图1 西佛爷池(采样点)及跑马梁、三清池和芳香寺剖面的位置
Fig. 1 Locations of Western Foye Chi (the sampling site), Paomaliang, Sanqingchi and Fangxiangsi profile
摘要 根据西佛爷池(海拔 3410m)剖面的有机地球化学指标, 重建太白山高山带过去 2000 年的气候变化。对采自该剖面的样品进行孢粉分析, 并结合太白山跑马梁(海拔 3556m)、三清池(海拔 3080m)和芳香寺(海拔 3000m)剖面的孢粉数据, 进行聚类分析, 探讨高山带不同海拔植被对气候变化响应规律。结果表明, 不同海拔植被对相对冷干气候的响应有更好的一致性, 且林线过渡带内这种一致性更明显。随着现代升温期的到来, 植被对气候的响应主要受高程影响。研究结果可为认识晚全新世以来高山环境系统的气候-植被耦合关系提供一定的参考。
关键词 晚全新世; 太白山; 高山带; 孢粉分析; 气候响应
在过去的近 2000 年中, 发生中世纪暖期、小冰期以及近百年升温等典型气候事件, 各种载体记录的古气候信息非常丰富[1-3]。了解过去的气候-环境特征, 有助于更好地认识当今全球气候问题, 预测未来气候变化。因此, 建立过去 2000 年高分辨率环境记录的有关研究受到越来越多的关注[4-5]。
湖泊对气候变化响应敏感, 在过去全球变化及区域响应差异的研究中具有不可替代的优势[6]。秦岭主峰太白山是中国大陆中东部(105°E 以东)的最高峰, 位于东亚季风区。由于全新世升温, 太白山高海拔地带的冰川发生消融, 在冰蚀洼地或终碛垄处形成若干湖泊和沼泽, 其中的沉积物连续性好, 分辨率高, 且因海拔高度较大, 受到人为扰动较少, 在一定程度上可以真实地反映晚全新世以来的气候变化[7-9], 受到学界的广泛关注, 并在此开展有关古气候变迁[7,9-14]和高山林线动态[8,15-17]等的一系列研究。Wang 等[14]通过对佛爷池沉积物进行 TOC和C/N 分析、粒度分析、稳定碳同位素分析、孢粉分析和矿物磁性测定, 重建近 2300 年太白山高山带的气候和环境变化。宋雅琼等[12]对沉积物记录做小波分析, 讨论太白山全新世气候变化的周期性波动。由于测年精度和代用指标不同, 这些针对单一剖面重建的古气候结果不完全一致, 目前对太白山高山带气候变迁的认知尚不够全面和准确。尽管刘鸿雁等[15]重建该区域的气候变化过程以及高山林线位置和树种组成的变化, 并分析林线对气候变化的响应机制, 但是对太白山高山带内不同海拔植被对气候变化的响应是否具有同步性仍然不明确。Cheng 等[8]利用太白山南坡不同海拔剖面的云杉属(Picea)、冷杉属(Abies)和落叶松属(Larix)孢粉通量,讨论近 6000 年以来太白山高山林线演化及其对东亚季风的响应, 但没有对各剖面的孢粉组合进行比较。
本研究基于太白山林线交错带内西佛爷池的沉积物柱芯, 利用地球化学指标, 重建近 2000 年来的气候变化, 通过孢粉分析, 恢复西佛爷池的植被动态。在此基础上, 对不同海拔多个剖面的孢粉记录进行聚类分析, 以期揭示太白山高山带不同海拔植被对气候变化的响应规律, 为认识晚全新世以来高山环境系统的气候-植被耦合关系提供依据。
在太白山南坡, 海拔 3270m 附近为郁闭森林分布的上限(即森林线), 海拔 3480m 附近为孤立木分布的上限(树线), 二者之间为林线过渡带(简称林线)[8,17]。北坡林线分布的海拔范围与南坡略有差异, 但植被结构大体上一致[18-19]。太白山高海拔地带保留着第四纪冰川遗迹。气候转暖之后, 冰川逐渐消融, 在冰蚀洼地或冰碛垄环绕处形成若干湖泊和沼泽, 如玉皇池、大爷海、二爷海、三爷海、佛爷池和三清池等[20-21]。这些冰蚀湖和冰碛湖以及其中的沉积物为古环境研究提供了良好的场所和材料[22-23]。
佛爷池是太白山南坡的一个冰蚀洼地, 处于现代林线过渡带。湖面呈椭圆形, 湖水面积为 8000~ 12000m2, 正常年份湖水深度为 1~2m, 较干旱年份湖水深度不足 1m[22]。流域内年平均气温为−0.7ºC, 年平均降水量为 710mm[18], 遍布花岗岩类风化碎屑, 主要植被类型为高山-亚高山灌丛或高山草甸, 主要土壤为高山草甸土和亚高山草甸森林土[9,22]。佛爷池中间有凸起的基岩将其分为东西两个部分, 分别称东佛爷池和西佛爷池。本研究的采样点在西佛爷池(33°56′N, 107 °45′E; 海拔3410m)。
