青藏高原西南部塔若错湖泊沉积物记录的近300年来气候环境变化

张小龙，徐柏青，李久乐，谢 营，高少鹏，王 茉

（1.中国科学院青藏高原研究所，北京 100085；2.中国科学院青藏高原环境变化与地表过程重点实验室，北京 100085；3.中国科学院研究生院，北京 100049）

0 引 言

湖泊是大气圈、生物圈和陆地水圈相互作用的联结点［1］，其形成与消失、收缩与扩张及其内、外生物组合种群的变动，受区域性大范围尺度的温湿条件变化的影响，而上述变化均被连续地、最大限度地保存在湖泊沉积物中［2］。因此，湖泊沉积物可作为揭示历史时期区域乃至全球性气候环境变化的良好研究介质［3－4］。近几十年来，通过分析湖泊沉积物中有机、无机地球化学指标的变化特征，进而反演历史时期区域性气候环境变化状况的方法，已成为古气候环境变化研究的重要手段之一［5－10］。

青藏高原是气候环境变化的敏感区［11］，其自身气候环境变化是区域或全球气候环境变化的敏感指示器，并起着重要的反馈作用［12－13］。目前对青藏高原历史时期气候环境变化的研究多以冰芯［14－16］、树轮［17－19］、湖芯［4，5，7，20－23］为研究介质。研究区域主要集中在高原西北部、东北部以及偏东南区域，较少涉及高原西南部及其腹地地区［24－25］。研究时间尺度也多以长时间尺度为主，短时间尺度的精细研究相对较少［25］。近年来，随着全球气候环境变化研究的深入，青藏高原地区短时间尺度、较高分辨率的气候环境变化研究越来越受到重视［25－26］。在青藏高原西南部腹地非冰川地区，由于受特殊自然地理条件的限制，地面观测资料及历史记录缺乏［24，26］，短时间尺度、较高分辨率气候环境变化的恢复受到很大制约。因此，笔者以该地区分布的内流湖塔若错为研究对象，通过对其沉积物中多项气候环境指标的综合对比分析，从整体上揭示近几个世纪以来湖区周边区域性高分辨率气候环境变化，为重建历史时期区域性气候环境变化特征及探讨青藏高原古气候环境变化特征与机制提供科学依据。

1 材料与方法

塔若错（31°03′N～31°12′N，83°55′E～84°20′E）位于青藏高原西南部冈底斯山北麓（图1），是一个半封闭型高原湖泊。湖面海拔4 566.0m，湖泊呈东西向延伸，面积约486.6km2，流域面积约6 929.4km2，湖泊补给系数14.2。湖水主要依赖河水和地下水补给，入湖河流有19条，其中以南面的毕多藏布最大，长约176.0km，流域面积约5 186.0km2。这些河流除局部高山附近有较大的冰雪融水汇入外，主要靠降水和地下水补给。湖水出流经东北角谷地（垭口海拔4 568.0m）入独曲，后转注脚布曲，最终注入扎布耶茶卡［27－28］。

该湖区位于西南季风控制区，属羌塘高寒草原半干旱气候，年均气温0℃～2℃，年降水量200mm左右，降水大多集中在6～9月［27－28］。该流域主要植被类型为高山草甸、高山草原、山地草原以及湖盆河谷隐域草甸，分别以小嵩草（Kobresua pygmaea）、紫花针茅（Stipapurpurea）、三角草（Trikeraia hookeri）和藏北嵩草（Kobresia littledlei）为主［29］。湖泊中水生植物主要为沉水植物，以篦齿眼子菜（Potamogeton pectinatus）、丝叶眼子菜（Potamogeton filiformis）和水毛茛（Batrathium bungei）为主［30］。该流域出露岩层以全新统、上新统、古新统—始新统和上侏罗统—下白垩统地层为主，岩性分布主要以泥岩、粉砂岩、砂砾岩、海相碎屑岩、含硅质泥岩以及泥灰岩等为主，风化程度较弱［31］。

