晚全新世黔西南喀斯特地區興義泥炭高分辨率腐殖化度記錄研究

楊歡，曾蒙秀，彭海軍，蔡誠，李鳳全，鄧伯龍，朱麗東，胡忠行，倪健

1.浙江師范大學地理與環境科學學院，浙江金華 321004

2.中國科學院地球化學研究所環境地球化學國家重點實驗室，貴陽 550081

3.貴州理工學院化學工程學院，貴陽 550081

4.貴州省濕地保護中心，貴陽 550001

5.浙江師范大學化學與生命科學學院，浙江金華 321004

0 引言

泥炭是一種天然的沼澤地產物[1]，具有沉積連續、分辨率高、經濟易得等優點[2]，是恢復環境演變歷史的重要載體，常用的代用指標包括無機地球化學元素[3]、孢粉[4]、腐殖化度[5]等。對蘇格蘭南部Blanket泥炭[6]、瑞典中東部泥炭[7]、愛爾蘭地區泥炭[8]以及我國的哈尼泥炭[2]、紅原泥炭[9]、大九湖泥炭[10]、新疆巴里坤湖泥炭[11]的研究表明，腐殖化度能夠很好地指示泥炭地地表濕度、泥炭分解程度[12]等。然而，由于氣候因子、植被類型、微生物活動等條件都可能影響泥炭腐殖質化過程[1]，使不同區域腐殖化度的指示意義不盡相同。相較于中國其他地區[2,9-11]，對季風區泥炭的重要組成部分——位于西南喀斯特地貌區的貴州泥炭的研究較為匱乏。對貴州泥炭腐殖化度的研究，能夠進一步明確不同氣候區泥炭腐殖化度的古環境意義，對貴州氣候變化、泥炭形成發育歷史的探討也具有重要意義。

了解不同氣候、地貌、植被條件下泥炭的形成、發育演化過程，也將對泥炭資源利用與保護、濕地生態環境建設等方面提供科學依據。當前，已有眾多學者在阿拉斯加[13]、加拿大[14]、東南亞[15]、中國[16]等地開展了關于泥炭地演化方面的研究。表明中國青藏高原泥炭地大規模發育在早全新世[17]，東南地區泥炭在早中全新世廣泛發育[18]，東北地區泥炭地發育主要集中在晚全新世[16]。不同地區泥炭地形成發育的時間不同，演化模式也不一樣，有必要加強對不同地區，尤其是此前關注較少的西南地區泥炭的研究。

貴州地處云貴高原，為亞熱帶季風氣候，受東亞季風與南亞季風共同影響[19]，境內喀斯特地貌分布廣泛，生態環境脆弱，對氣候和環境變化十分敏感。對貴州泥炭沉積過程研究有助于進一步厘清喀斯特地貌區植物殘體分解過程、泥炭發育演化歷史，及泥炭記錄的古氣候、古生態、古環境演化歷史。本文以黔西南喀斯特地貌區興義XY1泥炭鉆孔為研究對象，通過對泥炭的腐殖化度、總有機碳、干容重等的測定，重建興義泥炭碳累積過程，研究興義泥炭腐殖化度的氣候環境指示意義，探討晚全新世以來興義泥炭演化歷史及其外部控制因子，以豐富我國季風區泥炭的研究資料。

1 研究區概況

興義泥炭地位于貴州省黔西南布依族苗族自治州興義市西北方向25 km（25.31°N，104.84°E，海拔1 317 m），靠近黔、滇、桂三省的交界處（圖1）。興義市為中亞熱帶山地季風氣候，年均溫17.6℃，年降水量1 322 mm[20]，無霜期長。海拔1 000～1 400 m，地勢西北高、東南低，山巒起伏，喀斯特地貌面積占興義市總面積的73.6%[21]。境內河流均屬珠江流域南盤江水系，屬于南盤江干流中游地區。屬于亞熱帶常綠闊葉林帶，典型植被類型包括中山常綠櫟林、松櫟混交林、云南松林等，并且在廣大山坡上分布著稀樹灌叢草叢和禾本科雜草草叢等[22]。

