。

石羊河流域是典型的干旱区内流河流域, 面临着人口密集、水资源开发利用程度高、用水矛盾突出等一系列生态环境问题, 该地区水循环过程十分特殊, 也十分重要。本文以石羊河流域为例, 选取石羊河流域上游石羊河a(HYHa)和石羊河b(HYHb)2个典型的黄土沉积剖面, 中游九墩滩(JDT)剖面, 下游青土湖01 (QTH01)和青土湖02 (QTH02)2个典型的湖相沉积剖面, 利用上游、中游、下游不同地貌单元古环境记录, 进行流域性气候重建及季风水汽输送强度和有效水分状况重建, 并在石羊河流域终端湖古湖泊岸堤年代学证据的基础上, 结合水量与能量平衡方程尝试定量模拟全新世期间流域古降水量及古径流量, 同时利用通用气候系统模式(Community Climate System Model, CCSM3.0)并采用连续气候模拟方法(Transient Climate Evolution Experiment, TRACE simulation)连续模拟全新世期间东亚冬季风和夏季风的演化序列, 并将古气候模式和湖泊能量与水量平衡模型嵌套使用, 系统地模拟研究区全新世湖泊演化过程。

2 研究区概况

石羊河流域位于甘肃省河西走廊东部, 地理坐标为101° 41'~104° 16' E, 36° 29'~39° 17' N, 东南与甘肃省白银、兰州两市相连, 西北与甘肃省张掖市毗邻, 西南紧靠青海省, 东北与内蒙古自治区接壤, 总面积4.16× 104 km2, 全长300余公里, 是甘肃省河西走廊三大内陆河流域之一[22, 23](图1)。流域水系发源于祁连山, 自东向西由大靖河、古浪河、黄羊河、杂木河、金塔河、西营河、东大河、西大河等8条河流及多条小沟小河组成。石羊河流域地处大陆腹地, 地势南高北低, 自西南向东北倾斜, 属大陆性温带干旱气候, 太阳辐射强, 日照充足, 温差大、降水少、蒸发强烈。自南向北大致划分为3个气候区:南部祁连山高寒半干旱半湿润区, 中部走廊平原温凉干旱区, 北部温暖干旱区。

图1 石羊河流域上游、中游、下游不同地貌单元环境记录分布图Fig.1 The locations of HYH, JDT and QTH records in the Shiyang River drainage basin

3 材料与方法
3.1 流域古环境重建

风成、河流以及湖泊沉积物是古气候变化研究的重要载体, 主要运用其中的沉积物粒度、碳酸盐含量、碳酸盐碳氧同位素、有机地化指标、矿物含量等自然记录来推测气候变化[24, 25]。本文选取石羊河流域上游、中游、下游不同地貌单元的古环境记录, 进行流域性气候重建(图1)。其中上游选取HYHa和HYHb 2个典型的黄土沉积剖面, 以2 cm间隔采样160个; 中游选取JDT剖面, 其中顶部至302.5 cm, 542.5~ 580 cm间隔10 cm取样, 302.5 ~542.5 cm间隔5 cm取样, 共取得63个样品; 下游地区选取QTH01和QTH02 2个典型的湖相沉积剖面, 在湖相沉积层以2 cm间隔采样, 砂层和砂黄土层位以5 cm间隔采样, 共采集样品292个。剖面碳酸盐δ 18O含量由中国科学院地质与地球物理研究所兰州油气资源研究中心稳定同位素实验室的Finnigan-MAT 252质谱仪测量, 有机质δ 13C含量由福建师范大学的Finnigan-MAT 253质谱仪测量, 碳酸盐含量由SK-2T04碳酸盐分析仪测量, 粒度测定使用兰州大学西部环境教育部重点实验室MALVERN公司生产的Matersize 2000激光粒度仪, TOC(Total Organic Carbon)和C/N(carbon nitrogen ratio)由德国Elementar公司生产的Vario-III元素分析仪测量。本文所涉及的5个沉积物剖面的位置信息、岩性描述、年代、孢粉组成、粒度分析、地球化学指标及矿物组分见参考文献[26~3535], 中游地区JDT剖面岩性、年代、粒度实验由本研究组完成, 地球化学指标实验使用参考文献[13]的数据。

