二氧化碳是蔬菜作物光合作用的主要原料。日光温室的夜间是二氧化碳积累过程，植物、土壤微生物呼吸和有机物分解都是二氧化碳主要来源。在一个大量施用有机肥的温室里，次日早晨空气中二氧化碳的浓度可以达到1500～2300克/米。揭苫后作物开始光合作用，二氧化碳被逐渐消耗。实测表明，在这样的温室里，11时左右二氧化碳浓度仍可保持700克/米左右，远高于自然界300克/米的水平，一般也不会出现二氧化碳饥饿。所以，施肥充足的日光温室没有通风补充二氧化碳之说。

图14是河南农业大学园艺系测得的黄瓜日光温室内CO2浓度日变化图。上午揭帘时，温室内CO2浓度超过600微升/升，比外界大气中的CO2浓度高，揭帘后，由于作物（黄瓜）的igPZIglVjN光合作用，CO2浓度急剧下降，至13时达最低，仅215微升/升，仅为外界大气中CO2浓度的60%，通风后CO2浓度逐渐上升，由此可知日光温室内CO2浓度在一日中白天的大部分时间低于外界大气，呈亏缺状况。

图14 日光温室内CO2浓度日变化

无论在沉积物中，还是在土壤中，SiO2都是一种最为常见和含量最高的成分，通常都可达到40%以上，但在碳酸盐岩中含量很低。在SiO2含量的气候指示意义方面，过去主要论述的是土壤或黄土层中的变化（刘东生等，1985；文启中，1989；孙建中等，1991；张宗祜，1994；刁桂仪等，1997），大量的研究表明，气候越是温暖湿润，土壤中SiO2含量就越高，如黄土高原黄土层中的古土壤SiO2含量达60%～70%（刘东生等，1985；孙建中等，1991），云南元谋盆地的红土（风化壳）平均含量为74.33%（张宗祜，1994）。而对河湖相沉积物论述较少，通常都采用与其他氧化物的比值，如硅铝率（SiO2/Al2O3）、硅铁率（SiO2/Fe2O3）等，来讨论古气候的变化（曹伯勋，1995）。

SiO2是一种难迁移的物质，在地表的元素迁移系列中处于难迁移系列。沉积物中的SiO2主要包括两个方面的来源：一是以碎屑颗粒搬运沉积下来的石英碎屑及其他硅酸盐矿物碎屑；二是以胶体或粘土矿物搬运并沉积下来的物质。就第一种物质来源而言，石英碎屑颗粒在地表的环境中是非常稳定的，而硅酸盐矿物相对比较容易分解掉（戎秋涛等，1989），尤其是暗色矿物，如橄榄石、辉石、角闪石等，因此，在炎热湿润的气候条件下，在沉积物的碎屑颗粒中石英是比较富集的，使沉积物的成熟度增加，而其他不稳定矿物被分解使其含量减少，所以可使沉积物中的SiO2含量增加。胶体SiO2的主要来源是原岩在风化过程中被分解淋滤出来的。被分解和淋滤SiO2的多少也是受气候的影响。在湿润炎热的气候中，不仅化学反应强烈，而且生物也比较茂盛，这就加强了化学风化作用。强烈的化学风化作用使大量的硅酸盐矿物被分解，形成一些粘土矿物和SiO2胶体，由于降雨量充沛，被淋滤出来的胶体以及被搬运的粘土矿物就比较多，当然同时也有大量的易溶物质被搬运，如Ca、Na、K等，但这部分物质在湿润气候区湖泊和河流环境中不易发生沉积，而SiO2胶体和粘土矿物则较它们易沉积（戎秋涛等，1989）。而在干冷的气候条件下，化学风化作用比较弱，主要以物理风化作用为主，因此，被分解的硅酸盐矿物就要少些，而一些易溶成分分解进入水体沉积，从而降低SiO2在沉积物中的含量。对现代的土壤研究表明（中国科学院南京土壤研究所，1978），在炎热湿润的气候条件下，砖红壤、红壤中的硅的迁移量均达40%～70%，而温带和寒带的硅迁移量就低些。这说明土壤中的硅迁移量是与气候有关的，换句话说气候影响沉积物中的硅含量。

