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  • CN 62-1072/P 
  • ISSN 1000-0240 
  • 创刊于1979年
  • 主管单位:中国科学院
  • 主办单位:中国科学院寒区旱区
  •                  环境与工程研究所
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冰川冻土, 2021, 43(3): 776-785 doi: 10.7522/j.issn.1000-0240.2021.0019

青藏高原东北缘小水子地区晚中新世-上新世生态演化及其意义

李小苗,1,2, 吴泽坤1,2, 彭廷江2, 马振华1,2, 冯展涛2, 李孟2, 郭本泓2, 宋春晖3

1.曲阜师范大学 地理与旅游学院,山东 日照 276826

2.兰州大学 资源环境学院 西部环境教育部重点实验室,甘肃 兰州 730000

3.兰州大学 地质科学与矿产资源学院,甘肃 兰州 730000

Late Miocene-Pliocene ecological evolution on the northeastern Tibetan Plateau and its possible mechanism

LI Xiaomiao,1,2, WU Zekun1,2, PENG Tingjiang2, MA Zhenhua1,2, FENG Zhantao2, LI Meng2, GUO Benhong2, SONG Chunhui3

1.College of Geography and Tourism,Qufu Normal University,Rizhao 276826,Shandong,China

2.Key Laboratory of Western China’s Environmental Systems,Ministry of Education,College of Earth and Environmental Sciences,Lanzhou University,Lanzhou 730000,China

3.School of Earth Sciences,Lanzhou University,Lanzhou 730000,China

编委: 庞瑜

收稿日期: 2021-05-19   修回日期: 2021-06-09   网络出版日期: 2021-07-29

基金资助: 国家自然科学基金项目.  41330745.  41971099

Received: 2021-05-19   Revised: 2021-06-09   Online: 2021-07-29

作者简介 About authors

李小苗,讲师,主要从事有机地球化学和环境变化研究.E-mail:lixm0910@foxmail.com , E-mail:lixm0910@foxmail.com

摘要

晚中新世-上新世古生态演化是探讨构造-气候-生态环境相互耦合作用的热点议题,该时段不同区域C4植物是否发生大规模扩张及其在时空维度上如何演化等问题尚存争议。以青藏高原东北缘小水子红黏土为研究对象,基于总有机碳同位素重建了小水子地区晚中新世-上新世(6.7~3.6 Ma)的植物生态型,并结合周边结果对C3/C4植被时空演化进行综合对比研究。研究表明:小水子地区晚中新世-上新世以C3植被为主(平均丰度95%),伴生小部分C4植被;C4植被在空间上以六盘山为界呈现东多西少模式,南北方向上在37°~38° N范围内达到峰值;从时间演化序列上来看,4 Ma前小水子地区生态演化与黄土高原大致相同,晚中新世C4植被含量较高、C3植被含量较低,上新世早期C4植被减少、C3植被增多,大气CO2浓度与区域降水变化可能是植被演化的主要影响因素;4 Ma左右夷平面区域构造活动可能导致了小水子地区C4植被差异性演化。

关键词: 青藏高原东北缘 ; 晚中新世-上新世 ; 有机碳同位素 ; 生态演化

Abstract

The late Miocene-Pliocene ecological evolution has been a hot topic in discussing the interaction of tectonic, climate and ecological environment. However, whether the C4 plants in middle and low latitudes expanded on a large scale and how the ecology evolved on the time-space dimension are still debated. In this paper, based on the organic carbon isotope, the plant ecotype during the interval of 6.7~3.6 Ma covered on Xiaoshuizi area in the northeastern Tibetan Plateau were reconstructed and combined with the surrounding regions, the ecotype and its evolution were discussed. Our results show that the Xiaoshuizi area is dominated by C3 vegetation during the late Miocene-Pliocene (with an average abundance of 95%), accompanied by a small part of C4 vegetation. In space, the abundance of C4 vegetation in the eastern Liupan mountain is higher than that in the western, and in the north-south direction the C4 plant abundance reached the at about 37°~38° N. In terms of time series, ecological evolution of Xiaoshuizi planation surface is roughly consistent with that of the Chinese Loess Plateau before 4 Ma. It shows during the late Miocene C4 vegetation content is relatively high and C3 vegetation content is low, while C4 vegetation reduced and C3 vegetation increased in early Pliocene. The variations of atmospheric CO2 concentration and regional aridification may be the main influence factor for the vegetation evolution. The tectonic activities in the planation surface area may lead to the differential evolution of C4 vegetation in the Xiaoshuizi area.

