重慶羊子洞石筍記錄的92.3～60.1 ka亞洲夏季風變化特征

張日萍， 楊勛林，2，3， 鄢應燃， 張瑞， 組里塞斯， 王勇

1. 西南大學 地理科學學院/重慶金佛山喀斯特生態系統國家野外科學觀測研究站， 重慶 400715；2. 重慶市巖溶環境開放實驗室， 重慶 400715； 3. 自然資源部巖溶生態環境—重慶南川野外基地， 重慶 400715

深海氧同位素階段(Marine Isotope Stage， MIS) 5/4轉換時期全球海洋—大氣環流系統大范圍重組， 發生了一系列百年—千年尺度的氣候突變事件． 先前的研究顯示， 亞洲夏季風的千年尺度突變事件與北大西洋千年尺度溫度變化具有很好的一致性[1]， 即中國石筍δ18O記錄中的中國間冰階(Chinese Interstadial， CIS)和中國冰階(Chinese Stadial， CS)[2]可分別對應于格陵蘭冰芯記錄中的格陵蘭間冰階(Greenland Interstadial， GI)和格陵蘭冰階(Greenland Stadial， GS)[3]． 然而在千年尺度事件的變化細節方面， 相比于格陵蘭冰芯記錄顯示的鋸齒狀變化模式[4]， 亞洲季風區石筍記錄顯示的季風變化特征并不與之完全一致， 南半球氣候變化的印記不可忽略[5]． 例如， Jiang等[6]研究貴州三星洞的石筍記錄發現季風在CIS22-24事件內部的變化與北半球高緯度溫度變化存在一定差異， 而與南半球溫度變化具有反相關系． Wu等[7]研究羊子洞的石筍記錄也發現南極溫度變化通過馬斯克林高壓和索馬里急流與亞洲夏季風遙相關．

然而由于覆蓋MIS5/4轉換階段的亞洲季風區高分辨率石筍記錄較少， 該時段亞洲季風區百年—千年尺度事件的詳細研究受到阻礙， 亞洲夏季風的變化特征和影響因素依然存在爭議． 因此， 本研究通過來自中國西南地區重慶羊子洞的高分辨率石筍氧碳同位素序列， 重建了覆蓋92.3～60.1 ka時段(包括MIS5b，5a，4)的亞洲夏季風演化歷史． 在此基礎上， 本文重點研究92.3～60.1 ka時段的百年—千年尺度季風突變事件， 并嘗試解釋其影響因素．

1 研究區域、 樣品與方法

圖中五角星指示羊子洞位置． 審圖號： GS(2020)4619號．圖1 重慶羊子洞地理位置示意圖

本文研究的石筍樣品Y01，Y02采自羊子洞(29°47′N， 107°47′E， 海拔400 m， 圖1)． 羊子洞為重慶豐都雪玉洞群的一處高層洞穴， 發育于三疊系下統嘉陵江組薄至中厚層狀石灰巖中， 為低矮扁平通道與大型廳堂結合的洞穴， 全長大約500 m， 洞內有地下河發育， 河道中多泥沙沖積物． 洞穴所在位置位于重慶市豐都縣長江右岸(南岸)支流龍河的下游段， 屬于巖溶河谷地區． 區域氣候類型為中亞熱帶濕潤季風氣候， 受到印度夏季風和東亞夏季風的共同影響， 年均溫約16～18 ℃， 年均降水量約1 400 mm[8]， 植被群落以亞熱帶常綠闊葉林和灌叢為主．

石筍Y01和Y02整體呈圓柱狀， Y01石筍總長約800 mm， 直徑約75 mm． Y02直徑約65 mm， 沿生長軸測得石筍總長780 mm． 兩根石筍表面呈乳白色， 沿生長軸切開、 拋光， 內部由純凈方解石組成， 方解石結晶致密． 本文研究距石筍Y01頂部10～300 mm和距石筍Y02頂部0～500 mm之間的部分． 沿著石筍剖面上的生長軸方向用直徑為5 mm的牙鉆鉆取年齡樣品， 每個年齡樣品質量約150～200 mg． 石筍的年齡樣品在美國明尼蘇達大學地質與地球物理系同位素實驗室和臺灣大學High-precision mass spectrometry and environment change(HISPEC)實驗室測試完成， 石筍年齡樣品測試儀器為MC-ICP-MS(multi-collector inductively coupled plasma massspectrometry)Nepture， 年齡誤差≤1%(2σ)． 石筍氧碳同位素樣品在西南大學地球化學與同位素實驗室分析完成， 分析儀器為Delta-V-Plus型質譜聯動碳酸鹽自動進樣裝置(Kiel IV)， 分析誤差(±1σ)δ18O值<±0.1‰， δ13C值<±0.06‰， 結果相對于V-PDB(Vienna Pee Dee Belemnite)標準．

