重慶豐都雪玉洞群洞穴現代監測與古環境研究回顧和展望

曹 敏 ，蔣勇軍 ，賀秋芳 ，殷建軍 ，楊 琰 ，李廷勇

（1. 云南大學地球科學學院, 云南 昆明 650500；2. 西南大學地理科學學院, 巖溶環境重慶市重點實驗室,重慶 400715；3. 自然資源部、廣西巖溶動力學重點實驗室, 中國地質科學院巖溶地質研究所, 廣西 桂林541004；4. 云南師范大學地理學部, 云南省高原地理過程與環境變化重點實驗室,云南 昆明 650500）

0 引 言

巖溶洞穴是特殊的自然條件下，經過漫長地質歷史時期逐漸演化而成，因此，洞穴形態、結構及沉積堆積物都保存了大量的環境信息。洞穴石筍因具有分布廣泛、定年準確、分辨率高和代用指標豐富等優點而成為晚第四紀以來高分辨率氣候環境變化研究的理想載體[1]。對洞穴滴水、洞穴空氣環境和洞穴次生碳酸鹽進行監測，涉及滴水速率、沉積速率、洞穴溫濕度、元素比值、穩定同位素等代用指標[2-4]。結合多指標的洞穴監測手段研究洞穴石筍的沉積機理，有利于進一步認識洞穴石筍對氣候變化的響應機制，也有助于石筍代用指標的解釋。然而，某些石筍的代用指標存在不確定性或者多解性，對現代洞穴環境指標的綜合研究，也有利于加深對洞穴形成環境的認識。

洞穴環境獨特，次生化學沉積物形態各異，具有較大的旅游價值。雪玉洞是重慶著名的旅游洞穴，隨著洞穴旅游發展，洞穴環境也有所變化，洞內次生化學沉積物景觀也面臨變色、老化等問題[5-6]。對旅游洞穴環境進行長期、在線的現代觀測研究，可為洞穴保護和可持續利用提供依據。

中國是巖溶大國, 巖溶洞穴遍布，尤其是在南方地區。對洞穴碳酸鹽的研究雖可上溯到17 世紀旅行地理學家徐霞客的相關描述[7]，然而現代科學研究起步較晚[8]，朱學穩[9]于1988 年對桂林的巖溶地貌和洞穴進行了研究；袁道先[10]基于巖溶作用對環境變化的敏感性，明確提出巖溶記錄可以提供高分辨率的環境變化信息，一些學者對桂林[11]、福建[12]、北京[13]等地區的石筍進行了石筍與古氣候的相關研究，并將其研究成果相繼在國內刊物發表。Wang 等[14]在《Science》上發表末次冰期75～11 ka BP 時段南京葫蘆洞有準確定年的石筍δ18O 記錄, 顯示了東亞夏季風強度變化與北半球夏季太陽輻射變化的一致性并且精確標定了多個氣候變化事件，而貴州董哥洞的δ18O 記錄重建了160 ka BP 以來的東亞季風變化，精確揭示了冰期終止期的突變特征和時間[15]。隨后的研究成果不僅揭示了南方地區千年尺度季風氣候變化規律[16-17]，也將石筍δ18O 記錄的年齡拓展到640 ka BP 的U-Th 測年上限[18]。全新世石筍的高分辨率記錄則更豐富，展示了δ18O 記錄的空間的一致性[19]和早-中全新世的季風強弱變化[20]。Tan 等[21]系統了闡述了利用石筍年紋層來定量重建氣候變化的方法，短時間尺度上石筍的穩定同位素、紋層和微量元素記錄等被用來反映區域水文氣候事件[22]和人類活動的影響[23]。

