四川甘孜州措普湖沉积物微量元素记录的近200年环境变化

Environmental Changes Recorded by Trace Elements in Sediments of Cuopu Lake, Ganzi Prefecture, Sichuan Province in Recent 200 Years

摘要

青藏高原东缘分布的小型湖泊由于其特殊的地理位置，受人类活动影响较小，其沉积记录对气候环境变化的响应具有区域性意义，特别在恢复短时间尺度气候及区域沉积环境方面有着独特的优势，然而目前鲜有研究涉及.对四川省甘孜州措普湖湖心45 cm的沉积岩心样品进行了微量元素地球化学分析，重建了当地过去近200年中的气候演变过程.结果表明：近200年来，沉积岩心中稀土元素具有基本相同的垂向变化趋势，均在1841—1920年的小冰期时保持低值，在1890年左右受地震间接影响达到最低值，之后随气候回暖而增加；微量元素主成分分析表明大部分微量元素的变化受区域流域侵蚀风化因子控制，能够反映风化作用的强弱；Rb、Ba、Sr等3种元素受湿度因子主控，指示了区域湿润度的变化.结合多种微量元素环境代用指标及沉积物粒度组成的变化特征，可将措普湖在1841—2017年间的气候环境演化过程划分为5个阶段：冷干（1841—1904年）、温湿（1904—1923年）、温干（1923—1944年）、暖湿（1944—1967年）、暖干（1967—2017年）.

关键词

青藏高原 / 措普湖 / 微量元素 / 沉积环境变化 / 沉积学.

Key words

Qinghai-Xizang plateau / Cuopu Lake / trace element / sedimentary environment / sedimentology

0 引言

湖泊沉积物作为气候和环境变化的信息库，具有连续性好、灵敏度强、分辨率高等优点（吉磊，1995）.青藏高原是世界海拔最高的高原，它的隆起对全球气候和东亚地貌格局产生了巨大的影响（汪品先，1998；Tapponnier et al.，2001；Wang et al.，2008；Ding et al.，2017）.青藏高原上分布着全球海拔最高、数量最多、面积最大的湖泊群（王苏民和窦鸿身，1998）.高原湖泊受人为活动干扰较小，湖泊水位、沉积物组分及含量对气候变化具有很高的敏感性，在恢复短时间尺度气候及区域沉积环境方面有着独特的优势（陈敬安等，1998）.然而，目前对青藏高原湖泊沉积与古气候环境关系的研究多集中在青藏高原腹地，如羌塘高原和可可西里地区的经向湖泊密集带（Wu et al.，2006；朱立平等，2007）、藏南地区（Lü et al.，2011；李清等，2014）、西昆仑山-喀喇昆仑山地区（Zhu et al.，2001；Li et al.，2021）以及一些典型的大型湖泊，如高原东北部的青海湖等（张恩楼等，2002；史基安等，2003）（图1a）.青藏高原东缘横断山区地形复杂，有着独特的区域气候（张谊光，1989），在海拔3 800~4 500 m分布着很多小的高山淡水湖泊（王苏民和窦鸿身，1998）.这些湖泊的沉积记录对气候环境变化的响应具有区域性意义，但是目前鲜有研究涉及.此外，现有对青藏高原湖泊沉积的研究以千年以上的中长时间尺度居多，对百年尺度上的高分辨率研究还略显不足（王君波和朱立平，2005）.就现有研究而言，很难比较青藏高原各区域百年尺度气候变化的差异.

