2019, Vol.39
2 自然资源部岩溶生态环境——重庆南川野外研究基地, 重庆 408435)
ENSO(El Niño-Southern Oscillation)是全球气候变化的重要内部驱动因素之一[1]，其扰动和变化会引起全球气候的变化；它不仅控制了热带太平洋水文气候的变化，还可以通过大气环流系统影响到中高纬度地区气候变化[2~3]。晚全新世以来ENSO活动不断增强[4~6]，通过改变东西太平洋大尺度热源位置影响季风区的气候变化[7~8]，其对晚全新世太平洋东西两岸南北半球季风区气候的影响被石笋、珊瑚、浮游有孔虫、孢粉、冰芯等载体所记录[9~13]。
众多研究认为早全新世北半球夏季太阳辐射量增强，热带辐合带(Intertropical Convergence Zone，简称ITCZ)向北移动，此时北半球夏季风增强，南半球夏季风减弱；但在中晚全新世，北半球夏季辐射量减弱，ITCZ向南移动，北半球夏季风减弱，此时南半球的季风增强[14]，即南北半球之间的气候变化呈现反相关关系，被称之为“see-saw”模式[15~17]。例如，委内瑞拉北岸Cariaco盆地纹层中的Ti含量记录了ITCZ的南北移动，表明该地区早中全新世降水量增加，晚全新世降水量减少[14]；贵州董哥洞DA石笋和阿曼南部Qunf洞Q5石笋的δ18O记录了亚洲夏季风的变化，也表明亚洲夏季风在早全新世强盛，8 ka B.P.以后亚洲夏季风呈现逐渐减弱趋势[18~19]；南美季风区秘鲁的喀喀湖沉积物的多项指标表明该地区早中全新世最为干旱，晚全新世逐渐变湿，全新世南半球与北半球季风区夏季风变化情况呈现反相关关系[20]；巴西中部Lapa Grande cave洞石笋δ18O记录的南美夏季风降水变化与印度季风、亚洲季风也呈现为反相位关系[21]，它们都反映了全新世南美夏季风由弱变强的变化趋势，与北半球夏季风变化相反。
但随着近年来对ENSO研究的深入，发现晚全新世ENSO活动不断增强[4~5]，这种变化可能会打破南北半球气候变化存在的“see-saw”模式。比如，澳大利亚季风区的KNI-51洞石笋δ18O记录与亚洲季风区董哥洞DA石笋δ18O记录在早全新世表现为反向变化，但在晚全新世又同向变化[22~23]；南美洲Huagapo洞石笋δ18O值在晚全新世偏正较多，指示该区域降水减少[24]；巴西东北部Diva de maura洞石笋δ18O记录也表明自3ka B.P.以来该地区降水主要表现为减弱趋势[25]；秘鲁Huascarán冰芯δ18O记录也表明自5ka B.P.以来该地区气候主要状态为干冷[13]。上述记录共同表明了晚全新世夏季风减弱趋势不仅仅是发生在北半球的事件，它很有可能在太平洋东西两岸南北半球的季风区都有表现。
综上所述，晚全新世太平洋东西两岸季风演化的关系还尚未清楚，主要表现为以下两个问题：1)已有研究表明1948~2003年期间全球夏季风呈现一致减弱趋势[26]，那么晚全新世太平洋东西两岸南北半球季风区石笋δ18O反映的夏季风变化趋势是否一致；2)过去古气候研究大多集中于关注冰盖消长的高纬过程，低纬过程往往被忽视；但是El Niño等低纬驱动过程在气候演变历史上也具有普遍性[27]。此外，众多古气候重建记录表明晚全新世以来太平洋ENSO活动频率不断增加，是影响全球气候变化不可忽视的重要因素[3~5]。所以到底是何种机制在驱动晚全新世太平洋东西两岸夏季风呢？本文收集了亚洲季风区、澳洲季风区、北美季风区和南美季风区的11个洞穴石笋δ18O记录以及1个湖泊Ti含量进行对比，探讨晚全新世(3.5~0.5ka B.P.)太平洋东西两岸各个季风区夏季风变化特征和影响机制。
1 研究区概况季风具有全球性，是由太阳辐射的季节循环、海-陆-气相互作用共同强迫所导致的具有显著季节变化现象的行星环流系统[28]。太平洋东西两岸季风区主要包括亚洲季风区、印澳洲季风区、北美季风区、南美季风区。亚洲季风区以105°E为界限又分为印度季风区和东亚季风区，其水汽主要来源于印度洋和西太平洋[29~31]；北美夏季风主要盛行于美国西南部和墨西哥西北部，其水汽主要来源于加利福尼亚湾、东太平洋和墨西哥湾[32]；印澳夏季风横跨Maritim大陆和印度尼西亚-太平洋暖池(Indo-Pacific Warm Pool，简称IPWP)，向南延伸到澳大利亚北部，它向印度尼西亚与澳大利亚北部输送大量的水汽和热量[33]；南美夏季风主要盛行于南美洲亚马逊盆地，来自于热带大西洋的水汽被赤道信风携带穿过亚马逊低地后受安第斯山脉阻碍改变方向，并在巴西东南部形成强对流活动[34]。季风系统是全球气候系统极为重要的组成部分，季风区是大气运动能量、水汽的主要供应地，它的异常活动会引起一系列气候灾害事件，例如夏季干旱、洪涝、冬季寒潮。此外，全球70 %以上的人口生活在季风区，季风的变化对人类生活、生产以及社会的可持续发展有着十分重要的影响[35]。为了便于表述，全文各个图表均使用各个季风的缩写：ISM为印度夏季风，EASM为东亚夏季风，NASM为北美夏季风，SASM为南美夏季风，IASM为印澳洲夏季风。
