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热带海洋学报 >

2026 , Vol. 45 >Issue 1: 3 - 16

DOI: https://doi.org/10.11978/2025035

综述

西亚干旱区全新世水文气候研究进展

  • 吴兰军 , 1, 2 ,
  • 黎刚 , 1 ,
  • 杨梦林 1, 2
展开
  • 1热带海洋环境与岛礁生态全国重点实验室(中国科学院南海海洋研究所), 广东 广州 511458
  • 2中国科学院大学, 北京 100049
黎刚(1981—), 男, 四川省仁寿县人, 研究员, 主要从事沉积物源−汇以及古海洋学研究。email:

吴兰军(1996—), 女, 河南省沈丘县人, 博士, 主要从事海洋古环境研究。email:

Editor: 孙翠慈

收稿日期: 2025-03-05

  修回日期: 2025-03-31

  网络出版日期: 2025-05-30

基金资助

国家自然科学基金(42176079)

国家自然科学基金(41976062)

中国科学院南海海洋研究所自主部署项目(SCSIO2023QY05)

收起

A review of the Holocene hydroclimate in the arid West Asia

  • WU Lanjun , 1, 2 ,
  • LI Gang , 1 ,
  • YANG Menglin 1, 2
Expand
  • 1State Key Laboratory of Tropical Oceanography, South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 511458, China
  • 2University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
LI Gang. email:

Editor: SUN Cuici

Received date: 2025-03-05

  Revised date: 2025-03-31

  Online published: 2025-05-30

Supported by

National Natural Science Foundation of China(42176079)

National Natural Science Foundation of China(41976062)

Independent Deployment Project of South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences(SCSIO2023QY05)

Fold

摘要

西亚地区是亚欧大陆中纬度干旱区的重要组成部分, 常年降水稀少、蒸发强烈, 生态系统脆弱, 对降水-温度耦合变化响应极为敏感。厘清西亚地区的气候变化规律, 不仅可为未来气候变化提供预测依据, 也对区域经济发展与社会稳定具有重要意义。然而, 长期以来西亚地区古气候研究相对薄弱, 气候记录稀少且存在诸多矛盾, 严重制约了对区域气候长期变化趋势的预测。本文系统梳理了过去30年西亚全新世水文气候记录, 探讨其变化模式和驱动机制。已有的孢粉记录显示, 该区域有效湿度在全新世呈持续增强趋势, 而石笋和湖泊沉积物δ18O的记录却显示全新世气候逐渐变干。整合对比西亚地区现有的气候记录, 推断石笋和湖泊次生碳酸钙的δ18O变化主要受控于水汽源区——地中海表层海水δ18O组成变化, 不能用雨量效应来解释。基于对西亚地区多源水文气候记录和指标可靠性的剖析, 本文推断, 西亚干旱地区全新世千年尺度气候条件模式与夏季太阳辐射主导的西风带强度和位置密切相关。早全新世夏季太阳辐射增强对应较高表面温度, 驱动西风环流向北移动, 导致西亚地区西风水汽输送减少, 气候干旱加剧; 然而东非季风区降雨增加导致尼罗河等河流入海水量增大, 从而引起地中海海水δ18O组成负偏, 受水汽源区δ18O变化影响, 西亚地区降水δ18O记录趋于负偏。晚全新世则呈现相反的特征。

关键词： 西亚干旱区; 水文气候; 孢粉; 石笋; 西风环流

本文引用格式

吴兰军 , 黎刚 , 杨梦林 . 西亚干旱区全新世水文气候研究进展[J]. 热带海洋学报, 2026 , 45(1) : 3 -16 . DOI: 10.11978/2025035

Abstract

As a key component of the mid-latitude arid belt in Eurasia, arid West Asia is characterized by perennial aridity, low precipitation, intense evaporation, and fragile ecosystems, making it highly sensitive to coupled precipitation-temperature variations. Clarifying the climatic evolution patterns in West Asia is therefore crucial for predicting future climate trends and ensuring regional economic development and social stability. However, long-term trend analyses of precipitation in West Asia remain challenging due to the sparsity of paleoclimate records, which are often contradictory. This study synthesizes hydroclimatic records from the past three decades to summarize Holocene moisture patterns in West Asia and discuss their potential drivers. Existing pollen records suggest a long-term increase in effective moisture during the Holocene. In contrast, speleothem and lacustrine carbonate δ18O records demonstrate a progressive aridification trend during the Holocene. After reviewing existing hydroclimatic records in West Asia, we infer that the δ18O variations in secondary carbonates in West Asia are dominated by seawater δ18O dynamics in eastern Mediterranean, rather than directly recording local precipitation amount. Based on multi-proxy hydroclimatic records and reliability assessments of paleoclimate indicators in West Asia, this study infers that the millennial-scale climatic patterns in the arid regions of West Asia during the Holocene were closely linked to the intensity and latitudinal shifts of the westerlies, which were primarily modulated by summer insolation. During the early Holocene, increased summer insolation led to higher surface temperatures, driving a northward shift of the westerly circulation. It reduced moisture transport by the westerlies to West Asia, resulting in drier conditions. However, increased precipitation in the East African monsoon region enhanced freshwater discharge from the Nile and other rivers into the Mediterranean Sea, resulting in a negative δ18O excursion in Mediterranean seawater. Consequently, this modified moisture source signature led to depleted δ18O values in precipitation records across West Asia. The late Holocene exhibited opposite characteristics.

Key words： arid West Asia; hydroclimate; pollen; stalagmite; westerlies

西亚干旱区是世界上重要的温带干旱地区, 包括伊朗、巴基斯坦、阿富汗等国家以及阿拉伯半岛。作为丝绸之路的核心区域, 西亚是连接欧亚大陆文化传播和交流的重要桥梁(Chen et al, 2024)。西亚也是人类文明的重要发源地之一, 中晚全新世西亚经历了多次人类文明兴起和衰落(Weiss et al, 1993; Staubwasser et al, 2003)。水资源对干旱地区的生态和社会经济系统至关重要, 在全球变暖背景下西亚的水资源和陆地生态系统正在发生巨大变化(Sorg et al, 2012; Wurtsbaugh et al, 2017)。西亚地区水文气候动态演变及其对全球气候变化的响应机制研究是当前国际地球科学领域备受关注的前沿科学议题。
在过去的30年里, 多种代用指标已被广泛用于西亚的水文气候重建。基于多指标重建的西亚地区古气候记录主要呈现以下两种典型模式。第一种观点认为: 全新世早期湿润, 中晚期干旱, 与印度季风区气候变化一致。基于洞穴石笋的古气候研究为解译西亚地区全新世期间快速气候变化提供重要参考依据(Bar-Matthews et al, 1997; Cheng et al, 2015)。例如扎格罗斯山脉地区Katalekhor洞(Andrews et al, 2020)和黎凡特南部Soreq洞(Bar-Matthews et al, 1997, 2003)石笋δ18O记录指示全新世期间西亚气候是持续变干的趋势。此外, 西亚地区Nar Gölü湖(Dean et al, 2015)、Eski Acıgöl湖(Roberts et al, 2001; Jones et al, 2007)和Gölhisar湖(Eastwood et al, 2007)的碳酸盐δ18O记录显示出与石笋δ18O记录类似的变化, 研究认为全新世早期气候条件更湿润。依据里海附近Neor泥炭地的叶蜡氢同位素(δD)组成记录, Sharifi 等(2015)也得出类似的结论。然而, 古植被记录研究却揭示了与之相悖的气候模式, 这构成了西亚地区全新世气候重建的第二种代表性观点: 该区域在全新世早期呈现干旱特征, 至中晚期逐渐转为湿润状态, 其演变趋势与印度季风区气候变化呈现显著的反相位关系。例如Stevens 等(2001)对Zeribar湖孢粉分析发现橡树林在约6.5cal ka BP (thousand calibrated years before present)扩张。大部分孢粉记录显示中晚全新世西亚地区气候整体更湿润(Roberts et al, 2001; Stevens et al, 2001; Wick et al, 2003; Woldring et al, 2003; Wasylikowa, 2005; Stevens et al, 2006; Eastwood et al, 2007; Djamali et al, 2010)。此外, 孢粉记录的结果被一系列石笋δ13C记录(Bar-Matthews et al, 1997, 2003)、石笋元素比值(Andrews et al, 2020)和湖泊微量元素(van Zeist et al, 1977; Stevens et al, 2006)、硅藻丰度(Megard, 1967)和沉积学记录(Torfstein et al, 2013)等证实。
西亚地区不同气候指标之间的矛盾和争议已经逐渐引起了关注。Stevens 等(2001)和Djamali 等(2010)认为植被变化反映有效湿度, 而湖泊沉积物的δ18O受季节性降水分布的影响。Eastwood 等(2007)和Jones 等(2007)使用水文和同位素质量平衡模型综合分析后认为: 湖泊沉积物碳酸盐δ18O受有效湿度控制, 植被变化可能受到人类干扰的影响, 直到全新世开始后的几千年才达到气候平衡。死海和Yammouneh湖的地球化学研究指出: 源区东地中海海水δ18O组成变化可能影响黎凡特地区全新世期间湖泊沉积物碳酸盐δ18O组成变化(Kolodny et al, 2005; Develle et al, 2010), 这与Cheng 等(2015)的解释类似。从考古学角度来看, 西亚地区农牧民文化的兴起与新石器的出现均发生在全新世, 明确全新世水文气候变化矛盾的原因, 不仅对古环境研究具有重要意义, 而且为阐释该区域人类文明发展与气候环境关系提供正确的信息。
近年来, 随着古气候记录持续增加, 为重建可靠的西亚地区全新世水文气候演变历史提供了重要基础。然而δ18O记录和孢粉学数据在重建西亚地区水文气候演变历史时存在显著的分歧与矛盾, 亟需系统整合西亚地区已发表的气候记录, 以厘清区域水文气候变化的趋势和驱动机制。为此, 本文系统整理了西亚地区已发表的气候记录, 旨在实现以下目标: (1)明确西亚不同区域全新世水文气候变化趋势; (2)确定各个气候指标的有效性; (3)协调西亚全新世的降水演变模式、同位素组成和植被动态的趋势。