Keywords: northeast edge of Qinghai-Tibet Plateau ; late Miocene-Pliocene ; organic carbon isotope ; ecological evolution

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本文引用格式

李小苗, 吴泽坤, 彭廷江, 马振华, 冯展涛, 李孟, 郭本泓, 宋春晖. 青藏高原东北缘小水子地区晚中新世-上新世生态演化及其意义[J]. 冰川冻土, 2021, 43(3): 776-785 doi:10.7522/j.issn.1000-0240.2021.0019

LI Xiaomiao, WU Zekun, PENG Tingjiang, MA Zhenhua, FENG Zhantao, LI Meng, GUO Benhong, SONG Chunhui. Late Miocene-Pliocene ecological evolution on the northeastern Tibetan Plateau and its possible mechanism[J]. Journal of Glaciology and Geocryology, 2021, 43(3): 776-785 doi:10.7522/j.issn.1000-0240.2021.0019

0 引言

晚中新世-上新世是全球气候环境和构造演化的关键时期:从温度视角看,南北半球发生了大幅度的冷暖震荡,全球在晚中新世和晚上新世分别经历了新生代以来的第二、三次台阶式降温1,北半球则在上新世早中期经历了最后一次持续时间较长的温暖期1-2;构造上,青藏高原阶段性强烈隆升并向东北方向扩展,对亚洲乃至北半球的气候环境产生了深远的影响3-4;大气环流演化上,地球上最强劲的季风环流系统——亚洲季风系统逐步成形5-7;干湿变化上,晚中新世非洲、欧洲和亚洲等陆地均出现干旱化的迹象8-9,我国黄土高原地区开始广泛堆积红黏土4。与此同时,陆地生态系统响应气候环境的变化发生大调整:巴基斯坦6、美洲10、非洲11、欧洲10和东亚12等地区均发现了C4植物大规模扩张的证据。有学者由此提出,晚中新世全球发生了C4植被扩张事件10。如此显著和重要的生态事件受到世界各国学者的关注,学者们从不同角度探讨扩张机制,出现了大气CO2浓度下降10、干旱化‎[13以及季风增强‎‎[12等不同因素驱动晚中新世C4植被扩张的观点。另一方面,北美洲14、澳洲15、亚洲16等关键区出现不同的研究结果,对中低纬度地区晚中新世C4扩张的联动性提出了质疑。

东亚地区是揭示生态演化规律及驱动机制的关键区域之一,也是生态演化历史争议较大的区域。过去几十年,学者们对东亚地区晚中新世-上新世的C3/C4植物相对丰度及演化过程开展了大量工作,但研究结果不尽相同:张瑜等‎[16根据白水和庄浪剖面的成壤碳酸盐碳同位素研究结果,提出中新世早期(约20 Ma)东亚就发生了C4植物的扩张;我国北方土壤次生碳酸盐和有蹄类动物牙釉质的碳同位素值显示C4植物成为优势植被最早发生在8~7 Ma左右17;最近,Wang等18根据渭河盆地植硅体记录,提出自11 Ma以来C4植被占据主导地位,直到4 Ma适应冷干环境的C3类型草原植被才逐渐增多;而黄土高原灵台19、西峰20碳酸盐同位素显示晚中新世C4植被占比较少,上新世中晚期C4植被才大规模扩张;华北地区有机碳同位素证据也强调4.1 Ma左右的C4植被扩张事件21。青藏高原东北缘天水盆地有机碳同位素证据指示晚中新世,C4植被的丰度显著增加22。临夏盆地动物化石碳同位素研究结果显示该区域在3~2 Ma之前,C4植被不存在或不显著,直到第四纪时期,C4植被才真正成为不可忽视的重要组分‎[23。由此可见,东亚C3/C4植物相对丰度的演化历史仍存在很大的分歧,进一步限制了生态演化与环境变化关系的研究。

来源于土壤有机碳、次生钙结核和食草动物牙釉质的碳同位素组成δ13C是重建C3/C4植被丰度常用的指标。土壤有机碳因直接来源于植物残体,避免了动物摄食喜好差别和碳沉淀过程中二次分馏带来的误差,故在古生态重建中有独特的优势。一方面,植物体死亡和埋藏的过程中δ13Corg组分仅发生微小的改变,因而原始植被的生态信息可以相对完好地保留于沉积体中;另一方面,δ13Corg的适用性不受沉积环境和区域条件的限制24,可以应用于不同时期不同地区的古生态演化研究。因此,土壤有机碳同位素δ13Corg被视为重建古生态较为成熟和可靠的指标,被广泛地应用于不同时间尺度古生态研究中2224

