劉淑華, 楊 亮, 黃嘉儀, 陳 琳, 陳 瓊,米小建, 賀海波, 周厚云

(華南師范大學(xué) 地理科學(xué)學(xué)院, 廣東 廣州 510631)

0 引 言

石筍因精確定年、分布廣泛、沉積連續(xù)、分辨率高等自身優(yōu)勢(shì)而成為古氣候重建的理想載體。目前利用石筍氧同位素(δ18O)記錄重建季風(fēng)演化序列研究已經(jīng)取得許多重要的成果[1–8], 相對(duì)而言, 石筍碳同位素(δ13C)因受到多種因素的影響和控制機(jī)制比較復(fù)雜, 所得到的應(yīng)用遠(yuǎn)沒(méi)有δ18O廣泛。1971年,Hendy[9]全面闡述了洞穴碳酸鹽沉積物中δ13C的來(lái)源、控制因素及地質(zhì)意義。李紅春等[10]通過(guò)分析北京西山石花洞石筍的δ13C時(shí)間序列, 認(rèn)為δ13C能反映 C3/C4植物比值的分配變化, 從而可以間接地反演古氣候和人類活動(dòng)的影響。羅維均等[11]發(fā)現(xiàn)貴州一組植被退化系列的一個(gè)洞穴系統(tǒng)的洞穴現(xiàn)代沉積物的δ13C值與生物量有著很強(qiáng)的負(fù)相關(guān)關(guān)系, 說(shuō)明洞穴沉積物δ13C值在空間上可能存在生物量效應(yīng)。李紅春等[10]和羅維均等[11]所研究的時(shí)間尺度都較短(分別為百年尺度和現(xiàn)代觀測(cè))。在冰期/間冰期尺度上, 孔興功等[12]認(rèn)為南京葫蘆洞多支石筍的δ13C記錄主要反映了季風(fēng)氣候變化控制的 C3/C4植被相對(duì)比例變化; 但在千年尺度上(D/O旋回)則主要反映了土壤水快速滲透(未與土壤 CO2達(dá)到溶解平衡)的影響, 這可能與這一地區(qū)氣候濕潤(rùn)和降水較多有關(guān)。不過(guò), Zhuet al.[13]在研究西南地區(qū)的石筍時(shí)發(fā)現(xiàn)δ13C在一些冷干事件(如 YD事件、Heinrich事件)中變重, 顯示了與葫蘆洞石筍不一樣的控制機(jī)制。但Zhuet al.[13]的研究時(shí)間范圍較短, 而且石筍δ13C記錄中并沒(méi)有記載到 D/O事件。在我國(guó), 尤其是受夏季風(fēng)氣候影響較顯著、降水較多的濕潤(rùn)地區(qū), 千年尺度上石筍的δ13C變化與氣候環(huán)境尤其是與夏季風(fēng)氣候的關(guān)系如何？需要對(duì)更多的石筍δ13C記錄變化規(guī)律及其控制機(jī)制進(jìn)行研究。本文報(bào)道了對(duì)采自我國(guó)中部地區(qū)一支石筍δ13C變化的研究結(jié)果。該石筍發(fā)育在晚更新世中晚期, 結(jié)果發(fā)現(xiàn)它很好地記錄了 D/O事件 5-10, 而且在 D/O事件發(fā)生時(shí)石筍的δ13C記錄顯著變輕。這與華東葫蘆洞不同。

1 區(qū)域環(huán)境、樣品與分析方法

宋家洞(107°10'45"E, 32°24'46"N)地處四川省東北部的巴中市通江縣的諾水河鎮(zhèn), 該洞穴與之前報(bào)道過(guò)的獅子洞[14]、樓房洞[15]和梭子洞[16]屬同一溶洞群[17]。該地區(qū)碳酸鹽巖分布廣泛, 新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)強(qiáng)烈,碳酸鹽巖褶皺強(qiáng)烈。該洞穴的洞口海拔約 680 m。洞內(nèi)寬度變化很大, 最寬處可超過(guò) 20 m, 最窄處僅約1 m。洞穴高度變化也較大, 最矮處僅約2 m, 最高的大廳高度超過(guò)15 m。該地盛行典型的亞熱帶東亞季風(fēng)氣候, 宋家洞位于秦巴山地南麓迎風(fēng)坡, 由于地形的阻擋形成的地形雨, 使得該地區(qū)的降水比同緯度其他地區(qū)明顯要高, 多年平均降水量為1000～1200 mm。降水主要集中在夏季, 其中6～9月降水量占到全年降水量的60%左右。年均氣溫約15℃ ,其中夏季溫度(6月至 8月)比冬季溫度(12月至次年2月)高近20 ℃。良好的水熱條件使得該地區(qū)植被廣泛分布, 生長(zhǎng)繁茂, 植被覆蓋率達(dá) 62%, 其中森林覆蓋率達(dá) 49.6%, 區(qū)域植被以喬木為主, 包括松、柏和一些闊葉落葉樹(shù)種, 主要為C3植物。在冬季, 伴隨強(qiáng)盛的冬季風(fēng), 該地區(qū)的大氣粉塵活動(dòng)強(qiáng)烈, 粉塵沉積物是這個(gè)地區(qū)土壤物質(zhì)的主要來(lái)源。在洞穴獨(dú)特的地形和降水較多的影響下, 很多粉塵沉積物都被物理侵蝕了, 因此洞穴上方石灰?guī)r上覆的土層比較薄, 一般厚度小于30 cm, 部分地方還能見(jiàn)到裸露的石灰?guī)r。

