杨 亮 ,陈 琳 ,黄嘉仪 ,陈 琼 ,林 可 ,刘淑华 ,米小建,沈川洲,周厚云*

(1.华南师范大学 地理科学学院,广东 广州 510631;2.台湾大学 地质科学系,台湾 台北 10617)

0 引 言

岩溶洞穴沉积以其定年精确、分辨率高、连续生长时间长及分布范围广等特点,成为最近20多年中古气候环境研究领域发展最迅速的方向之一,并取得了丰硕成果[1–5]。但洞穴沉积氧同位素组成(δ18O)的古气候环境意义解读近些年来在国内外引起了广泛争议。如将石笋δ18O变化解释为温度的变化、季风降雨量的变化、降水季节变化、夏季风强度、降水水汽来源的比例和δ18O变化或区域大气环流形势变化等[6–23]。也有观点认为亚洲季风区石笋δ18O变化同时受到多个因素的影响,不仅仅与季风降水或季风强度有关[24–26]。

如果能够将石笋δ18O记录与其他独立获得的气候环境指标进行比较,也许能为我们厘清石笋δ18O的古气候环境意义提供重要参考信息。本文拟报道采自我国南岭东部一支石笋(SYD-6)的δ18O记录,探讨该δ18O记录与我国南方地区暖季(5月至 9月)十年尺度旱涝频数变化的关系,进而重建小冰期以来南岭东部地区夏季风气候变化的历史。

1 样品采集与研究方法

石笋SYD-6于 2006年采自南岭东部的湖南南部宜章县水源洞(112.84°E,25.30°N)。该溶洞据当地老乡介绍长度超过1 km。SYD-6采集于该溶洞中部。本区域气候为亚热带湿润季风气候,多年平均降水量1427 mm,其中6月至9月降水量最大,年平均气温为 18.3℃。区域植被群落以中亚热带常绿阔叶林为主。洞穴发育于上古生界二叠系石灰岩中,海拔为270 m,处于喀斯特低山丘陵地带。

SYD-6全长360 mm,直径约为 90 mm(图1a)。样品采集时发现石笋顶部与上面钟乳石之间已有鹅管连接。采集过程中石笋从高处坠落,造成石笋顶部有少部分缺失。将石笋沿纵向切开并抛光,可以观察到石笋SYD-6由文石组成,整段石笋岩性未发生明显变化。从SYD-6顶部到底部9个不同层位取得年代样品,采用 MC-ICP-MS进行230Th定年,年代测定在台湾大学 HISPEC实验室完成,测年方法参见Shenet al.[27]。同时,沿SYD-6生长轴中心采用直径0.5 mm的微钻取样用于δ18O分析,采样间隔为1 mm。此外,Hendy检验被认为是判定岩溶洞穴沉积碳酸盐是否是在同位素平衡条件下沉积的重要方法之一[28–29],我们沿SYD-6的3个生长层位(分别距离顶部 78 mm、127 mm 和 279 mm)采样用于Hendy检验。δ18O测试在中国科学院南京地质与古生物研究所进行,使用仪器为 Kiel型碳酸盐自动进样装置和Thermo-Fisher MAT253质谱仪。δ18O分析误差优于0.1‰,结果报告相对于VPDB标准。

2 结果和讨论

2.1 年龄与年代模式

年代测定结果见表1。测年结果显示SYD-6生长于约最近700 a,即SYD-6主要发育于小冰期以来。个别年龄(SYD-6-4)在不考虑误差的情况下存在轻微倒置。这种倒置可能与该样品Th含量相对较高有关。因此我们根据其余8个230Th年代,采用线性插值建立SYD-6的年代模式(图 1b)。根据该年代模式,SYD-6的平均沉积速率为0.59 mm/a,沉积速率变化较大。

图1 石笋SYD-6及其年龄模型Fig.1 Stalagmite SYD-6 and its age model

表1 SYD-6 230Th定年结果Table 1 230Th dating of stalagmite SYD-6

2.2 石笋SYD-6的δ18O记录

石笋SYD-6的δ18O值随时间变化曲线见图2a,从图中可以看到,SYD-6的δ18O值呈现了高频、快速的变化,并且存在着百年际的波动,变化范围为–6.5‰～–4‰,平均值为–5.213‰。根据图 1b 中建立的年代模式,在1300 a到1550 a期间,SYD-6δ18O平均值为–5.18‰,较偏正,但存在着明显十年际甚至年际剧烈变化,波动幅度可达到 0.96‰;1550年以后,其 δ18O 值整体上较偏负,平均值为–5.28‰,且δ18O值变化较为平稳。