圖1 興義泥炭地的位置及構造背景（a）本文涉及到的主要研究點；（b）采樣點構造位置；（c）興義泥炭地照片Fig.1 Location and structural setting of Xingyi peatland(a)distribution of relevant research sites in this study;(b)structural setting of Xingyi peatland and location of the XY1 drilling core;(c)photograph of Xingyi peatland

2 材料和方法

2.1 野外采樣與沉積物特征

2017年4月在興義泥炭地使用俄羅斯泥炭鉆采集了泥炭巖芯XY1，現場按2 cm等間距進行分樣，然后立即裝入自封袋中編號封存，并送入實驗室置于4℃冰柜低溫保存。XY1鉆孔的組成物質主要為泥炭和粉砂，其中頂部0～50 cm為黑色粉砂質沉積物，表層有明顯的植物根系發育。考慮到人類耕作活動的可能影響，該部分將不予分析討論。本文選取的是鉆孔上部50～250 cm的巖芯沉積物，進行干容重、燒失量及腐殖化度等實驗室分析測定。集中分析深度的鉆孔巖性自上而下描述如下（圖2a）：50～245 cm為褐黑色泥炭，低到中等分解程度，有明顯紅色灌木樹枝或根系，且有明顯的草本植物殘體；245～250 cm主要為灰黑色沉積，中間有白色碳酸鹽質顆粒互層沉積。

圖2 XY1鉆孔（a）地層柱狀圖和測年點分布與（b）年代—深度Bacon模型Fig.2 (a)Stratigraphy and the AMS14C dating positions of the upper of XY1 core;(b)Age-depth model of upper section of XY1 core,using WinBacon 2.2.R software

2.2 研究方法

2.2.1 年代與沉積速率

在不同深度，挑選5個樣品中的植物殘體，送交美國Beta實驗室進行AMS14C年代測定。測年結果采用OxCal程序并利用IntCal13曲線校正，通過基于Bayesian統計法的“WinBacon2.2”年代模型[23]，結合R軟件為不同的年代控制點選擇合適的函數，從而建立準確的年代—深度框架[23]（圖2b）。然后基于上述年代—深度模型計算沉積速率。

2.2.2 實驗室測定

腐殖化度通過常規的堿提取溶液吸光度法測定[24]。由于此前對黔西南泥炭缺乏深入研究，因此此次對XY1鉆孔樣品進行465 nm、540 nm和665 nm三個波長吸光度測試。將泥炭樣品以2 cm間隔取樣共計125個，準確稱取通過60目篩的0.10 g樣品放入燒杯中；加入100 mL 0.1 mol/L的氫氧化鈉溶液，在電加熱板上進行加熱直至沸騰，用微火繼續加熱1個小時以使泥炭的腐殖酸充分地浸出；待含有腐殖酸的溶液冷卻后，將其轉移到容量瓶進行稀釋定容。緊接著用紅外分光光度計分別測量三個波長的吸光度，每個波長結果取其三次測定的平均值。465 nm、540 nm和665 nm波長吸光度均可用來表示泥炭腐殖化度。此外，腐殖化度E4/E6（堿提取液在465 nm和665 nm下的吸光度之比）可以很好地反映降水量的狀況，且與年平均降水量之間存在明顯的負相關關系[25]，因此也計算E4/E6值。

將采集的新鮮樣品放滿24 cm3的鋁盒，隨后將樣品在105℃下恒溫烘干12 h，稱重后計算出樣品干容重[14]。總有機碳（Total Organic Carbon,TOC）含量采用燒失法測定。先將石英坩堝在馬弗爐550℃下烘燒3 h，在干燥器中冷卻后稱取坩堝的凈重，并稱取已用105℃恒溫烘干12 h的樣品0.30 g置于坩堝中，在550℃下烘燒3 h后再冷卻稱量，并減去坩堝凈重則為泥炭燒失量（Loss On Ignition,LOI），泥炭TOC為LOI的 50%[14]。

2.2.3 周期分析和泥炭碳累積速率計算

通過MATLAB R2016a軟件的Morlet小波變換函數分析興義腐殖化度（540 nm處吸光度，下同）周期，通過定量古生物學軟件Past3進行功率譜分析，并對其結果進行95%、99%的置信度檢驗。碳累積速率通過以下公式進行計算：

