重慶地區末次冰期H6事件起始時間探討

黃帆

摘 要：本文利用重慶地區羊子洞Y02石筍的U/Th年齡數據和δ13C值建立了末次冰期60～65 ka BP時段的石筍碳同位素變化序列。Y02石筍的δ13C記錄顯示末次冰期的H6事件起始時間約為63 ka BP左右，不同于前人研究的60 ka BP。通過翻閱相關研究發現：末次冰期H6事件的起始時間尚存爭議，早期的研究者將H6事件起始時間定于65～66 ka BP，隨后的研究者又將其定于60 ka BP。通過將羊子洞Y02石筍δ13C值進行功率譜分析發現：Y02石筍δ13C記錄主要存在228a，102a，77a和60a周期，表明末次冰期重慶地區的氣候變化主要受控于太陽活動的影響。

關鍵詞：石筍 H6事件 重慶

中圖分類號：D53 文獻標識碼：A 文章編號：1672-3791（2014）03（a）-0140-02

Heinrich[1]在研究北大西洋深海沉積物時發現，在深海沉積物中保存著若干陸源浮冰碎屑層，這些浮冰碎屑層的發現表明末次冰期發生過多次向大洋中傾瀉路遠碎屑浮冰的事件，Bond[2]研究發現這些事件發生常時伴有海面溫度和鹽度的降低。近年來，隨著石筍U/Th定年技術的發展，使得對末次冰期H6事件的起始時間的深入研究有了可能。本文利用重慶地區羊子洞Y02石筍δ13C記錄為研究材料，試圖探討H6事件的起始時間以及末次冰期60～65 ka BP時段氣候變化驅動機制。

1 研究區域、材料與方法

羊子洞位于重慶1豐都龍河峽谷中的雪玉洞群（46°30′N～47°20′N，107°47′E～107°48′E），屬于巖溶河谷地區，灰巖峽谷切割深度500～700 m。雪玉洞群所在區屬中亞熱帶濕潤季風氣候，年均降水量在1000 mm以上，多年平均氣溫為16℃～18℃，四季分明。羊子洞發育在三疊系下統石灰巖中。羊子洞為雪玉洞群中的高層洞穴，高出龍河河床約100 m，為低矮扁平通道與大型廳堂結合的洞穴，長約500 m，洞內有地下河發育，河道中多泥沙沖積物[3]。

石筍Y02采自羊子洞，長780 mm，外形為圓柱形。本文只研究該石筍的60～65 kaBP時段，為獲得石筍Y02碳穩定同位素分析樣品，沿著石筍生長軸方向把石筍切開，使用0.5 mm牙鉆沿石筍生長軸方向且平行于生長紋層的采樣面上鉆取樣品粉末，每厘米鉆取20個樣品，為避免樣品交叉污染，采用間隔取樣分析。石筍δ13C分析在西南大學地球化學與同位素實驗室完成，采用Delta-V-Plus型質譜與碳酸鹽自動進樣裝置（Kiel IV）聯機測試，每9個樣品加測一個標準樣品，PDB標準，分析誤差≤± 0.06‰。測試儀器為MC-ICP-MS Nepture，按Shen等方法[4]，年齡誤差≤1%（2σ）。

2 結果與討論

2.1 年代模式的建立

羊子洞石筍Y02的5個樣品覆蓋年齡時段為60～65 kaBP。可以看出，所有年齡數據都按石筍沉積先后秩序排列，說明數據可信。年齡誤差最大為753 a，最小為261 a，大部分誤差在600 a以內。

根據測試數據對年齡-深度作圖獲得石筍生長速率變化曲線（圖2）。圖2距離頂部0.0 cm開始，相鄰兩個年齡控制點之間石筍的生長速率分別為0.014 mm/a，0.013 mm/a，0.049 mm/a，0.009 m/a。由此可知，在60～65 ka BP時段石筍生長速率發生了變化，63～64 ka BP石筍生長顯著增加。

2.2 石筍碳同位素的指代意義

石筍碳氧同位素研究同時起步于20世紀80年代，然而在古氣候研究中石筍δ18O比δ13C得到更加廣泛的應用。由于石筍碳同位素的影響因子復雜[5]，δ13C的指示意義也存在較多分歧，單獨利用石筍δ13C進行古氣候重建的研究實例卻相對較少，主要是輔助δ18O證明古氣候和古環境。

洞穴石筍碳同位素的影響因素較為復雜，大氣降水、氣溫，洞穴上覆C3/C4植被類型變化以及生物量、植被密度和植被土壤CO2產率變化都會對石筍碳同位素產生影響。綜上所述，石筍δ13C值偏正時，指示當時的氣候冷干；石筍δ13C值偏負時，指示當時氣候暖濕。

2.3 60～65 ka BP時段石筍碳同位素記錄

Y02石筍測試了182個δ13C數據，平均分辨率為27a。δ13C值在-11.35‰～-6.13‰之間波動，振幅達5.21‰，平均值為-9.62‰，如圖3所示。Y02石筍δ13C曲線在60～65 ka BP時段整體趨勢較為平穩，表明當時重慶地區的氣候整體較為穩定。

H6事件發生的時間起初定在65～66 ka BP[1，2]，隨后更精細的研究又將該事件的時間定在了60 ka BP左右[6]，而董哥洞D4石筍記錄[7]在60 ka BP左右并沒有δ18O的極大值與之對應。在天鵝洞SW12石筍氧同位素記錄顯示60～63 ka BP存在δ18O的極大值與H6事件對應，將H6事件定在60 ka BP尚需更多的地質記錄進行佐證，我們推斷末次冰期H6事件發生時間應為63 ka BP左右。

2.4 60～65 ka BP時段氣候變化機制

氣候變化的驅動機制是古氣候研究的另一個重點，為了了解末次冰期60～65 ka BP時段重慶地區氣候變化的驅動因子，我們對羊子洞Y02石筍進行功率譜分析（圖4）。由此可知，末次冰期60～65 ka BP時段氣候變化主要受到太陽活動的控制，太陽活動是末次冰期氣候變化的主要驅動因子。

3 結論

重慶羊子洞Y02石筍的δ13C值記錄了末次冰期60～65 ka BP時段重慶地區的氣候變化。目前，對末次冰期的H6事件起始時間尚存爭議。為了研究H6事件的起始時間，我們將董哥洞D4石筍與Y02石筍進行對比分析，發現H6事件的起始時間不能盲目定在60 ka BP，董哥洞D4石筍記錄與Y02石筍記錄顯示H6事件的起始時間在63 ka BP左右，因此要定H6事件的起始時間為60 ka BP尚需更多的地質資料來進行佐證。通過對羊子洞Y02石筍δ13C值進行功率譜分析，發現石筍δ13C值存在228 a，102 a，77 a和60 a周期，表明末次冰期60～65 ka BP時段氣候變化受控于太陽活動的影響。endprint

參考文獻

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[8] 李廷勇，袁道先，李紅春，等.重慶新崖洞XY2石筍δ18O記錄的57-70kaBP古氣候變化及其對D-O和H事件的反映.中國科學（D輯），2007，37（6）：798-803.endprint

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