湖泊沉积物中微量元素的地球化学行为与气候和环境密切相关，微量元素的含量及比值是恢复古气候、古环境的良好指标（王随继，1997；陈敬安等，1999；陈森然等，2021），近年来在湖泊沉积研究中得到了广泛的应用：沉积物中稀土元素的总量及其配分型式在一定程度上能反映湖区的气候特征（史基安等，2003）；Rb、Sr、Ba均为碱土金属，由于其物理性质的差异，Rb易被黏土等细颗粒物质吸附，而Sr易进入溶液中，在风化过程中两者会发生分离，故Rb/Sr比值和流域风化作用强度关系紧密，在反演流域古环境变迁方面优势明显（金章东和张恩楼，2002）；SrSO₄ 在水中的溶解度大于 BaSO₄，当湖泊浓缩时Ba²⁺先于Sr²⁺沉淀，因此Sr/Ba比值可以反映盐湖水体盐度的变化（Wang and Li，1992），进而指示区域的气候干湿变化（孙中良等，2020）.如沈吉等（2001）在对青藏高原湖泊的研究中，通过青海湖岩心沉积的Rb/Sr比值很好地恢复了区域化学风化历史；朱立Zhu et al.（2001）由沉积物中的Sr/Ba、Fe/Mn得出近150年来西昆仑山南红山湖在逐渐萎缩的结论.

鉴于此，本文选择位于青藏高原东缘横断山区的小型湖泊措普湖沉积岩心（图1b），以高精度的²¹⁰Pb/¹³⁷Cs年代数据为框架（Jiang et al.，2020），通过微量元素地球化学测试，结合粒度数据，分析措普湖沉积物中微量元素的主要来源、垂向分布特征及其影响因素，探讨措普湖地区百年尺度上的气候、环境变化过程，为青藏高原东缘百年尺度气候变化提供参考依据.

1 区域地理地质概况

措普湖（99°20'04''E~99°38'45''E，30°22'23''N~30°38'07''N）位于四川省甘孜州巴塘县东北部措拉区的措普沟内，属于青藏高原东部横断山区贡嘎山冰川交汇地区.措普湖海拔4 230 m，湖面积0.4 km²，平均水深10 m，背靠花岗岩山体扎金甲博神山，是冰川挟带的砂砾堵塞河道所形成的冰川堰塞湖.措普湖主要依靠雪山冰雪融水、地下泉水及降雨补给水源，其湖水碧绿清澈，有着“康巴第一圣湖”之称，是巴曲河的源头（Jiang et al.，2020）.目前在措普湖南岸边还有一座寺庙和少数民居，巴曲河继承措普湖来水，从章德大草原的中间贯穿而过.

巴塘属于我国的南北地震带（图2），这里受印度板块活动的影响非常强烈，川、滇、藏交界处又正好面对喜马拉雅山弧与缅甸弧的交汇部位，地应力最大也最为集中，能量也多在此聚积和释放，区内地震活动较为频繁.

据四川省巴塘县志编纂委员会（1993）记载措普湖所处的巴塘县属青藏高原亚湿润气候区，巴塘县措拉区冬春寒冷、夏季温和，年平均温度5.8 °C，年降水量650 mm.据张谊光（1989）对横断山区的气候区划标准，措拉区位于高原温带内，该带主要特点为气候温凉，最热月均温仅在10~18 °C.据巴塘县气象站1959—2014年的气温降水数据（图3），可以看出近60年来巴塘县的气温呈波动上升趋势，且2000年后的气温增幅更加明显.计算年均降水量距平，结果显示1959—1970年和1987—2005年年均降水量正距平居多，1971—1986年和2006年以来年均降水量普遍呈负距平.王庆莉等（2019）的研究显示，在1961—2017年间巴塘县的湿润指数整体上呈现不明显的下降趋势.

2 材料与方法

沉积岩心样品采于2017年10月，采样点位于措普湖湖心C2孔（99°32'38.97''E，30°29'30.32''N），采样点水深14 m.整个沉积岩心长45 cm，按1 cm间隔进行切样，最终获得样品共计45个，沉积岩心年龄范围为1841—2017年（图4；Jiang et al.，2020）.