跑马梁剖面(33º57′N, 107º45′E; 海拔 3556m)位于一个有沼泽的洼地, 处于太白山南坡现代林线之上, 主要植被类型是高山草甸和灌丛[8]。三清池剖面(33º55′N, 107º46′E; 海拔 3080m)位于太白山南坡二爷海-三清池槽谷的末端, 处于现今林线之下, 主要植被是以巴山冷杉林为主的针叶林[8,13]。芳香寺剖面(33º59′N, 107º44′E; 海拔 3000m)位于秦岭太白山北坡的沟谷中, 植被为太白红杉林[10]。上述 3 个剖面及西佛爷池采样点的位置如图1所示。
在西佛爷池底的沉积物剖面内壁, 沿垂向从下至上, 用 22cm×13cm 铝制饭盒连续地扣取样品, 得到长度为 93cm 的沉积序列 XFYC13。取样过程中, 在整个剖面未发现明显的沉积间断。将样品带回实验室, 按 1cm 间隔分样, 置于 30℃烘箱内烘干, 用塑料自封袋密封保存。
选取深度为29.5, 59.5, 73.5和92.5 cm的4个沉积物样品, 在北京大学考古文博学院加速器质谱实验室完成 AMS 14C 测年。样品中未发现适用于测年的植物残体, 考虑到研究区位于花岗岩类分布区域, 无河流注入, 陆源“老碳”进入湖泊的机会相对较小, “碳库效应”对测年结果的影响较小[9], 故用沉积物中的腐殖质进行测年。测试结果使用 OxCal v3.10 程序校正为日历年龄(表 1)。沉积序列未发现明显的沉积间断, 采用线性内插方法得到其他样品年龄, 建立全剖面的年代序列。
图1 西佛爷池(采样点)及跑马梁、三清池和芳香寺剖面的位置
Fig. 1 Locations of Western Foye Chi (the sampling site), Paomaliang, Sanqingchi and Fangxiangsi profile
总有机碳(TOC)和总氮(TN)的分析在北京大学分析测试中心完成, 所用仪器为德国生产的 Vario MICRO CUBE 元素分析仪。取每个样品约 10mg, 装入锡舟中进行精确的称量, 并加入助燃剂。将锡舟密封, 放入元素分析仪中进行测试, 得到 TOC和 TN 含量。通过计算, 得到 C/N 值。有机碳同位素组成(δ13C)的测试在自然资源部地下水科学与工程重点实验室完成, 使用 Thermo finnigan MAT253气体同位素比值质谱仪和 Thermo Finnigan Flash EA1112HT 元素分析仪。
TOC 反映沉积物中有机质含量, 其值升高, 说明有机质积累量增加。佛爷池为一冰蚀洼地, 湖泊中水温较低, 有机质主要来自湖泊周围陆生植被, 较高的有机质含量反映植被发育较好, 气候较为暖湿[12,24-25]。TN 反映湖泊初级生产力水平, 其含量上升表明湖泊初级生产力提高[26]。C/N 值反映外源和内源植物对湖泊有机质贡献的相对大小[7,26], 水生植物的 C/N 值较小(一般为 4~10), 陆生植物的C/N 值较大(一般大于 20)[26-27], C/N 值升高说明外源有机质的贡献增大。
δ13C 是恢复湖泊古气候的一个重要指标, 通常认为高 δ13C 值对应气候温暖期, 低 δ13C 值对应气候寒冷期[28]。但是, 高纬度或高海拔(>3200m)地区以 C3植物为主, C4 植物的生长受到很大的限制, 甚至消失[28-29], δ13C 值的大小主要由大气中 CO2 和湖水中 HCO3−合成的有机质含量决定, 低 δ13C 值对应暖期, 高 δ13C 值对应冷期[28]。
本文根据上述指标随年代变化曲线的峰值和谷值, 划分太白山高山带 2000aBP 以来的气候变化阶段。
孢粉能以化石的形式在地层中长期保存, 在恢复古植被时有不可替代的作用[4,30-31]。湖泊沉积物中的孢粉浓度和百分比可以指示山区植被的垂直分带及其分布情况, 是重建湖泊流域内植被的直接证据[8]。
孢粉分析在北京大学地表过程分析与模拟教育部重点实验室完成。采用重液浮选法, 对 93 个样品进行预处理。将所得孢粉浓缩物用甘油密封制片, 在 Leica 生物显微镜下进行孢粉鉴定和统计, 对每个样品统计孢粉 500 粒以上。
预处理前, 每个样品中加入一粒石松孢子片作为指示剂, 用以计算孢粉浓度(粒/g)。某科属孢粉浓度计算公式如下:
孢粉浓度 = (某科属孢粉数 × 加入的石松孢子总数 /样品中石松孢子统计数) / 样品重量。
聚类分析是对样品进行分类的一种多指标统计方法。根据聚类过程的不同, 聚类分析方法分为快速聚类、系统聚类和判别分析 3 种[32]。其中, 系统聚类应用最广泛, 其特点是事先不明确所要分类的数目, 根据分类对象之间距离的远近进行高层次合并, 由分类谱系图确定在某个层面将全部对象分为几个大类, 大类之中可以再分出亚类[32]。
本次研究以太白山西佛爷池(XFYC)、跑马梁(PML)、三清池(SQC)和芳香寺(FXS) 4 个剖面的孢粉百分比数据为基础, 确定聚类单位和变量, 然后进行聚类分析, 最终根据聚类图谱显示的剖面间孢粉组合的亲疏关系, 探讨各时期不同海拔植被对气候变化的响应规律及影响因素。
表1 沉积剖面XFYC13测年结果
Table 1 Radiocarbon dates for the XFYC13 sequence
样品编号深度/cm14C年龄(±1s)/aBP校正后 年龄/aBP年龄(±1s)/aBP年龄(±2s)/aBP BA13170729.5695±20660655~675590~680 BA13170859.51370±3012931285~13051270~1315 BA15062273.51645±2015651531~15601522~1607 BA13170992.52085±2020552080~21101990~2120
首先, 引用太白山南坡跑马梁[9]和三清池剖面[9,14] 0~2000aBP 的湖泊沉积物孢粉数据以及北坡芳香寺剖面 0~1000aBP 的孢粉数据[11], 结合本文获取的 XFYC 剖面 0~2000aBP 的孢粉数据, 选取每个剖面主要孢粉类型(含量>2%)的数据, 将跑马梁、三清池和西佛爷池剖面在 0~2000aBP 范围内统一为 20 年尺度, 将芳香寺剖面在 0~1000aBP 范围内统一为 20 年尺度。利用 SPSS 26, 对上述数据分别进行主成分(PCA)分析。
然后, 对 4 个剖面的 PCA 指标进一步做聚类分析。为了降低时间维度对聚类结果的影响, 各剖面以 500 年为聚类单位, 同时对归一化后的 PCA 指标取均值, 作为聚类变量。聚类图谱中叶子节点的层次越低, 说明类别之间的相似度越高, 表示在该时期剖面的孢粉组合更为接近。
基于 XFYC13 剖面 TOC, TN, C/N 和 δ13C 等指标的变化, 将这一沉积剖面涵盖的 2055 年的气候变化划分为 7 个阶段(图 2)。
阶段Ⅰ (2055~1400 aBP): TOC 和 TN 均偏高, C/N偏低, 说明有机质积累量和湖泊生产力水平较高, 水生植物茂盛; δ13C 处于低值, 揭示该时期水体中溶解的 CO2 较多, HCO3−较少。该阶段的气候较为暖湿。
阶段Ⅱ(1400~1010aBP): TOC 和 TN 急剧降低, C/N 上升, 表明有机质积累量减少, 湖泊初级生产力降低, 内源有机质贡献相对减小; δ13C 上升, 说明水体中溶解的 CO2 减少, HCO3−增多。该阶段气候较为冷干。
阶段Ⅲ(1010~780aBP): TOC 升高, 说明总有机质含量增加; C/N 升高, 意味着水生植物对有机质的相对贡献率减小; TN 升高, 说明湖泊初级生产力提高, 内源有机质含量增加, 推测此时搬运入湖的外源有机质含量也应增大, 且增量应超过内源水生生物; δ13C 显著降低, 且在 800 aBP 附近出现极低值, 反映水中溶解的 CO2 增多。推测该时期气候温暖湿润。
阶段Ⅳ(780~690aBP): TOC 和 TN 降低, C/N 比前一时期略为下降, 表明该时期湖泊中有机质含量较少, 内、外源有机质含量均下降, 且对外源有机质的影响更明显; δ13C 明显升高。该阶段气候寒冷干燥。
阶段Ⅴ(690~500aBP): TOC, TN 和 C/N 升高, 显示湖沼区有机质积累量增加, 湖泊生产力水平提高, 外源陆生植被发育较好; δ13C 降低, 表明水体中溶解的 CO2 增多, HCO3−较少。推测该阶段气候向暖湿转变。
图2 太白山西佛爷池剖面(XFYC13)的TOC, TN, C/N和δ13C随年代的变化