2 数据来源本研究中用于分析的太平洋东西两岸各个季风区(亚洲季风区、澳洲季风区、北美季风区、南美季风区)的11个洞穴石笋δ18O、纹层以及1个湖泊Ti含量记录均来自于美国国家海洋和大气管理局(NOAA)(http://www.ncdc.noaa.gov/data-access/paleoclimatology-data/datasets)。各个古气候记录的名称、简称、经纬度等详细信息见表 1，具体的地理位置见图 1。
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表 1 晚全新世太平洋东西两岸季风区不同洞穴石笋δ18O记录基本信息 Table 1 The basic information for different cave stalagmiteδ18O records in Late Holocene |
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图 1 太平洋东西两岸古气候记录的地理位置 1.印度Sahiya洞[36]；2.中国祥龙洞[37]；3.中国莲花洞[38]；4.中国董哥洞[19]；5.澳大利亚北部KNI-51洞[22]；6.美国Carlsbad Cavern洞[39]；7.美国Pink Panther洞[42]；8.墨西哥Cueva del Diablo洞[40]；9.墨西哥Juanacatlán湖[41]；10.加拉帕戈斯El Junco湖[4]；11.秘鲁Huagapo洞[24]；12.巴西Diva de maura洞[25]；13.巴西Paraíso洞[43] Fig. 1 Distribution of paleoclimate records referred in this study, which locate in the monsoon regions near by the east and west Pacific.1. Sahiya Cave, Indian[36]; 2. Xianglong Cave, China[37]; 3. Lianhua Cave, China[38]; 4. Dongge Cave, China[19]; 5. KNI-51 Cave, North Australia[22]; 6. Carlsbad Cavern Cave, America[39]; 7. Pink Panther Cave, America[42]; 8. Cueva del Diablo Cave, Mexico[40]; 9. Juanacatlán Lake, Mexico[41]; 10. El Junco Lake, Galapagos[4]; 11. Huagapo Cave, Peru[24]; 12. Diva de maura Cave, Brazil[25]; 13. Paraíso Cave, Brazil[43] |
石笋δ18O已经被广泛应用于古气候重建，但是它在亚洲季风区内的气候意义仍有所争议[31, 44~53]。石笋δ18O受到洞穴温度和降水量、冬/夏季降水比率、水汽源、水汽输送路径、水汽的凝结蒸发过程等多种因素的影响[46, 54~58]。众多亚洲季风区的石笋记录认为δ18O能够反映亚洲夏季风的强弱[59~60]。例如，贵州董哥洞DAS石笋δ18O在百年-十年尺度上反映了太阳活动控制下的亚洲夏季风变化的强度，即亚洲夏季风越强，石笋δ18O越偏负，反之亦然[61]；Tan等[62]采用四川南部神奇洞近2300a以来的石笋记录重建该地区夏季风降水变化，神奇洞近现代石笋δ18O记录与当地大气降水呈负相关关系，并且与青藏高原东南部的花粉、树轮等代用指标重建的夏季风降水变化具有很好的一致性，表明神奇洞石笋δ18O在百年至数十年时间尺度上能够反映亚洲夏季风降水量的强度；Liu等[55]的模拟结果也认为石笋δ18O值可以表示亚洲夏季风强度。
其他季风区的现代大气降水监测数据和洞穴石笋δ18O记录表明，尽管季风区降水与石笋δ18O的变化会受到各种因素综合影响，但是其中主要影响因素还是大区域范围内夏季风强度的变化。例如，在北美季风区，巴拿马大气降水监测数据表明该地降水δ18O与降水量呈反相关关系，还能反映北美夏季风变化[63]；墨西哥西南部Juxtlahuac洞监测表明洞穴滴水中δ18O能够响应大气降水中信号，同时该洞穴石笋δ18O变化受北美夏季风变化影响，即北美夏季风增强，石笋δ18O偏负，反之亦然[64]；在南美季风区，现代大气降水监测数据表示降水δ18O主要受南美夏季风强度变化影响[65]，此外，在十年-百年、千年乃至轨道尺度上均有石笋δ18O记录能够佐证其变化会受到南美夏季风强度变化的影响[24, 43, 66~67]。同样，澳洲季风区众多石笋δ18O记录表明，石笋中δ18O能够反映印澳夏季风的强度[22~23, 68]。