图1 塔若错地理位置及部分湖区水下地形与采样点位置Fig.1 Location of Taro Co and the bathymetric lines of partly Taro Co and the coring site

2010年9月7日，由中国科学院青藏高原研究所组织的中德野外考察队在塔若错湖区偏西位置（31°07.012′N，83°59.959′E，图1）水深约90m处，采用重力采样器获取了长34cm的湖芯样品。湖芯从水岩界面到底部是连续的，湖芯柱样通体为黑色的泥，分层不明显。湖芯自湖中提出后，现场沿垂直方向从水岩界面到湖芯底部按1cm间隔连续进行分样，放入洁净的聚乙烯自封袋中密封保存，后带回北京置于冰柜中冷藏，以待实验室内各项指标的分析测定。其中，总氮含量（TN）测定是在北京林业大学森林生态与培育重点实验室完成的，其他测定工作均在中国科学院青藏高原研究所青藏高原环境变化与地表过程重点实验室完成。

各指标的具体测定过程描述如下：采用GWL－120－15型实验室井型高纯锗伽玛谱仪（美国ORTEC公司生产）对该湖芯上部14cm序列样品进行了过剩210Pb和137Cs质量活度的测定，以用于湖芯年代序列的建立。实际测定前，将每个湖芯样品冷冻抽干后，研磨至粒径为0.071mm，装于7mL聚乙烯离心管中，精确称其质量，用帕拉胶密封静置1个月后进行测样。样品测定过程中，每个样品的测定时间均为80 000s。仪器测定标准源样品由中国原子能研究院制作。

沉积物微量元素含量（质量分数）采用电感耦合等离子质谱仪（X－7series）进行测定。首先将冷冻干燥后的样品采用酸消解法进行溶解，具体消解步骤见文献［32］；然后上机进行微量元素含量测定。实验室仪器对该湖芯样品微量元素含量的测量相对标准偏差（RSD）均小于5%。

沉积物总有机碳含量（TOC）和无机碳含量（IC）采用岛津公司出产的TOC－VCPH仪器进行测定。测量过程中分别先测定每个样品的总碳含量（TC）和IC，然后采用差减法获得样品的TOC。实验室仪器对该湖芯样品TC和IC的测定误差分别小于2%和3%。

TN采用凯氏定氮法进行测定。方法为每个样品称取500mg于250mL消化管中，加入5mL浓硫酸和催化剂，于300℃消煮炉上消煮3～4h至消化管内液体为乳白色或蓝绿色，冷却后在半自动凯氏定氮仪上滴定，然后根据酸耗量和样品质量就可得到TN。碳氮比为TOC与TN的比值。实验室内该湖芯样品TN的分析误差小于0.1%。

生物标志物采用Polaris－Q GC／MS测量，用特征碎片离子和相对保留时间定性，用标准曲线法定量。前期将样品冷冻干燥，研磨至粒径为0.071mm。采用索氏抽提法提取其中的可溶有机物，溶剂为二氯甲烷和甲醇（体积比为10∶1），抽提72h，在抽提过程中温度保持在55℃左右，以保证回流次数每小时不低于10次，并且抽提过程中用纯铜片对抽提后溶液进行脱硫处理。抽提得到的溶液经氮气冷却浓缩后，采用柱层析法分离，采用的层析溶剂依次为80mL正己烷、60mL氯仿和40mL甲醇，从而分别得到正构烷烃、芳烃和极性组分溶液。将层析所得正构烷烃溶液用柔和氮气流吹干，而后定容至300μL，用Polaris－Q GC／MS对其各组分含量进行测定。