3.2 全新世古气候与古季风模拟

因光合作用途径差异, 不同植物δ 13C值不同, 因此δ 13C可用于重建古植被类型。碳酸盐δ 18O是研究季风水汽来源和运输过程的重要指标。本文通过剖面碳酸盐δ 18O和有机质δ 13C含量综合分析重建研究区全新世期间的季风水汽输送强度以及有效水分状况。同时, 利用CCSM3.0通用气候模式并采用连续模拟方法连续模拟全新世期间东亚冬、夏季风演化序列。在此基础上, 系统性地对比东亚、中亚地区古湖泊演化过程与冬季风和夏季风变化之间的关系, 并使用PMIP3计划(Paleoclimate Modelling Intercomparison Project Phase 3)古气候模拟集成资料对研究结果进行了验证。

3.2.1 CCSM3.0古气候模式

CCSM3.0古气候模式由美国国家科学基金会(National Science Foundation, NSF)、美国能源部 (Department of Energy, DOE)、美国国家航空和宇宙航行局(National Aeronautics and Space Administration, NASA)、美国国家大气研究中心(National Center for Atmospheric Research, NCAR)和美国国家海洋和大气管理局(National Oceanic and Atmospheric Administration, NOAA)共同开发, 由大气、海洋、陆地、海冰和耦合器5个模块组成, 可在3种不同的模式分辨率下运行。与中尺度天气气候模式和流域水文模型相比, CCSM3.0可用于重构大尺度气候系统的过去和预估未来气候的变异, 利用耦合器可以实现大气、陆地、海洋和海冰间的数据交换, 探讨自然强迫和人类活动对气候系统的影响。本文基于CCSM3.0模拟了中国早、中、晚全新世的气候变化。早全新世代表时段是8.5 ka, 处于“ 8.2 ka全球性冷事件” 之前, 不受全球冷事件影响, 中全新世代表时段为6.0 ka, 晚全新世代表时段为pre-industrial(PI, 1800 AD), 处于工业革命之前, 受人类活动影响较弱。3个时间段的边界条件轨道参数[36], 大气中微量气体含量[37~39], 大陆冰盖[40]以及植被组成见表1。

表1 CCSM3.0气候模型早、中晚全新世的模拟边界值 Table 1 Boundary conditions used for CCSM3.0 model experiments at 8.5 ka, 6 ka and PI

3.2.2 国际古气候模拟比较计划

国际过去全球变化研究计划(Past Global Changes, PAGES)和世界气候研究计划的数值实验工作组(Working Group on Numerical Experimentation, WGNE)联合启动了国际古气候模拟比较计划(Paleoclimate Modeling Intercomparison Project, PMIP), 此计划通过开展一系列模拟试验理解全球气候变化的机理, 确定气候系统内部各种影响气候变化的关键反馈因子, 并评估当代气候模式对不同气候环境的模拟能力[41]。PMIP自1991年酝酿开始至今经历了PMIP1(1991— 2001年)和PMIP2(2002— 2007年)2个阶段, 并正在开展第三阶段PMIP3(2008年至今)的研究, 全新世阶段的古气候模拟是该计划焦点之一[42]。

3.3 湖泊水循环模拟

湖泊水循环是一个复杂的过程, 根据湖泊水量与能量平衡模型, 湖泊水位演化过程与湖泊表面降水量和蒸发量、径流量(包括了地表径流和地下径流、外渗水量等)、流域产汇流等紧密相关。本文将古气候模式与湖泊能量水量平衡模型嵌套使用, 系统地模拟中东亚地区湖泊水位连续变化的情况。

3.3.1 湖泊水量平衡模型

稳定条件下封闭湖泊水量平衡公式如下[43]:

dzdt=PL-EL+R (1)

式中:z代表湖泊深度, P和E为湖泊表面降水量和蒸发量(cm/a), R为径流量(包括地表径流和地下径流, CCSM3.0系统输出的径流量包括了地下径流)(cm/a per unit), 由于不好估算, 忽略了湖面水汽凝结量。

3.3.2 湖泊能量平衡模型

根据Hostetler等[44]研究的湖泊能量平衡模型, 湖泊表层的蒸发量取决于湖泊表层的能量平衡, 公式如下:

cwρ wz ∂T∂t=ϕ s+ϕ ld-ϕ lu± Qe± Qh (2)