水文氣候學指標的建立離不開對洞穴的現代監測。目前，在這一領域的成果包括在廣西盤龍洞[24]、湖北和尚洞[25]、北京石花洞[26]、南京葫蘆洞[14]、重慶芙蓉洞[27]和雪玉洞[28]等許多洞穴的現代監測研究。綜合上述研究成果可以發現，中國從南到北的石筍古氣候研究對全球氣候變化的響應和反饋占據了重要位置。雖然研究成果顯著，但是仍有許多重要的科學問題還有待解決。如石筍δ18O 記錄到底反映的是季風強度、氣溫還是降水？如何區分和定量化，石筍的年代學問題等。為了解開這些問題，在重慶地區豐都雪玉洞群、金佛山羊口洞和武隆芙蓉洞等成為石筍古氣候的理想研究基地（圖1）。羊口洞的石筍重建了重慶地區206-24 ka BP 時段的夏季風降水變化[29]。研究人員較早地對雪玉洞群開展了連續的洞穴監測研究，并在石筍的高分辨率古氣候研究領域發表了一系列成果。經過十來年的發展，有必要對雪玉洞群的石筍古氣候研究以及現代監測成果進行梳理，旨在加強對該區域氣候環境變化的認識，并對未來生態環境可持續發展提供借鑒和參考。

過去10 年的研究成果表明，在雪玉洞群進行現代觀測、并開展對古氣候和古環境研究的優勢非常明顯：(1)因所處的地理位置優越，氣候和環境對全球變化的響應非常敏感；(2)同一地區，相似的氣候背景下發育著不同水平高度的洞穴，其觀測數據可以相互應證和補充；(3)廣泛發育的洞穴石筍所含的指標具有一致性，雪玉洞群洞穴內石筍生長連續、年層清晰，可以構建逐年高分辨率δ18O、δ13C 記錄，為古氣候和古環境重建提供合適的代用指標。這些研究主要回答的科學問題是：雪玉洞內的CO2濃度高且變化迅速的原因？雪玉洞群內的沉積物顏色非常白且沉積速率快的原因是什么？雪玉洞群區域的石筍是否適合高精度古氣候重建？

1 基本概況

重慶市國土面積約8.24×104km2，其中碳酸鹽巖分布區占總面積的35%[29]，為巖溶洞穴的發育提供了重要的物質基礎。雪玉洞群位于亞熱帶濕潤季風氣候區，多年平均氣溫為17.5 ℃，多年平均降水1 072 mm，70%的降水集中在5-10 月，其中8 月受副熱帶高壓控制時降水偏少[30]。洞穴上覆植被以常綠闊葉林和灌叢為主。在區域地殼抬升、河流快速下切過程中，為多層溶洞的形成、發育和豐富的次生化學沉積創造了良好條件。對雪玉洞的研究工作起源于朱學穩等[31]對雪玉洞群的洞穴沉積物和洞穴特征的闡述，他首次提出了“雪玉洞群”的概念，該洞穴群內發育碳酸鹽類方解石、文石和硫酸鹽類石膏等次生沉積物（圖2）。雪玉洞是旅游洞穴，洞內的次生沉積物 “潔白如雪，純凈如玉”，被《國家地理雜志》評為“中國最美洞穴”之一。目前，雪玉洞是國家4A級旅游景區，游客量較大，疫情前平均每月約5 500人入洞參觀[32]。從2004 年開始，在雪玉洞內開始了初步的現代洞穴學研究，積累了一些游客數據和洞內空氣CO2變化等記錄數據[33]。2008 年以來，西南大學在雪玉洞建立了巖溶研究基地，對雪玉洞群開展了系統的現代巖溶學研究：包括對洞穴發育基礎水文地質調查、洞穴上覆植被-土壤監測，洞穴內環境要素的監測和石筍定年以及同位素分析等。

雪玉洞群位于重慶市豐都縣，由羊子洞、雪玉洞和水鳴洞共同構成，位于長江的支流龍河下游左岸（經 緯 度29°46′30″～29°47′20″N; 107°47′00″～107°48′30″E），距離豐都新縣城18 km，洞穴群發育于川東平行嶺谷方斗山背斜的翼部，下三疊統灰巖中[31]（圖3），是重慶重要的巖溶研究基地。三個洞穴的分布情況、巖性特征、地層產狀等基礎資料見表1[31]。

表1 雪玉洞群各洞穴位置與特征比較[31]Table 1 Locations and strata of Xueyu caves[31]