Fig. 2 Variations of TOC, TN, C/N and δ13C of the sediment profile of Western Foye Chi (XFYC13) in Taibai Mountain
阶段Ⅵ(500~230aBP): TOC 和 TN 降低, 表明这一阶段有机质积累量降低, 湖泊初级生产力降低; C/N 降低, 意味着外源有机质贡献量相对减小, 表明陆生植被发育较差; δ13C 升高。该时期气候再次转为冷干。
阶段Ⅶ(230aBP 至今): 该阶段前期(230~100 aBP), TOC 和 TN 有所增加, C/N 显著降低, 说明湖泊生产力水平以及有机质积累量提高, 内源有机质贡献增大; δ13C 降低, 进一步表明气候温暖。100 aBP 至今, TOC, TN 和 C/N 的上升趋势以及 δ13C 的降低趋势均显著, 说明有机质含量增大, 植被生长繁茂, 气候条件可能在迅速变暖变湿。
XFYC13 剖面鉴定出 32 种孢粉类型, 其中常见的乔木孢粉主要包括松属(Pinus)、铁杉属(Tsuga)、冷杉属(Abies)、云杉属(Picea)、桦属(Betula)、栎属(Quercus)和胡桃属(Juglans), 灌木孢粉以榛属(Corylus)和柳属(Salix)为主, 草本孢粉主要包括莎草科(Cyperaceae)、蒿属(Artemisia)、唐松草属(Tha-lictrum)、藜科(Chenopodiaceae)、麻黄属(Ephedra)和蓼科(Polygonaceae)。
根据主要孢粉类型(含量>2%)的百分比及孢粉总浓度随年代的变化趋势(图 3), 本文将沉积序列XFYC13 涵盖的近 2000 年划分为 7 个植被组合带。
图3 太白山西佛爷池剖面(XFYC13)的孢粉含量(%)图谱
Fig. 3 Pollen percentage spectrum of the sediment profile of Western Foye Chi (XFYC13) in Taibai Mountain
(a)和(b)本研究; (c)洪业汤等(1997)[33]; (d)范佳伟等(2015)[27]; (e)Tan 等(2003)[34]和张娴等(2013)[35]根据北京石花洞石笋年层厚度重建; (f)罗建育等(1997)[36]; (g)罗建育等(1996)[24]; (h)Paulsen等(2003)[37]; (i)葛全胜等(2002)[38]。RBI:相对亮度; LIA:小冰期; MWP:中世纪暖期
图4 XFYC13沉积剖面的TOC和δ13C与季风区内其他古环境记录比较
Fig. 4 Comparision between TOC andδ13C of XFYC13 sediment profile and other palaeoenvironmental records of the East Asian monsoon region
植被组合带Ⅰ(2055~1400aBP): 孢粉总浓度和落叶阔叶树总含量以及栎属、桦属、胡桃属、榛属、蓼科和唐松草属孢粉含量均达到剖面最大值, 针叶乔木和耐旱草本的孢粉含量偏低, 植被生长状况较好。
植被组合带 Ⅱ(1400~1010aBP): 孢粉总浓度下降, 以栎属、桦属和胡桃属为代表的落叶阔叶树孢粉含量降低, 榛属和柳属等灌木以及莎草科、唐松草属以及蓼科等喜湿草本植物孢粉的含量也下降, 而松属、云冷杉属和铁杉属等针叶乔木的孢粉含量升高。
植被组合带 Ⅲ(1010~780aBP): 与前一阶段相比, 孢粉总浓度和落叶阔叶树孢粉总含量再次上升, 桦属、栎属和榛属的孢粉含量明显上升, 云冷杉属的孢粉含量增大, 各草本孢粉类型的含量均不同程度地减少, 高山、亚高山灌丛和草甸孢粉占比相对减弱。
植被组合带 Ⅳ (780~690aBP): 孢粉总浓度降低, 落叶阔叶树和灌木的孢粉含量明显降低, 唐松草属和蓼科孢粉含量也显著减小, 针叶乔木孢粉含量升高。
植被组合带 Ⅴ(690~500aBP): 孢粉总浓度和落叶阔叶树总含量再次升高, 除针叶乔木外, 其他类型孢粉含量均回升, 表明落叶阔叶林及林下灌木和草本较为发育。
植被组合带 Ⅵ (500~230aBP): 孢粉总浓度降低, 乔木和灌木孢粉类型的含量显著降低, 草本孢粉含量明显增加, 林带可能向下迁移, 高山、亚高山灌丛和草甸生长较茂盛。