从物理机制而言，夏季风增强将导致更多的水汽进入大气，影响夏季风盛行地区的降水量；但是，是否会造成每个地区的降水量都增加，有待商榷。水汽运移路径中，上游地区的“雨除效应”将会导致“下游”地区降水中的δ18O偏负[47, 49]。此外，夏季风强度变化也可能会引起水汽来源的差异，最终影响降水中的δ18O[47, 56]。因此，夏季风强度的增强/减弱，或者大气降水δ18O的偏轻/偏重，是否一定指示当地降水量的增加/减少(以及在什么时间尺度上)，尚需进一步研究。综上所述，本文基于已有的大气降水δ18O、洞穴监测结果以及石笋δ18O记录分析，认为太平洋东西两岸季风区石笋δ18O记录能够反映洞穴所处地区夏季风强度变化，即夏季风增强，石笋δ18O偏负；夏季风减弱，δ18O偏正，所以石笋氧同位素能够用来对比分析晚全新世夏季风强度变化趋势及其驱动因素。
3.2 四大季风区古气候记录对比 3.2.1 亚洲季风区石笋记录对比亚洲夏季风大致以105°E经线为界划分为印度夏季风与东亚夏季风[29]，两者的形成均与全球气压带、风带的季节移动以及海陆热力差异有关，但是印度夏季风主要受印度洋调控，东亚夏季风受印度洋与太平洋共同影响，表现特征更加复杂[69]。近年来，印度夏季风与东亚夏季风演化相位一直是争论的热点，Hong等[70]将东北哈尼泥炭与四川西部红原泥炭碳同位素进行对比，认为印度夏季风减弱时东亚夏季风呈现增强趋势，即两者呈反相位关系；但是，中国南方石笋与阿曼石笋δ18O记录否定了这个结论，认为亚洲季风两个子系统是同步变化的[18~19, 71]。线性趋势表明，在本文研究时间段内，东亚季风区与印度季风区石笋记录δ18O反映的夏季风突变事件对应较好且具有一致性，即在晚全新世都呈现减弱趋势(图 2)。印度季风与东亚季风共同影响下的贵州董哥洞DA石笋δ18O在晚全新世期间记录的主要弱夏季风事件发生在3.10 ka B.P.、2.73ka B.P.、1.85ka B.P.、1.54ka B.P.和1.40 ka B.P.[19](图 2a)；同样，位于印度半岛北部Sahiya洞石笋δ18O也表示晚全新世印度夏季风强度呈减弱趋势[36]，该记录中主要的弱夏季风事件为3.45ka B.P.、2.85ka B.P.、2.65 ka B.P.、2.40ka B.P.、2.10ka B.P.和1.50ka B.P. [36](图 2b)。东亚季风区的秦岭祥龙洞XL16石笋δ18O记录了晚全新世发生的4次主要弱夏季风事件，发生时间分别为3.14 ka B.P.、2.88ka B.P.、1.64ka B.P.和0.95 ka B.P.[37]，XL16石笋δ18O记录的弱夏季风事件持续时间较长(图 2c)。湖南莲花洞A1石笋δ18O自3.50ka B.P.以来出现多个δ18O偏重现象，记录了多个弱夏季风事件[38]。3.34ka B.P.左右，在不到100年的时间内，δ18O偏重幅度高达2.7 ‰，随后δ18O出现短时间内的小幅度偏轻，但是在3.05ka B.P.又再次偏重，δ18O值为-3.4 ‰；此外，在2.50ka B.P.、1.94ka B.P.和1.37ka B.P.时石笋δ18O也偏重，表现为弱夏季风事件(图 2d)。
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图 2 晚全新世亚洲季风区石笋δ18O记录对比 (a)董哥洞[19]；(b)Sahiya洞[36]；(c)祥龙洞[37]；(d)莲花洞[38]图中黄色条带表示1.5ka B.P.和2.7ka B.P.弱夏季风事件 Fig. 2 Comparison of caveδ18O records within Asian monsoon area in Late Holocene.(a)Dongge Cave[19]; (b)Sahiya Cave[36]; (c)Xianglong Cave[37]; (d)Lianhua Cave[38]. The yellow vertical bars represent the weak summer monsoon events of 1.5ka B.P.and 2.7ka B.P. |
由上述分析可知，在十年-百年尺度上亚洲季风区内石笋δ18O都记录了一系列弱夏季风事件。但是，各地区弱夏季风事件的发生时间以及持续时间存在一定差异，这可能是由于不同石笋记录分辨率、测年误差以及气候的区域性所导致。然而，晚全新世印度季风区的Sahiya洞以及东亚季风区董哥洞、祥龙洞、莲花洞石笋δ18O记录在整体变化趋势上具有一致性(图 2)，都表现为δ18O偏重，指示亚洲夏季风减弱。
3.2.2 北美季风区气候记录对比北美夏季风主要盛行于美国西南部和墨西哥西北部，其水汽主要来源于加利福尼亚湾、东太平洋和墨西哥湾[32]。美国西南部瓜达卢普山Carlsbad Cavern洞的现代石笋年纹层与年降水量关系很好，从而说明该洞穴石笋年纹层厚度变化能够表示夏季风降水强度变化，即石笋纹层厚(薄)对应降水多(少)[39]。该洞穴中的BC2石笋正好记录了该地区晚全新世夏季风降水的变化，线性回归趋势表明BC2石笋纹层厚度在晚全新世呈下降趋势，代表夏季风降水减少，纹层厚度变薄[39](图 3a)。同样，位于美国西南部Pink Panther洞石笋δ18O记录表明在2.97ka B.P.、2.26ka B.P.和1.50ka B.P.左右δ18O有明显偏正，表明北美夏季风减弱；由于整条δ18O记录波动幅度较大，较强的北美夏季风也被记录了下来，但是对该记录进行线性趋势分析，发现整条δ18O记录仍然呈现出微弱的偏正趋势[42](图 3d)。