式中：R為碳積累速率，單位：g C/(m2·a)；ρ為干容重，單位：g/cm3；C%為泥炭碳元素含量，單位：%；t為每厘米沉積時間，單位：a。

3 結果

3.1 年代框架和沉積速率

AMS14C年代學結果（表1）表明XY1鉆孔在60 cm以下無地層倒置現象，且沉積速率較為穩定（圖2），平均沉積速率為1.65 mm/a（圖3）。根據重建的年代—深度序列，該鉆孔在250 cm處的沉積年齡為3 000 cal.a B.P.，50 cm處沉積年齡為1 767 cal.a B.P.。

表1 興義泥炭AMS14C測年結果Table 1 AMS radiocarbon dating results for XY1 core

圖3 興義泥炭XY1鉆孔沉積速率及與碳累積相關的各項指標變化（a）碳累積速率；（b）總有機碳；（c）干容重Fig.3 Variation of sediment accumulation rate and indicators related to carbon accumulation in XY1 core from Xingyi peatland(a)carbon accumulation rate;(b)total organic carbon;(c)dry bulk density

3.2 吸光度、TOC含量、干容重與碳累積速率

465 nm、540 nm和665 nm處的吸光度總體呈現上升的趨勢，其中540 nm吸光度波動范圍為0.16～0.61，平均值為0.40；465 nm吸光度波動范圍為0.27～0.96，平均值為0.68；665 nm吸光度波動范圍0.06～0.32，平均值為0.16；E4/E6比值呈現上升—略有所回落—最后緩慢上升的趨勢（圖4）。

圖4 不同波長吸光度的時間序列（a）465 nm吸光度；（b）540 nm吸光度；（c）665 nm吸光度；(d)E4/E6Fig.4 Variation of the absorbance at different wavelengths for different ages(a)465 nm absorbance;(b)540 nm absorbance;(c)665 nm absorbance;(d)E4/E6

TOC含量變化呈現上升后保持平穩最后波動下降的趨勢（圖3b），變化范圍為24.80%～45.77%，平均值為43.22%。干容量變化呈現上升后下降繼而保持平穩最后波動上升趨勢（圖3c），大致與TOC含量變化曲線呈現相反的趨勢，變化范圍為0.09～0.37 g/cm3，平均值為0.16 g/cm3。

興義泥炭碳累積速率變化范圍為58.70～135.74 g C/（m2·a）（圖3a），平均值為106.50 g C/（m2·a），落值于全球泥炭地的平均碳累積速率20～140 g C/（m2·a）范圍內[26]。

3.3 腐殖化度的變化周期

功率譜分析（圖5a）表明興義泥炭腐殖化度比較顯著的準周期有 83 a、55 a、38 a、31 a、27 a、22 a、18 a、16 a、14 a（興義泥炭腐殖化度分辨率為12 a，故小于12 a的周期不考慮）。興義泥炭腐殖化度小波分析（圖5b）表明，比較顯著的準周期有170～220 a、70～90 a、45～32 a、22 a。170～220 a準周期信號存在于3 000～2 700 cal.a B.P.；70～90 a準周期信號存在于3 000～2 650、2 400～2 200和2 150～1 767 cal.a B.P.；45～32 a準周期信號存在于3 000～2 200和2 075～1 767 cal.a B.P.；22 a準周期信號存在于2 700～2 500和2 100～1 767 cal.a B.P.。功率譜分析和小波分析結果較為一致，共同存在83 a、55 a、38 a、31 a、27 a、22 a周期。

圖5 興義泥炭XY1鉆孔腐殖化度（a）功率譜與（b）小波分析結果Fig.5 Absorbance from XY1 core in Xingyi peatland:(a)power spectrum;(b)wavelet spectral energy