青藏高原东北缘由一系列新生代盆地和基岩山脉组成,受强大的亚洲季风和中纬度西风环流系统的影响,特殊的地理位置决定了该区生态对气候变化较为敏感,该区因此成为揭秘晚中新-上新世生态演化过程及驱动机制的重要区域。前人的工作主要在盆地中开展,对周缘山脉的研究较少。山地生态过程可能受气候变化与区域构造活动的双重影响,因而对生态-气候-构造耦合关系研究具有十分重要的指示意义。马衔山小水子夷平面处于“季风三角区”的顶点位置25,其上堆积的晚中新世-上新世红黏土成为研究生态演化的绝佳载体。因此,本文以小水子红黏土为载体,利用有机碳同位素重建青藏高原东北缘小水子夷平面的古生态历史,并与其他已有成果进行系统的空间对比,以期获得该时段C3/C4植物相对丰度的时空演化,并尝试探讨生态演化与气候变化、构造活动的耦合关系。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究区小水子夷平面位于青藏高原东北缘地区的马衔山山区,距离兰州市区约44 km(图1)。小水子夷平面相当于主夷平面,海拔高度约为2 800 m。马衔山为祁连山东延余脉,晚新生代以来强烈的构造运动,使其抬升至现今的海拔。构造上,该区位于青藏高原向东北生长的最前缘地段,对青藏高原东北部的构造活动响应较为敏感。气候上,地处我国东部季风区、青藏高寒区、西北干旱区三大自然区交界的半干旱温带气候区,降水较少,气温日较差和年较差均较大。根据国家气象科技数据中心资料(http://data.cma.cn),榆中县1986—2016年的年平均温度为7.0 ℃,年降水量为260~550 mm,夏秋季节降水占总降水量的80%。区内植被垂直分异显著,2 200 m以下以草原和灌丛为主,2 200~3 000 m由针阔混交林向针叶林过渡,植物种类丰富;3 000 m以上则主要以高山灌丛和高寒草甸为主。小水子一带的主夷平面之上覆盖30~40 m厚的棕红色含钙质结核的红黏土,详细的岩性特征见Li等‎[26的描述,红黏土地层倾向跟下伏地层基本一致。磁性地层学与哺乳动物化石证据表明红黏土的年代为6.9~3.6 Ma。本文样品取自沉积序列完整的小水子钻孔,具体位置为35.8115° N,103.8623° E,海拔2 758 m。

图1

图1   采样地点地理位置图

Fig.1   Schematic map showing the sample locations


1.2 材料处理方法

本文样品取自小水子钻孔不含砾红黏土,年代范围为6.7~3.6 Ma‎26,采样间隔为25 cm,共采集样品163个。样品去除杂质后,用玛瑙研钵研磨至100目,后装入已高温灭菌的中透水坩埚中,将透水坩埚放置在培养皿中,分多次加入10%的盐酸至反应缓和,而后加入过量盐酸静置反应12 h,去除样品中的碳酸盐;把培养皿放入80 ℃的水浴锅中反应2 h后取出透水坩埚,将其转移到透水篮中用蒸馏水洗至中性,而后把透水坩埚置于烘箱中,80 ℃烘12 h,将充分干燥后的样品混合均匀,用玛瑙研钵研磨后使用Vario Pyro cube型EA接Isoprime 100型IRMS对样品有机碳同位素及总有机碳含量(TOC)进行测量,并以国际标样IAEA-CH3、IAEA-601、IAEA-CH7、IAEA-CH6进行校准,经测定碳同位素测试精度高于1.5‰。样品的前处理工作在兰州大学西部环境教育部重点实验室完成,测试工作在中国科学院广州地球化学研究所完成。

2 数据结果与有机碳来源分析

小水子钻孔6.7~3.6 Ma的有机碳同位素(δ13Corg)值为-30.45‰~-22.06‰,平均值为-23.77‰;多数样品的总有机碳(TOC)含量为0.06%~0.20%,平均值为0.13%,个别样品的总有机碳含量异常高达到0.40%~0.87%。