1 研究区概况

1.1 西亚现代气候条件

西亚是亚洲干旱区的重要组成部分之一, 其地理范围西至地中海, 东至里海, 北至高加索山脉, 南抵阿拉伯半岛。夏季, 副热带高压带来的下沉气流控制该地区, 导致气候炎热干燥。冬季和春季, 副热带高压南移, 西风带的水汽影响该地区(Heydarizad et al, 2019) (图1)。地中海是西亚重要的水汽来源(Burstyn et al, 2019), 地中海的低压系统提供了西亚地区大部分的降水, 尤其是经过塞浦路斯加强或发展的温带气旋, 称为塞浦路斯低压(Saaroni et al, 2010)。由于东地中海几乎是完全封闭的, 只有狭窄而浅的西西里海峡与西地中海相连, 东地中海会受到蒸发过程的强烈影响, 海水盐度、温度显著变化(Almogi-Labin et al, 2009)。尼罗河及北非流域的淡水输入对东地中海表层水体盐度也有显著调节作用。东地中海表层水体的物理化学性质变异可通过大气遥相关过程影响到西亚地区的冬季降雨。此外, 西亚地区部分水汽源于阿拉伯海、波斯湾和红海(Evans et al, 2006)。
图1 (a)西亚地区主要大气环流系统与区域示意图; 粉色虚线代表现代热带辐合带(intertropical convergence zone, ITCZ)边界, 蓝色虚线代表现代地中海冬季降雨带边界; 蓝色箭头表示冬季西风带, 粉色箭头表示印度夏季风; (b)重要的气候记录分布图(图1a红色方框内区域), 海洋沉积记录: MS21PC、MD84-632、PS009PC; 石笋记录: Soreq洞、Jeita洞、Katalekhor洞; 湖泊沉积记录: Eski Acigöl、Van、Urmia、Zeribar、Mirabad、Haishilan、Neor

该图基于自然资源部标准地图服务网站下载的审图号为GS(2016)2937的标准地图制作

Fig. 1 (a) Schematic map of West Asia illustrating dominant atmospheric circulation patterns; the modern positions of the intertropical convergence zone (ITCZ) and Mediterranean winter precipitation belt are delineated by pink and blue dashed lines, respectively; mid-latitude westerlies and Indian summer monsoon are indicated by blue and pink arrows, respectively; (b) the study area (red rectangle, see detailed view in Fig. 1b) with locations of key paleoclimate archives discussed in this study (red circles): marine sediment records—MS21PC, MD84-632, PS009PC; stalagmite records—Soreq Cave, Jeita Cave, Katalekhor Cave; lake sediment records—Eski Acigöl, Van, Urmia, Zeribar, Mirabad, Haishilan, Neor

1.2 西亚现代植被类型

西亚大部分地区在生态学上属于伊朗-图兰植物地理区(Djamali et al, 2012)。可分为4个主要的生态地理分区。
1)低海拔稀树草原区。主要分布在海拔< 700m地区, 年降水量通常低于500mm·a-1。大部分区域被草原覆盖, 称为美索不达米亚低地稀树草原(Zohary, 1973)。当年降水量低于300mm·a-1时, 植被景观发育为干旱草原, 由稀疏的草地和草原灌木物种组成, 例如蒿草(Artemisia herba-alba)和蓍草(Achillea conferta) (Charles et al, 2010)。当年降水量在300~500mm·a-1时, 植被景观发育为湿润草原, 由草原灌木和草原林地组成, 例如大西洋黄连木(Pistacia atlantica)、旱生小乔木或灌木以及耐旱性较弱的草(Charles et al, 2010)。
2)中海拔草原-森林区。主要分布在海拔约700~2000m地区, 年降水量超过500mm·a−1。大部分自然植被由“库尔德-扎格罗斯草原-森林”体系组成, 主要包括低海拔的落叶橡树林地(旱生落叶阔叶林Quercus brantii Lindl) (Zohary, 1973)。
3)亚高山植被区。主要分布在海拔约2000m以上地区。低温抑制草原-森林植被的生长, 亚高山植物主导植被组合(Zohary, 1973)。
4)河岸森林植被区。主要分布在淡水丰富的河边或湖边。植被景观主要由白蜡树(Fraxinus)、柳树(Salix, 例如Salix acmophylla)和杨树(Populus, 例如胡杨Populus euphratica)组成(Charles et al, 2010)。

2 西亚全新世古水文气候演化

2.1 西亚古水文气候代用指标

2.1.1 孢粉组合记录

孢粉分析作为古生物学的重要方法之一, 长期以来被广泛应用于湖泊沉积环境重建(van Zeist et al, 1963, 1977)。在受人类活动干扰较小的情况下, 植被类型与丰度与气候及环境要素, 尤其是降雨量和温度, 密切相关。西亚湖泊沉积物的孢粉学研究主要是利用三种主要植物类型的相对丰度来评估水文气候条件(Roberts, 2002)。草原草本植物(蒿属Artemisia和藜科Chenopodiaceae)代表干旱气候条件; 草本植物(禾本科Poaceae)代表中等湿度的气候条件; 阔叶林(栎属Quercus和黄连木属Pistacia)代表湿润气候条件(Roberts et al, 2018)。现代植物分类群的地理分布指示: Artemisia和Chenopodiaceae植物通常分布在年降雨量不足100mm的地区, Poaceae草本植物在降雨量100~300mm的地区更为常见, Pistacia主要分布在降雨量300~500mm地区, Quercus在降雨量超过500mm的地区占主导地位(Rossignol-Strick, 1995; Roberts, 2002)。

