發布時間：2021-08-11所屬分類：農業論文瀏覽：1次
摘 要： 摘要盡管普遍認為高山生態系統對氣候變化的響應非常敏感,但很少有研究探究氣候變化對高山植被生產力和土壤侵蝕的影響.基于古生態學記錄,探究了全新世中期以來處于東亞季風影響區的太白山高海拔區植被生產力和土壤侵蝕的演變.高分辨率高山湖沼記錄顯示,植被生
摘要盡管普遍認為高山生態系統對氣候變化的響應非常敏感,但很少有研究探究氣候變化對高山植被生產力和土壤侵蝕的影響.基于古生態學記錄,探究了全新世中期以來處于東亞季風影響區的太白山高海拔區植被生產力和土壤侵蝕的演變.高分辨率高山湖沼記錄顯示,植被生產力與年平均溫度密切相關,而土壤侵蝕主要受到東亞夏季風所帶來的降水的影響.即在5800~4000cal.aBP期間,年平均溫度較低而夏季降水充沛,高山生態系統表現為低的植被生產力且土壤侵蝕嚴重.但是,從4000cal.aBP開始,年平均溫度升高而夏季降水減少,植被生產力顯著提高且土壤侵蝕減緩.這些結果表明,古生態學記錄可為研究較長時間尺度上的生態系統服務提供有力證據,可幫助制定氣候變化下的生態系統可持續發展政策.
關鍵詞花粉,植被動態,高山湖沼沉積物,侵蝕強度,古生態指標
1引言
與周圍低海拔地區相比,高海拔地區的升溫速度更快,并且特別容易受到氣候變化的影響(Solomon等,2007).已有研究表明,氣候變化改變了生態系統服務的兩個重要方面,即高山植被生產力和土壤保持能力(Maher和Chamberlain,2014;Jeffers等,2015;Berhe等,2018;Ding等,2018).進一步,高山植被的變化會通過區域內的徑流和水土流失影響到低海拔地區的生態系統.鑒于當前和未來氣候變暖的威脅,有必要探討其對高山植被生產力和土壤侵蝕的影響,這可為確定氣候變化對區域生態系統服務的影響提供證據,并確保這些地區的生態可持續發展.基于此,重建全新世溫暖期的植被生產力和土壤侵蝕演變,可為預測未來氣候變暖可能導致的生態系統變化提供參考.
截至目前,已有研究缺乏生態系統服務長期變化的探討,特別是關于高山植被生產力及其在調節土壤侵蝕中的作用的探討更為少見(Dearing等,2012).目前大多數研究都只集中在植被動態的演變或土壤侵蝕強度的變化上(Wang等,2016,2019;Cheng等,2017),很少有研究嘗試從古生態學角度探討這兩個要素的協同演變過程及其之間的關系.由于森林、灌木和其他生態系統可以持續數百年甚至更長的時間,因此迫切需要探索它們在高山生態系統中的演變過程.
氣候不僅決定植被的生產力,而且會直接或間接地影響流域內的土壤侵蝕.已有研究表明,氣候、植被生產力和土壤侵蝕強度之間的關系并不是線性的(Zhou等,2006;Nunes等,2008).例如,高海拔地區的植被一般受到溫度的限制(Cheng等,2017),而土壤侵蝕通常被認為受到降水的影響,同時也可能受到植被的影響.高的植被生產力通常與高的植被覆蓋度相一致(Johnson,2003;Kerns等,2018),這進一步決定了其在保護流域土壤中的作用,從而間接影響到土壤侵蝕的強度.這一聯系表明,植被生產力與土壤侵蝕之間的關系相對復雜,需要詳細探究以了解其在氣候變化背景下的獨特性.
盡管基于多情景的分析表明,由于氣候變化,若干生態系統的要素已發生不同程度的改變,但這些研究仍缺乏局地尺度的實證分析(例如,Schröter等,2005;Anderson等,2011).因此,有必要以較小的空間尺度作為分析對象,著重探討這些地點的獨特過程,以便于制定因地制宜的可持續發展政策.
東亞是世界上人口最稠密的地區之一,其高山地區的植被生產力和土壤侵蝕對周圍低海拔地區的生態系統及人類活動產生直接影響(Mace等,2012;Jeffers等,2015).值得注意的是,亞洲夏季風攜帶來自太平洋和印度洋的水汽,使得東亞地區(包括中國中部和東部)的夏季降水相對充沛.已有研究表明,東亞夏季風帶來的降水對低海拔地區的生態系統演變具有顯著影響(Zhao等,2009,2010;Liu等,2014;Xu等,2017;Li等,2018).但是,考慮到溫度對高山植被的限制作用,過去氣候變化對高山生態系統的影響機制可能與低海拔地區不同.因此,對于缺乏監測數據的山區,有必要使用古生態學記錄作為指標來探究植被生產力和土壤侵蝕的演變過程及其驅動因素.此外,植被(尤其是森林)的演化是一個漫長的過程,有些地方即便是有觀測數據,但它們的覆蓋時間有限,不足以反映氣候變化對高山生態系統影響的機制,因此迫切需要古生態學指標.
在此背景下,本研究試圖回答以下兩個科學問題:(1)太白山高海拔地區的植被生產力和土壤侵蝕的演變過程(圖1a);(2)基于古生態學證據闡明全新世中期以來溫度和降水對高山生態系統的影響機制,特別是土壤侵蝕的驅動因素.太白山高海拔地區的跑馬梁湖沼具有連續的沉積物分布,因此能夠基于古生態學指標重建局地尺度的高山生態系統演變.其中,總花粉濃度、喬木花粉濃度、喬木花粉與非喬木花粉的比例(AP/NAP)、總有機碳含量(TOC)以及總有機碳與總氮的比值(C/N)可以用來指示植被生產力的變化(Sugita,2007a,2007b;Kylander等,2013);平均粒徑和礦物磁性的一些參數則可以作為土壤侵蝕強度的代用指標(Hu等,2001;Wang等,2016).
