贵州黔西县水西洞石笋记录的末次冰期Heinrich Stadial 4气候突变事件*

2023-02-19冯唐慧何尧启杨云月邱万银姜修洋

古地理学报 2023年1期

关键词：黔西县石笋格陵兰

冯唐慧张鑫，2 何尧启杨云月邱万银姜修洋，2

1福建师范大学地理科学学院湿润亚热带生态—地理过程教育部重点实验室，福建福州 350007

2福建师范大学地理研究所，福建福州 350007

3贵州民族大学旅游与航空服务学院，贵州贵阳 550025

1 概述

末次冰期频现大规模、快速的千年尺度气候突变事件。这些事件首次在格陵兰冰心的氧同位素记录中被发现（Grootes et al.，1993；Johnsen et al.，2001），其特征是初始突然变暖，随后逐渐变冷，被称为Dansgaard-Oeschger（DO）旋回，包括格陵兰冰阶（Greenland Stadials，简称GS）和间冰阶（Greenland Interstadials，简称GIS）。此外，在北大西洋深海沉积物中也发现了6次典型的冰漂碎屑（Ice Rafted Debris，简称IRD）事件，称为海因里希事件（Heinrich Events，简称HEs）（Heinrich，1988；Hemming，2004）。研究发现海因里希事件发生时，北大西洋的变冷往往提前于冰漂碎屑事件的发生（Marcott et al.，2011），因此用海因里希冰阶（Heinrich Stadial，简称HSs）来表示冰漂碎屑事件发生时对应的冰阶。当HSs发生时，北美冰盖融解（MacAyeal，1993）、大量冰融水注入北大西洋（Bond and Lotti，1995），导致大西洋经向翻转环流（Atlantic Meridional Overturning Circulation，简称AMOC）减弱（Henry et al.，2016），热带辐合带和西风带南移（Chiang and Friedman，2012；Deplazes et al.， 2013； Chiang et al.， 2014； Cheng et al.，2020），使得亚洲夏季风（Asian Summer Monsoon，简称 ASM）减弱（Dong et al.，2018；Chenget al.，2021）、南美季风增强（Wendtet al.，2019；Chenget al.，2021）、南极变暖（Buizertet al.，2015）。

HSs对全球气候变化产生深远影响，其中，HS4事件是6次HSs中最为显著的一次（Hemming，2004）。然而，对于HS4事件的发生与初始结束时间及其详细的变化过程仍然不清楚（Chenget al.， 2021； Zhanget al.， 2021）。 Guillevic 等（2014）通过对NEEM 冰心中代表低纬水文信号的17O-excess研究，首次发现HS4事件三相结构变化特征。随后，在巴西东北部石笋记录中也发现了HS4事件三相结构的前2个阶段，反映了热带辐合带（Intertropical Convergence Zones，简称 ITCZ）在此期间的2次南移过程（Wendtet al.，2019）。此外，在中国东南靠近水汽源区的仙云洞研究结果也显示出HS4事件呈现三相结构的变化。最近，Cheng等（2021）根据HS4事件开始阶段格陵兰气候与东亚季风气候同步变化，将NGRIP（North Greenland Ice Core Project）冰心记录向偏老的方向移动150 a，研究发现南美洲季风减弱提前于格陵兰气候变暖和东亚夏季风的增强，提出亚马逊河流量的减少和阿古拉斯盐／热泄漏的增强促使了AMOC的突然恢复，最终触发了全球HS4事件结束。因此，亚洲夏季风地区HS4事件转型时间和转型特征，仍然需要更多高分辨率记录予以分析，这对于认识末次冰期千年尺度气候突变事件机制至关重要。

本研究选取贵州水西洞SXG－3石笋为研究对象，建立了40.77～37.17 ka B.P.时段分辨率达13 a的亚洲夏季风强度演变序列，揭示出中国西南地区石笋记录的HS4事件也具有三相结构变化特征。通过与已有的南北半球高低纬古气候记录的对比，进一步探讨其可能的驱动机制。

2 研究材料与方法

本研究所用石笋样品（编号：SXG－3）于2015年采自贵州省黔西县素朴镇水西洞（106°23′54″E，27°3′41″N；图1），地处上扬子地块南缘滇东—黔中隆起地带。该区域受亚热带季风气候控制，四季分明，植被覆盖率高。距离水西洞最近（35 km）的黔西气象站1980—2010年的气象数据（数据来源于http：／／www.cma.gov.cn／）显示，研究区年平均气温为14.2℃，年平均降水量为952 mm，6—9月份的降水量占全年降水量的67%。水西洞呈“三厅、五主洞”的结构模式，洞穴封闭性好，次生碳酸盐岩发育良好（王德远等，2019）。