2 結果分析

2.1 U/Th年代

石筍Y01共測試了17個230Th年代數據， 石筍Y02共測試了25個230Th年代數據， 所有年齡數據均按石筍沉積先后順序排列， 說明數據可信(表1)． Y01的17個年代數據的平均誤差為335 a， Y02的25個年代數據的平均誤差為447 a， 誤差較小． 本研究采用StalAge方法[9]建立羊子洞石筍Y01和Y02的年齡模型(圖2)， 發現石筍Y01沉積連續， 生長比較緩慢， 平均生長速率約為0.03 mm/a． 而石筍Y02在約400 mm處出現一次沉積間斷， 在間斷發生之前的平均生長速率約為0.03 mm/a， 之后的平均生長速率約為0.02 mm/a．

表1 羊子洞石筍U，Th同位素組成和230Th 年齡

圖中藍色線表示95%置信上限和下限， 誤差棒表示230Th年齡和2σ誤差， “Hiatus”表示沉積間斷．圖2 羊子洞石筍年齡模型

2.2 石筍氧、 碳同位素的指示意義

基于StalAge年齡模型， 本研究建立了石筍Y01和Y02 δ18O，δ13C記錄(圖3)． 重現性檢驗是檢驗碳酸鈣是否在同位素平衡條件下沉淀的有效準則[10]． 在年齡誤差和樣品分辨率差異范圍內， 石筍Y01和Y02 δ18O序列在共同覆蓋時段的變化特征類似(圖3)， 并且與亞洲季風區其他石筍記錄的變化也基本一致(圖4)． 因此， 在石筍Y01和Y02沉積過程中動力分餾的影響可以忽略， 羊子洞石筍δ18O可以響應洞穴外部水熱條件的變化， 反映區域環流狀況．

圖中不同顏色的誤差棒分別表示對應的230Th年齡和2σ誤差．圖3 羊子洞石筍氧碳同位素序列

目前主流的觀點認為石筍氧同位素反映亞洲夏季風強度， 如Cheng等[2]解釋石筍氧同位素為夏季風強度， 氧同位素值偏負指示季風增強． Yang等[18]認為石筍氧同位素指示東亞夏季風的強度， 而不是某一洞穴所在區域的降水． 并且Wu等[7]對同樣來自羊子洞的石筍氧同位素記錄的研究也支持這一觀點． 因此， 本研究認為羊子洞石筍δ18O值的變化可以指示亞洲夏季風的強度， 石筍δ18O值偏負指示季風強度增強， 偏正則指示季風強度減弱．

圖中不同顏色的誤差棒分別表示對應石筍的測年點和年齡誤差(±2σ)．圖4 研究時段內羊子洞石筍記錄中的千年尺度強季風事件與其他氣候記錄的對比[5， 6， 11-17]

相比δ18O， 石筍δ13C的影響因素更為復雜． 根據前人的研究， 石筍碳同位素通常被解釋為千年—軌道尺度上的植被類型、 區域溫度和濕度變化的代用指標[19]． 此外， 石筍碳同位素組成還會受到方解石先期沉淀、 CO2脫氣、 水巖相互作用等的影響[20]． 但總的來說， 以上因素均受到當地水文氣候條件的限制， 即當洞穴外部水熱條件改善時， 洞穴上方的植被覆蓋面積增加， 巖溶水運移速度加快， 水巖相互作用減弱， 土壤CO2的生產速率提高， 此時， 大氣CO2和基巖對石筍碳來源的相對貢獻減小， 石筍δ13C值偏負． 重慶地區的洞穴監測結果[21]和已有的羊子洞石筍記錄研究[7]也支持這一觀點． 因此本研究認為羊子洞石筍δ13C可反映當地水文氣候和生態環境變化， 即當石筍δ13C值偏負時， 指示洞穴外部水熱條件較好， 洞穴上方植被覆蓋面積增加， 巖溶水運移速度加快， 水巖相互作用減弱． 而當石筍δ13C值偏正時， 則情況相反．

