末次冰期南京石笋高分辨率气候记录与GRIP冰芯对比

汪永进　吴江滢　吴金全　穆西南　许汉奎　陈骏

摘要 对采自南京汤山洞穴一支长400余mm的石笋进行了高精度TIMS-U系定年和氧碳同位素测试, 建立了末次冰期中晚期(54 000～19 000aBP)中国东部高分辨率的古气候变化时间序列. 从石笋氧同位素变化曲线中, 不仅检出东亚夏季风降水史中的Heinrich事件, 而且首次发现了末次冰期东亚夏季风活动区气候变化同样存在着Dansgaard-Oeschger旋回, 与极地GRIP冰芯记录有良好的对比关系. 但明显的差别主要有: (1) 中国东部气候变化的干冷化趋势十分明显, 由石笋氧同位素曲线构成的连续4个Bond旋回, 迭覆在末次冰期长期变冷的气候背景上, 可能与青藏高原MIS3阶段特强夏季风事件有关; (2) 石笋气候曲线反映的干冷事件与GRIP冰芯中的对应事件存在1000～2000 a的相位差, 似有必要考虑不同测年方法相互校正问题.
关键词 石笋 末次冰期 D-O旋回 东亚夏季风

　　明显反映于极地冰芯氧同位素曲线中的Dansgaard-Oeschger旋回^{[1, 2]}, 得到了北大西洋深海沉积^{[3, 4]}、北太平洋碎屑沉积^[5]和山地冰川进退历程^[6]等研究结果的进一步证实. 东亚季风区的黄土沉积^{[7, 8]}、南海陆架沉积孢粉记录^[9]和华南洞穴石笋记录^[10]仅发现了D-O旋回中突出干冷事件(即Heinrich事件)的痕迹. 至今为止, 能与冰芯D-O旋回作良好对比的地质记录并不多见. 深入了解这些亚轨道尺度气候变化的真正原因和机制, 有赖于全球气候系统各区域内高分辨率气候变化的研究. 本文基于南京洞穴石笋高分辨率气候变化信息的研究, 首次提供了末次冰期中国东部夏季风活动区千年尺度气候变化的实证, 并通过与GRIP的对比研究, 说明东亚季风区短尺度气候变化与全球气候变化的响应关系.

1 材料和方法

　　南京东郊汤山镇葫芦洞发育于宁镇山脉汤山复背斜转折端的奥陶系灰岩中, 洞底海拔标高70m, 洞顶标高在90m左右. 洞顶灰岩覆盖层厚20～30m左右. 据现场观察, 大气降水通过洞顶上部渗流带的滞留时间较短, 即年内雨季产生洞顶滴水, 旱季一般不发生洞顶滴水作用. 研究石笋(No. MSD)生长于洞穴西端灰岩崩塌物之上, 石笋总长46cm, 底部直径25cm, 向上逐渐缩至15cm顶面直径. 沿生长轴切开磨光后, 石笋光面显示密集分布的生长纹层(图1). 除在石笋底部包核外缘处, 发现有薄层粘土质碳酸盐以外, 其余部分均为较纯净的次生碳酸盐沉积物, 未见明显的沉积间断现象.

图1 MSD石笋柱抛光面照片
图中左、右照片按高度标尺(cm)衔接

　　将该石笋中心部位切成2cm后的薄板条, 在距顶0～400mm生长层内采样, 用于铀系年代和氧碳同位素分析, 另磨制6块相互衔接的大薄片, 进行显微岩相学分析. 3块铀系年代样品分别采自石笋顶部、中部和底部, 每块样品的层厚为3mm, 采用高精度热电离质谱技术(简称TIMS)^[11]测试铀系年代, 分析仪器为Finnigan MAT262-RPQ型热电离质谱仪, 由美国明尼苏达大学地质地球物理系同位素实验室测试完成, 年龄误差为2σ测量统计误差. 用刻刀沿石笋生长面逐层刻取氧碳同位素样品50mg左右, 共计270个样品, 分析方法采用McCrea方法^[12], 测试仪器为MAT251型质谱议, 每9个样品插一标准样品监控, 分析误差小于0.2‰, PDB标准, 由中国科学院南京地质古生物研究所同位素实验室完成. 采用Olympus偏光显微镜CCD-计算机系统统计和分析石笋微层厚度和特征.

