末次冰盛期山東半島高分辨率氣候環境變化

于溪川，青芷儀，周厚云

華南師范大學地理科學學院，廣州 510631

末次冰盛期（Last Glacial Maximum，簡稱LGM）是末次冰期以來最冷干的時期，此時北半球夏季太陽輻射明顯降低，全球冰蓋大幅度擴張，海平面顯著下降，陸地生態系統發生巨大變化[1-2]。已有學者通過冰川、黃土、植被、風沙粉塵、泥炭、人類活動等方面對我國北方末次冰盛期的氣候環境變化進行研究[3-8]。例如，王照波等[5]對蒙山發育的第四紀冰川遺跡中較新的冰磧壟進行光釋光測年，顯示其部分形成于末次冰盛期，據此建立了蒙山冰期。Yang 等[6]分析了黃土高原21 個黃土剖面的有機質碳同位素組成，重建了末次冰盛期和全新世適宜期C4植物生物量的空間格局，表明C4生物量等值線的空間展布方向和現代降雨量等值線非常一致，可將其視為東亞夏季風雨帶的相似型。李曼玥等[7]基于AMS14C 定年和孢粉分析, 獲得了華北平原白洋淀等6 個剖面記錄的末次冰盛期以來植被變化歷史，重建了華北平原末次冰盛期和全新世暖期的古環境格局，表明華北平原區域植被變化受氣候條件、地貌景觀和人類活動等因素共同影響。楊利榮等[8]運用掃描電鏡與能譜分析，研究了呼倫貝爾沙地末次冰盛期晚期以來風成沙微區形態和黏土礦物成分，并依據風成沙表面礦物特征分析了末次冰盛期的氣候環境變化，認為冰期地表植被發育較差，區域沙漠活化且流動性強。Chen 等[9]通過陜西漢中DDH 石筍δ18O 記錄，重建了34～13 ka 的亞洲夏季風演化歷史，認為其記錄的氣候變化是受北半球低緯度夏季日照變化的控制，并響應于北半球高緯度地區的千年氣候變化。已有的研究成果均表明LGM 時期我國北方氣候極為寒冷干燥，全球冰蓋大幅擴張，海平面大幅下降，該時期東亞冬季風增強，夏季風減弱。上述研究雖然已經取得了一定成果，但在定年精度和分辨率方面仍存在不足。迄今為止，來自我國北方地區具有精確定年的LGM高分辨率氣候環境變化記錄還非常少見。石筍因其可以精確定年、氣候代用指標豐富、記錄較連續、相互對比性強和采樣成本低等優勢，成為古氣候研究中重要的地質材料，已建立如目前世界最長的東亞夏季風 (640 Ka)石筍記錄等一系列標志性成果, 為發展軌道-亞軌道氣候變化理論提供新證據，同時高分辨率的石筍記錄也對理解短尺度氣候變化及預測未來氣候變化具有重要意義[10-11]。

本文報道了我國山東半島地下畫廊溶洞的一支石筍DXHL3 所記錄的古氣候信息。該石筍的高U 含量（＞18×10-6）為進行精確的230Th 定年提供了條件。通過高分辨率的氧-碳穩定同位素（δ18O 與δ13C）分析，重建了末次冰盛期山東半島夏季風氣候變化歷史，并對其影響機制進行了探討。

1 樣品與研究方法

石筍DXHL3 采自我國山東省臨沂市沂水縣的地下畫廊溶洞（35°41'N、118°25'E）（圖1），該溶洞發育于下寒武統厚層灰巖中[12]。研究區是典型的溫帶季風氣候，四季分明，夏季高溫多雨，冬季寒冷干燥。當地年平均氣溫12.1℃，多年平均年降水量約710 mm，降水主要集中于夏季[13]。區域植被以溫帶落葉闊葉林為主。

