Rapid Paleoclimate Changes during MIS3a Reflected by Lacustrine Deposits of Dujiangyan in the Eastern Margin of Qinghai-Tibet Plateau
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摘要: 深海氧同位素第3阶段晚期(MIS3a)是青藏高原较为特殊的暖湿时期, 为了解这一时期高原东缘的气候变化细节, 利用AMS14C定年和粒度、总有机碳、正构烷烃等环境代用指标提取了四川都江堰湖相沉积剖面的相应记录.经过校正后的日历年龄显示此剖面沉积于43.6~34.6 kaBP期间, 记录了千年尺度的D-O旋回事件, 其分布时段分别为: DO11(43.6~41.8 kaBP), DO10(41.8~39.2 kaBP), DO9(39.2~37.7 kaBP), DO8(37.7~35.5 kaBP), DO7(35.5 kaBP~未见顶).该剖面总有机碳曲线与南京葫芦洞石笋和格陵兰冰心(GRIP)氧同位素曲线的对比表明, 该区域气候记录对全球高纬地区的冰量变化和亚洲季风演化具有响应; 而中纬度太阳辐射岁差对该区域气候波动的控制作用较强导致了细节上存在差异.Abstract: The later phase of marine isotope stage 3 (i.e. MIS3a) on Qinghai-Tibet plateau was characterized by its special warm-humid climate. The constructed AMS14C calendar age-depth model, the component of n-alkanes, together with the grain size and total organic carbon (TOC) of lacustrine sediments in Dujiangyan S1 Section are used to elucidate the paleoclimate changes. The results indicate that rapid fluctuation on millennial scale was the main characteristic in the eastern margin of Qinghai-Tibet plateau during 43.6—34.6 kaBP. The Dansgaard-Oeschger events 11—7 can be reflected by these proxies, especially TOC. Comparison between TOC curve and oxygen isotope record from Hulu Cave and Greenland GRIP indicates that paleoclimate records in Dujiangyan respond to ice volume change in the high-latitude area and Asia monsoon oscillation. But the difference was shown because the influence of insolation values precession was strong in this area.
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Key words:
- lacustrine sediment /
- paleoclimate /
- Dujiangyan /
- Dansgaard-Oeschger oscillation
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距今58~32 kaBP的深海氧同位素第3阶段(MIS3)是末次冰期中的一个特殊时期，相当于末次冰期中的间冰阶.深海氧同位素SPECMAP、南极Vostok冰心和格陵兰的GRIP 3条曲线均显示了这一时期的全球温度明显低于末次间冰期及全新世，但稍高于末次冰期中的早冰阶(MIS4)和晚冰阶(MIS2)(Imbrie et al., 1984; Jouzel et al., 1987; Dansgaard et al., 1993; Grootes et al., 1993).姚檀栋等(1997)根据我国高分辨率的古里雅冰心记录研究将深海氧同位素3阶段细分为早中晚3期，并确定晚期(MIS3a)介于44~32 kaBP之间，气候暖湿，利用冰心氧同位素折算出的温度高出现代4 ℃，降水量高出现代40%~100%，被称为特强夏季风事件或高温大降水事件.与此同时(40~30 kaBP)青藏高原多数湖泊都处于水量增加和淡化状态，湖面高于现代30~280 m，总面积是现代湖泊总面积的3.8倍，呈现出高原大湖期的面貌.根据孢粉资料恢复的植被与现代比较，森林与荒漠草原的界限北移400 km，西移400~800 km，西北干旱区明显的湿润化(施雅风和于革，2003).进一步的高分辨率石笋氧同位素研究也揭示出了这一时期存在百年尺度的强烈波动和千年尺度的Heinrich事件和Dansgaard-Oeschger旋回(Wang et al., 2001).由此看来青藏高原及东亚MIS3晚期的气候变化与全球波动存在一致性，又非常特殊，而这种特殊性几乎在冰心、黄土、湖泊、石笋以及深海沉积中都有所表现.因此，施雅风和于革(2003)认为应该将传统概念中的“间冰阶”在我国升格为“间冰期”.但是并非所有的证据都指向这一点，例如在采用相同研究材料的情况下，青藏高原东北缘的某些黄土剖面并未像黄土高原支持高温大降水事件(李玉梅等，2003；陈一萌等，2004)，因此有必要对更多地区的气候记录做进一步的对比和验证.