一般认为,石笋发育时,沉积的碳酸盐矿物和岩溶水之间同位素达到平衡是石笋δ18O值作为古气候指标的重要前提[28]。Hendy检验被认为可以用于检验洞穴沉积的碳酸盐矿物是否是在同位素平衡条件下沉积的,并大量应用于过去研究中(尽管现在有研究对 Hendy检验的可靠性提出了质疑[30–31])。Hendy检验包含两条标准:(1) 沿着同一生长层的δ18O值保持不变;(2) 沿着石笋的同一生长层的δ18O值和δ13C值之间没有明显的正相关关系。

沿SYD-6的3个层位(深度分别为78 mm、127 mm和279 mm)进行Hendy检验的结果如图3所示。279 mm层位中心点的δ18O值比其余点的高近1‰。这显然不是动态分馏的结果,因为动态分馏只能造成中心点的δ18O值比其余点的低。原因可能是中心点的层位与其他点有差异。正如 Fairchildet al.[30]所说的,在 Hendy检验中很难保证采集的样品来自同一层位。除此以外,整体上每一层的δ18O值变化幅度均较小,此外,各层的δ18O值和δ13C值之间均没有明显的正相关关系。这些表明石笋SYD-6是在同位素平衡分馏状态下发育的。SYD-6像其他文石石笋一样[18,32–34],可以用于过去气候环境变化研究。

2.3 SYD-6的δ18O记录的气候环境意义

因为石笋SYD-6是在同位素平衡分馏状态下发育的,其δ18O值变化主要受洞穴温度和滴水δ18O值的影响[28]。一般洞穴内温度与洞外年均温度相近。我们将SYD-6的δ18O记录与重建的中国近1000年来温度异常变化[35]进行了对比(图4)。可以看到,两者的变化趋势在公元 1500年以后具有一定的相似性,在此之前的趋势存在明显差异。不过两者总体的相关性并不高(图5)。此外,研究表明小冰期时期中国季风区温度变化幅度约为 1～2℃[36],这会导致石笋δ18O值产生 0.25%～0.5‰的变化[37],明显小于石笋SYD-6的δ18O值的变化幅度。因此,虽然温度变化可能具有一定的影响,但应该不是控制石笋SYD-6的δ18O值变化的主要原因。

根据历史文献记录重建的1300～1900年我国南方地区十年际尺度的暖季(5月至9月)旱涝灾害频数距平序列(图 6)[38–39]显示: 在 1400～1600 年期间南方的洪涝频数偏多,平均为2.45次/10 a,指示着该时期降水偏多;在1650年以后,南方洪涝频数明显减少。这一长期变化趋势与SYD-6的δ18O记录相似:1349到 1600年期间δ18O值也呈现高频快速波动,1600年以后δ18O值波动减小,趋于平稳;此外,δ18O的高值大致对应旱涝距平的低值(对应较干旱的年份),反之亦然。两者之间具有较显著的相关关系(图7)。历史时期旱涝灾害的发生主要与区域有效降水有关,在亚洲季风区主要与夏季风强度和季风降水有关。图6和图7表明,SYD-6的δ18O值变化可能主要受夏季风强度和季风降水变化的控制。

图2 水源洞石笋δ18O记录与其他石笋δ18O记录对比Fig 2 Comparison of the δ18O records of speleothems from the Shuiyuan Cave(a),Dayu Cave(b)[18],Dongge Cave(c)[12] and Wangxiang Cave(d)[5]

如在本文开头所述,目前对亚洲季风区内石笋δ18O值的气候环境意义解读存在较大争议。一种观点认为石笋δ18O值变化主要反映(季风)降水和季风强度变化。如Wanget al.[11]认为华东葫芦洞石笋δ18O值变化反映了冬/夏季风降水比值的变化。在对西南董哥洞石笋δ18O值变化的解释中,Yuanet al.[14]认为石笋δ18O值的变化反映了雨水δ18O值的变化,而雨水δ18O值的变化与水汽团自源区以来凝结降水消耗的水汽比例相关。Yuanet al.[14]的解释与之后Huet al.[15]对华中和尚洞的解释相似。Huet al.[15]认为和尚洞与董哥洞之间石笋δ18O的差值反映的是水汽输送时两地之间的降水量。同样在董哥洞,Wanget al.[12]认为石笋δ18O值变化反映了夏季风强度的变化,较低的石笋δ18O值指示较强的夏季风,反之亦然。这一解释也在后来被Zhanget al.[16]、Chenget al.[17]和 Liuet al.[20]所采用。Zhanget al.[16]和 Chenget al.[17]基本沿用了 Wanget al.[11–12]的解释,认为在亚洲夏季风影响的区域石笋δ18O值变化反映了夏季风降水量或者夏季风强度的变化。Liuet al.[20]指出了在亚洲夏季风影响的区域,对于石笋δ18O值的气候环境意义解读存在争议,但认为至少在和尚洞这一地点,将石笋δ18O值作为降水量的指标得到了Mg/Ca变化的支持。以上这些解释,都认为石笋δ18O值变化主要受到夏季风降水量(有些直接用降水量)或夏季风强度变化的影响。