将湖心沉积物样品烘干后研磨至200目；每个样品取50 mg至Teflone 溶样瓶.加入1 mL氢氟酸、1 mL硝酸并置于100 ℃电热板上蒸干，重复3次，去除SiF₂；然后加入2 mL纯氢氟酸，盖紧盖子，加热板上静置至少2 d，直至样品完全消解；蒸干样品，加入1 mL高纯硝酸，蒸干；再加入5 mL盐酸，盖紧盖子，加热板上静置过夜；蒸干，加入1 mL硝酸，去除氟离子，反复3次；加入10 mL 2%的硝酸，加热板上100 ℃过夜；将样品转移到离心管中，离心10 min，若仍存在氟化物，则重复加入盐酸和硝酸；如果没有氟化物，则将样品溶液称重，分离，使用5% 硝酸稀释并加入Rh内标（10 μg/L）用于上机分析.微量元素测定在南京师范大学环境学院，通过NexIon 300x电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）分析完成.ICP-MS的显著优点在于能够同时分析多种元素且对元素含量检出限低，共检测了39种微量元素含量，其中REE、Rb、Sr、Cs、Ba、U、Th、Pb、Zr和Hf分析误差为5%~10%，其他微量元素20%.

3 结果

3.1　沉积物粒度组成

措普湖沉积物样品的粒度（Jiang et al.，2020）整体偏细，且从下至上整体呈现先增大后减小的趋势（图5）.沉积物以细粉砂和黏土级颗粒为主.在35~27 cm（对应年代1901—1923年）的沉积物中黏土及粉砂等细颗粒物质含量达到最低，而粗砂颗粒贡献超过50%.据四川省巴塘县志编纂委员会（1993）记载，1890—1910年间巴塘地区发生多次强震，粗颗粒物质大量输入很可能是受到了频繁地震活动的影响.

3.2　微量元素含量与垂向分布

3.2.1　稀土元素

措普湖C2孔沉积物中的稀土元素总量（∑REE）分布在245.630~684.029 ng/g间（图5，附表1），均值为378.910 ng/g，远低于大陆上地壳中∑REE含量（146.37 μg/g）和全国土壤∑REE的平均值（187 μg/g）（中国环境监测总站，1990）.沉积岩心中轻稀土元素（LREE，元素La-Eu）较为富集，含量分布在106.896~529.472 ng/g，约占REE总量的70%.重稀土元素（HREE，元素Gd-Lu，Y）含量相对较低，分布在26.177~165.625 ng/g，约占∑REE的30%.∑LREE/∑HREE的变化范围在1.62~4.85，平均值为2.66，说明轻重稀土元素的含量分异较为明显，LREE相对更富集.措普湖沉积物δEu［δEu_Ni= \frac{\mathrm{2}\mathrm{E}{\mathrm{u}}_{\mathrm{N}\mathrm{i}}}{\mathrm{S}{\mathrm{m}}_{\mathrm{N}\mathrm{i}}+\mathrm{G}{\mathrm{d}}_{\mathrm{N}\mathrm{i}}}］变化范围0.23~0.45，整体都在1以下，具有明显的负Eu异常.

图6为措普湖沉积物中REE经球粒陨石Leedey/1.2（Masuda，1975）标准化后的分布模式图，由于每个样品配分曲线相近，图6中仅展示不同深度的代表性样品.REE的配分曲线为右倾型，呈现典型的Eu亏损，显示亲上陆壳来源特征.不同深度样品中的REE表现出基本相同的配分模式，表明近200年措普湖沉积物中REE的物质来源相近.

通过计算∑REE与各粒级颗粒物所占百分比之间的Pearson系数，对比发现∑REE和<4 μm的黏土颗粒物含量的相关系数最大（r=0.69，p<0.01），且随着粒级增大正相关关系减弱，∑REE与砂含量呈负相关（r=-0.60，p<0.01）.可见措普湖沉积物中REE具有粒度效应，在黏土级别的细粒颗粒物上吸附最多、最为富集.

3.2.2　其他微量元素

如图5所示，除REE外的其他微量元素主要表现为两种不同的变化趋势：以Cu、Ti等元素为代表，从下至上其含量先小幅减小后明显增加，沉积岩心23 cm以下部分的含量明显低于以上部分，与∑REE的整体变化趋势非常相近.Ba、Sr、Rb等元素含量变化趋势则不具有明显差异，由Sr元素的含量变化曲线可以看出4个明显的下降时期，分别为：1891—1904年、1923—1944年、1966—1980年和2012—2017年.

