石筍初始234U/238U值的冰量周期特征及其環境意義——以湖北三寶洞為例

崔田豐，段福才，張偉宏，董進國，朱麗東

1.浙江師范大學地理與環境科學學院，浙江金華 321004 2.南通大學地理科學學院，江蘇南通 226007

0 引言

米蘭科維奇理論指出地球軌道參數偏心率、斜率和歲差變化引起的北高緯夏季太陽輻射能量的周期性變化是全球氣候變化的主要驅動力[1]。10萬年周期的偏心率信號是晚第四紀氣候系統的主要組成部分，偏心率引起的太陽輻射能量變化被認為是10萬年冰量旋回的主要原因[2-6]。北高緯冰量變化對全球氣候有重要影響，中國黃土高原黃土—古土壤磁化率和粒度等環境替代指標指示了全球冰量變化對東亞季風的驅動作用[7]。高北緯冰量變化可能影響蒙古—西伯利亞高壓來驅動東亞夏季風和冬季風的變化，形成了中國黃土磁化率和粒度的10萬年的主導周期成分。但是，洞穴石筍記錄呈現出不同的氣候變化信號。中國石筍氧同位素記錄主要繼承了大氣降水同位素的變化信息，指示了中低緯水汽循環的變化過程[8-12]。過去640 ka跨越了七個冰期旋回的中國中東部石筍氧同位素記錄顯示了明顯的歲差周期，10萬年的偏心率周期較弱，說明中低緯水汽變化主要受太陽輻射能量變化控制，在很大程度上獨立于北高緯冰量變化[12]。此高精度鈾釷年代的640 ka的石筍氧同位素記錄還顯示出，約100 ka周期的冰期旋回對應于整數個歲差旋回。該結果表明太陽輻射量變化是全球氣候變化的直接因素。與中國中東部石筍記錄稍有不同的是，中國云南地區小白龍洞穴石筍氧同位素記錄除了記錄有與三寶洞等洞穴記錄一樣有顯著歲差周期外，還表現出明顯的冰期旋回[13]。此經向上的信號差異可能歸因于中國西南和中東部在氣候邊界條件改變時空氣環流和水汽輸送路徑的改變引起同位素信號的改變。在緯向上，黃土高原與南方石筍氣候主導周期方面的差異可能與季風系統的南北移動有關。在冰期時，亞歐大陸冰蓋增大和海平面降低促使中國北部受夏季風影響較小，而受高北緯冰量影響較大，但在間冰期時夏季風北移導致影響力增大，因此北方的夏季風記錄主要呈現出10萬年周期旋回，而南方石筍從冰期到間冰期一直都主要受夏季風影響，因而呈現為受太陽輻射控制的歲差旋回[14]。云南大理鶴慶盆地沉積物記錄顯示了季風變化具有明顯的10萬年主導周期，證實了我國西南地區10萬年周期信號的存在，而歲差信號較弱[15]。較為復雜的是，鶴慶盆地記錄的印度季風10萬年周期信號與全球冰量變化具有明顯的相位關系，印度季風降水增強提前全球冰量消融期約14～35 ka。因此，地球軌道周期信號在中國大陸的時空分布還不夠清晰，明確亞洲季風區地球軌道周期信號的分布有助于理解米蘭科維奇理論和季風系統的動力學機制。

石筍的高精度U/Th絕對年齡和相對廣闊的空間覆蓋范圍，有助于對準確地識別和驗證地球軌道參數變化對亞洲季風氣候的影響做出參考。早在2008年，楊琰等[16]發現我國西南地區石筍初始234U/238U值[(234U/238U)0]的變化除了與25°N夏季太陽輻射能量變化曲線相似外，還與深海氧同位素的長期變化有一定的對應性。本文選用湖北神農架三寶洞的20支石筍，著重分析了在冰期—間冰期尺度上石筍生長速率和鈾元素含量及其同位素的變化，發現 (234U/238U)0具有明顯的10萬年旋回，并與全球冰量[17]、黃土磁化率[18]、黃土平均粒度[18]、大氣CO2濃度[19]的變化步調基本一致，此記錄提供了東亞季風區10萬年周期的巖溶地球化學元素證據。

1 研究區域、材料與方法

湖北神農架自然保護區的三寶洞(110°26′E，31°40′N；海拔1 902 m)位于長江中下游紅坪鎮境內，地處亞熱帶濕潤區，其獨特的地形和地勢特點導致來自西南的暖濕氣流難以到達該區域，常年盛行東南風，屬于東亞冬夏季風環流交匯的控制區[9]。該地區降雨多集中于夏季(6—8月)，年降水量在1 500～2 000 mm之間，年均溫7 ℃～8 ℃，洞內相對濕度達95%以上。洞穴上覆石灰巖層和土壤層較厚，并有喬木、灌木等天然植被的發育，石筍生長受外界干擾程度較小。