2 石笋时间标尺的建立

　　无机碳酸盐的TIMS-U系测年优于AMS¹⁴C定年方法^[13]. 本次TIMS-U系测年给出了较高的年代测试精度(表1). 表中MSD-01和MSD-02两个样品的年代误差在0.5%～0.6%范围内. 由于距顶400mm处的样品(MSD-03)含较高的²³²Th浓度(7.971 8×10^-9). 因此, 其测年误差达1.1%. 从表1数据分析, 该石笋距顶400mm以上层段的年龄范围为(18 837±63)～(53 051±640) aBP, 生长时间跨度为34000余年, 分段计算的平均速率分别为15.4mm/ka和9.6mm/ka, 大致上与某些发光年层的沉积速率^[14]相当.

表1 MSD石笋U和Th同位素成分和²³⁰Th年龄

图2 MSD石笋显微结构照片
(a)隐纹状年纹层, 年层厚度10～20 μm组成明暗相间的条纹;
(b)迭层状方解石晶体(照片中部)单层厚度15 μm左右, 周围为微晶方解石;
(c)梳状构造纹层, 黑色纤维体为含有机质的方解石;
(d)梳状构造内部隐见微层, 单层厚7～8 μm

　　直接计年确立MSD石笋时间标尺, 目前条件尚不充分. 我们采用如下方法建立时标 (图3): (1)在第一岩性段中缺乏年层或年层不甚清晰的“哑”层段, 我们用相邻上下年层厚度加权平均值计算该亚层的延续时限, 由此可以计算得到第一岩性段底层年龄为(27 813±328)aBP, 其年代误差值包括了TIMS－U系中绝对测年误差和测年样品厚度(3mm)包含的年限. (2)在第二岩性段中, 我们采用稀疏分布于“梳状”微层中的年层厚度作为沉积速率, 分层计算延续时限. 由此计算获得的年龄累加值比实测时限(23 838±640)aBP短缺3 500余年. 我们认为两者不一致主要是由于石笋生长过程中某些时间内发生沉积间断所致, 这种沉积间断尤其可能发生于Heinrich 3～5三个事件和D-O冷阶内. 在建立时标时, 只能采用平均沉积速率9.6mm/ka计算而获得内插年龄.

图3 MSD石笋生长速率图
－示TIMS实测年代及误差范围, ●示按石笋纹层分段计算的年龄点.
图中公式为第2和3测年点之间的沉积速率, 由此获得两样点之间的内插年龄

3 石笋同位素气候旋回及与GRIP冰芯对比

　　从石笋氧同位素指标中获得高分辨率古气候变化信息, 必须满足两个基本条件: (1)石笋沉积记录的相对连续性. 对于本研究区而言, 由于濒临太平洋暖池, 在干冷的末次冰期, 夏季风降水仍可持续影响本区, 这是本区洞穴石笋能得以持续生长的有利条件; (2)石笋生长过程中固－液相同位素必须达到平衡状态. 并非所有的石笋都具有这些条件, 如Lynds洞穴内LC石笋就不满足这种条件^[17], 而且具有较高沉积速率的石笋其氧同位素气候信号可能失真. 因为高生长速率往往反映CO₂气体从石笋顶面薄水层中快速逸出情况, 导致氧同位素发生动力分馏. 对此Hendy提出了判别准则^[18]. 按该判别方法, 我们对270个样点进行线性回归分析(图4), 结果是δ¹⁸O和δ¹³C呈负相关; 另我们在3个单层内各取5个样品作δ¹⁸O分析, 其均方差都落在0.05～±0.1范围; 上述结果表明石笋生长过程中同位素交换已抵达平衡状态, 适于古气候重建.