青藏高原东缘处于四川盆地向高原的过渡地带，西南季风和东南季风在此处交汇，是研究全球气候变化的关键区域之一.在MIS3a最为暖湿的时期发生了若尔盖古湖被黄河切穿等重要事件(王云飞等，1995；张智勇等，2003)，岷江上游地区的一系列古堰塞湖沉积也记录了快速的气候波动(段丽萍等，2002；张岩等，2009).然而有关这一时期古气候波动的高分辨率的精细解读还比较缺乏.因此本文利用都江堰地区的湖相沉积，根据多项环境替代性指标揭示MIS3a时期的气候变化，并与其他沉积介质进行对比，以探讨该时期气候变化在高原东缘的影响和表现.
1. 研究区概况
成都盆地在整个新生代期间为压陷盆地(张克信等，2007; Zhang et al., 2010)，都江堰市即位于成都盆地西北缘，岷江冲积扇扇顶部位；地势西北高东南低，西北为山地，东南为平原，相对高差可达3 900 m.举世闻名的都江堰水利工程位于岷江出山口，此处以上为岷江上游，属地震多发的龙门山断裂带，古堰塞湖非常发育.该区属中亚热带湿润性季风气候区，年平均气温15.7 ℃，且最高和最底年份之差仅1.2 ℃.受盆地地貌和岷江的影响，季风暖湿气流与盆地效应形成的冷湿气流在山坡相遇形成地形雨，因而年降雨量较高，达1 240 mm，属于“华西雨屏带”的一部分；年均蒸发量930 mm.
本文所研究的S1湖相沉积剖面位于都江堰东北约12 km的丘陵地带，GPS位置31°03.39′N、103°43.10′E，海拔680 m(图 1).整个剖面由人工挖掘揭露，厚3.12 m.野外可划分为2段，由上往下S1-1段厚2.40 m，为岩性均一的青灰色块状粉砂质泥岩，局部有水平层理，按1 cm间距取样；S1-2段厚0.72 m，为青灰色—灰色泥质粉砂岩，具水平层理，局部夹木炭碎屑，野外按2 cm间距逐次取样.此剖面下伏灰色巨砾石层，未见底；上覆灰色巨砾石层，砾石常见花岗岩、硅质岩和石英砂岩，分选性较差，磨圆度为次圆—圆状，砾石扁平面略向NW向倾斜，指示古流向与现代来水方向一致.该剖面上下均为典型的河流沉积，中间夹细粒的湖相沉积，与青藏高原及周边典型的第四纪堰塞湖沉积特征一致(刘宇平等，2006；张永双和赵希涛，2008；陈有顺等，2009).根据AMS14C年代测定，此剖面沉积于43.6~34.6 kaBP期间，而这一时期岷江上游地区地震成因的堰塞湖十分多见(张岩等，2009).因此S1剖面代表了晚更新世MIS3a阶段晚期形成的古堰塞湖沉积.
2. 材料与方法
粒度测试样品共157个，在中国地质大学(武汉)生物地质与环境地质教育部重点实验室完成.采用的样品前处理方法如下：取样品0.2 g左右放入烧杯中，加入10 mL浓度10 %的H2O2加热至70 ℃直到反应完全，去除有机质；然后加入10 mL 1 mol/ L的稀盐酸，加热至反应完全无气泡产生，去除碳酸盐；冷却后加满去离子水，隔夜静置后小心移去上层清液；加入10 mL六偏磷酸钠作为分散剂超声振荡5 min后用于测试.测试仪器为Beckman Coulter L S230型全自动激光粒度仪，测量范围0.04~2 000 μm.TOC测试样品共155个，在中科院青藏高原研究所环境变化与地表过程重点实验室完成.仪器为岛津TOC-VCPH有机碳测试仪，分别测试了总碳TC和无机碳IC，两者相减得到TOC值.