2 结果与讨论

2.1 湖芯年代序列的建立

短时间尺度湖泊沉积物定年多采用过剩210Pb和137Cs计年法［33－34］。依据过剩210Pb计年的模型主要有：CRS（恒定补给速率）模型［20－21］和CIC（恒定初始浓度）模型［35－36］。其中，CRS模型假定沉积物中过剩210Pb的输入通量是恒定的，适用于沉积速率不稳定的序列；而CIC模型则假定沉积物中过剩210Pb的初始浓度是恒定的，适用于沉积速率较为稳定的序列。137Cs是一种从20世纪50年代开始的核试验的人工核素，其强度初始值与峰值所出现年份（如1953、1963、1975、1986年）可以作为时标点对所测沉积物年代进行验证［33，37－38］，使所测沉积物年代更加准确。

考虑到沉积速率可能发生变化，塔若错湖泊沉积物定年采用CRS模型。图2表明，塔若错上部14cm沉积序列的过剩210Pb质量活度基本呈指数衰减规律，并且137Cs质量活度也具有明显的峰值。依据CRS模型算得塔若错湖泊沉积物平均沉积速率为0.11cm／年；在与137Cs时标点1953年（6.5cm深处）、1963年（5.5cm深处）、1975年（3.5cm深处）和1986年（2.5cm深处）相对应深度处的CRS年份分别为1955、1963、1975、1983年（图2）。两者差别较小，表明采用CRS模型计算所得沉积物的平均沉积速率对塔若错湖泊沉积序列的年代进行重建是可行的。根据沉积物样品的平均沉积速率和柱子长度，获得塔若错34cm湖芯约300年的连续沉积序列（1705～2005年）。

图2 塔若错湖芯中过剩210Pb和137Cs质量活度随深度变化曲线Fig.2 Depth profiles of mass activities of the excessive 210Pb and 137Cs in sediment core from Taro Co

2.2 塔若错湖芯中各指标气候环境指示意义

2.2.1 TOC、TN、碳氮比和IC

湖泊沉积物中总有机碳来源可分为两部分：一是自身内部输入，主要以水生生物贡献为主；二是外源输入，主要以流域内陆生植物的贡献为主［20］。TN则基本反映湖泊自身的营养状况。基于TN对水生生物营养的限制，湖泊沉积物碳氮比则可以较好地反映沉积物中有机碳的来源。通常菌藻类植物的碳氮比为4～10，而陆源脉管植物的碳氮比则在20以上［39］。笔者所研究塔若错湖泊沉积物的碳氮比为8～10（图3），说明塔若错沉积物中TOC以内源输入为主。因此，塔若错湖泊沉积物中TOC应主要受湖泊内部生产力的影响。另一方面，研究还表明，当流域内降水增加或温度升高时，湖泊周边陆生植被发育较好，湖泊内部的生产力也较高；当流域内降水减少或温度降低时，流域内陆生植被发育较差，湖泊内部的生产力也降低［40－41］。由此可见，塔若错湖泊沉积物中TOC的高低可能指示了湖区暖冷或湿干的沉积环境变化。

已有的湖泊沉积学研究表明，湖泊碳酸盐沉积与气候环境变化密切相关［42－43］。一般认为，湖泊沉积物中碳酸盐含量受控于湖水的咸淡变化（盐度变化）情况，而后者取决于湖区环境的干湿变化状况。因此，碳酸盐含量可间接指示湖区环境的干湿变化，即当湖泊流域环境较为干旱时，蒸发强烈，湖水咸化，湖水中CO2－3、SO2－4等离子的浓度升高，碳酸盐析出增多，湖泊沉积碳酸盐含量增加；反之，气候湿润，蒸发微弱，湖水淡化，则沉积物中碳酸盐溶解增加，含量减小［44－45］。研究还发现，采用TOC－VCPH仪器所测沉积物的IC与采用化学反应法所得的碳酸盐含量具有显著正相关关系，从而可用湖泊沉积物中IC代替碳酸盐含量间接指示湖区环境的干湿变化［46－48］。