圖1 地下畫廊溶洞區域概覽Fig.1 The location of the Dixiahualang (DXHL) Cave

石筍DXHL3 全長約138 mm，整體呈圓柱狀，頂部較平，上下比較均勻（圖2a）。沿著生長中心將石筍切開，并對切面進行拋光，部分層位生長紋層較為清晰。切面上無明顯溶蝕和重結晶現象。在DXHL3 的10 個層位取樣，在臺灣大學高精度質譜與環境變化實驗室（HISPEC）采用 MC-ICP-MS 進行230Th 定年，化學前處理及儀器測試過程和方法參見Shen 等[14-15]。沿著DXHL3 生長中心刮取粉末用于δ18O 和δ13C 分析，每毫米刮取10 個樣品，考慮到分辨率及避免樣品間交叉污染，最終共挑選了220 個樣品進行δ18O 和δ13C 測試，平均分辨率高達20 a。δ18O 和δ13C 測試在中國科學院南京地質與古生物研究所的古生物與地層學國家重點實驗室進行，使用儀器為Kiel 型碳酸鹽自動進樣裝置和Thermo-Fisher MAT253 質譜儀。δ18O 分析誤差小于0.1‰，δ13C 分析誤差優于0.06‰，結果報告相對于PDB 標準。

圖2 石筍DXHL3 與年齡模式a: 石筍剖面圖，其中黑色短線代表測年點位置； b: 石筍的年齡-深度模式圖；c 為a 中進行顯微鏡觀察部分（黑框內）。Fig.2 Staglagmite DXHL3 and its age model a: Profile of stalagmite, where short black line indicates the location of the dating point; b: Age-depth plot of stalagmite; c: the microscopic part of (a) (the black box).

2 結果

2.1 年齡

石筍DXHL3 的230Th 測年結果見表1。10 個樣品的238U 含量高（（18 180～35 390）×10-9），232Th 含量低（（0.05～2.2）×10-9），測年精度高，測年誤差為33～61 a。石筍的年代序列和生長層序一致，全部10 個年齡沒有出現倒序現象。年齡測試結果顯示石筍頂部約10 mm 的生長速率顯著下降，但磨片對這一段進行顯微觀察并未發現明顯的沉積間斷（圖2c）。使用線性插值法建立年代模式（圖2b），可知石筍DXHL3 的生長時間約為23.2～18.8 ka，時間跨度約為4.4 ka，平均生長速度約為31.4 μm/a。

表1 石筍DXHL3 的U-230Th 年代數據Table 1 U-230Th dating results of stalagmite DXHL3

2.2 δ18O 和δ13C 記錄

石筍DXHL3 的δ18O 和δ13C 記錄均表現出顯著的千年尺度波動，且兩者變化趨勢極為相似（圖3b、c）。δ18O 值的整體變化范圍為-7.0‰～-5.2‰，平均值為-6.3‰。在22 ka 附近δ18O 出現最大值為-5.2‰，在石筍停止生長的18.8 ka 附近出現最小值為-7.0‰。δ13C 變化范圍在-6.8‰至-1.3‰，平均值為-5.5‰。最大值為-1.3‰，出現在19 ka 附近，最小值為-6.8‰，出現在22.6 ka 附近。δ18O 和δ13C的變化可以分為4 個階段，第一階段為23.2～22 ka，δ18O 和δ13C 均呈波動上升趨勢，在22 ka 附近達到最大值。第二階段為22～21 ka，δ18O 值和δ13C 值整體變輕，均呈明顯的波動下降趨勢。第三階段為21～19 ka，δ18O 和δ13C 整體波動上升，在19 ka 附近達到最大值。但二者也有細微不同，δ18O 是持續上升狀態，而δ13C 在上升至20 ka 附近有一個明顯的下降趨勢而后再繼續上升。第四階段為19～18.8 ka，兩者均顯著下降。