石筍SJ1取自距離洞口超過(guò)100 m的一個(gè)龕內(nèi),已經(jīng)停止生長(zhǎng)發(fā)育。該石筍外形呈典型圓錐形, 底部比頂部略粗, 沿生長(zhǎng)中心將該石筍切開(kāi)后, 在切面上可以觀察到明顯的淺灰色和白色條帶交替分布。在對(duì)石筍SJ1進(jìn)行處理的過(guò)程中, 在深度32.7 mm和135.5 mm處各發(fā)現(xiàn)一間斷面, 將該石筍分為三段,石筍頂部約2 cm含有較多雜質(zhì), 可能與沉積間斷有關(guān)。

石筍 SJ1的年代測(cè)定采用 U-230Th方法在澳大利亞昆士蘭大學(xué)放射性同位素實(shí)驗(yàn)室完成, 分別采用TIMS和MC-ICPMS兩種儀器設(shè)備。年代數(shù)據(jù)及SJ1的年代模式建立參見(jiàn)文獻(xiàn)[18]。根據(jù)該年代模式,石筍SJ1發(fā)育在14～43 ka之間, 但在31.08～27.37 ka和38.03～37.00 ka存在沉積間斷。頂部21 mm的年代模式即約最近 22 ka以來(lái)的年齡數(shù)據(jù)存在較大的不確定性。δ18O-δ13C分析在中國(guó)科學(xué)院南京地質(zhì)與古生物研究所古生物與地層學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行,共測(cè)試了399個(gè)樣品。δ18O數(shù)據(jù)已另文報(bào)道[18]。δ13C數(shù)據(jù)報(bào)道相對(duì)于VPDB標(biāo)準(zhǔn), 分析誤差小于0.03‰。

2 結(jié) 果

石筍δ13C的時(shí)間變化序列顯示(圖1), 其變化范圍在–11.2‰到–7.4‰之間, 變幅達(dá) 3.8‰, 平均值為–9.6‰。在 43.0～38.0 ka時(shí)段,δ13C 值整體上在波動(dòng)中呈現(xiàn)負(fù)向偏移, 幅度達(dá)到–3.5‰, 不過(guò)在39.7～40 ka時(shí)段出現(xiàn)一個(gè)幅度達(dá)到 1.6‰的正向偏移, 40 ka處δ13C 值達(dá)到–7.4‰是整個(gè)δ13C 記錄的最高值。在37.0～31.1 ka時(shí)段,δ13C 值在 37.0 ka處是–8.8‰, 隨后是一系列變化幅度為1.0‰～1.5‰的千年尺度旋回,三個(gè)主要的極小值峰值出現(xiàn)在34.7、33.6和32.7 ka處, 表現(xiàn)出1400 a的周期變化, 比格陵蘭冰芯記錄[19]的1500 a周期的D/O事件小。在～27.4 ka時(shí)段δ13C值的變化首先表現(xiàn)出–1.82‰的負(fù)向偏移, 隨后在25.6～21.0 ka期間δ13C值的變化基本維持在–10.1‰左右, 以19.1 ka為中心出現(xiàn)一個(gè)小幅度的正向偏移,17.3～14.0 ka時(shí)段表現(xiàn)出一個(gè)更大幅度的正向偏移,幅度達(dá)到–2.5‰, 在11.3 ka處出現(xiàn)的–11.2‰是整個(gè)δ13C記錄最負(fù)的值。

圖1 石筍SJ1的δ13C記錄與δ18O記錄[18]對(duì)比Fig.1 The δ18O[18] and δ13C records of stalagmite SJ1數(shù)字5- 1 0代表D/O事件5到10, H1- H 4代表Heinrich事件1到4The numbers 5- 10 indicate D/O events 5 to 10, H1- H4 indicate Heinrich events 1 to 4