图4 南京汤山MSD石笋同位素δ18O与δ13C间的相关性分析

　　石笋氧同位素曲线呈现锯齿状波动特征(图5), 大致可以划分出与岩性界面对应的两个曲线段: (1) 距今53～28ka时段, δ¹⁸O曲线呈现负偏背景上的高频高幅振动, 各峰值接近于-9‰, 而低谷值一般在-6‰～-7‰之间; (2) 28～19 ka时段, δ¹⁸O曲线基本上呈现正偏背景上的低频低幅波动, 大部分样点的δ¹⁸O在-6‰～-7‰之间, 唯见到10余个样点构成的一个显著低谷, 谷点值在－5‰左右. 因此, 由石笋岩性和氧同位素曲线标志的28 kaBP界面可作为本区深海氧同位素段MIS2/3分界年龄.

图5 南京汤山MSD石笋δ18O与GRIP冰芯δ18O之间的对比
GRIP冰芯年龄按Dansgaard等(1992), 图中阿拉伯数字代表D－O旋回中的暖阶序号;
H2－H5分别表示Heinrich事件

　　石笋与GRIP冰芯δ¹⁸O曲线具有十分相似的变化形式(见图5), 对应石笋时间标尺范围, GRIP冰芯δ¹⁸O曲线呈现4个显著的干冷低谷段, 被认为是北大西洋冰筏事件H2～H5的极地气候响应^[19]. 这4个冰筏事件在石笋δ¹⁸O曲线上有明显的反映. 更有意义的是, 在这些冰筏事件之间且持续2 000～3 000a的D-O旋回也在石笋δ¹⁸O曲线上找到一一对应关系, 如在GRIP冰芯中的暖阶(IS)2～14峰较好地对应于石笋氧同位素曲线. 我们注意到两者之间存在如下差异: (1)在MIS2段内, 石笋δ¹⁸O的暖峰不甚显著. 加密采样(样点分辨率达60～70a)分析后, 仍未表现出较高的暖峰, 这可能归结于极地与季风亚洲区域性的气候差异. 施雅风等人^[20]发现青藏高原在MIS3阶段存在特强夏季风事件, 并指出太阳辐射的岁差周期和青藏高原热源作用是这一事件发生的直接原因, 因此石笋记录的MIS2/3两阶段之间的显著气候差异可能与这一因素有关. (2)由H事件作为上、下界面的较长气候变化旋回(称之为Bond旋回), 在石笋δ¹⁸O曲线上表现形式不同, 连续4个Bond旋回叠加在显著变冷的长期气候变化趋势上. (3)对应于4个H事件的低谷段, 石笋δ¹⁸O曲线显示了较窄的低谷形式. 我们推测, 这种缩短的干冷时限可能是由于在突出干冷时段石笋停止生长.
　　尽管石笋与GRIP冰芯δ¹⁸O记录在曲线形式上可以对比, 但两者的时间标尺存在明显差异, 同一事件在石笋时标上整体偏老2 000 a左右. GRIP冰芯年代在距今14 500a以来用计层法获得, 在老于此年龄的时段用冰流模式计算得到^[2]. Bond等人^[3]根据北大西洋深海沉积记录与GRIP冰芯的对比, 将GRIP冰芯中记录的H事件重新定位. 但冰芯与海洋时标依然与南京石笋时标存在某些差异, 如对于有绝对年龄控制的H3事件, 石笋记录稍早于29 kaBP, 而海洋和冰芯记录却出现在27～28 kaBP之间. 同一事件在不同记录中的年龄差别首先应该考虑不同测年方法的校正问题. 如对于深海沉积, 利用¹⁴C方法获得的年龄在距今20～40 ka时段内, 应当增老2 000～3 500a^[21]. 最近, 据多重定年标准, 已将H3事件年龄定为30 kaBP^[22].