式中:cw是水体热容(J/(kg· K)), ρ w是水体密度(kg/m), z是湖泊深度(m), T是湖泊表层温度(K), t是时间(s), ϕ s和ϕ ld被水体吸收的短波和长波辐射, ϕ lu是湖泊发出的长波辐射, Qe是潜在热通量, Qh是感热通量方程式右边的所有项单位均为W/m2。

3.4 流域水循环模拟

3.4.1 年代学证据与古湖泊复原

石羊河流域终闾湖在退缩过程中留下许多岸堤, 这些岸堤可用于获取14C测年年龄和光释光测年年龄等年代学证据。本文利用古湖岸堤提取光释光测年年龄、14C测年年龄及高程等信息如表2所示。基于石羊河流域终闾湖年代学证据, 利用ArcGIS空间分析软件在1∶ 5万ASTER DEM上匡算出全新世典型时段的湖泊面积(表2)。全新世石羊河流域终端湖湖面范围如图2所示。

表2 石羊河流域水陆面积与陆面面积分布 Table 2 The land surface area and water surface area of Shiyang River drainage area

图2 石羊河终闾湖全新世面Fig.2 The terminal lake scope of Shiyang River drainage area during the Holocene

3.4.2 流域水量与能量平衡模型

在长时间尺度内, 如果不考虑人类活动的影响, 石羊河封闭流域降水量与径流量等于蒸发量和下渗量:

PS+R=EW1 SW1+EW2SW2+ELSL+I (3)

式中:P, R, E和I分别为单位面积降水量、径流量、蒸发量和下渗量; S为流域总面积, SW1, SW2和SL分别为流域湖泊面积、河道面积和陆面面积; EW1,

EW2和EL分别为湖面单位面积的年蒸发量、河道单位面积的年蒸发量和陆面单位面积的年蒸发量, 可由潜在蒸发量E得到。E可根据Kutzbach能量平衡方程[45]由方程(4)~(6)计算得到:

E= R(1+B)L(4)

R=G0(1-α )(1-C)-Aε δ T4 (5)

A=(a1-b1 e)(1-c'C) (6)

式中:R为净辐射(W/m2); B为波恩比; L为蒸发潜热, 在0~30 ℃可取常数0.0769 W/m2[46], G0为天文辐射(W/m2); α 为地表反射率; C为云量; A为Angstrom 系数; ε 为地表相对辐射率; δ 为斯蒂芬玻尔兹曼常数, 为5.67× 10-8W/(m2· K4); T为温度(K), c'为Berliand纬度系数, e为水汽压(mb), C为云量覆盖率。a1和b1为Berliand根据全球数据库界定的参数, 分别为0.39和0.058。全新世期间所有古气候参数如表3所列。

表3 全新世期间所有古气候参数 Table 3 The paleoclimate parameters of Shiyang River drainage area during the Holocene
4 结 果
4.1 全新世沉积相变与环境变化

4.1.1 上游剖面

HYH剖面中值粒径、平均粒径和众数粒径分别为21.77, 38.22和32.3 μ m。整个剖面沉积物TOC百分含量、C/N值变化范围和δ 13C变化范围分别为0.01%~2.69%, 6.29%~19.50%和-25.22‰ ~-23.69‰ 。根据TOC、C/N值、δ 13C和剖面沉积物性质变化, 可将HYH剖面划分为7个阶段 (图3和图4a)。

A阶段320~303 cm(12 222~12 150 cal a BP)主要为砂黄土层, TOC含量和C/N值为整个剖面最低阶段, δ 13C变化范围为-24.91‰ ~-24.13‰ ; B阶段303~285 cm(12 150~12 078 cal a BP)以古土壤层为主, TOC含量和C/N值均略高于A层, δ 13C偏负于相邻的古黄土层A; C阶段285~217 cm(12 078~11 144 cal a BP)为黄土沉积层, TOC含量和C/N值均低于B层古土壤层, δ 13C偏正于相邻的古土壤层; D阶段217~145cm(11 144~8 110 cal a BP)为古土壤层, TOC, C/N值明显高于C层古土壤层, δ 13C偏负于相邻的古黄土层; E阶段145~110 cm(8 110~6 963 cal a BP)黄土层, TOC含量和C/N值低于D层, δ 13C偏正于相邻的古土壤层; F阶段110~65 cm(6 963~3 773 cal a BP)为古土壤层, TOC含量较高, 是HYH剖面全新世古土壤层的最高值; G阶段65~0 cm(3 773 cal a BP以来), 该层土壤中有现代植物生长, TOC含量较高, C/N值和δ 13C变化范围为6.82‰ ~12.29‰ 和-24.64‰ ~-23.69‰ 。