2.3 石筍氧碳同位素記錄

如圖3所示， Y01共測試558個樣品， 平均時間分辨率約19.9 a． Y02共測試864個樣品， 平均時間分辨率約37.2 a． 石筍Y01 δ18O序列覆蓋的時段為78.7～67.6 ka， δ18O值在-9.5‰～-7.2‰變化， 平均值為-8.3‰． 石筍Y02 δ18O序列覆蓋的時段為92.3～60.1 ka， 其δ18O值在-9.7‰～-6.8‰變化， 平均值為-8.0‰． 石筍Y01 δ13C 值的變化范圍為-11.8‰～-10.1‰， 平均值為-11.2‰． 石筍Y02 δ13C值變化范圍為-12.1‰～-4.7‰， 平均值為-10.4‰．

從整體趨勢上看， 羊子洞石筍δ18O值表現出了明顯的階段差異(圖3)． 石筍Y01記錄顯示在78.7～72.8 ka時段相對72.8～67.6 ka時段δ18O值明顯偏負， Y02 δ18O記錄顯示在81.8～72.2 ka時段相對92.3～88.6 ka時段和72.2～60.1 ka時段的δ18O值更為偏負． 具體來看， 石筍δ18O記錄在長期趨勢上又疊加了多次正偏負偏過程． Y01 δ18O序列記錄了一次發生在73.4 ka左右的負偏波動， 隨后石筍δ18O值顯著偏正， 偏正幅度達1.8‰． Y02 δ18O序列記錄了5次比較明顯的負偏波動， 最早的一次負偏過程開始于91.5 ka， 另外3次顯著的負偏波動分別發生在80.2，74.7，64.2 ka左右， 在70.1 ka左右還發生了一次較弱的短暫負偏波動．

不同于石筍氧同位素記錄明顯的階段分異特征， Y01 δ13C記錄沒有明顯的趨勢變化(圖3)． Y02δ13C記錄除在63.0 ka左右發生了一次強烈的正偏移之外， 整個序列沒有表現出大幅度的δ13C值偏移． 此外， 在89.0，80.2，64.3 ka左右， Y02 δ13C序列記錄到了可與δ18O序列相對應的3次負偏波動． 值得注意的是， 在75.8～64.9 ka時段， Y02 δ13C曲線呈現出在高頻振蕩下持續緩慢偏正的變化過程， 整個階段持續時間近11 ka， 偏正幅度為3.2‰， 而Y02δ18O記錄中沒有相對應的變化．

3 討論

3.1 92.3～60.1 ka千年尺度季風變化

在92.3～60.1 ka時段， 羊子洞石筍Y02 δ18O序列記錄了多次千年尺度季風增強事件(圖4)， 分別為CIS22，21，20，19，18事件， 分別對應于NGRIP冰芯記錄中的GI22，21，20，19，18事件， 表明亞洲季風與北高緯氣候的緊密聯系[1]． 石筍Y01與Y02 δ18O記錄變化類似(圖3)， 但石筍Y01 δ18O序列覆蓋時段較短， 僅完整地記錄了CIS20事件．

羊子洞石筍Y02 δ18O記錄顯示的CIS22事件開始于91.5 ka， 并在89.1 ka達到最負值-8.8‰(圖4c)， 比NGRIP冰芯記錄中GI22事件的開始時間(89.6 ka)早了1.9 ka(圖4a)， 這可能是年齡誤差所致[11]． 此外， 格陵蘭冰芯記錄顯示的GI22事件具有“快速變暖， 緩慢變冷”的特征， 而石筍Y02 δ18O記錄中的CIS22事件表現出“緩慢開始， 快速結束”的變化模式， 與Jiang等[6]在研究亞洲季風區三星洞石筍記錄時發現的CIS22事件開始階段的緩變特征一致(圖4d)， 因此CIS22事件的緩慢開始可能普遍存在于亞洲季風區．