2.1.2 洞穴/湖泊沉积物同位素和微量元素记录

西亚的岩溶地貌丰富, 基于洞穴石笋的古气候研究主要集中在东地中海地区, 为研究西亚地区全新世快速气候变化提供重要记录(Bar-Matthews et al, 1997; Cheng et al, 2015), 石笋δ18O、δ13C和微量元素组成是常用指标。石笋δ18O组成主要反映石笋形成过程洞穴滴水的δ18O变化, 常用来讨论降水δ18O组成的变化。洞穴/湖泊沉积物δ18O记录的古气候解译仍存在多解性争议, 这主要归因于其组成变化由一系列复杂的因素控制, 例如降水量、温度、水汽来源等(Stevens et al, 2001; Kolodny et al, 2005; Stevens et al, 2006; Develle et al, 2010; Cheng et al, 2015; Dean et al, 2018)。且在不同时间尺度上, 石笋δ18O组成变化的受控因子也有所不同。
在季节性较强的西亚干旱-半干旱地区, 洞穴沉积物δ13C组成变化与土壤CO2贡献有关(Bar-Mathows et al, 2011; Cheng et al, 2015; Sinha et al, 2019)。在湿润的条件下, 植物呼吸作用和微生物活动会将来自有机物质的“轻”碳同位素带到洞穴滴水中, 导致洞穴沉积物δ13C值降低。石笋中微量元素含量及其与Ca元素含量比值受先期方解石沉淀(prior calcite precipitation, PCP)的控制(Baldini et al, 2006; Fairchild et al, 2009)。在干旱条件下, 降水减少, 土壤水下渗速率降低, 导致洞穴上方含水层中水岩相互作用时间延长, PCP效应增强, 导致石笋中微量元素与Ca比值升高(Fairchild et al, 2000, 2009), 它常与δ13C一致变化(Xue et al, 2021), 被当作湿度指标(Cheng et al, 2015; Zhang et al, 2018a)。
湖泊沉积物是目前西亚地区使用最广泛的研究材料之一。西亚半干旱地区的湖泊通常为咸水湖, 蒸发量超过降水量。湖水的δ18O组成对湖水盐度和水位响应敏感, 反映蒸发量(evaporation, E)与降水量(precipitation, P)之间的平衡关系。在蒸发过程中, 轻同位素(16O)优先进入气相, 剩余的湖水会富集18O, 从而导致湖水中δ18O值升高。同时, 强烈蒸发作用通常伴随湖水浓缩, 盐度与δ18O正相关, 形成高盐度-高δ18O的信号。降水或径流输入(通常δ18O较低)会稀释湖水, 降低δ18O值和盐度, 反映湿润条件(evaporation/precipitation, E/P减小)。因此, 湖泊沉积物中次生碳酸钙的δ18O值被视为水分平衡(precipitation/evaporation, P/E)的代用指标(Leng et al, 2004)。另外, 湖泊沉积物δ18O值变化也会受到其他因素影响, 例如季节性降雨分布变化(Stevens et al, 2001, 2006; Dean et al, 2018)、温度变化(Araguás-Araguàs et al, 1998)和水汽来源(Develle et al, 2010)。湖泊沉积物的地球化学组成和水位变化也是重建水文常用的指标。例如Lemcke 等(1997)使用Van湖沉积物中的Mg/Ca比值作为有效湿度的代用指标。Sharifi 等(2015)基于X射线荧光扫描岩芯得到的高分辨率Ti元素含量来重建风尘通量变化。

2.2 全新世水文气候代用指标的时空特征及指示意义

西亚地区全新世湖泊次生碳酸盐和石笋δ18O记录总体变化一致(图2b、c)。东地中海、新月沃土和扎格罗斯山脉地区湖泊次生碳酸盐和洞穴石笋记录显示早全新世(约10—7cal ka BP) δ18O值相对较低, 推测此时气候条件相对湿润, 这段时期被称为“全新世气候最适宜期”(Clarke et al, 2016; Andrews et al, 2020)。部分石笋记录的其他指标也佐证了该时期δ18O组成变化。例如: 黎凡特北部Jeita洞δ13C和Sr/Ca低值指示全新世早期至中期相对湿润的气候条件(Cheng et al, 2015)。伊朗北部Neor湖烷酸δD组成与西亚δ18O记录趋势相似, 在9cal ka BP出现δD最小值。扎格罗斯山地区Katalekhor洞δ18O低值期石笋生长速率更高(Andrews et al, 2020)。湖泊碳酸盐和石笋高分辨率δ18O值还记录了西亚不同地区全新世千年尺度的气候变化速率和特征的差异。土耳其中部Nar湖和土耳其西北部Eski Acigöl湖记录到新仙女木事件(Younger Dryas, YD)干旱期结束后δ18O快速变负, 并在几个世纪内达到全新世的δ18O水平(Roberts et al, 2001; Dean et al, 2015; Roberts et al, 2016)。然而, 来自黎凡特地区洞穴和湖泊沉积物的δ18O记录显示, 约11.6—10cal ka BP期间δ18O缓慢变负(Bar-Matthews et al, 1997; Cheng et al, 2015)。综上所述, 西亚地区大部分湖泊次生碳酸盐和石笋δ18O记录指示西亚地区全新世持续变干的趋势。
图2 全新世期间西亚主要的古水文记录对比

a. 来自Zeibar湖泊、Mirabad 湖泊(van Zeist et al, 1977)和Hashilan湿地橡树孢粉丰度记录(Safaierad et al, 2023); b. 来自Zeibar湖泊和Mirabad湖泊次生碳酸钙δ18O记录(Stevens et al, 2001, 2006); c. 黎凡特地区石笋δ18O [Soreq洞(Bar-Matthews et al, 2003)、Jeita洞(Cheng et al, 2015)]和扎格罗斯山地区Katalekhor洞δ18O记录(Andrews et al, 2020)

Fig. 2 Comparison of major paleohydrological records in West Asia during the Holocene. (a) Oak pollen abundance records from Lake Zeibar, Lake Mirabad (van Zeist et al, 1977) and Haishilan Wetland (Safaierad et al, 2023); (b) secondary carbonate δ18O records from Lake Zeibar and Lake Mirabad (Stevens et al, 2001; 2006); (c) stalagmite δ18O records from the Levant region [Soreq Cave (Bar-Matthews et al, 2003), Jeita Cave (Cheng et al, 2015)] and Katalekhor Cave in the Zagros Mountains (Andrews et al, 2020)

然而, 西亚地区部分湖泊次生碳酸盐和石笋δ13C记录和微量元素记录与δ18O结果相矛盾。例如东地中海Soreq洞早全新世δ13C记录大幅正偏(达8‰), 指示该时期气候更干旱(Bar-Matthews et al, 1997, 2003)。扎格罗斯山地区Katalekhor洞早全新世δ13C记录偏正, 且微量元素Mg、Sr含量升高(Andrews et al, 2020)。Van湖Mg/Ca值(Wick et al, 2003)和Mirabad湖Sr/Ca值(van Zeist et al, 1977; Stevens et al, 2006)均在早全新世表现为高值, 表明有效湿度降低。这一解释得到了Zeribar湖硅藻指示的湖平面变化(Megard, 1967)和沉积相记录重建的死海海平面变化结果的支持(Torfstein et al, 2013)。
西亚地区全新世的孢粉记录主要来自厄尔布尔士山脉和扎格罗斯山脉地区湖泊沉积物。土耳其西南部Gölhisar湖(Eastwood et al, 2007)和扎格罗斯山脉地区Van湖(Wick et al, 2003)、Urmia湖(Bottema, 1986)、Zeribar湖(Stevens et al, 2001)、Mirabad湖(Stevens et al, 2006)和Haishilan湿地(Safaierad et al, 2023)全新世孢粉记录重建的植被变化大体一致: 全新世早期发育以Artemisia和Chenopodiaceae为主的干旱草原植被, 中晚全新世以Quercus和Pistacia为优势的阔叶林植被。多数记录都显示6.5cal ka BP之后西亚地区橡树林显著扩张(图2a)。新月沃土、厄尔布尔士山脉和扎格罗斯山脉孢粉记录一致指示西亚地区早全新世水文气候干旱而中晚全新世气候更湿润。而同期安纳托利亚中部孢粉记录则显示不同的水文气候变化趋势。叙利亚西北部Ghab湖(Yasuda et al, 2000)、以色列Huleh湖(Baruch, 1999)、黎巴嫩Aammiq湿地(Hajar et al, 2008)和土耳其西北部Eski Acigöl湖(Roberts et al, 2001)等记录大都显示早全新世树木孢粉丰度快速增加, 在8cal ka BP附近达到峰值。这与该地区湖泊次生碳酸盐和石笋δ18O记录重建结果基本一致。
新月沃土、厄尔布尔士山脉和扎格罗斯山脉地区现有的孢粉组合、沉积学记录和δ18O记录指示出西亚地区全新世气候演变两种截然相反的变化模式。湖泊沉积物中的孢粉组合及沉积学记录指示全新世早期气候相对干旱, 随后转变为长期湿润的趋势(图2a)。而湖泊次生碳酸盐和石笋δ18O记录则显示全新世早期气候湿润, 而后逐步向干旱化演变(图2b、c)。这是目前西亚地区全新世古环境研究中最大争议之一(图2) (Roberts, 2002; Jones et al, 2008, 2019), 也被称为“早全新世降水悖论”(Stevens et al, 2006; Jones, 2013)。