图3 HYHa, HYHb, JDT和QTH01, QTH02剖面岩性和校正后的14C 年代结果(cal a BP)Fig.3 Lithology and the calibrated 14C dates (cal a BP) for the HYHa, HYHb, JDT和QTH01, QTH02 sections

从上述结果可以看出, HYH剖面全新世沉积物TOC百分含量和C/N值变化趋势比较相似, 古土壤层均较高, 黄土层均较低, 中全新世较高, 早全新世较低, 晚全新世期间TOC百分含量较高, 而C/N值较低, 这主要是由于植被对于TOC和C/N值的影响机制不同。

4.1.2 中游剖面

JDT剖面上部以风成沉积物为主, 颗粒较细, 中间为湖沼相沉积其中含有一个泥炭层, 之下系氧化环境, 底部沉积物为河床相中、细砂。根据TOC、CaCO3含量、δ 18O含量[13]和剖面沉积物性质的变化, 将剖面分为6个阶段(图3和图4b)。

A阶段580~405 cm(8 588~7 155 cal a BP)沉积物粒度波动较大, 砂含量高达66%, 典型的河流相沉积层。CaCO3和TOC含量较低, δ 18O数据较少。B阶段405~322.5 cm(7 070~6 352.9 cal a BP)系氧化环境, 沉积物为红色和灰白色, 颗粒较细, 典型的河湖相沉积。CaCO3含量较低但有高值出现, δ 18O含量较高, TOC含量较低。C阶段322.5~295 cm(6 321~6 139 cal a BP), 根系周围由于游离氧对部分亚铁化合物的氧化作用, 沉积物形成黄褐色的锈纹, 粒度频率曲线较为平缓, 典型的湖相沉积层。CaCO3含量较低, TOC含量大幅度上升, δ 18O含量降低且波动大, 气候继续趋于干旱。D阶段295~225 cm(6 064~5 529 cal a BP), 该阶段沉积物是以湖滨砂为主, 颗粒粗大但质地均一, 分选较好, 是一个浅湖— 风成沉积相砂层。CaCO3和δ 18O含量逐渐上升, 可以看出蒸发量继续增大, 干旱的环境导致适应湿润环境的生物数量减少, 所以TOC含量有所下降。E阶段225~115 cm(5 444~4 524 cal a BP)为风成沉积相的粉砂层, CaCO3含量与其他层位相比达到最大, TOC含量略微升高, δ 18O含量较高, 可以看出该阶段蒸发量极大, 气候进一步干旱。F阶段115~0 cm(4 449~3 444 cal a BP)为粉砂层, 沉积物的粒径和构成与E层类似。碳酸盐含量略低于E层, 但仍然较高, TOC含量较低, δ 18O含量仍然较高, 可以看出该阶段气候比E阶段更加干旱。

图4 石羊河流域上游、中游、下游剖面地球化学指标数据示意图
(a), (b)[13], (c)分别为上游、中游、下游剖面Fig.4 Geochemical proxies for upstream、middle stream and downstream sections in the Shiyang River drainage basin
(a), (b)[13] and (c) indicate upstream section, middle stream section and downstream section, respectively

4.1.3 下游剖面

QTH剖面TOC百分含量, C/N值和δ 18O变化范围分别为0.01%~2.60%, 0.41~17.62和-31.00‰ ~-22.00‰ 。根据QTH剖面岩性和年代数据, 可将剖面划分为5个阶段(图3和图4c)。

