刘 奇， 许仲林， 张东良

（1.新疆大学资源与环境科学学院，新疆 乌鲁木齐 830046；2.中国科学院新疆生态与地理研究所，

新疆 乌鲁木齐 830011；3.中国科学院中亚生态与环境研究中心，新疆 乌鲁木齐 830011；4.中国科学院大学，北京 100049）

占全球陆地面积3%的泥炭生态系统是陆地碳储存研究的热点区，自末次冰期以来（距今约21000年）泥炭封存了约6.0×1011t 的有机碳［1］。利用泥炭沉积物进行古环境分析，可为古气候重建提供有价值的资料和视角。一系列的气候代用指标（包括干密度、腐殖化度、阿米巴虫、植物大化石、孢粉和生物标记物等）已常用于泥炭古环境重建［2-4］。对于更经典的泥炭岩芯分析而言，泥炭植物残体稳定碳和氧同位素是重要的补充型代用指标［5-6］。

已有研究发现，不同区域的泥炭植物α-纤维素（简称纤维素）碳、氧同位素（δ13Ccell和δ18Ocell）信息的古气候指示意义存在明显差异［7-9］。例如，中国低纬度地区维管束植物的δ13Ccell被成功用作区域湿度或夏季季风降水的代用指标［10-13］。但是，在新西兰开展的有关时空尺度的研究［14］表明，单株维管束植物（Empodismaspp.）δ13Ccell与湿度无关，而与气温显著负相关。类似的不一致性也存在于δ18Ocell的报道中。例如，洪冰［15］指出，在湿润的沼泽环境中，中国大九湖草本植物δ18O 与大气降水δ18O 关系紧密，并依据大气降水δ18O 与气温的关联，将莎草植物看作是多年平均气温的代用指标。而Amesbury 等［16］的研究指出，维管束植物δ18Ocell能够很好地捕获不同季节大气循环带来的水汽特征。可见，对某一地区现代泥炭植物同位素生理过程机制的理解，是对保存在泥炭记录中的同位素信号进行环境解译的必要条件。

我国湿地面积为451084±2014 km2，横跨湿润区、半湿润-半干旱区和干旱区［17］，气候主要受西风系统和季风（印度和东亚）系统的影响。在季风影响区，泥炭苔草δ13Ccell被认为是地表湿度或夏季风强度变化的指示器［10-13］，泥炭δ18Ocell被认为是古气温的代用指标［15,18-19］。该研究得到了最新大九湖泥炭植物现代过程调查的支持［20-21］。在西风影响的中国西北阿尔泰山，Rao 等［22-23］基于详细的现代过程研究发现，哈拉萨孜泥炭莎草δ13Ccell、δ18Ocell分别与暖季、冷季气温正相关，进而指出，哈拉萨孜泥炭岩芯δ13Ccell、δ18Ocell记录的偏正趋势分别指示了全新世以来暖季、冷季的持续增温趋势。但是，该气温重建与来自同一岩芯的木本孢粉含量所指示的气温下降是完全相反的［24-25］。这一明显差异使我们提出疑问：是否可以将关于泥炭植物纤维素碳、氧同位素的现代过程研究直接运用到百年或千年尺度研究中？泥炭δ13Ccell、δ18Ocell与多年现代环境因子之间关系探讨的缺乏，限制了我们对阿尔泰山泥炭纤维素碳、氧同位素记录的全新世气候信息的解译。

为将泥炭植物δ13Ccell、δ18Ocell和气候参数的现代关系研究与其在百年/千年尺度上的变化更好衔接起来，本研究以阿尔泰山黑阳坡泥炭为研究对象，拟建立器测时段泥炭植物δ13Ccell、δ18Ocell与气候参数之间的定量或半定量关系，探讨泥炭植物δ13Ccell、δ18Ocell对器测时段气候资料和水文参数的响应特征。我们期望，这项研究不仅可以确定该地区泥炭植物碳、氧同位素多年尺度的环境指示意义，而且能够弥补阿尔泰山泥炭植物纤维素同位素记录的古气候解译在多年尺度变化中的不足，为更合理的将全新世δ13Ccell和δ18Ocell应用于阿尔泰山过去气候信息的解译提供更多的数据支撑。