位于北美季风区的墨西哥Cueva del Diablo洞CBD2石笋δ18O记录了一次持续时间长达百年的干旱事件，大约发生在2.05ka B.P.，从CBD2石笋δ18O的线性回归分析上也表明其呈现出偏正趋势[40]。虽然CBD2石笋δ18O分辨率较低，但是其在晚全新世变化偏正幅度高达1.58 ‰，这足以说明晚全新世北美夏季风呈现减弱趋势(图 3b)。此外，Jones等[41]利用Laguna de Juanacatlán湖泊中高分辨的Ti含量重建了晚全新世北美夏季风的演化，Ti含量越高代表夏季风降水越多，含量低与之相反。晚全新世该湖泊中Ti含量逐渐降低，反映北美夏季风逐渐减弱(图 3c)。北美洲其他气候载体也记录了晚全新世北美季风减弱、降水减少的现象。例如：尤卡坦半岛Lago Puerto Arturo湖的孢粉记载了该地区在5~1ka B.P.时段气候是全新世干旱比较突出的阶段[72]；危地马拉Salpetén湖泊沉积物中介形类和腹足类壳的δ18O记录了突发的降水减少事件，分别发生在3.30ka B.P.和2.90ka B.P.[73]；海地Miragoane湖水面也在3.20ka B.P.后表现出逐渐下降的特征[74]。以上记录表明，北美夏季风在晚全新世表现出夏季风整体减弱的趋势，这种变化趋势与亚洲夏季风晚全新世变化具有相似性。
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图 3 晚全新世北美季风气候记录对比 (a)美国Carlsbad Cavern洞[39]；(b)墨西哥Cueva del Diablo洞[40]；(c)墨西哥Juanacatlán湖[41]；(d)美国Pink Panther洞[42]图中条带状阴影表示1.5ka B.P.弱夏季风事件 Fig. 3 Comparison of climate records within North American monsoon area in Late Holocene.(a)Carlsbad Cavern Cave, America[39]; (b)Cueva del Diablo Cave, Mexico[40]; (c)Juanacatlán Lake, Mexico[41]; (d)Pink Panther Cave, America[42]. The vertical bar represents the weak summer monsoon events of 1.5ka B.P. |
印澳夏季风横跨Maritim大陆和印度尼西亚-太平洋暖池，向南延伸到澳大利亚北部，它向印度尼西亚与澳大利亚北部输送大量的水汽和热量，同时与亚洲夏季风(ASM)关系密切[33]。澳大利亚北部KNI-51石笋δ18O(为计算KNI-51石笋δ18O线性变化趋势，将KNI-51洞多个石笋δ18O按沉积顺序拼接为一条连续的记录曲线)在3.14~0.68ka B.P.显著偏重，表明印澳夏季风有持续减弱的趋势，其中2.95ka B.P.、2.09ka B.P.和1.52ka B.P.石笋δ18O明显偏重，代表了较弱的印澳夏季风事件[22](图 4a)。马来西亚婆罗洲Gunung Buda洞石笋δ18O也记录了晚全新世印澳季风减弱的趋势[75]。但是印澳夏季风区石笋δ18O和亚洲季风区石笋δ18O记录的弱夏季风事件具体发生时间表现出不一致性，这可能与石笋的分辨率、测年误差以及区域环境不同有关。此外，晚全新世澳大利亚Kimberley地区湖泊沉积物中的孢粉记录[12]、印度尼西亚深海沉积物中的浮游有孔虫δ18O明显偏重[10]、巴布亚新几内亚湖泊沉积物中的木炭碎屑含量上升[76]，共同表明了晚全新世印澳夏季风呈现减弱趋势。总之，上述记录表明印澳夏季风在晚全新世表现为减弱趋势，这种趋势和北半球亚洲夏季风变化具有相似性。
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图 4 晚全新世南半球季风区石笋δ18O记录对比 (a)澳大利亚北部KNI-51洞[22]；(b)巴西Paraíso洞[43]；(c)巴西Diva de maura洞[25]；(d)秘鲁Huagapo洞[24]图中条带状阴影表示1.5ka B.P.、2.7ka B.P.弱夏季风事件 Fig. 4 Comparison of caveδ18O records within the Southern Hemisphere monsoon area in Late Holocene.(a)KNI-51 Cave, North Australia[22]; (b)Paraíso Cave, Brazil[43]; (c)Diva de maura Cave, Brazil[25]; (d)Huagapo Cave, Peru[24]. The vertical bars represent the weak summer monsoon events of 1.5ka B.P. and 2.7ka B.P. |