2材料和方法
2.1研究區域
秦嶺是中國北方和南方的地理分界線,也是溫帶氣候和亞熱帶氣候的過渡帶.太白山(107°19′~107°58′E;33°41′~34°10′N)海拔高達3767m(圖1a),是秦嶺的主峰,也是中國中東部大陸的最高峰.與周圍低海拔地區相比,其高海拔地區的沉積物受人類活動的干擾非常小(Wang等,2016;Cheng等,2017).
跑馬梁湖沼(33°57′N,107°45′E;海拔3556m)是太白山南坡最高的湖沼洼地(圖1b).該湖沼周圍的年平均氣溫為−1℃,年降水量為680mm.流域面積約為0.95km2,主要分布有花崗巖風化碎屑.土壤主要是深棕色或淺黃棕色的高山草甸土壤,其大部分被高山草甸和灌木所覆蓋.主要的灌木包括頭花杜鵑(Rhododendroncapitatum)、高山繡線菊(Spiraeaalpina)和杯腺柳(Salixcupularis)等.草本植物以粗喙苔草(Carexscabrirostris)、扁蕾(Gentianabarbata)和紫羊茅(Festucaovina)為主.
2.2采樣與實驗室預處理
研究組于2013年在已經接近干涸的跑馬梁湖沼鉆取了一個沉積物剖面,直至底部的基巖出現.進一步使用大小約為10cm×20cm的鋁盒沿著探坑的內壁由下至上進行取樣.最終,獲得了一個145cm長的連續巖芯,將其命名為跑馬梁剖面(PML13).
同時,在采樣點觀察并記錄了沉積物的巖性特征.剖面底部(145~119cm)為淺黃色粉砂質黏土,中間層位(119~20cm)為淺灰色黏土,頂部(20~0cm)為棕色粉砂.
樣品的預處理在北京大學地表過程分析與模擬教育部重點實驗室完成.所有樣品均在實驗室條件下風干,然后以1cm的間隔對PML13剖面進行分樣,共獲得了145個樣品.
2.3AMS14C測年和年代模型的建立
由于跑馬梁湖沼處于太白山花崗巖分布區,所以湖盆周圍的自生碳酸鹽含量非常低.此外,該湖沼所處海拔較高,沒有其他河流注入其中,因此外源“老碳”的可能性很小.由于在沉積物中未發現任何植物殘留,因此選擇了有機質全樣進行了測年.
對PML13剖面的8個樣品進行了14C年代的測定,分別在北京大學考古文博學院AMS實驗室和美國Beta實驗室進行,結果列于網絡版附表S1(http://earthcn.scichina.com).測定完成后,使用CalibRev7.0.4和IntCal13(Reimer等,2013)對年代進行了矯正,并使用cal.aBP進行表示.進一步使用貝葉斯模型(Blaauw和Christen,2011)對各深度的年代進行了分析計算(圖2).
2.4總有機碳、總氮和粒度的分析
對145個樣品進行了總有機碳(TOC)和總氮(TN)含量的測定.將10mg左右的樣品放入錫舟中,并添加助燃劑.然后將樣品密封并放置在VarioMicroCube元素分析儀中進行碳氮含量的測定,進一步計算得到C/N比值.通常,沉積物的TOC含量反映了湖泊的初級生產力以及流域內的植被狀況,而C/N則反映了陸生和水生有機質來源的相對貢獻(Wang等,2016)(表1).
對145個樣品進行了粒度分析.將3g左右的樣品放置在燒杯中并進行稱重.依次將樣品通過15%的雙氧水(H2O2)、10%的稀鹽酸(HCl)和25%的六偏磷酸鈉((NaPO3)6),以除去其中的有機質和膠結.進一步使用MalvernMastersizer2000激光粒度分析儀進行粒度的測定,并計算出平均粒徑.一般而言,湖泊沉積物的平均粒徑可以指示流域內土壤侵蝕的強度,即粗的平均粒徑表示侵蝕嚴重程度較高,反之亦然(Wang等,2016)(表1).
2.5孢粉分析
對145個樣品進行了孢粉分析.主要使用鹽酸和氫氧化鈉對樣品進行了前期處理,接下來使用重液對孢粉進行提取(Moore等,1991).最后,在奧林巴斯光學顯微鏡下以400倍放大倍數對孢粉濃縮物進行鑒定,每個樣品至少鑒定500粒.總花粉濃度,尤其是喬木花粉的濃度,可以用來反映植被的生產力.即濃度越高,生產力越高(Chen等,2006)(表1).喬木花粉與非喬木花粉的比例(AP/NAP)也可以用來反映太白山南坡的植被生產力,即比值越高,植被生產力越高(表1).
2.6礦物磁性的測量
對145個樣品進行了礦物磁性參數的測量.使用BartingtonMS2磁化率儀在0.47kHz頻率上測定低頻磁化率,在4.7kHz頻率上測量高頻磁化率.
為了測量非滯后性剩磁(ARM),將樣品置于交變退磁儀(AFDemagnetizer)中以獲得非磁滯剩磁.其中,交變磁場的峰值為100mT,直流磁場為0.04mT.隨后將樣品置于旋轉磁力儀(Flux-gateMagnetometer)中進行測量.最后將測得的非滯后性剩磁除以樣品的質量密度,以獲得單位質量樣品的非滯后性剩磁的強度(Oldfield,1991).
為了測量等溫剩磁(IRM),用脈沖磁化儀分別給樣品施加相應的磁場,場強分別為300、1000、−100和−300mT.然后將樣品置于旋轉磁力儀中進行測量.其中,IRM1000mT用作飽和等溫剩磁強度(SIRM).然后計算得出IRM300mT/SIRM、IRM−100mT/SIRM、IRM−300mT/SIRM和ARM/SIRM等參數的值.各參數表征的環境意義在網絡版附表S2中給出(Dearing,1999;Evans和Heller,2003;Wang等,2010).