A阶段599~736 cm(Late Glacial, 约13 000 cal a BP之前), 砂的百分比含量较高, 沉积物主要由粗颗粒组成。TOC含量为整个剖面最低阶段, C/N值和碳酸盐含量较低, δ 13C值与整个剖面相比偏负, 变化范围为-28.10‰ ~-25.50‰ 。B阶段473~599 cm(13 000~7 703 cal a BP), 粉砂含量大幅度增加, 砂含量同时减少, 平均粒径、中值粒径、众数粒径也相应减少。TOC含量和C/N值相对于A阶段增加。此阶段沉积物为灰绿色湖相沉积层, 环境可能相对湿润, 生物来源的有机碳增加。δ 13C值与A阶段相比偏正, 变化范围为-27.10‰ ~-22.00‰ 。C阶段385~473 cm(7 703~7 377 cal a BP), 粉砂含量高, 平均粒径、中值粒径和众数粒径均较高。TOC含量和C/N值相对于B阶段减少。δ 13C值与B阶段相比偏负, 变化范围为-25.50‰ ~-23.82‰ 。D阶段199~385 cm(7 377~1 171 cal a BP), 粉砂含量平均为57.3%, 砂含量减少, 平均粒径、中值粒径和众数粒径数值较低。TOC含量和C/N值达到整个剖面的最大值, 此阶段沉积物以湖相沉积物和泥碳为主, 环境相对湿润。δ 13C值较C阶段偏负, 变化范围为-31.00‰ ~-23.00‰ 。E阶段1~199 cm(1 171~0 cal a BP)为风成沉积物, TOC百分含量和C/N值较D阶段有所下降, 湖泊已经退缩, 湖泊有机质输入量较低。δ 13C值较D阶段偏正, 变化范围为-27.40‰ ~-24.20‰ 。

4.2 水汽输送重建与模拟

HYH剖面全新世沉积物δ 18O值变化范围为-9.117‰ ~-4.446‰ , 平均值为-6.98‰ , δ 13C值变化范围为-23.687‰ ~-25.22‰ , 平均值为-24.445‰ 。HYH剖面δ 18O低值出现在237cm (11 333 cal a BP), 显示在早全新世时期亚洲夏季季风水汽运输较强, 这由低纬度地区太阳辐射增强引起。全新世以来, 剖面沉积物δ 18O值呈现逐步上升趋势, 说明早全新世降水逐渐增多, 晚全新世降水减少。在早全新世期间, 较低的δ 13C对应较低的δ 18O值, 说明中国西北地区季风水汽输送较强, 有效湿度较高。晚全新世期间, 两剖面δ 13C和δ 18O值都较高, 说明在此期间该区域季风活动减弱, 有效湿度持续减少。石羊河流域处于季风边缘区, 晚全新世期间, 东亚季风严重退缩而农业生产活动不断扩大, 因此表层较高的δ 13C和δ 18O值受人类活动影响较大, 并不能反映季风降水的变化。

图5a为TRACE模型模拟的东亚中全新世(6 ka)和晚全新世(1 ka)间降水加权的夏季(JJA) δ 18O值分布差异图, 图5b为CCSM3.0系统模拟的东亚地区中晚全新世间降水差异图[9]。从图5a可以看出在中国西部青藏高原东北缘中晚全新世夏季(6~8月) δ 18O差值有一个很明显的强负值区域, 表明该区域季风水汽输送在中全新世加强, 该区域也是中国北方重要的季风降水水汽输送通道。图5a中的箭头和黑色圆点指示了平均水汽输送通道和研究区位置。由图5b可以看出, CCSM3.0系统模拟的中晚全新世间降水差异在中国西部青藏高原东北缘也有一个很明显的强负值区域, 说明中全新世较晚全新湿润。图6显示了PMIP3模型耦合模拟的中全新世(6~0 ka)夏季(JJA)降水(%)和850 hPa经向风(m/s)对轨道驱动力的响应。结果显示PMIP3模型较好地捕捉了中全新世东亚季风大尺度特点, 包括北方夏季海陆差异和东亚夏季季风环流增强, 以及中国东部盛行南风[7, 46]。但是, 中晚全新世向北的水汽输送和降水差异, 中国西部降水变化, 也就是季风水汽输送通道沿线地区以及中国北部比中国东南地区更为显著, 这说明中国东部中全新世强夏季风并不能带来相应的降水。季风降水的空间分布在PMIP2和PMIP3模拟结果相似, 均指示季风降水在中国北方和青藏高原南部变化较为明显[42, 46]。重建结果与模拟结果具有很好的一致性, 均指示了早全新世夏季季风较强, 中国西北地区季风水汽输送较强, 从早全新世到晚全新世逐渐减弱。