正构烷烃测试样品共28个，在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成.采用超声法抽提样品中的游离态类脂物，溶剂为甲醇和二氯甲烷(1∶9)，每批样品利用空白和标准空白样进行监控.然后利用无水硫酸钠-硅胶层析柱进行分离，用正己烷洗脱烷烃组分，二氯甲烷和甲醇(1∶1)洗脱极性化合物.测试仪器为岛津2010气相色谱仪，采用氘代d-C20、d-C24和d-C30作为内标对样品所含烷烃进行了定量.
本次研究对湖相沉积剖面的顶底进行了AMS14C年代测定，由北京大学加速器质谱实验室第四纪年代测定实验室完成；并利用最新的IntCal09校正曲线(Reimer et al., 2009)进行了日历年龄校正(表 1).校正后的结果表明剖面底部年龄为43.6 kaBP，顶部为34.6 kaBP，位于MIS3a阶段.根据这3个年龄值采用内插法获得各个样品所代表的年龄，构成了整个剖面的年代框架.
表 1 都江堰湖相S1剖面AMS14C测年及日历年龄校正Table Supplementary Table AMS14C dating and calendar calibration of the lacustrine S1 Section in Dujiangyan City实验室编号 样品编号 深度
(cm)AMS14C年龄
(aBP)日历校正年龄
(aBP，距1 950 a)BA07695 S1-1-1 1 29 780±140 34 611±140 BA07696 S1-1-121 121 33 040±195 37 824±567 BA07698 S1-2-36 313 39 420±290 43 565±321 3. 结果与讨论
3.1 粒度与碳酸盐
湖相沉积的粒度是沉积水动力大小的反映，粗粒沉积物往往指示低水位时期的干旱气候，水动力较强，而颗粒越细则反映了高水位时期的湿润气候，其中平均粒径代表了水动力条件的平均状态(陈敬安，2003).都江堰剖面的粒度分布状态与宏观岩性辨别比较一致.S1-2段的平均粒径较粗，在42.6~41.6 kaBP期间呈现逐步增加的趋势并最终达到整个剖面的峰值，说明这一时期的水动力条件是逐渐加强的，砂的含量逐渐增高，粉砂相应减少，泥的含量则变化不大(根据Wentworth(1922)的标准，将63 μm和4 μm分布作为砂、粉砂和泥的粒度界线).由这种粒度分布特点可以推知当时的湖水较浅，比较强烈的水动力条件带入了粗粒沉积，由本文未列出的方差值显示其分选性好于细粒物质，反映河流的冲刷分选作用较强.S1-1段的平均粒径较细，以粉砂为主且含量稳定，与S1-2段明显区别，这一方面反映了在41.4 kaBP湖泊的沉积环境发生了较大的改变，另一方面则反映了此后湖泊开始长期处于稳定的沉积状态，具有较大的水深，湖水补给比较丰沛并能维持深水位；堰塞坝体也处于稳定状态.自37 kaBP左右沉积物中又开始出现砂质，表明在上述稳定环境下水动力略有增强.
沉积物中碳酸盐的含量变化与其物源和湖泊沉积环境相关.根据砾石的岩性可以发现该区域缺乏碳酸盐类的基岩，因此碳酸盐是否析出和沉淀指示了湖泊的缩小与扩张，也就是湖泊水量的变化.整个剖面沉积物的碳酸盐含量低于1%，发生转变的时间与岩性和粒度变化完全一致.41.4 kaBP之前水量不断减少，水位降低，析出的碳酸盐逐渐增多；41.4 kaBP之后水量增大，再无碳酸盐的沉淀.36.8 kaBP时少量碳酸盐出现与粒度变粗显示了水量略有减少(图 2).
图 2 都江堰S1剖面粒度和碳酸盐含量变化Fig. 2. Grain size and carbonate content of the lacustrine sediments of S1 Section in Dujiangyan City堰塞湖是一种寿命较短的封闭或半封闭湖泊，堰塞坝体是否稳定，是在利用堰塞湖沉积恢复过去环境变化中必须考虑的问题.如果经常出现溃坝，势必对气候记录产生干扰，也就是说一些代用指标的变化很可能不是气候变化本身造成的.S1-1段青灰色沉积物代表了还原环境下的沉积，同时粒度和碳酸盐指标也显示出该剖面在较长时段内保持着较为稳定的沉积环境，这为笔者进一步提取古气候古环境变化的信息提供了条件.