考虑到红黏土为风成沉积物,有机碳的来源可能有外源输入和当地植被贡献两种。利用小水子剖面的有机碳同位素进行古植被重建之前,需要判别有机碳的主要来源。Liu等27对黄土高原潜在物源物区祁连山、天山、火焰山等地基岩样品总有机碳含量TOC和δ13Corg进行了测定,结果显示基岩TOC含量为0.03%~0.25%,均值为0.11%;对应的有机碳同位素δ13Corg含量为-23.50‰~-19.40‰,均值为-21.10‰。物源研究结果显示28:青藏高原北部天山、祁连山等山地基岩是小水子红黏土主要物源区之一。故将小水子红黏土的数据与物源区数据点进行对比(图2),发现二者的TOC含量虽然接近,但δ13Corg组成差别较大,小水子δ13Corg未落入粉尘母岩的范围之内,说明小水子地区有机碳的来源主要由当地植被产生,母岩区贡献较小。小水子剖面总有机碳含量不高,可能是有机质后期经历了一定程度的分解作用所致。综上所述,小水子剖面的有机碳同位素可以用来重建当地生态环境。

图2

图2   潜在物源区‎[28和小水子剖面的TOC和δ13Corg分布

Fig.2   δ13Corg value of organic matter and TOC concentration distribution in Xiaoshuizi section and rock samples from potential source regions28


3 讨论

3.1 晚中新世-上新世早中期小水子及周边区域C3/C4植被丰度重建

大量的研究发现,C3和C4植物有机碳同位素组成存在较大差别,现代植被观测结果表明C3植物的有机碳同位素δ13Corg为-20‰~-35‰,平均值约为 -27‰;而C4植物的有机碳同位素δ13Corg为-10‰~ -14‰,均值-12‰,因此可通过红黏土中有机质的碳同位素组成δ13Corg来判别植物类型。但植物有机碳同位素从植物体到植物残体分解埋藏于沉积体的过程中,随着有机质分解会发生微弱的分馏作用。前人研究表明:土壤中有机碳中δ13Corg与现代植物相比发生0.5‰~2.5‰左右的正偏30-36。这是由于植物残体分解过程中微生物对有机质进行了分解和加工,轻同位素优先以气体的形式返回大气,从而使剩余有机质中的δ13Corg发生正偏。正偏数值大小因自然环境不同而略有差异,如Wang等‎[33对我国北方地区现代过程的研究发现该区表土比上覆植物δ13Corg平均偏正1.8‰;Yang等34对青藏高原的高山草场和高山草甸的研究表明该区域高山草场和高山草甸的表土的δ13Corg值比植被平均偏正1.5‰;郭文康35在中国季风边缘区、青藏高原和新疆干旱区的研究结果表明表土的δ13Corg比上覆植被偏正1.4‰。因为郭文康的研究区域与小水子地区自然环境最为接近,所以本文选用偏正1.4‰进行校正得到植被的碳同位素组成δ13Cpla。将小水子夷平面δ13Cpla与现代典型C3、C4植被进行对比(图3),发现小水子δ13Cpla值全部落入典型C3植物δ13Corg分布区间内,但比典型C3植物的分布偏正:典型C3植物的δ13Corg的峰值在-29‰~-26‰之间,小水子地区δ13Cpla的峰值在-26‰~-24‰之间。因此推断小水子地区植被以C3植物为主,同时伴生小部分的C4植被。

图3

图3   校正后的小水子剖面数据与现代典型C3、C4植被‎[29对比

Fig.3   Comparison of corrected Xiaoshuizi section data with modern typical C3 and C4 plants29


端元法是C3和C4植被相对丰度估算的常用方法,其中端元值的选择是关键。地质历史时期CO2浓度在不断变化,而植被δ13Cpla值响应CO2浓度变化而发生变化,Passey等17对黄土高原不同时期C3和C4植物的δ13C值进行了估算,本文选择C3和C4植物的δ13Cpla平均值作为端元值(表1)。计算方法用Nordt等37提出的公式:

C3(%)=(δ13Cpla- δ13CC4)/(δ13CC3- δ13CC4)×100%
C4(%)=100-C3(%)

式中:δ13CC3δ13CC4分别为C3和C4植物的两端元值(‰),取值参考表1,C3(%)、C4(%)分别为C3、C4植物的百分含量。用该公式估算小水子C3、C4植物相对丰度(%),重建结果显示C4植物的相对丰度在0%~18%之间,平均值在5%左右;C3植物的相对丰度在82%~100%之间,平均值在95%左右。