2 雪玉洞群洞穴現代環境過程監測

2.1 雪玉洞環境特征與碳遷移

對雪玉洞內氣溫的同步監測發現：受燈光和游客的影響，雪玉洞內不同洞穴層位氣溫略有差異：上層17.7～18.3 ℃，中層17.4～18.1 ℃，下層16.6～17.6 ℃[35]。這種上暖下冷的三層溫度結構，使得洞內空氣層相對穩定，不容易產生氣流運動。雪玉洞地下河水溫變幅較小，為16. 3～16. 7 ℃[36]。

重慶雪玉洞內年均氣溫與豐都地區的年均氣溫幾乎一致。旅游開發兩三年后，洞內年均溫并沒有顯著變化[33]。許多洞穴在旅游開發后有增溫的現象，如意大利的Castellana 洞穴，燈光和游客呼吸使洞內溫度升高3.0 ℃[37]；貴州織金洞內氣溫自1985 年以來升高了2～3.5 ℃[38]。河北臨城白云洞，在2000 年“五一”期間，洞穴內某些狹窄處溫度日增幅達到2.0～2.4 ℃[39]。長期來看，雪玉洞地區的降雨量、氣溫和地下河PCO2呈上升趨勢，地下河水溫變化則呈現微弱的下降趨勢（圖4）。

洞穴空氣CO2濃度是影響洞穴次生化學沉積過程的重要因素之一，也是衡量旅游洞穴環境質量的一個重要指標[40]。一些洞穴在開放幾年后，隨著游客量逐年增加，洞內CO2濃度也會升高[17]。自2009年以來，雪玉洞的CO2濃度也呈現上升趨勢，不過王翱宇等[36]認為旅游活動對洞穴CO2變化的影響較弱；徐尚全等[32]發現只有在旅游旺季且游客容量超過一定閾值時才會帶來明顯的CO2累積，而這種累積很容易在洞穴自身的凈化作用下消除，回歸到自然狀態。由于地下河水體對洞內CO2的調節，雪玉洞旅游開發帶來的CO2累積效應并不明顯。研究表明，當游客量為50～200 人/每天時，游客的呼吸對洞穴空氣的貢獻量為55.02～207.74 mol，即 2.4～9.14 kg，占比較小[32]。此外，雪玉洞在管理上一直是采取控制人數和分批次進入的方式，可以防止洞穴CO2過度增加。但是在月尺度上，洞穴CO2的變化與降雨（月降雨小于250 mm）的關系更密切（R2=0.41，p＜0.01）。

CO2和水是巖溶碳循環中最活躍、最關鍵的因素。CO2進入水中，形成碳酸，溶解碳酸鹽巖；CO2從水中逸出，引起碳酸鹽的沉淀[41]。諸多學者都對雪玉洞CO2的季節變化進行過闡述，王翱宇等[36]最先監測到雪玉洞的空氣CO2和地下河PCO2存在明顯的季節效應（2 000～10 000 ppmv），且二者具有良好的協同變化規律（R2=0.97，p＜0.01）。在時間序列上，地下河的PCO2高值和低值要早于洞穴空氣[42]，地下河通過脫氣和吸氣過程，主導了洞穴內CO2的變化。