對于湖泊沉積物的磁性礦物,其主要是由流域內的磁性巖體經過侵蝕、搬運和沉積作用而形成(Dearing,1999).礦物磁性的參數通常用作土壤侵蝕嚴重程度的指標,也可用于識別亞鐵磁性礦物和反鐵磁性礦物的含量以及磁性礦物的粒徑(Royall,2001).如果侵蝕嚴重,底層土壤將受到嚴重干擾,地表徑流將大量反鐵磁性礦物帶入湖泊.這種現象會導致反鐵磁性礦物的含量較高(IRM−100mT和IRM−300mT),并且反鐵磁性礦物的相對含量(包括IRM−100mT/SIRM和IRM−300mT/SIRM)也會增加.與此同時,由于侵蝕較為強烈,地表徑流帶入湖泊的亞鐵磁性礦物的含量則會降低,表現為χlf、IRM300mT、SIRM等參數的降低;亞鐵磁性礦物的相對含量、較細的超順磁(SP)顆粒和穩定單疇(SSD)顆粒也會有所降低,表現為IRM300mT/SIRM、ARM以及ARM/SIRM這些參數的降低(Evans和Heller,2003;Wang等,2010).相反,當侵蝕程度較輕時,只有表層土壤受到干擾,通過地表徑流帶入湖泊的反鐵磁性礦物的含量及其相對含量則會降低,即IRM−100mT、IRM−300mT、IRM−100mT/SIRM和IRM−300mT/SIRM這些參數會有所降低,而亞鐵磁性礦物的含量及其相對含量、SP顆粒和SSD顆粒則會增加,表現為χlf、ARM、IRM300mT、SIRM、IRM300mT/SIRM和ARM/SIRM這些參數的升高(Evans和Heller,2003;Wang等,2010).
最后,在多個參數基礎之上,使用主成分分析法建立了土壤侵蝕的綜合指標(圖3g;網絡版附表S3~S5).
2.7冗余分析
使用冗余分析(RDA)(Lepš和Šmilauer,2003)探究了環境代用指標對氣候變量的敏感性.環境代用指標包括TOC、C/N比值、總花粉濃度、喬木花粉濃度,AP/NAP比值、平均粒度以及礦物磁性的多個參數.氣候變量為東亞夏季風指數、夏季降水量和年平均氣溫.東亞夏季風指數來自三寶洞的石筍氧同位素記錄,以及董哥洞的石筍氧同位素記錄(Wang等,2005,2008;Liu等,2014).全新世溫度和降水數據來源于TraCE21ka數據集(http://www.cgd.ucar.edu/ccr/TraCE/)(He,2011;Liu等,2014).
3結果
3.1全新世以來植被生產力和土壤侵蝕的演變
在5850~4000cal.aBP期間,TOC、C/N、總花粉濃度、喬木花粉濃度、AP/NAP比值非常低,而從4000cal.aBP開始逐漸增加.這表明早期的植被生產力較低(植被覆蓋稀疏),后期又有所增加(圖3和表1).
盡管平均粒徑在百年尺度上的波動較大,但在5850~4000cal.aBP期間,粗粒徑的比例很高,而從4000cal.aBP開始,細粒徑的比例開始升高(圖3).礦物磁性參數,如χlf、ARM、IRM300mT、SIRM、IRM300mT/SIRM以及ARM/SIRM的值在5850~4000cal.aBP期間較低,而自4000cal.aBP開始,顯著升高(圖4;網絡版附表S2).相反,IRM−100mT、IRM−300mT、IRM−100mT/SIRM和IRM−300mT/SIRM的值呈現出相反的趨勢(圖4;網絡版附表S2).根據方法部分的解譯模式,礦物磁性的參數變化表明在5850~4000cal.aBP期間,侵蝕作用相對強烈,擴展到了土壤的底層(圖4;網絡版附表S2),而自4000cal.aBP開始,侵蝕作用相對較弱,僅局限于土壤的表層(圖4;網絡版附表S2).此外,土壤侵蝕的綜合指標也指示出相似的侵蝕程度變化(圖3g).
根據TraCE-21ka的數據集結果,全新世中期以來的年平均溫度范圍為0.19~1.01℃,多年平均值為0.64℃(圖3)(He,2011;Liu等,2014).在5850~4000cal.aBP期間,年平均溫度較低,而在4000~0cal.aBP期間,年平均溫度較高(圖3).此外,全新世中期以來的夏季降水量逐漸減少(圖3).即在5850~4000cal.aBP期間,夏季降水量豐沛,此階段東亞夏季風較強;從4000cal.aBP開始,夏季降水量匱乏,此階段東亞夏季風較弱(圖3)(Wang等,2005,2008;He,2011;Liu等,2014).因此,在太白山高海拔地區,全新世中期的氣候特征是年平均氣溫較低,而夏季降水量高;全新世晚期的年平均溫度較高,但夏季降水量低.
因此,在5850~4000cal.aBP期間,當年平均氣溫較低而夏季降水豐沛時,植被生產力較低,土壤侵蝕程度較高(圖3).而自4000cal.aBP開始,當年平均溫度開始上升而夏季降水減少時,植被生產力則顯著升高,而土壤侵蝕程度則較低(圖3).因此,太白山高海拔地區的植被生產力主要與年平均溫度的變化有關,土壤侵蝕與夏季降水的變化密切相關.
3.2植被生產力和土壤侵蝕變化的驅動力
研究進一步使用冗余分析提取并總結了沉積物指標所放映的環境信息.結果表明,軸1和軸2分別解釋了環境代用指標變化的53.1%和1.1%(圖5和網絡版附表S6).因此,需要重點關注影響第一軸的氣候因素.第一軸和東亞夏季風指數之間的相關系數為0.92(p˂0.01),與夏季降水之間的關系為0.79(p˂0.01),與年平均溫度之間的關系為−0.92(p˂0.01)(網絡版附表S7).因此,年平均溫度和夏季降水對環境代用指標的影響較大.