表1   黄土高原7~3.5 Ma C3和C4植被及其环境下土壤碳酸盐δ13C端元值17

Table 1  7~3.5 Ma δ13C end embers of C3 and C4 vegetation and its soil carbonates on the Chinese Loess Plateau17

年代/Ma植被土壤碳酸盐
13C3/‰13C4/‰13C3/‰13C4/‰
3.5~3.99-25.5-11.0-11.53.1
4.0~4.49-25.6-11.1-11.63.0
4.5~4.99-25.6-11.2-11.73.0
5.0~5.49-25.3-10.8-11.33.3
5.5~5.99-25.3-10.8-11.33.3
6.0~6.49-25.3-10.9-11.43.3
6.5~6.99-25.3-10.9-11.43.3

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3.2 晚中新世-上新世早中期C4植被空间分布特征

为了研究晚中新世C4植被空间上的分布特征,本文搜集整理了小水子周边区域的碳同位素记录见表2,并用端元法计算了各研究点C4植被的相对丰度。土壤碳酸盐同位素数据则按照韩家楙等38]‎提出的计算C3/C4植被相对丰度的方法,公式为:

C4(%)=(δ13Ccarb- δ13C3car)/(δ13C4car- δ13C3car)×100%
C3(%)=100-C4

式中:δ13Ccarb为土壤中碳酸盐碳同位素的含量(‰);δ13C3carδ13C4car为C3和C4植被下土壤碳酸盐同位素的平均值,具体取值参考表1

表2   青藏高原(东)北缘碳同位素数据点

Table 2  The data sources of carbon isotope in the northern (eastern) margin of the Tibetan Plateau

研究区域碳同位素类型年代/Ma文献来源
塔里木盆地有机碳2.5~6.9‎[40
大红沟有机碳4.0~6.7‎[41
小水子有机碳3.6~6.7本文
天水有机碳6.0~17.0‎[22
临夏动物化石3.9~7.5‎[23
保德碳酸盐5.3~6.8‎[17
老高川碳酸盐4.6~6.9‎[42
西峰碳酸盐3.6~6.6‎[43
白水碳酸盐3.5~6.5‎[16
灵台碳酸盐3.4~6.8‎[19
蓝田碳酸盐3.6~6.2‎[39

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从C4植被丰度来看,除了老高川部分C4植被平均丰度达到50%,其他地区C4植被平均含量均在50%以下。若以C4植被占主导地位为C4植被扩张的标准,东亚地区晚中新世-上新世早中期并未发生诸如印度次大陆和南北美地区发生过的大规模C4植被扩张事件。若以C4植被在中纬度出现作为C4植被向极地方向扩张的标志,则晚中新世C4植被已扩张至我国黄土高原地区,且在空间分布上呈现出一定的规律性。东西方向,六盘山以东半湿润区C4植被的丰度显著高于以西干旱/半干旱区C4植被丰度,黄土高原中东部的保德、白水、西峰、灵台等剖面的C4植被含量达到了30%~40%,而西部临夏和小水子地区C4植被含量低于20%,柴达木大红沟剖面指示当地C4植被相对较高,为30%~40%。形成这种模式的原因:一种可能是夏季风影响的强弱对比,降水集中在生长季对C4植被的繁盛有利,但六盘山以东的剖面自东南向西北无递减的规律;另一种可能是小水子和临夏的海拔不低,C4植物受低温的限制难以大规模扩张。从南北方向来看,晚中新世C4植被大致分布在35°~39° N,六盘山以东在39° N附近的老高川剖面达到峰值,由峰值向南北两侧递减。六盘山以西在37° N附近的柴达木盆地最高,北至40° N左右的塔里木盆地,南至36° N附近的小水子、临夏盆地C4植被的含量跌至20%以下。C4植被在南北方向上的分布特征,指示了黄土高原地区37°~39° N的水热组合可能最适宜C4植物生长。饶志国等44对我国东部现代表土的总有机质碳同位素的研究发现C4植被在32°~38° N繁盛,指示该纬度带的水热组合最适宜C4植被生长,考虑到晚中新世-上新世背景温度较现今略高,因此最适宜纬度带偏北是合理的。