南美夏季风是影响热带及亚热带南美大陆的主要大气环流系统。在南半球夏季，赤道信风从热带大西洋携带水汽穿过亚马逊低地到达安第斯山脉后受阻碍发生转向从而产生低空急流(Low Level Jet，简称LLJ)，并在巴西东南部形成强对流活动；但当南半球处于冬季时，上述大气环流模式被削弱以至消失[34]。南美洲亚马逊河东部Paraíso洞石笋记录了距今45000a以来的气候变化信号，该区域位于南美夏季风影响的腹地，石笋δ18O在过去5000a的变化幅度达到2.3 ‰，不可能是温度变化导致，所以Paraíso洞石笋δ18O能够代表南美夏季风降水变化[43]。从图 4b中可以看出3.5~0.7ka B.P.时段，δ 18 O整体呈现偏正趋势，而且记录中有一系列十年际-百年际尺度的干旱事件，如2.7ka B.P.、2.4ka B.P.和1.5ka B.P.弱夏季风事件，这些弱夏季风事件在亚洲夏季风区也有表现[43]。同样，巴西东北部Diva de maura洞DV2石笋δ18O记录了晚全新世多个十年际-百年际南美夏季风减弱事件，其中突出的有1.5ka B.P.、2.2ka B.P.和2.5ka B.P.事件，这些弱季风事件持续时间都长达百年，最为突出的2.2ka B.P.事件持续时间长达200a，而且线性回归分析也表明DV2石笋δ18O在晚全新世整体偏正[25](图 4c)；而且，DV2石笋在2.8ka B.P.后才开始生长，表明南美夏季风区对北半球的冷事件也有响应。秘鲁安第斯山东部Huagapo洞的H2石笋δ18O值在3.5~2.5ka B.P.时段整体偏正，2.7ka B.P.出现显著的弱南美夏季风事件，时间持续接近百年；在2.5~1.3ka B.P.期间石笋δ18O整体持续偏正，而且波动幅度较大[24](图 4d)。其他气候记录，如秘鲁Huascarán冰芯δ18O记录也表明自5ka B.P.以来该地区气候主要状态为干冷[13]。上述分析表明，晚全新世南美夏季风出现多个减弱事件以及整体偏弱事件不是偶然出现的短暂现象，其整体变化趋势类似于晚全新世亚洲夏季风变化。
3.2.4 1.5ka B.P.和2.7ka B.P.事件对比分析为了进一步验证晚全新世气候突变事件在太平洋东西和南北两岸具有普遍性和相似性的变化规律，对各个记录中的1.5ka B.P.和2.7ka B.P.事件展开讨论，这2次事件是晚全新世比较突出的弱夏季风事件。对比发现，在亚洲季风区，1.5ka B.P.和2.7ka B.P.事件在董哥洞[19](图 2a)、Sahiya洞[36](图 2b)以及莲花洞[38](图 2d)石笋记录中均有较好的记载，表现为石笋δ18O偏正；但是祥龙洞石笋XL16的δ18O值在1.5ka B.P.冷事件[37](图 2c)、Sahiya洞的δ18O值在2.7ka B.P.事件[36](图 2b)的记录上存在十年际尺度上的相位差。北美季风区的古气候记录也记载了这2次冷事件，美国Carlsbad Cavern洞石笋BC2纹层厚度在1.5ka B.P.左右减小[39](图 3a)，墨西哥Juanacatlán湖Ti含量也减少[41](图 3c)，同样美国西南部Pink Panther洞石笋PP1的δ18O也偏正[42](图 3d)，指示弱夏季风事件。但是1.5ka B.P.事件发生时，墨西哥Cueva del Diablo洞CBD2石笋δ 18 O小幅偏负[40](图 3b)，这可能是由于CBD2石笋分辨率较低而导致的。2.7ka B.P.事件在北美夏季风中表现得不够明显，但是也能够看出CBD2石笋δ18O值偏正，指示北美夏季风减弱[40]。在南半球季风区，印澳季风区KNI-51石笋在1.5ka B.P.和2.7ka B.P.事件也呈现明显偏重，清晰地记录了这2次弱夏季风事件[22](图 4a)。巴西Paraíso洞PAR01石笋δ18O在这2次弱夏季风事件中明显偏正[43](图 4b)；巴西东北部Diva de maura洞的DV2石笋在1.5ka B.P.时段δ18O明显偏正，但是2.7ka B.P.时段δ18O偏负，这可能是由于DV2石笋测年误差以及分辨率较低而导致的[25](图 4c)；秘鲁Huagapo洞H2石笋δ18O值在2.5~2.7ka B.P.时段整体偏正；在1.6ka B.P.强夏季风后，δ 18 O值呈现出阶段式的偏正[24](图 4d)，指示了一次突然发生的、变化幅度大的南美弱夏季风事件。
综上所述，无论是北半球的亚洲季风区、北美季风区，还是南半球的印澳季风区、南美季风区，晚全新世2次显著的气候突变事件，即：1.5ka B.P.和2.7ka B.P.弱夏季风事件，在各个季风区均有表现。但是由于年龄控制点、样品分辨率、区域气候差异以及洞穴系统差异的影响，各个记录中记载的1.5ka B.P.和2.7ka B.P.弱夏季风事件(以及其他一系列类似的气候突变事件)的强度和变化结构细节等，在各个地区的记录中表现出明显差异性。这与现代气候观测证实的各地区气候变化在年-十年际时间尺度上的空间差异性一致。