4 討論

4.1 興義泥炭腐殖化度的古氣候指示意義

堿提取溶液吸光度法獲取的泥炭腐殖化度在不同波長具有不同的指示意義。465 nm處吸光度能夠反映有機大分子開始通過微生物分解產生腐殖酸的過程[27]，665 nm處吸光度能夠反映高氧含量和在穩定階段產生的芳族化合物的特征，該波長腐殖酸成熟度和穩定性更高，并具有更高的官能團含量[25]。540 nm處的吸光度反映的土壤腐殖酸成熟度和穩定性程度介于前兩者之間。普遍認為由于各波長吸光度是由高頻到低頻單調減少吸收，因此各個波長的吸光度雖在數值上有差別但其變化趨勢較一致[2]。無論選取哪個波長吸光度都能反映腐殖化度的變化，吸光度值高表明腐殖酸含量高，腐殖化度高。XY1鉆孔樣品在465 nm、540 nm和665 nm三個波長的吸光度值變化曲線均一致（圖4），三個波長數值呈現單調遞減變化，也反映了以上規律。540 nm吸光度常被用于表示泥炭的腐殖化度[2,11]，故本文也采用540 nm處吸光度代表泥炭的腐殖化度用于周期分析及后續討論。

影響泥炭腐殖化度的因素主要有微生物活動、水熱狀況、土壤酸堿度、成炭植物類型等，最主要的是水熱條件[1]。對紅原泥炭[9]、大九湖泥炭[10]及哈尼泥炭[28]的研究表明，溫度對植物的生長量、微生物活動都有影響，一般而言，當溫度低于5℃時，植物增長量小，微生物活動微弱，植物殘體分解速率緩慢，腐殖化度低；當溫度介于20℃～30℃時，植物增長量大，微生物活動強，植物殘體分解速率加快，腐殖化度高；當溫度大于30℃時，雖然植物生長量大，但由于溫度高，微生物活動減弱，泥炭腐殖化度偏低。此外，泥炭濕度對植物的生長和微生物的活動影響也極為顯著，從而影響泥炭腐殖化度。當濕度達到60%～80%時，微生物活動能力最強，泥炭腐殖化度高；當水熱條件低于或高于上述水平時，微生物活動能力則逐漸減弱，泥炭腐殖化度低[1]。興義地區年平均濕度高達80%并且年均溫高年降水量大[20]，在這種氣候條件下濕度進一步增加則會越過微生物活動的適宜期，使微生物活動減弱，腐殖化度降低。前人研究也表明泥炭有機質含量越高，說明氣候越干[29]。本研究TOC含量是經LOI轉換得出，其變化能代表有機質含量的變化。當TOC含量處于高值時，說明泥炭地地下水水位較淺，大量植物，尤其是高等植物生長繁茂，使泥炭地積累了大量有機質；而TOC含量處于低值，說明泥炭地位于深水位，高等植物生長量減小，有機質含量下降。興義泥炭XY1鉆孔TOC含量與腐殖化度變化具有很好的一致性，相關系數R2=0.79，P<0.01，相關性極強，進一步證明興義泥炭腐殖化度處于高值時，氣候偏干，低值時氣候濕潤。興義泥炭E4/E6（圖4d）比值反映的降水量在該時期經歷了下降—增加—緩慢下降的波動過程，540 nm吸光度表現為上升—下降—波動上升趨勢，故而540 nm吸光度上升代表降水量下降，進一步印證了腐殖化度高時代表氣候偏干，反之亦然。

從構造位置上來說，興義地區位于揚子陸塊Ⅰ級構造單元內的上揚子陸塊Ⅱ級構造單元的南盤江—右江前陸盆地Ⅲ級構造單元，地處黃泥河—潘家莊斷裂與冊亨弧形斷裂所圍區域[30]。興義泥炭地西北—東北方向為苞谷地背斜，東南方向為魯礎營向斜，南側為雙龍向斜，西北方向的背斜可以提供地表徑流匯入，東南—東北方向小丘阻擋水流流出，使得興義泥炭地成為集水區域（圖1b）。在這種地形條件下，當降水量豐富時，泥炭地濕度大，微生物活動弱，并不利于有機質的分解，腐殖化度低；反之，在降水量相對減少的條件下，腐殖化度則升高[1]。全球太陽總輻照度（TSI）在3 000～1 770 cal.a B.P.期間較穩定，在2 700 cal.a B.P.和2 300 cal.a B.P.左右出現兩個低谷值[31]，與興義泥炭腐殖化度在2 650 cal.a B.P.和2 250 cal.a B.P.左右出現的兩個高值相對應。因此，興義泥炭腐殖化度也能夠反映太陽輻射強度，腐殖化度處于高值時指示太陽輻射弱，溫度低，反之則指示太陽輻射強，溫度高，反映了腐殖化度與溫度的負相關關系。