植被组合带Ⅶ(230aBP 至今): 孢粉总浓度以及桦属、栎属和胡桃属等落叶阔叶树孢粉含量均回升, 榛属和松属孢粉含量也明显升高, 莎草科和麻黄属孢粉含量降低, 唐松草属和蓼科孢粉含量下降趋势显著, 乔木和灌木孢粉含量增加, 林带可能上移。100aBP 以来, 铁杉属孢粉含量急剧减小, 推测可能是低海拔地带人为砍伐等因素导致的。
将西佛爷池沉积序列反映的近 2000 年以来的环境变迁与同受东亚季风影响的其他 6 个地点的沉积记录进行对比, 结果如图 4 所示。
XFYC13 沉积序列的各项指标均指示太白山高山带 1010~780aBP 的气候环境非常暖湿, 为近 2000年来最暖湿的阶段(图 2 和 3), 与对中世纪暖期(通常指 1050~650aBP[39-40])的已有认知相符。在金川泥炭(126°22′E, 42°20′N; 海拔 600m)沉积记录(图 4 (c))中, 1020~750aBP 的气候非常温暖, 可能为中世纪暖期[33]。达里湖沉积物(116°36′E, 43°15′N; 海拔 1226m)的 TOC 变化曲线(图 4(d))显示, 1220~700aBP 有机质积累量较大, 气候较为暖湿[27]。基于北京石花洞(115°48′E, 39°48′N; 海拔 251m)石笋年层厚度重建的近 2000 年温度距平序列(图 4(e))显示1020~720aBP 为气候暖期[34-35]。嘉明湖(121°01′E, 23°17′N; 海拔 3310m)的沉积记录(图 4(f))显示, 中世纪暖期为 1130~630aBP[36]。大鬼湖(120°51′E, 22°52′N; 海拔 2150m)的沉积记录(图 4(g))显示, 中世纪暖期为 950~630aBP[24]。秦岭南坡佛爷洞(109°05′E, 33°40′N; 海拔 500m)石笋的 δ18O 序列(图 4(h))表明 1030~520aBP 气候非常温暖[37]。葛全胜等[38]根据历史文献记载重建的中国东部地区过去 2000 年的冬半年温度序列(图 4(i))显示 1020~ 640aBP 为中国东部的中世纪暖期, 表明本文结果与区域集成序列在一定程度上也具有可比性。
图 2 和 3 中 XFYC13 沉积记录显示, 在 1010~ 780aBP 的暖期之后, 接着经历 780~690aBP 的短暂冷期和 690~500aBP 的短暂暖期, 然后迎来 500~ 230aBP 的冷干时期, 这一冷干时期可能与小冰期(通常指 450~100aBP[2,37])相当。如图 4 所示, 在金川泥炭记录中, 温度在 750~120aBP 持续降低, 降温幅度以 750~330aBP 为甚[33]; 达里湖沉积物的TOC 变化曲线也表明 700~260aBP 有机质积累量迅速降低[27]; 北京石花洞石笋重建温度序列显示, 自530aBP 温度开始下降, 进入小冰期, 寒冷期一直持续到 300aBP 左右[34-35]; 嘉明湖和大鬼湖的沉积记录均显示 630aBP 开始进入小冰期[24,36]; 佛爷洞石笋碳酸盐 δ18O 序列显示 520~150aBP 气候极冷[37], 为小冰期时段; 我国东部冬季的温度距平序列显示630 aBP 开始进入小冰期[38]。
230aBP 以来, 太白山高山带环境明显改善, 特别是 100aBP 以来气候迅速变暖变湿, 进入现代暖期(图 2)。根据孢粉数据重建的植被面貌(图 3)也很好地响应上述气候变化过程。这一气候变化过程与金川泥炭记录的 120aBP 以来的“现代暖期”[33]以及秦岭佛爷洞石笋记录的始于 150aBP[37]的气候环境改善过程可以较好地吻合。
综上所述, 东亚季风区内高山、平原和丘陵地区的沉积记录均可在一定程度上反映晚全新世以来重要的气候变化事件, 但同一气候事件的开始和持续时间存在一些差异。西佛爷池的中世纪暖期开始年代与金川、石花洞、佛爷洞、嘉明湖和大鬼湖的研究结果相近, 均为 1000 aBP 左右, 但比达里湖记录反映的时间晚约 200 年。达里湖处于西风与季风共同作用区域, 气候系统复杂, 沉积物对气候的响应可能更敏感[27]。XFYC13 沉积序列显示的小冰期开始时间与佛爷洞石笋碳酸盐 δ18O 序列和根据石花洞石笋厚度重建的温度序列结果相近, 均为 500aBP 左右, 但是金川泥炭、嘉明湖和大鬼湖沉积物的古气候重建结果显示, 小冰期的初始年代大约是600 或 700aBP。这种差异可能是研究材料和代用指标不同导致的[9]。另一方面, 西佛爷池和佛爷洞都在秦岭山脉, 处于暖温带与亚热带的交界部位, 北京石花洞处于暖温带, 三者相似的气候背景可能也是导致小冰期开始年代相近的原因。此外, 测年的误差也会造成这种差异[7-9]。