3.2 TOC
湖泊沉积的总有机碳TOC含量是内源和外源有机质输入的总体反映，主要受到水生生物和陆生植被的影响(Krishnamurthy et al., 1986).整个剖面上TOC的含量变化较大，大部分在1%~4%之间，在41.6 kaBP之前沉积的S1-2段中TOC含量逐渐降低，至41.6~42.0 kaBP期间降至最低，说明这一时期的湖泊沉积环境和气候条件的变化对有机质的汇集与保存产生了较大的影响.这之后TOC含量快速增加并具有由高到低的旋回性变化，峰值出现在41.0、39.2、37.8、36.6和35.0 kaBP左右，体现了千年尺度上的周期变化(图 3).鉴于这一时期内粒度和碳酸盐含量显示的水深较大沉积条件稳定，这种周期变化应是由气候条件的变化而引起的.
图 3 都江堰S1剖面总有机碳含量和正构烷烃参数变化Fig. 3. TOC content and n-alkane proxies of the lacustrine S1 Section in Dujiangyan City天然封闭性湖泊中的TOC含量可用于指示气候变化，温暖条件下较高，寒冷条件下则较低(吴艳宏等，2007；朱立平等，2007).因此利用本剖面沉积物的TOC含量可推知MIS3a时期的冷暖变化.42 kaBP前气候逐渐变冷并经历了400 a的低谷时期，随后快速升温在41 kaBP左右表现出第一个暖峰，随后又开始变冷直至进入到下一次由暖变冷的旋回.每一次旋回持续的时间大约为1.2~1.8 ka，与末次冰期中普遍存在的平均周期为1.5 ka的D-O旋回相似.需要说明的是开始于35.4 kaBP的最后一次旋回缺乏完整的沉积记录.
3.3 正构烷烃
正构烷烃是湖泊沉积物中类脂分子的一种，不同链长的烷烃具有不同植物来源，如短链的n-C15、C17、C19主要来源于藻类和光合细菌等低等浮游生物；n-C21、C23、C25烷烃主要来源于沉水和漂浮型的水生高等植物；长链的n-C27，C29，C31则主要来源于陆生高等植物，其中n-C27、C29多来自木本，n-C31多来自草本(Meyers, 2003).因此沉积物中烷烃的组成特征包含了高等植物与低等藻类的信息，从而可以作为分子级别的化石来反映古环境变化(Brassel et al., 1986).在S1剖面中烷烃总量为0.06~0.38 μg/g，碳数分布范围在C15~C31之间，在170 cm以上部分常呈现主峰碳为n-C17和n-C23烷烃的单峰或双峰分布，以下则多呈现n-C27或n-C29的单峰分布特征(表 2).在实际应用中，常用各分子的相对比值建立反映分子组成特征的参数，可作为反映植被信息的分子指标.例如，碳优势指数CPI指示烷烃是否存在奇偶优势，也包含一定的物源意义.通常植物烷烃具有明显的奇碳优势，CPI值常大于5，化石燃料来源的烷烃则缺乏奇偶优势使该值接近于1(Schefuβ et al., 2003).本文中长链烷烃的CPI2值为1.6~4.0，短链烷烃的CPI1值为1.4~2.4，表明沉积物中的烷烃具有生物来源，可作为反映植物生长信息的分子化石指标.