本文選用了來自湖北神農架三寶洞的20支石筍，編號分別是SB3、SB10、SB11、SB14、SB22、SB23、SB24、SB25-1(SB25-2)、SB26、SB27、SB32、SB34、SB41、SB42、SB43、SB44、SB46、SB49、SB60、SB61，通過拼接獲得了覆蓋連續時段為640～317 ka B.P.和283～0 ka B.P.的年齡數據。其中跨越時段較長的石筍有4支：SB14發育時段最長，為622.8～299.6 ka B.P.，SB32生長在640.3～513.3 ka B.P.；SB61石筍生長在384～223 ka B.P.，但在317～260 ka B.P.時段生長中斷；SB11生長于224.4～129.3 ka B.P.，恰好與SB61生長時段相連接。其余的石筍均發育在290～0 ka B.P.。這些樣品通過230Th測年技術進行測定[12,20]，年齡誤差為±2σ測量統計誤差。石筍同位素、238U含量數據和計算(234U/238U)0的原始數據均來自網絡(http://www.noaa.gov/,注：δ234U=[(234U/238U)-1] ×1000)。石筍的生長速率通過石筍兩個測年點的深度差值除以其年齡差值計算得出。

2 結果和分析

2.1 石筍鈾元素含量及其同位素的變化

三寶洞石筍238U含量和(234U/238U)0變化明顯。生長于200～0 ka時段的石筍有17支，其238U含量和(234U/238U)0變化已在文獻[21]中進行了整理分析。生長于640～200 ka時段的石筍有4支，分別是SB32、SB14、SB61和SB60。SB32石筍238U含量在568～2 129 ng/g間波動，平均值為1 208 ng/g；(234U/238U)0在1.489 3～1.544 6間波動，平均值為1.515 8。SB14石筍238U含量在170～1 379 ng/g間波動，平均值為718 ng/g；(234U/238U)0在1.522～1.611間波動，平均值為1.566 5。SB61石筍238U含量在611～1 350 ng/g之間，平均值為906 ng/g；(234U/238U)0在1.646～1.79間波動，平均值為1.714 8，波動范圍比較大。SB60石筍238U含量1 031～1 383 ng/g間波動，平均值為1 182 ng/g。同一洞穴不同石筍中鈾含量及其同位素的差異存在多方面的因素，例如巖溶滴水通道母巖性質的不同、巖溶水的滲透路徑和滯留時間的長短等[21]。其中石筍SB60和SB61生長年限跨度范圍較小，不足以在10萬年尺度討論其(234U/238U)0的變化。所以本研究選用生長于625～300 ka的石筍SB14和生長于640～510 ka的石筍SB32，討論其238U濃度和(234U/238U)0的周期變化。

2.2 石筍鈾元素與生長速率同步變化

在400～0 ka B.P.時段，石筍的238U濃度和平均速率變化在間冰期呈現出高值，而在冰期明顯降低。湖北三寶洞石筍238U濃度和生長速率在間冰期比冰期大，從冰期向間冰期過度的冰消期，二者也出現及時響應(圖1)。在MIS10向MIS9轉型時，石筍SB61的平均238U濃度從705 ng/g增長到984 ng/g，增幅為40%，平均生長速率從8.74 μm/a增長到19.36 μm/a，增幅為122%。MIS8向MIS7轉型的時，石筍SB61的平均238U濃度從978 ng/g增長到1 020 ng/g，增幅為4.3%，平均生長速率從15.22 μm/a增長到19.11 μm/a，增幅為26%；石筍SB60的平均238U濃度平均值在1 181 ng/g上下波動，增長不明顯，平均生長速率從16.73 μm/a增長到25.94 μm/a，增幅為55%。在大約130 ka，即MIS6向末次間冰期轉型期間，石筍238U濃度平均值從412 ng/g增長到616 ng/g，增幅為49.73%。從末次冰期(70～11.5 ka B.P.)向全新世(11.5～0 ka B.P.)轉型時，238U濃度平均值從444 ng/g增長到898 ng/g。此外，從冰期向間冰期石筍的平均生長速率明顯增大(圖1)。以上結果表明在軌道尺度上溫暖潮濕的間冰期氣候條件下有利于石筍的生長和238U的富集[21-22]。