4討論
研究發現太白山高海拔地區的植被生產力主要與年平均溫度的變化有關,而土壤侵蝕與夏季降水的變化密切相關(圖6).同時,本研究還發現土壤侵蝕也受到植被生產力(植被覆蓋度)的影響,這與在鄰近的黃土高原所觀察到的現象相似(例如,Fu等,2011;Zhao等,2013).通常,大量的降水增加了地表徑流從流域內侵蝕和搬運土壤的能力,從而增加了土壤侵蝕的強度,降水不足時侵蝕能力則會降低(Wang等,2016,2019).土壤侵蝕的相對強度也與植被覆蓋度有關(Dearing,1999;Nunes等,2008).具體而言,在5850~4000cal.aBP期間,由于植被稀疏,其保護流域的土壤免受侵蝕的能力較弱,因此土壤侵蝕可能相對劇烈.從4000cal.aBP開始,高的植被覆蓋度對流域內的土壤保護能力較強,只有較細的顆粒才能被搬運,土壤侵蝕程度則相對較輕.因此,盡管在千年時間尺度上,夏季降水變化主導了土壤侵蝕的強度(Wang等,2016,2019),但太白山高海拔地區的植被生產力變化(導致植被密集或稀疏)也會影響到土壤侵蝕強度的變化.該聯系表明古生態學證據在探究長時間尺度生態系統服務演變方面的作用,可為制定氣候變化影響下的生態系統可持續發展政策提供幫助.
但是,值得注意的是,不同代用指標所重建的溫度可能會有較大差異.許多研究表明全新世中期的溫度較高(例如,Zhao等,2009;Liu等,2014;Xu等,2017),而由此引起的低濕度可能是導致植被生產力低的另一個因素.此外,從長時間尺度來看,不穩定或頻繁的氣候波動也可能會加劇土壤侵蝕.例如,全新世中期氣候適宜,而全新世晚期氣候惡化,因此該氣候過渡期可能會導致強烈的土壤侵蝕(Wang等,2008;Huang等,2015).值得注意的是,由于本研究區域位于黃土高原的南部,因此風成沉積也可能對湖沼沉積物有所貢獻.然而,已有研究表明,太白山高山和亞高山帶的湖泊沉積物主要來自局地流域內的土壤侵蝕(Wang等,2010,2016,2019),這與本研究的結果相吻合.
此外,跑馬梁湖沼位于海拔3556m處,接近現代林線的位置.該海拔的水蒸氣相對飽和,因此溫度而非相對濕度是限制植被生長的關鍵因素(Cheng等,2017).過去有關氣候變化影響的研究主要聚焦在中國大陸中東部的低海拔地區.然而,氣候變化對高海拔地區植被的影響可能不同于低海拔地區.在低海拔地區,許多研究已經證實了東亞夏季風的主導作用(例如,Zhao等,2009,2010;Xu等,2017;Li等,2018).但是,本研究的沉積記錄不僅提供了東亞夏季風(夏季降水)對高山生態系統影響的直接證據,而且還提出了年平均溫度對高山生態系統影響的新認識,這可以進一步深化氣候變化對高山生態系統影響機制的理解.
盡管多項研究預測了未來氣候變暖下的植被動態,但很少有研究指出高山生態系統的潛在變化(Harsch等,2009;Ernakovich等,2014).氣候變化有可能使高海拔地區的生態系統(包括高山生態系統)對升溫更加敏感.因此,為了應對全球變暖對高海拔地區生態系統的威脅,應更加注意年平均溫度的變化.但是,太白山的地形特別復雜,可能使高山生態系統的變化具有很大不確定性.因此,建議對中緯度高海拔地區生態系統的變化機制進行更為詳細的研究.此外,與人口稠密的中東部大陸低海拔地區相比,太白山高海拔地區一直未受到人類活動的影響(Wang等,2016;Cheng等,2017),其僅有的人類活動均集中在海拔僅700m以下的范圍(Liu等,2002).因此,自全新世中期以來,太白山高海拔地區的植被生產力和土壤侵蝕的變化主要是由自然因素引起的,是氣候變化的重要指標.
5結論
自全新世中期以來,處于季風影響區的太白山高海拔地區(海拔3767m)的生態系統發生了顯著變化,主要受到夏季降水和年平均溫度的影響.根據高分辨率高山湖沼記錄結果,植被生產力與年平均溫度密切相關,而土壤侵蝕則與夏季降水有關.在5850~4000cal.aBP期間,當年平均溫度低且夏季降水豐沛時,植被生產力低,土壤侵蝕較為嚴重.從4000cal.aBP開始,隨著年平均溫度的升高和夏季降水的減少,植被生產力顯著升高,而土壤侵蝕則減緩.這些結果表明古生態學記錄可為研究較長時間尺度的生態系統服務提供有力證據,可以幫助制定氣候變化背景下的生態系統可持續發展政策.——論文作者：程穎1,2,劉鴻雁2*,王紅亞2†,陳德亮3,PhilippeCIAIS4,羅耀2,吳秀臣5,6,印軼7
相關期刊推薦： 摘要 盡管普遍認為高山生態系統對氣候變化的響應非常敏感, 但很少有研究探究氣候變化對高山植被生產力和土壤侵蝕的影響. 基于古生態學記錄, 探究了全新世中期以來處于東亞季風影響區的太白山高海拔區植被生產力和土壤侵蝕的演變. 高分辨率高山湖沼記錄顯示, 植被生產力與年平均溫度密切相關, 而土壤侵蝕主要受到東亞夏季風所帶來的降水的影響. 即在5800~4000cal. a BP期間, 年平均溫度較低而夏季降水充沛, 高山生態系統表現為低的植被生產力且土壤侵蝕嚴重. 但是, 從4000cal. a BP開始, 年平均溫度升高而夏季降水減少, 植被生產力顯著提高且土壤侵蝕減緩. 這些結果表明, 古生態學記錄可為研究較長時間尺度上的生態系統服務提供有力證據, 可幫助制定氣候變化下的生態系統可持續發展政策.