图4

图4   青藏高原(东)北缘晚中新世-上新世中期C4植被空间分布

Fig.4   Spatial distribution of Late Miocene-Middle Pliocene C4 plants on the northern/northeastern Tibetan Plateau: variation of C4 plant abundance in East and West sides of Liupan Mountain (a), variation of late Miocene C4 plant abundance with latitude (b)


3.3 晚中新世-上新世早中期生态演化及其与气候的关系

小水子夷平面晚中新世-上新世早中期以C3植物为主,指示了当时的气候背景适宜C3植物大面积繁盛和小部分C4植物的生存,同时随着时间和外部环境的变化,C3和C4植物的相对含量发生小幅度调整。前人在天水盆地的研究表明,晚中新世末期(7.1 Ma左右)C4植被丰度显著增加,该时段小水子夷平面C4的相对丰度与天水盆地相当[图5(d)5(e)],也显示出相对较高的含量(平均含量达到6.9%),暗示同处高原东北缘的小水子与天水盆地植被分布及演化可能存在一定相似性。小水子地区6.7~3.6 Ma期间C4植被的大致呈现减小的趋势,C3植被的丰度增加。渐变的趋势被上新世早中期的异常变化所打断,上新世早中期(5~4.3 Ma)C4植被明显减少,平均丰度由6.9%减为2.7%,C3植被丰度由93%增加到97%。上新世中期4.3 Ma之后,C4植被的平均丰度再次增加(由2.7%增至4.4%),C3植被平均丰度则减少(由97%减为95.6%),但呈现增加的趋势。将小水子与黄土高原C4植被丰度演化进行对比,发现4 Ma前不同剖面C4植物丰度变化细节上存在差异,但整体趋势一致:在晚中新世丰度相对较高;在上新世早期或早或晚出现不同程度的缩减;4.3 Ma左右C4植被丰度再次增加。由此可见,影响中新世-上新世早期的C3/C4植被演化的主因可能是相同的。4 Ma左右黄土高原灵台、西峰和白水剖面C4植被含量显著增多,而小水子夷平面C4植被含量呈现减少的趋势,暗示这种变化可能是夷平面区域构造活动所致。

图5

图5   17~3.6 Ma青藏高原东北缘 C3/C4植被变化与全球气候对比图(左图)、7~3.6 Ma小水子与黄土高原C4植被变化与气候指标(右图)对比图

注:(a)、(f)为全球海平面年平均气温与现代温差‎[1];(b)为日本海伊利石/蒙脱石‎[52]与北太平洋粉尘通量‎[53];(c)为东亚夏季风强度‎[51];(d)、(e)为小水子与天水C3/C4植被重建[22];(f)为全球海平面年平均气温与现代温差‎[1];(g)、(h)为灵台、西峰、白水和小水子C4植被丰度;(i)、(j)、(k)为小水子剖面C4、C3植被丰度与有机碳同位素的变化;(l)为小水子剖面土壤磁化率变化[45];(m)为大气CO2浓度重建[46-50]

Fig.5   Comparison of C3/C4 vegetation change from 17~3.6 Ma in northeastern Tibetan Plateau and global climate proxy (left), and C4 vegetation in the Loess Plateau during 7~3.6 Ma (right)

Note:(a),(f)Annual mean global sea level temperature and modern temperature difference reconstruction‎[1];(b)Illite/smectite ratio of the Sea of Japan[52],dust flux of North Pacific[53];(c)Relative strength of Asian summer monsoon‎[51];(d),(e)C3 and C4 plant relative abundance of Xiaoshuizi and Tianshui Basin‎[22];(f)Annual mean global sea level temperature and modern temperature difference reconstruction‎[1];(g),(h)C4 plant relative abundance reconstructed from Lingtai,Xifeng and Baishui profile;(i),(j),(k)Variations of C4,C3 plant abundance and organic carbon isotope;(l)Variations of soil magnetic susceptibility in Xiaoshuizi profile‎[45];(m)Atmospheric CO2 reconstruction concentration[46-50]