1 研究区概况

阿尔泰山呈西北-东南走向，横跨中国、哈萨克斯坦、俄罗斯和蒙古，绵延超过2000 km［26］。中国部分的阿尔泰山属于山系中段南坡，位于新疆最北部，地 处46°33′35″～49°10′45″N、85°31′37″～91°01′15″E之间［27］。阿尔泰山及其周边地区现代冷季气候主要受控于“盛行西风-北大西洋涛动耦合系统”与“西伯利亚高压系统”的交互作用；现代暖季气候主要受控于占据亚洲内陆的“亚洲低压系统”和延伸至西伯利亚西南缘的“亚速尔高压系统”交互作用［28-30］。该气候系统所带来的丰沛降水与良好的山间凹地共同为阿尔泰山区域各种类型的泥炭发育提供了绝佳条件［31］。遥感调查发现，泥炭遍布中国阿尔泰山亚高山带（海拔高度在1700～2500 m），面积达38326.14 hm2，主要分布在其东南部和西北端的0～17°坡地［32］。

黑阳坡泥炭（48.34°N、87.18°E，海拔1353 m）位于阿尔泰山南坡（图1），主要以大气降水和积雪融水为补给来源，地下水位低于0.5 m［33］。距离黑阳坡泥炭70 km的哈巴河气象站（48.03°N、86.24°E，海拔532.6 m）1960—2020 年的观测数据显示，该区域冷季寒冷漫长（最冷月1月平均气温-14.7°C）、暖季凉爽而短促（最热月7 月平均气温22.3°C），年平均气温为5.0 °C。暖季（5—9 月）相对湿度为47.2%～55.4%，冷季（10 月—次年4 月）相对湿度为52.9%～72.2%。年均降水量为197.9 mm，降水年内分布比较均匀，冷季降水量占全年降水量的51%（图1c）。黑阳坡泥炭现生植物以莎草科为主，属于富营养化沼泽。泥炭周边的高海拔或阴坡处以针叶林为主，低海拔或阳坡处以草原为主［33］（图1b）。

2 材料和方法

2.1 样品采集

于2017年7月在黑阳坡钻取了一根长30 cm的泥炭岩芯，按照1 cm 间隔现场将岩芯分成30 个样品，分别装入标记好的自封袋，带回实验室，-4°C储存。植物残体分析发现，黑阳坡岩芯的植物类型主要是莎草科苔草属，与现生植物类型相似［34］。

2.2 年代、深度-年代模式及沉积速率

利用137Cs、210Pbex数据来确定岩芯年代。岩芯中137Cs 的峰值（324.70 Bq·kg-1）出现在11 cm 处（图2a），代表了1986 CE 的切尔诺贝利事故［35］。210Pbex的比活度呈指数下降趋势，由岩芯顶部的506.02 Bq·kg-1下降到底部的22.20 Bq·kg-1（图2a）。基于广泛使用的恒定供给速率模式（CRS）［36］，构建了黑阳坡岩芯的深度-年代模式（图2b）。考虑到北半球137Cs的最大沉积峰对应1963 CE［37］，而黑阳坡岩芯16 cm处的210Pbex年代为1966±4 CE（图2a），因此，137Cs 沉降出现在黑阳坡泥炭的时间被认为是1963 CE。此外，黑阳坡岩芯的沉积速率表现为整体的上升趋势，平均沉积速率为0.29 cm·a-1，30～12 cm（1901—1981 CE）波动较大，12～1 cm（1981—2017 CE）稳定增加（图2c）。

图2 黑阳坡泥炭岩芯信息Fig.2 Information of Heiyangpo peatland core

2.3 实验方法

2.3.1 泥炭植物α-纤维素的提取 采用黄超等［38］的方法提取泥炭植物α-纤维素。具体实验步骤如下：（1）去除腐殖质类物质：将样品放入250 mL的烧杯中，加入5%的NaOH，放置在加热炉上煮1 h，冷却至室温后进行清洗，过120目筛水洗至中性；（2）去除碳酸盐和易水解类物质（果胶）：加入5%HCl溶液7.5 mL，充分搅拌后，加热1 h，冷却后清洗至中性；（3）去除木质素：加入5 mL蒸馏水、0.5 mL CH3COOH和0.5 g NaClO2，于加热炉上煮1 h，移除上层液体，加入相同剂量的上述试剂，重复操作直至样品完全变为白色，然后用蒸馏水清洗至中性；（4）去除半纤维素和多糖类物质：加入10%的NaOH溶液7.5 mL，于80°C水浴锅中加热1 h，然后离心移除上层液体，然后用蒸馏水清洗2 次，加入17%的NaOH 溶液7.5 mL，室温下静置1 h，移除上层液体，并将残体水洗至中性；（5）加入1%HCl 溶液清洗，中和过多的NaOH，然后将残体水洗至中性。最后将烧杯中的残体冷冻干燥。