图3 SYD-6 Hendy检验结果Fig 3 The Hendy test for SYD-6

图4 中国近1000年古温度重建记录[35](灰色)与SYD-6的δ18O记录(黑色)对比Fig 4 Comparison of the δ18O records of speleothems from the Shuiyuan Cave(black) with temperature reconstruction over China[35](grey)

图5 中国近1000年古温度重建记录[35]与SYD-6 δ18O记录相关性分析结果Fig 5 Correlation between the SYD-6 δ18O record and temperature changes in China in the last millenniun[35]

图6 1300～2000年我国南方地区暖季(5月至9月)十年尺度旱涝频数[38–39](灰)与SYD-6 δ18O记录(黑)对比Fig 6 Comparison between the SYD-6 δ18O record(black) and decadal variations of drought and flood disasters in South China[38–39](grey)旱涝距平偏正代表每10年内发生洪涝灾害的次数,偏负代表每10年内发生旱灾的次数。

图7 1300～2000年我国南方地区暖季(5月至9月)十年尺度旱涝频数[38–39]与SYD-6 δ18O记录相关性分析Fig.7 Correlation of the SYD-6 δ18O record with decadal variations of drought and flood disasters in South China[38–39]

与这一观点显著不同的是,有些学者认为亚洲季风区内石笋δ18O值的变化除了受到夏季风降水或夏季风强度的影响之外,还受到其他因素的显著影响,或者甚至认为夏季风降水或夏季风强度变化不是主要的影响因素。例如,Paulsenet al.[13]就认为秦岭佛爷洞石笋δ18O值变化主要与温度有关,δ18O越轻指示气候越湿冷,越重指示气候越干热。Johnsonet al.[24]在解释万象洞MIS-5时期石笋δ18O值变化时,认为石笋δ18O值与夏季风强度负相关,这与Wanget al.[11–12]、Zhanget al.[16]、Chenget al.[17]和 Liuet al.[20]一致,但 Johnsonet al.[24]同时也认为所研究石笋δ18O 值大幅度变化(近 7‰)的影响因素包括源区海水δ18O值的变化、降水量效应、蒸发的变化、夏季风/冬季风降水比例的变化和大气环流的变化等。Clemenset al.[25]认为亚洲季风区石笋的δ18O记录与阿拉伯海夏季风记录在岁差周期上5 ka的相位差反映了亚洲季风区石笋的δ18O值受到冬季温度影响,因而不仅仅是夏季风强度的指标。Dayemet al.[26]认为亚洲季风区广大范围内石笋δ18O值变化在轨道尺度上的高度一致性并不能得到现代气象资料分析结果的支持,在冰期-间冰期尺度上石笋δ18O值的变化只有不到一半可以用降水量或者雨水δ18O值的季节变化来解释。亚洲季风区石笋δ18O值的变化是多种因素综合作用的结果,包括具有不同δ18O值的水汽来源、不同的传输路径、在大气层中混合过程的差异,以及降水形式的差异等。现阶段一种比较流行的观点认为亚洲季风区石笋δ18O值变化的主要原因在于水汽来源。如 Maher[21]认为亚洲季风区石笋δ18O值指示的不是降水量的变化,而是降水源区的变化。Maheret al.[22]重申了这一观点,并进一步指出,在北半球夏季辐射较强时来自印度洋的水汽对降水贡献更大,导致石笋δ18O 值更低;北半球夏季辐射较弱时来自太平洋的水汽对降水贡献更大,导致石笋δ18O值更高。同样是根据不同水汽来源的相对贡献变化来解释,谭明[9]认为亚洲季风区雨水和石笋δ18O值变化的主要影响因素是信风和西太平洋副热带高压等大气环流系统变化引起的西南季风(远源,带来的雨水δ18O值相对较轻)和东南季风(近源,带来的雨水δ18O值相对较重)强度相对变化,而不是降水量或单一季风系统(如印度季风或东南季风)强度的变化。根据来源解释的另外一种观点来自Pausataet al.[19]和 Liuet al.[23]。Pausataet al.[19]根据模拟结果,认为是北大西洋海冰范围的扩大导致北半球降温和印度季风的减弱,印度降水的δ18O值更重,输入到中国的水汽δ18O值也更重。因而中国石笋的δ18O值反映的是印度季风而不是东亚季风的强度变化。这一解释也被Liuet al.[23]所采用。