Faimon 等[43]對 捷 克Punkevní jeskyně和Sloup-?o??vka 兩個洞穴上覆土壤CO2和洞內CO2進行了監測，認為不同植被下的土壤中CO2含量差異較大，且都影響洞穴中CO2濃度。王曉曉等[44]通過上覆土壤和洞穴水化學的月監測結果發現，土壤CO2濃度的變化和地下河水化學、電導率變化具有一致性。進一步對地下河PCO2和土壤CO2的同步監測發現，日時間尺度上或暴雨時，地下河PCO2對土壤CO2變化的響應非常迅速[45]，也證明了土壤CO2會直接或者間接地影響地下河PCO2和洞穴空氣CO2[46]。土壤CO2通過巖石裂隙可以直接進入洞穴系統，土壤與基巖共同組成了一個雙層膜介質。干旱時，土壤水分蒸發，其孔隙構成了洞內外氣體連接的管道；而濕潤時，土壤水充填，無法形成通道，導致CO2在洞內累積，這是地中海區域的洞穴冬季CO2濃度高的重要原因[47]。不過雪玉洞的情況剛好相反，夏季是雨季，土壤水飽和，而洞穴頂部又構成了比較封閉的空間，因此有利于洞穴內部空間維持高濃度CO2。在高溫多雨的季節，有更多土壤CO2進入雪玉洞；低溫少雨的季節，進入洞穴內的土壤CO2減少，洞穴CO2濃度也較低；氡濃度的季節變化也佐證了這一點[48]。降雨可以溶解土壤CO2滲入地下洞穴，也可以通過活塞效應將土壤和裂隙中的CO2直接壓入洞穴，使得洞穴CO2的碳同位素較好地繼承了土壤CO2的同位素特征（圖5），并且能夠通過端元模型計算出來源于土壤CO2部分的比例介于47%～76%之間[49]。通過對暴雨期間雪玉洞地下河的流量以及DIC 等的分析發現，降雨期間雪玉洞地下河的碳通量顯著增加，主要受流量增大的影響[50]。利用DIC 計算碳通量表明，2009-2015 年碳通量呈上升趨勢，從3.46 t C·a-1·km-2上升到5.64 t C·a-1km-2，7 年間巖溶地下水碳通量增加38%，與該時期降水增加有較大的關系。

2.2 雪玉洞群水文地球化學特征與控制因素

石筍領域研究的兩個主要方向是：（1）沉積速率及其控制機理、元素運移等；（2）高分辨率古氣候重建。其中滴水和沉積物元素變化能夠很好地響應外界環境變化[51]。雪玉洞和水鳴洞的滴水水化學類型都為HCO3-Ca 型，主要受到水巖作用控制[52]。蒲俊兵等[53]對雪玉洞進行監測，發現滴水的主要水化學指標在一個水文年內具有明顯的季節變化趨勢：洞穴上層滴水的Ca2+和Mg2+濃度高于下層滴水，Mg/Ca 表現為雨季低、旱季高的特征，可以用來指示降水條件的變化。

水巖相互作用和滯留時間對元素比值的變化有著顯著的影響。滯留時間可以反映在滴水中，在雪玉洞按照滴量變幅可分成“敏感”滴水點（滴率1～63 mL/min）和“穩定”滴水點（0.9～5.0 mL/min），前者可以很好地反映當月降雨量，后者對降雨的響應具有顯著的滯后性[28]。雪玉洞的基巖Mg/Ca 為0.59%～3.53%，屬于低鎂方解石[34]。雨水和滴水的Mg/Ca 范圍分別為4.96%～35.94%和2.39%～11.95%。大氣降水本身以及其對土壤和基巖的淋濾作用，會使得滴水和石筍中Mg 元素增加[54]。Mg2+含量不僅和水巖作用時間長短、母巖性質以及水土流失等有關，而且還可能與溫度和地下水運移路徑有關[55]，如在水流到達洞穴前CaCO3優先沉積（PCP），將導致滴水中的Mg/Ca 比升高[56]。在外界氣候干旱條件下，降水減少，進入含水層中的補給水量減少且流速緩慢，巖溶水在含水層的滯留時間增加，水巖相互作用增強。在Wombeyan 洞的監測也印證了滴水Mg/Ca 的增大與厄爾尼諾（2002-2003 年）帶來的干旱和PCP 作用增強有關[57]。2006 年長江流域發生嚴重干旱事件，和尚洞所在區域夏季降水減少30%，洞穴滴水速率對降水的響應沒有出現往年的峰值[58]。與此同時，干旱時期較慢滴水速率會引起滴水中更多的CO2脫氣，發生PCP 作用，Ca 離子濃度相對降低，Mg/Ca、Sr/Ca 偏高。因此，雪玉洞滴水Mg/Ca、Sr/Ca 的變化在某種程度上可以反映干濕變化。

洞穴滴水中的Ca2+和Mg2+濃度對區域特大降水事件有明顯的響應，但不同滴水點由于其運移路徑不同，響應機制和表現也不同，在雪玉洞只有“穩定”滴水點中的Mg/Ca 可以反映外界的干濕變化[32]。這種短時間尺度的變化可能隨沉積作用被記錄在洞穴沉積物中，如石筍中，從而為高分辨率古氣候的重建提供物質基礎。