聚类分析结果如图 5 所示。按照时段, 可将太白山高山带 4 个剖面分成以下 4 组。
第 1 组: XFYC 1500~1000 aBP, XFYC 2000~ 1500 aBP, PML 1500~1000 aBP, SQC 1500~1000 aBP, PML 2000~1500 aBP。
第 2 组: PML 1000~500 aBP, SQC 1000~500 aBP。
第 3 组: SQC 500~0 aBP, FXS 500~0 aBP, FXS 1000~500 aBP, XFYC 1000~500 aBP。
第 4 组: XFYC 500~0 aBP, SQC 2000~1500 aBP, PML 500~0 aBP。
2000~1500aBP 期间, 西佛爷池与跑马梁具有相似的植被变化特征, 与三清池有差异(图 5)。依据太白山高山林线重建结果, 此阶段林线位置超过现代树线, 可能上移至海拔 3550m 附近的跑马梁剖面[8], 而林线下限远未及三清池剖面, 因此西佛爷池与跑马梁剖面植被更相似, 而与处在现代森林线之下的三清池剖面有差异。
1500~1000aBP 期间, 太白山南坡不同海拔高度的跑马梁、西佛爷池和三清池 3 个剖面的植被变化特征相似(图 5), 表明 1500~1000aBP 气候对太白山不同海拔的植被有较为一致的影响。结合图 2, 若将 2000aBP 以来的气候以 500 年等间隔划分为 4段, 则 1500~1000aBP 有机质积累量相对较少, 气候偏冷干。虽然该时期 3 个剖面的植被变化特征相似, 但西佛爷池与跑马梁的聚类关系更近, 这一现象仍然与 1000aBP 之前林线位置上移至跑马梁附近有关[8]。
1000~500aBP 期间, 跑马梁与三清池的植被变化特征相似, 西佛爷池与芳香寺的植被变化特征相似(图 5)。Cheng 等[8]发现, 该阶段太白山南坡林线交错带下移到 3250~3450m 附近。此时, 处于树线之上的跑马梁和林线之下的三清池流域由于植被组成相对稳定, 对气候的响应趋于一致, 而处在林线交错带内且局地情况较复杂的西佛爷池剖面呈现出差异性。另一方面, 虽然芳香寺剖面与西佛爷池剖面有 410m 的高程差, 但因秦岭山脉对南、北空气的隔阻作用, 导致海拔相同情况下北坡的水热条件不如南坡[41], 二者在植被垂直分带上又均属于落叶松林[10,16],因此南坡西佛爷池剖面与北坡相对较低海拔的芳香寺剖面孢粉组合在一定程度上呈现相似性。
图5 太白山 4 个剖面孢粉主成分指标聚类分析结果
Fig. 5 Cluster analysis for the principal components of pollen data in four sediment profiles in Taibai Mountain
500aBP 至今, 有明显的现代升温期(图 2)。聚类结果(图 5)显示, 该阶段三清池剖面与芳香寺剖面植被变化特征表现一致, 西佛爷池剖面与跑马梁剖面植被变化特征表现一致。该阶段植被对气候的响应规律或许与海拔高度有关, 南坡三清池和北坡芳香寺海拔均在 3000m 左右, 南坡西佛爷池(3410 m)与跑马梁(3556m)海拔也相差不多。段媛[42]用树木年轮方法研究近 180 年太白山北坡不同海拔太白红杉树轮生长与环境因子的关系, 发现各海拔太白红杉对气候变化的适应性具有显著的差异。赵学鹏等[43]探讨气候变暖背景下长白山北坡不同海拔长白落叶松径向生长与气候因子的关系, 发现沿海拔梯度, 树木生长对气候变化具有不同的响应。
图 5 中, 若将聚类结果中第 2~4 组合并为一个大类, 则发现以 1000aBP 为节点分为前后两个阶段。1000aBP 也是太白山高山林线迁移过程中具有特殊意义的重要转折点, 此时林线位置开始明显下移[8]。1000aBP 至今, 跑马梁、西佛爷池、三清池和芳香寺 4 个剖面的孢粉组合聚在一类(第 2~4 组合并而成的大类); 2000~1000aBP 期间, 跑马梁、西佛爷池和三清池 3 个剖面的孢粉组合则分散在两个类别中, 说明 1000aBP 至今, 太白山高山带不同海拔植被对气候变化的响应趋于一致。