3 討 論

3.1 δ13C記錄D/O事件5-10

Wanget al.[1]發(fā)現(xiàn)格陵蘭冰芯記錄中的D/O事件清晰地印記在葫蘆洞石筍δ18O記錄上[20–22]。如圖2所示, SJ1的δ13C記錄表現(xiàn)出一系列千年尺度的變化, 通過(guò)與該石筍本身的δ18O記錄、格陵蘭冰芯和亞洲季風(fēng)區(qū)其他石筍δ18O指標(biāo)所記錄的千年尺度氣候事件對(duì)比, 可以看出這些千年尺度變化也清晰地記錄了這些 D/O事件, 尤其是 D/O事件5-10。SJ1的δ13C記錄與已發(fā)表的δ18O記錄在D/O事件5-10期間的變化趨勢(shì)一致(圖1), 在SJ1的第一個(gè)生長(zhǎng)階段, 其δ13C記錄與格陵蘭冰芯、葫蘆洞和小白龍洞石筍中δ18O記錄的D/O事件10和9相對(duì)應(yīng)。冰芯記錄的D/O事件8可能只有部分在SJ1的第一生長(zhǎng)階段被記錄下來(lái)。在 SJ1的第一生長(zhǎng)階段結(jié)束時(shí),δ13C記錄表現(xiàn)出大幅度的負(fù)向偏移, 這一突然的負(fù)向偏移與格陵蘭冰芯和東亞季風(fēng)區(qū)內(nèi)其他洞穴沉積所記錄的D/O事件8開(kāi)始的δ18O記錄突然大幅度漂移很相似(圖 2a―圖 2e), 而且第一個(gè)沉積間斷在時(shí)間上與大量地質(zhì)記錄, 包括冰芯記錄和巖溶洞穴沉積記錄所記載的D/O事件8的時(shí)間非常吻合(圖2)。在SJ1的第二個(gè)生長(zhǎng)階段, SJ1的δ13C和δ18O記錄都表現(xiàn)出3個(gè)大峰, 1個(gè)小峰, 大峰對(duì)應(yīng)于D/O事件7到 5, 而小峰對(duì)應(yīng)于事件 4.1[25–27]。與 SJ1的δ18O記錄一樣, SJ1的δ13C記錄和季風(fēng)區(qū)內(nèi)其他洞穴沉積的δ18O記錄也存在一些差異。比如SJ1的δ13C記錄的D/O事件5、6和7的變化幅度比較和緩, 持續(xù)時(shí)間較長(zhǎng), 這與南極洲的記錄相似, 而不同于格陵蘭

冰芯的快速變化(圖2), 這就表現(xiàn)出似乎也受到南半球高緯溫度變化的影響。此外, 華中SJ1的δ13C記錄和δ18O記錄與華東葫蘆洞MSD石筍δ18O記錄的D/O事件4.1都比D/O事件5弱, 與西南地區(qū)大石包洞石筍記錄D/O事件4.1存在差異[28–29]。

圖2 華中、華東和西南地區(qū)石筍與冰芯記錄的D/O事件5-10的詳細(xì)比較Fig.2 A detailed comparison of D/O events 5-10 recorded by stalagmite from Central China, East and Southwest China and ice core(a)格陵蘭冰芯NGRIP的δ18O記錄[23]; (b)華東葫蘆洞石筍MSD的δ18O記錄[1]; (c)石筍SJ1的δ18O記錄[18]; (d)石筍SJ1的δ13C記錄; (e)西南地區(qū)小白龍洞石筍XBL的δ18O記錄[24]; (f)南極洲冰芯EDML的δ18O記錄[23]。為更清晰對(duì)比, 巖溶洞穴沉積的δ13C和δ18O記錄都做了反轉(zhuǎn)。數(shù)字5-11意義同圖1(a) The Greenland NGRIP ice core δ18O record[23]; (b) the MSD δ18O record from Hulu Cave in East China[1]; (c) the SJ1 δ18O record[18];(d) the SJ1 δ13C record; (e) the XBL δ18O record from Xiaobailong Cave in Southwest China[24]; (f)EDML δ18O record from Antarctica[23].For clarity, the scales for the speleothem δ18O and δ13C records are reversed. The meaning of number 5-11 is identical to that for Fig.1