图5 TRACE模型模拟的东亚中全新世(6 ka)和晚全新世(1 ka)间降水加权的夏季(JJA) δ 18O值分布差异(a)[7]以及CCSM3.0系统模拟的中全新世(6 ka)和晚全新世(1 ka)间降水差异(b)Fig.5 The precipitation weighted summer (JJA) δ 18O distribution difference between 6 ka and 1 ka in East Asia in TRACE model(a)[7]and precipitation difference(cm) between 6 ka and 1 ka in East Asia in CCSM3.0(b)

图6 PMIP3模型耦合模拟的中全新世(6~0 ka)夏季(JJA)降水(%)(a)和850 hPa经向风(m/s)对轨道驱动力的响应(b)[7, 46]Fig.6 The ensemble mean of the PMIP3 models with equal weight indicating changes of summer precipitation (%) (6~0 ka) (a) and 850 hPa meridional wind (m/s) of JJA (6~0 ka) (b) in response to orbital forcing in the mid-Holocene[7, 46]

4.3 湖泊水循环模拟

将CCSM3.0古气候模式、湖泊能量平衡模型与湖泊水量平衡模型嵌套使用, 系统地模拟中东亚地区全新世8.5 ka、6.0 ka和PI之间湖泊水位高低变化及引起变化的原因(图7)。引起湖泊水位变化的原因包括降水和湖泊表面蒸发量变化共同引起的湖泊水位变化, 降水变化引起的湖泊水位变化以及湖泊表面蒸发引起的湖泊水位变化。在季风区, 早全新世(8.5 ka BP)时期湖泊水位达到峰值, 中全新世(6.0 ka BP)水位次之, PI期间湖泊水位最低。早全新世相对于中全新世的高水位主要由于早全新世期间湖泊表面蒸发量较少引起的, 而早中全新世相对于PI的高湖泊水位变化主要是由于降水增加和湖泊表面蒸发量减少共同引起。在中亚干旱区, 中全新世湖泊水位高于早全新世, PI 期间湖泊水位高于早全新世和晚全新世。

图7 湖泊能量与水量平衡模型模拟的全新世以来湖泊水位高低变化及其原因
深橘色代表降水和表面蒸发共同引起的湖泊水位下降, 橘色代表湖泊表面蒸发量增加引起的湖泊水位下降, 黄色分别代表降水减少引起的湖泊水位下降; 深蓝色代表降水和表面蒸发共同引起的湖泊水位上升, 蓝色代表湖泊表面蒸发量降低引起的湖泊水位上升, 浅蓝色代表降水增加引起的湖泊水位上升Fig.7 The results and reasons of lake-level changes based on the lake water & energy balance model since the Holocene
The dark orange, orange, light orange mean the decreased lake level caused by the combined effects of decreased precipitation and lake increased evaporation, increased lake evaporation, decreased precipitation, respectively; the dark blue, blue, light blue mean the increased lake level caused by the combined effects of increased precipitation and decreased lake evaporation, decreased lake evaporation, and increased precipitation, respectively; the white color of grid cells means no lake level change

4.4 流域性降水和古湖泊径流定量重建

4.4.1 流域性降水重建

流域在某一特征时期相对稳定, 则表明全流域降水量与蒸发量相等。由公式(3)可得:

PS=EW1 SW1+EW2SW2+ELSL (7)

根据全新世古气候参数, 可以得出石洋河流域全新世时期的流域古降水量(表4)。

4.4.2 古湖泊径流重建

在不考虑构造因素, 并假设古河道面积与现代河道面积相当, 当湖面长期处于稳定状态时, 即不考虑水域的下渗量, 由公式(3)可得:

P(SW1+SW2)+R=EW1SW1+EW2SW2(8)