3.3 ENSO影响下太平洋东西两岸气候变化根据全球降水气候学计划(Global Precipitation Climatology Project，简称GPCP)数据统计(http://research. jisao.washington.edu/data_sets/gpcp/)，在ENSO影响下，1979~2006年，印度夏季风区、东亚夏季风区大部分地区和北美夏季风区5~10月降水异常减少，这表明亚洲夏季风和北美夏季风减弱(图 5a)；同样，在ENSO影响下，1979~2006年11~4月印澳夏季风和南美夏季风区降水异常减少(图 5b)，这表明南美夏季风和印澳夏季风也是减弱的。
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图 5 ENSO影响下的降水分布异常图(1979~2006) (a)ENSO影响下5~10月降水异常分布图；(b)ENSO影响下11~4月降水异常分布图 Fig. 5 Precipitation anomalies under the influence of ENSO(1979~2006).(a)Precipitation anomalies under the influence of ENSO(May-October); (b)Precipitation anomalies under the influence of ENSO(November-April) |
将整个全新世北半球太平洋东西两岸的石笋δ18O记录对比(图 6)，发现在9~7ka B.P.，美国西南部Pink Panther洞和墨西哥Cueva del Diablo洞石笋δ18O值均整体明显偏正(图 6b和6c)，代表北美夏季风减弱[40, 42]；但董哥洞DA石笋δ18O在9~7ka B.P.期间在波动中整体表现为偏负(图 6a)，代表夏季风强盛[19]。这说明在早全新世期间，亚洲夏季风与北美夏季风呈现反相位变化，但是晚全新世并没有这种反相关关系。上述记录表明亚洲夏季风与北美洲夏季风在早中全新世变化趋势相反：亚洲夏季风逐步增强，北美夏季风逐步减弱。但是在7~2ka B.P.期间，亚洲季风区和北美季风区石笋δ18O记录均表现出偏正趋势，指示亚洲夏季风与北美夏季风均减弱(图 6a~6c)。另外，早中全新世印澳季风区的KNI-51洞[22](图 6d)，以及南美洲季风区Huagapo洞石笋δ18O持续偏负响应了南半球夏季太阳辐射的增强[24](图 6e)，并与董哥洞DA石笋δ18O表现出了相反的变化趋势[19](图 6a)。但是在晚全新世，澳大利亚北部KNI-51石笋δ18O在4.2~1.5ka B.P.明显偏正，指示印澳夏季风减弱[22](图 6d)；秘鲁Huagapo洞石笋δ18O值在2.5~1.3ka B.P.期间也呈偏正趋势，指示南美夏季风减弱[24](图 6e)。上述记录对比表明太平洋东西两岸季风区在早中全新世呈现为反相位变化，但是晚全新世太平洋东西两岸夏季风都呈现一致减弱趋势；在1~2ka B.P.期间，各季风区的夏季风达到最弱。石笋δ18O的这种变化趋势对应于晚全新世不断增强的ENSO活动[4](图 6f)。
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图 6 全新世太平洋东西两岸气候记录对比图 (a)董哥洞[19]；(b)美国Pink Panther洞(粉色)[42]；(c)墨西哥Cueva del Diablo洞(棕色)[40]；(d)澳大利亚KNI-51洞[22]；(e)秘鲁Huagapo洞[24]；(f)加拉帕戈斯岛El Junco湖沉积物泥沙含量[4]图中(a~c)灰色曲线代表北半球30°N夏季太阳辐射[77]，(d~f)灰色曲线代表南半球30°S夏季太阳辐射[77]，其中(f)蓝色虚线代表ENSO增强 Fig. 6 Comparison of climate records between the east and west Pacific in Holocene.(a)Dongge Cave[19]; (b)Pink Panther Cave, America(pink curve)[42]; (c)Cueva del Diablo Cave, Mexico (brown curve)[40]; (d)KNI-51 Cave, North Australia[22]; (e)Huagapo Cave, Peru[24]; (f)Percent sand of El Junco Lake sediment record, Galapagos[4]. The gray curve is summer insolation at30°N(JJA)(a~c)[77] and 30° S(DJF)(d~f)[77]. The blue dashed arrows denote an enhancement of ENSO activity in (f) |