2.3.2 碳和氧同位素的测定及碳同位素的校正 碳同位素的测定：准确称取α-纤维素样品30～50 μg于锡杯中，置于真空密闭条件下，以铂作催化剂，使纤维素样品与过量氧化铜充分燃烧，使其全部转变为CO2气体。然后将CO2提纯，以去除CO等干扰气体，之后在Delta-V MAT同位素质谱仪上测定。

氧同位素的测定：准确称取300～500 μg的纤维素样品于锡杯中，压成米粒状放进进样器，使其在1090°C 高温热解。热解过程所产生的CO 和N2在高纯氦气下将CO与其他杂质分离。接下来以氦气作为载气传送到Delta-V MAT 同位素质谱仪上测定。δ13C 值计算以VPDB 为标准，δ18O 值计算以VSMOW 为 标 准。δ13C 和δ18O 的 测 试 误 差 范 围 均≤0.5‰。

碳同位素的校正：因工业革命以来化石燃料的燃烧和土地利用方式的改变等［39］，大气CO2浓度持续上升，进而引起大气CO2中的δ13C 值不断下降，最终导致植物δ13C 值自1850 年以来表现为持续下降趋势。为了更好地从植物δ13C值的变化中获取气候信息，有必要对1850 年以来的植物δ13C 值进行校正。本文采用McCarroll 等［40］提供的方法对黑阳坡泥炭δ13Ccell进行校正。

2.4 气候相关性分析

为匹配同位素信号的年代，对哈巴河站气象数据进行了如下操作：岩芯Z 层（沉积速率＜1 cm·a-1）对应的气象数据由Z层与Z-1层（不包含）对应年代之间的气象数据算数平均求得。因为莎草的生长速率取决于气候条件和随深度增加的泥炭压实和分解作用；此外，在采样过程中，一个生长季的莎草增量可能会扩展到相邻的样品中［41］。

通过上述操作，发现共有17个δ13Ccell和δ18Ocell值可以与哈巴河气象参数相对应，时间跨度为1962—2017 CE。基于此，分析了1962—2017 CE时段哈巴河气象站冷季（10月—次年4月）、暖季（5—9月）以及年尺度上气温、降水量、相对湿度与黑阳坡泥炭δ13Ccell、δ18Ocell的相关关系。利用Origin 2018 软件对气象因子与同位素数据之间的相关性进行评估并作图。当P＜0.05时，碳和氧同位素与气象因子的相关性显著。

3 结果与分析

3.1 碳和氧同位素的变化特征

黑阳坡泥炭δ13Ccell的变化范围在-27.84‰～-23.32‰之间，平均值为-25.97‰。最偏正值（-23.32‰）出现在距地表4 cm（2009 CE），次负值（-27.38‰）出现在距地表16 cm（1963—1966 CE）。岩芯δ13Ccell值表现为整体的偏正趋势（r=0.67，P＜0.001），但在17～16 cm（1961—1966 CE）突然偏负。此外，15～1 cm（1967—2017 CE），岩芯δ13Ccell值表现为微弱的偏负趋势，5～4 cm（2004—2009 CE）突然偏正（图3a～图3c）。

黑阳坡泥炭δ18Ocell值在13.90‰～21.30‰之间变化，平均值为18.14‰。与δ13Ccell变化相似，δ18Ocell值也表现为整体的偏正趋势（r=0.63，P＜0.001）。最偏正值（21.30‰）与最偏负值（13.90‰）分别出现在距地表6 cm（2000—2003 CE）和16 cm（1963—1966 CE）。16～14 cm（1963—1972 CE）和5～4 cm（2004—2009 CE）表现为明显的偏负变化（图3b～图3d）。

图3 δ13Ccell原始序列、校正后的δ13Ccell序列（a）和δ18Ocell序列（b）随深度的变化，校正后的δ13Ccell序列（c）和δ18Ocell序列（d）随年代的变化Fig.3 Variations of original δ13Ccell,corrected δ13Ccell values(a)and δ18Ocell values(b)with depth,variations of corrected δ13Ccell(c)and δ18Ocell values(d)with age in Heiyangpo peatland