3 西亚全新世古气候演化模式矛盾的可能原因

西亚地区有效湿度重建主要依赖于湖泊次生碳酸盐和石笋δ18O记录、孢粉组合和沉积学指标。大多数石笋和湖泊沉积物δ18O记录显示全新世气候长期干旱的趋势, 但大部分同一石笋和湖泊沉积物记录δ13C和沉积学指标却指示全新世气候长期湿润的趋势(van Zeist et al, 1977; Wick et al, 2003; Stevens et al, 2006; Andrews et al, 2020)。这些碳酸钙δ13C记录与湖泊沉积物孢粉记录一致(Stevens et al, 2001; Wick et al, 2003; Stevens et al, 2006; Safaierad et al, 2023)。厘清这些争议的关键在于深入分析不同气候代用指标的控制因素及其对环境变化的响应机制。

3.1 孢粉化石组合的控制因素

部分研究认为西亚地区全新世橡树林扩张是非气候因素作用的结果。Roberts (2002)指出人类活动, 包括焚烧、林地清理以及驯化动物放牧活动, 都可能阻碍该地区早全新世橡树林扩张。早全新世湖泊沉积物中增加的木炭含量, 常被作为该假说的证据(Wasylikowa et al, 2006)。此外, Asouti 等(2014)指出扎格罗斯中部地区的“橡树林”可能是一种人为驯化物种, 早期农业活动导致草地退化, 这与Roberts (2002)的观点类似。然而, 不同于Roberts (2002)的推论, 他们认为农业活动并未抑制乔木扩张, 而是促进了橡树林的选择性维护和管理, 因其作为重要的燃料和饲料来源(Asouti et al, 2014)。随着农业活动的扩张, 草本植物会逐渐被橡树和其他乔木物种所取代。少数研究表明乔木物种自身的生态特性也可能是导致其在中全新世扩张的原因。早全新世西亚地区乔木孢粉丰度较低, 表明该时期乔木无大范围扩张(van Zeist, 1991), 换言之, 乔木从生长到大规模扩张需要一定时间过渡(Roberts, 2002)。
然而, 诸多有力的证据证实气候变化是驱动全新世橡树林扩张的主导因素。与新月沃土、厄尔布尔士山脉和扎格罗斯山脉地区类似, 地中海西部和南部地区也存在中全新世橡树林大规模扩张的现象, 例如西西里岛(Sadori et al, 2001; Tinner et al, 2009)、马耳他(Gambin et al, 2016)和西班牙(Pantaléon-Cano et al, 2003)。因此, 将地中海至扎格罗斯山地区大范围的、近乎同步的植被变化很难归因于古人类活动(Tzedakis, 2007)。而且西亚地区人类文明多出现在中晚全新世(Madjidzadeh 2003; Matthews et al, 2022), 而早全新世是否存在人类活动仍缺乏可靠的考古证据支持。且欧洲地区乔木扩张发生在新石器时代农业活动之前或刚兴起阶段(Tinner et al, 2009; Beffa et al, 2016; van Vugt et al, 2025)。从气候角度来看, 地中海西部和南部地区与新月沃土、厄尔布尔士山和扎格罗斯山脉地区位于相似的纬度, 可能受到相似气候模式的影响(Tzedakis, 2007; Djamali et al, 2010), 即早全新世干旱的气候条件限制了橡树林扩张。因此, 橡树孢粉记录可以作为西亚地区水文气候变化的代用指标, 即橡树孢粉丰度越高, 相应的有效湿度越高, 反之亦然。

3.2 洞穴/湖泊沉积物碳酸钙δ18O记录的控制因素

洞穴与湖泊沉积物碳酸钙δ18O记录的解释存在显著的多解性, 这主要源于其同位素组成受多重环境因素的综合控制, 包括但不限于降水总量、环境温度、水汽来源以及局地水文过程等(Stevens et al, 2001; Kolodny et al, 2005; Stevens et al, 2006; Develle et al, 2010; Cheng et al, 2015; Dean et al, 2018)。在西亚地区, 对石笋δ18O组成变化的解释在不同时间尺度上有所不同。在年际至百年尺度上, δ18O组成变化通常被解释为降水量变化的响应(雨量效应): δ18O低值反映湿润气候条件; δ18O高值反映干旱气候条件(Bar-Matthews et al, 2011; Cheng et al, 2015; Sinha et al, 2019)。这一解释得到了洞穴记录年均降雨量与降雨δ18O器测数据(Bar-Matthews et al, 1997, 2003)、十年尺度降雨量和降雨δ18O的重建数据(Flohr et al, 2017; Sinha et al, 2019)和全球气候模型(Werner et al, 2011)支持。因此, 在较短的时间尺度上, 洞穴/湖泊沉积物碳酸钙δ18O记录通常作为研究过去湿度变化的重要指标。
在轨道时间尺度上, 石笋δ18O组成的变化通常被认为受水汽来源影响。黎凡特地区石笋δ18O变化与东地中海浮游有孔虫(Globigerinoides ruber) δ18O变化具有极强的相似性, 后者记录表层海水δ18O变化(Frumkin et al, 1999; Bar-Matthews et al, 2003; Grant et al, 2012)。由于东地中海是西亚内陆地区主要水汽来源, 在较长时间尺度上石笋δ18O变化可能主要受控于东地中海海水δ18O组成(Frumkin et al, 1999; Kolodny et al, 2005; Almogi-Labin et al, 2009; Rohling et al, 2015)。
在百年至千年时间尺度上, 石笋δ18O变化主要归因于多尺度大气环流过程中同位素分馏差异。Bar-Matthews等(2003)将黎凡特南部Soreq洞石笋全新世δ18O变化解释为雨量效应, 但同一石笋记录中δ13C变化却显示相反的变化, 并且在早全新世(约8.5—7cal ka BP)呈现大幅正偏异常, 表明雨量效应无法协调石笋记录多指标变化。伊朗扎格罗斯山脉地区Katalekhor洞穴记录的千年尺度δ18O变化也被解释为降水量变化(Andrews et al, 2020), 然而这一解释未得到同一石笋记录δ13C组成变化和Mg、Sr微量元素含量验证。此外, Cheng 等(2016)指出黎凡特北部Jeita洞石笋δ18O组成变化与东地中海海水δ18O组成变化显著一致, 并将全新世百至千年尺度石笋δ18O组成变化解释为源效应, 而石笋δ13C和Sr/Ca变化反映区域降雨量变化, 且石笋δ13C记录最小值出现的时间滞后于δ18O记录约2ka。整合对比黎凡特地区Jeita洞、Soreq洞和伊朗扎格罗斯山地区Katalekhor洞δ18O组成变化, 发现三者同步变化(图3b), 且与东地中海海水δ18O记录变化显著一致(图3a、b), 这表明西亚地区全新世百至千年尺度石笋δ18O组成变化会受东地中海海水δ18O变化的影响, 水汽源区的δ18O组成变化会掩盖区域水文气候变化的信号(Cheng et al, 2015)。
图3 西亚地区不同δ18O记录与夏季风记录的对比

a. 东地中海浮游有孔虫海洋沉积记录: MS21PC (Hennekam et al, 2015)、MD84_632 (Essallami et al, 2007)、PS009PC (Hennekam et al, 2014, 2015); b. 石笋记录: 黎凡特地区[Soreq洞(Bar-Matthews et al, 2003)、Jeita洞(Cheng et al, 2015)]、扎格罗斯山Katalekhor洞(Andrews et al, 2020); c. 湖泊沉积记录: Zeribar (Stevens et al, 2001)、Mirabad (Stevens et al, 2006); d. 北大西洋涛动(North Atlantic Oscillation, NAO)相关的南阿尔卑斯山洪水活动变化(Wirth et al, 2013); e. 北纬30°夏季太阳辐射变化(6—8月) (Berger et al, 1991)和来自阿曼南部的Qunf洞石笋δ18O记录(Fleitmann et al, 2003), 后者常用来指示印度夏季风强度