2.2.2 微量元素含量

封闭或半封闭湖泊流域内地表岩石或沉积物中化学元素经物理化学风化作用及生物地球化学作用不断淋溶、运移，最终在湖泊沉积物中累积。而物理化学风化作用及生物地球化学作用的强弱取决于流域气候环境变化情况。因此，湖泊沉积物元素地球化学特征便成为反映湖区古气候环境波动的有效指标［45，49－51］。

塔若错湖芯中微量元素主要包括Li、Sc、Ti、V、Cr、Co、Ni、Cu、Zn、As、Rb、Sr、Zr、Nb、Cd、Cs、Ba、Hf、Ta、Tl、Pb、Bi、Th和U等24种元素（图4、5）。这些元素可按其含量变化趋势初步分为5类元素组合。其中，第1类元素组合包括Sc、Ti、V、Cr、Co、Cu、Zn、Nb、Cd、Ba、Tl、Pb、Th等13种元素，该类元素含量自湖芯底部至12cm深度处变化不大，11～12cm深度处元素含量迅速升高，11cm深处至表层元素含量则呈现降低趋势；第2类元素组合主要包括Li、Ni、Sr等3种元素，该类元素含量自湖芯底部到表层，整体呈波动中逐渐升高趋势；第3类主要为Rb、Cs、Ta、Bi、U等5种元素的组合，该类元素含量自湖芯底部至表层，整体呈波动中逐渐降低趋势；第4类元素组合主要包括Zr和Hf元素，这2种元素含量自湖芯底部至21cm深度处呈现波动中升高趋势，21～20cm深度处元素含量迅速降低，20cm深处至表层元素含量则呈波动中缓慢降低趋势；第5类元素组合主要为As元素，该元素含量自湖芯底部至10cm深度处呈现波动中急剧下降趋势，10cm深度处至表层元素含量则呈现波动中升高趋势。

图3 塔若错湖芯中各地球化学指标随时间变化曲线Fig.3 Time profiles of multiple geochemical indicators in sediment core from Taro Co

研究表明，采用元素含量或比值的组合变化方法重建沉积序列的气候环境会放大其指标对气候环境变化的响应，削弱各种扰动因素的影响［3，52］。为了避免出现以上误差，笔者对塔若错湖泊沉积物中Li、Sc、Ti、V、Cr、Co、Ni、Cu、Zn、As、Rb、Sr、Zr、Nb、Cd、Cs、Ba、Hf、Ta、Tl、Pb、Bi、Th和U等24种微量元素含量及TOC、IC值进行多元统计主成分分析，选取相关系数绝对值大于0.5的变量（表1中数值为黑体部分）进行归纳分析，以获取准确可靠的环境信息。据此方法提取了3个最重要的主成分F1、F2、F3，代表了原始数据80%以上的信息（表1）。