綜上所述，興義泥炭腐殖化度可以很好地反映降水量和溫度變化，當腐殖化度處于高值時，指示氣候干冷，反之則指示氣候濕熱。對處于溫帶氣候區的紅原泥炭（圖6a）、新疆北部巴里坤湖泥炭[11]、東北哈尼泥炭（圖6b）和貴州西部威寧弧形背斜軸部發育的高海拔草海盆地南屯泥炭（圖6c）的研究均表明，腐殖化度處于高值時氣候濕熱，反之則氣候干冷。而對處于亞熱帶季風氣候區的浙江天目山千畝田泥炭[5]、南嶺東部大湖泥炭[34]、湖北神農架大九湖泥炭[10]、福建屏南天湖山泥炭（圖6d）的研究表明，腐殖化度處于高值時指示氣候干冷，反之則指示氣候濕熱，與興義泥炭的研究結果一致。以上反映了泥炭腐殖化度的氣候指示意義在氣候區域上具有一致性。在溫帶氣候區，增溫增濕能提高植物初級生產力，有機質增加，微生物活動增強，腐殖質增多，腐殖化度升高；而在亞熱帶地區，降水量增加反而使地表積水加深，易于形成還原環境，抑制微生物活動，腐殖化度降低。值得注意的是，興義泥炭和南屯泥炭腐殖化度的指示意義稍有差異。這應該由兩地所處構造位置、海拔高度、氣候條件差異等產生。興義位于斷裂構造所圍區域，海拔低，而南屯泥炭地位于背斜軸部，年均溫和年降水量遠低于興義地區，兩地海拔也相差近900 m。然而，對南屯泥炭與興義泥炭腐殖化度進行相關分析表明，其相關性呈反相關（R2=-0.53，P<0.01）。說明在研究時段內二者變化方向相反；從圖6中也能發現，晚全新世興義泥炭腐殖化度總體呈現上升趨勢，而南屯泥炭腐殖化度總體呈現下降趨勢。可以認為南屯泥炭和興義泥炭腐殖化度記錄反映的氣候變化過程具有一致性，均表明晚全新世西南地區氣候往冷干方向發展。此外，在南屯泥炭腐殖化度記錄中表現明顯的1 900 cal.a B.P.冷事件在興義泥炭中也有體現。興義泥炭腐殖化度記錄與董哥洞石筍δ18O[35]、滇中洱海沉積物孢粉[36]、黔東白鷴湖孢粉[37]、滇西北格貢錯那卡湖泊沉積[38]和寧蒗仙人洞石筍[39]等云貴高原其他地區的古氣候重建結果相一致。即3 000～1 770 cal.a B.P.期間氣候總體偏冷干，其中在2 700～2 400 cal.a B.P期間氣候增溫增濕。

圖6 中國境內主要泥炭地腐殖化度對比（a）紅原泥炭[9]；（b）哈尼泥炭[2]；（c）南屯泥炭[32]；（d）天湖山泥炭[33]；（e）興義泥炭Fig.6 Comparison of humification records at different peatland research sites in China(a)Hongyuan[9];(b)Hani[2];(c)Nantun[32];(d)Tianhushan[33];(e)Xingyi