關鍵詞 花粉, 植被動態, 高山湖沼沉積物, 侵蝕強度, 古生態指標
1 引言
與周圍低海拔地區相比, 高海拔地區的升溫速度更快, 并且特別容易受到氣候變化的影響(Solomon等, 2007). 已有研究表明, 氣候變化改變了生態系統服務的兩個重要方面, 即高山植被生產力和土壤保持能力 (Maher和Chamberlain, 2014; Jeffers等, 2015; Berhe等, 2018; Ding等, 2018). 進一步, 高山植被的變化會通過區域內的徑流和水土流失影響到低海拔地區的生態系統. 鑒于當前和未來氣候變暖的威脅, 有必要探討其對高山植被生產力和土壤侵蝕的影響, 這可為確定氣候變化對區域生態系統服務的影響提供證據, 并確保這些地區的生態可持續發展. 基于此, 重建全新世溫暖期的植被生產力和土壤侵蝕演變, 可為預測未來氣候變暖可能導致的生態系統變化提供參考.
截至目前, 已有研究缺乏生態系統服務長期變化的探討, 特別是關于高山植被生產力及其在調節土壤侵蝕中的作用的探討更為少見(Dearing等, 2012). 目前大多數研究都只集中在植被動態的演變或土壤侵蝕強度的變化上(Wang等, 2016, 2019; Cheng等, 2017), 很少有研究嘗試從古生態學角度探討這兩個要素的協同演變過程及其之間的關系. 由于森林、灌木和其他生態系統可以持續數百年甚至更長的時間, 因此迫切需要探索它們在高山生態系統中的演變過程.
氣候不僅決定植被的生產力, 而且會直接或間接地影響流域內的土壤侵蝕. 已有研究表明, 氣候、植被生產力和土壤侵蝕強度之間的關系并不是線性的 (Zhou等, 2006; Nunes等, 2008). 例如, 高海拔地區的植被一般受到溫度的限制(Cheng等, 2017), 而土壤侵蝕通常被認為受到降水的影響, 同時也可能受到植被的影響. 高的植被生產力通常與高的植被覆蓋度相一致 (Johnson, 2003; Kerns等, 2018), 這進一步決定了其在保護流域土壤中的作用, 從而間接影響到土壤侵蝕的強度. 這一聯系表明, 植被生產力與土壤侵蝕之間的關系相對復雜, 需要詳細探究以了解其在氣候變化背景下的獨特性.
盡管基于多情景的分析表明, 由于氣候變化, 若干生態系統的要素已發生不同程度的改變, 但這些研究仍缺乏局地尺度的實證分析(例如, Schröter等, 2005; Anderson等, 2011). 因此, 有必要以較小的空間尺度作為分析對象, 著重探討這些地點的獨特過程, 以便于制定因地制宜的可持續發展政策.
東亞是世界上人口最稠密的地區之一, 其高山地區的植被生產力和土壤侵蝕對周圍低海拔地區的生態系統及人類活動產生直接影響(Mace等, 2012; Jeffers 等, 2015). 值得注意的是, 亞洲夏季風攜帶來自太平洋和印度洋的水汽, 使得東亞地區(包括中國中部和東部)的夏季降水相對充沛. 已有研究表明, 東亞夏季風帶來的降水對低海拔地區的生態系統演變具有顯著影響(Zhao等, 2009, 2010; Liu等, 2014; Xu等, 2017; Li等, 2018). 但是, 考慮到溫度對高山植被的限制作用, 過去氣候變化對高山生態系統的影響機制可能與低海拔地區不同. 因此, 對于缺乏監測數據的山區, 有必要使用古生態學記錄作為指標來探究植被生產力和土壤侵蝕的演變過程及其驅動因素. 此外, 植被(尤其是森林)的演化是一個漫長的過程, 有些地方即便是有觀測數據, 但它們的覆蓋時間有限, 不足以反映氣候變化對高山生態系統影響的機制, 因此迫切需要古生態學指標.
在此背景下, 本研究試圖回答以下兩個科學問題: (1) 太白山高海拔地區的植被生產力和土壤侵蝕的演變過程(圖1a); (2) 基于古生態學證據闡明全新世中期以來溫度和降水對高山生態系統的影響機制, 特別是土壤侵蝕的驅動因素. 太白山高海拔地區的跑馬梁湖沼具有連續的沉積物分布, 因此能夠基于古生態學指標重建局地尺度的高山生態系統演變. 其中, 總花粉濃度、喬木花粉濃度、喬木花粉與非喬木花粉的比例 (AP/NAP)、總有機碳含量(TOC)以及總有機碳與總氮的比值(C/N)可以用來指示植被生產力的變化(Sugita, 2007a, 2007b; Kylander等, 2013); 平均粒徑和礦物磁性的一些參數則可以作為土壤侵蝕強度的代用指標(Hu 等, 2001; Wang等, 2016).
2 材料和方法
2.1 研究區域
秦嶺是中國北方和南方的地理分界線, 也是溫帶氣候和亞熱帶氣候的過渡帶. 太白山(107°19′~107°58′E; 33°41′~34°10′N)海拔高達3767m(圖1a), 是秦嶺的主峰, 也是中國中東部大陸的最高峰. 與周圍低海拔地區相比, 其高海拔地區的沉積物受人類活動的干擾非常小 (Wang等, 2016; Cheng等, 2017).
