气候变化对黄土高原末次盛冰期以来的C

气候变化对黄土高原末次盛冰期以来的C

自20世纪60年代认识到c植物的生物化学、生物学、系统学、生态学以及以及未来生物圈的发展以来，人们对4种植物的生物化学、生物化学、生物化学、生物化学等研究做出了重大进展。然而，对于c植物的进化历史而言，尤其是审查过程，气候co2的降低导致植物的生物化学、形态、植被的转变以及区域气候变化对未来生物圈的影响，研究表明，对于c的植物来说，除了植物的生物化学、生物化学、系统学、生态和植被物种的影响外，对c的植物也有很大的不同。在亚甲基半的碳中，大部分植物位于温带、寒带和温带的交汇处，因此也被称为热带草本植物。在地球生命历史上，c2植物的出现远低于3c植物。当c植物在晚中新世的第8.6ma碳中的植物扩张时，c2没有减少，相反，增加。根据这两个湖区的碳相反，它们显示出完全相反的模式，这证明了区域气候对c-4植物的相对丰度的控制。结果表明，温度和降水对c和c植物之间的冰期和冰期之间的植物竞争具有重要影响。首先，从海洋收集的co2数据表明，在晚中新世的第8.6ma植物扩张期间，c2没有减少，相反，增加。第二，根据中国和美国两个湖泊的碳相位数据，晚中新世的第八.6ma植物在夜间和第六个新世的植物扩张时期的碳丰度变化是完全相反的。因此，这三种湖区的碳量在c和c的植物扩张之间是完全相反的。因此，这三种湖区的碳量在c和c的植物丰度变化之间是完全相反的。因此，这三种湖区的碳量在c和c的植物丰度上是完全相反的。因此，尽管广东省从印度共和国运动到新世，以及印度-中国和印度-太平洋植物之间的碳量指数在变化过程中呈完全相反的模式，这三种湖区的碳量在c和c中具有很强的控制作用。第三，现代c植物的分布表明，温度和降水对c3-c4植物的竞争具有重要影响。黄土高原的现代气候基本上受控于东亚季风系统:夏季,东亚夏季风从热带太平洋和印度洋带来暖湿气流,超过50%的降水集中在7～9月;冬季,从西伯利亚刮来的冬季风在高原盛行,气候干冷.初步的调查已显示现代黄土高原C4植物约占草本种类30%～40%,其气候类型(暖湿的夏季和干冷的冬季)较适宜C4植物生长.伴随第四纪冰期-间冰期旋回,东亚季风系统经历多次强弱的变化,黄土高原基本连续的风成沉积物黄土-古土壤序列,有效地记录了过去2.6Ma以来东亚季风系统的变化历史.尽管如此,但黄土高原古植被是否发生过草原-森林的演替,甚至对C3或C4植被相对丰度变化的驱使因素都仍然是一个含糊不清的问题.一些研究根据C4植物对水具有较高的利用率,以及在干热环境的分布特征,已将C4植物作为气候干旱程度的标志,其相对丰度越高,气候越干旱.另一些研究[14,15,16,17,18,19,20,21,22,23,24,25,26,27]根据C4植物分布地区的气候特征在某种程度上与夏季风盛行地区气候的一致性,从而将C4植物相对丰度作为夏季风强弱变化的标志,其相对丰度随夏季风加强,降水量增加而增加.还有一些研究根据C4光合作用需要附加能量和需要较高最低生长温度的特征,将C4植物相对丰度的降低作为降温的标志.这些研究往往都只过分简单化了C4植物与气候和环境的关系.由此可见,进一步揭示黄土高原黄土-古土壤序列记录的C3或C4植被相对丰度的变化以及与气候环境的关系,对理解驱使C4植物扩张的主要因素以及对明确黄土高原草原-森林的演替问题都有显著的意义.土壤中有机质和成壤碳酸盐的碳同位素组成能够有效地推测C3/C4植物相对丰度,已经成为重建C3/C4植被变化历史的工具.本文试图根据黄土高原中南部黄土-土壤有机碳同位素组成测量数据,结合以前的研究数据以及现代气候数据探讨黄土高原末次盛冰期期以来的C3/C4植物相对丰度的变化控制因素,以及与植被类型的关系.1土壤-土壤序列本文研究的对象主要是黄土高原末次盛冰期(即相当于海洋氧同位素阶段2开始,约27kaBP)以来堆积的黄土和全新世土壤.所涉及的黄土-土壤剖面位于高原的中部和南部(图1),它们分别为甘肃东南的灵台剖面(35.00°N,107.50°E)、陕西关中的宝鸡(34.38°N,107.27°E)和渭南(34.40°N,109.50°E)剖面、山西西部的吉县剖面(36.03°N,110.65°E),以及河南西北的偃师剖面(34.79°N,112.75°E)等.高原中南部现代气候为黄土高原最温湿的地区,年均温度为10～14℃,降水量平均为500～700mm,50%以上的降水集中在7～9月.