Fig. 3 Comparison of δ18O records from different research archives in West Asia with Indian summer monsoon records. (a) Marine sediment records: MS21PC (Hennekam et al, 2015), MD84-632 (Essallami et al, 2007), PS009PC (Hennekam et al, 2014, 2015); (b) stalagmite δ18O records from the Levant region [Soreq Cave (Bar-Matthews et al, 2003), Jeita Cave (Cheng et al, 2015)] and Katalekhor Cave in the Zagros Mountains (Andrews et al, 2020); (c) lake sediment records: Lake Zeribar (Stevens et al, 2001), Lake Mirabad (Stevens et al, 2006); (d) flood variabilities in southern Alps associated with the North Atlantic Oscillation (NAO) (Wirth et al, 2013); (e) summer insolation curves (June-August) for 30°N (Berger et al, 1991) and Qunf Cave stalagmite δ18O records from southern Oman (Fleitmann et al, 2003)

西亚地区湖泊沉积物碳酸盐δ18O记录的解释也面临类似的挑战。全新世期间湖泊沉积物δ18O记录与石笋δ18O记录呈相似趋势(图3b、c)(Stevens et al, 2001, 2006; Dean et al, 2018)。湖泊碳酸盐δ18O的长期变化通常被解释为湖泊盐度和蒸发量的变化, 表明湖泊δ18O记录可以作为有效湿度(降雨量与蒸发量平衡)的指标(Jones et al, 2008)。扎格罗斯山地区湖泊次生碳酸盐δ18O记录与孢粉组合、植物宏体化石及微量元素比值(例如Sr/Ca)等指标存在显著分歧(Stevens et al, 2001, 2006; Wasylikowa et al, 2006; Jones et al, 2008)。为协调橡树孢粉丰度、碳酸盐δ18O和微量元素三种指标记录, Stevens 等(2001, 2006)将伊朗两个湖泊沉积物碳酸盐的δ18O变化解释为季节性降雨贡献: δ18O低值代表冬季降雨量贡献增加, 而δ18O高值则代表春季降雨量增加。类似地, Dean 等(2018)对土耳其Eski Acigöl湖δ18O记录进行研究时指出, 碳酸盐δ18O变化同时受控于季节变化和有效湿度的变化。地中海东部死海和Yammouneh湖的地球化学研究指出: 源区东地中海海水δ18O变化可能影响黎凡特地区全新世湖泊沉积物碳酸盐δ18O变化(Kolodny et al, 2005; Develle et al, 2010), 这与Cheng 等(2015)的解释类似。而Develle 等(2010)则认为, 黎巴嫩Yammouneh湖泊δ18O组成的变化会同时受到有效湿度和水汽源区δ18O组成变化的影响。

4 西亚全新世水文气候变化的可能模式

通过第3部分对西亚已发表的古水文记录指标可靠性的讨论, 认为西亚地区孢粉组合总体上反映区域的湿度变化。土耳其西南部Gölhisar湖(Eastwood et al, 2007)和扎格罗斯山脉地区Van湖(Wick et al, 2003)、Urmia湖(Bottema, 1986)、Zeribar湖(Stevens et al, 2001)、Mirabad湖(Stevens et al, 2006)和Haishilan湿地(Safaierad et al, 2023)全新世孢粉记录都显示6.5cal ka BP之后西亚地区橡树林显著扩张, 指示西亚地区早全新世水文气候干旱而中晚全新世气候更湿润。
前人研究表明西亚地区早全新世干旱, 中晚全新世湿润的气候变化模式受控于夏季副热带高压盛行下沉气流。Stevens 等(2001, 2006)、Tzedakis (2007)和Djamali 等(2010)认为全新世早期扎格罗斯山脉地区的干旱气候是由于该地区初春时期存在一个稳定且相对较强的高压系统, 这一高压系统与印度季风和热带辐合带(ITCZ)相伴生。全新世早期北半球夏季太阳辐射增强导致陆地与海洋温度差异增大, 夏季风强度增强, ITCZ向北移动(图3e) (Fleitmann et al, 2003, 2007), ITCZ以北的高压脊迁移到了扎格罗斯山地区。这一高压系统会减少甚至完全阻止春季降雨, 延长夏季干旱的持续时间并加剧干旱化程度(Tzedakis, 2007)。随着全新世中期太阳辐射的减弱, ITCZ向南撤退和夏季风强度减弱, 相应的扎格罗斯地区高压系统的减弱, 可能增加该地区风暴发生的频率, 重新建立冬-春季降雨模式。这一机制也得到“季风-沙漠机制”理论支持, 即: 热带季风区增强的上升气流伴随着副热带地区强烈的下沉气流, 从而导致副热带地区气候更干旱(Rodwell et al, 2001)。故西亚地区早全新世春季降雨减少, 气候干旱加剧, 中晚全新世以冬-春降雨为主, 气候条件变湿润。
此外, 综合对比全新世印度夏季风的演化模式, 发现随着夏季太阳辐射减弱, 印度夏季降雨持续减弱(图3e) (Fleitmann et al, 2003, 2007)。而西亚地区孢粉记录重建的有效湿度(西风降水)中晚全新世(6.5cal ka BP)以来逐渐增强。推断西亚地区全新世千年尺度气候条件模式与夏季太阳辐射主导的西风带强度和位置密切相关。早全新世夏季太阳辐射增强对应于较高表面温度, 驱动西风环流向北移动(图3d) (Wirth et al, 2013), 导致西亚地区西风带水汽输送减弱, 气候条件干旱(图4a)。模拟结果也表明此时西风带位置在扎格罗斯山脉北部, 无法将西风水汽输送至西亚地区(Sharifi et al, 2018)。晚全新世夏季太阳辐射减弱对应于较低表面温度, 驱动西风环流带向南移动, 增强西亚地区水汽输送, 气候条件湿润(图4b)。此外, 全新世以来北大西洋涛动(North Atlantic Oscillation, NAO)由正位相向负位相转变(Wirth et al, 2013; Chen et al, 2016)。全新世西亚地区和印度夏季风区反相位的气候模式是全球大气环流系统向南迁移的结果: 全新世期间随着夏季太阳辐射减弱, ITCZ向南迁移, 哈德利环流收缩, 也伴随着西风带向南迁移, 导致冷期冬季环流持续时间延长, 影响程度增强, 西风水汽输送也增多。
图4 早全新世(a)、晚全新世(b)西亚大气环流和水文气候系统演变模型

红色阴影区表示副热带高压; 粉色虚线代表ITCZ边界位置, 蓝色虚线代表地中海冬季降雨带边界位置; 灰蓝色箭头表示夏季淡水输入量(与东地中海δ18O组成相关); 蓝色箭头表示冬季西风带强度和位置, 粉色箭头表示印度夏季风强度和位置

Fig. 4 Schematic models of atmospheric circulation evolution and hydroclimatic system in West Asia during the early Holocene (a) and late Holocene (b). The red shaded area indicates the subtropical high; the pink and blue dashed lines represent the boundary positions of the ITCZ and Mediterranean winter precipitation belt, respectively; the grey-blueish arrows indicate the summer freshwater runoff amount (associated with the δ18O value in the eastern Mediterranean); blue and pink arrows denote the intensity and location of westerlies and Indian summer monsoon, respectively