表 2 都江堰S1剖面正构烷烃含量、主峰碳和分子组成参数Table Supplementary Table n-alkane's concentrations, main peaks and characteristic molecular proxies of the lacustrine S1 Section in Dujiangyan City样品号 深度(cm) 年龄(kaBP) 总量① (μg/g) 主峰碳 CPI1② CPI2③ Paq④ TAR⑤ C31/(C27+29) 1S1-1-1 1 34.61 0.33 C23, C17 1.75 1.99 0.65 1.13 0.286 S1-1-10 10 34.85 0.08 C17, C23 2.03 2.02 0.66 0.80 0.300 S1-1-20 20 35.12 0.13 C23, C17 1.93 1.79 0.68 1.14 0.276 S1-1-30 30 35.39 0.11 C23 1.58 1.90 0.62 2.08 0.347 S1-1-40 40 35.65 0.22 C23 1.51 1.93 0.60 1.95 0.347 S1-1-50 50 35.92 0.14 C23 1.48 2.07 0.55 2.51 0.369 S1-1-60 60 36.19 0.23 C23 1.54 2.02 0.58 2.24 0.387 S1-1-80 80 36.72 0.13 C29 1.58 2.55 0.48 3.48 0.364 S1-1-90 90 36.99 0.28 C23, C17 1.74 1.63 0.71 1.04 0.258 S1-1-100 100 37.26 0.34 C17 1.80 1.76 0.64 0.73 0.288 S1-1-110 110 37.53 0.38 C17 2.36 2.15 0.55 0.94 0.331 S1-1-120 120 37.80 0.23 C17 1.82 2.19 0.52 1.25 0.351 S1-1-130 130 38.09 0.23 C29 1.50 2.34 0.51 2.77 0.350 S1-1-140 140 38.39 0.07 C23, C29 1.91 1.83 0.59 3.92 0.355 S1-1-150 150 38.69 0.31 C17, C23 1.56 1.77 0.64 0.96 0.296 S1-1-160 160 39.00 0.34 C17, C23 1.81 1.62 0.73 0.64 0.249 S1-1-170 170 39.30 0.25 C23, C29 1.51 2.04 0.58 1.65 0.300 S1-1-180 180 39.60 0.15 C29 1.36 2.41 0.47 3.23 0.357 S1-1-190 190 39.90 0.25 C29 1.43 2.47 0.44 2.77 0.398 S1-1-200 200 40.20 0.29 C29 1.70 2.12 0.51 1.97 0.425 S1-1-210 210 40.50 0.27 C29 1.52 1.70 0.63 1.41 0.324 S1-1-220 220 40.80 0.24 C29 1.48 2.30 0.50 2.24 0.383 S1-1-230 230 41.10 0.19 C29 1.53 2.47 0.49 2.80 0.428 S1-1-240 240 41.40 0.29 C27 1.71 2.79 0.46 1.69 0.352 S1-2-10 260 42.00 0.06 C31 0.48 3.95 0.28 13.47 0.657 S1-2-20 280 42.60 0.17 C27 1.63 2.90 0.45 2.25 0.325 S1-2-30 300 43.20 0.10 C27 1.54 2.56 0.49 3.07 0.376 S1-2-36 312 43.57 0.16 C27 1.75 2.29 0.57 1.82 0.318 ①烷烃总量=∑C15-31；②CPI1=(∑C15-21奇/∑C14-20偶+∑C15-21奇/∑C16-22偶)/2；③CPI2=(∑C23-33奇/∑C22-32偶+ ∑C23-33奇/∑C24-34偶)/2；④P aq=(C23+C25)/(C23+C25+C29+C31)；⑤TAR=(C27+C29+C31)/(C15+C17+C19). 另一些参数如P aq(proxy for submerged/fleating aquatic macrophyte input)表示沉水和漂浮型生高等植物输入的烷烃在长链烷烃中的比例，其值越大代表水生植物输入越多(Ficken et al., 2000).TAR(terrigenous/aquatic ratio)表示陆生高等植物与低等浮游植物的相对变化，值越大代表陆生植物输入的长链烷烃越多.C31/(C27+C29)则可以表征陆生植被中草本和木本植物的相对变化，其值越大表示草本植物越发育(Meyers, 2003).在S1剖面上这些烷烃参数表现出了明显的旋回性.值得注意的是S1-2-10号样品即42 kaBP左右，TOC和烷烃总量均处于最低值，P aq的极低值和TAR、C31/(C27+C29)的极高值表明，这一时期水生植物和浮游植物的输入大幅度减少，陆生植物以草本植物的输入为主，草本相对扩张木本相对衰减，反映了干旱的气候条件(刘兴起等，2002)；这也说明当时水动力较强是由于气候趋于冷干而导致湖面萎缩所致.此后，P aq表现出多个旋回和逐步增高的趋势，表明水生植物在较为稳定的湖泊沉积环境下相对增多.而通过与TOC进行比较发现，在每次暖期后的降温期间会出现P aq的增高或峰值，说明在降温期间虽然植物衰退，但水生植物的衰退程度低于陆生植被.TAR则与P aq呈对应的反向变化，表明在降温期陆生植被与水体中的浮游藻类等低等生物相比，其衰退程度也是较大的；而在升温期又会更快地繁盛起来，这说明陆生植被对气候变化的敏感性更强一些.而C31/(C27+C29)参数进一步显示了降温期草本植物相对扩张，气候趋于干燥；暖期则相反.也就是说在MIS3a阶段，本研究区的气候波动是暖湿与冷干的组合，与邻近的若尔盖和高原东北缘的青海湖等明显受亚洲季风影响的地区相似(薛滨等，1999; Zhou et al., 2001；沈吉等，2004).