本文利用西佛爷池剖面的有机地球化学指标重建太白山近 2000 年来的气候变化, 并结合已发表文献中的数据, 讨论高山带内不同海拔植被对气候变化的响应规律, 主要结论如下。
1)太白山高山带过去 2000 年的气候演化序列可以划分为 7 个阶段, 其中 1010~780aBP 可能与中世纪暖期相当, 500~230aBP 与历史时期的小冰期对应。
2)植被对气候变化的响应规律受到气候特征、林线位置和海拔高度等多方面因素的影响, 不同海拔高度的植被对冷干气候的响应有更好的一致性, 且林线过渡带内各海拔高度植被的响应更相似。另外, 随着现代升温期的到来, 植被对气候的响应关系受海拔高度的影响更明显。
致谢 样品测试和图件制作得到北京大学城市与环境学院罗耀、朱晨怡和封斯文同学的帮助, 在此表示衷心的感谢。
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Response of Different Altitude Vegetation to Climate Change in Taibai Mountain Alpine Zone during the Past about 2000 Years
Abstract Based on organic geochemical indicators of a lake-sediment profile from Western Foye Chi (3410 m), the study reconstructs the climate change of the Taibai Mountain alpine zone during the past about 2000 years. In order to explore the similarities and differences of vegetation response to the climate change at different altitudes in the alpine zone, pollen analysis of the profile was carried out, and cluster analysis was performed on the results in combination with the published pollen data of Paomaliang (3556 m), Sanqingchi (3080 m) and Fangxiangsi (3000 m) in Taibai Mountain. These analyses suggest that the responses of the vegetation to relatively cold and dry climate have good consistency at different altitudes, which is even more noticeablein the transition zone of timberline. Besides, along with the modern warming period, the responses of vegetation to climate change are mainly determined by the altitude. This study can provide some references for understanding the coupling rela-tionship between climate and vegetation of alpine environmental systems during the Late Holocene.
Key words Late Holocene; Taibai Mountain; alpine zone; pollen analysis; responses to climate
doi: 10.13209/j.0479-8023.2020.053
收稿日期: 2019-07-16;
修回日期: 2020-04-30
国家自然科学基金(41171160, 41790422)资助