从第3部分讨论可知, 湖泊次生碳酸盐和石笋δ18O记录除受降雨量影响外, 还受水汽源区同位素分馏的影响。东地中海海水δ18O组成变化可以通过大气环流影响石笋和湖泊次生碳酸盐δ18O组成变化(Cheng et al, 2015)。Hennekam 等(2014)认为东地中海海水δ18O组成变化在很大程度上是由尼罗河流量、北非淡水径流以及东地中海降水量变化所调控。而尼罗河流量、北非淡水径流与夏季太阳辐射主导的低纬度非洲季风以及印度季风关系密切。早全新世夏季太阳辐射升高, 热带辐合带(ITCZ)向北迁移, 对应夏季风降雨增强, 东非尼罗河流域的降水量增加, 导致更多轻δ18O组成的夏季风降雨进入地中海(图4a)。同时ITCZ位置向北移动至撒哈拉中部流域(~21°N)时, 会提高北非淡水径流量, 流入地中海的淡水增多, 进一步导致东地中海海水δ18O值降低, 故该时期石笋和湖泊沉积物δ18O记录偏轻(图4b)。

5 结论和展望

1)西亚干旱区的孢粉记录指示全新世气候持续湿润的趋势。而石笋和湖泊次生碳酸盐δ18O记录了西亚地区全新世气候条件持续干旱的趋势。综合对比已有的古水文记录认为: 西亚地区的孢粉记录能够反映区域的湿度变化; 在百年至千年时间尺度上, 石笋和湖泊沉积物δ18O变化主要受水汽源区δ18O组成影响。
2)整合西亚诸多古水文记录后, 提出了新的西亚全新世大气环流、水文循环演化模式。早全新世夏季太阳辐射增强对应较高表面温度, 驱动西风环流向北移动, 导致西亚地区西风水汽输送减少, 气候干旱加剧。然而东非季风区降雨增加导致尼罗河等河流入海水量增大, 从而引起地中海海水δ18O组成负偏, 受水汽源区δ18O变化影响, 西亚地区降水δ18O记录趋于负偏。晚全新世则呈现相反的特征。
3)目前的古气候研究主要集中在西亚扎格罗斯山脉地区, 对西亚东南部地区研究较为缺乏。这阻碍了对西亚半干旱地区气候变化时空特征的深入理解。此外, 西亚半干旱地区缺乏高分辨率、覆盖全新世的古气候记录序列。同时, 无论是西亚还是中亚干旱区对理解水文气候变化至关重要的温度重建研究仍存在不足(Zhang et al, 2018b; Rao et al, 2019)。通过解决这些问题, 可以帮助加深对亚洲旱地水文气候和环境变化的理解, 为环境脆弱地区应对未来全球变化提供科学依据。

参考文献

原文顺序 | 文献年度倒序 | 文中引用次数倒序
[1]
ALMOGI-LABIN A, BAR-MATTHEWS M, SHRIKI D, et al, 2009. Climatic variability during the last -90 ka of the southern and northern Levantine Basin as evident from marine records and speleothems[J]. Quaternary Science Reviews, 28(25-26): 2882-2896.

DOI

[2]
ANDREWS J E, CAROLIN S A, PECKOVER E N, et al, 2020. Holocene stable isotope record of insolation and rapid climate change in a stalagmite from the Zagros of Iran[J]. Quaternary Science Reviews, 241: 106433.

DOI

[3]
ARAGUÁS-ARAGUÁS L, FROEHLICH K, ROZANSKI K, 1998. Stable isotope composition of precipitation over Southeast Asia[J]. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 103(D22): 28721-28742.

DOI

[4]
ASOUTI E, KABUKCU C, 2014. Holocene semi-arid oak woodlands in the Irano-Anatolian region of Southwest Asia: natural or anthropogenic?[J]. Quaternary Science Reviews, 90: 158-182.

DOI

[5]
BALDINI J U L, MCDERMOTT F, FAIRCHILD I J, 2006. Spatial variability in cave drip water hydrochemistry: Implications for stalagmite paleoclimate records[J]. Chemical Geology, 235(3-4): 390-404.

DOI

[6]
BARUCH U, 1999. A new pollen diagram from Lake Hula. Vegetational, climatic and anthropogenic implications[M]//KAWANABE H, COULTER G W, ROOSEVELT A C. Ancient lakes. their cultural and biological diversity. Gent: Kenobi productions: 75-86.

[7]
BAR-MATTHEWS M, AYALON A, 2011. Mid-Holocene climate variations revealed by high-resolution speleothem records from Soreq Cave, Israel and their correlation with cultural changes[J]. The Holocene, 21(1): 163-171.

DOI

[8]
BAR-MATTHEWS M, AYALON A, GILMOUR M, et al, 2003. Sea-land oxygen isotopic relationships from planktonic foraminifera and speleothems in the Eastern Mediterranean region and their implication for paleorainfall during interglacial intervals[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 67(17): 3181-3199.

DOI

[9]
BAR-MATTHEWS M, AYALON A, KAUFMAN A, 1997. Late Quaternary paleoclimate in the eastern Mediterranean region from stable isotope analysis of speleothems at Soreq Cave, Israel[J]. Quaternary Research, 47(2): 155-168.

DOI

[10]
BEFFA G, PEDROTTA T, COLOMBAROLI D, et al, 2016. Vegetation and fire history of coastal north-eastern Sardinia (Italy) under changing Holocene climates and land use[J]. Vegetation History and Archaeobotany, 25: 271-289.

DOI

[11]
BERGER A, LOUTRE M F, 1991. Insolation values for the climate of the last 10 million years[J]. Quaternary Science Reviews, 10(4): 297-317.

DOI

[12]
BOTTEMA S, 1986. A late quaternary pollen diagram from Lake Urmia (Northwestern Iran)[J]. Review of Palaeobotany and Palynology, 47(3-4): 241-261.

DOI

[13]
BURSTYN Y, MARTRAT B, LOPEZ J F, et al, 2019. Speleothems from the Middle East: an example of water limited environments in the SISAL database[J]. Quaternary, 2(2):16.

DOI

[14]
CHARLES M, PESSIN H, HALD M M, 2010. Tolerating change at Late Chalcolithic Tell Brak: responses of an early urban society to an uncertain climate[J]. Environmental Archaeology, 15(2): 183-198.

DOI

[15]
CHEN FAHU, JIA JIA, CHEN JIANHUI, et al, 2016. A persistent Holocene wetting trend in arid central Asia, with wettest conditions in the late Holocene, revealed by multi-proxy analyses of loess-paleosol sequences in Xinjiang, China[J]. Quaternary Science Reviews, 146: 134-146.

DOI

[16]
CHEN SHENGQIAN, CHEN JIANHUI, DING GUOQIANG, et al, 2024. Dipole pattern of Holocene hydroclimate variations across the Asian drylands: critical evidence from west Asia[J]. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 129(7): e2023JD039413.

[17]
CHENG H, SINHA A, VERHEYDEN S, et al, 2015. The climate variability in northern Levant over the past 20, 000 years[J]. Geophysical Research Letters, 42(20): 8641-8650.

DOI

[18]
CHENG HAI, SPÖTL C, BREITENBACH S F M, et al, 2016. Climate variations of Central Asia on orbital to millennial timescales[J]. Scientific Reports, 6: 36975.

DOI

[19]
CLARKE J, BROOKS N, BANNING E B, et al, 2016. Climatic changes and social transformations in the Near East and North Africa during the ‘long’ 4th millennium BC: a comparative study of environmental and archaeological evidence[J]. Quaternary Science Reviews, 136: 96-121.

DOI

[20]
DEAN J R, JONES M D, LENG M J, et al, 2015. Eastern Mediterranean hydroclimate over the late glacial and Holocene, reconstructed from the sediments of Nar lake, central Turkey, using stable isotopes and carbonate mineralogy[J]. Quaternary Science Reviews, 124: 162-174.

DOI

[21]
DEAN J R, JONES M D, LENG M J, et al, 2018. Seasonality of Holocene hydroclimate in the Eastern Mediterranean reconstructed using the oxygen isotope composition of carbonates and diatoms from Lake Nar, central Turkey[J]. The Holocene, 28(2): 267-276.