3.2 δ13Ccell与气象因子的相关关系

如图4 所示，黑阳坡泥炭δ13Ccell与气温不相关（冷季：r=0.16，P=0.53；暖季：r=0.10，P=0.71；年：r=0.16，P=0.54；图4a～图4c）。δ13Ccell与降水量不相关（冷季：r=0.08，P=0.77；暖季：r=-0.19，P=0.46；年：r=-0.04，P=0.89；图4d～图4f）。δ13Ccell与相对湿度亦不相关（冷季：r=-0.37，P=0.14；暖季：r=-0.43，P=0.09；年：r=-0.46，P=0.06；图4g～图4i）。但δ13Ccell与暖季相对湿度的相关性（P=0.09）略高于冷季相对湿度（P=0.14）。考虑到植物的生长主要集中在暖季，进一步分析了暖季单月及不同月份组合相对湿度与δ13Ccell值的相关关系（图5）。结果显示：δ13Ccell与5—8 月相对湿度具有显著的负相关关系（r=-0.52，P=0.03），其中，6 月（r=-0.53，P=0.03）和8 月的贡献最大（r=-0.60，P=0.01）。

图4 黑阳坡泥炭δ13Ccell与气象参数的相关关系Fig.4 Correlations between corrected δ13Ccell values from Heiyangpo peatland and recorded meteorological parameters(1962-2017)in Habahe station

图5 黑阳坡泥炭δ13Ccell与暖季单月及不同月份组合相对湿度的相关关系Fig.5 Correlations between corrected δ13Ccell values from Heiyangpo peatland and warm-season relative humidity in Habahe station

3.3 δ18Ocell与气象因子的相关关系

与δ13Ccell和气象因子的关系类似，黑阳坡泥炭δ18Ocell与气温不相关（冷季：r=0.29，P=0.26；暖季：r=0.38，P=0.13；年：r=0.35，P=0.17；图6a～图6c），δ18Ocell与相对湿度也不相关（冷季：r=-0.25，P=0.34；暖季：r=0.08，P=0.76；年：r=-0.08，P=0.75；图6g～图6i）。值得注意的是，尽管δ18Ocell与暖季降水量不相关（r=0.18，P=0.48；图6e），但δ18Ocell与冷季（r=0.47，P=0.06；图6d）和年降水量（r=0.46，P=0.07；图6f）的相关性高于暖季降水量。因此，我们进一步分析了冷季单月及不同月份组合降水量与δ18Ocell的关系（图7）。结果显示：δ18Ocell与11 月—次年1 月降水量具有显著的正相关关系（r=0.49，P＜0.05），其中，1月的贡献最大（r=0.48，P＜0.05）。

图6 黑阳坡泥炭δ18Ocell与气象参数的相关关系Fig.6 Correlations between δ18Ocell values from Heiyangpo peatland and recorded meteorological parameters(1962-2017)in Habahe station

图7 黑阳坡泥炭δ18Ocell与冷季单月及不同月份组合降水量的相关关系Fig.7 Correlations between δ18Ocell values from Heiyangpo peatland and cold-season precipitation in Habahe station

4 讨论

通过分析黑阳坡泥炭碳氧同位素与哈巴河站气象参数的相关性发现，泥炭δ13Ccell与5—8 月相对湿度显著负相关（图5）。由于阿尔泰山泥炭植物的生长期主要集中在5—9月，这一结果实际反映了生长季相对湿度对黑阳坡泥炭植物δ13Ccell变化的控制作用。当空气湿度较低时，会诱发植物的气孔变小或关闭，以阻止植物体内水分的过分蒸发，使得植物体内外CO2浓度比值减小，进而导致植物δ13Ccell值增大；当空气湿度较高时，植物叶片气孔变大，植物体内外CO2浓度比值增大，使得植物δ13Ccell值减小［42］。δ13Ccell值与湿度的负相关关系已被应用于阿尔泰山周边泥炭古气候重建中，如阿尔泰山南坡的那仁夏泥炭（48.8°N、86.9°E，海拔1760 m）［43］、大黑泥炭（48.67°N、87.18°E，海拔2168.5 m）［44］和天山北麓柴窝堡泥炭（43.48°N、87.93°E，海拔1090 m）［45］偏负的δ13Ccell记录了晚全新世的湿润特征，与其他指标记录结果相一致［46-48］。邻近的树轮δ13C 研究发现，降水量/湿度变化也是阿尔泰山树轮δ13C 分馏的主要限制因子［49-50］。可见，黑阳坡泥炭δ13Ccell可能是相对湿度或降水量的代用指标。值得注意的是，本文的研究结果与现代生长季观测的高海拔哈拉萨孜（48.12°N、88.36°E，海拔2450 m）δ13Ccell的古气候指示意义（δ13Ccell是暖季气温的指示器［22］）明显不同，这可能归咎于高海拔低温环境下，气温可能是泥炭植物δ13Ccell变化的主要控制因子。但哈拉萨孜δ13Ccell作为暖季气温的指示器需要年或多年资料的支持。