4 讨论和结论

　　南京洞穴石笋的高分辨率古气候记录进一步说明了GRIP冰芯中的D-O旋回具有全球性. Bond等人^[4]对北大西洋609孔和VM23-81孔的进一步研究发现, 千年尺度的D-O旋回表现在北大西洋深海沉积记录上是一系列2000－3000 a发生一次的冰漂碎屑事件, 而且倾泻到北大西洋的冰山并不单一来源于Laurentide冰盖, 而是有着更广泛的冰川物源, 这一发现对冰漂事件的气候驱动机制提供了重要证据, 或许就是D-O旋回诱发了北大西洋冰漂碎屑事件^[4]. 我们的研究表明: D-O旋回也同样存在于东亚季风区的气候记录中, 对于本区千年尺度的气候变化事件, Porter等人^[7]曾作出了一种可能解释: 即北大西洋和格陵兰上空的降温通过西风急流带传输到东亚季风区, 进而诱发东亚季风气候发生快速变化^[7]. 从洞穴石笋同位素形成机理分析, 碳酸盐矿物的同位素组成主要反映了洞穴地区大气降水的同位素组成变化^{[23, 24]}.南京地区冰期大气降水主要来自西太平洋表层水的蒸发水汽, 其氧同位素组成主要受海表温度(SST)的控制. ODP893孔浮游有孔虫氧同位素研究表明^[25], 太平洋SST在变化速度和幅度方面都与冰芯记录的D-O旋回完全一致, 其冷阶与暖阶之间的变幅一般达4～8℃. 由此说明, 南京地区大气降水与太平洋表层水体的同位素组成变化有着成因上的联系, 即, 由海陆热力差异引起的东亚夏季风环流强度变化可能是其联系的纽带. 大气降水同位素数值模拟表明^[26], 末次盛冰期条件下消弱的夏季风环流导致东亚季风降水同位素组成向正值漂移, 而在现今条件下加强的夏季风使降水的同位素发生负向漂移. 因此, 石笋同位素负向漂移代表的东亚夏季风加强时期对应于高纬地区温暖时期, 相反, 石笋同位素正向漂移代表的东亚夏季风消弱时期对应于北大西洋地区的干冷气候事件. 在季风亚洲, 不仅东亚夏季风与极地冰芯D-O旋回、北大西洋H事件有着遥相关, 而且在西南季风区阿拉伯海沉积中也存在极其相似的记录^[27], 这似乎表明, 这种高、低纬度气候事件同时发生的驱动力并不单一源于北大西洋深层水体(NADW)的变化^[19].

致谢 美国明尼苏达大学地质地球物理系同位素实验室程海博士帮助测试了石笋TIMS-U系年龄, 特表谢意.

国家自然科学基金资助项目(批准号: 49972055)
汪永进（南京师范大学地理科学学院, 南京 210097）
吴江滢（南京师范大学地理科学学院, 南京 210097）
吴金全（南京师范大学地理科学学院, 南京 210097）
穆西南（中国科学院南京地质古生物研究所, 南京 210008）
许汉奎（中国科学院南京地质古生物研究所, 南京 210008）
陈骏（南京大学地球科学系, 南京 210093）