3.2 δ13C變化的影響機(jī)制

石筍中的碳, 可能的來(lái)源包括大氣中的CO2[30],土壤生物來(lái)源的CO2(主要來(lái)自植物根系的呼吸作用和微生物活動(dòng)對(duì)土壤有機(jī)質(zhì)的分解)[31], 以及碳酸鹽巖(石灰?guī)r或白云巖)圍巖[32]。從土壤層到表層巖溶系統(tǒng)再到巖溶洞穴內(nèi)的各種物理化學(xué)過(guò)程都會(huì)影響石筍的δ13C值: 包括地表植被的類型(C3和 C4植被比例)和生物量(植被密度)[33–34]、土壤微生物活動(dòng)[27]、大氣 CO2的含量及其δ13C值[30]、土壤水的停留時(shí)間[35]、水-巖相互作用[36]、地下水的流速和滴水時(shí)間間隔[37]、CO2的去氣作用和先期碳酸鹽沉積[38]和洞穴通風(fēng)效應(yīng)[39]等。例如, 不同的植被類型其δ13C存在顯著差異：在 C3植被條件下發(fā)育的洞穴沉積其δ13C 值在-14‰到-6‰之間, 而在 C4植被下則在-6‰到+2‰之間[40]。因而 C3和 C4植被相對(duì)比例的變化一直被認(rèn)為是影響洞穴沉積δ13C變化的主要因素[31,33,40,41]。通常, 濕潤(rùn)的氣候條件更有利于 C3植物發(fā)育和 C3/C4比例上升, 將使地下水溶解無(wú)機(jī)碳和洞穴沉積的δ13C下降[42–43]。此外, 濕潤(rùn)的氣候往往也有利于植物總體的發(fā)育, 植被密度更大, 根系呼吸作用和微生物活動(dòng)及有機(jī)質(zhì)分解加強(qiáng), 土壤空氣pCO2上升, 這些也將導(dǎo)致洞穴沉積δ13C更低[27]。受地下水的流速和滴水時(shí)間間隔影響的 CO2去氣作用和先期碳酸鹽沉積對(duì)δ13C的影響與植被和土壤微生物活動(dòng)的影響在同一方向: 一般濕潤(rùn)的氣候下有效降水增加, 地下水流速加快, 水-巖相互作用時(shí)間減少, 滴水時(shí)間間隔減小, CO2的去氣作用減弱和先期碳酸鹽沉積減少, 所有這些都使洞穴沉積的δ13C降低。由于在亞洲季風(fēng)區(qū)濕潤(rùn)氣候往往伴隨氣溫上升, 因而濕潤(rùn)氣候下的洞穴通風(fēng)作用也會(huì)減弱, 也有利于洞穴沉積δ13C的降低。

SJ1的δ13C變化與δ18O變化趨勢(shì)非常一致(圖1), 如在D/O事件5-10發(fā)生時(shí)δ13C和δ18O均變輕,這顯示兩者可能受到共同機(jī)制的影響。因?yàn)棣?8O主要反映了夏季風(fēng)強(qiáng)度的變化[1,4–5], 推測(cè)δ13C變化主要受到東亞夏季風(fēng)氣候強(qiáng)度變化引起的植被變化的影響: 夏季風(fēng)氣候控制了地表植被的發(fā)育, 進(jìn)一步對(duì)SJ1的δ13C變化產(chǎn)生影響。SJ1的δ13C值變化在–7‰到–11‰之間(圖 1), 與現(xiàn)代地表植被主要為 C3植被一致, 也與該地區(qū)以喬木為主的區(qū)域特征對(duì)應(yīng)。由于D/O事件發(fā)生時(shí)的夏季風(fēng)增強(qiáng), 降水增加,地表植被更加發(fā)育(也可能更多 C3植被), 植被密度增大, 土壤微生物活動(dòng)加強(qiáng), 這些都有利于δ13C變輕?？紤]到這一地區(qū)目前年降水量在1000 mm以上,雖然不能排除在千年尺度的氣候變化中出現(xiàn) C3/C4比例的變化, 但不太可能出現(xiàn)C4植物為主的地表植被。因此, 千年尺度的氣候變化引起的植被密度(反映生物量)和土壤微生物活動(dòng)變化可能對(duì)SJ1的δ13C變化產(chǎn)生了更重要的影響。此外, 區(qū)域降水增加導(dǎo)致的地下水流速加快和水-巖相互作用時(shí)間減少、洞穴滴水時(shí)間間隔減小和 CO2的去氣作用減弱與先期碳酸鹽沉積減少, 這些都使得在這些 D/O事件發(fā)生時(shí)δ13C變輕。伴隨這些D/O事件的氣溫上升和洞穴通風(fēng)效應(yīng)減弱, 也將使得 CO2的去氣作用減弱與先期碳酸鹽沉積減少, 導(dǎo)致δ13C下降。