表1中，主成分F1的方差贡献高达49.64%，其与Ba、Rb、Zn、Cu、Tl、Nb、Ti、Zr、Hf含量等具有强的正相关关系（相关系数大于0.5）。这些元素大致可分4类：亲铜元素（如Cu、Zn、Cd、Tl、Pb）；亲铁元素（如Ti、V、Cr、Co、Ni）；共生元素（Zr和Hf）；表1中其他剩余分散或稀有元素［53］。其中，亲铁和亲铜元素在表生地球化学风化过程中易被黏土矿物吸附，而Rb、Sc等分散或稀有元素也易在黑云母、角闪石等黏土矿物中富集或被吸附，共生元素Zr和Hf在表生地球化学风化过程中较为稳定，多以锆石形式赋存于较粗颗粒的陆源碎屑物中［53－54］。以上黏土矿物或陆源碎屑物多以颗粒态形式经流域侵蚀作用带至湖盆中沉积。而流域侵蚀作用的强弱与流域内植被覆盖程度及径流发育程度密切相关［3，55］，而径流发育程度又取决于流域内降水量。因此，主成分F1在一定程度上表征了塔若错湖区侵蚀作用的强弱，其受流域内降水量与地表植被覆盖程度的影响。主成分F2的方差贡献为23.08%，其与Li、Co、Ni、Sr含量及IC呈显著正相关，而与As、Cs、U含量和TOC呈显著负相关。在表生地球化学风化过程中，湖泊流域内地表岩石或沉积物中Li和Sr元素极易被淋失至湖泊中，在湖泊盐度增大时，Li和Sr元素便伴随碳酸盐和硅酸盐在湖泊中沉积下来，而Co和Ni元素则易被硅酸盐吸附沉积下来［3，53］。元素As、U、Cs则极易被土壤中腐殖质吸附，伴随流域径流至湖泊中累积［53］。当湖泊流域内环境较为干旱时，流域内径流发育差，湖泊盐度增大，湖泊沉积物中碳酸盐及Li、Sr、Co、Ni等元素含量较高，而TOC及As、Cs、U含量较低；反之亦然。因此，主成分F2主要表征了塔若错湖区环境的干湿状况。主成分F3方差贡献为8.01%，其与TOC呈显著正相关，而与Zr、Hf含量呈显著负相关。湖泊沉积物中Zr和Hf多来源于湖区陆源碎屑物质，其含量与湖区降水量密切相关。而湖泊沉积物中TOC除与降水量有关外，还和温度密切相关。因此，主成分F3主要表征了塔若错湖区环境温度的变化状况。

图4 塔若错湖芯中Sc、Ti、V、Cr、Co、Cu、Zn、Nb、Cd、Ba、Tl、Pb含量随深度变化曲线Fig.4 Depth profiles of the contents of Sc，Ti，V，Cr，Co，Cu，Zn，Nb，Cd，Ba，Tl and Pb in sediment core from Taro Co

2.2.3 正构烷烃含量

分子有机地球化学研究表明，湖泊沉积物中不同生物起源的正构烷烃在运移和沉积过程中较大程度地保留了原有的分子结构及生物遗存特征［56］。而且，在活的生物体中，正构烷烃对气候环境变化反映比较敏感，后者微弱的变化便会引起正构烷烃分布特征、组成及含量的改变［57］。因此，湖泊沉积物中的正构烷烃除记录有物源信息外还有丰富的气候环境变化信息。

通常，n－C26～n－C33长链正构烷烃以n－C27、n－C29和n－C31为主峰，且具有明显奇偶优势，其碳优势指数大于5。这类正构烷烃主要来源于陆生高等植物［58］。以n－C21、n－C23或n－C25为主峰的中链正构烷烃n－C21～n－C25主要来源于挺水、沉水或漂浮大型维管束植物［59］。其可以根据正构烷烃参数Paq来区分具体源

陆生高等植物来源的Paq＜0.1，挺水植物来源的Paq值为0.1～0.4，而沉水或漂浮植物来源的Paq值为0.4～1［59］。以n－C15、n－C17或n－C19为主峰，无奇偶优势的短链烷烃n－C14～n－C20主要来源于浮游生物和光合细菌［60］。因此，沉积物中正构烷烃组成可以较可靠地反映其有机质来源。塔若错湖泊沉积物中正构烷烃的Paq值为0.5～0.7（图3），表明其主要来源于沉水或漂浮植物。由于实地湖泊考察未发现漂浮植物，因此塔若错湖泊沉积物中烷烃主要来源于沉水植物，再一次证实有机碳成分主要来自湖泊内源。

图5 塔若错湖芯中Th、Li、Ni、Sr、Rb、Cs、Ta、Bi、U、Zr、Hf、As含量随深度变化曲线Fig.5 Depth profiles of the contents of Th，Li，Ni，Sr，Rb，Cs，Ta，Bi，U，Zr，Hf and As in sediment core from Taro Co