3 沉積速率與年代數據

洞穴石筍的沉積速率是反映外界氣候環境變化及洞穴內部地質背景條件變化的綜合指標，也是氣候演變、冷/暖氣候事件以及降水強度等的識別標志之一[59]。雪玉洞發育于三疊系飛仙關組，為質純的顆?；規r，其礦物組成以低鎂方解石為主[34]。雪玉洞滴水中的Mg/Ca 比也低，從而促進次生沉積物晶體一邊繼承母巖低的Mg/Ca 特征，一邊快速側向生長，形成自形程度好、潔白通透的沉積物[60]。

石筍的沉積速率可以通過高分辨率U-Th 測年獲得，根據石筍定年數據可以精確計算各時段的沉積速率。已發表的雪玉洞群石筍年代最老可以達330～268 ka B.P., 記錄了MIS9/8 的轉換時期為278～281 ka B.P.[61]，年代較新的可以提供時間分辨率達1a 的過去500a 的氣候信息記錄[62]。重慶地區洞穴石筍平均沉積速率差異較大（表2）。雪玉洞群的洞穴石筍沉積速率較快，相對于已發表的金佛山羊口洞、梁天洞的石筍沉積速率。當然，不同的氣候條件下，石筍的沉積速率存在差異，即便是同一個洞穴，石筍沉積速率也有差異。

表2 重慶地區石筍U 系年齡和沉積速率Table 2 U-Th dating and deposition rates of stalagmites in Chongqing

王翱宇[63]在雪玉洞的監測發現每年11 月至次年5 月的日平均沉積速率達6.94 mg·d-1，即沉積物主要沉積的時期是在洞穴CO2濃度較低的冬春季節，其沉積速率達0.33 mm·a-1，可能是夏季洞穴空氣中CO2濃度升高，會抑制滴水中CO2的脫氣，不利于方解石生長的原因[64]。因此洞穴空氣CO2濃度和滴水速率的季節變化會影響方解石的沉積。徐尚全等[11]在洞內的3 個滴水點放置玻璃片監測，發現雨季的平均沉積量為0.445 g，旱季的平均沉積量為0.249 g，雨季沉積量較旱季高78.7%，表現為雨季高、旱季低；這和芙蓉洞的監測結果一致[65]?？芍?，同一個洞穴，不同滴水點的洞穴沉積物的季節沉積速率并不完全一致[66]。一兩年或者個別滴水點的數據具有較大的不確定性，因此高分辨率和長時期的滴水監測仍然是十分必要的[67]。石筍生長速率的影響因素較為復雜，不能簡單地和降水、氣溫、植被變化等對應起來，那么在考慮使用石筍沉積速率重建古氣候的時候還需要特別謹慎。

以水鳴洞取的一根SM1 石筍為例，何瀟等[72]按照石筍剖面沉積特征及年齡數據分布，認為沉積速率非?？欤涸?6.5～24.1 ka.B.P. 期間內共沉積了57.5 cm，平均沉積速率為0.25 mm·a-1，和雪玉洞地區的現代監測記錄接近；最高沉積速率達到0.72 mm·a-1，且從石筍底部到頂部，不存在百年尺度以上的沉積間斷（圖6）。而對于具有沉積間斷的石筍在計算沉積速率時，需要扣除沉積間斷時間[73]。水鳴洞的SMY2 石筍定年在29.9～3.1 ka B.P.[74]，沉積速率為0.01 mm·a-1。由于出現了兩次沉積間斷，僅在8.0～7.0 ka B.P.連續沉積，扣除沉積間斷的影響之后，平均沉積速率為0.25 mm·a-1，也接近SM1 的沉積速率。

4 碳氧穩定同位素與古氣候重建

石筍的沉積速率及其穩定同位素和微量元素等都可作為氣候和環境的替代指標[75-77]。因此，前面提到的微量元素比值（Mg/Ca）、沉積速率等可以反映降水的變化，為利用地球化學指標重建古降水提供理論依據。但是單一指標往往具有不確定性，需要結合多指標進行研究。