El Niño事件强度和发生频率在3ka B.P.左右增强[6, 78]，使ENSO对气候的影响在晚全新世显得更加突出，且被众多古气候载体所记录[14, 79~82]。在西太平洋，ENSO主要通过Walker环流和西太平洋副热带高压的位置和强度变化对亚洲季风区产生影响[7, 56, 83~85]。在El Niño事件发生时，Walker环流减弱，而且它的上升支向东移动远离西太平洋暖池[86~87]；同时，西太平洋副热带高压增强并向西移动[56]，东亚季风区来自近源(西太平洋水汽)水汽增加，来自印度洋的远源水汽减少，由于前者输送路程较近，导致东亚季风区石笋氧同位素比值偏正[88]。同样，印度季风区Sahiya洞石笋在ENSO活动增强时δ18O也偏正[36]，这是由于El Niño态会在南亚产生一个异常的下沉区，而印度季风区水汽来源相对比较单一，大气降水中δ18O受雨量效应影响而偏正，最终导致石笋中δ18O也偏正[89]。印度尼西亚-太平洋暖池(IPWP)是印澳季风区主要的水汽和热量输送源地[33]。研究表明，在El Niño状态下，IPWP区域的表层暖水向东移动或暖池范围缩小，低层冷海水上涌补充增加，导致IPWP海温下降，热带季节内振荡(Madden-Julian Oscillation，简称MJO)减弱[90]；Walker环流上升支向东移动，使得印澳夏季风减弱[10]。
信风携带大西洋水汽跨越赤道为南美季风区输送水汽，因此大西洋海水温度异常会影响南美夏季风变化[91]。此外，众多的现代监测和大气环流模拟研究也表明太平洋ENSO活动会影响南美夏季风变化[92~93]。El Niño事件发生，赤道东太平洋海水温度上升产生Rossby波响应使得大气环流发生异常，导致亚马逊盆地北部盛行下沉气流，南美夏季风减弱，降水δ18O值偏重[65, 92, 94~95]。Kanner等[24]也通过对比西太平洋[96]和东太平洋[97]海水温度记录，发现晚全新世赤道东太平洋海水温度增加，El Niño活动增强，南美夏季风减弱。El Niño发生时，北美洲东太平洋沿岸经向海水温度梯度减弱、ITCZ向南移动，导致低空气流辐合减弱以及加勒比海低空急流减弱，使得北美洲季风区产生下沉气流[98~99]。上述变化使北美夏季风在El Niño活动频率增强时呈现减弱趋势。
4 结论本文选择了亚洲季风区、印澳季风区、北美季风区、南美季风区11个洞穴石笋δ18O和1个湖泊的Ti含量，对比研究各个记录在在3.5~0.5ka B.P.期间指示的夏季风变化特征，主要得到以下结论：
(1) 早中全新世南北半球夏季风表现为反相位变化，而晚全新世3.5~0.5ka B.P.期间南北半球夏季风均呈现整体减弱的变化趋势与先前研究认为的南北半球呈现“see-saw”模式表现出不一样的特征；晚全新世2次重要的气候突变事件，即1.5ka B.P.和2.7ka B.P.弱夏季风事件在各个季风区内均有表现。
(2) 晚全新世南北半球季风区夏季风整体变化趋势虽然一致，但是各个记录中的年-年代际尺度的气候突变事件的强度和变化结构等呈现出明显的差异性，这可能是由年龄控制点、样品分辨率、区域气候以及洞穴系统的差异性导致的。
(3) 晚全新世ENSO活动频率和幅度增强，使得低纬季风区在3.5~0.5ka B.P.期间除了受太阳辐射变化影响外，还受到ENSO活动变化影响，ENSO活动主要通过调整海气环流格局影响季风区夏季风强度变化。本文的研究有助于进一步认识南北半球季风区夏季风演变趋势及其驱动因素。
致谢: 感谢西南大学地理科学学院的韦瑾、冯湘湘、何志立等研究生同学在绘图中提供的帮助。感谢审稿专家、编辑部赵淑君老师和杨美芳老师提出的宝贵修改意见以及西安交通大学赵景耀博士在绘图中提供的帮助。
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Chen Chaojun1,2,
Li Tingyong1,2
,
Wu Yao1,2,
Xiao Siya1,2,
Zhang Jian1,2,
Wang Tao1,2,
Li Junyun1,2
2 Field Scientific Observation & Research Base of Karst Eco-environments at Nanchuan in Chongqing, Ministry of Natural Resources of China, Chongqing 408435)
Abstract
Studying the evolution of the Late Holocene monsoon climate will help to understand and predict future climate changes more accurately in the monsoon regions. In the eastern and western coasts of the Pacific Ocean where the global monsoon is concentrated, a large number of paleoclimate records have been published in these regions. However, there is still a lack of comparative and integral studies on abrupt climate events in the four monsoon regions. To