影响C3/C4植物相对丰度变化的潜在因素有温度、CO2浓度以及干湿变化。为了分析研究时段C3/C4植被相对丰度变化与气候的关系,将小水子及黄土高原不同剖面C4植被丰度与磁化率‎[45、全球CO2浓度及北半球中纬度海表温度进行综合对比。温度变化参考Herbert等2海表温度重建结果,晚中新世-上新世早期北半球中纬度地区温度呈现轻微下降的趋势,研究表明C3植物对于降温的适应能力比C4植物强,因此温度降低至特定阈值时是有可能导致C4植物缩减的。但从细节来看,温度变化与C3/C4植被丰度的变化存在一定的偏差,例如在C4植被显著减少的时期(5~4.3 Ma),温度并未降低,由此可见这一时期研究区生态的异常波动与中低纬度的温度关系不大。从大气CO2浓度来看[图5(m)],晚中新世大气CO2浓度较低,而C4植被对CO2的利用效率比C3植被高,当CO2分压较低时,C4植物在与C3植物的竞争中优势凸显,含量随之增加,部分学者将晚中新世北美地区C4植被的大规模扩张归因于大气CO2浓度降低‎[11,本文认为晚中新世C4植被丰度最高与当时大气CO2浓度低有密切的关系;进入上新世早中期大气CO2浓度显著增加,不再是C3植被生长的限制因素,C3植被丰度随之增加;4.3~3.6 Ma 阶段大气CO2浓度下降,C3植被丰度再次下降。C3植被与大气CO2浓度准同向的变化关系暗示了大气CO2浓度变化可能是植被演化的重要原因,但是从波动幅度上来看,二者的增减幅度并不完全一致,例如在4.6~4.3 Ma C3植物丰度波动增加的时期大气CO2浓度波幅极小,4 Ma左右C3植被含量增多,CO2浓度略有增加,暗示了其他因素的影响叠加于CO2浓度的影响之上。从干湿变化上来看,晚中新世末期(6.7~5 Ma),夏季风强度减弱‎[51图5(c)],小水子持续干旱‎[45,黄土高原‎[5、北半球海洋沉积均记录到大范围的干旱化52-53图5(b)]。C4植被相对于C3植被而言,抗旱能力更强,因此在干旱胁迫下,植被整体衰退,但C3植被缩减的幅度更大,故其相对丰度较小,C4植被丰度则显示出相对增加的趋势。Hui等‎[13认为晚中新世~7.1 Ma高原东北缘C4植被相对含量的增加与干旱气候条件火灾频发密切关联;上新世早中期,夏季风增强,研究区降水阶段性增强,但湿润期与C3植物丰度增加无严格的对应关系,仅在4.6~4.3 Ma降水达到顶峰的时期‎[45,C3植被的丰度呈现增加的趋势。由此可见研究区降水对于植被的影响主要体现在极端时期,即气候异常干旱的晚中新世和降水达到峰值的4.6~4.3 Ma阶段。

综合C4植被丰度的时空变化特征,可知晚中新世末期东亚地区C4植被发生了小幅度扩张,在空间上呈现出与现今类似的分布规律。时间序列上,C4植被在大气CO2浓度低、夏季风减弱、干旱化加剧的时段(如晚中新世末期)扩张;在CO2浓度升高、夏季风增强、干旱化减弱的时段(上新世早中期)呈现出缩减的趋势,暗示了大气CO2浓度和干旱化共同驱动C4植被的演化。从另一个侧面也暗示,东亚地区的C4植被从无到有的扩张可能不是夏季风增强驱动。

4 结论

本文通过对青藏高原东北缘小水子夷平面6.7~3.6 Ma有机碳同位素的综合分析,重建了研究区C3与C4植被相对丰度,并结合其他区域记录对晚中新世-上新世早中期生态演化的时空特征进行探讨,初步获到以下3点结论:

(1) 小水子夷平面6.7~3.6 Ma 时期的植被为C3和C4植物的混合,其中C3植被占据主导地位(相对丰度约95%),C4植物相对丰度在5%左右。

(2) 从C4植被丰度空间分布特征来看,六盘山东部的C4植被丰度明显高于西部,南北方向上自34° N至40° N,C4植被丰度先增多后减小,在37°~38° N达到峰值,推测晚中新世-上新世该纬度位置的水热条件最适宜C4植物的繁盛。

(3) 小水子地区6.7~3.6 Ma 时段古生态可分为:6.7~5 Ma 阶段C3植被的丰度最低,C4植被的含量最高;5~4.3 Ma 阶段C3植被含量最高,C4植被丰度最低;4.3~3.6 Ma C4植被丰度再次增加但是并未达到晚中新世水平。大气CO2浓度的变化与区域降水共同影响了研究区植被演化。4 Ma左右区域构造活动可能对研究区生态演化产生一定的影响。

谨以此文,纪念李吉均院士!

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