對雪玉洞“林海雪原”附近滴水點洞穴沉積物的δ13C 分析表明，δ13CV-PDB的范圍-13.56‰～-9.30‰，平均值為-12.17‰，也存在季節性波動，冬半年偏重，夏半年偏輕[30]。王翱宇等[63]對當地大氣降水的現代監測發現，大氣降水的δ18O 值表現出明顯的夏季偏輕、冬季偏重的趨勢。滴水點下方玻璃板塊上的方解石沉積物δ18OV-PDB范圍為-7.57‰～-5.94‰，平均-6.89‰；沉積物中δ18OV-PDB與δ13CV-PDB具有較好的正相關關系[30]。Wu 等[71]對116～3ka BP 以來的YZ1石筍的δ18OV-PDB與δ13CV-PDB進行了去趨勢化比較，發現二者也具有相關性（p＜0.01）。

對于亞洲季風區石筍的氧同位素，不同的學者有不同的解譯：反映東亞季風的強弱變化[18]、西南季風的年際變化[78]、水汽來源的“雨量效應”，以及“環流效應”[79]。水鳴洞SM1 石筍剖面沉積時間較短，沉積速率快，沉積物為白色，較純；其δ18O 變化范圍-9.0‰～-7.5‰，呈現階梯式變化[72]。SM1 的氧同位素變重，沉積速率降低，也記錄了東亞季風整體減弱，降水逐步減少的過程，與該時段的Henrich 事件（H2）相對應。

水鳴洞NSM03 的石筍δ13C記錄則反映了過去500 年間氣候環境演變，時間分辨率達1a，顯示小冰期開始時間大約為1 300 A.D.，同時石筍δ18O 值偏重，平均值為-8.05‰，也顯示亞洲季風在迅速減弱，該區域進入小冰期時期[80]。在公元1450 年和公元1600 年前后發生兩次顯著的夏季風減弱事件；根據功率譜分析發現，主要的驅動因素是太陽活動變化[81]。水鳴洞SMY2 石筍的δ18O（-9.3‰～-8.5‰）和δ13C（-9.1‰～-6.5‰）記錄表明在8 000～7 000 a B.P.期間出現了多個百年-十年際尺度的氣候波動[74]。此外，SMY2 的微量元素分析顯示，Ca 的含量比較穩定，變化幅度較?。?5%～68%)；Mg 含量范圍為0.91%～3.32%。在弱季風事件發生時，Mg/Ca、Sr/Ca、Ba/Ca 出現了較高值。與δ13C 和δ18O 記錄相比，7.3 ka BP 前SMY2 石筍的Mg/Ca、Sr/Ca 和Ba/Ca 呈現出頻繁的年際振蕩。在7.3 ka BP 后，微量元素比值的持續增加，直到大約7.15 ka BP 才開始逐漸恢復到平均狀態。在研究期間，Mg/Ca、Sr/Ca 和Ba/Ca 的比值變化非常同步。

梁沙[82]利用羊子洞石筍YYZ1 的230Th 測年數據和穩定碳氧同位素數據建立了116.5～68.9 ka B.P. 期間高分辨率的石筍氧碳同位素時間序列。該石筍δ18O 記錄了MIS 25-20 的6 個千年尺度事件，揭示了夏季風強度的變化。石筍δ13C 在夏季風強盛期（MIS 5c、MIS 5a）偏負，衰弱期（MIS 5d、MIS 5b、MIS 4）偏正。與Mg/Ca、Sr/Ca 和Ba/Ca 比值的變化相對應，反映了洞外干濕條件和水文過程?；诙嘀笜擞涗浀?3.1～91.5 ka BP 期間，發生了一次明顯的干旱事件，即92 ka 事件[83]。Wu 等[71]對羊子洞YZ1 石筍的年 齡 進 行 了 研 究（4.695 ± 0.071 ka BP～116.83 ±0.92 ka BP），石筍的沉積期為118.17 ka BP～3.68 ka BP，YZ1 的平均沉積速度為6.04 mm/ka，平均分辨率約為269 年，覆蓋了整個末次冰期。石筍YZ1 的δ18O 和其他洞穴石筍δ18O 記錄指示的亞洲季風在軌道-千年尺度上也具有一致性[8]，在細節上YZ1 具有更完善的記錄特征。在同位素階段MIS 5 d 時，石筍δ18O 值比末次冰期MIS 2 時偏重近1.5‰（圖7），可能與東亞夏季風水汽源的同位素組成不同以及季風環流的動態變化有關[71]。