图1 贵州水西洞和中国季风区其他洞穴地理位置Fig.1 Geographic location of Shuixi cave in Guizhou Province and other caves in China monsoon region

SXG－3石笋外形呈圆锥体（图2－A），总长441 mm，底部直径约90 mm。沿石笋生长轴切开并抛光，抛光面整体呈乳白色至淡黄色，生长层清晰可见，质地致密，无溶孔现象，0～202 mm层段呈淡黄色，202～440 mm层段呈乳白色，202 mm处存在沉积间断，本研究的层段为204～342 mm。

图2 贵州黔西县水西洞SXG－3石笋的抛光面、年龄—深度模式和生长速率Fig.2 Polished section，age-depth model and growth rate of SXG－3 stalagmite in Shuixi cave，Qianxi County，Guizhou Province

在石笋抛光面上，使用直径为0.5 mm 的牙钻，沿生长轴钻取11个样品用于230Th定年，化学前处理和分析方法参照Shen等（2012），分析仪器为MC-ICP-MS Neptune，在台湾大学高精度质谱与环境变迁实验室（HISPEC）完成。使用直径为0.3 mm的牙钻，沿生长轴方向，每间隔0.5 mm采集1个碳氧同位素样品，共采集277个样品进行稳定同位素测试，每9个样品插入1个标准样品（NBS－19），通过碳酸盐自动进样装置Kiel－Ⅳ与Finnigan MAT－253型质谱仪联机测试完成，碳氧同位素样品的采集与测试工作在福建师范大学地理科学学院稳定同位素实验室完成。

3 结果

3.1 U／Th年代

表1为SXG－3石笋U／Th测年结果，本研究关注的 204～342 mm 层段238U 含量相对较高（555×10－9～925×10－9g／g），而232Th含量较低（60×10－12～527×10－12g／g），石笋的测年精度高，测年误差均优于90 a。基于11个年龄点，采用线性内插的方法建立了40.77～37.17 ka B.P.时段的年代标尺（图 2－B），该段的生长速率为 13.7～41.5μm／a（图2－C）。

表1 贵州黔西县水西洞SXG－3石笋230 Th测年结果*Table 1 230 Th dating results of stalagmite SXG－3 in Shuixi cave，Qianxi County，Guizhou Province

3.2 石笋δ18O平衡分馏检验

判断碳酸盐与母液之间是否达到同位素平衡分馏是石笋δ18O 记录用于重建过去气候和环境的前提，“Hendy Test”是最常见的检验石笋是否达到同位素平衡分馏沉积的方法（Hendy，1971）。根据“Hendy Test” 准则，选取了 231 mm、248 mm、352 mm、359 mm、366 mm共5个层段，从生长中心轴向两侧，每隔5 mm采集1个子样品，每层采6个子样品，共30个样品进行同位素测试。结果表明，同一层段δ18O没有明显的变化趋势（图3－A），同一层段的δ18O和δ13C相关性不显著（图3－B）。上述检验结果表明，石笋SXG－3受动力分馏作用影响较小，达到同位素分馏平衡状态，其δ18O记录变化主要受气候因素控制，可进行古气候重建。

图3 贵州黔西县水西洞SXG－3石笋的Hendy Test结果Fig.3 Hendy Test results for stalagmite SXG－3 in Shuixi cave，Qianxi County，Guizhou Province

3.3 石笋δ18O序列

基于U／Th年龄的线性内插时标，建立了SXG－3石笋40.77～37.17 ka B.P.时段的δ18O 记录（图4），根据石笋SXG－3氧同位素曲线变化趋势，整个记录的δ18O值振幅为1.79‰，在－9.88‰～－8.09‰之间波动，平均值为－8.90‰，整体上与亚洲季风区其他石笋记录变化趋势一致（Caiet al.，2006；Donget al.，2018；Chenget al.，2021；Zhanget al.，2021）。40.7～40.0 ka B.P.时段，石笋δ18O 值整体偏负，δ18O值在－9.45‰附近振荡。随后，在40.0～39.1 ka B.P.时段δ18O值从最小值逐渐增大到－8.12‰后趋于稳定，内部存在1个百年尺度振荡。自约38.3 ka B.P.开始，石笋δ18O值呈现缓慢偏负的趋势，直到37.55 ka B.P.达到极小值之后趋于稳定。

图4 贵州黔西县水西洞SXG－3石笋的δ18O记录Fig.4 Time sequences ofδ18O record of stalagmite SXG－3 inShuixi cave，Qianxi County，Guizhou Province