措普湖沉积物中Mn元素与人为燃烧端元对有机碳贡献率（Jiang et al.，2020）的变化趋势具有很高的相似性（r=0.74，p<0.01），指示其受人为影响较大.1840—1880年措普湖边的寺庙频繁地承办宗教活动，Mn也显示出增加趋势；1880—1910年措普湖地区发生多次地震，人类活动的影响显著减弱，对应Mn元素含量的低值段；1910—1960年有部队曾驻扎在措普湖周边，部队生活带来的煤炭和生物质燃烧（董娴等，2019）导致沉积岩心31~19 cm段Mn元素含量较高.其他微量元素未见此变化特征，说明受人类影响较小.

4 讨论

4.1　微量元素主成分分析

为了选择出能够指示措普湖气候环境的代用指标，使用SPSS 26软件对措普湖沉积物中39种微量元素进行了主成分分析.设置最小特征值为1，最大收敛迭代次数为25，经降维和抽取后得到2种最重要的公因子F ₁和F ₂，并选取了公因子负载绝对值>0.5的元素，各因子的方差百分比如表1所示.F ₁的方差贡献占比67.25%，F ₂方差贡献率为13.09%，两种因子的累积方差贡献率达80.34%，基本可以代表绝大多数原始变量的变化.

F ₁因子对方差的贡献具有较大的优势，反映出该因子对措普湖沉积物中微量元素的组成特征有重要影响作用.它包括了稀土元素以及Ti、V、Zr、Hf等惰性元素，这些元素的共同特点是在表生环境中地球化学性质稳定，并且与F ₁都呈极强的正相关关系，绝大多数因子负载>0.7.湖泊沉积物从来源上划分有外源和内生两种，外源物质指的是输入湖泊的流域侵蚀形成的陆源碎屑，对措普湖而言主要的外源有周缘山体花岗岩风化剥蚀和土壤侵蚀产物.以Ti、Zr为代表的惰性元素是陆源碎屑物质输入的标志（毛光周和刘池洋，2011）.因此，F ₁可认为是流域侵蚀风化作用控制因子，而风化作用强弱和气温高低以及湿润度紧密联系，因此这些元素含量的变化可用于判断区域古气候的变化.

F ₂因子包括Ba、Ga、Sr、Rb和Pb 5个变量，且因子负载都为正值，除Pb外的其余4种元素在F ₂上有较高因子负载.Sr、Ba、Rb为碱金属和碱土金属族元素，它们具有较相似的地球化学行为.Sr是一种易迁移的元素，主要通过地表径流输入湖泊（申洪源等，2006）.Ga在表生环境中活动性较低，易于沉积（王宪峰等，2020），地表水动力较强时可能会将更多的Ga带入湖中.鉴于Ba、Sr、Rb、Ga都是对淋溶强度变化敏感的元素，故可以认为F ₂反映了湖盆水量输入（包括地表径流和降水）多少的变化，能够指示湖泊水位的高低.

2个主成分在沉积岩心的变化特征见图7，可将其分为2个阶段：1841—1923年F ₂的得分高于F ₁，1923—2017年F ₁的得分高于F ₂.据Yang et al.（2002）的研究，1400—1920年中国气温明显较低，由于该寒冷阶段与历史上的明清两代大部分重合，又被称作明清小冰期.西昆仑古里雅冰心δ¹⁸O显示1790—1889年为小冰期中明显的冷期（Thompson et al.，1997）.敦德冰心记录同样表明18世纪末期为低温期（Thompson et al.，1989）.可以看出小冰期结束前的18世纪末到19世纪初，措普湖物质输入受降水因子的影响更大.1923年后气候变暖，流域风化侵蚀加强、湖泊封冻期变短，使得碎屑物质输入增多，流域侵蚀风化因子的影响相应增加.