DOI

[22]
DEVELLE A L, HERREROS J, VIDAL L, et al, 2010. Controlling factors on a paleo-lake oxygen isotope record (Yammoûneh, Lebanon) since the Last Glacial Maximum[J]. Quaternary Science Reviews, 29(7-8): 865-886.

DOI

[23]
DJAMALI M, AKHANI H, ANDRIEU-PONEL V, et al, 2010. Indian Summer Monsoon variations could have affected the early-Holocene woodland expansion in the Near East[J]. The Holocene, 20(5): 813-820.

DOI

[24]
DJAMALI M, BREWER S, BRECKLE S W, et al, 2012. Climatic determinism in phytogeographic regionalization: a test from the Irano-Turanian region, SW and Central Asia[J]. Flora - Morphology, Distribution, Functional Ecology of Plants, 207(4): 237-249.

[25]
EASTWOOD W J, LENG M J, ROBERTS N, et al, 2007. Holocene climate change in the eastern Mediterranean region: a comparison of stable isotope and pollen data from Lake Gölhisar, southwest Turkey[J]. Journal of Quaternary Science, 22(4): 327-341.

DOI

[26]
ESSALLAMI L, SICRE M A, KALLEL N, et al, 2007. Hydrological changes in the Mediterranean Sea over the last 30,000 years[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 8(7): 2007GC001587.

[27]
EVANS J P, SMITH R B, 2006. Water vapor transport and the production of precipitation in the eastern Fertile Crescent[J]. Journal of Hydrometeorology, 7(6): 1295-1307.

DOI

[28]
FAIRCHILD I J, BORSATO A, TOOTH A F, et al, 2000. Controls on trace element (Sr-Mg) compositions of carbonate cave waters: implications for speleothem climatic records[J]. Chemical Geology, 166(3-4): 255-269.

DOI

[29]
FAIRCHILD I J, TREBLE P C, 2009. Trace elements in speleothems as recorders of environmental change[J]. Quaternary Science Reviews, 28(5-6): 449-468.

DOI

[30]
FLEITMANN D, BURNS S J, MANGINI A, et al, 2007. Holocene ITCZ and Indian monsoon dynamics recorded in stalagmites from Oman and Yemen (Socotra)[J]. Quaternary Science Reviews, 26(1-2): 170-188.

DOI

[31]
FLEITMANN D, BURNS S J, MUDELSEE M, et al, 2003. Holocene forcing of the Indian monsoon recorded in a stalagmite from southern Oman[J]. Science, 300(5626): 1737-1739.

DOI PMID

[32]
FLOHR P, FLEITMANN D, ZORITA E, et al, 2017. Late Holocene droughts in the Fertile Crescent recorded in a speleothem from northern Iraq[J]. Geophysical Research Letters, 44(3): 1528-1536.

DOI

[33]
FRUMKIN A, FORD D C, SCHWARCZ H P, 1999. Continental oxygen isotopic record of the last 170,000 years in Jerusalem[J]. Quaternary Research, 51(3): 317-327.

DOI

[34]
GAMBIN B, ANDRIEU-PONEL V, MÉDAIL F, et al, 2016. 7300 years of vegetation history and climate for NW Malta: a Holocene perspective[J]. Climate of the Past, 12(2): 273-297.

DOI

[35]
GRANT K M, ROHLING E J, BAR-MATTHEWS M, et al, 2012. Rapid coupling between ice volume and polar temperature over the past 150, 000 years[J]. Nature, 491(7426): 744-747.

DOI

[36]
HAJAR L, KHATER C, CHEDDADI R, 2008. Vegetation changes during the late Pleistocene and Holocene in Lebanon: a pollen record from the Bekaa Valley[J]. The Holocene, 18(7): 1089-1099.

DOI

[37]
HENNEKAM R, DONDERS T H, ZWIEP K, et al, 2015. Integral view of Holocene precipitation and vegetation changes in the Nile catchment area as inferred from its delta sediments[J]. Quaternary Science Reviews, 130: 189-199.

DOI

[38]
HENNEKAM R, JILBERT T, SCHNETGER B, et al, 2014. Solar forcing of Nile discharge and sapropel S1 formation in the early to middle Holocene eastern Mediterranean[J]. Paleoceanography, 29(5): 343-356.

DOI

[39]
HEYDARIZAD M, RAEISI E, SORÍ R, et al, 2019. Developing meteoric water lines for Iran based on air masses and moisture sources[J]. Water, 11(11): 2359.

[40]
JONES M D, 2013. Key questions regarding the paleoenvironment of Iran[M/OL]//POTTS D T. The Oxford Handbook of Ancient Iran: 17-28 [2025-03-01]. https://doi.org/10.1093/oxfordhb/9780199733309.001.0001.

[41]
JONES M D, ABU-JABER N, ALSHDAIFAT A, et al, 2019. 20,000 years of societal vulnerability and adaptation to climate change in southwest Asia[J]. Wiley Interdisciplinary Reviews: Water, 6(2): e1330.

[42]
JONES M D, NEIL ROBERTS C, 2008. Interpreting lake isotope records of Holocene environmental change in the Eastern Mediterranean[J]. Quaternary International, 181(1): 32-38.

DOI

[43]
JONES M D, ROBERTS C N, LENG M J, 2007. Quantifying climatic change through the last glacial-interglacial transition based on lake isotope palaeohydrology from central Turkey[J]. Quaternary Research, 67(3): 463-473.

DOI

[44]
KOLODNY Y, STEIN M, MACHLUS M, 2005. Sea-rain-lake relation in the Last Glacial East Mediterranean revealed by δ18O-δ13C in Lake Lisan aragonites[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 69(16): 4045-4060.

DOI

[45]
LEMCKE G, STURM M, 1997. δ18O and trace element measurements as proxy for the reconstruction of climate changes at Lake Van (Turkey): preliminary results[C]// DALFES H N, KUKLA G, WEISS H. Third millennium BC climate change and Old World collapse. Berlin, Heidelberg: Springer Berlin Heidelberg: 653-678.

[46]
LENG M J, MARSHALL J D, 2004. Palaeoclimate interpretation of stable isotope data from lake sediment archives[J]. Quaternary Science Reviews, 23(7-8): 811-831.

DOI

[47]
MADJIDZADEH Y, 2003. Jiroft: The earliest oriental civilization[M]. Tehran: Ministry of Culture and Islamic Guidance, Printing and Publishing Organization, Cultural Heritage Organization.

[48]
MATTHEWS R, NASHLI H F, 2022. The Archaeology of Iran from the Palaeolithic to the Achaemenid Empire[M]. London: Routledge.

[49]
MEGARD R O, 1967. Late-Quaternary Cladocera of Lake Zeribar Western Iran[J]. Ecology, 48(2): 179-189.

DOI

[50]
PANTALÉON-CANO J, YLL E I, PÉREZ-OBIOL R, et al, 2003. Palynological evidence for vegetational history in semi-arid areas of the western Mediterranean (Almería, Spain)[J]. The Holocene, 13(1): 109-119.

DOI

[51]
RAO ZHIGUO, HUANG CHAO, XIE LUHUA, et al, 2019. Long-term summer warming trend during the Holocene in central Asia indicated by alpine peat α-cellulose δ13C record[J]. Quaternary Science Reviews, 203: 56-67.

DOI

[52]
ROBERTS N, 2002. Did prehistoric landscape management retard the post-glacial spread of woodland in Southwest Asia?[J]. Antiquity, 76(294): 1002-1010.

DOI

[53]
ROBERTS N, ALLCOCK S L, ARNAUD F, et al, 2016. A tale of two lakes: a multi-proxy comparison of Lateglacial and Holocene environmental change in Cappadocia, Turkey[J]. Journal of Quaternary Science, 31: 348-362.

DOI

[54]
ROBERTS N, REED J M, LENG M J, et al, 2001. The tempo of Holocene climatic change in the eastern Mediterranean region: new high-resolution crater-lake sediment data from central Turkey[J]. The Holocene, 11(6): 721-736.