根据全新世古气候参数, 可以得出石羊河流域全新世时期湖泊古径流量(表4)。

表4 全新世时期石羊河流域古降水与古径流 Table 4 Paleoprecipitation and runoff of the Shiyang River drainage area during the Holocene
5 讨论
5.1 石羊河流域上游、中游、下游沉积相位不同, 但环境变化一致

石羊河流域深居中国大陆腹地, 属于典型干旱区内流河流域, 流域上游、中游、下游分布着大量的黄土、河、湖相沉积物, 为全新世气候变化研究提供大量材料[34~36]。本文以石羊河上游HYH风成沉积物剖面、中游JDT剖面和下游QTH剖面为研究对象, 对比同一流域不同位置全新世沉积剖面的沉积物粒度、碳酸盐含量、有机地化指标、碳酸盐碳氧同位素等自然记录。根据上游、中游、下游的气候记录, 可以看出早全新世时期流域性有效水分较低, 初级生产力较低, 终端湖湖泊面积较小, 7~8 cal ka BP石羊河流域开始进入“ 全新世适宜期” , 流域上游、中游、下游沉积记录显示, 上游地区剖面中形成古土壤沉积物, 有机质及磁化率值均较高, 中游地区沉积物粒径较细, 环境较为湿润, 下游地区植被覆盖度高, 湖泊稳定且湖泊面积大。根据上游、中游、下游气候记录, 虽然上游、中游、下游记录的“ 全新世气候适宜期” 开始时间存在一定的误差, 但都在14C测年误差范围之内, 可以看出石羊河流域全新世时期环境变化过程在流域上具有一致性。从4.7 cal ka BP 开始, 石羊河流域“ 全新世气候适宜期” 结束, 这一现象下游终闾湖的气候记录要稍微敏感于中游及上游黄土剖面记录。可能是由于终端湖地区年降水量小, 蒸发量大, 对于气候变化反应敏感, 而中游地区沉积记录的适宜期结束稍晚。对比石羊河流域上游、中游、下游气候记录, 可以看出石羊河流域上中下游沉积剖面所记录的环境变化一致, 只是沉积相位不同。

5.2 石羊河流域可指示季风区气候变化特征

季风作为全球大气环流行星尺度重要特征之一, 一直吸引着众多学者。中国是世界主要季风区域, 每年由于季风异常中国大范围的旱涝灾害非常频繁, 越来越多的学者致力于中国季风的研究, 但是中国疆域广大, 地形复杂, 是否每个地区都可以作为季风研究区, 这是一个值得探讨的问题。早在1981年, 陈健等[47]指出中国冬季盛行西北风, 夏季盛行西南风, 认为中国冬夏盛行风在一年之内转变方向的地区为中国季风气候区域; Wang等[48]将年夏季降水量与冬季降水量差值大于300 mm, 同时季风降水指数超过0.5的区域定义为季风区; Liu等[49]认为夏季与冬季降水之差超过2 mm/d, 且夏季降水超过年降水量55%的地区是季风区, 其中夏季是指每年的5~9月, 冬季是指每年的11月至翌年3月; Chen等[50]和Li等[51]根据水汽输送场路径将中国分为季风区和非季风区。

前人对于季风研究区的选择均基于不同时期不同学者对于季风区的定义, 但是不同季风区定义所划分的季风区与非季风区具有一定的差异, 尤其位于季风边界区的区域气候变化格外复杂。石羊河流域位于季风边界区气候类型非常复杂, 本文以石羊河流域为例, 根据流域不同地貌单元的古环境记录重建全新世时期流域古气候, 同时将CCSM3.0古气候模式、湖泊能量平衡模型与湖泊水量平衡模型嵌套使用, 系统模拟了中东亚地区全新世8.5 ka、6.0 ka和PI之间湖泊水位高低变化及引起变化的原因。从重建结果与模拟结果可以看出, 石羊河流域气候演化与季风区的气候演化具有明显的一致性, 因此石羊河流域可以指示季风区气候变化特征用以探讨季风区气候变化的演化规律和驱动机制。