4.2　微量元素含量变化与环境的关系

由上可知，F ₁代表了区域侵蚀风化作用的强弱.气候温暖时期生物活动较强，TOC含量较高，且稀土元素在F ₁上有较高的正因子负载，故可认为∑REE、TOC能够反映温度气候的变化.将措普湖C2孔沉积物中∑REE值与Jiang et al.（2020）获得的TOC数据进行对比，可以看出TOC与∑REE的变化趋势基本上是相同的（图8）.黏土粒级颗粒物含量、TOC亦显示出相似的变化趋势：在沉积岩心31 cm以下的部分显示较低值，在31 cm以上的部分明显增大，最低值都出现在39~31 cm段.

该趋势主要与区域气候变化相关，1841—1920年正处在明清小冰期内（Yang et al.，2002），不同来源的有机质贡献都有所下降，导致湖泊TOC含量达到近200年来的最低值.措普湖附近的两个高原湖泊沙德措和月亮海子沉积物中硅藻和色素的变化特征也证实了这一结论（Hu et al.，2014）.羌塘高原纳木错湖沉积物中的TOC在1850—1950年这一时期也呈现先减小后增大的变化趋势，整个阶段的谷底同样出现在1900年前后，揭示出小冰期的干冷气候（李清等，2014），可见小冰期在高原中东部的湖泊沉积中都得到了详实的记录.且1890—1910年（39~31 cm）是措普湖地区强震频发时期，水生植物的生长环境遭到破坏，这也使得水生植物来源的有机碳锐减（Jiang et al.，2020）；而在温暖湿润的气候条件下流域内的生物量增加、地表水动力和侵蚀风化作用增强，有更多的陆源有机质被携带入湖，活性态的REE会以络离子的形式使黏土矿物与有机质结合而富集保存（郭雪莲等，2005），因此在1910年后，即沉积岩心31 cm以上的部分显示出TOC和∑REE的同步增加.

由主成分分析得出主成分F ₂可以反映湖区湿润度，而元素Sr、Rb在F ₂上有极高的因子负载，因此选择Sr浓度和Rb/Sr比值的组合变化作为反映措普湖古气候干湿状态的代用指标（图9和10）.Sr/Ba是常用的水体古盐度判断指标.措普湖沉积物中Sr/Ba比值分布在0.15~0.27 （图9），平均值为0.21，小于淡水和咸水环境的分界值0.5（王益友等，1979），表明措普湖在近200年内为淡水环境.

在风化剖面中，随风化作用的进行，元素Rb被相对稳定的黏土矿物吸附得以保留在原地，而Sr则以Sr²⁺的形式进入液相迁移.进入湖泊沉积物中的Sr不会受搬运沉积及成岩作用影响，因此沉积物中Rb、Sr元素能够很好地记录风化作用的强弱，从而间接反映风化产物形成时的气候环境（申洪源等，2006）.气候暖湿时期输入湖盆的Sr较多，使得Rb/Sr值偏小，对应着较强的流域化学风化作用（张宏亮等，2009）.因此Rb/Sr值能够间接指示区域淋溶强度和降水量的大小（Chen et al.，1999）.措普湖沉积物的Rb/Sr和Sr浓度互为镜像变化特征（图9），说明Sr浓度的变化是控制Rb/Sr的主导因素.Rb/Sr在近200年中有4个明显的高值段：分别为1891—1904年、1923—1944年、1966—1980年和2012—2017年.这4个时期Sr含量较低，流域化学风化较弱、气候较为干旱，湖泊萎缩.青藏高原东南缘地区的90个样本的树轮最大晚材密度指示的干旱期为1840—1850年、1870—1885年、1930—1948年、1962—1975年（Bräuning andMantwill，2004），树轮序列取11年滑动平均值，措普湖沉积微量元素序列的分辨率为9年左右，两者具有较好的可参比性，树轮和措普湖沉积序列中Sr含量所指示的干旱阶段也较为一致.