圖3 石筍DXHL3 的δ18O 和δ13C 記錄及與極地冰芯、婆羅洲北部石筍及中國季風區內其他石筍δ18O 記錄對比a：格陵蘭冰芯NGRIP[17]； b-c：地下畫廊溶洞石筍DXHL3； d：婆羅洲北部石筍SSC01[26]；e：豪豬洞石筍HZZ11[18]；f：葫蘆洞石筍MSD[19]； g：南極冰芯EDML[17]。各石筍記錄均顯示了年齡及誤差；圖中黑色圓點和水平誤差棒代表相應記錄的定年點及誤差；黑色箭頭代表變化趨勢；所有數據均進行了平滑濾波處理，灰色虛線代表的是原數據，黑色實線為三點滑動平均后數據。Fig.3 Comparison of the DXHL3 δ18O and δ13C records with δ18O records of ice cores from polar areas, speleothems from northern Borneo,and other stalagmites in monsoonal China a: Greenland ice core NGRIP[17]; b-c: underground gallery cave stalagmite DXHL3; d: North Borneo stalagmite SSC01[26]; e: Haozhu cave stalagmite HZZ11[18];f: Hulu cave stalagmite MSD[19]; g: Antarctic ice core EDML[17].All stalagmite records show age and error.Black dots and horizontal error bars represent the corresponding recorded dating points and errors.Black arrows indicate the changing trend.All data are smoothed and filtered; the gray dashed line are the original data and the solid black line are the three-point sliding average.

采 用REDFIT[16]對 石 筍DXHL3 的δ18O 和δ13C記錄進行周期分析，結果如圖4 所示?？梢钥吹?，氧和碳同位素記錄都具有2.2 ka 周期，這與前面提到的這兩個同位素記錄具有顯著的千年尺度波動是一致的。

圖4 石筍DXHL3 的氧（a）和碳（b）同位素REDFITF 分析結果MC 表示Monte Carlo 置信水平線。Fig.4 REDFIT analysis of the oxygen (a) and carbon (b) isotopes of stalagmite DXHL3 MC: Monte Carlo confidence level.

3 討論

3.1 δ18O 和δ13C 記錄的氣候指示意義

將末次冰盛期時石筍DXHL3 的δ18O 和δ13C 記錄與極地冰芯[17]、亞洲季風區內其他石筍相對比，可以發現在年齡誤差范圍內，大部分時段石筍DXHL3 與豪豬洞石筍HZZ11[18]、 葫蘆洞石筍MSD[19]的總體變化趨勢基本相似。但由于受到定年精度、時間分辨率的限制，也存在一些差異，特別是與葫蘆洞石筍MSD 在21 ka 后變化不一致（圖3f）。這可能是由于石筍MSD 在23.2～18.8 ka 內只有一個定年點，且其分辨率不高造成的。此前已有不少學者對山東半島不同時期的石筍進行研究，如王慶等[20]報道了開元洞石筍KY1 過去千年的記錄，并探討了14 世紀以來人類活動對當地植被的影響；Tan 等[21]利用黃巢洞石筍HC2 重建了過去2 200 a 的氣候和植被變化，并評估了歷史時期山東中部地區的毀林開荒活動；Xue 等[22]通過上小峰洞石筍SD1 討論了倒數第二次冰消期區域氣候和環境變化的特征及其與全球變化的聯系；李倩等[23-24]利用地下畫廊石筍LY 的δ18O 和微量元素記錄，重建了臨沂地區末次冰消期的古氣候變化歷史，分析了石筍各微量元素的影響因素。以上對山東半島石筍的研究均認為δ18O 主要記錄夏季風強度的變化，可用于研究氣候環境的變化。Liu 等[25]利用模擬結果，提出末次冰盛期以來中國δ18O 和中國北方地區降水量顯著負相關。且傳統上認為東亞夏季風增強時期, 南風向北異常推進, 水 汽輸送增加, 導致中國北方（特別是華北 ）降水偏多, 有著明確的動力學意義。故本文也采用該解釋，即δ18O 值指示夏季風強度，δ18O 值越偏負表明夏季風越強且降水增加，δ18O 值越偏正表明夏季風越弱且降水減少。