4 讨论

4.1 水西洞石笋δ18O记录的指示意义

研究表明，在同位素平衡沉积的条件下，石笋δ18O主要受洞穴滴水和洞穴温度的影响（Henryet al.，2016），温度变化对δ18O 影响较小（赵侃，2011），而洞穴滴水主要来源于大气降水，主要继承了大气降水信号（Chenget al.，2009）。目前关于石笋δ18O的指示意义还存在很大的争议，主要观点包括雨量效应（谭明等，2016；汪永进和刘殿兵，2016）、夏冬降水比率（Wanget al.，2001）、夏季风强度的变化（Yuanet al.，2004；Wanget al.，2005；Chenget al.，2009）、环流效应（谭明，2009；谭明等，2016）、从水汽源到洞穴的综合降水量变化（Yuanet al.，2004；王健等，2019）等。尽管存在上述争议，Cheng等（2009，2016）指出石笋δ18O 值变化指示平均气候状态下的夏季风强度。中国季风区石笋δ18O 记录在轨道—千年尺度上大范围的区域一致性，也说明该区的石笋δ18O记录主要反映了夏季风强度（Donget al.，2018；Chenget al.，2021；Zhanget al.，2021）。贵州已有的研究（Jianget al.，2016）也表明，该区石笋δ18O在轨道—千年尺度指示了亚洲夏季风强度的变化。综上，作者沿用前人的研究结果，认为水西洞石笋δ18O反映了夏季风强度，即季风越强，石笋氧同位素越偏负，反之则偏正。

4.2 HS4事件的开始、初始结束时间与缓变特征

千年尺度气候突变事件的起止时间的判定对于理解事件的驱动机制至关重要。在之前的研究中，一般采用快速变化的中间点作为千年尺度气候突变事件的开始或结束（Wanget al.，2001）；或者采用“BREAKFIT”统计方法（Mudelsee，2009），该方法是由2个在断裂点处连接的线性部分组成连续函数，通过加权最小二乘法确定断点。近年来“RAMPFIT”统计方法得到了广泛应用（姜修洋等，2012；Zhanget al.，2021），该方法是通过加权最小二乘法将 “斜坡”拟合到数据中，通过获取转型开始和结束的平均水平确定气候状态发生改变的拐点，本研究利用该统计方法锚定了SXG－3石笋记录的HS4事件开始和初始结束时间分别为39.97±0.09 ka B.P.、38.35±0.07 ka B.P.（图4）。

在HS4事件期间，NGRIP的格陵兰冰心年代学（Greenland Ice Core Chronology 2005，简称GICC05）不确定性约为150 a（Svenssonet al.，2008）。在误差范围内，SXG－3石笋记录的HS4事件的开始时间（39.97±0.09 ka B.P.）与NGRIP（Svenssonet al.，2008）（40.03 ka B.P.）、葫芦洞（Chenget al.，2021）（40.02±0.12 ka B.P.）、雾露洞（Chenget al.，2021）（39.83±0.07 ka B.P.）、仙云洞（Zhanget al.，2021）（40.06±0.07 ka B.P.）、以及南美的TBV40（Wendtet al.，2019）（40.02±0.16 ka B.P.）的开始时间基本一致（表2）。水西洞记录的 HS4事件初始结束时间为 38.35±0.07 ka B.P.， NGRIP 冰心（Svenssonet al.，2008）、龙洞（Donget al.，2018）、葫芦洞（Chenget al.，2021）、雾露洞（Chenget al.，2021）和仙云洞（Zhanget al.，2021）初始结束时间分别为38.21 ka B.P.、 38.33 ± 0.14 ka B.P.、 38.28 ±0.12 ka B.P.、 38.21 ± 0.07 ka B.P.、 38.49 ±0.05 ka B.P.，初始结束时间在误差范围内也基本一致（表2）。

表2 “RAMPFIT”法分析的末次冰期Heinrich Stadial 4气候突变事件的开始和结束时间Table 2 Start and end time by“RAMPFIT”analysis of the last glacial Heinrich Stadial 4 abrupt climatic event

另外，水西洞石笋记录的HS4事件结束阶段，δ18O值在760±89 a的时间内逐渐偏负0.90‰（图5－D），呈现出缓慢变化过程。而格陵兰冰心HS4事件结束的转型过程十分迅速，仅为60 a（图5－A）。中国北方的龙洞石笋记录显示在HS4事件结束附近δ18O偏负过程只用了90 a（图5－B），位于长江中下游的葫芦洞HS4事件结束的转换时间仅为60 a（图5－C），而位于中国东南地区的仙云洞和西南地区的雾露洞记录呈现出缓慢偏负过程，转换持续时间为690 a和220 a（图5－E，5－F）。上述结果显示，中国西南地区水西洞和雾露洞、中国东南地区仙云洞在HS4事件结束呈现出与中国北方及长江中下游地区快速突变明显不同的缓慢响应模式，同时与西太平洋暖池MD98－2181岩心有孔虫Mg／Ca所指示的海温逐渐升高相似（Stottet al.，2002）（图6－F）。研究表明，热带海洋特别是印度洋—太平洋暖池，作为巨大的水汽和热量交换源，对亚洲夏季风产生重要影响（Wanget al.，2017）。Partin等（2015）的模型模拟也表明受到热带太平洋影响的低纬地区对气候突变响应更加缓慢。因而，水西洞HS4事件的缓变特征可能是受到热带海—气耦合影响。