address this problem, comparing the δ18O of stalagmite records in 11 caves and Ti of 1 lake record which from four monsoon regions, namely Asian monsoon region, Indonesian-Australian monsoon region, American monsoon region, and the results show that the δ18O values of stalagmites show a positive trend in the Late Holocene, which mean summer monsoon declined. On the other hand, weak summer monsoon events of 1.5 ka B. P. and 2.7 ka B. P. are observed in four monsoon regions. Furthermore, it also recorded a series of weak summer monsoon events on decadal to centennial timescales with decreasing trend in the east and west Pacific. However, this feature is different from the "see-saw" pattern between northern and southern hemisphere. Because of the enhanced ENSO(El Niño-Southern Oscillation) activity in the Late Holocene, which played an important role in the weakening of the summer monsoon between the northern and southern hemispheres of both sides of the Pacific Ocean. During El Niño events, the Walker circulation weakens and its rising limb shifts eastward away from the western Pacific warm pool. At the same time, the western North Pacific subtropical high(WPSH) strengthens and stretches westward, which resulted into the weakening of the Asian summer monsoon. Note that, the Walker circulation and its rising limb shifts eastward also led to the declining of sea surface temperature(SST) in Indo-Pacific Warm Pool(IPWP), then Indo-Australian summer monsoon weakened as Madden-Julian Oscillation(MJO) weakened. Furthermore, during El Niño events, a rising of SST in the eastern equatorial Pacific led to the weakening of the temperature gradient in the eastern and western Pacific. Consequently, the low Level Jet(LLJ) in the South American monsoon region weakens with South America summer monsoon declined. Contemporary, an enhanced LLJ(low level jet) stream over North American Caribbean, result in enhanced subsidence in this monsoon region, and it turns out that North American summer monsoon may be declined in this period. Our conclusion suggests that ENSO activity enhanced could lead to a weakening summer monsoon trend in the east and west Pacific during the Late Holocene.