石筍碳的來源包括大氣中的CO2、洞穴上覆土壤空氣中的CO2以及碳酸鹽圍巖。其中土壤空氣CO2是決定石筍δ13C 變化的關鍵因素。因其主要受控于植物根系的呼吸作用和微生物活動對土壤有機質的分解，故可用石筍δ13C 指示洞穴所在區域的地表生態環境變化，特別是植被的演變?？梢越Y合植被狀態、降水量以及生態變化趨勢，綜合分析當時的氣候環境。石筍δ13C 一般與植物C3/C4值呈負相關，與植被生物生產力也呈負相關。當δ13C 值越輕，表示地表植被中C3植物相對增加（即C3/C4比值增大），植被生物生產力越強，整體處于相對溫暖濕潤的氣候環境。而當δ13C 值越重，則植被發育較差，C3/C4比值較小，對應相對寒冷干燥的氣候環境。

由于δ18O 和δ13C 在千年-百年尺度上的變化趨勢極為相似，表明兩者可能受到相同機制的影響，即植被和土壤的變化主要受氣候的控制。δ18O 主要反映夏季風強度和降水強度的變化，δ13C 可反映受東亞夏季風強度變化影響的植被狀態的改變，夏季風氣候控制了地表植被的發育。

3.2 山東半島末次冰盛期氣候環境變化

根據石筍DXHL3 的δ18O 和δ13C 記錄，可將末次冰盛期山東半島的氣候變化分為4 個階段。在第一階段23.2～22 ka，東亞夏季風持續減弱，降水量也逐漸減少，地表植被生物生產力明顯降低，C3/C4值下降，植被-土壤系統發生變化，地表氣候較為冷干。在第二階段22～21 ka，夏季風顯著增強，降水增加，地表植被類型豐富多樣且密度較大，C3/C4值上升，根系的呼吸作用、微生物活動及有機質分解作用都大幅增強，整體處于一個相對溫暖濕潤的環境。而在第三階段21～19 ka，夏季風由強變弱，降水減少，C3/C4值下降，地表植被發育程度降低，植被密度減少，土壤微生物活動減弱，氣候較為寒冷干燥。在第四階段19～18.8 ka，夏季風大幅增強，降水也隨之增多，植被總體較為發育，C3/C4值升高且植被密度增大，氣候由此前相對冷干變得較為暖濕。

將石筍DXHL3 在末次冰盛期的δ18O 記錄與格陵蘭冰芯NGRIP[17]對比（圖3a、b），發現兩者在23.2～20.5 ka 變化存在一定的相似性，此后的變化略有差異。而DXHL3 與南極冰芯EDML[17]的δ18O記錄在末次冰盛期存在明顯差異（圖3b、g）。對比石筍DXHL3 與婆羅洲石筍SSC01[26]的δ18O 記錄（圖3b、d），可以清楚看到在末次冰盛期兩者的變化趨勢極為相似。例如在23～22 ka 期間，δ18O 值均波動變重；在22～19 ka 期間，兩者的δ18O 值都是先負偏變輕，而后再正偏變重。婆羅洲石筍記錄了熱帶西太平洋暖池的水文狀況和氣候環境變化。石筍DXHL3 與SSC01 的δ18O 記錄相似性，反映了山東半島夏季風強度的變化可能與西太平洋暖池海水溫度變化存在緊密聯系，當暖池海水溫度升高時，山東半島的夏季風增強且降水量增多，而當暖池海水溫度下降時，山東半島的夏季風強度減弱且降水減少。

目前，眾多地質記錄和現代觀測均已表明東亞夏季風的變化會受到西太平洋暖池海水溫度變化的影響。Huang 等[27-29]根據現代氣象資料和氣候模擬，認為熱帶西太平洋暖池海水溫度的升高將加大上層對流從而增強中國中北部的夏季降水。Li 等[23-24]通過對同處于山東半島地下畫廊溶洞的另一支石筍LY 的研究，也證實在末次消冰期西太平洋暖池海溫狀況在千年尺度的東亞季風變化中起重要的調節作用，暖池水溫升高將增強東南季風，使副熱帶高壓北移，增加了熱帶向中、高緯度地區的水汽和熱量輸送。Li 等[30]在分析陜西祥龍洞石筍XL15時也認為西太平洋暖池升溫會增強菲律賓附近的上空對流活動，使西太副高和雨帶北移，導致石筍δ18O 偏負。Wu 等[31]基于對南京葫蘆洞石筍H82 的研究，提出末次冰盛期東亞季風增強的過程可能是對熱帶太平洋海溫變化的正反饋響應。Caley 等[32]認為中國季風區石筍δ18O 記錄在軌道尺度上的變化與夏季風強度有關，且海洋系統內部機制尤其是赤道太平洋地區表層海水溫度變化起重要作用。同樣，一些全新世季風記錄也證實了西太暖池海溫會通過影響副熱帶高壓進一步影響夏季風降水[33-37]。本文圖3 所示的山東半島石筍DXHL3 與婆羅洲石筍SSC01[26]間相似的δ18O 記錄，表明在末次冰盛期西太平洋暖池表層海水溫度變化會對山東半島夏季風氣候和降水產生重要影響。