3.4 与冰心及石笋氧同位素的对比
将都江堰S1剖面与南京葫芦洞石笋及格陵兰GRIP冰心δ18O曲线对比可以发现TOC曲线千年尺度的旋回性与D-O旋回对应，这说明该曲线可以反映气候的冷暖变化及细节(图 4).需要强调的是虽然石笋与冰心的时标存在约2 ka的偏差，但它们从曲线形式上仍然可以对比(汪永进等，2000).总体来讲TOC含量在波动中逐渐增高，波动幅度则逐渐变小.根据北半球中纬度地区夏季太阳辐射变化曲线，45 kaBP处于辐射低谷，约33 kaBP达到峰值(Berger and Loutre, 1991).因此TOC的整个序列变化与大致在同一纬度带的南京葫芦洞石笋所反映的冷暖波动，是受太阳辐射岁差变化控制的(Wang et al., 2001).
图 4 都江堰S1剖面TOC与南京葫芦洞石笋和GRIP氧同位素曲线的对比图中S1剖面与葫芦洞石笋采用同一时间标尺，GRIP冰心为另一时间标尺；数字代表D-O旋回，H4代表Heinrich事件，南京葫芦洞氧同位素取自MSD序列(Wang et al., 2001)；GRIP氧同位素数据来自http://www.ngdc.noaa.gov/paleo/icecore/greenland/summit/index.html；33°N辐射强度为夏季6~8月数据(Berger and Loutre, 1991)Fig. 4. Comparison of TOC content in the S1 Section, δ18O of Hulu cave stalagmites in Nanjing and Greenland GRIP versus time第一阶段，即相应的DO11旋回期间气候逐渐变得冷干，陆生植被稀少，水生植物退缩；同时湖泊萎缩，较多的砂质进入到沉积物中并析出碳酸盐.古里雅冰心显示43 kaBP的冷谷接近MIS4和2阶段的寒冷程度(姚檀栋等，1997)，青藏高原周边的冰川也发生了一次明显的冰进(王杰等，2007；赵井东等，2007).因此高原东缘也有可能受到冰进的影响，气候冷干的程度大于长江中下游典型季风区.
DO10旋回表现为早期快速大幅度升温与后期变冷，出现的2个次暖期使峰形为分叉的M形，这种亚旋回波动也在湖北永兴石笋氧同位素曲线中出现(刘殿兵等，2008)，只是在时序上略有拖后.此时的湖泊进入稳定沉积环境，沉积物以粉砂为主，含15%~25%的泥质，不含砂且无碳酸盐沉积，暗示这一时期湖泊淡水补给充分并处于高湖面期.同时还可以发现后期的降温与冷期持续时间较长，这一现象在其他阶段均有所表现，与石笋的氧同位素在冷事件的低谷段总是表现出较窄的低谷形式存在差异.这种差异的原因可能是石笋在干冷条件下停止生长从而缩短了干冷时限，显然在沉积速率较稳定的本剖面中并不存在这一问题.