在640～400 ka B.P.時段，石筍的238U濃度和生長速率也呈現出對應的冷暖旋回特征(圖2，3)。SB14石筍在MIS15其238U濃度平均值為991 ng/g，平均生長速率為8.41 μm/a，明顯高于其他階段。SB14石筍的238U濃度和生長速率變化大致為暖期呈現高值、冷期呈現低值的特點。在每次冰期向間冰期轉型期間，238U濃度和生長速率均表現出上升趨勢。SB32石筍在MIS15其238U濃度平均值為1 350 ng/g，平均生長速率為20.87 μm/a。而進入MIS14，石筍的238U濃度平均值下降到803 ng/g，平均生長速率也下降到了3.89 μm/a。綜上所述，整體上三寶洞石筍238U濃度和生長速率變化與全球冷暖波動的對應關系明顯，可作為有效的古氣候變化指標。

3 討論

3.1 石筍初始234U/238U值的環境意義

過去研究表明石筍(234U/238U)0值變化可指示氣候和環境變化[23-27]。石筍(234U/238U)0值的波動主要直接受鈾來源(主要是土壤和圍巖)和水巖相互作用過程影響。在U元素來源方面，一般認為圍巖的U元素組成不變，土壤的貢獻主要由土壤的風化程度和氧化還原條件決定[26]。在土壤風化過程中，除了溶解作用外，α反沖作用和相關的晶格損傷容易導致234U原子進入到溶液當中[28]。另一方面，U元素的活性與地表氧化還原條件密切相關。U元素的天然礦物一般以正四和正六價存在，但是U4+一般與其他元素呈類質同象置換存在，溶于水后易形成沉淀，而U6+容易形成易溶的鈾酰離子(UO2)2+，活性較大，U元素易被黏土礦物、膠體物質和有機質吸附。在氧化條件下，一方面，土壤易于風化析出U元素；另一方面，U4+容易被氧化成活性的(UO2)2+，伴隨著土壤水和吸附物質進入到石筍沉積當中。巖溶水對圍巖的溶解程度會改變圍巖(234U/238U)0在洞穴滴水中的相對貢獻量。在冰期時，減少的大氣降水因溶質飽和作用會減弱對圍巖的溶解而使土壤U元素的相對貢獻增大。因此，石筍(234U/238U)0的變化可能主要由地表土壤的風化程度和氧化還原條件決定，間接指示了地表的氣候環境變化狀況[29]。石筍(234U/238U)0可能主要反映了古降水量的變化[16]。

石筍(234U/238U)0值與238U含量和生長速率的對應變化關系證實了(234U/238U)0變化對氣候環境變化的響應。在間冰期，高的(234U/238U)0值對應于較高的238U含量和較快生長速率(圖2，3)，暗示了暖濕的氣候環境促使地表植被增多，土壤微生物活動增強，促使表生土壤進一步風化和較高土壤CO2濃度溶解更多的石筍組成元素[21-22]。在冰期，低的(234U/238U)0值對應于較低的238U含量和較慢的生長速率(圖2，3)，指示了冷干的氣候環境促使地表生產力降低，土壤微生物活動減弱，引起表生土壤風化能力減弱和溶解圍巖的能力降低。此外，石筍(234U/238U)0值與黃土磁化率等其他全球性氣候指標的對應關系(圖4)，表明了石筍(234U/238U)0值的區域氣候意義。盡管影響石筍(234U/238U)0值的因素較為復雜，一般認為石筍(234U/238U)0值反映了古降水量的變化[16]。這里三寶洞石筍(234U/238U)0與生長速率和238U含量的對應關系，加強了石筍(234U/238U)0可能主要反映了與古降水量相關的洞穴水文循環變化的認識。東亞季風區三寶洞石筍(234U/238U)0與西太平洋海表溫度變化的對應性[21]，暗示了三寶洞石筍(234U/238U)0對季風降水變化的印記。盡管石筍(234U/238U)0和石筍δ18O的變化都與季風降水變化相關，但是石筍(234U/238U)0主要反映的是降水量多少，而與季風水汽源區[31]的變化無關。

圖2 湖北三寶洞石筍SB14的(234U/238U)0、238U含量(實心圓) 及平均生長速率變化(299～542 ka左上，542～621 ka右上， 灰色陰影代表間冰期)Fig.2 Correlation between (SB14), (234U/238U)0, 238U concentration and average growth rate of stalagmite (grey bars represents interglacial periods)

圖3 湖北三寶洞石筍SB32的 (234U/238U)0、238U含量 (實心圓)以及平均生長速率變化(灰色陰影代表間冰期)Fig.3 Correlation of (SB32), (234U/238U)0, 238U concentration and the average growth rate of stalagmite (grey bar represents interglacial periods)