DOI

[55]
ROBERTS N, WOODBRIDGE J, BEVAN A, et al, 2018. Human responses and non-responses to climatic variations during the last Glacial-Interglacial transition in the eastern Mediterranean[J]. Quaternary Science Reviews, 184: 47-67.

DOI

[56]
RODWELL M J, HOSKINS B J, 2001. Subtropical anticyclones and summer monsoons[J]. Journal of Climate, 14(15): 3192-3211.

DOI

[57]
ROHLING E J, MARINO G, GRANT K M, 2015. Mediterranean climate and oceanography, and the periodic development of anoxic events (sapropels)[J]. Earth-Science Reviews, 143: 62-97.

DOI

[58]
ROSSIGNOL-STRICK M, 1995. Sea-land correlation of pollen records in the Eastern Mediterranean for the glacial-interglacial transition: Biostratigraphy versus radiometric time-scale[J]. Quaternary Science Reviews, 14(9): 893-915.

DOI

[59]
SAARONI H, HALFON N, ZIV B, et al, 2010. Links between the rainfall regime in Israel and location and intensity of Cyprus lows[J]. International Journal of Climatology, 30(7): 1014-1025.

DOI

[60]
SADORI L, NARCISI B, 2001. The Postglacial record of environmental history from Lago di Pergusa, Sicily[J]. The Holocene, 11(6): 655-671.

DOI

[61]
SAFAIERAD R, MATTHEWS R, DUPONT L, et al, 2023. Vegetation and climate dynamics at the dawn of human settlement: multiproxy palaeoenvironmental evidence from the Hashilan Wetland, western Iran[J]. Journal of Quaternary Science, 38(8): 1289-1304.

DOI

[62]
SHARIFI A, MURPHY L N, POURMAND A, et al, 2018. Early-Holocene greening of the Afro-Asian dust belt changed sources of mineral dust in West Asia[J]. Earth and Planetary Science Letters, 481: 30-40.

DOI

[63]
SHARIFI A, POURMAND A, CANUEL E A, et al, 2015. Abrupt climate variability since the last deglaciation based on a high-resolution, multi-proxy peat record from NW Iran: The hand that rocked the Cradle of Civilization?[J]. Quaternary Science Reviews, 123: 215-230.

DOI

[64]
SINHA A, KATHAYAT G, WEISS H, et al, 2019. Role of climate in the rise and fall of the Neo-Assyrian Empire[J]. Science Advances, 5(11): eaax6656.

[65]
SORG A, BOLCH T, STOFFEL M, et al, 2012. Climate change impacts on glaciers and runoff in Tien Shan (Central Asia)[J]. Nature Climate Change, 2(10): 725-731.

DOI

[66]
STAUBWASSER M, SIROCKO F, GROOTES P M, et al, 2003. Climate change at the 4.2 ka BP termination of the Indus valley Civilization and Holocene south Asian monsoon variability[J]. Geophysical Research Letters, 30(8): 2002GL016822.

[67]
STEVENS L R, ITO E, SCHWALB A, et al, 2006. Timing of atmospheric precipitation in the Zagros Mountains inferred from a multi-proxy record from Lake Mirabad, Iran[J]. Quaternary Research, 66(3): 494-500.

DOI

[68]
STEVENS L R, WRIGHT H E JR, ITO E, 2001. Proposed changes in seasonality of climate during the Lateglacial and Holocene at Lake Zeribar, Iran[J]. The Holocene, 11(6): 747-755.

DOI

[69]
TINNER W, VAN LEEUWEN J F N, COLOMBAROLI D, et al, 2009. Holocene environmental and climatic changes at Gorgo Basso, a coastal lake in southern Sicily, Italy[J]. Quaternary Science Reviews, 28(15-16): 1498-1510.

DOI

[70]
TORFSTEIN A, GOLDSTEIN S L, STEIN M, et al, 2013. Impacts of abrupt climate changes in the Levant from Last Glacial Dead Sea levels[J]. Quaternary Science Reviews, 69: 1-7.

DOI

[71]
TZEDAKIS P C, 2007. Seven ambiguities in the Mediterranean palaeoenvironmental narrative[J]. Quaternary Science Reviews, 26(17-18): 2042-2066.

DOI

[72]
VAN VUGT L, GOBET E, MORALES-MOLINO C, et al, 2025. Changes in climate drove vegetation and land use dynamics at the onset of farming in Europe[J]. Quaternary Research, 124: 76-93.

DOI

[73]
VAN ZEIST W, BOTTEMA S, 1991. Late quaternary vegetation of the Near East[M]//Beihefte zum Tubinger Atlas des Vorderen Orients. Reihe A. Wiesbaden: Dr Ludwig Reichert Verlag, 18: 1-156.

[74]
VAN ZEIST W, BOTTEMA S, 1977. Palynological investigations in western Iran[J]. Palaeohistoria, 19: 19-85.

[75]
VAN ZEIST W, WRIGHT H E JR, 1963. Preliminary pollen studies at Lake Zeribar, Zagros Mountains, southwestern Iran[J]. Science, 140(3562): 65-67.

PMID

[76]
WASYLIKOWA K, 2005. Palaeoecology of Lake Zeribar, Iran, in the Pleniglacial, Lateglacial and Holocene, reconstructed from plant macrofossils[J]. The Holocene, 15(5): 720-735.

DOI

[77]
WASYLIKOWA K, WITKOWSKI A, WALANUS A, et al, 2006. Palaeolimnology of Lake Zeribar, Iran, and its climatic implications[J]. Quaternary Research, 66(3): 477-493.

DOI

[78]
WEISS H, COURTY, M A, WETTERSTROM W, et al, 1993. The genesis and collapse of third millennium North Mesopotamian Civilization[J]. Science, 261(5124): 995-1004.

PMID

[79]
WERNER M, LANGEBROEK P M, CARLSEN T, et al, 2011. Stable water isotopes in the ECHAM5 general circulation model: Toward high-resolution isotope modeling on a global scale[J]. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 116: D15109.

DOI

[80]
WICK L, LEMCKE G, STURM M, 2003. Evidence of Lateglacial and Holocene climatic change and human impact in eastern Anatolia: high-resolution pollen, charcoal, isotopic and geochemical records from the laminated sediments of Lake Van, Turkey[J]. The Holocene, 13(5): 665-675.

DOI

[81]
WIRTH S B, GLUR L, GILLI A, et al, 2013. Holocene flood frequency across the Central Alps - solar forcing and evidence for variations in North Atlantic atmospheric circulation[J]. Quaternary Science Reviews, 80: 112-128.

DOI

[82]
WOLDRING H, BOTTEMA S, 2003. The vegetation history of East-Central Anatolia in relation to archaeology: the Eski Acıgöl pollen evidence compared with the Near Eastern environment[J]. Palaeohistoria, 43/44: 1-34.

[83]
WURTSBAUGH W A, MILLER C, NULL S E, et al, 2017. Decline of the world’s saline lakes[J]. Nature Geoscience, 10(11): 816-821.

DOI

[84]
XUE GANG, CAI YANJUN, LU YANBIN, et al, 2021. Speleothem-based hydroclimate reconstructions during the penultimate deglaciation in northern China[J]. Paleoceanography and Paleoclimatology, 36(4): e2020PA004072.

[85]
YASUDA Y, KITAGAWA H, NAKAGAWA T, 2000. The earliest record of major anthropogenic deforestation in the Ghab Valley, northwest Syria: a palynological study[J]. Quaternary International, 73-74: 127-136.

DOI

[86]
ZHANG HONGBIN, GRIFFITHS M L, CHIANG J C H, et al, 2018a. East Asian hydroclimate modulated by the position of the westerlies during Termination I[J]. Science, 362(6414): 580-583.

DOI

[87]
ZHANG DONGLIANG, FENG ZHAODONG, 2018b. Holocene climate variations in the Altai Mountains and the surrounding areas: a synthesis of pollen records[J]. Earth-Science Reviews, 185: 847-869.

DOI

[88]
ZOHARY M, 1973. Geobotanical foundations of the Middle East[M]. Lisse: Swets & Zeitlinger.

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