4.2 3 000～1 770 cal.a B.P.興義泥炭發育和演化過程

植物死亡后，其殘體都要經過生物化學作用，使之分解、合成與積聚，當有機質增加量超過分解量，則逐漸聚積成泥炭[40]。泥炭腐殖化度可以定量描述泥炭分解程度并能夠反映氣候條件，其中XY1鉆孔腐殖化度反映了降水量變化是影響興義泥炭沉積的重要影響因素。沼澤濕地有機碳的累積由濕地生態系統的輸入（植被生長和枯落物生產）和輸出（有機質的分解）決定，同樣也受氣候條件的控制。如北半球沼澤濕地千年以來碳累積速率，受生長季光合有效輻射的控制[41]。沉積速率則反映單位時間內泥炭的沉積總量，也與當時的氣候條件和沉積環境相關，有機質生產與分解差值越大，沉積速率越快。以上三個代用指標均能反映氣候、植被和水文條件的變化[26]，對研究泥炭形成和積累至關重要。根據XY1鉆孔的腐殖化度、碳累積速率、沉積速率，并結合其他代用指標和已發表的研究成果，將興義地區3 000～1 770 cal.a B.P.期間泥炭演化過程劃分為四個階段，具體如下：

第一階段：250～206 cm（3 000～2 700 cal.a B.P.）

XY1腐殖化度呈上升趨勢，平均值為29.17（圖7a）；碳累積速率呈下降趨勢，平均值為107.44 g C/（m2·a）（圖7b）；沉積速率呈微弱的下降趨勢，平均值為1.57 mm/a（圖7c）。腐殖化度記錄該階段降水量減少，與西南季風區Bittoo洞石筍和董哥洞石筍δ18O偏負且呈逐漸偏正的趨勢（圖7d，e）相一致。碳累積速率反映光合有效輻射略有減少，與TSI（圖7f）的結果較為一致。洱海孢粉分析顯示該階段內蓼科（Polygonaceae）和莎草科（Cyperaceae）等喜濕草本減少，松屬（Pinus）增加[36]；白鷴湖孢粉分析顯示該階段內木本植物稍有減少，旱生草本和蕨類植物增加[37]，表明該階段內氣候向冷干方向轉變。因此，該階段興義地區接收到的光合有效輻射減少，植物生產潛力相對較低，季風減弱，降水較少，使興義泥炭地地下水位變淺，生長著較多的沼生、濕生和水生植物，有機質增加，但微生物分解也加快，總體上泥炭緩慢積累。

圖7 興義泥炭沉積演化過程的影響因素對比（a）興義泥炭540 nm處腐殖化度；（b）興義泥炭碳累積速率；（c）興義泥炭沉積速率；（d）Bittoo洞BT石筍δ18O[42]；（e）董哥洞D4石筍δ18O[35]；（f）全球太陽總輻照度[31]Fig.7 Comparison of factors influencing the depositional evolution of Xingyi peatland extracted from XY1 core and records obtained from other carriers(a)540 nm absorbance of XY1 core;(b)rate of carbon accumulation in XY1 core;(c)rate of deposition in XY1 core;(d)oxygen isotope of BT from Bittoo Cave[42];(e)oxygen isotope of D4 from Dongge Cave[35];(f)total solar irradiance[31]

第二階段：205～160 cm（2 700～2 400 cal.a B.P.）

XY1腐殖化度平均值上升到40.97，碳累積速率平均值下降到103.91 g C/（m2·a），沉積速率基本不變，平均值為1.56 mm/a。腐殖化度（圖7a）反映該階段降水量增加，這與Bittoo洞石筍和董哥洞石筍δ18O偏負（圖7d，e）的重建結果相一致。碳累積速率呈上升趨勢指示光合有效輻射增加，與TSI（圖7f）重建的結果相一致。洱海孢粉分析顯示該階段內蓼科和莎草科等喜濕草本增加，松屬和鐵杉屬（Tsuga）也增加[36]；白鷴湖孢粉分析顯示該時期喜熱喜濕的熱帶亞熱帶木本植物和蕨類植物增加[37]，表明該階段氣候有向暖濕方向轉變的趨勢。因此，該階段興義地區季風增強，季風降水較多，泥炭沼澤濕度增大，微生物活動較弱，有機質分解慢，泥炭積累速度較慢但有逐漸加快的趨勢。