末次盛冰期(约21～15kaBP,即氧同位素阶段2早中期)气候干冷,接受了大量的风力搬运的粉砂质物质沉积,堆积了数米厚的黄土.全新世现代间冰期(氧同位素阶段1,0～11kaBP)气候与现代接近,相对温湿和风成堆积速率相对较低,发育了1～2m厚的土壤.末次盛冰期黄土风化成壤程度相对较低,但明显可见生物活动痕迹和次生碳酸盐.全新世土壤风化程度相对较高,其中,以渭南为代表的高原南部全新世土壤碳酸盐基本淋滤至尽,发育了Bt层,为淋溶湿草地土;以洛川为代表的高原中部全新世土壤中的碳酸盐同样也遭受了大量淋溶,但Bt层尚未发育,为典型黑钙土.由于全新世土壤暴露于近地表,其上部30～50cm厚的土壤普遍遭受了人类活动的扰动,成为耕作层,但下部仍保存了较好的原生土壤发生成层.对这些末次盛冰期以来的黄土-土壤序列进行了系统的采样,除偃师剖面以5cm间距取样外,其余皆为10cm等间距取样.其时代确定主要通过与较好14CAMS定年的渭南剖面进行土壤地层学和磁化率地层学对比获得.有机质碳同位素组成的分析采用CuO法.为了避免无机碳对有机碳同位素组成的影响,首先将约1g样品加入过量的1mol/LHCl中去除碳酸盐,然后加入用蒸馏水反复离心直至中性,并在约80℃下烘干.去除碳酸盐的粉末样品与约4g氧化铜丝装入安瓶,抽成真空后熔封安瓶,在高温(550℃)下氧化24h;最后在真空系统中用冷阱纯化收集氧化产生的CO2气体,并转移至MAT-252质谱仪上测量CO2气体的13C/12C比值.碳同位素数据用相对于PDB标准的千分差δ13Corg(‰)值表示:数据的标准偏差(1σ)≤0.2‰,其中,质谱测量偏差为0.05‰,重复偏差<0.2‰.2不同土壤有机碳同位素组成黄土高原南部和中部5个末次冰期-间冰期黄土-土壤序列有机碳同位素和磁化率测量结果显示于图2中,洛川剖面的数据也同时显示在图1中.末次盛冰期黄土至全新世土壤变化的鲜明特征就是δ13Corg呈单调上升的趋势,其中,大约在25～21kaBPδ13Corg最低,在全新世土壤AC或Bt和B层中δ3Corg最高,所有剖面δ13Corg增幅都约在4‰左右,在顶部耕作层又显著降低.其次,无论是黄土中的δ13Corg最小值,还是土壤中的最大值,在空间上的变化都有显著的规律,即从西到东,从北到南呈增加的趋势,如渭南剖面δ13Corg系统比宝鸡系统高约1.2‰～1.7‰,比洛川高0.6‰左右;偃师比渭南高1.5‰左右,比吉县高1‰左右.土壤中有机碳同位素组成主要决定于植被有机物质的平均碳同位素组成,而植被的碳同位素组成则与植物光合作用类型及气候、大气CO2浓度有关.C3与C4植物碳同位素组成上具有显著的差异,C3植物δ13Corg大多集中在-32‰～-22‰范围内,平均为-27‰;C4植物δ13Corg多数分布于-16%～-10‰范围内,平均为-13%.对于C3/C4混合植被生态系统其δ13Corr,介于-27‰～-13‰,随C4植物相对丰度的增加而增加.然而,同种植物尤其是C3植物δ13C与大气CO2浓度以及当地气候有关,随大气CO2浓度和湿润程度增加而降低,但其变化幅度较小.在黄土高原同种C3植物随温湿程度增加而降低,其幅度<3‰.因此,C3/C4混合植被类型的土壤有机碳同位素组成主要决定于当地C3/C4植物的相对丰度.如美国中部大平原和澳大利亚等地土壤有机碳同位素调查表明,土壤有机质δ13Corg与C4植物相对丰度成正比,当C3植物相对丰度为100%时土壤有机质δ13Corg≤-24‰;当C4植物相对丰度大于80%时δ13Corg≥-16‰.这种关系已广泛地运用于土壤光合作用植被类型的研究,甚至是森林-草原的更替研究中.但值得注意是,由于土壤微生物和有机质的降解作用,土壤有机质往往比植被富集13C,尤其是C3植物占优势的土壤有机质13C富集程度可达3‰.尽管导致土壤富集13C的原因是大气CO2同位素的变化、微生物的同位素分馏、有机质微生物选择性的分解,还是土壤有机质微生物和菌类比例的变化,至今仍然似是而非,但是许多研究的富集程度与有机质含量都呈现出反相关关系.中国北方和蒙古草原土壤有机碳同位素调查,同样也显示出土壤有机质δ13Corg与C4植物覆盖密度的正比关系,但随土壤剖面深度增加和有机碳含量降低13C同样呈富集的趋势,其最大幅度平均在3‰左右.微生物和有机物的降解作用有可能造成黄土高原黄土-土壤序列有机碳相对于植被富集13C,虽然其富集程度仍不清楚,但是黄土层中有机质13C富集程度想必是大于土壤.