CIS21事件是整個研究時段季風強度最強盛的氣候突變事件， 石筍Y02 δ18O記錄在CIS21事件的開始階段存在間斷， 僅記錄到了該事件的結束階段． 與羊口洞(圖4d)和永興洞(圖4f)石筍記錄對比顯示， 羊子洞石筍Y01和Y02 δ18O記錄在CIS21事件結束后未表現出明顯的冰階， 這可能與區域氣候和沉積環境差異有關． 此外， 同季風區其他石筍記錄一致， Y02 δ18O記錄顯示與CIS21事件相比， CIS20事件的季風強度要更低， 即季風出現了階梯式減弱的變化趨勢(圖4)． 這可能是由于北高緯夏季太陽輻射處于減弱過程中， 即使在CS21后季風強度回升， CIS20的季風強度也無法恢復到先前的水平．

隨著北高緯夏季太陽輻射強度的持續減弱， 在CIS20事件結束之后， 羊子洞石筍δ18O記錄反映的亞洲夏季風強度顯著降低． 隨后Y01和Y02δ18O序列顯示石筍氧同位素值在小幅高頻振蕩中逐漸緩慢偏負， 與霧露洞石筍δ18O序列的變化趨勢一致(圖4e)， 表明季風強度在較弱的狀態下緩慢增強． 在此長期趨勢上， Y02 δ18O序列記錄了一次發生在70.1 ka左右的較弱的季風增強波動， 可能對應于 CIS19事件． 與格陵蘭冰芯記錄(圖4a)和歐洲石筍記錄(圖4b)中十分強盛的GI19事件不一致， 羊子洞石筍δ18O序列記錄的CIS19事件明顯弱于先前的CIS20和CIS21事件， 類似的情況也出現在羊口洞(圖4d)和永興洞(圖4f)石筍記錄中． 這可能是因為在CIS19事件期間， 北半球夏季太陽輻射處于谷值， 由此產生的海陸熱力差異減小， 制約了季風強度的增強， 但具體原因還有待于進一步的研究．

在64.2 ka左右， Y02 δ18O序列記錄了一個顯著的季風增強事件， 即CIS18事件， 對應于格陵蘭冰芯記錄中的GI18事件． 關于CIS18事件的討論將在3.2部分詳細展開．

總的來說， 在92.3～60.1 ka時段， 羊子洞石筍δ18O記錄中的5次千年尺度強季風事件與季風區內其他洞穴石筍記錄基本可以對應， 不同記錄之間事件的變化幅度、 發生時間的差異可能是樣品分辨率、 測年誤差和洞穴區域背景條件的不同等引起的． 而石筍Y01和Y02δ18O記錄的細微差異則可能是由于樣品分辨率、 測年誤差、 石筍生長速率等因素的影響．

3.2 CIS18事件

在64.2 ka左右， Y02石筍氧碳同位素值顯著偏負， 對應著CIS18事件(圖5)． 從事件的細節特征來看， Y02 δ18O值從64.7 ka開始在波動中逐漸偏負， 并在64.2 ka左右達到最負值， 指示夏季風強度達到最盛， 整個過程持續了約500 a， 變化幅度約為1.7‰． Y02 δ13C記錄顯示的CIS18事件開始階段為64.6～64.3 ka， δ13C值變化幅度接近2‰， 與δ18O記錄基本一致． 隨后， Y02 δ18O和δ13C序列逐步正偏， 期間疊加了多次短時間尺度的負偏波動， 在63.2 ka左右CIS18事件結束． 在CIS18事件的結束階段， Y02 δ18O值的變化幅度約為1.9‰， 與此相對應的δ13C值的變化幅度達3.7‰． 值得注意的是， 在CIS18事件結束之后的63.0 ka左右， Y02 δ18O和δ13C序列均記錄了一次短暫的弱季風事件．