跑馬梁湖沼(33°57′N, 107°45′E; 海拔3556m)是太白山南坡最高的湖沼洼地(圖1b). 該湖沼周圍的年平均氣溫為−1℃, 年降水量為680mm. 流域面積約為 0.95km2 , 主要分布有花崗巖風化碎屑. 土壤主要是深棕色或淺黃棕色的高山草甸土壤, 其大部分被高山草甸和灌木所覆蓋. 主要的灌木包括頭花杜鵑(Rhododendron capitatum)、高山繡線菊(Spiraea alpina)和杯腺柳(Salix cupularis)等. 草本植物以粗喙苔草(Carex scabrirostris)、扁蕾(Gentiana barbata)和紫羊茅(Festuca ovina)為主.
2.2 采樣與實驗室預處理
研究組于2013年在已經接近干涸的跑馬梁湖沼鉆取了一個沉積物剖面, 直至底部的基巖出現. 進一步使用大小約為10cm×20cm的鋁盒沿著探坑的內壁由下至上進行取樣. 最終, 獲得了一個145cm長的連續巖芯, 將其命名為跑馬梁剖面(PML13).
同時, 在采樣點觀察并記錄了沉積物的巖性特征. 剖面底部(145~119cm)為淺黃色粉砂質黏土, 中間層位 (119~20cm)為淺灰色黏土, 頂部(20~0cm)為棕色粉砂.
樣品的預處理在北京大學地表過程分析與模擬教育部重點實驗室完成. 所有樣品均在實驗室條件下風干, 然后以1cm的間隔對PML13剖面進行分樣, 共獲得了145個樣品.
2.3 AMS 14C測年和年代模型的建立
由于跑馬梁湖沼處于太白山花崗巖分布區, 所以湖盆周圍的自生碳酸鹽含量非常低. 此外, 該湖沼所處海拔較高, 沒有其他河流注入其中, 因此外源“老碳”的可能性很小. 由于在沉積物中未發現任何植物殘留, 因此選擇了有機質全樣進行了測年.
對PML13剖面的8個樣品進行了14C年代的測定, 分別在北京大學考古文博學院AMS實驗室和美國Beta 實驗室進行, 結果列于網絡版附表S1(http://earthcn.scichina.com). 測定完成后, 使用Calib Rev 7.0.4和IntCal 13(Reimer等, 2013)對年代進行了矯正, 并使用cal. a BP進行表示. 進一步使用貝葉斯模型(Blaauw和Christen, 2011)對各深度的年代進行了分析計算(圖2).
2.4 總有機碳、總氮和粒度的分析
對145個樣品進行了總有機碳(TOC)和總氮(TN) 含量的測定. 將10mg左右的樣品放入錫舟中, 并添加助燃劑. 然后將樣品密封并放置在Vario Micro Cube 元素分析儀中進行碳氮含量的測定, 進一步計算得到 C/N比值. 通常, 沉積物的TOC含量反映了湖泊的初級生產力以及流域內的植被狀況, 而C/N則反映了陸生和水生有機質來源的相對貢獻(Wang等, 2016) (表1).
對145個樣品進行了粒度分析. 將3g左右的樣品放置在燒杯中并進行稱重. 依次將樣品通過15%的雙氧水 (H2O2 )、10%的稀鹽酸(HCl)和25%的六偏磷酸鈉 ((NaPO3)6), 以除去其中的有機質和膠結. 進一步使用 Malvern Mastersizer 2000激光粒度分析儀進行粒度的測定, 并計算出平均粒徑. 一般而言, 湖泊沉積物的平均粒徑可以指示流域內土壤侵蝕的強度, 即粗的平均粒徑表示侵蝕嚴重程度較高, 反之亦然(Wang等, 2016)(表1).
2.5 孢粉分析
對145個樣品進行了孢粉分析. 主要使用鹽酸和氫氧化鈉對樣品進行了前期處理, 接下來使用重液對孢粉進行提取(Moore等, 1991). 最后, 在奧林巴斯光學顯微鏡下以400倍放大倍數對孢粉濃縮物進行鑒定, 每個樣品至少鑒定500粒. 總花粉濃度, 尤其是喬木花粉的濃度, 可以用來反映植被的生產力. 即濃度越高, 生產力越高(Chen等, 2006)(表1). 喬木花粉與非喬木花粉的比例(AP/NAP)也可以用來反映太白山南坡的植被生產力, 即比值越高, 植被生產力越高(表1).
2.6 礦物磁性的測量
對145個樣品進行了礦物磁性參數的測量. 使用 Bartington MS2磁化率儀在0.47 kHz頻率上測定低頻磁化率, 在4.7 kHz頻率上測量高頻磁化率.
為了測量非滯后性剩磁(ARM), 將樣品置于交變退磁儀(AF Demagnetizer)中以獲得非磁滯剩磁. 其中, 交變磁場的峰值為100mT, 直流磁場為0.04mT. 隨后將樣品置于旋轉磁力儀(Flux-gate Magnetometer)中進行測量. 最后將測得的非滯后性剩磁除以樣品的質量密度, 以獲得單位質量樣品的非滯后性剩磁的強度(Oldfield, 1991).
為了測量等溫剩磁(IRM), 用脈沖磁化儀分別給樣品施加相應的磁場, 場強分別為300、1000、−100和 −300mT. 然后將樣品置于旋轉磁力儀中進行測量. 其中, IRM1000mT用作飽和等溫剩磁強度(SIRM). 然后計算得出IRM300mT/SIRM、IRM−100mT/SIRM、IRM−300mT/ SIRM和ARM/SIRM等參數的值. 各參數表征的環境意義在網絡版附表S2中給出(Dearing, 1999; Evans和Heller, 2003; Wang等, 2010).