雖然大氣CO2的含量及其δ13C也是影響洞穴沉積δ13C變化的一個(gè)因素[30,44], 但是大氣CO2來(lái)源的碳對(duì)地下水的碳貢獻(xiàn)較小[45]。在SJ1的δ13C值變化上似乎也沒(méi)有明顯顯示大氣CO2的δ13C值變化的影響。

土壤水的停留時(shí)間是另外一個(gè)可能影響洞穴沉積δ13C變化的因素[35]。降水量較大導(dǎo)致土壤水的停留時(shí)間太短, 來(lái)不及與土壤 CO2達(dá)到溶解平衡, 則進(jìn)入土壤水中的土壤 CO2減少, 而大氣來(lái)源 CO2的貢獻(xiàn)比例增加[46–47], 將造成洞穴沉積的δ13C 值上升。這被認(rèn)為是控制葫蘆洞石筍δ13C千年尺度變化的主要機(jī)制[12]。但在SJ1中,δ13C在D/O事件中是變輕而不是變重(圖 1)。因此, 這應(yīng)該不是影響 SJ1的δ13C變化的主要機(jī)制。不過(guò), 在石筍 SJ1頂部(13.5～14.6 ka), 即在H1事件之后, 當(dāng)δ18O變輕的時(shí)候(-11‰左右, 低于平均值–9.3‰),δ13C沒(méi)有同步變輕, 而是仍然表現(xiàn)為較重的值(–8.8‰, 高于平均值–9.6‰)(圖 1)。這一時(shí)期δ13C變化可能受到了土壤水的停留時(shí)間較短的影響, 洞穴上覆土層較薄, 加劇了土壤水與土壤CO2未達(dá)到平衡溶解這一現(xiàn)象。

應(yīng)該注意到, 盡管SJ1的δ13C記錄和δ18O記錄在變化趨勢(shì)上大體一致, 仔細(xì)對(duì)比兩個(gè)指標(biāo)發(fā)現(xiàn)在一些時(shí)期它們的變化趨勢(shì)也存在差異, 比如 H1事件之后和D/O事件7之前。如前文所述, H1事件之后δ13C變化可能與土壤水快速滲透、土壤CO2未達(dá)到平衡溶解有關(guān)。D/O事件7之前的δ13C變輕似乎比δ18O更早一些。SJ1的δ18O主要與夏季風(fēng)強(qiáng)度有關(guān)[1,4–5], 而δ13C主要反映地表植被的變化。因此, 這種超前現(xiàn)象可能反映了植被和夏季風(fēng)在響應(yīng)氣候變化時(shí)的差異, 但具體原因目前還不清楚, 有待今后進(jìn)一步的研究。

4 結(jié) 論

本研究提供了我國(guó)中部宋家洞石筍 SJ1的高分辨率δ13C記錄, 該記錄非常清晰地記載了D/O事件5到10期間, 植被對(duì)氣候變化的響應(yīng)。在這些D/O事件中, 對(duì)應(yīng)于夏季風(fēng)氣候的增強(qiáng)(即溫度上升和降水增加), 石筍的δ13C變輕。這與華東地區(qū)葫蘆洞石筍δ13C記錄在D/O事件中變重的現(xiàn)象不同。推測(cè)在夏季風(fēng)氣候控制下的地表植被(包括植被密度和C3/C4比例)和土壤微生物活動(dòng)變化是影響 SJ1的δ13C變化的主要因素。在這些D/O事件發(fā)生時(shí)δ13C變輕, 植被密度增加和土壤微生物活動(dòng)可能是主要影響因素, C3/C4植被比例上升也可能有一定影響。與降水有關(guān)的巖溶地下水的流速與水-巖相互作用,以及受石筍表面滴水時(shí)間間隔、洞穴空氣CO2分壓和洞穴通風(fēng)效應(yīng)(主要受氣溫控制)等因素控制的CO2脫氣作用和先期碳酸鹽沉積等也可能對(duì) SJ1的δ13C變化產(chǎn)生了影響, 但這些因素的影響與地表植被和土壤微生物活動(dòng)的影響是同一方向的。SJ1頂部(大致相當(dāng)于H1事件之后)的δ13C較重可能與H1事件結(jié)束之后的降水增多和土壤水的停留時(shí)間較短、土壤水未與土壤空氣CO2達(dá)到平衡有關(guān)。

感謝審稿專家和編輯老師對(duì)稿件提出的修改意見(jiàn)。此外, 石筍SJ1的δ13C測(cè)試得到了中國(guó)科學(xué)院南京地質(zhì)古生物研究所陳小明老師的幫助, 在此表示衷心感謝！

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