黑潮是熱帶西太平洋海區的重要暖流，源于太平洋北赤道流，攜帶大量高溫高鹽的水體經臺灣東部沿沖繩海槽北上，其主流軸是西太平洋水汽和熱量交換最活躍的地區之一。在末次冰盛期，全球海平面大幅度下降，整個黃海和大部分東海都出露成陸地[38-39]，只有沖繩海槽仍被海水覆蓋。雖然對黑潮主流軸位置存在爭議，但已有大量證據證實黑潮在末次冰盛期并未遷移出沖繩海槽[40-42]。且近年已有不少學者研究了黑潮在溝通熱帶太平洋海區與中、高緯度地區物質和能量傳輸時所發揮的重要作用。如何熾鵬等[43]通過對末次冰盛期以來沖繩海槽古海洋環境的研究，認為黑潮作為西太平洋的邊界流制約中國黃海與東海環流的形成和演化，并影響東亞季風區的氣候變化。Xu 等[44]認為末次冰消期來自熱帶太平洋的暖水信號可由黑潮快速向北傳遞到中緯度地區。Li 等[45]提出近5 ka 來西太平洋暖池次表層水溫冷卻信號是通過黑潮進入黃海南部的，熱帶太平洋水溫變化是驅動黃海暖流逐漸變冷的主要因素。

因此，我們推斷在末次冰盛期山東半島的降水量和夏季風強度變化受到了西太平洋暖池海水溫度變化的顯著影響，暖池表層海水溫度變化通過影響大氣環流和黑潮，將西太平洋低緯地區大量的水汽和熱量向中、高緯度輸送，從而影響山東半島氣候環境變化。

4 結論

利用采自山東半島地下畫廊溶洞石筍DXHL3的δ18O 和δ13C 記錄，在高精度定年的基礎上，高分辨率重建了山東半島23.2～18.8 ka 間夏季風變化歷史。結果顯示末次冰盛期石筍DXHL3 記錄的山東半島夏季風氣候存在顯著的千年尺度變化，REDFIT 分析表明氧、碳同位素值均存在顯著的2.2 ka 周期。山東半島在末次冰盛期總體處于冷干狀態，具體又可細分為4 個階段，即冷干（23.2～22 ka）-相對暖濕（22～21 ka）-冷干（21～19 ka）-相對暖濕（19～18.8 ka）。其中在23.2～22 ka 期間，東亞夏季風減弱，降水量減少，植被密度減少，地表氣候較為冷干；在22～21 ka 期間，夏季風顯著增強，降水增加，地表植被茂盛，整體處于相對溫暖濕潤的環境；在21～19 ka 期間，夏季風由強變弱，降水減少，C3/C4值下降，地表植被發育程度降低，氣候較為寒冷干燥；在19～18.8 ka 期間，夏季風增強，降水增多，氣候變得較為暖濕。其變化過程與亞洲季風區內其他石筍記錄大體一致，且與西太平洋暖池婆羅洲的石筍記錄相似。末次冰盛期山東半島夏季風氣候和降水變化可能受到了西太平洋暖池地區氣候環境變化的影響，西太平洋暖池表層海水溫度的變化，以大氣環流和黑潮作為紐帶，將氣候環境變化的信號從熱帶低緯地區向中高緯度地區傳輸。