研究表明，干旱区湖泊沉积物中陆源正构烷烃的富集总是与流域内高降水量和降水强度有关［7］。而当降水增加以及气候较为湿润时，湖泊沉积物中水生植物（尤其是沉水植物）来源的正构烷烃输入也增强［61－62］。因此，塔若错湖泊沉积中正构烷烃w（n－C27）＋w（n－C29）＋w（n－C31）以及w（n－C21）＋w（n－C23）＋w（n－C25）能够清晰地反映湖区植被与环境变化状况。

2.3 塔若错湖芯记录的近300年来气候环境变化

在明确塔若错湖泊沉积物年代及各指标的气候环境指示意义后，将各指标进行综合对比分析研究（图3），精细地揭示了塔若错湖区近300年来的气候环境变化特征。

1705～1778年塔若错湖芯中微量元素主成分F3处于高值阶段，表明该时期塔若错湖区气候温暖，较低的主成分F2和IC则指示该时期湖区环境湿润。较高的TOC及陆生高等植物和沉水植物来源的正构烷烃w（n－C27）＋w（n－C29）＋w（n－C31）以及w（n－C21）＋w（n－C23）＋w（n－C25）指示该时期湖内外生产力较高，湖区植被繁盛。尽管湖区植被繁盛，但是由于较高的降水量导致湖区侵蚀作用较强，湖芯中黏土矿物却不断累积，所以主成分F1呈现高值。

1778～1860年较低的主成分F3指示湖区环境温度最低。湖芯中IC相对较低但呈现升高趋势，主成分F1整体较高但呈降低趋势，表明该时期湖区降水量虽呈现减少趋势但环境依旧相对湿润。较低的温度导致植被发育受阻，湖内外生产力偏低，湖泊沉积物中TOC较低。由于环境较为湿润，流域侵蚀作用相对较强，湖泊沉积物中沉水植物和陆生高等植物来源的正构烷烃w（n－C27）＋w（n－C29）＋w（n－C31）以及w（n－C21）＋w（n－C23）＋w（n－C25）输入仍然较高。该时期湖泊沉积物所记录的冷气候与青藏高原地区所发生的小冰期末次冷波动相对应［5，15－18，21，43］。

1860年至今，主成分F3呈现升高趋势，但在1924～1969年有低值波动，表明该时期湖区气候逐渐回暖，有冷的波动。较低的主成分F1及呈现升高趋势的较高的IC和主成分F2表明，该时期湖区环境呈现干旱化特点。值得注意的是，1969年后IC和主成分F2升高趋势有所缓解甚至呈降低状态，这表明1969年后湖区降水有所增加，环境干旱化有所缓解。因此，1860年后塔若错湖区气候环境变化又可以分为3个亚阶段。第1阶段为1860～1924年，气候的回暖导致湖区植被稍有发育，湖内外生产力增加，沉积物中TOC较高，但由于环境较为干旱，沉积物中正构烷烃w（n－C27）＋w（n－C29）＋w（n－C31）以及w（n－C21）＋w（n－C23）＋w（n－C25）输入较少。后期较低的TOC及较高的主成分F1表明湖区植被覆盖程度降低，流域侵蚀作用加强。第2阶段为1924～1969年，该时期湖区气候的冷波动致使湖区植被发育暂缓，湖内外生产力下降，沉积物中TOC较低，依旧干旱的环境使得沉积物中陆源植物和沉水植物正构烷烃w（n－C27）＋w（n－C29）＋w（n－C31）以及w（n－C21）＋w（n－C23）＋w（n－C25）输入依然较少。第3阶段为1969年至今，该时期湖区气候温暖，环境稍有变湿趋势，干旱化有所缓解，湖泊内外植被逐渐发育，湖泊沉积物中TOC、陆源正构烷烃w（n－C27）＋w（n－C29）＋w（n－C31）和沉水植物正构烷烃w（n－C21）＋w（n－C23）＋w（n－C25）呈现增加趋势。

表1 塔若错湖泊沉积物主成分分析结果Tab.1 Principal component analysis results of lake sediment from Taro Co