参 考 文 献
1，Dansgaard W, Clausen, H B, Grundestrup N, et al. A new Greenland deep ice core. Science, 1982, 218: 1237～1277
2，Dansgaard W, Johnsen S J, Clausen H B, et al. Evidence for general instability of past climate from a 250-kyr ice-core record. Nature, 1993, 364: 218～220
3，Bond G C, Broecker W S, Johnsen S J, et al. Correlation between climate records from North Atlantic sediments and Greenland ice. Nature, 1993, 365: 143～147
4，Bond G C, Lotti R., Iceberg discharges into the North Atlantic on millennial time scales during the last glaciation. Scienec, 1995, 267: 1 005～1 010
5，Kotilainen A T, Shackleton N J. Rapid climate variability in the North Pacific Ocean during the past 95 000 years. Nature, 1995, 377: 323～326
6，Lowell T V, Heusser C J, Sandensrn B G, et al. Interhemispheric correlation of late Pleistocene glacial events. Science, 1995, 269: 1 541～1 549
7，Porter S C, An Z S. Correlation between climate events in the North Atlantic and China during the last glaciation. Nature, 1995, 375: 305～308
8，郭正堂, 刘东生, 吴乃琴等, 最后两个冰期黄土中记录Heinrich型的气候节拍. 第四纪研究, 1996, (1): 21～30
9，吕厚远, 郭正堂, 吴乃琴, 黄土高原和南海陆架古季风演变的生物记录与Heinrich事件, 第四纪研究, 1996, (1): 11～20
10，张美良, 袁道先, 林玉石, 广西灌阳县响水洞石笋的同位素年龄及其古气候意义, 中国岩溶, 1998, 17(4): 311～318
11，Edwards R L, Chen J H, Wasser B G J. 238U-234U-230Th-232Th systematic and precise measurement of time over the past 500 000 years. Earth and Planetary Science letter, 1986/1987, 81: 175～192
12，McCrea J M. The isotopic Chemistry of carbonates and a paleotemperature-scale. Journal of Chemical Physics, 1950, 18: 849～857
13，Edwards R L, Beck J, Warren G S, et al. A Large Drop in Atmospheric 14C/12C and Reduced Melting in the Younger Dryas, Documented with 230Th ages of corals. Science, 1993, 260: 962～968
14，Baker A, Smart P L, Edwards R L, et al, Annual growth banding in a cave stalagmite. Nature, 1993, 364: 518～520
15，秦小光, 刘东生, 谭 明, 等. 北京石花洞石笋微层灰度特征及其气候意义, 中国科学, D辑, 1998, 28(1): 91～96
16，Genty D, Quinif Y. Annually laminated sequences in the internal structure of some Belgian Stalagmites--Importance for paleoclimatology. Journal of Sedimentary Research, 1996, 66(1): 275～288
17，Goede A, Volgel, J C. Trace element variations and dating of a late Pleistocene Taosmanian speleothems, Paleageography, Paleoclimatology, Palaeoecology, 1991, 88: 121～131
18，Hendy C H. The isotopic geochemistry of speleothems: Part 1. The calculation of the effects of different modes of formation on the isotopic composition of speleothems and their applicability as paleoclimatic indicators. Geochimica et cosmochimica Acta, 1971, 35: 801～824
19，Broecker W S. Massive iceberg discharges as triggers for global climate change. Nature, 1994, 372: 421～424
20，施雅风, 刘晓东, 李炳元, 等. 距今40～30 ka青藏高原特强夏季风事件及其与岁差周期关系. 科学通报, 1999, 44(1): 1 475～1 480
21，Laj C, Mazaud A, Duplessy J C. Geomagnetic intensity and 14C abundance in the atmosphere and ocean during the past 50 kyr. Geophysical Research Letters, 1996, 23(16): 2 045～2 048
22，Bond G C, Showewrs W, Cheseby M, et al. A pervasive millennial-scale cycle in the North Atlantic Holocene and glacial climate. Science, 1997, 278: 1 257～1 265
23，李红春, 顾德隆, Lowel D S. 高分辨率洞穴石笋稳定同位素应用之一--京津地区500a来的气候变化--d18O记录, 中国科学, D辑, 1998, 28(2): 181～186
24，Bar-Matthews M, Ayalon A, Matthews A, et al. Carbon and oxygen isotope study of the active water-carbonate system in a karstic Mediterranean cave: implications for paleoclimate research in semiarid regions. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1996, 60: 337～347
25，Hendy I L, Kennet J P. Latest Quaternary North Pacific surface-water responses imply atmosphere-driven climate instability, Geology, 1999, 27(4): 291～294
26，Hoffmann G, Heimann M. Water isotope modelling in the Asian monsoon region. Quaternary International, 1997, 37: 115～128
27，Schulz H, Rad U, Erlenkeuser H. Correlation between Arabian Sea and Greenland climate oscillations of the past 110 000 years. Nature, 1998, 393: 54～57