在本研究地点,至少图6和图7显示SYD-6的δ18O值变化可能与区域降水变化有关。这就像在万象洞所观察到的一样[5]。因此,尽管存在着如上所述的广泛争议,我们认为将 SYD-6与万象洞石笋WX42B的δ18O值变化解释为区域降水和夏季风强度的变化有其合理性。不过,从图 6和图 7也应该注意到,区域降水只解释了SYD-6的部分δ18O值变化。因此,SYD-6的δ18O值变化还受到了其他因素的影响,比如小冰期以来的温度变化[36],以及可能某些我们目前尚不知道的因素。更应该注意的是,虽然水源洞石笋SYD-6的δ18O值变化可能与区域降水和夏季风强度有关,但这远不是对前述广泛争议的问题所做的结论。

2.4 SYD-6记录的区域气候变化

根据石笋SYD-6的δ18O记录,南岭东部小冰期以来的夏季风变化趋势大致是: 在 1300年到 1533年期间,夏季风降水总体上较少。δ18O值的剧烈波动显示极端降雨事件较多,降水呈波动增加趋势;其中在 1507年到 1533年期间,夏季风降水达到峰值,并且年际降水波动振幅最大;1533年以后,夏季风降水总体较多但呈现波动减少的趋势,并且年际降水波动幅度减小。此外,整个记录中还存在更小尺度的峰谷变换,显示夏季风强度存在十年际尺度的波动。

图2对比了石笋SYD-6的δ18O记录与我国季风区其他石笋的δ18O记录。万象洞[5](33°19′N,105°00′E)和董哥洞[12](108°05′E,25°20′N)的δ18O 记录显示过去近700年中季风降水由14世纪中期到16世纪中后期逐渐减少,16世纪末到20世纪初持续增加的趋势,夏季风变化趋势为强—弱—强,小冰期较干旱。而处于中部地区的大鱼洞(33°08′N,106°18′E)石笋记录的小冰期内夏季风降水δ18O记录与之相反: 在1300年到1530年降水逐渐增加,1685年以后夏季风降水逐渐减少。石笋 SYD-6与大鱼洞所记录的夏季风降水变化类似: 在小冰期早期降水增加;小冰期后期降水减少;但 SYD-6记录的小冰期早期降水波动更大。这表明,在最近700年中,我国不同地区夏季风气候变化整体趋势存在明显的区域差异。这种差异殷建军等[4]也注意到了。显然,这种差异不是夏季风强度变化引起的我国季风区“南涝北旱”或“南旱北涝”[40]的表现。相对于水源洞和大鱼洞,万象洞和董哥洞位于更西部的地区,推测图2所示的这种夏季风气候变化整体趋势的区域差异可能与我国夏季风的两个分支,即东南季风和西南季风的反相位关系[26]有关。但有关中国季风区水汽的来源和影响的区域本身还存在不同的观点[9,15,19,22,23,25,41],因此这种推测是否合理还有待于今后进一步工作来验证。

3 结 论

本文对采自南岭东部水源洞的石笋SYD-6进行了高精度铀系定年和高分辨率δ18O组成分析,发现该石笋主要发育在小冰期以来,其δ18O值存在显著变化,而且δ18O值的变化趋势与历史文献记载的我国南方地区小冰期以来旱涝灾害频率变化趋势基本一致。这反映了SYD-6的δ18O值变化很可能主要与区域夏季风强度和季风降水有关。根据 SYD-6的δ18O记录,南岭东部地区的夏季风气候在1300年到1530年降水逐渐增加,1685年以后夏季风降水逐渐减少。这一变化趋势与大鱼洞石笋指示的秦岭南坡夏季风气候变化趋势一致,但与董哥洞石笋记录的我国西南地区和万象洞石笋指示的秦岭西部地区全新世晚期夏季风气候变化历史存在明显差异。这表明,在较短的时间尺度上,石笋记录的夏季风气候变化在不同地区之间可能存在差异。

在石笋SYD-6样品的采集过程中得到了刘继鹏先生的帮助，在δ18O的测试过程中得到了中国科学院南京地质古生物研究所陈小明老师的帮助，在此对表示衷心的感谢！

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