如图9所示，将巴塘县1959—2014年的年均气温降水数据分别和沉积物中的TOC及Sr浓度进行比较，虽然TOC和Sr浓度的分辨率相对较低，但是与气温及降水量的变化趋势具有较好的可比性.比对发现近60年来TOC（图9a）和气温（图9b）都呈现明显的增长态势，反映了温度对湖区初级生产力的控制，因此可以通过TOC来揭示近200年措普湖地区温度的变化.Sr浓度的变化（图9d）和降水5年滑动平均变化（图9e）也非常相似，1971—1986年和2006年以来年均降水量普遍低于平均值， 措普湖沉积物中Sr浓度在1966—1980年为明显低值段且在2012年后具明显下降趋势，Rb/Sr （图9c）的变化则与之相反，恰好与器测数据所得的降水量偏低的时期对应，体现出措普湖区域降水量多少对地表径流量大小存在的直接影响，也证明了使用Sr浓度作为湿度代用指标的可靠性.

4.3　措普湖近200年环境变化

综合分析微量元素中的多种气候代用指标（图9），措普湖区域在1841—2017年近200年时间内古气候整体上可以分为5个阶段（图8），区域上经历了冷干-温湿-温干-暖湿-暖干的变化过程，各阶段特征概述如下.

第一阶段C-1：1841—1904年（45~33 cm），TOC和∑REE较低，说明该时期环境较寒冷.加上1880—1910年间巴塘县强震频发，在一定程度上使得措普湖的有机碳埋藏量降低，湖区生物量减少.而沉积物中的∑REE与有机质的吸附有关，因此地震活动也对∑REE的输入产生了间接影响，表现为∑REE和TOC较上一阶段有明显减小.就Sr和Rb/Sr的变化而言，Sr浓度整体低于均值，反映出区域气候较干，湖泊处于低湖面期.

第二阶段C-2：1904—1923年（33~27 cm），较上一阶段而言，TOC和∑REE呈增加趋势，此时随着小冰期的结束，气候逐渐回暖.Rb/Sr较低，Sr浓度较高，说明降水量较大、气候湿润，风化强度增大.

第三阶段C-3：1923—1944年（27~23 cm），这一阶段TOC保持增大趋势，∑REE略有减小，指示着区域持续回暖.Sr浓度低于平均值，Rb/Sr较高，此时期降水量较小，气候较为干旱.

第四阶段C-4：1944—1966年（23~17 cm），∑REE高于平均值，Sr含量较高且保持稳定，Rb/Sr明显较低，指示着这一阶段措普湖区域气候温暖湿润，流域风化作用强.

第五阶段C-5：1966—2017年（17~1 cm），沉积岩心表层19 cm的样品中∑REE整体高于平均值，TOC含量持续增加，湖区初级生产力上升，气温较上一阶段增长加快.Rb/Sr大都低于均值，指示着气候温暖、流域风化作用较强.Sr浓度略微低于均值且略有下降的趋势，说明该时期湿润度较低，为暖偏干的气候环境.根据现代器测数据，该阶段还存在1966—1980年和2012—2017年这2个干旱气候时期，在Rb/Sr比值指标中也有所体现.