因为黄土沉积于相对干旱的气候条件,而古土壤形成于相对湿润的气候环境,此外保存在黄土中有机质普遍低于古土壤.换句话说,若黄土与古土壤具有相同C3/C4相对生物产率,气候干旱程度的变化和微生物作用有可能造成黄土的δ13Corg高于古土壤.但事实是盛冰期黄土δ13Corg显著低于全新世土壤,这说明黄土高原中南部地区末次盛冰期以来的黄土-土壤序列中δ13Corg变化主要是C4植物相对丰度变化造成的.总之,黄土-土壤序列中δ13Corg的变化能够反映C4植物相对丰度的变化.参照美国中部大平原和澳大利亚等地土壤有机碳δ13Corg与C4植被丰度的关系,若以-24‰和-14‰分别为100%C3和C4植被土壤有机碳端元同位素组成,那么,运用两端元方法以及根据黄土-土壤序列中δ13Corg则可以估算C4植物相对丰度.在末次盛冰期,偃师地区C4植物丰度最高,约25%,灵台与宝鸡两地最低,几乎是100%的C3植物,其他地区C4植物丰度均小于25%.从末次盛冰期至全新世各地C4植物丰度均系统增加,其最大幅度约在40%左右,在偃师地区全新世C4植物高达65%,形成了以C4植物为优势的植被群落,而其他地区则是C3/C4混合型植被.多种因素可能影响C4植物相对丰度,如大气CO2浓度和气候,包括温度、降水以及其季节性变化等.冰芯记录揭示,从末次盛冰期到全新世大气CO2浓度,从约180μL/L增加到280μL/L;全球数值模拟显示,黄土高原末次盛冰期夏季温度比现今低6～8℃,冬季低4～6℃,降水减少100～200mm/a.黄土研究说明,从末次盛冰期到全新世,黄土高原的气候是从干冷到温湿的变化过程,图2中随气候温湿程度增加而增加的磁化率记录,也清楚地显示了这一时期的气候变化过程.因此,黄土高原全新世C4植物丰度相对于末次盛冰期增加约40%的δ13C记录说明,温度是导致全新世C4植物增加的压倒性区域因素.末次盛冰期失去适合C4植物生长的温度时,无论是CO2降低还是干旱程度的增加都不可能驱使C4植物增加.而CO2浓度的上升仅仅可能是全球升温的因素之一,不是导致黄土高原C4植物增加的直接因素.这种结论支持最近中美洲两个湖泊的碳同位素研究结果.此外,美国西部大平原古土壤有机碳同位素的数据也表明,末次盛冰期C3植物显著增加与CO2浓度成反方向变化,研究者认为温度是控制该地区的C3/C4植物的相对丰度,而不是CO2浓度.欧洲莱茵河流域降水主要集中在冬季,气候条件不利于C4植物生长,那里的黄土有机碳同位素记录显示了末次间冰期以来C3植物一直是主导植被.而末次盛冰期C4植物成为主导植被的地区,那里干旱程度往往伴随CO2浓度下降而增加.这些都进一步说明气候是C4植物扩张的主导因素.进一步对黄土高原全新世土壤δ13corg最大稳定值与现代气候数据多元统回归计分析发现(图3),δ13Corg随年均温增加而上升,随年降水量增加而降低,尤其与4月平均温度和降水,这种关系更加密切.尽管黄土高原现代气候与全新世土壤δ13Cog最大稳定值时期有一定的差别,但是那时温度和降水的相对高低空间格局可能与现代是相似的.在北美洲和澳大利亚,土壤有机碳同位素与现代气候参数同样存在这种关系.全球C4植物种属从低纬到高纬逐渐减少.我国的C4种类从寒冷地区到暖热地区逐步增加,以及主要分布于干旱区藜科植物中的C4种类从干旱区至湿润区逐渐减少.这些分布特征充分说明C4植物的高温需求和抵抗干旱的能力.因此,这使我们有理由相信,温度和降水是控制全新世黄土高原C3/C4植物相对丰度的主要因素,尤其是春季的干热程度也直接影响C3/C4植物在同一地区的竞争,冷湿的春季更有利于C3植物生长.以前对黄土高原黄土-古土壤有机碳同位素的研究发现,冰期黄土堆积时以C3植物为主,间冰期古土壤形成时C4植物相对丰度显著增加,这种现象可认为是黄土高原夏季风加强的结果.我们的结果支持以前的发现,但并不完全支持对这种现象的解释.根据有机碳同位素与气候的关系(图3)不难得出,如果黄土高原的降水量直接受控于夏季风的强度,那末全新世C4植被增加无疑是温度升高到足以使C4植物适宜生长造成的,并不是夏季风加强的结果;相反降水量的增加只可能降低C4植物从末次冰期至全新世增加的幅度,因此,只有在温度基本由于C4光合作用类型的植物全部是草本植物,而C3光合作用类型植物不但包括大部分的草本种属,也包括所有木本和灌木.尽管C4植物的相对丰度的减少并不是森林扩张的充分证据,而是必要的条件,但它的增加无疑是草本植物相对生物量相对增加的标志.依据这样原则,结合C3/C4植物