5 問題與未來展望

雪玉洞群末次冰期以來的氣候變化研究取得了以下主要進展:

(1)對雪玉洞內的CO2變化規律和來源有了比較清晰的認識，證明了現代水文過程和地下河對于洞穴CO2變化的重要驅動作用。發現并量化了土壤CO2是雪玉洞CO2的主要來源，同時地下河的脫氣和吸氣對雪玉洞CO2也有著重要的調節作用。

(2)雪玉洞滴水的現代監測，揭示了不同水文地質結果對不同滴水的影響。雪玉洞洞穴各滴水的Mg/Ca 表現不同，只有“穩定”滴水點的Mg/Ca 表現出雨季低、旱季高的特征，可以用來指示降水條件的變化。

(3)雪玉洞群石筍精確記錄了一系列氣候事件，驗證了受亞洲夏季風影響的石筍δ18O 響應北半球太陽輻射變化，千年事件還受到海氣過程的影響。確定了“7.2 ka 事件”的起止及持續時間，豐富了多全新世氣候事件的認識。發現了不穩定的“小冰期”，為準確認識小冰期降水的空間差異提供了新數據。洞穴沉積物中δ13C 可以記錄亞洲夏季風的演變，反映了表層巖溶帶水文條件的變化。δ13C 和δ18O 結合，反映了亞洲季風變化和區域水文條件的變化。

盡管這十幾年在雪玉洞群的監測和研究取得了諸多進展，但是依舊有許多問題還有待解決。

5.1 現代過程方面

現代降水δD 和δ18O 監測已經取得很大進展，但在不同時間尺度上如何區分降水信號來源，如單場降雨中水汽來源的影響以及在區域空間尺度上，不同洞穴對于全球變化響應的差異。

此外，多年的洞穴監測有助于理解石筍的沉積機制，解譯洞穴石筍氣候環境指標。但外界氣候變化、洞穴上覆土壤、植被變化對洞穴滴水和沉積物的影響，仍需開展持續性的連續監測。如對雪玉洞的CO2來源、遷移變化和影響因素都有較為詳細的研究，但不同滴水類型的指標差異，如何影響洞穴次生沉積物沉積過程，以及如何影響石筍指標的選擇仍需要進一步的研究。

全球變暖背景下，極端干旱和降雨事件發生的概率都將顯著增加?，F有的監測如Mg/Ca、Sr/Ca 比值等如何響應極端干旱和降水，過去的石筍極端事件的高分辨率重建和未來極端事件預測研究也有待進一步發展。

5.2 年代學方面

雪玉洞群的石筍非常適合鈾系高精度測年，但目前的年代數據大都集中在120 ka B.P.以來，缺乏連續的記錄，尤其缺乏比較古老的石筍樣品?？紤]到三個不同層次的洞穴形成時間，羊子洞石筍可能具有更大潛力。但是水鳴洞和雪玉洞的沉積速率明顯更快，在年際、百年際高分辨率記錄上更有優勢，部分樣品達到了1a 際的高分辨率。然而長時間、高精度的連續性記錄依舊是缺乏的。

5.3 古氣候、古環境重建方面

目前的研究還主要是利用石筍代用指標進行古氣候重建和區域對比分析，如何結合附近的芙蓉洞、梁天洞、羊口洞等不同高程分布的各級巖溶洞穴，構建區域古水文變化空間格局和地貌演化可能是未來的重要方向，可以為恢復長江中游古水文、古氣候重建提供重要的支撐。尤其是隨著一些微生物指標的出現，對于石筍形成環境的氣溫和降水的定量化重建有較大的研究潛力。