與NGRIP冰芯記錄對比發現(圖5)， 羊子洞石筍記錄中的CIS18事件與千年尺度暖事件GI18的發生時間(63.9 ka)基本一致． 但是不同于NGRIP記錄中“快速開始、 快速結束”的變化特征， Y02 δ18O和δ13C記錄中的CIS18事件表現為“快速開始、 緩慢結束”的變化模式， 并且事件的持續時間明顯要長， 約1.5 ka． 與亞洲季風區內其他石筍記錄的對比顯示(圖5)， Y02 δ18O序列記錄的CIS18事件的開始時間與永興洞(64.7 ka)、 天鵝洞(64.6 ka)、 新崖洞(64.7 ka)記錄基本一致， 并且上述記錄均表現出CIS18事件“快速開始， 緩慢結束”的變化特征． 與印度季風區小白龍洞石筍記錄進行比較， 發現小白龍洞 δ18O記錄中的CIS18事件發生在64.2 ka左右， 在誤差范圍內與Y02 δ18O記錄一致． 不同區域洞穴石筍記錄在CIS18事件細節特征上的不一致可能是測年誤差、 樣品分辨率和不同洞穴區域背景條件的差異等引起的．

圖中黃色陰影指示強季風事件， 綠色陰影指示弱季風事件， 不同顏色的誤差棒分別表示對應石筍的測年點和年齡誤差(±2σ)．圖5 CIS18事件期間Y02 δ18O和δ13C序列與其他氣候記錄的對比[5， 11， 22-25]

格陵蘭冰芯中的粉塵主要來源于東亞[26]， 因此冰芯中鈣離子含量的變化， 既表明了亞洲夏季風向東亞大陸內部輸送水分狀況的變化以及由此導致的粉塵源區的干濕變化， 又可指示亞洲大陸內部干旱區的風暴活動強度． NGRIPCa2+含量在64.5～63.1 ka時段顯著下降， 表明亞洲大陸內部干旱區的環境明顯改善， 風暴活動減弱， 與Y02 δ18O記錄中的CIS18事件基本對應(圖5b)．

通過上述記錄(圖5)， 我們可以推斷出CIS18事件期間亞洲季風氣候和洞穴所在區域環境變化情況． 在CIS18事件的開始階段， 北高緯快速升溫， 亞洲夏季風強度增強， 亞洲內陸干旱度降低， 風暴活動減弱． 此時Y02 δ18O值快速偏負， 但Y02 δ13C值的變化幅度較小， 可能是在MIS4冰期北高緯顯著降溫、 亞洲夏季風強度減弱的背景下， 洞穴上覆植被大范圍退化， CIS18事件期間短暫的水熱條件改善無法促使植被的明顯恢復． 在CIS18事件的結束階段， Y02 δ18O和δ13C序列均表現出了大幅度的偏正趨勢， 但石筍δ13C值的變化幅度(3.7‰)明顯更大． 此時北高緯溫度處于低谷， 亞洲夏季風快速減弱， 亞洲內陸干旱度增強， 風暴活動增強． 這可能表明在寒冷的冰期氣候背景下， 一旦洞穴外部水熱條件惡化， 尚未恢復的洞穴上覆植被和土壤可能會加速衰退， 植被覆蓋面積會大幅減少． 同時， 降水減少使得水流經巖溶區時的留存時間延長， 與基巖的相互作用增強， 導致更多偏重的碳進入母液中， 石筍碳同位素組成偏重．

3.3 石筍記錄與南極記錄對比

在92.3～60.1 ka時段， 石筍Y02 δ18O記錄在整體變化趨勢上與北高緯夏季太陽輻射一致(圖4)， 顯示太陽輻射在軌道尺度上對亞洲季風強度的控制[2]． 此外， 亞洲夏季風的千年尺度變化受到北高緯氣候變化的深刻影響(圖4)， 但是在事件的變化細節特征方面， 南半球的作用不可忽略[5]．

在CIS21和CIS20事件結束之前， 高分辨率的石筍Y01 δ18O序列記錄了分別發生在77.4 ka和73.4 ka左右的2次季風恢復的亞千年尺度事件(圖6)， 我們將其標記為CIS21-RE事件和CIS20-RE事件(the rebound monsoonal events， RE)． CIS21-RE事件開始于78.0 ka， 結束于77.1 ka， 變化幅度為0.9‰， 持續了約900 a． CIS20-RE事件開始于73.7 ka， 結束于73.4 ka， δ18O值由-8.4‰負偏至-9.2‰， 變化幅度為0.8‰， 持續時間約為300 a．

圖中黃色陰影指示2次季風反彈事件， 藍色誤差棒指示石筍Y01的測年點和年齡誤差(±2σ)．圖6 Y01 δ18O記錄與南北極冰芯記錄的對比[11， 27， 28]