DO9旋回早期具有一段较长时间的持续高温，随后快速降温至低谷，进而缓慢回升到下一个旋回.而有关石笋氧同位素显示DO9旋回最冷期的H4事件在本剖面并无明显的低温记录，仅仅表现为在38.5 kaBP持续百年左右的弱冷期.临近区域的叠溪海湖相沉积的粒度特征对该事件反映不明显(张岩等，2009)，若尔盖盆地的植被面貌为亚高山禾草草甸，也未体现出明显的冷干事件(沈才明等，1996).因此，高原东缘的沉积记录普遍缺乏对于H4事件的记录，其可能的原因是区域差异.通过与辐射曲线的对照，笔者发现该地区受辐射增温的影响明显.气候模拟显示中纬度太阳辐射增强可通过大气环流促使南北海陆水汽交换加强，并首先使低纬季风区降水大幅度增加，温度变幅减小(Yu et al., 2007).尽管这一模拟结果显示的是由35 kaBP太阳辐射最大值造成的影响，但38.5 kaBP为之一半的增幅所产生的效应也应该对H4事件产生了消弱作用.另一方面，S1剖面位于气候与地貌的双重影响带，四川盆地边缘的地貌特点和区域对流也可能在一定程度上消弱了高纬度冰量变化对本地的影响.
石笋氧同位素显示H4事件后，DO8旋回存在较长一段温暖气候，由多个小幅度的次级暖峰叠加而成.在本剖面长暖期并不明显，两个暖峰间存在低温期；但36.5 kaBP的次级暖峰与葫芦洞石笋氧同位素相对应，说明仍对长暖期有所响应，只是在温度变化幅度上较小.35.4 kaBP左右达到相对冷干的低谷，随后开始快速增温，这一点与冰心和石笋曲线是一致的.
DO7旋回在本剖面上的记录并不完整，开始出现暖期，随后便由于湖泊的解体不再接受细粒沉积，并被河流阶地砾石所覆盖.鉴于在更加温暖的时段，湖泊都能保持较为稳定的沉积环境，它的解体缺乏气候影响的证据.根据野外观察其上覆砾石层以巨砾为主并含30~50 cm的木化石，说明掩埋过程极为迅速，很可能是地震事件导致溃坝后的快速沉积，而且这一解体事件从时间上来说与岷江上游一系列古堰塞湖的消亡是一致的(张岩等，2009).
4. 结论
通过对都江堰S1湖相沉积剖面的多指标研究，本文可以得出以下几点结论：
(1) 对沉积物顶底年龄进行AMS14C测年显示，其沉积起始于44 kaBP左右并具有稳定的沉积环境，形成了青藏高原发生特强夏季风事件这一时期(MIS3a)的高分辨率气候演化记录.
(2) 通过TOC和正构烷烃等代用指标分析，反映该地区的气候变化以暖湿和冷干交替为特征，存在与D-O旋回对应的千年尺度上的旋回，而且次一级的波动也十分明显.
(3) 该剖面所反映气候变化与同纬度的石笋记录较为一致，与GRIP冰心氧同位素则存在一定的差异，说明东亚季风对该地区的影响较为强烈.DO9和DO8旋回的开始及持续时间与石笋、冰心氧同位素曲线差别较大，这种差别除了与测年方法和精度有关外，还可能存在区域差异.而这种地区差异更明显的体现在温度变化幅度上，特别是H4事件的缺失，表明高原东缘中纬度地区较多受到太阳辐射岁差的控制；辐射增强促进海陆水汽交换为本地区带来了更多降水并减小了温差变化幅度，从而削弱了高纬度冰量变化带来的影响.