从上面的分析不难看出，沉积物中SiO2含量变化是受气候影响的。如果不考虑原岩的变化，那么沉积物中SiO2含量越高，指示当时的气候越温暖湿润，而气候越是干冷，其含量就越低。SiO2含量的高低将会影响硅铝率、硅铁率的变化。依据对土壤的研究，该值越高显示越为干冷的气候，反之，气候就越温暖湿润（曹伯勋，1995）。但根据笔者对多个地区沉积物中氧化物的研究，情况比较复杂，对于这个问题将在下面的氧化物含量比值一节中讨论。

笔者从ZK9孔获取了145个样品，分析其SiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO和CaCO3（表3-1），并将各种氧化物含量绘制成变化曲线（图3-1）。从图3-1中可以看出，ZK9孔中的几种氧化物含量变化还比较明显，显示了黄河源区的气候波动。

表3-1 ZK9孔氧化物含量　Table3-1 Showing the oxide contents of the ZK9 core

续表

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在ZK9孔中，根据SiO2含量变化特征，大致可划分为3段。第一段为钻孔的底部到第37层，除近底部外，总体上SiO2含量偏低，最高为67.53%，最低为56.24%，平均值为61.09%，且比较稳定，没有较大幅度的波动；第二段从第36层到第19层，与第一段不同，不仅SiO2igPZIglVjN含量高，平均值达65.90%，而且存在较大幅度的波动，最高值达73.89%，而最低值仅为53.08%，比第一段中的最低值还低，尤其是该段的上部，SiO2含量是整个钻孔最高的层段，其中第21层到第19层最高，最低含量都不低于62%；第三段从第18层到钻孔的顶部，是该钻孔SiO2含量最低的层段，比第一段还要低，平均含量仅有51.69%，最高值也只有62.72%，而最低值为45.84%，尤其从第10层到剖面的顶部，基本上含量都低于51%。这些变化特征在图3-1中可清晰地显示出来。

SiO2含量除了具有3段变化特征外，而在每一段内部还存在着次一级的波动，根据波动特征可划分出若干个阶段（表3-2），并与深海沉积物氧同位素阶段对比（图3-2）。除个别层段外，ZK9孔的SiO2含量与深海沉积物igPZIglVjN的氧同位素具有良好的对应关系（表3-2，图3-2），基本上是SiO2含量高的层位对应于深海沉积物氧同位素的奇数阶段，而含量低的层位与偶数阶段对比。

图3-1 ZK9孔氧化物含量变化曲线

Fig.3-1 A diagram of the oxide contents of the ZK9 core

表3-2 ZK9孔SiO2氧化物含量阶段划分　Table3-2 Stage subdivision of the oxide contents of the ZK9 core

注：氧化物的阶段划分与深海沉积物氧同位素阶段是对应的，气候阶段的划分也是对应于深海沉积物氧同位素阶段，下同。

在整个钻孔中，有几个层位的SiO2含量是值得讨论的，变化比较大，它们显示了黄河源区的气候变迁。在钻孔的底部，从第48层到第44层，也就是湖泊发展的初期，SiO2的含量比较高（表3-2，图3-1）。这表明在阿涌哇玛错形成的初期，黄河源区的气候比较温暖湿润，这也符合湖泊形成的规律。

从第35层的上部到第36层，SiO2含量比较高，都在65%以上，而且波动不大，这一层可与深海氧同位素的第9阶段对比，表明当时的气候比较温暖。在岩性方面为粘土层，偶含细砾石。在其之上，就出现了含泥的角砾层（第33层），而且SiO2含量也降低了（58.73%），表明气候变得寒冷，对应于深海沉积物氧同位素的第8阶段。

在第32层至第24日夏养花网层之间，SiO2含量的波动很大（表3-1，图3-1），从56.67%到73.89%变化，但总体上比较高，基本上达66.90%。相对来说，下部（第32～27层）的SiO2含量要低一些（64.76%），而上部要高一些（66.90%）。它们分别可以与深海氧同位素的第7阶段对比（图3-2）。

第23层至第22层，是该钻孔SiO2含量比较低的层段（图3-1，表3-2），仅次于钻孔的上部，平均含量为57.92%，最高者也只有62.26%，而且第23层为含泥的角砾层。根据年代学的资料，它可与深海氧同位素的第6阶段对比（图3-2）。

图3-2 ZK9孔氧化物含量曲线与深海沉积物氧同位素和黄土高原黄土-古土壤序列对比

Fig.3-2 Curves of the oxide contents of the ZK9 core correlated to the deep sea 18O stages and loess-paleosol sequences of the Chinese Loess Plateau