将措普湖沉积物序列重建的气候变化过程与同处于青藏高原东缘地区的其他湖泊沉积以及树轮高分辨率气候序列进行对比，其中青海湖沉积（图10d，图10f）和都兰树轮（图10e）可代表青藏高原东北缘的气候序列；青藏高原东南缘气候序列包括泸沽湖沉积（图10i）、洱海沉积（图10j）、四川卧龙地区（图10c）和红原地区树轮（图10h）以及措普湖沉积（图10a，图10g）.20世纪以来青藏高原东缘呈普遍的升温态势，但各区域在干湿变化上存在较大差异.从温度指标来看（图10a~10d），近两百年来，措普湖沉积与卧龙地区树轮重建的夏季温度（李宗善等，2010）都表现出先变冷后变暖的特征，19世纪末20世纪初为较明显的低温期；而青海湖沉积物中的有机质显示1840—1990年呈现持续增加的趋势，表明温度的持续增加，体现出青藏高原东北缘与东南缘气温变化的不同；在湿度变化方面（图10e~10j），青藏高原东北缘的青海湖沉积序列（图10f）、都兰（图10e）及德令哈树轮序列（Shao et al.，2005）均反映出小冰期末期以来降水呈长期上升趋势，湿度整体增加，而青藏高原东南缘洱海（图10j）和泸沽湖（图10i）的记录则显示近200年降水为减少的趋势，气候整体偏干.区域上四川阿坝州红原县的树轮δ¹⁸O （图10h）也指示从1860年左右到现在，东亚夏季风的强度有逐渐减小趋势，与同期的增温趋势相反（Xu et al.，2012）.而措普湖的微量元素记录反映当地的湿润度在近50年内有轻微的下降趋势，表现出几个明显的干旱期，但并未像洱海、泸沽湖及区域上其他地区一样呈现显著的长期下降.这可能由于措普湖是高山小型湖泊，同时受到降水和冰雪融水的补给，因此湖区的湿度、湖泊水位高低不仅受降水的影响，还会受温度的影响.近50年来温度升高会促进冰雪消融、加剧蒸发，使得小区域上湿润度增加，导致措普湖地区与青藏高原东南缘其他区域湿润度变化存在一些差异.这在张华（2016）张华（2016）对理塘另一个小型高山湖泊沙德措沉积物的研究中也有体现，其研究表明近200年气候整体上为小冰期末期的寒冷偏干，但20世纪20年代以来随着温度的升高转为温暖偏湿环境.

5 结论

本文通过措普湖沉积物钻孔中微量元素的变化，重建了措普湖区域近200年气候环境的演变历程.通过与器测数据及其他气候记录对比，证明所选取的地球化学指标能够忠实反映气候信息，并揭示出青藏高原东缘各区域短时间尺度气候变化的差异.

（1） 措普湖沉积物中REE总体含量很低，且在黏土级别的细粒颗粒物上最为富集.沉积岩心样品的REE具有相似的变化趋势，均在小冰期（1841—1920年）保持低值，在1890年左右受地震影响∑REE和TOC含量都达到最低值，之后随气候回暖而增加，微量元素较TOC对气候变化更为敏感.

（2） 措普湖微量元素含量的主要因子F ₁和F ₂分别代表湖泊侵蚀风化强弱和降水量大小，Rb、Sr、Ba在F ₂上有极高的因子负载.Sr和Rb/Sr揭示出近200年中的4个较干旱时期为1891—1904年、1923—1944年、1966—1980年和2012—2017年，与1961年起的器测数据对应较好.

（3） 措普湖近200年的气候环境变化过程可以分为5个阶段.阶段Ⅰ（1841—1904年）：受明清小冰期影响，气候整体上寒冷干旱；阶段Ⅱ（1904—1923年）：气候转暖，呈温和湿润的特点；阶段Ⅲ（1923—1944年）：气候持续转暖，较上一时期湿润度较低，因此为温暖干旱的环境；阶段Ⅳ（1944—1966年）：气温较高，湿润度较高；阶段V（1966—2017年）：气温增长速度变快，湿润度有下降趋势，为暖偏干环境.

（4） 20世纪以来青藏高原东缘各区域气候普遍呈现变暖趋势，但是在干湿变化上存在一些差异.多种气候记录显示，青藏高原东北缘在最近100年中湿润度增加，而东南缘在1960年后变干趋势明显.结合措普湖沉积物微量元素及现代器测数据发现，措普湖地区的湿润度在近50年仅有轻微的下降趋势，一方面是反映了气候变化的区域性特征，另一方面可能是气温的升高导致高山湖泊的冰雪融水供给增加，在一定程度上减弱了其变干趋势.

--引用第三方内容--

附件文件见https://doi.org/10.3799/dqkx.2022.107.

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基金资助

国家自然科学基金项目(41602180;41773097)