3.2 石筍初始234U/238U值的10萬年周期旋回

洞穴石筍因巖溶通道的差異會導致同時段不同石筍含有絕對值不相同的U元素組成[26]。三寶洞石筍SB14和SB32分別覆蓋約3和1.5個冰期旋回 (圖4，曲線d和c)，對討論石筍(234U/238U)0值記錄的氣候環境變化過程具有積極意義。石筍SB14和SB32的(234U/238U)0值分別在1.52～1.62和1.48～1.56之間波動，呈現出明顯的～10萬年偏心率周期變化(圖5)，不同于石筍氧同位素的～2萬年歲差旋回[12](圖4，曲線b)。石筍SB14和SB32的(234U/238U)0值的重現性(圖4，曲線c和d)，一方面證實了(234U/238U)0響應氣候環境變化的可靠性，另一方面證實了石筍(234U/238U)0值的10萬年周期變化。此外，石筍(234U/238U)0值的整體變化與黃土磁化率、黃土平均粒度、大氣CO2濃度和全球冰量變化相吻合(圖4)。高的石筍(234U/238U)0值指示的間冰期對應于黃土磁化率指示的強夏季風降水時期、黃土平均粒度指示的弱冬季風時期、全球冰量較少時期和全球CO2濃度升高時期，反之亦然。在冰消期(Termination, 簡稱T) 時段，盡管石筍SB14的(234U/238U)0值的分辨率較低，但較高分辨率的石筍SB32似乎呈現出與各記錄類似的冰消期的快速變化過程。

圖4 a.北半球高緯夏季太陽輻射量[30]；b.湖北三寶洞石筍δ18O(VPDB, ‰)值[12]；c.石筍SB32(234U/238U)0值； d.石筍SB14(234U/238U)0值；e.全球冰量[17]；f.黃土平均粒度[18]；g.黃土磁化率[18]； h.大氣CO2含量[19] ； (灰色陰影區代表冰消期(Termination, 簡稱T))Fig.4 a. 21 July insolation at 65°N[30]; b. composite AM δ18O[12] record; c. (234U/238U)0 [SB32]; d. (234U/238U)0 [SB14]; e. composite sea level[17]; f. stacked mean grain size[18]; g. stacked magnetic susceptibility [18]; h. CO2 concentration[19]. (grey bars represents terminations(T))

石筍(234U/238U)0值和氧同位素的不同周期旋回暗示了東亞季風區氣候的不同驅動力。中國石筍氧同位素與北半球夏季太陽輻射和大氣中氧氣的同位素組成具有很好的對應性，并且具有相同的2萬年周期旋回[9]。這種對應關系表明了太陽輻射對低緯水汽循環的主導作用和這些水循環對植物生產力的影響。石筍(234U/238U)0值的10萬年周期旋回可能主要反映了來自高北緯冰量變化的影響。高北緯冰量變化通過影響大陸溫度和季風水汽從熱帶大洋的輸送能力來調節地表土壤的風化能力。此外，較高的大氣CO2濃度也會進一步加強土壤的風化力，而促使(234U/238U)0呈現10萬年周期變化。明顯的10萬年的偏心率周期和2萬年的歲差周期記錄于同一洞穴石筍的兩種不同指標中，表明東亞整體氣候變化受高北緯冰量和低緯太陽輻射共同控制。由于分辨率原因，目前還不能準確確定冰消期時(234U/238U)0和氧同位素變化的相位關系，確定二者的關系有助于進一步理解季風的動力學機制和米蘭科維奇理論。

圖5 三寶洞石筍SB14樣品(234U/238U)0譜分析結果(虛線代表80%置信度水平)Fig.5 Power spectral analysis of the SB14 stalagmite (234U/238U)0 curve (broken line represents 80% confidence level)

4 結論

(1) 三寶洞石筍同位素變化受氣候環境變化的影響，238U濃度、平均生長速率和(234U/238U)0值與全球氣候冷暖波動呈同步變化。石筍(234U/238U)0值變化在間冰期處于高值，在冰期處于低值，說明其與石筍δ18O值指示一樣可以作為古氣候變化的指標。

(2) 在640.3～299.6 ka B.P.時間段石筍(234U/238U)0值有強烈的10萬年周期旋回特征，這與全球冰量、黃土磁化率、黃土平均粒度和大氣CO2變化有良好的對應關系。這些對應關系表明，全球冰量和大氣CO2的變化對中低緯地區的化學元素富集和遷移有重要作用。

(3) 三寶洞石筍氧同位素表現出的2萬年周期響應于歲差控制的太陽輻射量變化，而(234U/238U)0值的10萬年周期則響應于高北緯冰量變化，說明東亞季風區氣候變化可能受這兩種驅動力的共同影響。