ZK9钻孔SiO2含量最高的层段是第21层到第19层（图3-1，表3-2），平均含量达68.06%，最低者也高于62%，而且整个层段的SiO2含量都比较稳定。该层位可与深海沉积物氧同位素的第5阶段对比（图3-2），气候温暖湿润。

第18层至第17层，开始时SiO2含量低（47.36%），然后存在一个升高的样（62.72%），但该层的上部，样品的SiO2含量都较低（47.78%～45.84%）。该层的平均含量为51.14%（表3-2）。根据年代学的资料，该层段可与深海沉积物氧同位素的第4阶段对比（图3-2）。

在第16层至第3层，SiO2含量有个升高的过程，平均达54.12%（图3-1），可与深海沉积物氧同位素第3阶段的早期对比（图3-2）。不过在该阶段，SiO2含量的波动还是较大，说明气候的不稳定性。

第2层，总体上SiO2含量都比较低，并略有起伏。其中下部对应深海沉积物氧同位素的第2阶段，而顶部可与第1阶段对比。从表3-2不难发现，其SiO2含量比第2阶段低，这可能是由于该层顶部的样品较少所致。

从上面的SiO2含量变化分析可以看出，黄河源区在中更新世到晚更新世的气候经历了冰期和间冰期的变化。比较温暖的时期有第5、7、9、11、17阶段，尤其以第17、9、5阶段最为温暖；而比较寒冷的时期为第2、4、6、12、16阶段，以第2、4、6、16最为igPZIglVjN寒冷。所以在中更新世的早期和晚期，晚更新世的晚期，黄河源区的气候是比较寒冷的。但这几个时期的降雨量有所不同，这将影响冰川的形成，将在下面讨论。

大棚二氧化碳浓度不及日光温室。夜间二氧化碳积累一般只有500～700克/米。日出后1～1.5小时内浓度会迅速下降，9时前后降到300克/米，接近自然界的二氧化碳浓度。10～11时降到100克/米左右，出现二氧化碳饥饿，此前就要通风。通风后二氧化碳浓度虽然有回升，但也只能维持比300克/米略低的水平。大棚二氧化碳追肥会收到较好效果，但从长远看，还是应走以增施有机肥为主的路子。

由于温室内热量的来源主要是太阳能，因此在冬季温室内空气的温度与外界光照强度、温度及温室的保温、蓄热、密闭性有关。由图10可知，温室内外气温的变化是一致的；另外由表3可知，室内外温差最大值出现在最寒冷的1月，以后随外界气温的升高、通风量的加大，室内外温差逐渐缩小。据各地测定的资料表明，日光温室内1月份的平均气温与室外4月份的平均气温接近。

图10 温室内外气温变化规律

表3 不同时期温室内外气温变化情况

冬季晴天室内气温日变化显著。12月份和翌年1月份最低气温一般出现在刚揭草苫之后，大约在8时左右，而后，室内气温上升，9—11时上升速度最快，不通风情况下，平均每小时升高8℃左右，12时之后，气温仍在上升，但变化缓慢，13时达最高值，13时后气温缓慢下降，15时之后下降速度加快。盖草苫后，室内短时间内气温会回升1～2℃，而后就非常缓慢下降，直到次日揭草苫时。夜间气温下降的数值不仅取决于天气条件，而且取决于管理技术措施和地温状况。塑料日光温室用草苫和牛皮纸被覆盖时，一夜间气温下降4～7℃；多云、阴天时下降1～3℃。

日平均气温水平方向上分布不均，距北墙3～4米处最高，由此向北向南呈递减状态。在高温区附近气温在南北方向上的差异不大。在前沿附近和后坡之下，气温绨度较大，可达1.6℃/米。白天前坡下的气温高于后坡，夜间后坡下的气温高于前坡。

由于山墙遮荫和墙上开门的影响，气温在东西方向上也不相同，近门端气温低于远离门的一端。

晴天最高气温出现在13时左右，比室外稍有提前。阴天时，最高气温出现的时间随太阳高度和云层的厚薄而变化，通常出现在云层薄而散射光较强的时刻。

温室内夜间最低温一般出现在刚揭草苫时。最低气温的水平变化一般表现为从北向南递减，后坡下的最低气温比距前沿1米处的最低气温可高1℃。