對于湖泊沉積物的磁性礦物, 其主要是由流域內的磁性巖體經過侵蝕、搬運和沉積作用而形成(Dearing, 1999). 礦物磁性的參數通常用作土壤侵蝕嚴重程度的指標, 也可用于識別亞鐵磁性礦物和反鐵磁性礦物的含量以及磁性礦物的粒徑(Royall, 2001). 如果侵蝕嚴重, 底層土壤將受到嚴重干擾, 地表徑流將大量反鐵磁性礦物帶入湖泊. 這種現象會導致反鐵磁性礦物的含量較高(IRM−100mT和IRM−300mT), 并且反鐵磁性礦物的相對含量(包括IRM−100mT/SIRM和IRM−300mT/ SIRM)也會增加. 與此同時, 由于侵蝕較為強烈, 地表徑流帶入湖泊的亞鐵磁性礦物的含量則會降低, 表現為χlf、IRM300mT、SIRM等參數的降低; 亞鐵磁性礦物的相對含量、較細的超順磁(SP)顆粒和穩定單疇 (SSD)顆粒也會有所降低, 表現為IRM300mT/SIRM、 ARM以及ARM/SIRM這些參數的降低(Evans和Heller, 2003; Wang等, 2010). 相反, 當侵蝕程度較輕時, 只有表層土壤受到干擾, 通過地表徑流帶入湖泊的反鐵磁性礦物的含量及其相對含量則會降低, 即IRM−100mT、 IRM−300mT、IRM−100mT/SIRM和IRM−300mT/SIRM這些參數會有所降低, 而亞鐵磁性礦物的含量及其相對含量、SP顆粒和SSD顆粒則會增加, 表現為χlf、ARM、 IRM300mT、SIRM、IRM300mT/SIRM和ARM/SIRM這些參數的升高(Evans和Heller, 2003; Wang等, 2010).
最后, 在多個參數基礎之上, 使用主成分分析法建立了土壤侵蝕的綜合指標(圖3g; 網絡版附表S3~S5).
2.7 冗余分析
使用冗余分析(RDA)(Lepš和Šmilauer, 2003)探究了環境代用指標對氣候變量的敏感性. 環境代用指標包括TOC、C/N比值、總花粉濃度、喬木花粉濃度, AP/NAP比值、平均粒度以及礦物磁性的多個參數. 氣候變量為東亞夏季風指數、夏季降水量和年平均氣溫. 東亞夏季風指數來自三寶洞的石筍氧同位素記錄, 以及董哥洞的石筍氧同位素記錄(Wang等, 2005, 2008; Liu等, 2014). 全新世溫度和降水數據來源于TraCE21ka數據集(http://www.cgd.ucar.edu/ccr/TraCE/)(He, 2011; Liu等, 2014).
3 結果
3.1 全新世以來植被生產力和土壤侵蝕的演變
在5850~4000cal. a BP期間, TOC、C/N、總花粉濃度、喬木花粉濃度、AP/NAP比值非常低, 而從 4000cal. a BP開始逐漸增加. 這表明早期的植被生產力較低(植被覆蓋稀疏), 后期又有所增加(圖3和表1).
盡管平均粒徑在百年尺度上的波動較大, 但在 5850~4000cal. a BP期間, 粗粒徑的比例很高, 而從 4000cal. a BP開始, 細粒徑的比例開始升高(圖3). 礦物磁性參數, 如χlf、ARM、IRM300mT、SIRM、IRM300mT/ SIRM以及ARM/SIRM的值在5850~4000cal. a BP期間較低, 而自4000cal. a BP開始, 顯著升高(圖4; 網絡版附表S2). 相反, IRM−100mT、IRM−300mT、IRM−100mT/SIRM 和IRM−300mT/SIRM的值呈現出相反的趨勢(圖4; 網絡版附表S2). 根據方法部分的解譯模式, 礦物磁性的參數變化表明在5850~4000cal. a BP期間, 侵蝕作用相對強烈, 擴展到了土壤的底層(圖4; 網絡版附表S2), 而自 4000cal. a BP開始, 侵蝕作用相對較弱, 僅局限于土壤的表層(圖4; 網絡版附表S2). 此外, 土壤侵蝕的綜合指標也指示出相似的侵蝕程度變化(圖3g).
根據TraCE-21ka的數據集結果, 全新世中期以來的年平均溫度范圍為0.19~1.01℃, 多年平均值為 0.64℃(圖3)(He, 2011; Liu等, 2014). 在5850~4000cal. a BP期間, 年平均溫度較低, 而在4000~0cal. a BP期間, 年平均溫度較高(圖3). 此外, 全新世中期以來的夏季降水量逐漸減少(圖3). 即在5850~4000cal. a BP期間, 夏季降水量豐沛, 此階段東亞夏季風較強; 從4000cal. a BP開始, 夏季降水量匱乏, 此階段東亞夏季風較弱 (圖3)(Wang等, 2005, 2008; He, 2011; Liu等, 2014). 因此, 在太白山高海拔地區, 全新世中期的氣候特征是年平均氣溫較低, 而夏季降水量高; 全新世晚期的年平均溫度較高, 但夏季降水量低.
因此, 在5850~4000cal. a BP期間, 當年平均氣溫較低而夏季降水豐沛時, 植被生產力較低, 土壤侵蝕程度較高(圖3). 而自4000cal. a BP開始, 當年平均溫度開始上升而夏季降水減少時, 植被生產力則顯著升高, 而土壤侵蝕程度則較低(圖3). 因此, 太白山高海拔地區的植被生產力主要與年平均溫度的變化有關, 土壤侵蝕與夏季降水的變化密切相關.
3.2 植被生產力和土壤侵蝕變化的驅動力
研究進一步使用冗余分析提取并總結了沉積物指標所放映的環境信息. 結果表明, 軸1和軸2分別解釋了環境代用指標變化的53.1%和1.1%(圖5和網絡版附表 S6). 因此, 需要重點關注影響第一軸的氣候因素. 第一軸和東亞夏季風指數之間的相關系數為0.92(p˂0.01), 與夏季降水之間的關系為0.79(p˂0.01), 與年平均溫度之間的關系為−0.92(p˂0.01)(網絡版附表S7). 因此, 年平均溫度和夏季降水對環境代用指標的影響較大.