2.4 塔若错沉积环境序列与青藏高原其他地区环境序列的比较

将塔若错湖泊沉积记录与青藏高原西昆仑山地区的古里雅冰芯记录［63］和东北部地区的青海湖湖泊沉积记录［21］相对比，结果见表2。

表2 塔若错湖泊沉积记录与古里雅冰芯和青海湖湖泊沉积记录对比Tab.2 Comparison of the sediment record of Taro Co with ice core of Guliya and sediment record of Qinghai Lake

从表2中可以看出，在1705～1778年塔若错湖泊沉积记录该时期湖区气候较暖，古里雅冰芯记录和青海湖湖泊沉积记录也都反映该时期气候较暖。但是塔若错湖泊沉积记录该暖期结束年代（由于塔若错1705年前无记录，所以在此只探讨结束年代）为1778年，这早于古里雅冰芯记录的1790年，但和青海湖湖泊沉积记录的1770年较为接近。这可能是由于分辨率和分析精度差异所引起，古里雅冰芯记录为高分辨率的逐年记录［63］，而青海湖湖泊沉积记录年代分辨率为8年左右［21］，这和塔若错湖芯9年左右的年代分辨率较为接近。同样，在其他冷暖时期，塔若错湖泊沉积记录与古里雅冰芯记录、青海湖湖泊沉积记录也都有很好的一致性，但在起讫年代上塔若错湖泊沉积记录与古里雅冰芯记录差异较大而与青海湖湖泊沉积记录差异较小。在20世纪20年代至60年代，塔若错湖泊沉积和青海湖湖泊沉积都记录该时期气候较冷，而古里雅冰芯中记录不明显。由于青海湖位于西南、东南和西风交汇区而古里雅冰芯位于西风控制区，在该时段的冷暖变化记录上出现与本研究结果的一致或差异性可能是上述大气环流引起的区域气候环境不同造成的。

总的来说，塔若错湖泊沉积记录在气候冷暖变化上与古里雅冰芯记录和青海湖湖泊沉积记录具有较好的可对比性，但在气候变化的起讫年代上存在一些差异，一方面可能与分辨率和分析精度差异有关，另一方面可能是由区域气候环境不同造成的。

3 结 语

（1）塔若错湖泊沉积物中有机碳输入以内源为主，尤其是沉水植物的输入。总有机碳含量高低受温度和降水的共同影响。

（2）塔若错湖泊沉积物中微量元素含量的主成分F1表征了湖泊流域侵蚀作用的强弱，以及受湖区降水量和植被覆盖程度的影响；其主成分F2表征了湖区环境的干湿状况；其主成分F3表征了湖区的温度状况。

（3）近300年来，塔若错湖区气候环境变化可以分为3个明显阶段。早期为1705～1778年，该时期湖区环境气候温暖湿润，植被繁盛。中期为1778～1860年，该时期为湖区小冰期阶段，湖区植被发育受阻，气候环境寒冷而湿润。后期为1860年以来小冰期结束后偏暖干化时期，该时期又可分为3个亚阶段：第1阶段为1860～1924年，气候环境稍暖且干旱，湖区植被稍有发育；第2阶段为1924～1969年，该时期气候环境呈现偏冷干特点，湖区植被发育暂缓；第3阶段为1969年至今，湖区气候回暖，环境干旱化有所缓解，植被开始逐渐发育。

（4）塔若错湖泊沉积记录的气候冷暖变化与古里雅冰芯记录和青海湖湖泊记录都具有较好的可对比性，但在起讫年代上存在一些差异。分析造成这种差异的可能原因是分辨率和分析精度以及区域气候环境差异。

中国科学院青藏高原研究所王小萍副研究员及德国马普生物地球化学研究所Gerd Gleixner、Franziska Güenther、Roman Witt在野外及湖芯样品采集中给予了帮助，中国科学院青藏高原研究所宗继彪、林长贵、杨瑞敏和宫晓倩硕士研究生在本文撰写过程中给予了大力帮助，在此一并谢忱。

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