我們發現Y01δ18O記錄中的2次季風反彈事件CIS21-RE和CIS20-RE可以與NGRIP記錄中2次亞千年尺度的暖事件對應， 并且其發生時間與南極冰芯記錄中的2次溫度低谷期一致(圖6)． 一方面， 北高緯的溫度變化可以通過高低緯間快速的海氣重組影響亞洲季風區． 另一方面， 南半球的氣候信號可以通過跨赤道氣流的作用影響亞洲季風[16]． 當南極溫度降低的時候， 馬斯克林高壓增強， 導致南半球更高的溫度梯度， 造成更強的越赤道氣流， 使得亞洲季風環流增強[29]． 反之， 當北高緯變冷， 大西洋經向翻轉環流減弱時， 亞洲夏季風減弱， 此時大西洋中北向的熱量傳輸減少， 熱量在南半球積聚， 南極溫度升高， 即南北半球“蹺蹺板”模式的氣候變化[30]． 因此， 可能是南半球的持續降溫和北半球高低緯之間海氣環流的快速重組等因素的共同作用導致了CIS21-RE和CIS20-RE 2次季風反彈事件的發生．

在72 ka左右， NGRIP冰芯記錄顯示的北高緯溫度迅速升高， 在達到最高值后又開始緩慢下降， 而Y02 δ18O記錄顯示的亞洲夏季風強度從72 ka左右開始緩慢增強， 對應于南極冰芯記錄顯示的南極溫度逐漸降低(圖7)．

圖中黃色陰影指示千年尺度氣候突變事件， 箭頭指示曲線變化趨勢．圖7 MIS4早期中國石筍δ18O記錄與南北極冰芯記錄對比[11，17，27]

在70.1 ka左右， Y02 δ18O序列記錄了一次快速的負偏過程， 可能標志著強季風事件CIS19的發生， 此時南極的溫度也降到低谷． 隨后， 在70.1～69.6 ka時段， 石筍氧同位素值開始快速偏正， 表明季風強度快速減弱， 與此同時， 南極溫度開始回升． 同樣的變化模式在霧露洞石筍記錄中也有所體現(圖7c)． 總的來說， 在MIS4早期， 亞洲夏季風的逐漸增強對應于南極溫度的逐漸降低， 季風的快速減弱對應于南極的快速升溫， 這表明該時段的季風強度與南極溫度反向變化[5]， 亞洲夏季風的變化特征有著顯著的南半球氣候變化的印記．

4 結論

本研究通過覆蓋92.3～60.1 ka時段的中國西南地區羊子洞石筍氧碳同位素記錄， 經過數據對比與分析， 主要得出以下結論：

在92.3～60.1 ka時段內， 羊子洞石筍δ18O記錄長期變化趨勢與北半球夏季太陽輻射變化一致． 在此基礎上， 石筍δ18O序列記錄了5次千年尺度強季風事件CIS22，21，20，19，18， 與季風區內其他石筍記錄中的千年尺度事件基本一致， 并且基本對應于NGRIP冰芯記錄中的千年尺度暖事件GI22，21，20，19，18， 表明北高緯氣候與亞洲夏季風的緊密聯系．

石筍Y02 δ18O序列完整記錄了強季風事件CIS18的起止時間和基本結構． CIS18事件開始于64.7 ka， 亞洲夏季風強度快速增強并在64.2 ka左右達到最盛， 隨后季風強度逐漸減弱并在63.2 ka左右達到低谷， CIS18事件結束． 在此期間， Y02 δ13C序列與δ18O序列變化基本一致， 指示洞穴所在區域植被、 土壤、 水巖相互作用等對季風控制下的外界水熱條件變化的響應．

高分辨率的Y01δ18O序列記錄到了2次亞千年尺度季風反彈事件CIS21-RE和CIS20-RE， 其分別對應于NGRIP冰芯記錄中的2次升溫波動和南極冰芯記錄中的2次溫度低谷， 表明南北半球的氣候聯系以及南半球的氣候變化在季風反彈事件發生中的作用． 此外， 在MIS4早期， 羊子洞石筍δ18O記錄顯示72～70.1 ka和70.1～69.6 ka時段的季風變化與南極冰芯δ18O記錄顯示的南極溫度變化反相關， 且二者的變化模式類似， 表明南半球氣候變化對亞洲夏季風的影響．