4 討論
研究發現太白山高海拔地區的植被生產力主要與年平均溫度的變化有關, 而土壤侵蝕與夏季降水的變化密切相關(圖6). 同時, 本研究還發現土壤侵蝕也受到植被生產力(植被覆蓋度)的影響, 這與在鄰近的黃土高原所觀察到的現象相似(例如, Fu等, 2011; Zhao 等, 2013). 通常, 大量的降水增加了地表徑流從流域內侵蝕和搬運土壤的能力, 從而增加了土壤侵蝕的強度, 降水不足時侵蝕能力則會降低(Wang等, 2016, 2019). 土壤侵蝕的相對強度也與植被覆蓋度有關(Dearing, 1999; Nunes等, 2008). 具體而言, 在5850~4000cal. a BP 期間, 由于植被稀疏, 其保護流域的土壤免受侵蝕的能力較弱, 因此土壤侵蝕可能相對劇烈. 從4000cal. a BP 開始, 高的植被覆蓋度對流域內的土壤保護能力較強, 只有較細的顆粒才能被搬運, 土壤侵蝕程度則相對較輕. 因此, 盡管在千年時間尺度上, 夏季降水變化主導了土壤侵蝕的強度(Wang等, 2016, 2019), 但太白山高海拔地區的植被生產力變化(導致植被密集或稀疏)也會影響到土壤侵蝕強度的變化. 該聯系表明古生態學證據在探究長時間尺度生態系統服務演變方面的作用, 可為制定氣候變化影響下的生態系統可持續發展政策提供幫助.
但是, 值得注意的是, 不同代用指標所重建的溫度可能會有較大差異. 許多研究表明全新世中期的溫度較高(例如, Zhao等, 2009; Liu等, 2014; Xu等, 2017), 而由此引起的低濕度可能是導致植被生產力低的另一個因素. 此外, 從長時間尺度來看, 不穩定或頻繁的氣候波動也可能會加劇土壤侵蝕. 例如, 全新世中期氣候適宜, 而全新世晚期氣候惡化, 因此該氣候過渡期可能會導致強烈的土壤侵蝕(Wang等, 2008; Huang等, 2015). 值得注意的是, 由于本研究區域位于黃土高原的南部, 因此風成沉積也可能對湖沼沉積物有所貢獻. 然而, 已有研究表明, 太白山高山和亞高山帶的湖泊沉積物主要來自局地流域內的土壤侵蝕(Wang等, 2010, 2016, 2019), 這與本研究的結果相吻合.
此外, 跑馬梁湖沼位于海拔3556m處, 接近現代林線的位置. 該海拔的水蒸氣相對飽和, 因此溫度而非相對濕度是限制植被生長的關鍵因素(Cheng等, 2017). 過去有關氣候變化影響的研究主要聚焦在中國大陸中東部的低海拔地區. 然而, 氣候變化對高海拔地區植被的影響可能不同于低海拔地區. 在低海拔地區, 許多研究已經證實了東亞夏季風的主導作用(例如, Zhao等, 2009, 2010; Xu等, 2017; Li等, 2018). 但是, 本研究的沉積記錄不僅提供了東亞夏季風(夏季降水)對高山生態系統影響的直接證據, 而且還提出了年平均溫度對高山生態系統影響的新認識, 這可以進一步深化氣候變化對高山生態系統影響機制的理解.
盡管多項研究預測了未來氣候變暖下的植被動態, 但很少有研究指出高山生態系統的潛在變化 (Harsch等, 2009; Ernakovich等, 2014). 氣候變化有可能使高海拔地區的生態系統(包括高山生態系統)對升溫更加敏感. 因此, 為了應對全球變暖對高海拔地區生態系統的威脅, 應更加注意年平均溫度的變化. 但是, 太白山的地形特別復雜, 可能使高山生態系統的變化具有很大不確定性. 因此, 建議對中緯度高海拔地區生態系統的變化機制進行更為詳細的研究. 此外, 與人口稠密的中東部大陸低海拔地區相比, 太白山高海拔地區一直未受到人類活動的影響(Wang等, 2016; Cheng等, 2017), 其僅有的人類活動均集中在海拔僅 700m以下的范圍(Liu等, 2002). 因此, 自全新世中期以來, 太白山高海拔地區的植被生產力和土壤侵蝕的變化主要是由自然因素引起的, 是氣候變化的重要指標.
5 結論
自全新世中期以來, 處于季風影響區的太白山高海拔地區(海拔3767m)的生態系統發生了顯著變化, 主要受到夏季降水和年平均溫度的影響. 根據高分辨率高山湖沼記錄結果, 植被生產力與年平均溫度密切相關, 而土壤侵蝕則與夏季降水有關. 在5850~4000cal. a BP期間, 當年平均溫度低且夏季降水豐沛時, 植被生產力低, 土壤侵蝕較為嚴重. 從4000cal. a BP開始, 隨著年平均溫度的升高和夏季降水的減少, 植被生產力顯著升高, 而土壤侵蝕則減緩. 這些結果表明古生態學記錄可為研究較長時間尺度的生態系統服務提供有力證據, 可以幫助制定氣候變化背景下的生態系統可持續發展政策.——論文作者：程穎1,2, 劉鴻雁2*, 王紅亞2†, 陳德亮3 , Philippe CIAIS4 , 羅耀2 , 吳秀臣5,6, 印軼7
相關期刊推薦《吉林大學學報(地球科學版)》Journal of Jilin University(Earth Science Edition)(雙月刊)曾用刊名：長春科技大學學報;長春地質學院學報，1956年創刊，是以地學為特色的綜合性學術期刊。主要刊登地質學、地球物理學、水文地質、工程地質、環境地質、勘探工程、巖礦測試等學科領域中的最新科研成果。
SCISSCIAHCI