致谢: 感谢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王君波副研究员、高少鹏工程师、博士生马庆峰和胡星在有机碳测试中提供的支持和帮助. -
图 2 都江堰S1剖面粒度和碳酸盐含量变化
Fig. 2. Grain size and carbonate content of the lacustrine sediments of S1 Section in Dujiangyan City
图 3 都江堰S1剖面总有机碳含量和正构烷烃参数变化
Fig. 3. TOC content and n-alkane proxies of the lacustrine S1 Section in Dujiangyan City
图 4 都江堰S1剖面TOC与南京葫芦洞石笋和GRIP氧同位素曲线的对比
图中S1剖面与葫芦洞石笋采用同一时间标尺，GRIP冰心为另一时间标尺；数字代表D-O旋回，H4代表Heinrich事件，南京葫芦洞氧同位素取自MSD序列(Wang et al., 2001)；GRIP氧同位素数据来自http://www.ngdc.noaa.gov/paleo/icecore/greenland/summit/index.html；33°N辐射强度为夏季6~8月数据(Berger and Loutre, 1991)
Fig. 4. Comparison of TOC content in the S1 Section, δ18O of Hulu cave stalagmites in Nanjing and Greenland GRIP versus time
表 1 都江堰湖相S1剖面AMS14C测年及日历年龄校正
Table 1. AMS14C dating and calendar calibration of the lacustrine S1 Section in Dujiangyan City
实验室编号 样品编号 深度
(cm)AMS14C年龄
(aBP)日历校正年龄
(aBP，距1 950 a)BA07695 S1-1-1 1 29 780±140 34 611±140 BA07696 S1-1-121 121 33 040±195 37 824±567 BA07698 S1-2-36 313 39 420±290 43 565±321 
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表 2 都江堰S1剖面正构烷烃含量、主峰碳和分子组成参数
Table 2. n-alkane's concentrations, main peaks and characteristic molecular proxies of the lacustrine S1 Section in Dujiangyan City
样品号 深度(cm) 年龄(kaBP) 总量① (μg/g) 主峰碳 CPI1② CPI2③ Paq④ TAR⑤ C31/(C27+29) 1S1-1-1 1 34.61 0.33 C23, C17 1.75 1.99 0.65 1.13 0.286 S1-1-10 10 34.85 0.08 C17, C23 2.03 2.02 0.66 0.80 0.300 S1-1-20 20 35.12 0.13 C23, C17 1.93 1.79 0.68 1.14 0.276 S1-1-30 30 35.39 0.11 C23 1.58 1.90 0.62 2.08 0.347 S1-1-40 40 35.65 0.22 C23 1.51 1.93 0.60 1.95 0.347 S1-1-50 50 35.92 0.14 C23 1.48 2.07 0.55 2.51 0.369 S1-1-60 60 36.19 0.23 C23 1.54 2.02 0.58 2.24 0.387 S1-1-80 80 36.72 0.13 C29 1.58 2.55 0.48 3.48 0.364 S1-1-90 90 36.99 0.28 C23, C17 1.74 1.63 0.71 1.04 0.258 S1-1-100 100 37.26 0.34 C17 1.80 1.76 0.64 0.73 0.288 S1-1-110 110 37.53 0.38 C17 2.36 2.15 0.55 0.94 0.331 S1-1-120 120 37.80 0.23 C17 1.82 2.19 0.52 1.25 0.351 S1-1-130 130 38.09 0.23 C29 1.50 2.34 0.51 2.77 0.350 S1-1-140 140 38.39 0.07 C23, C29 1.91 1.83 0.59 3.92 0.355 S1-1-150 150 38.69 0.31 C17, C23 1.56 1.77 0.64 0.96 0.296 S1-1-160 160 39.00 0.34 C17, C23 1.81 1.62 0.73 0.64 0.249 S1-1-170 170 39.30 0.25 C23, C29 1.51 2.04 0.58 1.65 0.300 S1-1-180 180 39.60 0.15 C29 1.36 2.41 0.47 3.23 0.357 S1-1-190 190 39.90 0.25 C29 1.43 2.47 0.44 2.77 0.398 S1-1-200 200 40.20 0.29 C29 1.70 2.12 0.51 1.97 0.425 S1-1-210 210 40.50 0.27 C29 1.52 1.70 0.63 1.41 0.324 S1-1-220 220 40.80 0.24 C29 1.48 2.30 0.50 2.24 0.383 S1-1-230 230 41.10 0.19 C29 1.53 2.47 0.49 2.80 0.428 S1-1-240 240 41.40 0.29 C27 1.71 2.79 0.46 1.69 0.352 S1-2-10 260 42.00 0.06 C31 0.48 3.95 0.28 13.47 0.657 S1-2-20 280 42.60 0.17 C27 1.63 2.90 0.45 2.25 0.325 S1-2-30 300 43.20 0.10 C27 1.54 2.56 0.49 3.07 0.376 S1-2-36 312 43.57 0.16 C27 1.75 2.29 0.57 1.82 0.318 ①烷烃总量=∑C15-31；②CPI1=(∑C15-21奇/∑C14-20偶+∑C15-21奇/∑C16-22偶)/2；③CPI2=(∑C23-33奇/∑C22-32偶+ ∑C23-33奇/∑C24-34偶)/2；④P aq=(C23+C25)/(C23+C25+C29+C31)；⑤TAR=(C27+C29+C31)/(C15+C17+C19).
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