泥炭植物δ18O组成仅由吸收利用水的δ18O组成决定。研究表明，泥炭植物吸收的水分大部分源自土壤，而土壤水主要来源于大气降水，因此，泥炭植物δ18Ocell主要反映大气降水δ18Op［40,51］。然而，在植物吸收水分并最终合成纤维素的过程中会发生一系列的同位素分馏，从而影响δ18Ocell与δ18Op的关系［21,52］。本文的研究揭示，黑阳坡泥炭δ18Ocell与11月—次年1月降水量正相关（图7）。考虑到11月—次年1月的持续低温，降水以降雪为主（图1c），山区夏季降水通常以极端暴雨的形式出现且降水事件后很快排出泥炭地［53］，使得11月—次年1月降水量（降雪）在黑阳坡泥炭植物生长季的吸收利用水中占据较大比例。由此推断，11 月—次年1 月降水量是黑阳坡泥炭植物δ18Ocell变化的主要控制因子。Shi等［53］关于哈拉萨孜泥炭的现代水文过程调查结果支持了此结论，他们发现冬季积雪汇入融水是泥炭地的主导水源，占到了泥炭地平均来源水的76%，因而现代莎草δ18Ocell信号主要来源于冷季降水δ18Op。以积雪融水为补给来源的乌拉尔山脉西侧苔原泥炭δ18Ocell调查［41］也支持本文的结果，他们发现泥炭δ18Ocell与冷季降水量强相关（r=0.6）。因此，研究认为黑阳坡泥炭δ18Ocell主要记录11 月—次年1 月降水量的信号。需要注意的是，Rao 等［23］基于阿勒泰及其周边地区冬季降水δ18Op在年内、年际尺度上的“温度效应”，指出冷季气温是控制阿勒泰地区降水δ18Op的主要因素，故而，哈拉萨孜泥炭δ18Ocell实际指示冷季气温的长期变化。但是，黑阳坡泥炭δ18Ocell与冷季气温的相关性不显著（图6a），这可能是因为地处较低海拔的黑阳坡，具有较高的暖季气温，使得冷季温度信号可能会在泥炭植物叶片水蒸发富集的过程中减弱或丢失［54］。此外，需要提及的是，黑阳坡泥炭和哈拉萨孜泥炭δ13Ccell的环境控制因子分别是5—8 月相对湿度和4—8 月气温，而两地δ18Ocell均与冷季降水量紧密相关。造成这一结果的可能原因是两地明显的海拔差异导致δ13Ccell的控制因子不同，但因两地均受盛行西风所带来的水汽补给而造成δ18Ocell的控制因子是一致的。

5 结论

针对文章关注的科学问题：是否可以将泥炭植物纤维素碳、氧同位素的现代过程研究直接运用到百年或千年尺度研究中？在可靠的210Pb、137Cs 测年基础上，分析了1962—2017 年黑阳坡泥炭δ13Ccell、δ18Ocell与哈巴河气象参数的相关关系。结果表明：

（1）黑阳坡泥炭δ13Ccell与5—8 月相对湿度显著负相关，δ18Ocell与11 月—次年1 月降水量显著正相关。δ13Ccell、δ18Ocell可以分别作为5—8 月相对湿度与11月—次年1月降水量的代用指标。

（2）在未来工作中，加强季节-年际-十年-百年尺度的泥炭δ13Ccell、δ18Ocell的指示意义研究有助于全面理解区域气候变化及其控制机制。