图5 贵州黔西县水西洞SXG－3石笋δ18O记录与其他记录的对比Fig.5 Comparison ofδ18O record of stalagmite SXG－3 in Shuixicave，Qianxi County，Guizhou Province with other records

图6 贵州黔西县水西洞SXG－3石笋 δ18O 记录与其他古气候记录对比Fig.6 Comparison ofδ18Orecord of stalagmite SXG－3 in Shuixi cave， Qianxi County，Guizhou Province with other paleoclimate records

4.3 HS4事件的三相结构特征和机制探讨

研究发现，SXG－3石笋δ18O在HS4时期也表现出与仙云洞类似的三相结构特征（图5－D，5－F）：第1阶段（39.97～39.13 ka B.P.），SXG－3石笋的δ18O值在840年内偏正1.32‰，标志着亚洲夏季风减弱，对应于AMOC减弱（Henryet al.，2016）（图6－D），格陵兰温度快速下降（Svenssonet al.，2008）（图6－A），ITCZ南移（Deplazeset al.，2013）（图6－G）；第2阶段（39.13～38.35 ka B.P.），SXG－3石笋的 δ18O 值整体偏正，平均值为－8.34‰，此时ITCZ移动至最南端，亚洲夏季风强度达到最弱，而南美洲季风达到最强（Wendtet al.，2019）；第3阶段，亚洲夏季风从38.35 ka B.P.开始逐渐增强，持续了760年，对应于格陵兰气候快速变暖阶段。

以往的研究表明，北大西洋在千年尺度气候突变事件中扮演着重要角色（Henryet al.，2016）。在HS4事件之前的GIS9时期，亚洲季风强盛（Wanget al.，2001），此时 AMOC 活跃（Böhmet al.，2015；Henryet al.，2016），热带和南半球的热量通过海气循环不断地向北传输，北半球冰盖开始消融（McManuset al.，2004），淡水注入北大西洋，AMOC开始减弱（Henryet al.，2016）（图6－D），引发了ITCZ初始南移（Deplazeset al.，2013）（图6－G），亚洲夏季风强度减弱，其中北半球中高纬地区受到西风带的影响，能够快速响应北大西洋气候突变信号（Nagashimaet al.，2011），季风强度快速减弱，而中国南方低纬地区受到热带印度洋和西太暖池的影响，呈现出缓慢变化的特征（Stocker and Johnsen，2003），对应水西洞记录第1阶段a（39.97～39.44 ka B.P.）（图6－E），同时，南美季风增强（Wendtet al.，2019）（图5－G），南极变暖（Buizertet al.，2015）（图6－H）。随后，劳伦泰德冰盖大规模崩塌，寒冷的冰川融水在几十年内向南快速延伸（Waryet al.，2016；Wendtet al.，2019），AMOC进一步减弱或者停滞，此时的北大西洋海温下降（Rasmussen and Thomsen，2004），南半球变暖（Buizertet al.，2015），使得南北半球间的温度梯度（Schneideret al.，2014）达到最大，促进了ITCZ的进一步南移（Deplazeset al.，2013）（图6－G），水西洞石笋记录的亚洲季风快速减弱（第1阶段b，39.34～39.13 ka B.P.）。接着，亚洲季风进入一个长期的弱季风阶段（39.13～38.35 ka B.P.），相应南美地区则达到降雨强盛时期（图5－G）。最后，由于AMOC的减弱甚至停滞，热量不断地聚集在南半球和热带海洋地区（Stocker and Johnsen，2003），有可能触发了ITCZ的初始北移（Steffensenet al.，2008）（图6－G），低纬亚洲季风逐渐增强，与热带西太平洋海温上升一致（Stottet al.，2002）（图6－F），当热带海温达到一定阈值时，AMOC迅速恢复（Carolinet al.，2013），低密度的暖水通过深层水进入北大西洋冰架之下，当暖水突然到达表层，表层海冰消融，格陵兰冰心指示的温度则快速升高（Svenssonet al.，2008；Jonkerset al.，2010），HS4事件结束。上述分析表明，在北半球高纬气候触发HS4事件后，热带海洋和南半球热量的不断积聚及其随后的释放所引起的ITCZ的南北移动是造成水西洞HS4事件三阶段变化的主要原因。