第三階段：159～76 cm（2 400～1 950 cal.a B.P.）

XY1腐殖化度變化不大，平均值為40.40（圖7a）；碳累積速率明顯升高，平均值為105.25 g C/(m2·a)（圖7b）；沉積速率也明顯上升，平均值為1.85 mm/a（圖7c）。腐殖化度（圖7a）反映了該階段降水總體較少，與Bittoo洞石筍和董哥洞石筍δ18O（圖7d，e）反映的季風降水結果一致。碳累積速率反映光合有效輻射在該階段早期處于低值后明顯增加并穩定在較高值，與TSI（圖7f）的重建結果一致。洱海孢粉分析顯示該階段內樺木屬（Betula）等開始出現且含量較高，草本植物藜科（Chenopodiaceae）、禾本科（Poaceae）、蒿屬（Artemisia）含量增加[36]；白鷴湖孢粉分析顯示木本植物呈現減少趨勢，耐旱草本顯著增加，適應石漠化環境的蕨類植物增加，表明該時期氣候轉干[37]。因此，2 400～2 350 cal.a B.P.太陽輻射減少，季風減弱，降水減少，泥炭地水位變淺，微生物分解較快，但一些高等植物的生物量上升，有機質含量增加，使碳累積速率和沉積速率較前兩個階段明顯提高，泥炭積累加快；此后季風減弱降水略有增加但總體偏少，光合有效輻射回升，有機質含量仍較高，泥炭沼澤濕度總體較低偏穩定，有機質分解穩定，泥炭積累高位穩定。

第四階段：75～50 cm（1 950～1 770 cal.a B.P.）

XY1腐殖化度升高，平均值為42.69（圖7a）；碳積累速率明顯下降，平均值為98.00 g C/(m2·a)（圖7b）；沉積速率明顯下降，平均值為1.53 mm/a（圖7c）。腐殖化度（圖7a）表明該階段降水較少，且降水量波動較大，與Bittoo洞石筍和董哥洞石筍δ18O（圖7d，e）反映的季風降水變化較一致。碳累積速率反映興義地區光合有效輻射減少，與TSI減少（圖7f）的結果一致。洱海沉積物中松屬含量增加[36]，白鷴湖沉積物中耐旱草本、蕨類繼續增加，說明該時期氣候偏干[37]。因此，該階段季風強度波動劇烈，由季風帶來的降水在興義地區波動大，光合有效輻射減少，造成腐殖化度、碳累積速率、沉積速率曲線的波動明顯，泥炭積累過程發生明顯波動。

晚全新世興義泥炭低腐殖化度對應高碳積累速率、高沉積速率，是由于強降水能維持泥炭表面濕潤，抑制泥炭分解；干燥氣候將會降低泥炭濕度，加速泥炭分解，泥炭呈高腐殖化度，低碳積累速率，低沉積速率。處于溫帶的哈尼泥炭和紅原泥炭的碳積累速率研究表明，高腐殖化度對應高碳積累速率，該地區升溫促進初級生產力的提高，產生更多殘留物，產生高碳積累速率[43-44]；而熱帶泥炭，泥炭表面高濕度是泥炭積累的關鍵[45]。因此，碳積累速率的變化特點反映了興義泥炭發育特點與熱帶泥炭較為相似。

4.3 興義泥炭地演化的外部控制因子

從以上分析可知，興義泥炭發育過程與季風氣候變化密切相關，受季風降水的明顯影響，并與TSI密切相關。而晚全新世亞洲季風氣候變化的驅動力包括太陽輻射、大西洋經向翻轉（AMOC）及熱帶輻合帶（ITCZ）[46]等。其中太陽輻射與植物生長、分解密切相關，并且季風氣候與太陽活動之間存在高度相關性，如在十年—百年尺度的季風氣候變化與太陽活動周期基本一致[47]。本研究基于的腐殖化度小波分析及功率譜分析結果（圖5）也表明，興義泥炭發育過程中的外部控制因子主要為太陽活動。