5.3 季风边界区湖泊水位变化符合季风区演化形式

季风边界区气候类型非常复杂, 受到西风带与季风两大环流系统的影响, 这两大环流系统的影响域和影响强度会随着这两大风系强迫源的变化(全球变化、纬圈经向热力差异变化、海陆热力差异变化等)而变化[52]。众多学者对季风边界区全新世气候变化开展了大量研究。李吉均[53]提出, 晚更新世以来我国西北地区千年尺度气候存在“ 季风” 和“ 西风” 2种模式, 新疆地区服从西风带规律, 甘肃、青海等地区主要受季风影响。李育等[34]根据石羊河流域中、下游的红水河剖面, QTH02, QTL-03和三角城剖面的孢粉记录指出全新世期间石羊河流域在千年尺度上受到亚洲季风与西风带气流的共同影响。这些研究均根据古环境代用指标重建了季风边界区气候演化规律, 而缺少长时间尺度模拟与重建对比实验。

本文根据石羊河流域上游、中游、下游古环境记录, 重建流域性气候, 同时将CCSM3.0模型和湖泊水量与能量平衡模型嵌套使用, 模拟了全新世期间湖泊水位高低变化以及引起湖泊水位变化的原因。根据石羊河流域上游、中游、下游古环境记录得出石羊河流域早全新世流域性有效水分较高, 随着晚全新世, 石羊河流域气候逐渐趋于干旱。模拟结果也显示在季风区湖泊水位在早全新世时期达到峰值, 中全新世水位次之, PI期间水位最低。而在中亚干旱区, PI期间湖泊水位高于早中全新世, 中全新世湖泊水位高于早全新世。Chen等[54]根据猪野泽地区的三角城剖面全新世沉积物记录, 得出该流域全新世气候主要受控于亚洲季风。根据河西走廊盐池古沉积物指标, Li等[55]指出晚冰期以来盐池演化过程与青藏高原区和典型季风区古气候记录具有一致性, 表现为晚冰期和早全新世湖泊扩张, 中、晚全新世期间湖泊退缩明显。这主要是因为亚洲季风区受到低纬度轨道尺度太阳辐射变化和赤道复合带位置变化的综合作用, 夏季风从晚冰期开始逐渐增强, 一直持续到早、中全新世期间。季风区的石笋记录, 以及青藏高原地区的青海湖、沉错、扎布耶盐湖均指示早全新世夏季季风强盛[56~60]。这些研究结果与我们的重建与模拟结果一致, 可以看出季风边界区湖泊水位变化, 符合季风区演化形式。

5.4 季风降水与径流

石羊河流域终闾湖在退缩过程中留下许多岸堤, 本文根据古湖泊岸堤提取光释光测年年龄、14C测年年龄及高程等信息, 使用ArcGIS空间分析方法恢复了全新世古湖泊面积, 同时以古流域现代相似区域的水文资料为基础改进了湖泊水量与能量平衡模型, 运用改进的水量与能量平衡模型重建了石羊河流域全新世期间古降水量及古湖泊的径流量。结果显示, 全新世时期石羊河流域终端湖湖泊面积为628 km2, 流域古降水量及径流量, 分别为248.325~250.576 mm和10.206× 108~11.123× 108 mm。

6 结 论

在石羊河流域上游、中游、下游古环境记录的基础上, 重建流域性气候和季风水汽输送强度, 并根据终闾湖古湖泊岸堤年代学证据和水量与能量平衡方程, 定量模拟全新世期间流域古降水量及古径流量。同时, 将CCSM3.0古气候模式、湖泊能量平衡模型与湖泊水量平衡模型嵌套使用, 系统地模拟了中东亚地区全新世8.5 ka、6.0 ka和PI之间的湖泊水位高低的变化以及引起变化的原因。结果显示:虽然石羊河流域上游、中游、下游的沉积相位不同, 但是流域上游、中游、下游环境变化一致, 均指示中全新世为“ 全新世气候适宜期” ; 石羊河流域的气候变化可指示季风区的气候变化, 用以探讨季风区气候变化的演化规律和驱动机制; 季风边界区湖泊水位变化符合季风区演化形式, 在早全新世时期达到峰值, 中全新世水位次之, PI 期间水位最低; 全新世时期石羊河流域终端湖的湖泊面积为628 km2, 流域古降水量及径流量, 分别为248.325~250.576 mm和10.206× 108~11.123× 108 mm。

The authors have declared that no competing interests exist.

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