興義泥炭腐殖化度比較顯著的準周期有83 a、55 a、38 a、31 a、27 a、22 a，這些準周期廣泛發現于中國境內的古環境記錄中。其中22 a、27 a準周期與太陽活動雙海爾周期[48]相近。大氣活動中心位置及大氣環流研究[49]、北京2 000 a氣溫變化[50]及臨近區域古里雅冰芯和祁連山樹輪記錄[51]等，均證實22 a周期的存在。31 a、38 a準周期與太陽活布魯克納周期（35 a）[52]相一致。我國近500 a的洪澇災害記錄[53]及塔里木盆地南緣尼雅剖面粒度研究[54]中均存在布魯克納周期，且在阿爾卑斯冰川進退、太平洋高壓、印度低壓、赤道低壓位置變化和我國長江下游以及北方京、津地區降水等記錄中都明確存在35 a周期[55]。55 a周期與太平洋十年濤動指數（PDO）的50～70 a年代際周期較一致[56]，與55 a的太陽循環周期十分接近[57]。神農架犀牛洞石筍δ13C研究存在50～70 a的周期[58]，江漢平原近3 000 a古洪水事件研究也記錄了52 a周期[59]。83 a準周期與80～90 a的太陽活動世紀周期（Gleisberg周期）相一致。金川泥炭纖維素δ18O記錄發現86 a或93 a的類似周期[60]，塔里木盆地南緣湖沼沉積粒度研究也存在97 a周期[54]。因此，XY1鉆孔樣品腐殖化度記錄表明，興義泥炭地演化不僅受太陽活動雙海爾周期、布魯克納周期和太陽活動世紀周期驅動，對PDO的變化也有一定響應，表明十年—百年尺度的季風氣候和泥炭地演化與太陽活動周期基本相一致。

太陽活動減弱使太陽輻射量減少，導致北半球因降溫所引起的南北半球間洋面溫度梯度的增加[61]，熱帶輻合帶（ITCZ）平均位置南移，西南季風減弱；夏季太陽輻射減少，北大西洋浮冰增加，溫鹽環流（THC）減弱，北大西洋經向翻轉環流（AMOC）變慢[62]，赤道海面溫度（SST）升高，最終造成西南季風減弱。2 800 cal.a B.P.太陽輻射減少（圖7f），西南季風減弱，興義地區降水量減少，氣候偏干，沼澤水深變淺，推動了晚全新世興義泥炭地的穩定演化。2 700～2 400 cal.a B.P.期間太陽輻射增加（圖7f），西南季風增強，降水增加，泥炭地濕潤，微生物活動弱有機質分解減慢，泥炭累積雖較弱但逐漸加快。2 400～1 950 cal.a B.P.期間太陽輻射在早期出現明顯低值后回升（圖7f），植物初級生產力提高，泥炭積累加快。1 950～1 770 cal.a B.P.期間太陽輻射減少（圖7f），西南季風強度劇烈波動，興義地區干濕波動明顯，泥炭積累發生明顯波動。

5 結論

興義泥炭位于亞熱帶季風區的喀斯特地貌區，其腐殖化度高值指示干冷，反之則指示氣候暖濕。腐殖化度的氣候指示意義與溫帶地區泥炭研究結果差異大，而與熱帶、亞熱帶地區泥炭研究結果一致，腐殖化度指示意義在氣候區上具有一致性。

通過對興義泥炭腐殖化度、碳累積速率、沉積速率，鄰近區域石筍δ18O值、太陽總輻照度、湖泊孢粉記錄等的綜合集成分析，興義泥炭發育經歷四個階段：3 000～2 700 cal.a B.P.氣候較干燥，泥炭地沼澤水深變淺，植物增長，但微生物分解作用也加強，興義泥炭緩慢發育；2 700～2 400 cal.a B.P.降水量增加，濕度增加，微生物活動較弱，有機質分解弱，泥炭沉積緩慢加快；2 400～1 950 cal.a B.P.降水量減少，有機質分解快，植物初級生產力增加生物量提高，泥炭沉積較快；1 950～1 770 cal.a B.P.期間季風強度波動劇烈，興義地區干濕波動明顯，泥炭沉積速度發生明顯波動。

利用功率譜分析和小波分析對腐殖化度進行周期分析，研究時段存在的83 a、55 a、38 a、31 a、27 a、22 a周期與太陽活動周期基本一致。當太陽活動弱時，太陽輻射量減少，西南季風強度減弱，泥炭地濕度降低，有機質分解慢，泥炭積累速度快，反之則泥炭積累速度慢。